Felelős kiadó Haas János, a Magyarhoni Földtani Társulat elnöke Főszerkesztő Császár Géza Műszaki szerkesztők Piros Olga Simon yi Dezső Nyelvi lektor Philip Rawlinson Szerkesztőbizottság Elnök: Haas János Fodor László, Greschik Gyula, Palotás Klára, Papp Gábor, Sztanó Orsolya, Vörös Attila Főtámogató MÓL Rt. A kéziratokat az alábbi címre kérjük küldeni Piros Olga, 1442 Budapest, Pf. 106. e-mail: piros@mafi.hu Bulletin of the Hungárián Geologicai Society * * Editor-in-charge János Haas, President of the Hungárián Geologicai Society Editor-in-chief Géza Császár Technical editors Olga Piros D ezső Simonyi Language editor Philip Rawlinson Editorial board Chairman: János Haas László Fodor, Gyula Greschik, Klára Palotás, Gábor Papp, Orsolya Sztanó, Attila Vörös Sponsor MÓL Rt. Manuscripts to be sent to Olga Piros, 1442 Budapest, P. O. box 106. e-mail: piros@mafi.hu Földtani Közlöny is abstracted and indexed in GeoRef (Washington), Pascal Folio (Orleans), Zentralblatt für Paláontologie (Stuttgart), Referativny Zhurnal (Moscow) and Geológiai és Geofizikai Szakirodalmi Tájékoztató (Budapest) Tartalom — Contents Bérczi István: In memóriám dr. Hámor Géza ( 1934-2007). 3 Varga Andrea, Raucsik Béla, Kovács Kis Viktória, Szakmány György: A felső-paleozoikumi Turonyi Formáció (Szlavóniai-Drávai-terrénum) pelites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői. — Mineralogical and petrological characteristics of mudrocks from the Upper Palaeozoic Turony Formation (Slavonia-Drava unit). 5 Császár Géza, Főzy István, Mizák József: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete. — Geologicai settings and the history ofthe Eperjes Hill, Olaszfalu, Bakony Mountains. 21 Gál Benedek, Poros Zsófia, Molnár Ferenc: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései és azok kapcsolatai regionális földtani esemé¬ nyekhez. — Hydrothermal events in the Hárshegy Sandstone Formation and their relationships to régiónál geologicaiprocesses, Buda Hills, Hungary. 49 Szepesi János, Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója. — Palaeovolcanic reconstruction ofthe Cser Hill - Ó-Gönc rhyolitic rangé, Telkibánya, NW Tokaj Mts. 61 Bradák Balázs: Rövid tudománytörténeti áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról. — Short historical overview about the roots and chance ofQuaternary and somé connecting term. 85 Márton Ernő, Márton Péter, Zajzon Norbert: Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában. — Environmental magnetism — the role of magnetic particles in tracing environmental pollution by anthropogenic dúst. 97 Rövid közlemények Géza Császár, Félix Schlagintweit, Olga Piros, Balázs Szinger: Is there any Dachstein Limestone fragment in the Felsővadács Breccia Member? — Van egyáltalán Dachsteini Mészkő a Felsővadácsi Breccsában ? 107 Hírek, ismertetések (összeállította Palotás Klára) 111 Első borító: Szepesi et al. III. tábla 2. kép. Hátsó borító: Gál et al. I. tábla 2. kép (bal), I. tábla 5. kép (jobb) f Budapest, 2008 ISSN 0015-542X J Útmutató a Földtani Közlöny szerzői számára A Földtani Közlöny — a Magyarhoni Földtani Társulat hivatalos szakfolyóirata — csak eredeti, új tudományos eredményeket tartalmazó (magyar, ill. idegen nyelven még meg nem jelent) közleményeket fogad el. Elsődleges cél a hazai földdel foglalkozó, vagy ahhoz kapcsolódó tárgyú cikkek megjelentetése. A kézirat lehet: értekezés, rövid közlemény, vitairat, fórum, szemle, rövid hír, könyvismertetés, ill. a folyóirat egyéb rovataiba tartozó mű. Vitairat a vitatott cikk megjelenésétől számított hat hónapon belül küldhető be. Ez esetben a vitatott cikk szerzője lehetőséget kap arra, hogy válasza a vitázó cikkel együtt jelenjék meg. Az értekezések maximális összesített terjedelme 20 nyomdai oldal (szöveg, ábra, táblázat, fénykép, tábla). Ezt meghaladó értekezés csak abban az esetben közölhető, ha a szerző a többletoldal költségének 130%-os térítésére kötelezettséget vállal. A tömör fogalmazás és az állításokat alátámasztó adatszolgáltatás alapkövetelmény. A folyóirat nyelve magyar és angol. A közlésre szánt értekezés és rövid közlemény bármelyik nyelven benyújtható, az értekezés esetében magyar és angol nyelvű összefoglalással. Az angol változat vagy összefoglalás elkészítése a szerző feladata. Magyar nyelvű értekezés esetén részletes angol nyelvű összefoglaló kívánatos. Más idegen nyelven történő megjelentetéshez a Szerkesztőbizottság hozzájárulása szükséges. A kéziratot (szöveg, ábra, táblázat, fénykép, tábla) digitális formában — lemezen vagy hálózaton keresztül — kell benyújtani, emellett a technikai szerkesztőhöz 3 nyomtatott példányt is meg kell küldeni. Ha a szerző nem tudja biztosítani a digitális formát a kézirat elfogadásáról a Szerkesztőbizottság javaslata alapján a Társulat Elnöksége dönt, tekintettel annak költségvonzatára. Jelenleg IBM-kompatibilis személyi számítógépen bármely szövegszerkesztőből ASCII kódban (DOS Text Only) kimentett változat nyújtható be, de elsősorban a Word változatok használata javasolt (rtf formátumban). A Szerkesztőbizottság három lektort jelöl ki. A felkért lektoroknak 3 hét áll rendelkezésre a lektorálásra. A harmadik lektor egy pozitív és egy negatív vélemény, ill. valamelyik lektor visszautasító válasza esetén kapja meg a kéziratot. A szerzőtől a Szerkesztőbizottság a lektorálás után 1 hónapon belül várja vissza a javított változatot. Amennyiben a lektor kéri, átdolgozás után újra megtekintheti a cikket, s ha kívánja, pár sorban közzéteheti szakmai észrevételeit a cikkel kapcsolatban. Abban az esetben, ha a szerzői javítás után megkapott cikkel kapcsolatban a lektor 3 héten belül nem nyilvánít véleményt, úgy tekintjük, hogy a cikket abban a formájában elfogadta. Mindazonáltal a Szerkesztőbizottság fenntartja magának a jogot, hogy kisebb változtatás esetén 2 hónapon, nagy átdolgozás esetén 6 hónapon túl beérkező cikkek megjelentetését visszautasítsa. A kézirat részei (kötelező, javasolt): a) Cím b) Szerző(k), postacímmel (E mail cím) c) Összefoglalás (magyarul, angolul) d) Bevezetés, előzmények e) Módszerek f) Adatbázis, adatkezelés g) A téma kifejtése — megfelelő alcím alatt h) Diszkusszió i) Következtetések j) Köszönetnyilvánítás k) Hivatkozott irodalom l) Ábrák, táblázatok és fényképtáblák m) Ábra-, táblázat- és fényképmagyarázatok (magyarul és angolul) A Közlöny nem alkalmaz az alcímek esetében sem decimális, sem abc-s megjelölést. Kérjük, hogy az alcímeknél és bekezdéseknél ne alkalmazzanak automatikus sorszámozást vagy bekezdésjelölést. Harmadrendű alcímnél nem lehet több. Lábjegyzetek használata kerülendő, amennyiben mégis elkerülhetetlen, a szöveg végén sorszámozva ún. végjegyzetként jelenik meg. A cikk szövegében hivatkozások az alábbiak szerint történjenek: Radócz (1974), ill. (Radócz 1974) Galácz & Vörös (1972), ill. (Galácz & Vörös 1972) Kubovics et al. (1987), ill. (Kubovics et al. 1987) (Galácz & Vörös 1972; Radócz 1974,1982; Kubovics et al. 1987) (Radócz 1974, p. 15.) Az irodalomjegyzék tételei az alábbi minta szerint készüljenek: Wignall, R B. & Newton, R. 2001: Black shales on the basin margin: a model based on examples from the Upper Jurassic of the Boulonnais, northern Francé. — Sedimentary Geology 144 / 3 , 335-356. A hivatkozásokban, irodalmi tételekben a szerző nevét kis kapitálissal kell írni, a cikkben kerülendő a csupa nagybetű használata. Az illusztrációs anyagot (ábra, táblázat, fénykép) a tükörméretbe (170x240 mm) álló, vagy fekvő helyzetben beilleszthető méretben kell elkészíteni. A fotótábla magassága 230 mm lehet. Az illusztrációs anyagon a vonalvastagság ne legyen 0,3 pontnál, a betűméret ne legyen 6 pontnál kisebb. A digitális ábrákat, táblákat cdr, kiterjesztéssel, illetve, a tördelő programba történő beilleszthetőség miatt az Excel táblázatokat word táblázatokká konvertált formában, az Excel ábrákat CorelDraw formátumban tudjuk elfogadni. Amennyiben az ábra nem konvertálható cdr formátumba, a fekete és színes vonalas ábrákat 1200 dpi felbontással, tif kiterjesztéssel, a szürkeárnyalatos fényképeket 600, a színes fényképeket 300 dpi felbontással, tif, ill. jpg kiterjesztéssel tudjuk használni. A Földtani Közlöny feltünteti a cikk beérkezési idejét. A késedelmes szerzői javítás esetén a második (utolsó) beérkezés is feltüntetésre kerül. Az előírásoknak meg nem felelő kéziratokat a technikai szerkesztő a szerzőnek, több szerző esetén az első szerzőnek visszaküldi. A kéziratokat a következő címre kérjük beküldeni: Piros Olga 1443 Budapest, Pf. 106., e-mail: piros@mafi.hu Qeolo^if.al 138 / 1 , Budapest, 2008 In memóriám Dr. Hámor Géza 1934-2007 A Magyarhoni Földtani Társulat tiszteleti tagjai elnök¬ sége, választmánya, tagsága, a rokonok, barátok és ismerő¬ sök 2007. szeptember 14-én vettek búcsút a Fiumei úti sírkertben Dr. Hámor Gézától, társulatunk tiszteleti tagjᬠtól. Teljes ívű pálya volt az övé. Az 1956-ban végzett legné¬ pesebb és később legendássá vált ELTE geológus évfolyam elsőéves tagjaként 1953-ban lépett be a társulatba, hogy az¬ után valamennyi poszton az aktuális Alapszabály megen¬ gedte maximális időt kitöltve, végigjárja azt a pályát, ami ilyen teljességben csak keveseknek adatott meg: 1963-tól 1972-ig titkár, 1972-től 1981-ig főtitkár, 1981-1986 között társelnök, 1986-1991 között elnök. A tisztségviselőként eltöltött majd három évtized meg¬ határozó jellegű volt és bizonyára, mint a Társulat egyik virágkora rögzül az Annalesekben. Különösen az a nemzet¬ közi porondon való szereplést, a nemzetközi elismertséget illetően, ami finoman szólva nem volt a hivatalos politika által támogatott törekvés abban az időszakban sem. Akkor a sokoldalú nemzetközi kapcsolatok helyett az ideológiai töltetű, meglehetősen egysíkúan értelmezett, esetenként fegyveres beavatkozással is nyomatékosított, nemzetközi¬ ség élvezett elsőbbséget. A kezdeteket ebben a vonatkozásban az 1960-as évek vége jelentette a Magyar Állami Földtani Intézet cente¬ náriumához kapcsolódó rendezvényekkel. Ezeket ugyan nem közvetlenül a Társulat szervezte, de abban a társadalmi környezetben kellett hozzájuk a Társulat és a Műszaki és Természettudományi Egyesületek Szövetségének védőpaj¬ zsa. Az, hogy egy évvel a prágai események után kelet és nyugat szakembereinek találkozóhelye lett Budapest hosz- szútávra megalapozta az akkor és itt ki nem mondható, de gyakorlatban megvalósított, még ma is működő pragma¬ tikus alapelvet, hogy ahol mélyenszántó politikai szem¬ benállás miatt nincs lehetőség normális, országok közti kapcsolatok ápolására, ezeket politikailag el nem kötelezett szakemberek szintjén kell fenntartani. Ez az alapelv érvényesült az 1970-es években is, amikor Magyarország és azon belül a Társulat élvezte nagyobb mozgásteret, és saját kapcsolatrendszerét felhasználva, ha¬ zai és nemzetközi finanszírozást összehozva elfogadtatta, elindította, és munkatársaival közel két évtized kemény munkájával végigvitte és megjelentette a széles értelemben vett Alpok-Kárpát-Balkán régió „Neogén ősföldrajzi tér- képsorozatát”. Ma, amikor az újságok tele vannak egzotikus utazások hirdetéseivel, korosztályán kívül kevesen képesek elképzelni mit is jelentett az 1970-es években egy lengyel, ukrajnai (akkor szovjet állampolgár), bolgár, román vagy éppen cseh geológus, professzor számára az a lehetőség, hogy hivatalosan Magyarországra jöhet és munkájáért ma már szerények számító, de akkor nem elhanyagolható tisz¬ teletdíjat kap, hivatalosan és kemény valutában. Talán nem teljesen szubjektív azt mondani, hogy e nemzetközi karrier csúcsát a 8. Regionális Mediterrán Neo¬ gén Sztratigráfiai Konferencia jelentette, 1985-ben. Az évekig tartó alapos előkészítés meghozta a várt eredményt: 4 In memóriám dr. Hámor Géza Amerikától Új-Zélandig, Svédországtól Líbiáig képvisel¬ tették magukat a mediterrán térséggel foglalkozó szakem¬ berek. Mind a mai napig e szervezet leginkább kiemelkedő látogatottságú és eredményű kongresszusaként tartják szᬠmon ezt az összejövetelt. Utóhatásai mind a mai napig érezhető a tágabb térség fiatal képződményeinek kuta¬ tásában, hogy csak a USGS-KFH, ELTE-MIT együtt¬ működésekben megjelenő, színvonalas publikációkban (AAPG Memoir 45) dokumentált kutatási eredményeket említsem. Mi volt a titka, hogy három fronton is hely tudott állni: mint tudós, mint egy nagy múltú intézet vezetője, és mint Társulati elöljáró, ha úgy tetszik, szakmapolitikus — a szó nemes értelmében. Nem magunknak, hanem a jövő generᬠcióknak, az unokák generációjának kell választ és útmuta¬ tást adni. Először is: benne összefonódott két eredetileg na¬ gyon is rokon értelmű latin szó, a professio és confessió azaz a foglalkozás, tágabb értelemben a munka vagy még inkább hivatás és a hitvallás. A munka volt a hivatása és a hitvallása a munka, vagy azzal a szabatos kifejezéssel élve, amit a világ manapság nagyon nem szeret, de attól még létező fogalom, az állapotbeli kötelesség teljesítése. Ebből következik a második titok, a lélek nyugalma. Aki tudja, hogy kötelességét teljesítette annak a lelke nyugodt, akinek a lelke nyugodt az tud nevetni. Igazán azok az embe¬ rek veszedelmesek, akik nem tudnak nevetni, mert a rettentő gondterheltséget sugárzó komorság mögött sokszor tudat¬ lanság, tanácstalanság, rossz lelkiismeret gerjesztette, bi¬ zonytalanság van. Ő tudott nevetni és együtt nevetni mások¬ kal, sokszor talán akkor is, ha inkább sírni kellett volna. Együtt nevetni pedig végképp csak azok tudnak, akik vala¬ milyen formában összetartoznak. Hámor Géza elment közülünk de nem hagyott itt ben¬ nünket. Itt marad közöttünk annak a negyedszázadnak ered¬ ménye emléke, amit a Társulat vezetőjeként és annak az im¬ már történelemmé magasztosult fél évszázadnak eredménye és emléke, amit társulati tagként velünk töltött. Köszönjük Neki, és az Úristen jutalmazza meg érte övéi közt. Bérczi István A felső-paleozoikumi Turonyi Formáció (Szlavóniai-Drávai-terrénum) pelites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői Varga Andrea 1 , Raucsik Béla 2 , Kovács Kis Viktória 3 , Szakmány György 1 1 ELTE FFI Kőzettani és Geokémiai Tanszék, 1117 Budapest, Pázmány P. sétány 1/C, e-mail: raucsikvarga@freemail.hu; gyorgy. szakmany @ geology.elte.hu 2 Pannon Egyetem, AKLI Föld- és Környezettudományi Tanszék, 8200 Veszprém, Egyetem u. 10, e-mail: raucsik@almos.vein.hu 3 MTA Műszaki Fizikai és Anyagtudományi Kutatóintézet, 1121 Budapest, Konkoly Thege M. út 29-33, e-mail: kis@mfa.kfki.hu Mineralogical andpetrological characteristics ofmudrocks from the Upper Palaeozoic Turony Formation (Slavonia-Drava unit) Abstract In this paper, the results of mineralogical and petrological studies of very low-grade metapelitic sedimentary rock types (i.e. slate and metasiltstone) of the Upper Palaeozoic Turony Formation from Southern Transdanubia (western fiánk of the Villány Mountains, SW Hungary) are presented. The studied Turony samples are predominantly composed of albite, quartz, illite+muscovite, chlorite (mixed chlorite-smectite) and haematite. Additionally, calcite, dolomité and rare albitized K- feldspar and smectite alsó occur. Moreover, there are somé accessory minerals such as opaque grains (e.g. pyrite), tourmaline, zircon, monazite, rutile and apatite. The mineralogical composition of these rocks suggests a relatively felsic provenance area and reflects the cumulative effects of the early and subsequent burial diagenetic processes (such as albitization) in an open system, illitization and chloritization during warm and arid climatic conditions in a playa laké. Keywords: X-ray powder diffraction, SEM/TEM, provenance, albitization, metamorphism, Villány Mountains Összefoglalás Munkánkban a felső-paleozoikumi Turonyi Formáció (Villányi-hegység nyugati szárnya) nagyon kisfokú metamorf pelites kőzettípusainak (agyagpala és metaaleurolit) ásványtani és kőzettani jellemzését végeztük el. Eredményeink alapján a Turonyi Formáció kőzeteit elsősorban albit, kvarc, illit+muszkovit, klorit (klorit/szmektit kevert szerkezet), hematit; kis mennyiségben kalcit és dolomit, illetve alárendelten albitosodott káliföldpát és szmektit alkotja. Akcesszóriaként opak ásványok (pl. pirít), turmalin, cirkon, monacit, rutil és apatit fordul elő. Az ásványos összetétel alapján a Turonyi Formáció üledékképződésekor — száraz és meleg éghajlati viszonyok mellett — a sóstavi (playa) környezetbe uralkodóan felzikus törmelékanyag szállítódott. A vizsgált kőzetek jelenlegi ásványos összetétele a korai diagenetikus, illetve betemetődési diagenetikus folyamatok (nyílt rendszerben végbement albitosodás, illitesedés, kloritosodás) hatását tükrözi. Tárgyszavak: röntgen-pordiffrakció, SEM/TEM, lehordási terület, albitosodás, metamorfózis, Villányi-hegység Bevezetés A magyarországi litosztratigráfiai egységek leírása alap¬ ján a paleozoikumi (késő-karbon-kora-perm, stepha- ni-asseli; esetleg devon) Turonyi Formációt (Szlavó- niai-Drávai-terrénum, Villányi-zóna) „ibolyabarna” színű, selymes fényű, szericites, palás vagy vékonyréteges, fi¬ nomszemcsés homokkő, közbetelepülő homokos dolomit és agyagmárga rétegek alkotják. A törmelékes rétegsor tavi vagy síkparti fáciest képvisel, amelyben növényi lenyo¬ matok, őskétéltű lábnyomok, esetleg esőcseppnyomok őrződtek meg (Barabásné Stuhl 1997). A Turonyi Formáció rétegsora a felszínen nem fordul elő, kizárólag a Villányi-hegység északi előterében a Mecseki Ércbᬠnyászati Vállalat által 1962-ben mélyített mélyfúrásból, a Turony Tu-1 (a továbbiakban Tu-1) fúrásból ismert, amely a kőzetegyüttest 1169,2-1452,0 m közötti szakaszán harántolta (1-2. ábra). Fekvője ismeretlen, fedőjében — tektonikusán — a Korpádi Homokkő Formáció képződ¬ ményei találhatók (Kovács 1967; Barabásné Stuhl 1988; Fülöp 1994). Napjainkra a fúrás kőzetanyaga — sajnálatos módon — szinte teljesen megsemmisült. A Turonyi Formáció kőzetegyüttesét a Tu-1 fúrás első földtani dokumentálásakor Jámbor Áron és Szederkényi 6 Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 1. ábra. A Villányi-hegység egyszerűsített földtani térképe a mintagyűjtés helyének feltüntetésével (Csontos et al. 2002; Varga etal. 2007) Figure 1. Generalized geological map of the Villány Mts and sample locality ( Csontos et al. 2002; Varga et al. 2007) Tibor a felső-permi Bodai Aleurolit Formációba sorolta (Kassai 1976, Barabásné Stuhl 1988; Fülöp 1994). Ez a képződmény az uránkutatás szempontjából érdektelen volt, ezért a rövid makroszkópos leíráson túl a törmelékes kőzetek vizsgálatát nem végezték el. A Tu-1 fúrás reambulációs szedimentológiai, őslénytani, ásvány¬ kőzettani vizsgálatakor Barabásné Stuhl (1975a, 1975b, 1988) felső-karbon-alsó-permi őskétéltű lábnyomokat talált a rétegsorban, ezért a Magyar Rétegtani Bizottság 1986-ban önálló kőzetrétegtani egységként különítette el. Barabásné Stuhl (1988) alapján a Turonyi Formáció és a Bodai Aleurolit Formáció elkülönítésének alapvető szempontjait az I. táblázatban foglaltuk össze. A két I. táblázat. A Turonyi Formáció és a Bodai Aleurolit Formáció makroszkópos bélyegei Barabásné Stuhl (1988) alapján Table I. Macroscopical features of Turony and Boda Siltstone Formations after Barabásné Stuhl (1988) Turonyi Formáció Bodai Aleurolit Formáció uralkodóan homokkő uralkodóan aleurolit (vegyi üledék?) „ibolyabarna” színű, zöld karbonátos betelepülésekkel vörösbarna színű, vörösbarna dolomit betelepülésekkel fényes, selymes megjelenésű, jól rétegzett, palás rétegzetten, vagy vastagpados, vagy szemcsésen-szegletesen széteső erősen csillámos (szericit) csillámot nem, vagy alig tartalmaz sok ősmaradványt és szervetlen nyomot tartalmaz szerves, szervetlen nyom nem található formáció részletes ásványtani és kőzettani összehasonlítása azonban nem történt meg, mert az utóbbi képződményt ekkor még érdemben nem vizsgálták (Fazekas in Barabásné Stuhl 1988). A Turonyi Formáció pontos korbesorolását sajnos Barabásné Stuhl (1988) kutatási eredményei sem tették lehetővé. A kapott őslénytani eredmények rendkívül bi¬ zonytalanok, továbbá ellentmondóak. A jelenleg elfogadott álláspont (stephani) arra az Anthichnium salamandroides őskétéltű lábnyomra épül, amelyet Haubold (in Barabásné Stuhl 1988) azonosított. Ezt a lábnyomot azonban Kozur (in Barabásné Stuhl 1988) más — asseli korú — fajnak határozta meg. A formáció kis átmérőjű fúrómagjaiból olyan töredékes növénymaradványok is előkerültek, ame¬ lyek devon, esetleg alsó-karbon ősharasztoktól származ¬ hatnak (Barabásné Stuhl 1988). A rendkívül bizonytalan rétegtani helyzetre Barabásné Stuhl (1988) is felhívta a figyelmet, aki hangsúlyozta, hogy a „jövőbeni esetleges újabb megismerések módosíthatják vagy teljesen meg is változtathatják a formáció jelenleg alkalmazott korbe¬ sorolását”. Munkánkban — az OTKA T 034924 témához kapcso¬ lódva, az ELTE Kőzettani és Geokémiai Tanszékén folyó doktori program keretein belül — a Turonyi Formáció pelites kőzeteinek ásványtani, kőzettani és geokémiai vizsgálatát végeztük el. Kutatásunk elsődleges célja a bizonytalan rétegtani helyzetű Turonyi Formáció részletes jellemzése volt annak reményében, hogy a kapott adatokat — a dél-dunántúli paleozoikumi törmelékes sorozaton Földtani Közlöny 138/1 (2008) 7 felszín alatti mélység (m) 2 1150- g _ - mm -- 1276,4-1278,8 in XRD, SFM/F.DS,TFM/FDS o — 1300— 1450—1 a Ű ű ű O Jelkulcs Key =L ■ agyagkö, aleurolit H í ~'la lFtl< >jrtt? síit tiOr>i-‘ ° H a ■ 1 H.FkO f 1 óflr Jr |-1 homokkő 1 Sandstone & ■ ■ 1 | koügjomerátiim 1 ° ° 1 Conglomerme ■ kélcltii lábnyom /ím/3/n^ífl7i/w>ípí j iKr karhonátkon krcció Carhnuate cancretian pirltesedés Pvnthation dolomilmárga Doiomar! íilbrtosodott fclzikns vulkánit Albitizedjelsic vatcanic rock 51 — 1204,4 1207,2 m XKD f .Í27. kiflii i- m.\i) m) XRD 1 239,2 1241.Km XRD 12X2.6-1285,4 m PM XRD 1285,4-1288.1 m SFM/FDS —tufít — lllIlL —. vulkán ff - - - tufít 12463-1319,3 in XRD 1375,3-1378,6 m XRD 1394.8 1396,0 m XRD 1433,1—1435,6 ni XRD 377 . láda t 1450 ,U ni> XRD Tulptnélység: 1452,0 un 2. ábra. A Turonyi Formáció egyszerűsített rétegsora a mintavételi pontok és az alkalmazott vizsgálati módszerek feltüntetésével a Tu-1 fúrásban Rövidítések: H. F. = homokkő formáció; XRD = röntgen-pordiffrakció; PM = petrográfiai mikroszkópia; SEM = pásztázó elektronmikroszkópia; TEM = transzmissziós elektronmikroszkópia; EDS = energiadiszperzív analízis Figure 2. Generalized lithological column ofthe Turony Formation with the sampling points and used methods in borehole Tu-J Abbreviations: H.F.= sandstone formation (Hungárián abbreviation); XRD = X-raypowder diffraction; PM=petrographic microscopy; SEM= scanning electron microscopy; TEM=transmission electron microscopy; EDS = energy dispersive spectroscopy belül — petrográfiai és geokémiai korrelációra használjuk fel. Tanulmányunkban a Turonyi Formáció pelites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellegzetességeit ismertetjük, hogy ezzel megalapozzuk a későbbi geokémiai korrelációt. Mintagyűjtés, vizsgálati módszerek A Turonyi Formáció földtani alap szelvényének tekintett Tu-1 fúrás kőzetanyagának jelentős része napjainkra megsemmisült, ezért a fúrás 1204,4-1435,6 m közötti szakaszából 9 archivált kőzetminta, valamint további két — Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői pontos mélységadat nélküli — fúrómagminta ásványtani és kőzettani vizsgálatát végeztük el (2. ábra). A petrográfiai megfigyelések az 1282,6-1285,4 m mélységközből szár¬ mazó aleurolit-finomszemcsés homokkő polarizációs mikroszkópos vizsgálatára épültek. 10 minta röntgen-pordiffrakciós vizsgálata a Pannon Egyetem Mérnöki Karának Föld- és Környezettudományi Tanszékén készült. A felvételeket Philips PW 1710 típusú ké¬ szülékkel, CuK a sugárforrással, hajlított grafitegykristály- monokromátor és proporcionális számláló detektor alkal¬ mazásával készítettük (csőáram: 40 mA, csőfeszültség: 50 kV, résrendszer: 1°-1°, goniométersebesség: 0,035°/s). A minták ásványos összetételének meghatározásához a porított kőzet¬ mintákból három méréssorozat készült: (1) teljes minta, orien- tálatlan diffrakciós felvétel, ún. „rázós” mintatartóban; (2) <2 pm szemcseméretű frakció vizsgálata, desztillált vizes ülepítést és ultrahangos kezelést követően, légszáraz minta; (3) a 2. sorozat mintáiról etilén-glikolos kezelést (4 órán keresztül, 80 °C-on) követően készített felvételek. Az alap- felvétel szerint kalcitot tartalmazó mintákat a <2 pm-es frakció vizsgálata előtt 5 tömegszázalékos, szobahőmérsékletű ecetsav-oldattal kezeltük. A rétegszilikátokat a bázisreflexiók helyzete alapján különítettük el. A 14 Á-ös, nem expandáló ásványt („Montot”) tartalmazó mintáknál finomabb résrendszert és Msebb felvételi sebességet (0,005°/s) alkal¬ maztunk, hogy a klorit 002 csúcsa nagyobb biztonsággal elkülöníthető legyen más fázisok (kaolinit, szerpentin¬ ásványok) 7 Á-ös bázisreflexiójától. A rétegközi tér domináns kationjának meghatározásához a klorittartalmú mintákat 350, 450, 550 és 640 °C-on hőkezeltük, majd a lehűlésig exszikkátorban tároltuk (Bailey 1988). A <2 pm szemcse¬ méretű, ülepített, légszáraz mintákon Árkai (1983) alapján az Mit kristályossági fokát (IC) szintén meghatároztuk. Az adott paraméterek mellett a félértékszélesség adatok szórása IC=0,347 A°20 esetén s=0,036 A°20 (n=10). Az agyagkövek jellemzését a Pannon Egyetem Mérnöki Karának Szilikát- és Anyagmérnöki Tanszékén két minta környezeti scanning elektronmikroszkópos (ESEM) vizsgᬠlatával egészítettük ki (elemző: Oravetz Dezső). Az 1276,4-1278,8 m-es mélységből vett mintáról a szekunder elektronképeket (SEI) Philips XL30 ESEM készülékkel, nagyvákuumú üzemmódban, 25 kV-os gyorsítófeszült¬ séggel készítettük. A mintafelület vezetővé tételét katódpor- lasztással (Balzers SCD020 katódporlasztó) felvitt Au-Pd (10-20 nm) réteggel biztosítottuk. A környezeti szekunder elektronképeken (GSEI) bemutatott ásványok félmeny- nyiségi összetételének meghatározásához — kezeletlen mintafelületen (1276,4-1278,8 m-es, illetve 1285,4-1288,1 m-es mélységből vett minták) — környezeti üzemmódban, EDAX energiadiszperzív röntgenanalizátorral, 20 kV-os gyorsítófeszültséggel pontanalízist végeztünk (a gerjesztési körte mérete ~5 pm átmérőjű gömbi térfogattal közelíthető). A kémiai összetétel tömeg-, illetve atomszázalékos meg¬ adásához Albite#4 Amelia (CM Taylor Corp.) albit- standardot használtunk. Az 1276,4-1278,8 m-es mélységből vett minta agyagfrakciójának kémiai és szerkezeti jellemzéséhez — a <2 pm szemcseméretű frakció felhasználásával — transz- missziós elektronmikroszkópos (TEM) vizsgálatot is végeztünk. Az elektronmikroszkópos vizsgálatokhoz a mintát alkoholban lágyan porítottuk, majd az így keletkezett híg szuszpenzióból egy cseppet az amorf szénnel, illetve formvar lyukhártyával borított mintahordozó rézrostélyra helyeztünk. A vizsgálatok Philips CM20 transzmissziós elektronmikroszkópon készültek. A szelektált területű elektrondiffrakciós (SAED) felvételeket 10 pm-es sze¬ lektáló blendével készítettük, amely 250 nm-es szelektált területnek felel meg. A felvételeket Ditabis gyártmányú „Imaging Plate”-ek segítségével rögzítettük (pixelméret: 17,5 pm, felbontás: 5142x4571 pixel). Mivel az agyag¬ ásványok nagy intenzitású elektronsugár alatt szerkezeti változásra, illetve roncsolódásra hajlamosak — a sugár¬ károsodás megelőzésére — a TEM vizsgálat során kímé¬ letes sugáráramot használtunk. A kémiai elemzéseket a Philips CM20 mikroszkópra szerelt, Nórán típusú energiadiszperzív röntgenspektrométerrel (EDS) végeztük, amely a bornál nagyobb rendszámú elemek detektálását teszi lehetővé. A kémiai analízishez 20 nanométeres mintavastagságot és 2,5 g/cm 3 sűrűséget tételeztünk fel. Ezek az értékek finomszemcsés üledékes kőzetekben meg¬ jelenő agyagásványokra nézve megfelelőnek tekinthetőek, az ezektől való reális eltérések nem jelentékenyek. A pontanalízisekhez az anyag nagyfokú sugárérzékenysége miatt 40 nanométeres átmérőjű (félértékszélességű) gerjesztősugarat alkalmaztunk. A pontanalízist, amennyi¬ ben kapcsolódott hozzá, mindig megelőzte a kép, illetve a diffrakciós felvétel készítése. A vizsgálatok eredményei és értelmezésük Polarizációs mikroszkópos vizsgálat A vizsgált aleurolit-finomszemcsés homokkőmintában agyagos-hematitos mátrixban elhelyezkedő, orientált opak szemcsékből és rétegszilikátokból (döntően muszkovit, kevés kloritosodott biotit) álló laminák; valamint pátos kalcittal, hematittal és agyagásványokkal cementált, finom¬ szemcsés homok méretű (átlagosan 100 pm, maximálisan 200 pm), szögletes, illetve gyengén koptatott törmelék¬ szemcsékből álló laminák és aprószemcsés homok méretű (átlagosan 200-250 pm) szemcsékből álló lencsék válta¬ kozása figyelhető meg ( 3 . ábra, a). A törmelékes szemcsék kis mérete miatt a kőzettör¬ melék mennyisége alárendelt. Átalakult káliföldpátból, kvarcból és muszkovitból álló metamorf eredetű kőzet- törmelékek felismerhetők ( 3 . ábra, b), azonban ezek pon¬ tosabb meghatározása nem lehetséges. Az ásvány törme¬ lékek közül legnagyobb mennyiségben a határozott kiol¬ tásé, illetve unduláló monokristályos kvarc (Qm) fordul elő, azonban polikristályos szemcsék (Qp) szintén azonosít¬ hatók. A Qp közül olyan megnyúlt, sok alkristályból álló, irányítottan elhelyezkedő szemcsék (Qp m ) is megjelennek, Földtani Közlöny 138/1 (2008) 9 3. ábra. Az 1282,6-1285,4 m-ből vett minta petrográfiai jellegzetességei. a) keresztlaminált aleurolit-finomszemcsés homokkő; b) aprószemcsés homok méretű ásványtörmelékek az aleurolitban (IN); c-d) barna zárványokat (Z) tartalmazó albitosodott káliföldpátszemcse mikrites kalcit-helyettesítéssel (C) (IN és +N); e) turmalin a finomszemcsés homokkőben (IN); f) nehézásványok dúsulása a finomszemcsés homokkőben (IN). További rövidítések: Lm = metamorf kőzettörmelék; Qm = monokristályos kvarc; Qp = polikristályos kvarc; Qp m = átkristályosodott polikristályos kvarc; P = plagioklász; K = káliföldpát; Ab = albit; mu = muszkovit; tu = turmalin; ci = cirkon; op = opak szemcsék Figura 3. Petrographic characteristics of the samplefrom depth intervalof1282.6-1285.4 m. a) cross-laminated siltstone to veryfine-grained sandstone; b)fine-grained sand-sized mineralfragments in siltstone (pláne polarized light); c-d) albitized K-feldspar grain with brownish inclusions (Z) and micritic calcite (C) replacement (pláne polarized light and crossed nicols). e) tourmaline in veryfine-grained sandstone (pláne light);f) concentration ofheavy minerals in veryfine-grained sandstone (pláne polarized light). Other abbreviations: Lm = metamorphic rock fragment; Qm = monocrystalline quartz; Qp = polycrystalline quartz; Qp m = recrystallized polycrystalline quartz; P = plagioclase; K=K-feldspar; Ab = albite; mu = muscovite; tu = tourmaline; ci = zircon; op = opaque grains amelyek metamorf átkristályosodás bélyegeit tükrözik (3. ábra, b). A helyenként poliszintetikusan ikresedett plagi- oklászszemcsék lehetnek üdék, vagy különböző mértékű szericitesedés és kalcitosodás nyomait mutatják (3. ábra, b). A törmelékes káliföldpátszemcsék általában hematit- zárványosak (3. ábra, b); gyakori a nagyobb (250 pm körüli) szemcsék zárványdús, kalcit-helyettesítéses átalakulása, albitosodása (5. ábra, c ). Az albitosodott szemcsék kioltása gyakran eltérő a szemcse belsejében és a hasadási síkok mentén (blokkos-táblás szektor jellegű), a peremi részen továbbnövekedés figyelhető meg (5. ábra, cl). További ásványtörmelékként muszkovitot, kloritot és nehéz¬ ásványokat (opak ásványok, turmalin, cirkon, rutil, apatit) figyelhetünk meg, amelyek gyakran az agyagos és a homokos laminák határán dúsulnak (5. ábra, e-f). Az átalakult törmelékes káliföldpát optikai jelleg¬ zetességei kis hőmérsékletű, diagenetikus albitosodásra utalnak (Kastner & Siever 1979; Gold 1987; Saigal et al. 10 Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 1988; Milliken 1989). Ez a folyamat általában a mikro- repedések és az iker- vagy hasadási síkok mentén kezdődik. A részlegesen albitosodott földpátban az oldódás-kicsa¬ pódás mechanizmus következtében gyakran mikropórusok figyelhetők meg (Gold 1987; Milliken 1989; Lee & Lee 1998). Saigal et al. (1988) eredményei szerint az albito¬ sodott káliföldpát barna zárványosságát (Z) üregekben gazdag (vakuolás) autigén albit okozza ( 3. ábra, c ). Az átalakulás során keletkezett albit jellegzetes, blokkos¬ táblás szektorkioltást mutat, ami sem az elsődleges magmás vagy metamorf fázisok albitjára, sem a karlsbadi-iker típusra nem jellemző (Gold 1987). A törmelékes szemcsén belül lejátszódó albitosodást a szemcsék közötti pórus¬ térben — a szemcsék pereméhez kapcsolódva — tiszta, zárványmentes autigén albit megjelenése kísérheti ( 3. ábra, c-d). Azokban a pelites üledékekben, amelyekben a törmelékes földpátokat agyagos mátrix veszi körül, az albit továbbnövekedés nem, vagy csak alárendelten jelenik meg (Lee & Lee 1998). Röntgen-pordiffrakciós vizsgálat A teljes kőzetmintákból készült alapfelvételek ered¬ ményeit felhasználva (II. táblázat) a Turonyi Lormáció agyagköveiben az albit, a kvarc, a 10 Á-ös rétegszilikátok (illit+muszkovit) és a klorit uralkodó részaránya figyelhető meg. A minták többségében a kaiéit és a hematit mennyisége szintén jelentős. Bizonyos mintákban a klorit, a kaiéit és a hematit járulékos vagy mellékes elegyrészként fordul elő, amelyhez kaolinit társulhat. Ez utóbbi ásvány azonosítása a teljes kőzetből készült diffraktogramok alapján azonban bizonytalan. Néhány minta kimutatható mennyiségű káliföldpátot tartalmaz, valamint egy mintában (1433,1-1435,6 m) kis mennyiségben dolomit jelenik meg (II. táblázat). A vizsgált aleurolitminták ásványos össze¬ tétele az agyagkövekéhez hasonló, azonban ezek a minták — a petrográfiai megfigyeléssel ellentétben — kimutatható mennyiségű káliföldpátot nem tartalmaznak, ami alátᬠmasztja a káliföldpátok albitosodását. Az 1282,6-1285,4 m- es mélységközből származó aleurolitminta albit- és kalcittartalma jelentős, ettől eltérően az 1394,8-1396,0 m- ből vett minta rétegszilikátokban gazdag (illit+muszkovit és klorit), kalcitot azonban nem tartalmaz. Ligyelemre méltó, hogy a vizsgált turonyi pelitek diffraktogramjain nem jelentkezik alapvonal-emelkedés, ami az amorf anyag — azaz a hosszútávon rendezetlen fázisok — teljes hiányát jelzi. A minták <2 pm-es frakciójában (4. ábra) — litológiától és rétegtani helyzettől függetlenül — a 10 Á-ös réteg¬ szilikátok (illit+muszkovit) mennyisége a legjelentősebb (70-90%). A klorit relatív mennyisége 10-30% közötti, továbbá egy minta nyomnyi mennyiségű szmektitet tartalmaz (II. táblázat). Az illit kristályossági foka (IC) 0,319-0,442 °20 között változik (átlagosan 0,35 °20), ami egyértelműen az anchizónának, illetve két mintában a diagenetikus-anchizóna határ (0,390-0,435 °20) környezetének felel meg (Árkai 1983; Weaver 1989; Lrey & Robinson 1999). A minták <2 pm-es frakciójában — az XRD vizsgálat során — a klorit kevert rétegszerkezet bélyegeit tükrözi. A légszáraz felvételhez képest az etilén-glikolos kezelés hatására nem figyelhető meg változás (4. ábra, a-b). A 450 °C-os hőkezelést követően azonban a 7,06 Á-ös csúcs intenzitása számottevően, a 14,12 Á-ös csúcs intenzitása csekély mértékben, illetve egyáltalán nem csökkent (4. ábra, c). Az 550 °C-os hőkezelés után a két reflexió eltűnt, vagy diffúz jellé alakult; miközben a 6,5-7,5 °20 és 9,5-10,0 °20 tartományban egy-egy diffúz csúcs jelent meg (4. ábra, c). Ezek a megfigyelések a szabálytalanul közbe- rétegzett klorit/szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát tulajdonságaival párhuzamosíthatók („swelling chlorite” fázis; Weaver 1989). A 9,5-10,0 °20 tartományban II. táblázat. A teljes kőzetminták röntgen-pordiffrakciós vizsgálatának eredménye és a <2 pm-es frakció félmennyiségi ásványos összetétele Tahié II. Results ofX-ray powder diffraction analysis of the búik rock samples and semi-quantitative mineral composition (%) of the <2 pm fraction Turonyi Formáció (Turony Tu-1 fúrás) A teljes kőzetminták ásványos összetétele A <2 pm-es frakció félmennyiségi összetétele A <2 pm-es illit jellemzése uralkodó ásványok (lényeges elegyrészek) járulékos és mellékes elegyrészek ill+mu chl sme IC ~% ”2© 1204,4-1207,2 m (A) q, ab, chl > ill±mu hem, kfp (ny), cc (ny) 80 20 - 0,442 327. láda (-1225 m) (A) q, ab, chl > ill+mu, hem, cc kao (?) 80 20 - 0,328 1239,2-1241,8 m (A) ilhtmu, chl > q, ab, cc hem, kfp (ny) 85 15 - 0,343 1276,4-1278,8 m (A) q, ab > ilhtmu, hem chl, cc (ny), kao (?) 85 15 - 0,335 1282,6-1285,4 m (AL) q, ab > ill+mu, hem, cc chl, kao (?) 90 10 - 0,359 1346,3-1349,3 m (A) ill+mu, chl > q, ab, hem, cc kao (?) 80 20 - 0,339 1375,3-1378,6 m (A) ill+mu > q, ab cc, chl, kao (?), hem 85 15 - 0,319 1394,8 1396,0 m (AL) q, ill+mu, chl > ab hem, kao (?) 80 20 - 0,334 1433,1-1435,6 m (A) ill+mu > q, ab chl, hem, kfp (ny), cc, do (?), kao (?) 70 30 - 0,319 377. láda (-1450 m) (A) q, ab, chl > ill+mu, hem, cc kao (?) 80 20 ny 0,382 Rövidítések: A=agyagkő; AL = aleurolit; q = kvarc; ab = albit; kfp = káliföldpát; ill+mu = illit+muszkovit; cc = kaiéit; do = dolomit; hem = hematit; chl = klorit; kao = kaolinit; sme = szmektit; ny = nyomnyi mennyiség; ? = bizonytalan meghatározás; IC = illit kristályossági index. Abbreviations:A =claystone;AL =siltstone;q=quartz;ab =albite; kfp=K-feldspar;ill±mu=illite±muscovite;cc=calcite;do=dolomité; hem =hematite; chl=chlorite; kao = kaolinite; sme = smectite; ny = trace amount; ? = ambiguous determination; IC = illite crystallinity index. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 11 4. ábra. A vizsgált minták <2 pm-es frakciójának jellegzetes röntgen-pordiffraktogramjai. a) aleurolit, Tu-1 1282,6-1285,4 m; b-c) agyagkő, Tu-1 1433,1-1435,6 m. A légszáraz felvételhez képest az etilén-glikolos kezelés hatására nem figyelhető meg változás (a-b) Rövidítések: ill±mu = illit±muszkovit; chl = klorit; 450 °C = 450 °C-os hevítést követő felvétel; 550 °C = 550 °C-os hevítést követő felvétel Figure 4. Typical XRD patterns of the <2 /um fraction of the studied samples. a) siltstone, Tu-1 1282.6-1285.4 m; b-c) claystone, Tu-1 1433.1-1435.6 m. XRD pattern of the ethylene-glycolized sample is the same as that of the air-dried one (a-b) Abbreviations: ill±mu = illite±muscovite; chl = chlorite; 450 °C = heated at 450 °Q 550 °C = heated at 550 °C jelentkező csúcs vermikulit komponens jelenlétére is utalhat. Elektronmikroszkópos vizsgálatok A környezeti SEM felvételek alapján a hematittal cementált agyagkőben a plagioklász üde; átalakulás sem a peremi részen, sem a hasadási síkok mentén nem látható (5. ábra, a-b, d-e). A kezeletlen, friss törési felületen végzett kémiai elemzés alapján az O, a Si, az A1 és a Na tömeg¬ százalékos mennyisége a meghatározó; a vizsgált minta- térfogatokban alárendelten Mg, Fe, K, Ca és C szintén kimutatható volt (5. ábra, c és f). Figyelembe véve, hogy a sztöchiometrikus összetételű albit (NaAlSi 3 0 8 ) tömeg¬ százalékos elemösszetétele 8,8% Na, 10,3% Al, 32,0% Si és 48,9% O; továbbá, hogy a vizsgált szemcsék nem (5. ábra, c ), vagy karbonát formájában (5. ábra, f) tartalmaznak Ca- ot, a Turonyi Formáció plagioklászszemcséi az albit szélsőtag kémiai összetételének felelnek meg. Ez — a petrográfiai és a röntgen-pordiffrakciós vizsgálat ered- 12 Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 5. ábra. Az autigén albitszemcsék környezeti szekunder elektronképei (GSEI; a-b és d-e), továbbá energiadiszperzív röntgenspektrumai a tömeg- és atomszázalékos összetétel feltüntetésével (c és 0- Az alsó fénykép a felső fotón fehér téglalappal jelölt területnek felel meg Figure 5. Gaseous secondary electron image (GSEI) micrographs of authigenic albite (a-b and d-e) and EDS spectra (c-f) with the elemental compositions (wt% and at%). The area outlined by the white box in the upperphoto is shown in the lowerphoto ményével együtt — alátámasztja az autigén eredetet (Kastner & Siever 1979). A Fe, a K és a Mg a cementet alkotó hematit, illit, illetve klorit komponenseként értel¬ mezhető. Nem zárható ki azonban az sem, hogy a K a diagenetikusan albitosodott szemcse káliföldpát-reliktu- mához kapcsolódik. A vizsgált mintákban az elsősorban cementként, illetve átalakulási termékként megjelenő autigén illit négy jól elkülöníthető morfológiai típusba sorolható. A leggyakoribb, jól fejlett, lemezes kristályok (1. típus) átlagos mérete 10 pm körüli (6. ábra, a-b). Az illitlemezek szegélye nem, vagy csak kismértékben hullámos. A helyenként felismerhető görbült élek alapján ez a diagenetikus illit a betemetődés során a szemcséket bevonó, illetve póruskitöltő szmektit átala¬ kulásával jöhetett létre (Weaver 1989). A fibrózus, szálas illitkristályok (2. típus) leggyakrabban a változó méretű (maximálisan -200 pm), helyenként hajlított, törmelékes eredetű muszkovitlemezek szabálytalan alakú élein figyel¬ hetők meg (6. ábra, a; 7. ábra, a-b), azok késői diagenetikus átkristályosodása következtében alakulhattak ki (Weaver 1989; Worden & Burley 2003). Az elsődleges póruskitöltő autigén illit 1-2 pm hosszú, léces termetű kristályokat (3. típus; 6. ábra, b), illetve szálas halmazokat (filamentumok, 4. típus) alkot (6. ábra, c). Az autigén illit filamentumszerű morfotípusa Weaver (1989) alapján nyomásoldódási üreg póruskitöltéseként értelmezhető. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 13 6. ábra. Pásztázó elektronmikroszkópi (SEM) felvételek a diagenetikus rétegszilikátokról a) Szekunder elektronkép (SEI) a jól fejlett lemezes illitkristályokról (~10 pm, il), illetve a törmelékes muszkovitlemezek (M) élén megjelenő fibrózus illitről (i2); b) SEI felvétel a léces termetű illitről (i3); c) GSEI felvétel a filamentumos illitről (i4); d) SEI felvétel egy él-lap érintkezésű, klorit-szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát kristályhalmazáról (nyilak); e-f) „Káposztafej” szerkezetű klorit (fehér téglalappal jelölt terület) és környezetének GSEI felvétele, továbbá energiadiszperzív röntgenspektruma a tömeg- és atomszázalékos összetétel feltüntetésével Figure 6. Scanning electron microscope (SEM) micrographs illustrating the diageneticphyllosilicates a) Secondary electron image (SEI) micrograph of authigenic illite showing well-developedplates of the illite crystals ( ~ 10pm, il), andfibrous illite (i2)growing on the edge ofplaty detrital muscovite (M); b) SEI micrograph oflath-shaped illite (i3); c) GSEIphotomicrograph offilamentous illite (i4); d) SEI micrograph of mixed chlorite-smectite showing the edge-to-face arranged natúré of the crystals (arrows); e-f) GSEI micrograph of chlorite in the form of small cabbagehead structures (area outlined by the white box) and its sorrundings with the EDS spectrum and elemental compositions (wt% and at%) A diagenetikus rétegszilikátok között helyenként olyan kétdimenziós „kártyavárszerű” kristályhalmazok is meg¬ figyelhetők, amelyekben 1-5 pm-es, él-lap érintkezésű egyedi kristálytáblák különíthetők el (6. ábra, d). A kis méret következtében ezek kémiai összetétele az alkalmazott SEM/EDS módszerrel nem határozható meg kellő pontossággal, azonban morfológiai alapon ez a póruskitöltő ásványfázis valószínűleg klorit/szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát, illetve klorit (Weaver 1989; Anjos et al. 2003; Worden & Mórád 2003). A korábban bemutatott röntgen- pordiffrakciós adatok szintén a szabálytalanul közbe- rétegzett klorit/szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát jelenlétét erősítik meg ( 4. ábra). Alárendelt mennyiségben póruskitöltő klorit kialakulását sugallja a kisméretű „káposztafej” szerkezetű (cabbagehead) kristályhalmaz, amely társaságában kaiéit (Ca és C), illit (K, Al és Si), albit 14 Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 1 . ábra. SEM felvételek az akcesszóriákról a-b) Nehézásványok dúsulása (szaggatott nyilak), SEI. Rövidítések: M: törmelékes muszkovit; i2: autigén fibrózus illit; c-d) Az {110] prizma és az {101] piramis kombinációjából felépülő cirkonkristály (fehér téglalappal jelölt terület) GSEI felvétele, továbbá energiadiszperzív röntgenspektrama a tömeg- és atomszázalékos összetétel feltüntetésével; e-f) Monacit (fehér téglalappal jelölt terület) GSEI felvétele, továbbá energiadiszperzív röntgenspektruma a tömeg- és atomszázalékos összetétel feltüntetésével Figure 7. SEM micrographs illustrating the accessories a-b) Enrichment ofheavy minerals (dashed arrows), SEI. Abbreviations: M detrital muscovite; i2 authigenic fibrous illite; c-d) GSEI micrograph ofzircon dominated by faces of the [ 110]prism and f 101 ]pyramide (area outlined by the white box) and its EDS spectrum with the elemental compositions (wt% and at%); e-f) GSEI micrograph of monazite (area outlined by the white box) and its EDS spectrum with the elemental compositions (wt% and at%) (Na, Al és Si) és hematit (Fe, Ti) valószínűsíthető (6. ábra, e-f). Az autigén kloritváltozatok közül a „káposztafej” szerkezetű klorit Fe-tartalma a legkisebb (Weaver 1989). Ez a morfológia általában a Mg-gazdag autigén kloritra jellemző, amely képződése evaporitos környezetben kialakult kőzetekre jellemző (Weaver 1989, Worden & Burley 2003). A SEM/EDS analízis segítségével a vizsgált pelitekben piritet, cirkont, rutilt és monacitot sikerült azonosítani. Az elszórtan megjelenő pirít minden esetben jól fejlett, sajátalakú vagy félig sajátalakú, -400 pm-es, hexaéderes kristályokat alkot, ami késői diagenetikus (hematit reduk¬ ciója) — esetleg utólagos, hidrotermális — eredetre utal (Worden & Burley 2003). A rutil és a cirkon általában sajátalakú, illetve — törmelékes eredetet (nehézásvány frakció) tükrözve — törött kristályegyedek formájában jelenik meg (7. ábra, a-d ), azonban rétegszilikátok átalakulásához kapcsolódva néhány pm-es, xenomorf kristályok szintén elkülöníthetők (6. ábra, c ). A lemezes, korrodált megjelenésű monacit akcesszórikus nehézásvány átalakulását tükrözheti, vagy rétegszilikát (pl. biotit) átalakulásakor, az elsődleges ásvány nyomelemtartalmának Földtani Közlöny 138/1 (2008) 15 szételegyedésével jöhetett létre (7. ábra, e-f). Az energia- diszperzív röntgenspektrumokon a cirkon (Zr[SiOJ) és a monacit (CeP0 4 ; a Ce helyén La, Pr és Nd helyettesítéssel) összetételének megfelelő csúcsokon túl — az ásványok méreténél nagyobb gerjesztési térfogat következtében — a környező ásványfázisok összetételi csúcsai szintén megjelennek (7. ábra, d és/). A <2 pm-es frakció TEM vizsgálata a röntgen- pordiffrakciós mérésekkel egybehangzóan az illit túlsúlyát mutatja (8. ábra, a-c ). Az EDS mérések szerint az illit 18-19 at% Si-ot, 13-14 at% Al-ot, 3-4 at% K-ot, továbbá mérhető, de nyomnyi mennyiségű magnéziumot és vasat tartalmaz. Kalcium a szemcsékben nem mérhető, a mért kationokhoz számolt oxigén 61-62 at%. Az illit esetenként 8. ábra. TEM felvételek a 2 pm alatti frakcióról a-b) illit hkO, SAED felvétel; c) illit lemezkék halmaza, világos látóterű felvétel; d) klorit, világos látóterű felvétel, a bal felső sarokban ugyanerről a szemcséről készült diffrakciós felvétellel. A bekeretezett területet mutatja kinagyítva az e) ábra; f) sajátalakú apatitkristályok, világos látóterű felvétel Figure 8. TEM micrographs of the <2 jum fraction a-b) illite hkO SAEDpattern; c) aggregate of illiteplatelets, BF image; d) chlorite, BFimage, with the SAEDpattern in the upper left corner. The marked area is enlarged on figure e);f) idiomorphic apatite crystals, BF image 16 Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői a nagyobb laterális mérete és/vagy a hkO rétegkötegek rendezett egymásutánisága miatt egykristály-közeli dif¬ frakciót mutat (8. ábra, a), máskor a laterálisán kisebb kiterjedésnek és/vagy a c irányú rendezetlenségnek köszön¬ hetően polikristályos, turbosztratikus szerkezetű (8. ábra, b ). Szignifikáns összetételbeli különbséget a két eset között nem mértünk. A magnézium nyomnyi mennyisége a turbosztratikus szerkezettel együtt alárendelt mennyiségű közberétegzett szmektitre utalhat, ami megerősíti a — morfológiai alapon feltételezett — szmektit illitesedését. Az illit mellett kis mennyiségben vas-, illetve mag¬ néziumgazdag fázis is előfordul. A 8. ábra dé se felvételén egy ilyen összetételű (12 at% Si és Al, 7 at% Fe, 8 at% Mg, illetve nyomnyi mennyiségű K és Na) rétegszilikátot látunk a c*-ra merőleges vetületben. A szemcse összetétele és a diffrakciós felvételen mérhető 14 Á-ös periódus kloritra utal; a 14 Á-ös szerkezetbe helyenként néhány rétegnyi 7 Á- ös egységek ékelődnek (8. ábra, e). A TEM vizsgálat során a rétegszilikátok mellett 100-200 nm-es apatitkristályokat is azonosítottunk, ame¬ lyek összetételére a F:P =1:3 arány a jellemző (8. ábra, f). Diszkusszió A dél-dunántúli újpaleozoos képződmények között bizonytalan rétegtani helyzetű Turonyi Formáció pelites kőzeteinek ásványtani eredményeit akkor használhatjuk fel formációk közötti összehasonlításra — amely e bizonytalan helyzet pontosítását eredményezhetné -, ha a rendelkezésre álló adatokat üledékképződés-diagenezis-metamorfózis keretbe illesztjük. Üledékképződési környezet és elsődleges szemcseösszetétel Jelenlegi ismereteink szerint a Turonyi Formáció kialakulásának első lépésekor az uralkodóan kvarc (részben vulkáni eredetű), továbbá kevés plagioklász, lebontott vulkánit és káliföldpát anyagú törmelékszemcsék sekély tavi üledékgyűjtőben halmozódtak fel (Fazekas in Bara- básné Stuhl 1988; Fülöp 1994; Barabásné Stuhl 1997). A formáció kőzeteinek szemcseméreti viszonyaival kapcso¬ latban azonban több ellentmondás tapasztalható. Annak ellenére, hogy Barabásné Stuhl (1988, 1997) és Fülöp (1994) leírása szerint a formáció elsősorban aleurolittal váltakozó finomszemcsés homokkőből áll, amelyben alárendelten apró-középszemcsés homokkő és dolomitos mészkő betelepülések találhatók, Fazekas (in Barabásné Stuhl 1988) kiemeli a formáció kőzeteinek finomabb átlagos szemcseméretét. A teljes rétegsort átfogó, vékonycsiszolatok leírására alapozott petrográfiai ered¬ ményei szerint a kőzetanyag elsősorban meszes-márgás üledék, agyagkő, aleurolit, finomszemcsés homokkő és láva-tufa-tufit betelepülés (Fazekas in Barabásné Stuhl 1988). Ez összhangban van a Tu-1 fúrás rétegsorának első vázlatos leírásával, amelyben Kovács (1967) kiemeli, hogy a Turonyi Formáció kőzetanyaga elsősorban barna aleurolit és barna dolomitos aleurolit (zöldes árnyalattal), ami kevés finomhomokos betelepülést, illetve dolomitréteget tartal¬ maz. Fazekas (in Barabásné Stuhl 1988) véleménye szerint azonban a maganyag makroszkópos leírásakor a ténylegesnél durvább szemcseméretűnek dokumentálták a formáció törmelékes kőzeteit, amit feltehetően azok rossz osztályozottsága okozott. Ez utóbbit támasztja alá az a tény, hogy a Tu-1 fúrás archivált maganyagának mintázásakor a formáció törmelékes kőzettípusainak vizsgálatához csak pelites kőzetanyagot sikerült begyűjtenünk. A közép-dur¬ vaszemcsés homok, vagy annál nagyobb szemcseméretű törmelék hiányában a lehordási terület pontos kőzet¬ összetételét petrográfiai vizsgálattal nem határozhatjuk meg. A metamorf kőzettörmelékek és a jelentős mennyi¬ ségű törmelékes muszkovit azonban egyértelműen a kris¬ tályos aljzat (gneisz, kristályospala, csillámpala) eróziójára utal. Az ősföldrajzi környezet rekonstrukciója szempont¬ jából nagyon fontos Fazekas (in Fülöp 1994) megálla¬ pítása, amely szerint a rétegsor tufa-tufit betelepüléseket, valamint helyenként piroklasztikus bélyegekkel rendel¬ kező, mikrofelzites szövetű, átkristályosodott alapanyagú (albitosodott) kvarcporfírt — azaz riolitot — tartalmaz. Ez a formáció forrásterületén egyidős, vagy közel egyidős savanyú vulkáni tevékenységet jelez. A vizsgált minták akcesszórikus ásványtársulása (muszkovit, opak ásványok, turmalin, cirkon, rutil, apatit, monacit) megerősíti a felzikus kőzetanyagban (pl. kvarcdús metamorfitok, illetve erősen differenciált magmás kőzetek, riolit) gazdag forrásterületet; a törmelékes eredetű, kloritosodott biotit és az albitosodott káliföldpát szintén utalhat riolit eróziójára. Az agyag¬ frakcióban azonosított, szabálytalanul közberétegzett klo- rit/szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát elsősorban bázisos vulkánitok, továbbá a felzikus törmelékanyag Fe- Mg-tartalmú ásványainak (pl. biotit) átalakulása során keletkezik (Weaver 1989; Anjos et al. 2003; Worden & Mórád 2003). Nem zárható ki ezért az sem, hogy a Turonyi Formáció üledékképződésekor a sekély tavi környezetbe a kontinentális háttér eróziójából származó felzikus törme¬ lékanyag (gneisz/granitoid, kristályospala, csillámpala, savanyú vulkánit) mellett — alárendelt mennyiségben — magmás eredetű, bázisos összetételű kőzettörmelék is szállítódott. Diagenetikus átalakulások A Turonyi Formáció kőzeteinek jellegzetes „ibolya¬ barna” színét okozó hematittartalom (II. táblázat ), a változó méretű (~20 cm-es átmérőt is elérő), gömbhéjas, sugaras szerkezetű dolomitkonkréciók, illetve dolomitrétegek (Kovács 1967; Szederkényi in Barabásné Stuhl 1988), továbbá a Mg-gazdag autigén klorit kialakulása — arid éghajlati viszonyok mellett — oxidatív korai diagenetikus környezetre utalnak. Ilyen feltételek mellett a pórusvíz Na + -, Ca 2+ -, Mg 2+ - és HC0 3 -ionokban gazdag, továbbá a ferri-vas hidroxidok vagy szeszkvioxidok formájában bevonatot képez a törmelékes ásványokon (Eugster & Hardie 1978; Földtani Közlöny 138/1 (2008) 17 Worden & Burley 2003; Worden & Mórád 2003). A káliföldpátok albitosodása az aleurolitban, valamennyi minta jelentős albittartalma, továbbá a rétegszilikátok illite- sedése egyértelműen a pelitek diagenetikus albitosodását tükrözi, amelyet a közbetelepülő savanyú vulkánit albito¬ sodása is megerősít (Fazekas in Barabásné Stuhl 1988; Fülöp 1994). A diagenetikus környezet felvázolásakor figyelembe kell vegyük továbbá azt is, hogy a konkréciókat és a dolomit betelepüléseket mindig redukciós elszíne¬ ződések kísérik, illetve helyenként piritesedés figyelhető meg (Kovács 1967). Kastner & Siever (1979) modelljét alkalmazva, ame¬ lyet kontinentális (nem tengeri), vulkanoklasztban gazdag rendszerekre dolgoztak ki, a vulkáni eredetű törmelék és a tavi környezetből származó pórusvíz reakciója pH=9-ll kémhatás mellett nagy kovasavtartalmat, továbbá viszony¬ lag nagy Na + és K + aktivitást eredményez. Az alkáli tavakba (lefolyástalan tó, playa) kerülő üledékben a vulkáni anyag zeolittá, illetve szmektitté vagy kevert szerkezetű agyagás¬ vánnyá alakulhat, továbbá amorf kovasav és opál-A kelet¬ kezik. Ilyen környezetben a savanyú és neutrális magmás kőzetek (pl. riolit, vulkáni üveg), továbbá a kvarcdús metamorf kőzetek átalakulása dioktaéderes szmektitet eredményez (Weaver 1989; McKinley et al. 2003). Ez a betemetődés során már viszonylag kis hőmérsékleten (>70-90 °C) illitesedik; az átalakuláshoz szükséges káliu¬ mot leggyakrabban a törmelékes káliföldpát albitosodása szolgáltatja (McKinley et al. 2003; Worden & Burley 2003). A bázisos vulkáni kőzettörmelék, továbbá a felzikus törmelékanyag Fe-Mg-tartalmú ásványainak (pl. biotit) elsődleges átalakulási terméke arid éghajlati viszonyok között a trioktaéderes szmektit. Ez a betemetődési diagenezis során — bázisos vulkánitok, biotit és Fe- oxihidroxidok feloldódásából származó Fe 2+ -, Mg 2+ - és Al 3+ -ionok felhasználásával — klorit/szmektit kevert szerkezetű rétegszilikáton keresztül kloritosodik (Weaver 1989; Anjos et al. 2003; Worden & Mórád 2003). A lokálisan kialakuló reduktív mikrokörnyezet a hematit redukcióján keresztül késői diagenetikus pirít megjelenését eredményezheti (Worden & Burley 2003). A diagenezis előrehaladtával ezért az elsődleges ásványos összetétel lényegesen módosul: autigén földpát (albit), illit és klorit (esetleg klorit/szmektit kevert szerkezetű ásványfázis) jelenik meg a tavi üledékes kőzetben; az amorf kovasav és az opál-A — opál-CT és kalcedon megjelenésén keresztül — kvarccá alakul (Kastner & Siever 1979; Saigal et al. 1988; van de Kamp & Leake 1996; Lee & Lee 1998). A törmelékes kőzetek diagenetikus albitosodása zárt rendszerben (külső Na-forrás nélkül) is lejátszódhat, hiszen azok gyakori törmelékes Na-tartalmú ásványa a plagioklász. A Ca-gazdag plagioklászkomponens feloldódásával az autigén albit mennyisége kevesebb lesz, mint a törmelékes plagioklászé volt, továbbá az átalakulási folyamatot kaiéit, illetve kaolinit képződése kísérheti (Lee & Lee 1998). Abban az esetben, ha az albit mennyisége nagyobb, mint az eredeti törmelékes plagioklászé lehetett (pl. póruskitöltő albitcement, illetve albit továbbnövekedés figyelhető meg; a káliföldpát albitosodott), a diagenetikus albitosodás külső Na-forrást igényel (van de Kamp & Leake 1996; Lee & Lee 1998; R. Varga et al. 2005). Kontinentális környezetben (folyóvízi, tavi), arid-szemiarid éghajlati viszonyok mellett Na-tartalmú evaporitok alkothatják a Na-forrását („sós pórusvíz”), illetve hidrotermális oldatok hatásával magya¬ rázható a diagenetikus albitosodás (van de Kamp & Leake 1996). A Na egy része az agyagásványok késői diagenetikus átalakulásából is származhat, ugyanis a betemetődés mértékének növekedésével gyakori folyamat a szmektit illitté vagy klorittá alakulása (Weaver 1989). Kontinentális környezetben (pl. talajokban) a szmektitek azonban kevés cserélhető Na + -iont tartalmaznak, ezért a reakciót követően felszabaduló Na mennyisége kevesebb, mint tengeri üledékek átalakulásakor (Weaver 1989; Lee & Lee 1998). Eredményeink alapján a Turonyi Formáció pelites kőzeteinek jelenlegi ásványos összetétele — a bemutatott általános diagenetikus modell értelmében — a száraz éghajlaton, alkáli tavi környezetben lejátszódó korai diage¬ netikus, illetve betemetődési diagenetikus folyamatok (albitosodás, kovásodás, illitesedés, kloritosodás) módosító hatását tükrözi. A Turonyi Formáció pelites kőzeteinek albitosodása nyílt rendszerben ment végbe, amelyre a káliföldpát albitosodása és az albit továbbnövekedés utal. A formáció törmelékes-karbonátos rétegsorába települő vulkánit nagy Na 2 0-tartalma (4,9%) alapján már Fazekas (in Barabásné Stuhl 1988) is kis mértékű Na-behozatalt feltételezett, azonban további következtetéseket nem tett. A jellegzetes kőzettani bélyegeket (albitosodás, kloritosodás, kovásodás, szericitesedés) nem egymással szorosan össze¬ függő diagenetikus folyamatokkal, hanem a vulkánitok idős korával próbálta megmagyarázni. Véleménye szerint ezért ezek a savanyú vulkánitok nem azonosíthatók az alsó-permi Gyűrűfűi Riolit lávakőzeteivel, illetve piroklasztitjaival, ezt azonban mintahiány miatt már nem lehet ellenőrizni. Metamorfózis A megnyúlt, irányítottan elhelyezkedő, átkristályosodott Qp szemcsék, a hosszútávon rendezetlen fázisok teljes hiánya, továbbá a vizsgált pelitekben az illit kristályossági foka (átlagosan 0,35 °20) a Turonyi Formáció kőzeteinek nagyon kisfokú metamorf átalakulását jelzik. Annak ellenére, hogy a Turonyi Formáció korábbi elnevezése Szalántai Homokkőpala Formáció volt, Barabásné Stuhl (1988) a réteglapok menti jó elválást, a szericites, „selymes” megjelenést egyszerűen a nyugodt üledékképződéssel (tavi fácies) magyarázta. Véleménye szerint az 1300,0 m-ből vett minta nagy vitrinit-reflexiója (R 0 =3,65%) azt jelzi, hogy a Turonyi Formáció — a felső-karbon Tésenyi Homokkő Formációval együtt — más szerkezeti egységhez tartozik, mint a fedőjében található Korpádi Homokkő Formáció (Barabásné Stuhl 1988). Ez a szemléletmód tükröződik a formáció litosztratigráfiai ismertetésekor (Barabásné Stuhl 1997; Fülöp 1994), azonban a villányi-hegységi és a hozzá kapcsolódó dráva-medencei területek üledékes karbon képződményeinek bemutatásakor Jámbor (1998) — 18 Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői részletes indoklás nélkül — Turonyi Homokkőpala For¬ mációt említ. Az illit kristályossági index és a vitrinit-reflexió közötti korreláció alapján az anchizóna kezdetét IC=0,42 °20 és R 0 =2,25-3,5%, végét IC=0,25 °20 és R o =4,0-5,5% paraméterekkel jellemezhetjük (Weaver 1989). A korábbi vitrinit-reflexió adat — a bemutatott ásványtani eredmé¬ nyekkel együtt — így egyértelműen a Turonyi Formáció kőzeteinek nagyon kisfokú metamorf átalakulását tükrözi. A metamorfózis hatását nem szabad figyelmen kívül hagyni a Turonyi Formáció litológiai jellegeinek értelmezésekor (pl. kőzetszín, rétegzés-palásság, szeri- cites, „selymes” megjelenés), továbbá a kőzetek elne¬ vezésekor is hangsúlyozni kell. A Turonyi Formáció jellemzésekor ezért a metahomokkő, metaaleurolit, agyagpala, továbbá palás márga kifejezések használatát tartjuk szükségesnek. A Turonyi Formáció korrelációja — problémafelvetés Jelenlegi ismereteink szerint a dél-dunántúli újpaleo- zoos törmelékes rétegsoron belül — a bizonytalan rétegtani helyzetű Turonyi Formáció metapelites kőze¬ teihez hasonlóan — egyedül a Bodai Aleurolit Formáció kőzetanyaga alakult ki arid sóstavi üledékképződési környezetben, továbbá esett át hasonló diagenezis¬ történeten (Fülöp 1994; Barabás & Barabásné Stuhl 1998; Jámbor 1998; Árkai et al. 2000; Varga et al. 2007). Ez összhangban van a Tu-1 fúrás első földtani dokumen¬ tálásakor tett rétegtani besorolással (Kassai 1976; Barabásné Stuhl 1988; Fülöp 1994). A két képződmény ásványos összetételének összehasonlítását a hiányos ismeretek eddig nem tették lehetővé (Fazekas 1987; Fazekas in Barabásné Stuhl 1988), azonban az elmúlt években a Bodai Aleurolit Formáció ásványtani, kőzettani és geokémiai jellemzéséhez kapcsolódó kutatások eredményei lehetővé teszik a formációk közötti össze¬ hasonlítást (Máthé 1998; Árkai et al. 2000; R. Varga et al. 2005; Varga et al. 2006). A Bodai Aleurolit Formáció pelites kőzeteinek ásványos összetételét szintén — a kvarc és a hematit mellett — a diagenetikus eredetű albit, az illit és a klorit határozza meg (Máthé 1998; Árkai et al. 2000; Varga et al. 2006). Mind a lehordási terület összetétele (savanyú vulkánit, kristályos aljzat metamorfitjai, alárendelten neutrális-bázisos vulkᬠnit), mind a kontinentális tavi üledékgyűjtő diagenetikus átalakulási folyamatai (albitosodás, illitesedés, kloritoso- dás) megegyeznek a Turonyi Formáció metapelites kőze¬ teinek vizsgálata során kapott eredményeinkkel, illetve a felvázolt őskörnyezeti modellel. A munkánk eredmé¬ nyeként rendelkezésre álló ismeretek tükrében szükségessé válik a két formáció elkülönítési szempontjainak ponto¬ sítása, illetve újraértelmezése (/. táblázat). Figyelembe véve Kovács (1967) és Fazekas (in Barabásné Stuhl 1988) megfigyeléseit, illetve saját tapasztalatainkat, Barabásné Stuhl (1988) szempontrendszerével ellentétben a Turonyi Formáció kőzetanyaga uralkodóan nem homokkő, hanem — a Bodai Aleurolithoz hasonlóan — pelites kőzet. A színárnyalatban, a rétegzésben, illetve palásságban, a selymes megjelenésben és a csillámtartalomban megfigyelt különbség egyszerűen magyarázható a Turonyi Formáció kőzetanyagának metamorf jellegével. A Turonyi Formᬠcióból előkerült — a réteglapokon dúsuló — életnyomok és esőcseppnyomok felfedezése szintén a metamorfózis következménye, hiszen általa a réteglapok mentén kiváló elválásává vált a kőzet. Barabásné Stuhl (1988) besorolásától eltérően a Bodai Aleurolit is tartalmaz életnyomokat, Máthé (1998) szerint különösen az aleurolit gazdag bioturbációra visszavezethető járatkitöltésekben. A bemutatott eredmények alapján a Bodai Aleurolit és a Turonyi Formáció kiindulási törmelékanyaga hasonló, azonos üledékképződési környezetben és közel azonos diagenetikus körülmények között keletkeztek. Megbízható elkülönítésükre a korábbi szempontrendszer nem alkalmas. A Turonyi Formáció ősmaradványai nem teszik lehetővé a pontos korbesorolást, továbbá a nagyon kisfokú meta¬ morfózis miatt a nyomfosszüiák deformációját sem zárhat¬ juk ki. A makroszkópos jellegzetességekre korlátozódó különbségek a metamorfózis következményei, ezért nem zárható ki az sem, hogy az első földtani dokumentálást (Kassai 1976; Barabásné Stuhl 1988; Fülöp 1994) megerősítve a Turonyi Formáció egyetlen fúrás által feltárt rétegsora nem más, mint a Bodai Aleurolit Formációnak megfelelő képződmény tektonikusán elhelyezkedő, metamorfizált változata. A felmerült kérdések tisztázására a Mecsek-Villányi zóna tektonikai felépítésének pontosítása, valamint az újpaleozoos törmelékes rétegsor geokémiai összehasonlítása szolgáltathat újabb — cáfoló vagy megerősítő — bizonyítékokat. Következtetések A Turonyi Formáció pelites kőzeteit elsősorban autigén albit, kvarc, 10 Á-ös rétegszilikátok (törmelékes és diagenetikus), klorit (klorit/szmektit kevert szerkezetű réteg szilikát), hematit; kis mennyiségben kaiéit és dolomit, illetve alárendelten albitosodott káliföldpát és szmektit alkotja. Akcesszóriaként opak ásványok (pl. pirít), turmalin, cirkon, monacit, rutil, apatit figyelhető meg. A törmelékes szemcsék kis mérete miatt a kőzettörmelék-frakció mennyi¬ sége alárendelt, ezért a lehordási terület kőzetösszetételét nem tükrözi. Az ásványos összetétel alapján azonban feltételezhető, hogy a Turonyi Formáció üledékkép¬ ződésekor a sekély tavi környezetbe a kontinentális háttér eróziójából döntően felzikus törmelékanyag (gneisz/gra- nitoid, savanyú vulkánit) szállítódott. A Turonyi Formáció pelites kőzeteinek jelenlegi ás¬ ványos összetétele a száraz éghajlaton, alkáli tavi környe¬ zetben lejátszódó korai diagenetikus, illetve betemetődési diagenetikus folyamatok (nyílt rendszerben végbement albitosodás, illitesedés, kloritosodás) módosító hatását tükrözi. A megnyúlt, irányítottan elhelyezkedő, átkristá- Földtani Közlöny 138/1 (2008) 19 lyosodott polikristályos kvarc szemcsék, a hosszútávon rendezetlen fázisok teljes hiánya, továbbá a vizsgált pelitekben az illit kristályossági foka (átlagosan 0,35 °20) nagyon kisfokú metamorf átalakulást jeleznek. A Turonyi Formáció jellemzésekor ezért a metahomokkő, meta- aleurolit, agyagpala, továbbá palás márga kifejezések használatát tartjuk szükségesnek. A bemutatott eredmények alapján a Bodai Aleurolit és a Turonyi Formáció elkülönítésére a korábbi — makrosz¬ kópos bélyegekre épülő — szempontrendszer nem alkal¬ mas. A két litosztratigráfiai egység, továbbá a dél-dunántúli újpaleozoos képződmények részletes geokémiai össze¬ hasonlítását egy másik tanulmányban kívánjuk meg¬ valósítani. Köszönetnyilvánítás A Tu-1 fúrásból származó kőzetanyagért, a Turonyi Formáció kutatásával kapcsolatos dokumentációs anyagokért, továbbá a gondolatébresztő tanácsokért a szerzők (V. A. és Sz. Gy.) Barabásné Stuhl Ágnesnek és Barabás Andornak mondanak köszönetét. Hálával tartozunk Merényi Lászlónak a röntgen-pordiffrakciós vizsgálatok során nyújtott segítségéért. Szeretnénk megköszönni Máthé Zoltán, Józsa Sándor, Mikes Tamás, Majoros György és Pósfai Mihály — a kutatás különböző szakaszaiban nyújtott — segítségét és hasznos tanácsait. Kutatómunkánk anyagi hátterét az OTKA T 034924 téma (témavezető: Szakmány György), továbbá az ELTE Doktori Iskola Földtan-Geofizika Doktori Programja (Kőzettani és Geokémiai Tanszék) biztosította. Irodalom — References Anjos, S. M. C., De Ros, L. F. & Silva, C. M. A. 2003: Chlorite authigenesis and porosity preservation in the Upper Cretaceous marine sandstones on the Santos Basin, offshore eastern Brazil. — In: Worden, R. H. & Mórád, S. (Eds): Clay Mineral Cements in Sandstones. — International Association of Sedimentologists Specialpublication 34, 291-316. Árkai, P. 1983: Very low- and low-grade Alpine régiónál metamorphism of the Paleozoic and Mesozoic formations of the Bükkium, NE- Hungary. — Acta Geologica Hungarica 26, 83-101. Árkai, P, Balogh, K., Demény, A., Fórizs, I., Nagy, G. & Máthé, Z. 2000: Composition, diagenetic and post-diagenetic alterations of a possible radioactive waste repository site: the Boda Albitic Claystone Formation, Southern Hungary. — Acta Geologica Hungarica 43/4,351-378. Bailey, S. W. 1988: Chlorites: Structures and Crystal Chemistry. — In: Bailey, S. W. (Ed.): Hydrous Phyllosilicates (exclusive of micas). Reviews inMineralogy 19, 347-403. Barabás A. & Barabásné Stuhl Á. 1998: A Mecsek és környéke perm képződményeinek rétegtana. — In: Bérczi I. & Jámbor Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MÓL Rt.-MÁFI kiadvány, Budapest, 187-215. Barabásné Stuhl Á. 1975a: Adatok a dunántúli újpaleozoos képződmények biosztratigráfiájához.— Földtani Közlöny 105/3,320-334. Barabásné Stuhl, Á. 1975b: Organic and inorganic hieroglyphs from the Laté Paleozoic of Southern Hungary. — Acta Mineralogica- Petrographica, Szeged 22/1, 87-96. Barabásné Stuhl Á. 1988: A Dél-Baranyai dombság és a Villányi hegység permi képződményeinek kutatásáról készített összefoglaló jelentés III. fejezete a perm feküképződményeiről. — Kéziratos jelentés, MÉV Adattár (J—3278/III), 82-93. Barabásné Stuhl Á. 1997: Turonyi Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. MÁFI kiadvány, Budapest, p. 101. Csontos, L., Benkovics, L., Bergerat, F., Mansy, J. & Wórum, G. 2002. Tertiary deformation history from seismic section study and fault analysis in a former European Tethyan margin (the Mecsek-Villány area, SW Hungary).- Tectonophysics 357, 81-102. Eugster, H. P. & Hardie, L. A. 1978: Saline lakes. — In: Lermann, A. (Ed): Physics and Chemistry of Lakes. — Springer-Verlag, Berlin, 237-293. Fazekas V. 1987: A mecseki perm és alsótriász korú törmelékes formációk ásványos összetétele. — Földtani Közlöny 117/1,11-30. Frey, M. & Robinson, D. 1999: Low-Grade Metamorphism. — Blackwell, Oxford, 313 p. Fülöp J. 1994: Magyarország geológiája. Paleozoikum II, Akadémiai Kiadó, Budapest, 332-335. Gold, P. B. 1987: Textures and geochemistry of authigenic albite from Miocéné sandstones, Louisiana Gulf Coast. — Journal of Sedimentary Petrology 57 12, 353-362. Jámbor Á. 1998: A Tiszai nagyszerkezeti egység karbon üledékes képződményei rétegtanának ismertetése. — In: Bérczi I. & Jámbor Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana, MÓL Rt. - MÁFI kiadvány, Budapest, 173-185. Kassai M. 1976: A Villányi-hegység északi előterének perm képződményei. — Geologica Hungarica Series Geologica 17, 11-109. Kastner, M. & Siever, R. 1979: Low temperature feldspars in sedimentary rocks. — American Journal of Science 279,435^-79. Kovács M.-né 1967: Turony-1 sz. fúrás vázlatos rétegsora. — Kéziratos jelentés, MÉV adattár (T—8/1), Pécs, 5 p. Lee, J. I. & Lee, Y. I. 1998: Feldspar albitization in Cretaceous non-marine mudrocks, Gyeongsang Basin, Korea. — Sedimentology 45, 745-754. Máthé Z. (szerk.) 1998: A Bodai Aleurolit Formáció minősítésének rövidtávú programja, Kutatási zárójelentés 4. kötet, Ásvány¬ kőzettani, kőzetgeokémiai és izotóptranszport vizsgálatok. — Kézirat, Mecsekére Környezetvédelmi Rt, Pécs, 76 p. McKinley, J. M., Worden, R. H. & Ruffell, A. H. 2003: Smectite in sandstones: a review of the Controls on occurrence and behaviour during diagenesis. — In: Worden, R. H. & Mórád, S. (Eds): Clay Mineral Cements in Sandstones. — International Association of Sedimentologists Special publication 34, 109-128. 20 Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői Milliken, K. L. 1989: Petrography and composition of authigenic feldspars, Oligocene Frio Formation, South Texas. — Journal of Sedimentary Petrology 59/3, 361-374. R. Varga, A., Szakmány, Gy., Raucsik, B. & Máthé, Z. 2005: Chemical composition, provenance and early diagenetic processes of playa laké deposits from the Boda Siltstone Formation (Upper Permian), SW Hungary. — Acta Geologica Hungarica 48/1, 49-68. Saigal, G. C., Mórád, S., Bjorlykke, K., Egeberg, P. K. & Aagaard, P. 1988: Diagenetic albitization of detrital K-feldspar in Jurassic, Lower Cretaceous, and Tertiary clastic reservoir rocks from offshore Norway, I. textures and origin. — Journal of Sedimentary Petrology 58/6, 1003-1013. van de Kamp, P. C. & Leake, B. E. 1996: Petrology, geochemistry, and Na metasomatism of Triassic-Jurassic non-marine clastic sediments in the Newark, Hartford, and Deerfield rift basins, northeastern USA. — Chemical Geology 133, 89-124. Varga A., Raucsik B., Szakmány Gy. & Máthé Z. 2006: A Bodai Aleurolit Formáció törmelékes kőzettípusainak ásványtani, kőzettani és geokémiai jellemzői. — Földtani Közlöny 136/2, 201-231. Varga, A., Szakmány, Gy., Árgyelán, T., Józsa, S., Raucsik, B. & Máthé, Z. 2007: Complex examination of the Upper Paleozoic siliciclastic rocks from Southern Transdanubia, SW Hungary — mineralogical, petrographic and geochemical study. — In: Arribas, J., Critelli, S. & Johnsson, M. J. (Eds): Sedimentary Provenance and Petrogenesis: Perspectives from Petrography and Geochemistry. — Geological Society of America Special Paper 420, 221-240. Weaver, C. E. 1989: Clays, Muds, and Shales. — Elsevier, Amsterdam, 819 p. Worden, R. H. & Burley, S. D. 2003: Sandstone diagenesis: the evolution of sand to stone. — In: Burley, S. D. & Worden, R. H. (Eds): Sandstone Diagenesis: Recent and Ancient, Blackwell Publishing, Oxford. — International Association ofSedimentologists Reprint series 4, 3^44. Worden, R. H. & Mórád, S. 2003: Clay minerals in sandstones: Controls on formation, distribution and evolution. — In: Worden, R. H. & Mórád, S. (Eds): Clay Mineral Cements in Sandstones. — International Association ofSedimentologists Special publication 34, 3-41. Kézirat beérkezett: 2007.04. 18. CTöldtaüi Kfizlw) ^SíSí Qeolo^if.a' 138/1, 21-48., Budapest, 2008 Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete Császár Géza 1 , Főzy István 2 , Mizák József 3 1 Eötvös Loránd Tudományegyetem Regionális Földtani Tanszék, 1127 Budapest Pázmány P. sétány IC 2 Magyar Természettudományi Múzeum Őslénytára, 1083 Budapest Ludovika tér 2-6. 3 Környezetvédelmi és Vízügyi MinisztériumBarlang- és Földtani Osztály, 1025 Budapest Szépvölgyi út 162/b Geological settings and the history ofthe Eperjes Hill, Olaszfalu, Bakony Mountains Abstract Sedimentology and the structural build-up of the Mesozoic sequence of the Eperjes Hill at Olaszfalu has been interpreted in different ways in the pást. The results of our latest research answer somé of the questions about geology, sedimentology and geological history of the Eperjes Hill and its adjacent areas. The major findings of the paper are summarized below: — The study gives new details about the ammonite stratigraphy of the Eperjes Hill. The presence of several new ammonite zones has been proven from the Kimmeridgian and Lower Tithonian, based on abundant and well-preserved fossil remnants. — The left-lateral strike-slip fault, running in a north-south direction on the middle part of the western slope of the Eperjes Hill separates an incomplete Jurassic sequence of slope facies (starting with the Hettangian Kardosrét Limestone and finishing with the Tithonian Hierlatz type Szentivánhegy Limestone) from a non-Hierlatz-type Upper Jurassic succession consisting of large blocks of Upper Triassic Dachstein Limestone, Lower Jurassic Kardosrét Limestone and Hierlatz Limestone. — The Middle Jurassic rifting of the Ligurian Óceán can be considered as the root cause of the mega-breccia found to the east of the strike-slip fault, and this is in contrast to other opinions with respect to compression and thrust faulting. Therefore, the breccia is classified as scarp breccia. The phenomenon can be well correlated with the mega crevasses of Csóka Hill at Mór, the Middle Jurassic breccias of the Wildenstein Valley of the Karavanken, and several other breccias of the Southern Alps and other regions of the Mediterranean. — Although a Middle Jurassic mátrix has nőt been found anywhere on the surface among breccia bodies there are no sedimentary structures in the Upper Jurassic mátrix indicates rock fali intő unconsolidated műd or on Consolidated rocks. The lime műd between the blocks shows characteristics of having been deposited after the formation of the breccia. This is an indication that the poor laté Middle Jurassic sediment supply was nőt sufficient to fill the large gaps between the giant blocks. — The Lókút Radiolarite of laté Middle Jurassic to early Laté Jurassic age has been shown to be present on the top of the Eperjes Hill in a borehole, and the extent of the Aptian Tata Limestone has been delineated eastwards. The occurrence of the Lókút Radiolarite in the basement alsó excludes both the olistostrome-type sedimentation and the breccia formation caused by nappe structure or thrust faulting. — There is no explanation fór the thick and complete deep water Jurassic sedimentation on the Som Hill within the submarine Ámos High. Further study is needed in connection with the Telegdi Roth Line which is considered as a horizontal and at the same time vertical displacement zone. The question alsó can be raised whether the Amos Hill was part of the nearby submarine high at all. — New data, together with somé earlier indications, proved that the Laté Jurassic somewhat lacunose sedimentation was followed by an ephemeral sedimentation in the Early Cretaceous and this produced a small, coral- and worm colony- bearing lenses as seen on the Eperjes Hill. The sedimentation became more or less continuous only by the end of the Laté Aptian, or perhaps at the beginning of the Early Albian. — The area became land during the Early Albian when the Tata Limestone (possibly together with the underlying, very thin and spotty Jurassic rocks) was completely eroded from the eastern continuation of the Eperjes Hill. — A global (at least 150 metres) eustatic sea level change which took piacé in two phases ended the formation of the Urgonian carbonate platform during the Laté Albian and the sedimentation continued with hemipelagic mari (Pénzeskút Mari Fm). Keywords: Triassic, Jurassic, Cretaceous, macro- and microfossils, stratigraphy, submarine high, neptunian dikes, scarp breccia, Transdanubian Rangé 22 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete Összefoglalás A tanulmány az olaszfalui Eperjes és környezete földtani felépítésével, mezozoos fejlődéstörténetével és sajátos üledékképződési jellegeivel kapcsolatban felmerült kérdésekre keresi a választ. Ebben korábbi ismeretek mellett számottevő érvet szolgáltatnak a szerzők legújabb vizsgálati eredményei is. A munka során kiegészítettük az Eperjes ammonitesz-rétegtani eredményeit. Irodalmi adatok, a terület három alapszelvényének beható vizsgálata és az egész terület alapos bejárása alapján elkészült az Eperjes mezozoos felszínét ábrázoló földtani térkép, és sikerült meghatározni a Tatai Mészkő Formáció keleti irányú elterjedési határát is. A Tatai Mészkő bázisán végzett ásványtani, illetve stabilizotóp-geokémiai vizsgálatok eredményeinek összegzése során gyakorlatilag kizártuk a meteorikus diagenezis, vagyis a szárazulati esemény lehetőségét. Ezt támasztja alá a kora-kréta efemer üledékképződést jelző korallos „féregtelep” előfordulás is. Eredményeink alapján az Eperjes nyugati lejtőjén húzódó közel észak-déli irányú, egy valószínűsített oldalelmozdulással megtört balos eltolódási vonaltól keletre eső terület megabreccsája létrejöttének kiváltó okaként a tágabb térségben a középső-jura idején zajló óceánképző folyamatokat jelöltük meg. A breccsát párhuzamosítottuk számos más dunántúli-középhegységi, illetve alpi előfordulással, és egyúttal egyértelműen vetőlábi breccsának minősítettünk. Jóllehet a tömbök közötti teret a vizsgált felszíni minták esetén felső-jura mátrix tölti ki, számos szedimentációs bélyeg utal a breccsa korábbi (középső-jura) keletkezésére. Több más lehetőség mellett a Lókúti Radiolarit Formációnak az Eperjes tetői részén való megjelenése önmagában is kizárja az olisztosztróma jellegű (takaróképződéses eredetű) breccsaképződést. Az olaszfalui Som-hegyen megjelenő vastag medencefáciesű jura képződmények előfordulására nem sikerült magyarázatot találni. Ennek kapcsán felvethető és vizsgálandó a Telegdi Roth-vonal szerepe, de az a kérdés is, hogy az Ámos-hátság névadó hegye részét képezte-e egyáltalán a fent nevezett hátságnak. Tárgyszavak: triász, jura, kréta, makro- és mikrofosszíliák, rétegtan, tengeralatti hátság, neptuni telér, vetőlábi breccsa, Dunántúli¬ középhegység Bevezetés A szakirodalomban Eperkés-hegy néven ismert, a hely¬ béliek által azonban mindig is Eperjes (esetleg Eperjes- hegy) névvel illetett Olaszfalu melletti domb Zirctől délre, a Veszprémet Győrrel összekötő 82-es főközlekedési út keleti oldalán, földtanilag a dunántúli-középhegységi szinklinális tengelyében, a Zirci-medencét délkeleti irányban lezárva helyezkedik el (7. ábra). A terület a mezozoikum folyamán a Tethys-óceánhoz tartozó tengerövben, annak egy kiemelt 1. ábra. A kutatási terület tágabb környezetének áttekintő földtani térképe 1 - a neogén és a kapcsolódó kvarter képződmények a felszínen, 2 - paleogén képződmények, 3 - kréta képződmények, 4 - jura képződmények, 5 - triász képződmények Figure 1 Geologic overview map of the broader surroundings of the study area 1 - Neogene and its overlying Quaternary formations on the sutface, 2 - Palaeogene formations, 3 - Cretaceous formations, 4—Jurassicformations, 5 - Triassicformations Földtani Közlöny 138/1 (2008) 23 helyzetben lévő hátságperemi részét képezte. Az Eperjes már régóta a földtani kutatások középpontjában áll annak ellenére, hogy — a mészkő kivételével — hasznosítható ásványi nyersanyag nem található itt. A felmerült kérdések tisztázását elősegítendő a vizsgálatokat a Tési Agyagmárga Formációnál idősebb képződmények tekintetében kiterjesz¬ tettük keleti irányban a Tunyog-hegyig. A jellemzően karbonátplatform, illetve hátsági kifej - lődésű Eperjesen a legidősebb felszíni képződmény a felső¬ triász Dachsteini Mészkő Formáció. A késő-triász- „középső-kréta” során kisebb-nagyobb megszakításokkal több ütemben is folyt, változó vízmélységű, jellemzően kar¬ bonátos üledékképződés. A terület elsősorban ennek a héza¬ gos rétegsornak köszönheti a geológusok fokozott érdek¬ lődését. Eltekintve a tető közelében és ÉK-i előterében lévő egy-egy kisebb eocén folttól, továbbá a kvarter képződ¬ ményektől, kainozoos kőzetek kizárólag az Eperjest déli oldalról lezáró, jelentősebb szerkezeti vonaltól (Telegdi Roth-vonal) délre találhatók. Az Eperjes mezozoos kőzeteit három mesterségesen kialakított szelvény tárja fel, melyek mindegyike alapszel¬ vény. A feltárásokat a Knauer házaspár áldozatos munkᬠjának köszönhetően ma egy komplex természetvédelmi tanösvény köti össze, lehetőséget adva az itt élők és az erre kirándulók földtani, természeti ismereteinek bővítésére. A szakembereknek a terület iránti érdeklődését légió¬ ként az a körülmény tartotta fenn, hogy sajátos kifejlődése a közelmúltig eltérő értelmezésekre nyújtott lehetőséget mind szedimentációs, mind szerkezeti szempontból. Ezen belül a legnagyobb különbség abban mutatkozott meg, hogy a terület a jura és a kora-kréta idején folyamatosan tengerrel borított volt-e, vagy időnként szárazra is került? Jelen tanulmányban elsősorban erre a kérdésre kívánunk választ adni a két évtizede végzett, de csak részlegesen publikált vizsgálatok, valamint az utóbbi hat év kutatásai alapján. Kutatástörténeti áttekintés A múlt század első felének nagynevű kutatói közül a területet számosán említik, esetenként elemzik munkáikban (Taeger 1909, Wein 1934, Ifj. Noszky 1934, Telegdi Roth 1934). Az Eperjes a geológusok érdeklődésének közép¬ pontjába azonban csak a 20. század második felében került. A képződmények első földtani térképi ábrázolása ifj. Noszky et al. (1957) nevéhez fűződik, majd Knauer & Végh (1969a, 1969b) a Bakony részletes földtani felvétele keretében pontosította a képződmények tagolását és elter¬ jedését. Az Eperjes első részletes feldolgozását — ifj. Noszky (1959) leírását is alapul véve — Fülöp végezte az 1960-as években létesített mesterséges feltárások vizsgálata során. Ekkor elsősorban az idősebb képződményekre diszkordánsan települő apti crinoideás mészkő (Tatai Mészkő) kőzettani, őslénytani és mikrofácies-vizsgálatával foglalkozott, de elkészítette a szűkebb terület részletes földtani térképét is (Fülöp 1964b). Röviden azonban már ekkor említette, hogy az üledékhiányok szárazulattá válás miatt 3 szintben: a „dachsteini típusú liász mészkő” (ma Kardosréti Mészkő Formáció), a crinoideás-brachiopodás mészkő (ma Hierlatzi Mészkő Formáció), valamint a maim képződmények lerakódása után jöttek létre. A jelenséget „rögös feldarabolódással”, szigettengeri jelleggel magya¬ rázta. Telegdi Roth munkájára (1934) hivatkozva a lehet¬ séges okok között az utólagos oldalirányú elmozdulást is megemlítette. Kutatásait az idősebb képződmények szöveti és mikrofácies-viszonyaira vonatkozóan Konda (1970) egé¬ szítette ki. Fülöp (1971) szelvényén a Kardosréti Mészkő helyett már csak Dachsteini Mészkövet szerepeltet. Az olaszfalui Eperjes az egymás mellett elhelyezkedő, jól feltárt és könnyen megközelíthető alapszelvényeinek köszönhetően több szakmai konferencia szervezőit sarkallta a terület bemutatására, megismertetésére. Ennek köszön¬ hetően számos kirándulásvezetőben és más kiadványban is találhatunk részletes leírást vagy értékelést a területről, vagy egyedi feltárásokról (ifj. Noszky et al. 1957; ifj. Noszky 1959; Fülöp 1964a, 1971; Konda 1970; Galácz & Vörös 1972; Császár & Haas 1984; Császár 1986; Galácz 1988; Galácz 1989a, b; Császár & Haas 1989; Vörös & Galácz 1992; Császár & Főzy 1994; Vörös & Galácz 1998; Császár et al. 2002). Ezekben a munkákban a legfontosabb különbség a jura üledékhézag megítélésében volt. Fülöp (1964a, b, 1971) a jura tenger elterjedését a jura képződ¬ ményeknek a maihoz hasonló keretek között, mészkő és dolomit partokkal határoltan képzelte el. Császár (in: Császár & Haas 1984) megerősíti az üledékhézagos jel¬ leget, anélkül, hogy minősítené azt. Az Eperjes albai kép¬ ződményeinek (Tési Agyagmárga Formáció és Zirci Mészkő Formáció) részletes rétegtani, szedimentológiai és ősföldrajzi viszonyairól Császár (1986) és Császár et al. (2002) adott áttekintést. A terület jura ősföldrajzi viszo¬ nyaira vonatkozó szóbeli viták hatására az 1980-as években került sor az Eperjes jura képződményeinek mikrofácies és szedimentológiai vizsgálatára (Császár et al. 1988; Császár (1988a, b, c). Ezekben egyebek mellett berriasi korszakbeli kis mértékű extenziós mozgásokat jelző függőleges és rétegzéssel párhuzamos hasadékkitöltésről számolt be. Ekkor a felső-jura képződmények feküjében ugyan „felismerhetetlen helyzetű” Dachsteini Mészkő tömbökről esett szó (Császár 1988b), mégis ezek erősen karsztosodott jellegére való utalás szárazra kerülést sugallt, mint ahogy a kirándulásvezető azon megállapítása is, hogy a Szentivánhegyi Mészkő Formáció a Kardosréti Mészkő és a Hierlatzi Mészkő foszlányaira települ (Császár 1988a). Császár et al. (2002) a Kardosréti Mészkővel kapcsolatban nagyméretű tömbök halmazáról beszél. A Hierlatzi Mész¬ kőnek a Kardosréti Mészkőben hasadékkitöltésként való előfordulására vonatkozó megfigyelés a breccsaképződés idejének meghatározása szempontjából fontos. A cikk — Galácz & Vörös (1972) a jura egészére érvényesnek tekintett megállapításait megerősítve — a felső-tithon-alsó- berriasi Szenti vánhegyi Mészkövön belüli, valamint a Tatai Mészkőig terjedő üledékhiányokat az időnként felerősödő tengeráramlatok elsodró hatásával magyarázta. Somody (1989) az Eperjes Tatai Mészkövében lévő brachiopodák 24 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete vizsgálata során megállapította, hogy a Szentivánhegyi Mészkő hasadékát kitöltő vörösbarna márgában a Tatai Mészkő brachiopodáinál idősebb, kora-apti alakok találhatók. A dunántúli-középhegységi jurának a mediterrán régióéval lényegében megegyező üledékképződési mo¬ delljét — Konda (1970) szinszediment breccsa modelljének felhasználásával — Galácz & Vörös (1972) alkotta meg. Ennek lényege a platform feldarabolódása, medencékre és tengeralatti hátságokra különülése, ezekhez idomuló alapvető fáciesövek (köztük szinszediment breccsa öv) létrejötte és fejlődési etapok meghatározása. Extenziós okokra visszavezethető feldarabolódásnak (a szerkezetek reaktiválódásának) három szintjét (liász, bajoci és kimmeridgei) nevezték meg. Ezek sorában csak a késő¬ jurában jeleznek általános aljzatemelkedést. A jurán belüli durvatörmelékekre elsőként Galácz (1988) használta a „scarp breccia” kifejezést tanulmányának absztraktjában, valamint az összefoglalásban, ahol általánosságban álla¬ pította meg, hogy a bajoci során neptuni telérek és ”scarp breccia” képződése, valamint a hátságok peremi részének süllyedése zajlott. Ebben az értelmező, értékelő jellegű munkájában az Eperjessel kapcsolatban szelvényrajz és más konkrétumok említése nélkül megállapította, hogy a felső¬ jura pelágikus mészkőben fluxoturbidit és átülepítéses eredetű közbetelepülések vannak, amelyek — értelmezése szerint — a széttagolódott aljzat következtében intenzíveb¬ bé vált helyi áramlatok hatására jöttek létre. A fenti meg¬ állapítással szemben az összefoglaló ábrában törmelék¬ folyást (debris flow) jelölt. A jura elejei platform feldara- bolódását, illetve továbbdarabolódását 4 fázisra tagolta, melyek között két jelentősebb breccsásodási szakaszt (bajoci és kimmeridgei-tithon) nevezett meg. A rövid leírásból nem teljesen világos, hogy a felsorolt különböző üledékképződési módok közül melyiket tekinti a breccsaképződés módjának. (A tanulmányban a továbbiak¬ ban — elfogadva Palotai Márton javaslatát — a „scarp breccia” kifejezés helyett a vetőlábi breccsa megjelölést használjuk.) Egy évvel később Galácz (1989a) a kirándulásvezető jura részének bevezetőjében szólt arról, hogy a Periadriai régióhoz kapcsolódó dunántúli-közép¬ hegységi triász-kora-liász karbonátplatform blokkosán feldarabolódott, ahol az általa seamountnak nevezett blokkok peremén vetőkhöz kapcsolódó „scarp breccia” jött létre, de az eperjesi feltárásra itt nem történt utalás. Galácz (1989b) az eperjesi triász és liász blokkokat szinszediment breccsának minősítette, megemlítve, hogy a blokkok némelyikén bioeróziós nyomok látszanak. Az eperjesi első (tithon) ammoniteszeket is tartalmazó rövid faunalista Weintől származik (Wein 1934). Az első kimmeridgei (és oxfordi?) ammoniteszeket, Vigh G. meg¬ határozásai nyomán, Fülöp (1964b) közölte. A területen az 1960-as évek legelején végzett árkolások során, réteg szerint gyűjtött gazdag cephalopoda anyag sokáig feldolgozatlan maradt. Főzy a mesterségesen létesített szelvényekben kisebb, ellenőrző gyűjtést végzett, s a korábban gyűjtött cephalopoda anyagot is értékelve kéziratos jelentésben foglalta össze az Eperjes ammonitesz-rétegtani eredményeit (Főzy 1991). Manni et al. (1992) a Hosszú-árok nyugati végén feltárt oxfordi-tithon rétegsor crinoidea faunájából 12 taxont írt le, köztük egy új fajt (Grammarocrinites bakonicus ) is. Viczián (1995) az Eperjes jura képződmé¬ nyei agyagásvány-tartalmának vizsgálata alapján nem talált szárazföldi eredetre utaló agyagásványt. Szives (2001) Tatai Mészkő Formációval foglalkozó doktori értekezésében az eperjesi ammonitesz fauna vizsgálata alapján nem zárta ki a képződménynek az albai emeletbe történő áthúzódását sem. A tágabb térség szerkezetföldtani felépítése tárgykörrel, benne az Eperjes körenyezetével foglalkozók köréből Telegdi Roth (1934), Mészáros (1983) és Sasvári (2003) neve érdemel kiemelést. A Telegdi Roth-vonal környezetének eddigi legrészletesebb elemzése Sasvári nevéhez fűződik, aki négy biztos és két valószínűsített szerkezetalakulási fázist igazolt, melyek között a legidősebb az északkelet- délnyugati térrövidüléssel járó késő-kréta korú, míg a jobbos eltolódás¬ sal járó mozgást a késő-eocénre datálja. Az Eperjes területén, de pontosabban meg nem jelölt helyeken mért 39 szerkezeti adat közül 19-hez rendelt szerkezeti jelleget. Ezek többségét oldaleltolódásnak, hármat biztos, egyet valószínű laposszögű feltolódásnak minősített. Az oldaleltolódásokat kettő kivéte¬ lével balosnak találta. A fent ismertetett eltérő szakmai megítélésnek is szerepe volt abban, hogy az Eperjes-hegy természetvédelmi szempontból is értékesnek minősült. Ezt igazolja az a tény is, hogy a terület 2000-ben helyi védettséget kapott Olasz¬ falu Község Önkormányzatától, és ugyanebben az évben a Magyarhoni Földtani Társulat szervezésében megtörtén¬ hetett a három alapszelvény rendbehozatala a Környezet- védelmi Minisztérium támogatásával. Szintén minisz¬ tériumi pályázat segítségével készült el a bányászati tevé¬ kenységgel érintett területek — a hegy keleti oldalán a Zirci Mészkőben található fejtések, valamint a Tatai Mészkőben a Nagy-letakarítás környezetében lévő kisebb-nagyobb fej¬ tések — tájrendezése. Ennek során pihenőhelyeket és tan¬ ösvényt alakítottak ki K. Gellai (2001a, 2001b) tervei alapján. Mizák (2002) diplomamunkájában foglalta össze és egészítette ki az eddigi ismereteket. Az üledékhézag-fel- színek vizsgálata során az eddigiektől eltérő, kora-kréta keletkezésű bekérgező jellegű képződményt tárt fel, és a felső-jura feküjében ismert megabreccsa keletkezését az addigi vélekedéseknél korábbi időben (késő-dogger) jelölte meg. Convert et al. (2006) paleomágneses mérések ered¬ ményeként megerősítette azt a véleményt, hogy a Dachsteini Mészkő és a liász (kizárólag Kardosréti Formációba tartozó) mészkőtömbök a Hosszú-árokban és a Nagy-leta- karításban megabreccsaként találhatók, melyek paleomág¬ neses irányai eltérnek a felső-jura és kréta rétegek irányától. Megállapították továbbá, hogy a kőzettömbök az északi- mészkő-alpokbeli geodinamikai viszonyokra emlékeztető módon a késő-jura-kora-kréta idején halmozódtak át. Palotai (2005), diplomamunkáját továbbfejlesztve (Palotai et al. (2006), szelvényszerű geoelektromos méré¬ sekkel igazolta a breccsaképződést, késő-jurabeli oliszto- Földtani Közlöny 138/1 (2008) 25 sztrómának minősítve a törmelék felhalmozódási módját. Határozottan állástfoglaltak amellett, hogy a breccsakép- ződés a késő-jurában zajlott le, kijelentve, hogy „a késő-jura üledékképződés az áthalmozás előtt és utána is folyt”. Számbavette a képződési módokat, majd megállapította, hogy „az áthalmozódást kiváltó késő-jura tektonikai ese¬ mény inkább feltolódás vagy eltolódás, semmint (korábban feltételezett) vetőfelújulás volt”, ugyanakkor az összefog¬ lalásban a breccsát inkább extenziós tektonika eredmé¬ nyének tekintik Az Eperjes földtani felépítése A hátsági helyzetnek megfelelően a lankás, hegynek még magyarországi viszonylatban sem nevezhető dombot változatos, csaknem kizárólag középső- és felső-mezozoos tengeri képződmények építik fel. Közülük a felszínen — te¬ kintélyes üledékhézagokkal tagoltan — a legfelső-triász tria- sinás Dachsteini Mészkőtől a felső-albai Pénzeskúti Márga Formációig terjedő rétegsor egyes elemei jelennek meg. Az Eperjes sajátos karaktere a Dachsteini Mészkő, illetve részben még a Kardosréti Mészkő által is képviselt karbonátplatformnak a szétesését követően a jura időszak elején alakult ki. Az Eperjes a Tésig terjedő tengeralatti hátsági területnek a nyugati, peremi területét képviseli, ahol egy észak-déli irányú törés két oldalán a jura rendszernek két eltérő kifejlődése jelenik meg. A közel észak-déli irᬠnyú, balos horizontális elmozdulást jelező törés (2. és 3. ábra ) a Hosszú-árokban a nagyfeszültségű vezetéktől kissé nyugatra j elenik meg. A területen három alapszelvény értékű feltárás található. Az EH-1 (Hosszú-árok) tárja fel a fent említett észak-déli irányú eltolódási vonalat, amelytől nyugatra a kutató¬ árokban egy teljesebb rétegsor jelenik meg, míg ettől keletre a hettangi és az oxfordi rétegek között (Nagy in: Császár et al. 1988) csupán a Hierlatzi Mészkő hasadékkitöltő foszlányai ismerhetők fel. A Hosszú-árok mellett az eltolódási vonaltól (Császár et al. 2002) nyugatra eső részen létesített Ot-86 jelű fúrásban (3. és 4. ábra ) a Lókúti Radiolarittal azonosítható tűzköves mészkő feküjében — a Kardosréti Mészkő vissza¬ oldott felszínére, illetve üregébe települt 1-2, max. 10 cm 2. ábra. Az olaszfalui Eperjes és a Tunyok-hegy közötti, kainozoos képződményektől mentes földtani térkép az általánosan elfogadott képződmény szimbólumokkal és a fontosabb fúrások jelével (Knauer & Végh 1969b, átdolgozva) További jelmagyarázat: c 01 2 = Csatkai F., S E 2 = Szőci Mészkő F., P K 2 = Pénzeskúti Márga F., *K 2 = Tési Agyagmárga F., a K 2 = Alsóperei Bauxit F., ta K 2 = Tatai Mészkő F., J 3 -Kj = Felső- jura-alsó-kréta képződmények, J 3 = Felső-jura képződmények, J 2 = Középső-jura képződmények, d T 3 +J 1 Vetőlábi breccsa (Dachsteini Mészkő és alsó-jura képződmények), d T 3 = Dachsteini Mészkő F., f T 3 = Fődolomit F., 1 — a Tatai Mészkő északkeleti irányú elterjedése a Tési Ágyagmárga fedő alatt, 2 — A felső-jura (és legalsó kréta) elterjedése a Tatai Mészkő, ill. Tési Agyagmárga feküjében, 3 — kibúváskontúr, 4 — képződménykontúr fedett területen, 5 — szerkezeti vonal Figura 2. Geological map without Cenozoic formations between Eperjes and TunyokHills, Olaszfalu viliágé (After Knauer & Végh 1969, modified and completed) Legend: c Ol 2 - Csatka Fm, S E 2 = Szőc Limestone Fm, P K 2 - Pénzeskút Mari Fm, 'K 2 - Tés Clay Fm, “K 2 - Alsópere Bauxite Fm, la K 2 - Tatai MészkőF., J,-K l - Upper Jurassic - Lower Cretaceous formations, J 3 Upper Jurassic formations J 2 Middle Jurassic formations, d T 3 +J 1 Scarp breccia (Dachstein Limestone and Lower Jurassic formations), d T 3 = Dachstein Limestone Fm, f T 3 Hauptdolomite, 1 — North-eastern extent ofthe Tata Limestone below the Tés Clay, 2 — extent ofthe Upper Jurassic (-Neocomian) formations below the Tata Limestone and Tés Clay respectively, 3 — outcrop contour, 4 — subsurface contour of formations , 5 — tectonic lines 26 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 3. ábra. Az Eperjes nyugati lejtőjének földtani térképe 1 — felszíni kibúvás, 2 — a képződmények kvarter alatti kontúrja, 3 — a felső-jura (és legalsó kréta) elterjedése a Tatai Mészkő, ill. Tési Agyagmárga feküjében, 4 — a Tatai Mészkő északkeleti irányú elterjedése a Tési Agyagmárga fedő alatt, 5 — vető, 6 — Oldaleltolódás. Képződményszimbólumok: c 01 2 = Csatkai F., S E 2 = Szőci Mészkő F., Z K 2 = Zirci Mészkő F., *K 2 = Tési Agyagmárga F., ta K 2 = Tatai Mészkő F., S J 3 -K, = Szentivánhegyi Mészkő a Breccsa fedőjében, J 3 = Szentivánhegyi Mészkő Szélhegyi Tagozata és Pálihálási Mészkő F., J 2 = Lókúti Radiolarit F. és Tölgyháti/Eplényi Mészkő F., d T 3 -Jj = Vetőlábi breccsa (főként Dachsteini Mészkő F. és Kardosréti Mészkő F.), d T 3 = Dachsteini Mészkő F. Figure 3. Geological map of the western slope of the Eperjes Hill 1 — surface outcrop, 2 — contour offormations below the Quaternary, 3 — extent ofthe Upper Jurassic (- Neocomian) formations below the Tata Limestone and Tés Clay respectively, 4 — North-eastern extent ofthe Tata Limestone below the Tés Clay, 5 — normál fault, 6 — strike slip fault. Symboles: c Ol 2 - Csatka Fm, S E 2 - Szőc Limestone Fm, 7 K 2 - Zirc Limestone Fm, 'K 2 - Tés Clay Fm, m K 2 - Tata Limestone Fm, 'J-K t - Szentivánhegy Limestone above the scarp breccia, J 3 - Szélhegy Mb ofthe Szentivánhegy Limestone and Pálihálás Limestone Fm, J 2 - Lókút Radiolarite Fm and Tölgyhát/Eplény Limestone Fm, d T 3 -J 1 - Scarp breccia (prevailingly Dachstein Limestone and Kardosrét Limestone Fms.), d T 3 - Dachstein Limestone Fm vastag, oxidos szintet (lencsét) az Ürkúti Mangánérc For¬ mációval azonosítottuk. Itt elsődleges kitöltésként helyen¬ ként világosvörös mudstone szövetű mészkő is felismerhető. Az elsődleges dokumentáció alapján az eltolódási vonaltól távolabb nyugatra, a veszprém-zirci műút mentén telepített két mangánkutató fúrásban (0-1,0-2), valamint a Hosszú¬ ároktól délre törmelékben a felszínen is megjelenik a középső-jura Tölgyháti és Eplényi Mészkő Formációra emlékeztető képződmény. Pontosabban meg nem jelölhető helyen, de az előzők közelében (a hegy ÉNy-i oldalán, a fenyvesben) mélyült a szűkebb terület legteljesebb jura rétegsorát feltárt 0-4 fúrás. Ebben (Fülöp kéziratos rajzának átértékelése alapján) fölül 8 m vastag Szentivánhegyi Mészkő, 7 m Pálihálási Mészkő, 14 m Lókúti Radiolarit települ. Alatta tektonikusnak ítélt kontaktussal 4 m középső- (vagy alsó-)jura (?) crinoideás mészkő és mikrites mészkő, majd közel 3 m mangános, vörös, gumós, crinoideás mészkő, következik. Az alul breccsás 4 m vastag Pisznicei Mészkő alatt 15 m Kardosréti Mészkövet tárt fel a fúrás. Ez azt jelenti, hogy a jelenlegi és egyúttal a paleolejtőn lefelé is egyre teljesebb a jura rétegsor. A nem típusos kifejlődésű Lókúti Radiolaritnak ismeretes a felszínen is néhány erősen meszes változata kissé délebbre, a műút közelében (3. ábra). Ebből fokozatos átmenettel fejlődik ki a Pálihálási Mészkő Formáció meszesebb, majd erősen pelites változata, amelyet az EH-1 árok tár fel. A rétegsort a makrofaunában gazdag Szélhegyi Mészkő Tagozat zárja. A Hosszú-ároknak az eltolódási vonaltól keletre eső felső felén, az előbbitől alapvetően eltérő kifejlődésű és még hézagosabb mészkő anyagú jura rétegsor jelenik meg ( 4. ábra). Itt a késő-juránál idősebb képződmények (Kardosréti Mészkő és a hasadékkitöltésként megjelenő Hierlatzi Mészkő) változatos méretű — akár több m-es — tömbjei közötti teret a szelvény nyugati részétől eltérő fáciesű (mik¬ rites alapanyagú) felső-jura mészkő tölti ki. Ezzel egyezik a Nagy-letakarítás (EH-2) területén megismert rétegsor is. Itt ugyan a megabreccsa anyaga főként a Dachsteini Mészkő, de az alárendelten fellépő Kardosréti Mészkő mellett a Hierlatzi Mészkő is megjelenik önálló tömbként (Galácz 1989b, Mizák 2002, Palotai et al. 2006). A Hosszú-ároknak az ellaposodó tetői részén (ma már visszafedett helyzetben), és a Nagy-letakarítás területén is tekintélyes tengeralatti üledékhézagot követően települ a crinoideás Tatai Mészkő, amelynek bázisán helyenként erősen visszaoldott, ritkábban jó megtartási állapotú ammonitesz, brachiopoda, cápafog, csiga stb. őrződött meg, jelzéseként a hosszú ideig fennálló általános elsodrási, átülepítési folyamatnak. A Tatai Mészkő fedőjében a kora-albai szárazulati lepusztulási szakasz után az édes- és elegyesvízi, mocsári, tarka színű Tési Agyagmárga (Császár 1997) települ, amely azonban a felszínre sehol sem bukkan, de térképünk tartalmazza a régi feltárást. Jelenlétére csak a dúsabb és vízigényesebb vegetáció (pl. a seprűzanót), valamint a lapos térszín utal. A fedő fehér színű Zirci Mészkő sziklái a dombtetőn és a domb keleti lejtőjén láthatók (EH-3 szelvény). A tetőről a lejtőn keleti irányban lefelé, (a rétegsorban továbbra is felfelé) haladva megjelennek a Pénzeskúti Márga Formáció glaukonitos és sárgásszürke mészmárga- rétegei. A terület összesített elvi rétegoszlopa (5. ábra) a csupán törmelékként előforduló, Nummulites -ben gazdag Szőci Mészkövet és a déli lejtőláb közelében megjelenő folyóvízi Csatkai Formációt is jelzi. Emellett a térszíni egyenetlen¬ ségekben főként lösz és néhány talajváltozat (köves-sziklás Földtani Közlöny 138/1 (2008) 27 Ot-85 Kvarter Quaternary formatiom Szentivánhegyi Mészkő F. Szentivánhegy Limestone Fm X X X Jc Pálihálási Mészkő F. Pálihálási Mészkő Fm xx xx x x x x x eXxXe Lókúti Radiolarit F. Lókút Radiolaríte Fm Kardosréti Mészkő F, Kardosrét Limestone Fm iHierlatzi Mészkő F. (lencsék) \Hierlatz Limestone Fm (lenses) Ilii Ot-86 Kvarter Quaternary> formatiom Szentivánhegyi Mészkő F. Szentivánhegy Limestone Fm Pálihálási Mészkő F. Páli hálás Limestone Fm Lókúti Radiolarit F. Lókút Radiolaríte Fm Hierlatzi Mészkő F. ' Hierlatz Limestone Fm ■ Úrkúti Mangánérc F. Úrkút Manganese Őre Fm Kardosréti Mészkő F. Kardosrét Limestone Fm 4. ábra. Az Olaszfalu Ot-85 és az Ot-86/a fúrással összevontan ábrázolt Ot-86 jelű fúrás rétegoszlopa Figure 4. Lithologic and lithostratigraphic columns of the boreholes Olaszfalu Ot-85 and Ot-86 váztalaj, rendzina, agyagbemosódásos barna erdei talaj, lejtő¬ hordalék talaj, antropogén talaj) bújik meg (Barczi & Vona in: Császár et al. 2002). Érdemi természetes kőzetkibukkanások csak az Eperjes tetején és déli lejtőjén találhatók, ezért kiemelkedő jelen¬ tőségük a bonyolult földtani felépítésű terület megismeré¬ sében az alábbiakban részletesen leírt mesterséges feltárᬠsokban tanulmányozható szelvényeknek van. Hosszú-árok (EH—1) A 107 m hosszú Hosszú-árok a 82-es útra merőlegesen, a domb nyugati lejtőjén létesült ( 6. ábra). Az árok alsó har¬ madában húzódó észak-déli irányú szerkezeti elem mentén 5. ábra. Az Eperjes elvi rétegoszlopa (Mizák 2002 alapján) Figure 5. Principal columnar section of the Eperjes Hill with lithostratigraphic names (after Mizák 2002) — balos eltolódásnak (Császár et al. 2002, Sasvári 2003, Palotai et al. 2006) köszönhetően — két, eredetileg össze nem tartozó, eltérő kifejlődésű terület képződményei ke¬ rültek egymás mellé. A szelvény nyugati részén (6a ábra ) jelenleg feltárt legidősebb képződmény a Pálihálási Mészkő Formáció (/. tábla 1. fénykép), amely az ároknak a nyugati (alsó) végén, 23 m hosszúságban látható (a radiolarit fedő¬ jében). Ez típusos ammonitico rosso fáciesű: vörös, gumós, ammoniteszes, agyagos mészkő. A kőzetben nagyon gya¬ koriak a változatos méretű és alakgazdag crinoidea nyél¬ tagok és kelyhek (Manni et al. 1992). A Hosszú-árokban az árok létesítése során végzett gyűjtés és rétegszámozás fölülről lefelé történt. Sajnos, ennek szel¬ vényrajza számunkra ismeretlen, ebből adódóan a gyűjtött fauna pontos származási helye is. Az 1980-as években elvégzett szelvényezés és vékonycsiszolati mintázás alulról These are as followsfrom the top: Loess and scree, Csatka Fm, Szőc Limestone Fm, Pénzeskút Mari Fm, Zirc Limestone Fm, Tés Clay Fm, Tata Limestone Fm, Szentivánhegy Limestone Fm, Pálihálás Limestone Fm, Lókút Radiolaríte Fm, Tölgyhát/Eplény Limestone Fm, Úrkút Manganese Őre Fm, Hierlatz Limestone Fm, Kardosrét Limestone Fm with neptunian dykes, Dachstein Limestone Fm viselik. A szelvény régi számozású 28. rétegéből több mint 170 cephalopoda maradvány került elő. A viszonylag nagy példány szám ellenére az anyag nehezen értékelhető. Az ammoniteszek kivétel nélkül héjatlanok, rendszerint nagyon rossz megtartásúak, visszaoldottak, töredékesek. A legmélyebben fekvő makrofaunás rétegek kimmeridgei korúnak bizonyultak. A mikropaleontológiai megfigyelé¬ sek és a Vigh G. által meghatározott példányok alapján való¬ fölfelé történt, ez látható az 6. ábrán. A makrofauna színűsített oxfordi kort ammoniteszekkel nem sikerült nagyobb mintaszámai tehát a szelvény alsó részét kép¬ igazolni. A legalsó (28.) rétegből előkerült Nebroditesek a 28 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 6a 6. ábra. A kutatási célból létesített EH-1 jelű Hosszú-árok földtani metszete a mintavételei helyekkel (Császár 1988a alapján) Jelmagyarázat a 6a ábra (és a 6b ábrán az eltolódási vonaltól nyugatra) 1 - talaj és lejtőtörmelék, 2 - Szentivánhegyi Mészkő F - Szélhegyi Tagozata, 3 - Pálihálási Mészkő F.; 6b ábra (az eltolódási vonaltól keletre) és 6c ábra: 1 - talaj, 2 - Szentivánhegyi Mészkő F - (saccocomás változat), 3 - Hierlatzi Mészkő F., 4 - Kardosréti Mészkő F. Figure 6. Geological cross section of the Hosszú-árok (Long Trench EH-1) with sample numbers (After Császár 1988a) Legend fór Figure 6a (and to the west of the strike slip fault in Figure 6b): 1 - soil and scree, 2 - Szélhegy Member of the Szentivánhegy Limestone Fm, 3 - Pálihálás Limestone Fm.; Figure 6b (to the east ofthe strike slip fault) and Figure 6c: 1 - soil, 2 - Szentivánhegy Limestone Fm (Saccocoma-bearing version), 3 - Hierlatz Limestone Fm, 4 - Kardosrét Limestone Fm. kimmeridgei középső részének (Strombecki és/vagy Divisium zóna) meglétét bizonyítják. A 16. réteg gazdag Pseudowaagenia cf. acanthomphalum (Zittel) faunája a kimmeridgei magasabb részét (Cavouri és/vagy Beckeri zóna) jelzi. A fent említett formákat kísérő fauna (, Sowerbyceras sp., Taramelliceras spp., Aspidoceras spp.) szintén jellegzetes kimmeridgei együttesként értékelhető. Leszögezhető tehát, hogy a szelvény alsó, mintegy húsz rétege középső- és késő- kimmeridgei korú. Egyes zónák megléte bizonyítható, ám a zónahatárok megvonása, minthogy számos réteg nem szol¬ gáltatott értékelhető vagy jellegzetes faunát, bizonytalan. A gyűjtés során törmelékből előkerült Hybonoticeras töredék már a fehér színű, hierlatzi jellegű kőzetből szárma¬ zik, ami arra utal, hogy a kimmeridgei-tithon határ a Pálihálási Mészkő F. és a hierlatzi típusú Szélhegyi Mészkő T. határa környékén (9. réteg) húzható meg. A felső 9 réteg gazdag Haploceras faunája (H. elimatum (Oppel) és a H. carachtheis (Zeuschner) alakkörbe tartozó formák), az alsó-tithon biztos indikátorának tekinthető. A törmelékből származó Hybonoticeras cf. hybonotum (Oppel) alapján a tithon legalsó (Hybonotum) zónája iga- zolhatónak látszik. A következő (Darwini Zóna) nem doku¬ mentálható a szelvényben. Megjegyzendő, hogy ezen utóbbi szint Dunántúli-középhegységben nehezen mutatható ki. A Pálihálási Mészkő mikrofosszüiái sorában a Glob- ochaete és a Saccocoma (a magyar szakirodalomban gyakran Lombardiaként találjuk) a leggyakoribb, helyenként kőzet¬ alkotó mennyiségű. Nagy I. (in: Császár et al. 1988) szerint a Cadosina általában ritka (C. lapidosa Vogler, C. carpathica Borza, C. parvula Nagy, továbbá átmeneti formák: C. lapidosa-carpathica Nagy, C. fibrata-lapidosa Nagy) vagy nagyon ritka (C. fibrata Nagy, C. malmica (Borza), C. carpathica-heliosphaera Nagy), mint ahogy a Stomiospha- era (S. moluccana Wanner) és a radiolaria is. Mindazonáltal a Cadosina kivételesen nagy gyakoriságban is felléphet, mint pl. a C. lapidosa-carpathica a 3. és 4. rétegben, vagy a C. parvula Nagy a 13. és 14. rétegben. Hasonlóképpen ritka az Axothrix malmica Nagy, amely ugyancsak nagyon gyakori a 13. és 14. rétegben. Nagy az általa vizsgált minták közül a legalsót (2. minta) az oxfordi emeletbe sorolta. Mészvázú és agglutinált bentosz foraminifera sok mintában jelenik meg, de mindig kis példányszámban, mik özben plankton fora¬ minifera csupán egyetlen mintában volt kimutatható (14. réteg). Fontos megemlíteni, hogy a formáció egyik leg¬ jellemzőbb ősmaradványaként ismert Saccocoma a legalsó két mintából nem került elő. Egyetlen korall töredék a 6. minta rétegének vékonycsiszolatában volt felismerhető. Az eredeti dokumentumok (Knauer & Végh 1969a és a csatlakozó alapadatgyűjtemény) szerint az árok talpán a Fó- Földtani Közlöny 138/1 (2008) 29 kúti Radiolarittal azonosítható tűzköves, radiolariás mészkő is feltárásra került, de a karbantartó munkák során a vastag törmeléket nem tudtuk a kívánatos mértékig eltávolítani. A kutatóárok mellett telepített Olaszfalu Ot-85, Ot-86 és Ot-86/a fúrás (4. ábra ) a Pálihálási Formáció bázisán feltárta a radiolaritnak a Pálihálási Mészkő felé átmenetet mutató, vörös tűzkőgumót tartalmazó, mészköves kifejlődését is. A Hosszú-árok szelvényének nyugati részén a Pálihálási Mészkőre a Szentivánhegyi Mészkő hierlatzi fáciesű válto¬ zata, a Szélhegyi Mészkő Tagozat települ (7. tábla 2. fénykép). A képződmény vastagréteges-vékonypados, ősmaradvány¬ ban gazdag, bázisán világosvörös, crinoidea-törmelékes, afanerites megjelenésű. Felfelé a kőzet testszínűbe, majd szürkésfehérbe megy át. A Szélhegyi Mészkő keleti irányú elterjedésének a már említett balos eltolódási vonal szab határt. Makrofosszüiái között leggyakoribb a crinoidea- töredék, az ammonitesz, a belemnitesz és a brachiopoda. A biodetritusz mennyisége egy-egy rétegen belül változó, de összességében felfelé növekvő tendenciát mutat. A réteg¬ felületeken helyenként kismérvű elagyagosodás észlelhető. A 12. és 14. minta rétegében ÉNy-DK-i (135°-315°) csapású 0,5-2 cm vastag, fehér vagy rózsaszínű mészkő anyagú hasa- dékkitöltések figyelhetők meg, amelyek anyaga megegyezik a Szentivánhegyi Mészkő Hosszú-árok keleti felén kibuk¬ kanó berriasi rétegeinek anyagával. A Hosszú-árok alsó részén a feltárás takarítása közben talált brachiopodákat Dulai Alfréd és Vörös Attila Pygope cf. diphya (von Buch), Pygope janitor (Pictet), Monticlarella? tetrica (Zejszner) fajokkal azonosította (Mizák 2002). A hierlatzi jellegű mészkő begyűjtött rétegei közül a felső hat a Semiforme Zónába sorolható. Az index alak ugyan nem került elő, ám a Haploceras verruciferum (Meneghini), a Pseudolissoceras sp. és a Simocosmoceras sp. együttese alapján a besorolás biztosnak látszik. A Simocosmoceras egy jellegzetes, erősen díszített, kevés lelőhelyről ismert ritka forma. Az eddig előkerült kb. két tucat példány legnagyobb része a lengyelországi klasz- szikus rogozniki feltárásból és a gerecsei Szél-hegyről származik. Mindkét szelvényben egy jellegzetes, az eper- jes-hegyi fácieshez hasonló (hierlatzi jellegű) kőzetből kerültek elő a példányok. Bár az ammoniteszek rendszerint rossz fáciesjelzők, mégis úgy tűnik, hogy a Simocosmo- ceras- ok azt a speciális környezetet „kedvelték”, amelyben a hierlatzi jellegű tithon mészkő rakódott le. Számolni kell azonban azzal is, hogy a kicsiny termetű Simocosmoceras- ok a gumós ammonitico rosso fáciesű kőzetben talán fel sem ismerhetők, azaz „speciálisnak” tekintett előfordulásuk csak látszólagos. A Szélhegyi Mészkő mikrofosszília tartalma nagyon hasonlít a Pálihálási Mészkőéhez, de Saccocoma meny- nyisége elmarad a Pálihálási Mészkőétől, míg a Cadosina mennyisége kissé nagyobb annál, és egy újabb faj [C. pulla (Borza)] is megjelenik. Az árok mélyszakaszának (6a ábra) legfelső két rétegében felszaporodnak a radiolariák és első alkalommal a 37. minta rétegében jelenik meg a Chitinoidella sp. is. A radiolariák az árok alsó szakaszának több rétegében mutatnak a fentivel egyező dúsulást (a 6a ábra számozása szerinti 3., 10. és 13. minta rétegeiben), miközben a 6b ábra 7-14. minta rétegeiben jelen van a Chitinoidella sp. is. Gradstein et al. (2004) alapján ezek a rétegsornak már nem is a Semiforme, hanem a Richteri Zónába való tartozására utalnak, ugyanis a Chitinoidella első megjelenése a Richteri zóna alsó határával esik egybe. A kutatóároknak az eltolódási vonaltól keletre eső részen (a 6b ábra 17. mintaszámtól kezdődően) a leg¬ gyakoribb képződmény a felszínen az egyedi tömböket formáló Kardosréti Mészkő, amely a szelvénynek egyúttal a jura időszakon belüli legidősebb (hettangi korszakbeli) képződménye is. Jellegzetesen fehér, szürkésfehér, esetleg sárgás vagy rózsaszínes árnyalatú színe, helyenként töme¬ gesen megjelenő 4-8 mm átmérőjű onkoidokat tartalmazó és kiálló, rendszertelen helyzetű tömbjei könnyen meg¬ különböztethetőek a szelvény többi kőzetétől (7. tábla 3. fénykép). A Kardosréti Mészkőben szabad szemmel fel¬ ismerhető a ritka brachiopoda és apró csiga metszet. Mellettük vékonycsiszolatban szórványosan ostracoda, tengerisün váztöredék, monaxon szivacstű, apró csiga és nodosarid bentosz foraminifera, valamint, esetenként „felfűzött” Globochaete telepe látható. A Kardosréti Mészkő tömbjeinek különböző orien¬ tációjú hasadékaiban, illetve apró foszlányokban, kivétele¬ sen réteg szerűnek tűnő településben található a Hierlatzi Mészkő. A Hosszú-árok keleti vége közelében, az árok mélypontján, egy Kardosréti Mészkőből álló tömb tetején sapkaként találjuk a Hierlatzi Mészkövet (7. tábla 4. fénykép). A nem szokványos kifejlődésű (a 49. réteg alatt még Saccocomá t sem tartalmazó, e fölött saccocomás) Szentivánhegyi Mészkő mindkettőt rátelepülő jelleggel öleli körül. A Hierlatzi Mészkő itteni kifejlődése világos¬ vörös, crinoideában gazdag, melyhez csupán néhány brachiopoda társul. A mikrofosszüiák között leggyakoribb a crinoidea és a tengerisün maradvány, legszembetűnőbbek a bentosz foraminiferák: Involutina liassica (Jones), nodo¬ sarid és trocholinid típusú formák. A Hierlatzi Mészkő kitöltésű hasadékok jelenlegi helyzetükben jobbára ÉK-DNy-i irányúak, és többnyire a függőlegeshez közel álló helyzetűek, de egészen lapos nyugatias dőlésűek is megfigyelhetőek. A szelvény középső szakaszán (6b ábra) — a Kardosréti Mészkő tömbjei között—a 19., 20., 23., 26., 30-33., 38., 41. mintákban üregkitöltő jelleggel, illetve a kutatóárok leg- keletebbi 20 m-ében (a 44. mintától kezdve) arra települve található a Szentivánhegyi Mészkő mikrites alapanyagú, a testszínűtől a sötétvörösig változó színű, makrofosszüiában viszonylag szegény változata. A szelvény tömböket fedő felső-jura képződményeiből készült vékonycsiszolatok ősmaradvány-eloszlását a 7. ábra szemlélteti. Közülük a 46. és az 52. rétegből származó minta vízszintes hasa- dékkitöltés, amely a berriasi emeletbe tartozik, csak úgy, mint az 56. és 57. réteg is. A kőzet alapvetően bioklasztos mikrit vagy biomikrit (biomikropát) alapanyagú. A kutatóároknak az eltolódási vonaltól keletre eső, Kardosréti Mészkő tömbök közötti szakasza többé-kevésbé 30 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete Vékcmycsiszolati vizsgálat 1. G lobochaete 2. Calpionella alpina 3. C. elliptica 4. Calp ioné Hites dadayi 5. Calpionellopsis simpl&x 6. Lorenziella hungarica Kn.-n. 7. Remamella cadischiana 8. Tintinnopsella carpathica 9. T. longa 10. Chitinoidella £p. 11. Calpionella (summa) 12. Stomiosphaera sp. 13. S. moluccana 14. Cadosina fuscha 15. C. radiata 16. C. lapidosa 17. C. lapidosa- cai-pathica 18. C. fibrata —lapidosa 19. C. lapidosa ssp. 20. C. lapidosa ssp 21. C. sublapidosa-lapidosa 22. C. carpathica 23. C. carpathica-he!iosphaera 24. C. fibrata 25. C. malmica 26. C. pulla 27. C. parvula 28. Axothrix malmica 29. A. berriosica 30. Cadosina (summa) 31. reszedimemációs nyomok 32. Radiolaria 33. meszes bentosz Foraminifera 34. agglutinált bentosz Foraminifera 35. plankton Foraminifera 36. Gastropoda 37. Ammonites 38. Qstr&eoda 39. Brachiopoda 40. Grinoidea 41. Lombardia 42. Echinoidea 7. ábra. A Hosszú-árok folyamatos felső-jura képződményszakaszainak vékonycsiszolatos vizsgálati eredményeit szemléltető diagram a szelvény keleti végétől lefelé a jelölés szerint (Császár 1988a, Calpionella és Cadosina határozás: Nagy I.) Figure 7. Diagram showing the results of thin section studies of the continuous intervals of the Upper Jurassic formations, as indicated on the previous research trench Hosszú-árok from the eastern end downsters, as indicated (After Császár 1988a, Calpionella and Cadosina by I. Nagy) egyveretű, ahol a szegényes ősmaradványegyüttesének legjellemzőbb, ugyanakkor változó gyakoriságú elemei: radiolaria, Cadosina és részben Stomiosphaera, echino- dermata váztöredék, ostracoda, mészvázú bentosz forami¬ nifera ( Lenticulina, Spirillina, Neotrocholina ) és Globo- chaete. A képződmény ezen szakaszának különlegessége, hogy Saccocoma itt csak elvétve fordul elő (20. és 32. mintaszámú réteg) és plankton foraminifera is nagyon ritkán jelenik meg (19-20. és 30. mintaszámú réteg). A breccsa szakasz üregkitöltő mintáinak vizsgálati eredményeit a 7. ábra nem tartalmazza. All üregkitöltő minta közül Nagy I. (in: Császár et al. 1988) a calcisphaerulidae alapján 4 mintát minősített oxfordinak, 1 mintát oxford-alsó-kimme- ridgeinek, 6 mintát nem tudott besorolni. A Szentivánhegyi Mészkő legfelső, közel folyamatos rétegsorú szakasza mikrofáciesét tekintve egyveretű, lénye¬ gében az előbbiekben leírtakkal egyezik, mindazonáltal mikrofosszüiái alapján három részre tagolható, melyeket esetenként az elmosási felületek is kiemelnek. A 44^18. mintaszámú rétegekből hiányzik a Saccocoma, vagyis ezek anyaga megegyezik a tömbök közötti kitöltés anyagával, tehát ezek nagy valószínűséggel az oxfordi emeletbe sorolhatók. A 49-54. mintaszámú rétegekben jelen van a Saccocoma , míg Tardiné Filácz E. határozása szerint (in Császár et al. 1988) az 55-57. mintaszámú rétegeket vagy nagy mennyiségű Chitinoidella (55. mintaszámú réteg), vagy néhány Calpionella- faj (C. alpina Lor., Calpionellites dadayi Knauer, Calpionellopsis simplex (Colom), Lorenziella hungarica (Knauer et Nagy), Tintinnopsella carpathica (Murg. et Fil.), I longa (Colom) jellemzi. A fejlődéstörténet megítélése szempontjából fontos tényező, hogy a rétegsor 1-2 cm vastag, jól datálható hasadék- kitöltéseket tartalmaz. A 46. mintaszámú rétegben Crassi- collaria sp. Calpionella alpina Lor., míg az 52. mintaszámú rétegben Calpionella alpina Lor., C. elliptica Cadish, Remaniella cadischiana (Colom), Tintinnopsella car¬ pathica (Murg. et Fil.) ismerhető fel, ami az Elliptica zóna jelenlétét igazolja. A bentosz foraminifera tekintetében csupán annyi a változás, hogy itt J. Blau (szóbeli közlés) egy nagytermetű, egysorkamrás, új foraminifera fajt ismert fel. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 31 A Calpionellidae-k alapján megállapítható, hogy a Hosszú-ároknak mind az alsó, mind a felső szakaszában képviselve van az alsó-tithon felső fele (6b ábra 7-14. mintaszámú rétegei, illetve 6c ábra 55. mintaszámú rétege), miközben a szinte folyamatosnak látszó felső szakasz rétegsora üledékhiányos, illetve üledékelmosásos jellegű. E miatt az 55. és 56. mintaszámú réteg közül hiányzik a teljes felső-tithon (az 56-57. mintaszámú réteg berriasi — I. tábla 5. fénykép). Nagy-letakarítás (EH-2) A Nagy-letakarítás területén, lényegében a Hosszú¬ ároknak a balos eltolódási vonaltól keletre eső részén megismert képződmények vannak a felszínen, de a Kar¬ dosréti Mészkő és a Hierlatzi Mészkő tömbjei csak az északi vége közelében fordulnak elő, míg a déli részen a Tatai Mészkő már túlnyomórészt a Dachsteini Mészkő tömbjeire települ. Az itteni felső-jura és kréta képződményeket egy fosszüiagyűjtési célból Fülöp által létesíttetett kutatóárok tárja fel (8. ábra). Ennek vékonycsiszolatos vizsgálati ered¬ ményeit a 9. ábra tárja elénk. A feltárás északi végén a felső-jura feküjét változatos méretű, alakú és orientációjú tömbök alkotják. A letakarítás középső harmadának déli részén, legalább 10 m-nyi hosszon, a Dachsteini Mészkő a Szentivánhegyi Mészkővel megegyezően látszik települni, benne ismeretlen korú, el¬ lentétes (meredek nyugatias) dőlésű, egyenlőtlenül lami¬ nált, vastag, szürkéslila hasadékkitöltéssel. Ebből a helyzetből kiindulva korábban arra következtettünk, hogy itt már a Dachsteini Mészkő is szálban áll (Császár 1988b, Császár et al. 1988). A vastagpados vagy tömeges kifej- lődésű, szürkésfehér, esetleg enyhén rózsaszínes mészkő itt nagyméretű kagylókat ( Paramegalodus sp., Conchodus sp.), valamint magános korallt és hydrozoát is tartalmaz (Konda 1970). Sűrű hintésben fordulnak elő bennük a szabad szemmel is felismerhető, Triasina nemzetségbe sorolható foraminiferák. A rendszerint ciklusos felépítésű Dachsteini Mészkőnek itt a dolomitos, algalemezes válto¬ zata csak ritkán figyelhető meg. A hatalmas tömbben a meredek, nyugatias dőlésű, lilás tónusú hasadékkitöltések nagymértékben nehezíthetik a képződmény valós réteg¬ ződésének felismerését. A feltárás déli vége közelében, egy kisebb árkolás mentén kalcitpettyes, korallt is tartalmazó triász tömböket cementáló jura kitöltések jelennek meg (Knauer szóbeli közlése szerint hasadékkitöltő jelleggel). A fenti képződmények tömbjeit, egyes helyeken szálban állónak látszó rétegeit a Szentivánhegyi Mészkőnek a Hosszú-árok keleti felében ismertetett típusa fedi 3 m vastagságban (8. ábra 9. réteg, II. tábla 1. fénykép). Az itteni rétegköteg különlegessége az a réteg, amelyben sztromato- litra emlékeztető hullámhegyek és keskeny árkok válto¬ gatják egymást (II. tábla 2. fénykép). Ezek a rétegek külö¬ nösen gazdagok ammonitesz kőbelekben, aptychusban és crinoidea töredékben. Mellettük előfordul még brachiopoda teknő és magános korall is. A Nagy-letakarítás szelvényének közepén mélyített árok mentén, a maim rétegsor mintegy 18 rétegre bontható (a mikrofácies szempontú vizsgálatokra történt szelvényezés során a rétegsort 13 rétegre tagoltuk). E kis szelvény felső nyolc rétegéből több mint 200, közepes és rossz megtartású, héjatlan ammonitesz került elő. A régi gyűjtési felület letakarításakor a jura rétegsor feküjében csak két helyütt bukkant elő az ismeretlen rétegzésű és településű Dach¬ steini Mészkő. A Dachsteini Mészkő feletti mintegy 10 rétegből utólagos, réteg szerinti gyűjtés nem történt, ám a törme¬ lékből előkerült viszonylag gazdag, gyakran jó megtartású, héjas töredékeket is tartalmazó faunából számos Tara- melliceras, Aspidoceras, Orthaspidoceras, Pseudowaage- nia, Nebrodites és Ataxioceratinae került elő. Mindezek alapján valószínű, hogy a néhány rétegből álló kondenzált rétegsor a kimmeridgei több szintjét is képviseli. A korábban begyűjtött legalsó (az ellentétes módon szᬠmozott régi 9.) rétegből egyetlen, közelebbről meg nem határozható Perisphinctes- féle került elő. A 8. réteg szerény ammonitesz anyaga azonban már lényegesen többet mond: a Hybonoticeras cf. hybonotum (Oppel) a kimmeridgei/titon határt, s alighanem a tithon legalsó (Hybonotum) zónáját jelzi. Az e réteg tetejéről származó „Lithacoceras ” mag- 50 ° 230 ° 7 l0 Öl 12 © 8. ábra. A Nagy-letakarítás területén létesített EH-2 jelű kutatóárok földtani metszete (Császár 1988b) 1 - Ammonites, 2 - Aptychus, 3 - Belemnites, 4 - Brachiopoda, 5 - Crinoidea törmelék, 6 - talaj, 7 - kőzettörmelék, 8 - lemezes mészkő, 9 - kalcitpettyes mészkő 10 - bázistörmelék crinoideás mészkő kötőanyagban, 11 - világosvörös, pados mészkő, 12 - mintaszám Figure 8. Geological cross section of the research trench EH-2, made in the Nagy-letakarítás (Stripe Pit), ( Császár 1988b) 1 -Ammonites, 2 -Aptychy, 3 - Belemnites, 4 - Brachiopods, 5 - Crinoid ossicles, 6 - palaeosoil, 1 - rockfragnents, 8 - platy limestones, 9 - limestone with calcite dots, 10 - hasal rock fragments with crinoidal limestone cement, 11 -pale red, thick-bedded limestone, 12 - sample number 32 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 9. ábra. Az EH-2 jelű kutatóárok vékonycsiszolatos vizsgálatának eredményei (Császár 1988b, Calpionella és Cadosina határozás: Nagy I.) A mintaszámok megegyeznek a 8. ábrán jelöltekkel. Jelmagyarázat: 1 - Ammonites, 2 - Aptychus, 3 - Belemnites, 4 - Brachiopoda, 5 - Crinoidea törmelék, 6 - Lemezes mészkő, 7 - Kalcitpettyes mészkő, 8 - Bázistörmelék crinoideás mészkő kötőanyagban, 9 - Világosvörös, pados mészkő, 10 - Mikrit, 11 - Mikropát, 12 - Szemcseközi pát, 13 - Másodlagos pát, 14 - Üregkitöltő pát, 15 - Szintaxiális pát, 16 - Intraklaszt, 17 - Bioklaszt, 18 - Extraklaszt, 19 - Pellet, 20 - Ismeretlen eredetű mikropátos, pátos csomók, 21 - Kovásodás Figure 9. Diagram showing the results of thin section studies from the research trench EH-2 (After Császár 1988b, Calpionella and Cadosina byl Nagy) Sample numbers correspond to those in Figure 8. Legend: 1 -Ammonites, 2-Aptychi, 3 - Belemnites, 4 - Brachiopods, 5 - Crinoid ossicles, 6 - platy limestones, 1 - limestone with calcite dots, 8 - basal rockfragments with crinoidal limestone cement, 9 -pale red, thick-bedded limestone, 10 - micrite, 11 - microsparite, 12 - intergranular sparite, 13 - secondary sparite, 14 - sparite, füling voids, 15 - syntaxial sparite, 16 - intraclast, 17 - bioclast, 18 - extraclast, 19 - pellet, 20 - microsparitic, sparitic nodules of unknown origin, 21 - silicification manói az Appenninek „alsó-tithonjából” írták le (Cecca et al. 1983). A felső rétegek gazdag Haploceras elimatum (Oppel), Haploceras caractheis (Zeuschner) és Haploceras sp. faunája biztosan alsó-tithonnak tekinthető. A Haploceras verruciferum (Zittel) és a két rétegből is előkerült Semi- formiceras semiforme (Oppel) a Semiforme zóna meglétét jelzi. A 3. rétegből származó Semiformiceras cf. fallauxi (Oppel) már a következő (Fallauxi) zóna index alakja. E biosztratigráfiai szempontból rendkívül fontos néhány ammonitesszel együtt begyűjtött Perisphinctes- féléket (Ataxioceratidae div. sp.) a rendkívül rossz megtartási álla¬ pot és a mediterrán Perisphinctesek hiányos ismertsége miatt mindeddig nem sikerült közelebbről meghatározni. Felső-tithon ammoniteszt a fauna nem tartalmazott. A szelvény régi gyűjtésének anyagából azonban, „1. réteg” jelöléssel néhány valangini (vagy legfeljebb középső- hauterivi) Olcostephanus töredék és néhány kagylómarad¬ vány került elő. Az ősmaradványokat alighanem köz¬ vetlenül a Tatai Mészkő alatt települő, mintegy fél méter vastag töredezett, világos színű mészkőből gyűjtötték (II. tábla 1. és 3. fénykép). A neocom kövületek jelenléte azért is érdekes, mert feltételesen a valanginibe sorolt rétegeket már ifj. Noszky (1934) is említett a lelőhelyről. A neocomnak tekintett képződményt azonban később neki sem sikerült megtalálnia, s így a valangini rétegekkel a továbbiakban Fülöp (1964) már nem is számolt. A felső-jura rétegsor mikropaleontológiai és mikro- fácies szempontból alapvonásaiban megegyezik a Hosszú¬ árok legfelső részénél leírtakkal. A különbség, hogy itt fölfelé növekvő gyakoriságú a Globochaete, továbbá az a tény, hogy e vékony rétegsor három egységre tagolható. A 2-5. réteget a fölfelé csökkenő gyakori ságú Axothrix malmi- ca jellemzi, amelyből a 3.-at Nagy I. (1988) az oxfordi emeletbe tartozónak minősített. Fölötte all. rétegig csupán a mikroszkopikus méretű gastropoda ház az egyedüli kiugró gyakoriságú fosszüia, míg a 12-13. rétegben megjelenik a Chitinoidella. Ez utóbbi adat megerősíti azt az ammonitesz tartalom alapján levont következtetést, hogy a rétegsorban a Semiforme zóna fölötti rétegtani szint is képviselve van. Ennél fiatalabb rétegek nyomait a fedő Tatai Mészkő bázisát képező bázisbreccsában (II. tábla 3. fénykép ) található calpionellás mészkőtörmelék őrizte meg. Ez egyebek mellett még C. elliptalpina Nagy faj egyedeit is tartal¬ mazza. Lényeges különbség azonban a Hosszú-árok felső részével szemben, hogy itt végig gyakori a Saccocoma, vagyis a bázisréteg is fiatalabb a Hosszú-árok keleti mély¬ gödrében feltárt rétegeknél. A Nagy-letakarítás északi végén, a Szentivánhegyi Mészkőre települten néhány 10 dm 2 -nyi területre kiterjedően 0,5-3 cm vastag, sárgásbarna színű, féregcsövek tömegét tartalmazó kéreg ismerhető fel, benne elhintve Calpionella metszetekkel és egyéb héjtöredékkel. A kis lencsében meg¬ található volt még továbbá néhány microsolenid típusú korall (Dermoseris sp., D. Turnsek szóbeli közlése — II. tábla 4. fénykép ) is. Turnsek szerint ezek mindegyike ugyanabba a fajba tartozik. Elképzelhető, hogy faágszerű kolóniát alkot¬ tak, de valószínűsíthetően inkább magános korallok voltak. Kolosváry (1954) a hasonló korú és megjelenésű Micro- solena agariciformis ETALLON-ról és Microsolena rotula Földtani Közlöny 138/1 (2008) 33 (Sow)-ról közöl adatokat, az Eperjeshez viszonylag közel eső borzavári Páskom-tető alsó- és felső-tithon mészköveiből. Román et al. (1994) dél-franciaországi jura microsolenid kolónia vizsgálata alapján sekély vízi környezetet állapított meg. Santantonio et al. (1996) az Appenninek kondenzált jura rétegsorait vizsgálva arra a következtetésre jutott, hogy a microsolenid korallok mindenképpen fotikus környezetet, tehát viszonylag sekély vizet jeleznek. Az említett kéregről készült vékonycsiszolatban is jól láthatók a helyenként összeroppantott féregcsőhéjak, de Spirillina sp., Lenticulina sp., Calpionellidae, belem- nitesz, brachiopoda is felismerhető a kőzetben (II. tábla 5. fénykép). A féregcsövek kitöltése többnyire mikrites. A keményfelszín fekühöz közel eső részén előfordulnak mikrites, felső részén pelletes lencsék is, melyben megjelenik a kora-berriasi Calpionella alpina Lor. is (J. Blau határozása). A Szentivánhegyi Mészkőre települő kérget teljes vastagságban mutató vékonycsiszolatokban több keményfelszín is felismerhető. Szinte minden alkotórésznek van egy vékony oxidos bevonata, ami ugyancsak jellemző a keményfelszínekre. Előfordulnak továbbá a csiszolatokban mikrobiális szervezetek (valószínűleg baktériumok) által cementált, dűne alakú áramlási nyomok is. A szerpulit jellegű képződmény tehát az alsó-neocomba sorolható. A fentiek alapján megállapítható, hogy a kora- és kö¬ zépső-jura folyamán kialakult, tektonikailag tagolt Ámos- hátság (Vörös & Galácz 1998) olaszfalui részén — az erőteljes tengeráramlatok elsodró hatásának köszönhetően — a jura és a kora-kréta idején csak epizodikus üledék¬ képződés folyt. Mindez azt is jelentheti, hogy ezekben a hatalmas időtartamot felölelő kondenzált rétegsorokban elvileg bárhol, bármikor megőrződhetett egy-egy kisebb lencse vagy kéreg formájában a földtörténet egy-egy kövült pillanata (lásd szerpulit, vagy Somody [1989] barremi brachiopodás lencséje). A Nagy-letakarítás legfiatalabb képződménye a leme¬ zes, itt vörösbarna színű, brachiopoda-teknős, crinoideás Tatai Mészkő Formáció (8. ábra), amely újabb tekintélyes tengeralatti üledékhézag után követte a Szenti vánhegyi Mészkövet, illetve az azt kérgező neocom foszlányokat. Bázisán 0,5 méter vastag mészkőbreccsa (II. tábla 3. fénykép), míg a Dachsteini Mészkő tömbjeinek területén közvetlenül a brachiopoda héjtöredékes Tatai Mészkő települ. A Nagy-letakarítás déli végén (Galácz A. szíves közlése szerint) a Dachsteini Mészkő tömbök közötti bemélyedésekből (III. tábla 1. fénykép), közvetlenül a Tatai Mészkő alatti zsebekből apró ősmaradványokat (ammonite- szeket, belemniteszeket, brachiopodákat, csigákat, cápa¬ fogakat) tartalmazó „zsebek” anyagából egy szerény, de annál érdekesebb, felső-apti-alsó-albai ammoniteszfauna került elő: Tonohamites boldii Szives & Monks, Pro- tanisoceras acteon (d’Orbigny), Melchiorites melchioris Tietze, Beudanticeras (Pseudorbulites) cf. convergens Jacob, Hamites sp., Acanthoplites sp., A. aschiltaensis Anthula (Szives 2001, Szives & Monks 2002). Az eperjesi Nagy-letakarításban tehát egy rendkívül hézagos jura-alsó-kréta rétegsor található a triász és liász platform mészkő tömbök felett települő mintegy 3 méter¬ ben. Bizonyos, hogy egyik-másik réteg lerakódása között sokkal nagyobb idő telt el, mint amennyit az adott réteg reprezentál. Mizák (2002) a Tatai Mészkő bázisát vizsgálva kísér¬ letet tett annak kiderítésére, hogy volt-e szárazulati esemény a Tatai Mészkő képződése előtt. Vizsgálta a Nagy-letakarítás területét, a Szentivánhegyi Mészkő és a Tatai Mészkő közötti bázisbreccsát, valamint a Dachsteini Mészkő és a Tatai Mészkő közvetlen érintkezésénél az előbbi mélyedéseiben található bázisképződményt. A mik¬ roszkópos vizsgálat szerint a domináns biogén alkotó a crinoidea és a tengerisün töredék, de plankton és bentosz foraminifera, bryozoa, és szivacstű is felismerhető. A brachiopodák egyteknős megjelenése az egykori erős vízmozgatottságot jelzi. Feltűnő jelenség, hogy a bázis- breccsa kötőanyagában gyakori a kvarcszemcse, de a fö¬ lötte lévő rétegekben alig fordul elő, mint ahogy ritka a nehézásvány szemcse is. A fenti képződmények ásványos összetételének meg¬ határozását célzó röntgendiffrakciós vizsgálatok szerint a minták fő fázisa Raucsik B. és Merényi L. vizsgálatai szerint a kaiéit, ami mellett szmektit, kevés goethit és kvarc volt még kimutatható (/. és II. táblázat). A kaiéit kioldása után egyes mintákból nyomnyi mennyiségű illit és kaolinit is kimutatható volt. Kis mennyiségük miatt azonban ezekből érdemi következtetéseket nem lehetett levonni. Az alább feltüntetett számok körülbelüli százalékos értékként értendők. A minták a Nagy-letakarításról a Tatai Mészkő bázisáról származnak, nagyobb részüknek feküje a Dachsteini Mészkő, az EH-2/5 minta azonban a Szentivánhegyi Mészkő és a Tatai Mészkő közötti bázisbreccsából származik: — EH-2/1: laza, vörös agyagos, kőzettörmelékes mész- márga agyagosabb része; I. táblázat. A Tatai Mészkő bázisrétegeiből származó minták röntgen¬ diffrakciós vizsgálati eredményei Raucsik B. és Merényi L., (Pannon Egyetem) mérései nyomán Table I. Results of the X-ray analyses, basal beás of the Tata Limestone Fm, made byB. Raucsik and L. Merényi, Pannon University Minta 1 szmektit 1 goethit sziderit hematit amorf EH-2/1 70 22 ny 4 9 ? ny EH-2/2 92 7 ny ny 9 EH-2/3 94 3 ny 2 9 EH-2/5 93 5 ny ny 9 EH-2/5/a 92 6 ny ny 9 Az „ny” betűvel jelzett nyomnyi mennyiség fázisonként eltérő, a kimutatási határtól (a műszer paramétereitől, szemcsemérettől, orientációtól, átfedő csúcsoktól, kristályossági foktól, rácshibáktól) függő, maximum 1-2 százalékos értéket jelent. “ny” means: very small quantities, vestiges, as a maximum 1-2%. 34 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete II. táblázat. Az I. táblázat ecetsawal kezelt mintáinak oldási maradékából készített felvételek eredményei Raucsik B. és Merényi L., (Pannon Egyetem) mérései nyomán Table II. Results of the X-ray analyses made from the samples ofTable I treated with acetic add (B. Raucsik and L. Merényi, Pannon University Minta szmektit kvarc goethit sziderit hematit illit+muszkovit amorf kaolinit EH-2/1 57 3 15 ny ny ny 20 EH-2/2 66 3 12 ny ny ny 15 EH-2/3 23 ny 74 ny ny ny EH-2/5 70 2 18 3 ny 5 EH-2/5/a 60 4 20 ny 15 ny III. táblázat. Az eperjesi Nagy-letakarítás Tatai Mészkövének bázisrétegeiből származó mintákon végzett izotóparány mérések eredménye Table III. Oxygene and carbon isotopic composition from the basal beás of the Tata Limestone Fm, Nagy-letakarítás (Stripe Pit, Eperjes Hill Minta 5 i3 C v pdb § ' S 0v-PDB 5 18 0v-SM0W EH 2/3/1 0,36 368 27,12 EH-2/3/2 0,61 -3,57 27,23 EH 2/5/1 1,20 2,59 28,24 EH-2/5/2 0,92 -3,17 27,65 EH-2/5/3 1,29 -2,84 27,98 — EH-2/2: laza vörös agyagos, kőzettörmelékes agyagos mészkőkőzet, átlagminta; — EH-2/3: tömör, agyagos, sárgásbarna színű mészkő, átlagminta, a kalciterek nélkül; — EH-2/5: átlagminta a bázisbreccsa mészkő jellegű kötőanyagának alsó 20 cm-éből; — EH-2/5/a: a bázisbreccsa mészkő jellegű kötőanya¬ gának darabja a réteg legalsó 5 cm-éből. A nehézásványspektrum vizsgálatához a leválasztást a MÁFI Szedimentológiai Laboratóriumában Bátori M.-né, Hózer F.-né és Partényi Z.-né végezte. B. Árgyelán (in Mizák 2002) goethiten és kevés hematiton kívül más fázist egyetlen mintában sem talált. A goethit keletkezhet száraz¬ földi körülmények között laterites mállás során, de miután messzire el is szállítódhat, a nehézásvány frakcióban való szinte kizárólagos jelenlétéből forrásterület nem határoz¬ ható meg. Az egyéb nehézásványok teljes hiányából B. Árgyelán arra következtetett, hogy nagy mértékű terrigén behordással nem lehet számolni. A tengeri és szárazföldi körülmények tisztázását volt hiva¬ tott elősegíteni a Demény A. (MTA Geokémiai Kutatóintézet) által végzett O- és C-izotóp vizsgálat (III. táblázat ) is. A stabilizotóp-geokémiai mérések alapján Mizák (2002) a meteorikus diagenezist, tehát a szárazulati ese¬ ményt, az édesvízi vagy partközeli szedimentációt a vizsgált képződmények esetében kizárta. Ezt erősítették meg az ásványtani és mikromineralógiai vizsgálatok is. Tetői-szelvény (EH—3) A természetes sziklafallal kezdődő és mesterséges letakarításban folytatódó ún. Tetői- szelvény (10. ábra ) az Eperjes fiatal mezozoos képződményét, az erőteljesen karsztosodott urgon fáciesű Zirci Mészkövet tárja fel (III. tábla 2. fénykép). A formáció innen Eperkéshegyi Tagozatnak elnevezett alsó felét (10. ábra 0-18., 20. és 22. réteg) vastag, szür¬ késfehér, 10-30 m-es vízmélységben keletkezett, kőzet¬ alkotó mennyiségben rudista kagylóteknőket tartalmazó mészkőpadok alkotják (III. tábla 3. fénykép). Czabalay L. (in Császár 2002) meghatározása szerint közöttük túl¬ nyomó többségben vannak az Agriopleura fajok (A. marticensis (d’Orbigny), A. blumenbachi Studer), de alárendelten előfordul még: Toucasia carinata (Mathe- ron), Pseudotoucasia santanderensis (Douvillé), Requi- enia pellati Paquier, Eoradiolites davidsoni (Douvillé) és E. murgensis Tőrre is. Egyéb kagylót és csigát csak elvétve tartalmaz. Néhány rétegben a byssus fonállal rögzülő rudis- ták csokrot alkotva is megtalálhatók. Jellemző az elő¬ fordulásra, hogy mind a magános, mind a csokrot alkotó for¬ mák kibillent helyzetben vannak. A mikrofosszüiák között itt a leggyakoribbak a bentosz foraminiferák, ezen belül az Orbitolina- félék. Görög (1996) innen az alábbi fajokat azonosította: Orbitolina (O.) concava (Lám.), O. (M.) aperta Erman, O. (O.) sefini Leymerie és O. (C.) baconica Méhes. Viszonylag gyakori a Cuneolina sp., de előfordul 10. ábra. Az Eperjes tetején, a sziklafaltól a háromszögelési pontig terjedő tetői (EH- 3) szelvény földtani metszete, a Zirci Mészkő Eperkéshegyi Tagozatával (1-18., 20., 22. réteg) és a Mesterhajagi Tagozat legelső (19a- 19c, 21. és 22-25.) rétegeivel (Császár 1988c) Figure 10. Geological cross section (EH-3)between the top cliff and the trianglation point, Eperjes. ( Császár 1988c). It consists of the Eperkéshegy Member (1-18, 20, 22 beás) and the Mesterhajag member (19a-19c, 21 and 22-25) beás of the Zirc Limestone Fm Földtani Közlöny 138/1 (2008) 35 Dicyclina schlumbergeri (Mun.-Chalm.) is. Említésre méltó még a Floridáé alga, de csak elvétve jelenik meg a teljesen fragmentálódott Salpingoporella sp. A szelvény vége felé az Eperkéshegyi Tagozatot a Mesterhajagi Tagozat (10. ábra 19a-19c, 21. és 23-25. réteg) váltja fel, amely vékonyabb pados megjelenésű, gya¬ korlatilag rudistamentes. Az erősen mozgatott vizű, domi¬ nánsan grainstone szövetű mészkő legjellemzőbb ősma¬ radványai a fent már jelzett bentosz foraminiferák, külö¬ nösen az Orbitoliná k, amelyek itt válnak gyakorivá. A mészkőfal lábánál mélyített 0-12 jelű fúrás arra utal, hogy a Zirci Mészkő tömege mintegy 6 m-nyire besüppedve „úszik” a képlékeny Tési Agyagmárgában (Császár 1986). Ez utóbbi a Tatai Mészkő képződését követő szárazulati periódus utáni „középső-kréta” üledékciklus kezdő tagja. Messze a szelvényen kívül, a domb keleti lejtőjének alsó részén jelenik meg a Zirci Mészkő biodetrituszból - főként Echinoidea törmelékből - álló felső tagozata, a Gajavölgyi Mészkő, amelyet a Pénzeskúti Márga Nánai Rétegtagja követ. Az alap szelvények tanulmányozása alapján megálla¬ pítható tehát, hogy a jellegzetesen üledékhézagos, illetve kondenzált jura-kora-kréta üledékképződést követően a „középső-krétára” létrejött kiegyenlített térszínen egy víz- szint-ingadozásokkal jellemzett transzgressziós üledék¬ ciklus fejlődött ki. Az újraalkotott földtani térkép Knauer & Végh (1969a) után, az irodalmi adatok át¬ tekintése, az alapszelvények vizsgálata és a terület újbóli alapos bejárása alapján vált lehetővé és indokolttá az Eperjes és ahhoz kelet felé csatlakozó terület fedetlen — nagyobb részt kainozoikum nélküli — földtani térképének újraszerkesztése (2. és 3. ábra). A jelenlegi feltártsági viszonyok mellett még a Dachsteini Mészkő legjobbnak minősíthető feltárásban (az Eperjest északról lezáró, hozzávetőlegesen kelet-nyugati irányú földút déli oldalán, a jelzett vető mentén) sem állapítható meg teljes egyértelműséggel, hogy abban már valóban a szálban álló kőzet van-e feltárva. Itt a mintegy 150 m-es NyDNy-KÉK-i irányban elnyúló folt nyugati részén, a Nagy-letakarítás területén észlelt, ismeretlen, talán még a triászba tartozó, laminált piszkoslila színű hasadékkitöltő mészkő nagy gyakorisággal fordul elő kisebb tömbök formájában a jellemzően 1 m-es, típusos Dachsteini Mészkő tömbök mellett. A DDK-i irányba forduló fenti foltnak a keleti felén a Dachsteini Mészkő mellett néhány vörös színű, szabad szemmel is felismerhetően saccocomás Pálihálási (vagy a nem típusos Szentivánhegyi) Mészkő és ismeretlen vörös (jura?) mészkő, továbbá szürke, aprókristályos Tatai Mészkő 1-2 dm-es méretű törmeléke is megtalálható. Valószínűleg ugyanezek a képződmények építik fel a tető irányába, dél felé kinyúló hátat is, bár itt csak kevés Dachsteini Mészkő törmeléket sikerült dokumentálni. A Dachsteini és Kardosréti Mészkövet makroszkóposán esetenként nehéz megkülönböztetni. Ha nem ismerhetők fel bennük a besorolás alapjául szolgáló ősmaradványok ( Tria - sina, Megalodus, avagy a brachiopoda) és onkoid, szabad szemmel nem különíthető el a két kőzettípus. Mindkét kép¬ ződmény blokkjai a megabreccsa jellemző elemei (Galácz 1989b). A Nagy-letakarítás jó példa arra, hogy a két fő breccsaalkotó kőzet — valamint itt még a Hierlatzi Mészkő is — együttesen fordul elő. A Kardosréti Mészkő bizo¬ nyítottan csak a Hosszú-árok középső és a Nagy-letakarítás északi végén jelenik meg, de valószínűnek tűnik, hogy a térképen Dachsteini Mészkőként ábrázolt területeken másutt is jelen van. Szálkibúvása azonban sem a Kardosréti Mészkőnek, sem a Dachsteini Mészkőnek nincs, ezért ezeket az előfordulásokat is lejtőlábi breccsaként értel¬ mezzük. Az Eperjes-hegy szűkebb környezetében mélyített számos bauxit-, szén- és mangánkutató, valamint térképező fúrás közül több elérte a jura különböző szintjeit, sőt a Dachsteini és/vagy Kardosréti Mészkövet is, aminek segít¬ ségével megrajzolhatónak tűnik a folyamatos és a különbö¬ ző mértékben hézagos kifejlődésű jura rétegsorú területek határa, és kísérletet tehetünk a vetőlábi breccsa elterjedési területének lehatárolására is (2. és 3. ábra). A Dachsteini Mészkő a felszínen a Telegdi Roth- vonaltól északra, az Eperjestől mintegy 4 km-nyire KDK-re a Tunyog-hegyen, valamint 1 km-nyire délre a Boszorkány¬ hegyen található, (2. ábra), ahol erre — esetenként Alsó¬ perei Bauxit közbeiktatódásával — közvetlenül a Tési Agyagmárga települ. Az Eperjes és a Som-hegy környe¬ zetében szálban álló Dachsteini Mészkő biztosan csak az OB-4 (241,3-245,0 m), 0-9 (127,0-167,2 m) és az OB-12 (167,6-200,9 m), továbbá a Boszorkány-hegyen az OB-1, OB-2 és OB-3 jelű fúrásban volt felismerhető. A Dachsteini Mészkő valószínűleg megtalálható még az 0-6 (83-107,2 m), az 0-7 (85,5-109,6 m), az OB-7 (48,0-73,9 m), az OB-IO (80,2-115,0 m) és talán az OB-11 (84,0-104,6 m) fúrásban. Az utóbbiakban előfordulhat a Kardosréti Mészkő is, de ezt biztosan csak néhány fúrásban sikerült kimutatni: az Ot-85 (10,2-13,0 m), Ot-86 (6,3-10,0 m), Ot-86a (6,55-7,3 m), 0-9 (107,2-127,0 m), és a két 0-11 jelű fúrás közül az ismeretlen helyzetű 0-11 (107,0-113,5 m) fúrásban (2., 3. ábra). További, pontosab¬ ban meg nem határozható alsó- és középső-liász képződmé¬ nyeket — egyebek mellett Hierlatzi Mészkövet —- három fúrásban ismertünk fel: Ot-86 (6,2-6,3 m), mangánkutató 0-1 (5,0-12,1 m), mangánkutató 0-2 (50,4- 64,8 m), de nem zárható ki teljes biztonsággal az 0-9 rétegsorából sem. Egyetlen fúrás (Ot-86a) tartalmazott mindössze 5-10 cm vastag érces megjelenésű mangánszintet a Kardosréti Mészkő egyenlőtlenül visszaoldott, mélyen tagolt felszínére települten (4. ábra). A toarci mangánérc szintjével azonosnak tekintett mangánérc és a mészkő határán szabad szemmel is felismerhető a mészkő piszkosfehér színétől elütő piszkosrózsaszínű liász mészkőkitöltés (IV. tábla 1. és 2. fénykép). Még jobban látszik ez vékonycsiszolatban (IV. tábla 3. kép), ahol emellett az érc és a mészkő határán bioeróziós nyomok és lamináció is felismerhető. A termikus analízis és a röntgendiffrakciós vizsgálat szerint az érc fő alkotó ásványa a piroluzit (Mizák 2002). A képződmények 36 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete határán nagy nagyítással gombafonalra emlékeztető bio¬ eróziós nyomok ismerhetők fel. Az érc körül a mészkőben is megfigyelhető enyhe mangános átitatódás. Fülöp (1964b) liász-dogger vörös mészkövet ábrázol az Eperjes nyugati lejtőjéről készített térképén. Jóllehet, ebből a vörös agyagos mészkőből határozható makrofauna nem került elő, a vékonycsiszolat alapján ez a Tölgyháti Mészkő és a Lókúti Radiolarit közötti átmenetet képviseli. A Kis- gerecsei Márgának és a Tölgyháti Mészkőnek a fúrásokban való elkülönítését a leírások nem teszik lehetővé. Elő¬ fordulásuk az alábbi három fúrásban nyert igazolást: 0-1 (0,0-5,0 m), 0-2 (47,0-50,4 m), 0-9 (55,0-88,1 m). A Lókúti Radiolarit nem típusos (tűzkőgumós, kovás mészkő formájában) egyaránt megtalálható a Hosszú-árok közepén megjelenő eltolódási vonaltól Ny-ra (0-4, Ot-85, Ot-86, Ot-86a) és K-re (0-3, 0-12) eső fúrásokban is az Eperjesen, valamint a szomszédos Som-hegyen (0-9 fú¬ rás). Az eltolódási vonaltól Ny-ra és a Som-hegyen a fedő¬ jében folyamatos a felső-jura rétegsor, míg az eltolódási vonaltól közvetlenül K-re tengeralatti üledékhézaggal vékony Tatai Mészkő, illetve szárazföldi üledékhézag után közvetlenül Tési Agyagmárga települ rá. A Pálihálási és Szentivánhegyi Mészkő az Eperjes Ny-i lejtőjén felszínen, és a környéken telepített, de pontosabban be nem határolható 0-11 jelű (270, 0 m-es talpú) vízfúrás, a som¬ hegyi 0-9 jelű fúrás, valamint az ismeretlen helyű, 113,5 m- es talpmélységű második 0-12 jelű fúrás tárta fel, az utóbbiban a Kardosréti Mészkőre települten. A Szentiván¬ hegyi Mészkő a neocomba csak kivételesen, számottevő üledékhézagot tartalmazva húzódik át mind a Hosszú¬ árokban, mind a Nagy-letakarításban. Jelentősebb vastag¬ ságú (kb. 30 m) neocom képződmény kizárólag az olasz¬ falui Som-hegyen őrződött meg. Az 0-9 fúrás rétegsorának leírása alapján litosztratigráfiai besorolása nem adható meg. Knauer J. szóbeli közlése szerint a 75,6 m vastag neokom- középső-jura rétegsor a Mogyorósdombi Mészkőtől a Tölgyháti Mészkőig folyamatos és teljes, amelyből azonban hiányzik a Lókúti Radiolarit. Érthetetlen ugyanakkor a liász és ezen belül különösen a Kardosréti Mészkő teljes hiánya a Dachsteini Mészkő fedőjében. A Tatai Mészkő az Eperjes-tetőtől nyugatra eső, bányászati tevékenységgel érintett területen és az Eperjes déli, délnyugati részén fordul elő, üledékhézaggal települve a felső-jura mészkőre, vagy a triász és alsó-liász vetőlábi brecs- csára, beleértve az északi részen előfordulókat is. A Tatai Mészkő az észak-déli irányú eltolódási vonalnak a nyugati oldalára is kiterjed a hegynek legalábbis a DNy-i részén, mik özben az 0-3 jelű fúrásból, valószínűleg tektonikai okokra visszavezethetően marad ki, jóllehet ez Zirci Mész¬ követ és Tési Agyagmárgát egyaránt harántolta, az utóbbit azonban redukált vastagságban. A műút két oldalán a pró¬ banyomatként megjelent Olaszfalu 1:25 OOO-es lap fedett és fedetlen változata (Knauer & Végh 1969a, 1969b) egy¬ másnak ellentmondóan ábrázolja a Zirci és a Tatai Formációt. Ma már a felszínen nem tanulmányozható, de jelentős elterjedésű képződmény a területen a Tési Agyagmárga. E kevéssé kötött, puhább kőzettípus megjelenésére követ¬ keztethetünk a Tatai Mészkő legmagasabb helyzetben előforduló kibukkanásai felett kialakult laposabb, fennsík jellegű térszínből, valamint a seprűzanót ( Cytisus scopa- rius ) kizárólag itteni felléptéből. A Tetői-szelvény szikla¬ falának lábánál az 0-12 jelű fúrásban (11. ábra ) a formáció vastagsága 33,2 m, de alsó határa tektonikus. Az Eperjes tetőtől északra (0-3, Ot-21) és keletre fiatalabb kréta kép¬ ződmények alatt több fúrás is feltárta, (pl. OB-12, Ot-22), de néhány a Som-hegy környékén is harántolta (0-7, 0-9, OB-7, OB-8, OB-IO, OB-11). Az 50-100 m vastag formᬠció folyóvízi, tavi, mocsári, tengeri lagunáris fáciesű tarka és szürke agyag, agyagmárga, márga ciklusos váltako¬ zásából áll (Császár 1997). A kutatási területen (Eperjes, Som-hegy, Villó-hegy, Tunyok-hegy) a Zirci Mészkő általános elterjedésű, mind¬ három tagozata megtalálható (2. ábra). Az Eperjes keleti lejtőjén és a Villó-hegyen is a Zirci Mészkőre települten a felszínen is megjelenik a Pénzeskúti Márga glaukonitos Nánai Rétegtagja, amelynek alján közös munkánkban (Császár & Knauer 1997) Knauer itt a makrofaunás Villóhegyi Rétegtagot is elkülönítette. Ennek fedőjében több helyütt is felszínre bukkannak a formáció sárgásszürke mészmárga-rétegei. A Bakony földtani térképén az Eperjes-tetőtől nyugatra ifj. Noszky et al. (1957) „perforátás márgát” ábrázolt. Ezt a képződményt később senki nem említette a tetői környe¬ zetben. A Knauer & Végh (1969a) által szerkesztett térképen is csak a hegy É-i előterében került ábrázolásra. Az Eperjes felső, fennsík jellegű részén talajminta-vételezés közben, a talajban 30 cm vastag lencse alakú testet formálva nagy mennyiségű nagyforaminifera került elő (Mizák 2002). Ennek szabad szemmel is jól látható részéből a lencse nagyságútól a 3 cm-es átmérőig terjedően kizárólag Nummulites perforatus (de Montfort) volt határozható. Kiiszapolva a talajt a Nummulites perforatus a mikro- faunában is gyakori volt, emellett Horváthné Kollányi Katalin az alábbi foraminiferákat határozta meg: Asterigeri- na rotula (Kaufmann), Sphaerogypsina globula (Reuss), Cibicides sp., Discorbis sp., amelyek alapján középső¬ eocén végi üledékképződés valószínűsíthető a területen (Kollányi 1988). Magát az ősmaradványt szolgáltató üle¬ déket nem sikerült megtalálni. Az Eperjes északi peremén, — közvetlenül a Dachsteini Mészkő kibukkanása mellett -— csiga kőbélben gazdag, kagylóteknő törmeléket is nagy mennyiségben tartalmazó, erősen porózus, homokos eocén mészkő 1-1,5 m-es méretű tömbjei hevernek. Knauer & Végh (1969b) ezt a perforátuszos Szőci Mészkő Formᬠcióba sorolta. Konda J. az ismeretlen helyzetű 0-11 fúrás dokumentációjában írt le közel 2 m vastag eocén mészkő- és márgatörmeléket. Az Eperjes, Tunyok-hegy vonulatában eocénnél fiata¬ labb kainozoos üledék az Olaszfalutól délre eső egyetlen folttól eltekintve csak fúrásból ismert, elsősorban az Eperjes déli előteréből. Az Ot-4 jelű fúrás 13 m-ben ütötte meg az oligocén Csatkai Formációba sorolható laza homokkőnek, tarka, szürke, homokos agyagnak leírt képződményt, amelyet számos további fúrás is harántolt. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 37 Hátsági terület jellegének megfelelően az Eperjes nyugati oldala juránál fiatalabb vetőkkel is sűrűn tagolt, és legalább egy oldaleltolódással is rendelkezik, de ezekre közel merőleges ugyancsak fiatal eltolódást is feltételezünk. Ezek kora — fiatalabb képződmények hiányában — az Eperjesen nem állapítható meg. A hegyet délről határoló Telegdi Roth- vonal mentén jelentős oldalelmozdulás történt. Knauer szerint a Telegdi Roth-vonal nem az Eperjes déli lábánál, hanem a Boszorkány-hegy északi lábánál húzódik (szóbeli közlése). A szerkezeti elemet Telegdi Roth (1935) ismerte fel, és mintegy 4 km-es vízszintes komponenssel jelle¬ mezhető jobbos oldaleltolódásnak határozta. Knauer & Végh (1969b) földtani térképéről 4,7 km-es oldalelmozdulás mérhető ki. A szerkezeti vonal névadója, Mészáros (1983) a jelenséget délkeletről ható kompressziós erők hatására kialakuló intraszarmata elágazó jobbos eltolódásnak tekin¬ tette. Ezzel szemben Kókay (1996) az ottnangitól máig ható, pontosabban nem minősített szerkezeti elemként magya¬ rázta. A háromdimenziós térképeken jól látható, hogy a Telegdi Roth-vonal egybeesik a terület legnagyobb mere- dekségű részével. Legújabban Sasvári (2003) diploma- munkájában a Telegdi Roth-vonalat is elemzi. Ennek során négy biztos és további kettő bizonytalan szerkezetalakulási fázist különített el, köztük a Telegdi Roth-vonal mentén egy balos és egy jobbos oldalelmozdulást ismert fel. Meg¬ állapította továbbá, hogy a legkorábbi kompressziós fázis a késő-kréta folyamán zajlott le. A Hosszú-árkot harántoló szerkezeti elemről Sasvári (2003) ugyan nem nyilatkozik, de a területen a balos eltolódást tartja jellemzőnek. Palotai et al. (2006) egy szerkezeti szempontból jelentéktelen 120-300° csapású vonal mentén ugyancsak balos eltolódást jelző karcokat mutatott ki. Az eltolódási vonal menti erősen visszaoldott felületű karcok — megfigyelésünk szerint — ugyancsak balos eltolódásra utalnak, amely mentén lejtő és hát¬ ságperemi kifejlődésű területek kerültek egymás mellé. Bonyolítja a képet, hogy a Hosszú-árok nyugati vége közelében az ároktól északra néhányszor 10 m 2 -nyi foltban újra megjennek a Dachsteini Mészkő tömbjei, amit egy haránt irányú balos eltolódással vélünk ma¬ gyarázni. Erre vonatkozó észlelési adattal azonban nem rendelkezünk. Diszkusszió A Dachsteini Mészkő a térségben több száz méteres vastagságában fejlődött ki, de az Eperjesen felszínen nagy valószínűséggel csak több m 3 -es tömbökből álló formában jelenik meg, mint ahogy a Kardosréti Mészkő is. A főként e két képződményből álló breccsa az Ámos-hátság nyugati peremén, egyúttal a nyugat felé csatlakozó Lókúti- medence keleti peremén foglal helyet. Ésszerűnek tűnik az a feltételezés, hogy a hátság és a medence kialakulása és a breccsa létrejötte között szoros kapcsolat van. A mega- breccsát tartalmazó zóna nyugati határát a Hosszú-árok középső részén húzódó, ÉÉNy-DDK-i csapású, túlnyomó¬ részt horizontális komponens által meghatározott, eltérő fáciesű környezeteket egymás mellé hozó, jelentős balos elmozdulást jelző szerkezeti elem jelöli ki (a Hosszú¬ árokban a nagyfeszültségű távvezeték nyugati vezetéke alatt). Az Ot-85 és Ot-86 jelű fúrás rétegsora ( 4. ábra ) egyértelműen igazolja, hogy a vonaltól Ny-ra a nagy¬ mértékben hézagos kifejlődésű jura rétegtani szempontból megfelelő sorrendben van (5. ábra), vagyis erre a területre már nem terjed ki a megabreccsa. A Kardosréti Mészkő visszaoldott felszínére részben a Hierlatzi Mészkő, részben közvetlenül egy mangános kéreg települ, ami a lókúti Hosszú-árokban tapasztaltak mintájára (Fülöp 1971, Varga 2002) az Úrkúti Mangánérc szintjével azonosítható. Az ettől Ny-ra, közvetlenül a műút mellé, annak keleti oldalára eső 0-4 jelű mangánérckutató fúrásban (Knauer J. szóbeli közlése szerint Fülöp J. „szerkezetkutató fúrása”) a Szentivánhegyi és Pálihálási Mészkő alatt már 15 m vastagságban települ a Lókúti Radiolarit. Ez utóbbi tektonikus kontaktusban van a középső- (vagy alsó-)jura crinoideás mészkővel, ami alatt a Kardosréti Mészkő települ. A fúrás eredeti leírásában is szereplő tektonikus kontaktus helyes felismerését igazolja a fúrástól 400 méternyire délre eső egykori fejtőgödörben ma is fellelhető a középső-jura (Knauer & Végh 1969a, 1969b). Ellentmondásosnak tűnik ezzel szemben a közeli O-l és 0-2 fúrás rétegsora. Az előbbi a műút nyugati oldalára esik, ahol a felszínen a fúrástól néhány méternyire kb. 80 m hosszúságban a Zirci Mészkő alsó tagozatának változatos méretű, sűrű törmeléke található. A fúrástól délre ugyancsak a Zirci Mészkő (alsó és középső tagozatának) törmelékei alkotnak foltot, miközben a fúrás¬ leírás szerint a 2,5 m kvarter alatt 2,5 m vastag radiolarit, majd liász mészkő települ. Ugyanakkor a műút keleti oldalára eső 0-2 jelű fúrás 4 m-ig Zirci Mészkövet, majd 47 m-ig Tési Agyagmárgát, alatta pedig Eplényi Mészkövet harántolt. Könnyebben értelmezhető a helyzet, ha feltételezzük, hogy az 0-1 és 0-2 jelű fúrás rétegsorát felcserélték. Megfelelő adatok hiányában sokkal nehezebb a breccsa- zóna keleti határának megvonása. A bauxitos 0-3 (= OB-6) jelű fúrásban a leírás alapján a Tési Agyagmárga közvet¬ lenül a Lókúti Radiolarit erősen mészköves változatára települ, az ugyancsak viszonylag közeli 0-12 fúrásban azonban a Tési Agyagmárga feküjében az 1,2 m vastag Tatai Mészkő tektonikusán érintkezik a Lókúti Radiolarittal. Ugyanakkor az 0-12 fúrástól mintegy 700 m-nyire keletre az OB-12 fúrásban, ahogy az OB-4 fúrásban is, a Tési Agyagmárga a Dachsteini Mészkövet fedi — mint ahogy a Tunyok-hegy környezetében is — azzal a különbséggel, hogy az utóbbi helyen esetenként Alsóperei Bauxit ikta- tódik közbe. Különös, hogy a som-hegyi elszigetelt maim folt közelében mélyített 0-9 jelű fúrásban a középső- (vagy alsó?-)jura települ a Dachsteini Mészkőre, miközben a rétegsor egésze medencefáciesű. Az OB-12 fúrás alapján tehát a breccsazóna nem lehet szélesebb 450 m-nél, és nem lehet keskenyebb, mint 43 m, ami a felszínen ma mérhető legnagyobb szélesség a Hosszú-árok mentén. A breccsazó- 38 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete na szélességét kb. 150 m-re becsüljük. Palotai et al. (2006) a breccsát egyértelműen olisztostrómának tekinti, aminek létrejöttét az összefoglalásban feltolódásos tektonikai eseményhez köt. Tekintettel arra, hogy mind az 0-3, mind az 0-12 fúrásban a „középső-kréta” feküjében Lókúti Radiolarit települ, az olisztosztróma jellegű breccsa- képződés feltolódásos módja kizárható, hiszen akkor a Lókúti Radiolaritnak is breccsaalkotónak kellene lenni. Ezt erősíti Sasvári (2003) azon megállapítása is, amely szerint a terület triász utáni fejlődéstörténetének első kompressziós fázisa a késő-krétára esik. A kompresszió kora-krétánál fiatalabb voltára utalnak a Hosszú-árok felső-jurájában általunk kimutatott vízszintes és függőleges hasadék- kitöltések is. A Palotai et al. (2006) szerint a breccsa- képződés eltolódásos szerkezetalakulással is létrejöhetett. Minthogy azonban a megabreccsazónának a nyugati határát a jelenleg felismerhető balos eltolódás szabja meg, ami a breccsaképződésnél fiatalabb, tehát ez a vonal nem állhat okozati összefüggésben a breccsaképződéssel. Éppen úgy nem lehet okozója a breccsaképződésnek a Telegdi Roth- vonal menti jobbos vagy balos oldalelmozdulás sem, minthogy Sasvári (2003) szerint az előbbi legkorábban a késő-eocénben, az utóbbi vagy ugyanekkor, vagy valamivel később következett be. A breccsatesttől keletre más felto- lódási vagy eltolódási vonal ugyanakkor nem ismert. A breccsaképződés reális lehetőségeként tehát a nagy tér¬ színkülönbséget okozó platform fel-, ill. továbbdarabo- lódása, továbbá az azt felerősítő későbbi hasadékrendszer marad. Palotai et al. (2006) a fentiekkel szemben a disz¬ kusszióban egyértelműen késő-jura extenziós tektonika mellett foglal állást. A töréses (vetős?) modellt a tágabb környezetre vonatkozóan elsőként Galácz & Vörös (1972) és Galácz (1988) fogalmazta meg. Az Eperjesre ezt Mizák (2002) alkalmazta. A sajátos breccsaképződmény legponto¬ sabb megnevezése a vetőlábi breccsa, vagyis a fluxotur- bidites, illetve allodapikus keletkezés (Galácz 1988) ilyen méretű tömbök esetében egyértelműen kizárható, de ugyanakkor a képződmény törmelékfolyásnak sem tekint¬ hető. A fentiek alapján valamelyest sikerült ugyan beszű¬ kíteni a vetőlábi breccsa képződődésének idejét, de pontos korát ezzel még nem tudtuk tisztázni, ami pedig legfontosabb vita tárgyként jelent meg egyik lektorunknál. A megoldást a legidősebb fedőüledék — esetünkben a tömbök közötti legidősebb üledék — korának meghatáro¬ zása jelenti. A vizsgálatok során Vígh G. kérdőjeles meghatározásától eltekintve nem szerepel ugyan a terü¬ lettel foglakozó irodalomban kimmeridgeinél idősebb ammonitesz, de ez nem szükségszerűen rögzíti a breccsa keletkezésének korát. Nagy (1988) a breccsa mátrixát jelentő mintákon végzett Cadosina-v izsgálatai alapján a Hosszú-árok breccsaszakaszába {6b és 6c ábra ) eső alábbi mintákat minősítette oxfordi emeletbe tartozónak: 19., 20., 23., 30., 38.,. Bizonytalan besorolásúnak tekintette a 25., 26., 33-35., 39., 47. és 51. mintát. Sajnos, nem vizsgálta a 32., 40-45. és 49. mintát. Ezek közül a breccsát fedő üledéknek minősül az alábbi minták anyaga: 19., 20., 23., 25., 26., 30., 38., 39., 40., 41., 44., 45., 49. Nem zárható ki tehát, hogy a Hosszú-árokban az eltolódási vonaltól keletre eső területen a felső-jura rétegsornak ezek a legidősebb képződményei, melyek jelentős részét Nagy (1988) az oxfordi emeletbe sorolta. Megerősíti ezt a véleményt, hogy közülük csupán a 20. és a 32. minta tartalmazott Saccoco- mát. Ezek alapján tehát joggal tételezhető fel, hogy a breccsaképződés ideje nem lehet oxfordinál fiatalabb. Hasonló a helyzet a Nagy-letakarítás esetében is. A felső¬ jura képződmények mindenütt a Dachsteini Mészkő és a Kardosréti Mészkő tömbökhöz tömörödésre visszavezet¬ hető hozzásimulási (beburkolási) formákat mutatnak, ami azt jelenti, hogy ezen üledékek képződése idején a tömbök már a „helyükön” voltak. Ha feltételezzük, hogy a tömbök behullása idején konszolidálatlan mésziszapnak is lennie kellett a hátságot övező aljzaton, akkor besüppedésre utaló behajlásokat, sőt, kipréselődési jegyeket kellett volna találnunk. Nem zárható ki, hogy mélyebb szintben ilyenek is lehetnek, de akkor azok, a fentiek alapján, nagy valószínűséggel már legalábbis középső-jura végi (esetleg oxfordi?) üledékek lehettek, amint ez már MizÁKnál (2002) is olvasható. Galácz & Vörös (1972) szerint a kimmerid- gei korszakban lezajlott töréses tektonizmus eredménye¬ ként alakult ki a Pálihálási Mészkő képződését eredménye¬ ző medencekimélyülés Galácz (1989a) szerint a maim elejére jelentős térszíni különbségek alakultak ki, de azok kialakulásának módját nem egyértelműsítette, bár sok mozgásformára történt utalás. Véleményünk szerint az ilyen jellegű, akár több köbméteres tömbökből is álló megabreccsa képződése a szokványosnál nagyobb mértékű hasadékképződés mellett jöhet létre. Ilyen nagy húzóerők főként a liász végén, de méginkább a doggerben működtek, amikor a Tethys óceáni ágai nyiladoztak. Ennek tanúi a késő-baj oci és késő-bath hasadékkitöltések a Vértesben (Fülöp et al. 1960, Galácz 1995), amelyet a részletek ismeretében Császár & Peregi (2001) és Ferencz (2004) mega-hasadékkitöltésnek minősített. Az Eperjesen az akár százméteres szintkülönbséget is meghaladó extenziós mozgások során a hátság lábánál a vetőlábi breccsa vastagsága a félszáz m-t is meghaladhatta. Tekintettel arra, hogy a Veszprém-Zirc közötti út mentén a nem típusos kifejlődésű Eplényi-Tölgyháti Mészkő ismert vastagsága alig pár méter, a nagyméretű tömbök közötti üregrendszer kitöltéséhez egy nagyságrenddel nagyobb üledékképződési ráta sem lett volna elegendő. Ezzel magyarázható, hogy az üregrendszer kitöltése csak a Szentivánhegyi Mészkő, illetve részben a Tatai Mészkő képződése idején fejeződött be, néhány méteres fedőüledéket képezve a megabreccsa fölött. Palotai et al. (2006) a geoelektromos szelvények értelmezése alapján feltételezi, hogy „az olisztosztróma kialakulása „... akár 10-15 m vastag felső-jura üledék lerakódása után történt”. Az Ot-85 és Ot-86 fúrásban a Szenti vánhegyi és Pálihálási Mészkő együttes vastagsága 7 m. Jogosnak tűnhet ezek után csak az oxfordi korszakra, pláne annak egy részére 10-15 m vastag üledéket felté¬ telezni, ami a breccsa feküjét képezné? A fentiek fényében ez nem tűnik megalapozottnak. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 39 Ha értelmezni akarjuk a történteket, keresni kell a Tethys fejlődéstörténetében rejlő indokokat is. A Közép- Atlantikum középső-jurabeli kinyílásának következmé¬ nyeként létrejött a Liguriai-Piemonti óceáni ág, ami az Alpok térségében is általános tértágulásos mozgásokhoz vezetett. Ennek számos alpi példáját említette Ferencz (2004), mint pl. a Cima Campo di Luserna, vagy San Vigilio a Trentói- platón (Winterer et al. 1991), Monté Giovo a Venetói- platón (Ferrari 1982), Rocca chi Párrá kőfejtő Szicíliában (Pavia et al. 2002), Castillo de Focubin és Sierra de Reclot a spanyolországi Granada környékén (Winterer & Sarti 1994). Ide sorolható nem utolsósorban a Móri óriás-hasadékrendszer (Császár & Peregi 2001, Ferencz 2004) is. Saját vizsgálatunkból (Császár & Dosztály 1994, Császár et al. 1998) említhetők még az észak-karavankai Wildensteini-vízesés völgyében a bosit- rás mátrixba ágyazott „rhaetoliász” tömbök is, amelyek az erősen hézagos keleti oldali hátság pereméről hullottak be a peremi részen még kissé hézagos kifejlődésű meden¬ cébe, ahol a késő-jura-kora-kréta idején növekvő vastag¬ ságú pelágikus üledék halmozódott fel. Úgy véljük, amíg ezzel ellentétes adatok nem merülnek fel, munka- hipotézisként a vetőlábi breccsa képződés idejének, Galácz (1995) vizsgálataira is építve, a középső-jurát, ezen belül elsősorban a bajoci korszakot tekintjük. Jelenleg egyetlen olyan jura szelvény sem ismert, ahol a felső-jura üledék a breccsa bázisaként nyert volna igazolást, különösen ehhez fogható törmelékmérettel. Az Eperjesen, mint láttuk, a jelenlegi lepusztulási szinten oxfordi és alsó-kimmeridgei üledékek vannak az ismeretlen vastagságú breccsatest legfelső darabjai között. Ezzel szemben Galácz (1988) a fenyveskúti szelvényben rajzosán is egyértelművé tette, hogy a Dachsteini Mészkő, a „sinemuri brachiopodás mészkő”, a „pliensbachi bra- chiopodás-ammoniteszes mészkő” és a „toarci ammonite- szes és középső-bajoci brachiopodás és ammoniteszes mészkő” m-es méretű törmelékei felső-baj oci bositrás mészkőbe ágyazódottan találhatók. Fektorunk mindezek ellenére ragaszkodott a breccsa késő-jura keletkezéséhez. A fentiek alapján nehezen érthető, miért nem tekinthető legalább annyira valós lehetőségnek a breccsa középső¬ jura keletkezése, mint a késő-jurának ítélt keletkezés. Jó ötletnek tűnt a Palotai et al. (2006) által a mega- breccsa képződési körülményeinek tisztázására alkalmazott geoelektromos fajlagos ellenállás szelvény fektetése. Nem teljesen világos ugyanakkor, hogy a Hosszú-árok réteg¬ sorának ellenőrzése céljából létesített szelvényt miért nem az árokhoz a lehetséges legközelebbi távolságban tele¬ pítették, azzal párhuzamos elrendezésben. A 20-40°-os eltérés nagyon megnehezíti az eredmények értelmezését, különös tekintettel a kutatóárkot kettéosztó, náluk B megjelölésű eltolódási vonalnak a helyzetére. Fehet, hogy ez is belejátszott abba, hogy az általunk 170-340° csapᬠsának mért vonal a fenti munkában 120-200° irányú vonal¬ ként szerepel. Nem tűnik gondmentesnek a szelvények értelmezése, különösen, ha a szerzők feltételezésekre kény¬ telenek hagyatkozni a radiolarit ellenállását, de bizonyos mértékig a felső-jura képződményeket illetően is. Az agyag- közbetelepüléses, egyébként is gumós, agyagos szerkezetű Pálihálási Mészkő és a vékonypados, majdnem tiszta karbo¬ nátból álló Szentivánhegyi Mészkő között konkrét, ellenőrzött mérések hiányában joggal tételezhető fel szᬠmottevő ellenállás-különbség. További gondot jelent a Hosszú-árok középső szakaszának értelmezése. Az árokban ugyanis alig jelenik meg mátrix a nagyméretű tömbök között, miközben az ellenállás-szelvényben alig mutat¬ koznak tömbök. Ezek alapján nem meglepő, hogy a felszíni szelvény és az ellenállás-szelvény egymással nem korre¬ lálható. Az sem tűnik érthetőnek, hogy a Nagy-letakarítás keleti részén, ahol az agyagfilmes, agyagközös Tatai Mész¬ kő települ, miért nagy az ellenállás. Az sem tudható a jelen helyzetben, hogy az alapvetően horizontális elmoz¬ dulásként szereplő legjelentősebb szerkezeti vonal mellett, főleg a domb nyugati alsó harmadában megismert, az eltolódási vonallal egyező ÉÉNy-DDK-i csapású szerkezeti vonalak milyen mértékben befolyásolják a vonatkozó képződmények ellenállását. Sokat jelenthetne, ha egyértel¬ műen értelmezhetőnek tekinthetnénk a mért szelvényeket. A Hosszú-árok keleti részén található C jelű vetőről tudhatjuk, hogy ha az létezik egyáltalán, a felszínre biztosan nem fut ki, a felszín alatt viszont csak keleti irányban vethet. Ugyanez vonatkozik a geoelektromos szelvénybeli B vonal¬ ra is, ami nem azonosítható a kutatóárokbeli B vonallal. Különösnek tűnik az is, hogy a Hosszú-árokhoz tartozó geoelektromos szelvény aljában szálkőzetként van feltün¬ tetve — jelentős keleties dőléssel — egy nagy ellenállású test, miközben a mérések egy olyan tömeget mutatnak, ami kelet felé és lefelé is lehatárolódik. Az E2 geoelektromos szelvény északi részén, a vég¬ ponttól kb. 7 m-nyire közepes (600-700 ohmméteres) ellenállást mértek a felszínen, amit felső-jura pelágikus mészkőként értelmeztek. Itt a mérés hitelességét ellen- őrzendő egy 120 cm hosszú, 100 cm széles és legnagyobb mélységében 80 cm mély aknát telepítettünk, (IV. tábla 4. fénykép ). Az aknában a talaj szint alsó részén és alatta a Dachsteini Mészkőnek 10-30 cm-es méretű törmelékét találtuk, ami alatt az akna nagyobbik részét kitöltő, keleti és északi irányba az aknán túlterjedő hasonló tömb aka¬ dályozta az akna továbbmélyítését. Az E3 szelvény nyugati részén végzett aknamélyítés során a vastag talaj szintben félméteres Dachsteini Mészkő tömbök akadályozták a mélyebbre jutást, igaz, itt az értelmezett szelvényben 70-80 cm vastag törmelékzóna szerepelt, kb. 1 m-es mélységig terjedően. A Hosszú-árokbeli csapásmérés szerint a balos hori¬ zontális komponensű eltolódási vonal párhuzamos lefutású az Eperjes jelenlegi nyugati lejtőjének csapásával, ami közelítőleg megegyezik a jura időszaki hátság peremével. Erre utal a Zirc Zv-10137 jelű, szakaszos magvétellel mélyített vízkutató fúrás rétegsora is. A mintegy 180 m vastag, a középső-jurától medencefáciesű rétegsor Kardos¬ réti és Dachsteini Mészkövét vörös színű jobbára crinoideás hasadékkitöltés jellegű neptuni telérek szabdalják, amelyek a hátságperemi szerkezeti elemnek kora-jurabeli megnyil- 40 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete vánulásaként értékelhetők. Helyzetében és irányában lénye¬ gében ezzel látszik egybekapcsolódni a későbbi (juránál fiatalabb) eltolódási vonal is. A már említett blokkos széttagolódás következtében a Lókúti-medencétől keletre egy tengeralatti kiemelkedés, az Ámos-hátság (Vörös & Galácz 1998) alakult ki. A hátság nyugati lejtőjén, az Eperjes tetői részén, egy keskeny sávban — tekintélyes üledékhézag után — a Lókúti Radiolarit erő¬ sen meszes változata is kifejlődött 1-2 m-es vastagságban. Már ennek a magyarázatára is csak feltételezéseink vannak, de még kevésbé érthető az Eperjestől KDK-re eső Som-hegy alsó-krétába is átvezető jura rétegsorának szokatlanul vas¬ tag és folyamatosnak tűnő, medence jellegű kifejlődése. A kifejlődési jellegek alapján több kérdés is joggal vethető fel. Részét képezhette-e ez a terület az Ámos-hátságnak, vagy netán a hátság déli pereme ennek északi oldalán húzódott? Ha az utóbbit tételezzük fel, akkor az Ámos-hegy nem tartozhat a róla elnevezett hátsághoz. A kifejlődési jellegek alapján nem tűnik valószínűnek, hogy a som-hegyi jura a Lókúti-medencéből a hátságba bevezető jelentősebb kiter¬ jedésű csatorna terméke legyen. Ad abszurdum felvethető továbbá, hogy ha az Ot-86a fúrásban feltárt Úrkúti Man¬ gánérc az eplényi mangánérctelep északi folytatása, akkor a Telegdi Roth-vonal menti eltolódás mértéke aligha mérhető kilométerekben. A Szentivánhegyi Mészkő „hierlatzi jellegű” ősmarad¬ ványban gazdag változata (Szélhegyi Mészkő T.) létrejöt¬ tének okát az alábbiakban látjuk: a késő-jura vége felé folytatódott a Mellétéi óceáni ág záródása, ami a térség hátsági területein a tenger folytatódó sekélyebbé válását eredményezte. A jelentősebb hátságperemi, jobbára áram¬ lásárnyékos lépcsőkön gazdag életközösség jött létre, amit az alkalmanként felerősödő áramlatok egy lépcsővel lejjebbi szintre ülepítettek át (Galácz & Vörös 1972, Palotai et al. 2006). Ugyancsak a sekélyebbé válás lehetett az oka a korall tartalmú keményfelszín berriasi idején történt kialakulásának, és a kapcsolódó féregtelepek létrejöttének. A kora-kréta folyamán a gerecsei és a déli-bakonyi medence között kialakult ugyan egy enyhén tagolt, nagy méretű hátság, de Mizák (2002) vizsgálatai (lásd fent) megerősítik azt a feltételezést, hogy szárazra kerülésre az Eperjesen még az apti korszak folyamán sem került sor, amire pedig a tekintélyes üledékhézag alapján sokan következtettünk (pl. Fülöp 1964a, b; Knauer 1969; Knauer & Végh 1969; Császár & Haas 1984,1989). A képződmények jellegéből adódóan, és a Bakony jura fejlődéstörténetének ismeretében (Vörös & Galácz 1998) Mizák (2002) a S 18 O y . pdb értékekből feltételesen azt a következtetést vonta le, hogy a tengeralatti hátságokon lokálisan kialakulhatott olyan környezet, ahol a tengervíz keveredhetett meteorikus vizekkel. Ha azonban meggon¬ doljuk, hogy több tíz millió év óta közel s távol nem ismerünk még szigettengert sem, a meteorikus vizek eredete megmagyarázhatatlannak tűnik. Ha feltételezzük, hogy kisebb szigetek mégis előfordulhattak, ez akkor is csak jelentéktelen mértékű felhígulást jelenthetett, kiédesedésről m 11. ábra. Az Olaszfalu 0-12 jelű fúrás réteg¬ oszlopa a lito szír atigr áfiai egységekkel Figure 11. Columnar section of the borehole Olaszfalu 0-12 with lithostratigraphic units vagy a tengerpart közelségéről a középső-krétáig nem beszélhetünk. Szárazulattá a terület csak a kora-albaiban vált. Ennek egyértelmű jelzője az Alsóperei Bauxit, amely¬ nek, bár az Eperjesről nem ismert, a Tunyok-hegy kör¬ nyékén több telepét is feltárták. Az 0-12 jelű fúrásban harántolt báziskörnyéki szárazföldi, mocsári, tavi képződ¬ mények kétségtelenné teszik a megelőző szárazföldi lepusztulást (11. ábra). A hemipelágikus Pénzeskúti Márga Villó-hegyi kon¬ denzációs bázisrétege kitűnő példájául szolgál a Stoliczkaia dispar zóna idején lezajlott globális léptékű eusztatikus tengerszintemelkedésnek (Császár 2002), amelynek mér¬ téke legalább 150 m-re tehető. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 41 Következtetések 1. Az Eperjes nyugati lejtőjének közepén húzódó közel észak-déli irányú balos eltolódási vonal jelenleg egy lejtő- fáciesű (crinoideás Pálihálási Mészkő, hierlatzi típusú Szentvánhegyi Mészkő), erősen hézagos jura rétegsort különít el egy Dachsteini Mészkő, Kardosréti Mészkő és Hierlatzi Mészkő tömbökből álló, felső-jura fedőjű kifej¬ lődési területtől. 2. Az eltolódási vonaltól keletre eső terület mega- breccsája létrejöttének kiváltó okaként a tágabb térségben (Közép-Atlantikum és Penninikum vagy Liguriai-óceán) a középső-jura idején zajló óceáni aljzatképződési folya¬ matok jelölhetők meg, szemben a feltételezett késő-jura kompressziós, takaróképződési vagy eltolódásos mozgᬠsokkal. Ennek megfelelően a breccsa egyértelműen vetőlábi breccsának minősíthető (72. ábra). A jelenség párhuzamba állítható a fenyveskúti szelvény megabreccsájával, a móri Csóka-hegy óriáshasadékával, a karavankákbeli Wilden- steini-völgy középső-jurabeli hasonló breccsájával, továbbá a Déli-Alpok, sőt a tágabb Mediterráneum számos pontján megjelenő breccsákkal. 3. Jóllehet középső-jura cementációt a felszínen nem sikerült azonosítani, a felső-jura legalsó (oxfordi) réte¬ geiben sem láthatók sehol olyan jellegek, amelyek azt iga¬ zolnák, hogy a breccsát alkotó tömbök konszolidálatlan Ny/W K/E 12. ábra. Középső- és késő-jura elvi ősföldrajzi metszet az Eperjes nyugati részén Amikor nagyméretű dilatációs törések mentén a terület nyugati része mélyre zökkent. Ennek során óriási tömbök szakadtak le a meredek dőlésű törések mentén a kiemelt helyzetben maradt Ámos-hátság (?) pereméről. Úgy véljük, hogy a középső-jurában a nagyméretű tömbök közti helynek csak egy kisebbik részét töltötte ki a mésziszap (J 2 ), nagyobbik részének kitöltésére csak az oxfordi és kora-kimmeridgei folyamán (J 3 ) került sor. (A feltételezett középső-jurabeli kitöltést raszter jelzi.) Egyéb képződmények: M, - Hierlatzi Mészkő F., kl J 1 - Kardosréti Mészkő F., d T 3 - Dachsteini Mészkő F. Figure 12. Middle and Laté Jurassic hypotetical palaeogeographic section on the western slope of the Eperjes Hill Showing the sudden subsidence of the western part of the Ámos High (?) generating the formádon of the scarp breccia. The space between the big blocks supposed to be füled partially in the Middle Jurassic (J 2 ), while its larger part was füled in the Oxfordion and Early Kimmeridgean (Jj only. (The hypotethical infilling is indicated by raster.) Otherformations: h Jj - Hierlatz Limestone Fm, kr Jl - Kardosrét Limestone Fm, d T 3 - Dachstein Limestone Fm mésziszapba vagy konszolidált, mészkő jellegű képződ¬ ményre hullottak volna. A mésziszap szerkezete mindenütt a tömbök közötti tér utólagos kitöltésére utaló jellegeket mutat. Mindezek alapján középső-jura vetőlábi breccsa- képződést tételezünk fel, amikor is az ebben a térségben nagyon lassú üledékképződés nem volt képes kitölteni a hatalmas tömbök közötti nagy volumenű teret. 4. Az Eperjes tetői részen sikerült kimutatni a Lókúti Radiolarit megjelenését, valamint meghúzni a Tatai Mészkő keleti elterjedési határát. Az előbbi ugyancsak kizárja mind az olisztosztróma jellegű, mind a feltolódásos, vagy takaró- képződéses eredetű breccsaképződést. 5. Nem sikerült magyarázatot lelni az olaszfalui Som¬ hegyen megjelenő vastag medencefáciesű jura képződ¬ mények előfordulására. Ennek kapcsán felvethető és vizs¬ gálandó a Telegdi-Roth-vonal szerepe, de az a kérdés is, hogy az Ámos-hátság névadó hegye részét képezte-e egy¬ általán a fent nevezett hátságnak. 6. Számos korábbi adat kiegészítéseként egyértelműen bizonyítást nyert, hogy a csak kisebb üledékhiányt mutató késő-jura üledékképződést az Eperjesen a kora-krétában apró lencséket létrehozó, efemer és a kiemelt területeken akkor is áramlásárnyékos helyekre korlátozódó vagy ce- mentáló jellegű üledékképződés váltotta fel (féregtelep, korall előfordulás). Közel folyamatos üledékképződés csak a késő-apti végén, esetleg a kora-albai elején alakult ki. 7. Szárazulattá a terület a kora-albai folyamán vált, amikor az „Ámos-hátság” Eperjes tetői részétől keletre eső területről teljes egészében lepusztult a Tatai Mészkő, és az annak esetleg feküjét képező, feltehetően nagyon vékony és erősen hézagos jura rétegsor is erodálódott. 8. A terület rétegsorában is dokumentáltuk, hogy a kis vastagságú, időben változó környezetű urgon fáciesű karbo¬ nátplatform képződési folyamatának egy globális érvényű, legalább 150 m vízszintemelkedéssel járó eusztatikus tengerszintváltozás vetett véget a késő-albai idején (Császár 2002). Köszönetnyilvánítás A kutatást a 37510 számú OTKA projekt és a Természet- és Környezetmegőrzési Szakállamtitkárság támogatta. A szerzők köszönettel tartoznak a lektoroknak: Galácz Andrásnak, Knauer Józsefnek és Palotai Mártonnak, akik további alapos átgondolásra késztették a szerzőket, eseten¬ ként még adatkiegészítéssel is segítették munkánkat. Köszönetünk ezért tehát annak ellenére is őszinte, hogy egyes lektori megfogalmazásokat nem éreztünk helyén¬ valónak. Az új ábrák formába öntését Simonyi Dezsőnek és Paulheim Gáspárnak köszönjük. 42 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete Irodalom — References Cecca, F., Cresta, S. & Santantonio, M. 1983: Ammoniti dél Maim deli’Appennino Marchigiano conservate nel museo dél Servizio Geologico d’Italia. —Bolletino dél Servizio Geologico D’Italia 102,109-132. Convert, P., Márton E. & Haas, J. 2006: Paleomagnetic evidence fór a megabreccia horizon in the Upper Jurassic sequenece of Eperkés Hill, Transdanubian Rangé, Hungary. —Acta Geologico Hungarica 49/1, 43-56. Császár G. 1986: Dunántúli-középhegységi középső-kréta képződmények rétegtana és kapcsolata a bauxitképződéssel. — Middle Cretaceous formations of the Transdanubian Central Rangé: stratigraphy and connection with bauxite genesis. (both Hungárián and English) — Geologica Hungarica series Geologica 23, 295 p. Császár G. 1988a: Bakony, Olaszfalu, Eperkés-hegy (Hosszú-árok) EH-1 szelvény. — Magyarország geológiai alapszelvényei, A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 6 p. Császár G. 1988b: Bakony, Olaszfalu, Eperkés-hegy EH-2 nagyszelvény. — Magyarország geológiai alapszelvényei, A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 6 p. Császár G. 1988c: Bakony, Olaszfalu, Eperkés-hegy EH-3 szelvény. — Magyarország geológiai alapszelvényei, A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 5 p. Császár G. 1997: Tési Agyagmárga Formáció. — In: Császár, G. (ed.): Basic Lithostratigraphic Units of Hungary. A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, p. 49. Császár G. 2002: Urgon formations in Hungary with special reference to the Eastem Alps, the Western Carpathians and the Apuseni Mountains. — Geologica Hungarica serises Geologica 25, 209 p. Császár, G. & Dosztály, L. 1994: Somé notes concerning the correlation of the Jurassic and Lower Cretaceous successions of the Northern Karavanke and the Transdanubian Central Rangé. — In: Lobitzer, H., Császár, G., & Daurer, A. (eds.): Jubiláumsschrift 20 Jahre Zusammenarbeit Österreich-Ungarn Teil 2,403^4-08. Császár, G. & Főzy, I. 1994: Olaszfalu, Eperkés-hegy. Exkursionsführer, A Das Mesozoikum des Bakony-Gebirges. — 64. Jahrestagung dér Palaontologischen Gesellschaft 26-30. September 1994, Budapest, 53-63. Császár G. &, Haas J. (eds.): 1984: Mesozoic formations in Hungary. — Excursion 104. International Geological Congress XXVII lh Session Moscow, USSR. Császár, G. & Haas, J. 1989: Shallow maríné Cretaceous carbonates in the Transdanubian Midmountains. — In: Császár G. (ed.): Excursion Guidebook. IAS Tenth Régiónál Meeting Budapest 24-26April 1989, 189-226. Császár G. & Knauer J. 1997: Pénzeskút Mari Formation. — In: Császár, G. (ed.): Basic Lithostratigraphic Units of Hungary. A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, p. 48. Császár G. & Peregi Zs. 2001: Középső-jura korszakbeli megahasadékkitöltés a Vértes DNy-i peremén. — Földtani Közlöny 131/ 3-4, 581-584. Császár G., Nagy I., T. & Filácz E. 1988: Jelentés az olaszfalui Eperkés-hegy jura szelvényeinek vizsgálatáról. — Kézirat, Országos Földtani bányászati és Geofizikai Adattár (T/14664), Budapest Császár G., Galácz A. & Vörös A. 1998: A gerecsei jura — fácieskérdések, alpi analógiák. — Földtani Közlöny 128/2-3, 397-436. Császár G., Mizák J., Barczi A., Vona M., Bauer N., Kenyeres Z. & Penksza K. 2002: Az Eperjes-hegy élettelen és élővilága. Kirándulásvezető természetkedvelőknek. — Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest, 62 p. Ferencz Gy. 2004: A Móri nagyvető menti középső-jura óriáshasadék kitöltésének vizsgálata és értelmezése. — Kézirat, Diplomamunka, ELTE Regionális Földtani Tanszék, Budapest, 88 p. + 9 fotótábla Ferrari, A. 1982: Tettonica sinsedimentaria et associazioni di facies carbonatiche (con principali riferimenti al Giurassico sudalpino). — In: Ferrari, A.: Geológia dél Monté Giovo (Versante settentrionale di M. Baldo-Trentino). Guide geol. reg., S.G.I, Bologna, 67-77, Főzy 1.1991: Bakonyi és gerecsei felső-jura szelvények ammoniteszfaunájának rétegtani és ökológiai értékelése. — Kéziratos jelentés, Természettudományi Múzeum, Föld és Őslénytár/ Országos Földtani bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest, 31 p. Fülöp J. 1964a: A bakonyhegységi alsó-kréta. —MÁFIÉvi Jelentés 1961-ről, 227-252. Fülöp J. 1964: A Bakonyhegység alsó-kréta (berriázi-apti) képződményei. — Geologica Hungarica series Geologica 13,1-77. Fülöp J. 1971: Les formations jurassiques de la Hongrie. —Annales Instituti Geologici Publici Hungarici, 5462,31^-6. Fülöp J., Hámor G, Hetényi R. & Vígh G. 1960: A Vértes-hegység jura időszaki képződményei. — Földtani Közlöny 90/1,15-26. Galácz, A. 1988: Tectonically controlled sedimentation in the Jurassic of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Rangé, Hungary). —Acta Geologica Hungarica 31/3-4,313-328. Galácz, A. 1989a: Introduction. — In: Császár G. (ed.): Excursion Guidebook. IAS Tenth Régiónál Meeting Budapest 24-26 April 1989, 127-134. Galácz, A. 1989b: Stop 2 Eperkés Hill. Upper Jurassic pelagic sequence with synsedimentary megabreccia and Lower Cretaceous cover. — In: Császár G. (ed.): Excursion Guidebook. IAS Tenth Régiónál Meeting Budapest 24-26 April 1989, 145-150. Galácz, A. 1995: Revision of the Middle Jurassic ammonite fauna from Csóka-hegy, Vértes Hills (Transdanubian Hungary). — Hantkeniana 1,119-129 Galácz A. & Vörös A. 1972: A Bakony hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtani jelenségek kiértékelése alapján. (Jurassic history of the Bakony Mountains and interpretation of principal lithological phenomena). — Földtani Közlöny 102/2, 122-135 Görög Á. 1996: Magyarországi kréta Orbitolina-félék vizsgálata, sztratigráfiai és ökológiai értékelése. — Kézirat. Doktori értekezés, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest, 329 p. Gradstein, F., Ogg, J. & Smith, A. (eds) 2004: Geological Time Scale. — Cambridge University Press, Cambridge, 587 p. K. Gellai M. 2001a: Olaszfalu, Eperjes-Kelet felhagyott anyagnyerő helyeinek kiviteli tájrendezési terve. — Kézirat, Környezetvédelmi Minisztérium K. Gellai M. 2001b: Olaszfalu, Eperjes-Nyugat felhagyott anyagnyerő helyeinek kiviteli tájrendezési terve. — Kézirat, Környezetvédelmi Minisztérium Knauer 1969: Aptian. — In: H. Deák M. (ed.): Explanation to the Geological map of Hungary, 1:200 000. Veszprém, MÁFI kiadvány, 33 p. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 43 Knauer J. & Végh S. 1969a: Olaszfalu. A Bakony-hegység 25 000-es földtani térképsorozata. Észlelési térkép (próbanyomat). —MÁFI, Budapest Knauer J. & Végh S. 1969b: Olaszfalu. A Bakony-hegység 25 000-es földtani térképsorozata. Földtani térkép (próbanyomat). —MÁFI, Budapest Kókay J. 1996: A várpalotai neogén medence tektonikai összefoglalója. — Földtani Közlöny 126/4,417-446. Kollányi K. 1988: Eocén bentosz kis-foraminiferrák Dudarról. — MÁFI Évkönyv 63, p. 4. Kolosváry G. 1954: Adatok a magyarországi júra-időszaki korallok ismeretéhez. — Földtani Közlöny 84/3,235-245. Konda J. 1970: A Bakony hegységi jura időszaki képződmények üledékföldtani vizsgálata. — MÁFI Évkönyv 50/2,161-260. Manni R., Nicosia U. & Szabó J. 1992: Laté Jurassic crinoids írom the Eperkés-hegy (Bakony Mts., Hungary). — Fragmenta Minerologica et Palaeontologica 15,115-137. Mészáros J. 1983: Abakony-hegységi vízszintes eltolódások szerkezeti és gazdaságföldtani jelentősége. —MÁFI Évi Jelentés 1983-ró/, 485-502. Mizák J. 2002: Az olaszfalui Eperjes üledékhézagainak vizsgálata, földtani térképezés, természetvédelem. — Kézirat. Diplomamunka, ELTE Regionális Földtani Tanszék, Budapest, 116 p. Nagy 1.1988: Jelentés az új gyűjtésű Olaszfalu Eperkés-hegyi szelvények anyagának áttekintő vékonycsiszolati vizsgálatáról. — Kézirat, Magyar Földtani Bányászati és Geofizikai Adattár lp. +2 mell. Noszky J. Ifj. 1934: Adatok az Északi-Bakony kréta képződményeinek ismeretéhez. — Földtani Közlöny 64,99-136. Noszky J. Ifj. 1959: Útmutató a bakonyhegységi kirándulásokhoz. — In: Kirándulásvezető a magyarországi mezozóos konferencia résztvevői számára. Felsőoktatási Jegyzetellátó Vállalat, Budapest, 37^46. Noszky J. Ifj., Benkő F., Bertafan K., Darnay B., Göbel E., Laczkó D., László D., Lóczy L., Porszász K., Szalai T., Szentes F. & Taeger H. 1957: A Bakonyhegység É-i részének földtani térképe. — In: Barnabás K., Bárdossy Gy., Bertalan k., Csillag P., Göbel E., Jaskó S., Szentes F. & Szőts E.: Bauxitföldtani kutatások Magyarországon 1950-1954 között. MÁFI Évkönyv 46, p. 3. Palotai M. 2005: Felső-jura áthalmozott képződmények a Dunántúli-középhegységben — esettanulmányok. — Kézirat. Diplomamunka, ELTE TTK, Általános és Történeti Földtani Tanszék, 82 p. Palotai M., Csontos L., Dövényi P. & Galácz A. 2006: Az eperkés-hegyi felső-jura képződmények áthalmozott tömbjei. — Földtani Közlöny 136/3,325-346 Pavia, G., Mártíré, L., Canzoneri, V. & D’arpa, C. 2002: An introduction to the Jurassic geology of Western Sicily: Stop 3. — Rocca chi Párrá Quarry. A condensed rosso ammonitico succession: depositional anderosional geometries, neptunian dykes and ammonite assemblage. — General field trip guidebook (6th International Symposium on the Jurassic system), 42-48. Román, J., Atrops, F.,Arnaud, M.,Brale, G., Barrat, J., Boullier, A., De Broin F., Gill, G. A., Michard, J. G., Troquet, P. & Wenz, S. 1993: Le gisement Tithonien inferieur des calcaires de Conjuers (Var. Francé) état actual des Connaisance. — Geobios, M. S. 16, 126-135. Santantonio M., Galluzzo F. & Gill G. 1996: Anatomy and palaeobathymetry of a Jurassic pelagic carbonate platform/basin system. Rossa Mts, Central Apennines (Italy). Geological implications. — Paleopelagos 1996/6,123-169. Sasvári Á. 2003: A bakonyi Telegdi Roth-vonal vizsgálata. — Kézirat. Diplomamunka, ELTE Általános és Történeti Földtani Tanszék, Budapest, 109 p. Somody Á. 1989: A survey of the Aptian Brachiopoda form the Northern Bakony Mountains (Hungary). — Fragmenta Mineralogica et Palaeontologica, 14,41-62. Szives O. 2001: A Tatai Mészkő Formáció bázisrétegéből előkerült ammoniteszfauna komplex őslénytani feldolgozása. — Kézirat. Doktori értekezés, ELTE Őslénytani Tsz, Budapest, 127 p. Szives, O. & Monks, N. 2002: Heteromorph ammonites from the Tata Limestone Formation (Aptian - Lower Albian) Hungary. — Palaeontology 45/6,1137-1149 Taeger, H. 1909: Adatok az É-i Bakony geológiájához. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1909-ről, 55-62. Telegdi Roth K. 1934: Adatok az Északi Bakonyból A magyar középső tömeg fiatalmezozoos fejlődéstörténetéhez. — MTA Matematikai és Természettudományos Értesítője, 52, 205-252. Telegdi Roth K. 1935: Adatok a D-i Vértes és az É-i Bakony földtani viszonyaihoz. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1925-1928 -ról, 115-126. Viczián I. 1995: Clay mineralogy of Jurassic Carbonate rocks, Central Transdanubia, Hungary — Acta Geologica Hungarica 38/3, 251-268. Varga Zs. 2003: A Lókúti-domb medence fáciesű középső-jura-alsó-kréta képződményeinek vizsgálat, fejlődéstörténet, természet- védelem. — Kézirat. Diplomamunka ELTE Regionális Földtani Tanszék, Budapest, 115 p. + melléklet. Vörös A. & Galácz A. 1992: Eperkés-hegy. — In: Vörös A. & Pálfy J.(ed.): Régiónál Field Symposium on Mesozoic Brachiopods, Hungárián Natural History Museum, Budapest, 68-71., Vörös A. & Galácz A. 1998: Jurassic Paleogeography of the Transdanubian Central Rangé (Hungary). — Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 104/1,69-84. Wein Gy. 1934: Zirc környékének titon rétegei. — Földtani Közlöny 64,81-98. Winterer, E. L., Metzler, C. V. & Sarti, M. 1991: Neptunian dykes and associatedbreccias (Southern Alps, Italy and Switzerland): role of gravity sliding in open and closed systems. — Sedimentology 38,381^407. Winterer, E. L. & Sarti, M. 1994: Neptunian dykes and associated features in southem Spain: Mechanics of formation and tectonic implications. — Sedimentology 41,1109-1132. Kézirat beérkezett: 2007.05. 22. Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete Plates Piatel Photo 1. Szélhegy Member of the Szentivánhegy Limestone (top), and Pálihálás Limestone (lower part), close to the western end of the Hosszú-árok. Photo 2. Ammonite- and Brachiopod-bearing, crinoidal Szélhegy Member of the Szentivánhegy Limestone Formation with white Berriasian limestone fissure fúl. Western part of the Hosszú-árok, fissure fill oriented vertically. Photo 3. Oncoidic Kardosrét Limestone, eastem side of the strike slip fault, Hosszú-árok. Photo 4. Kardosrét Limestone (k), capped by Hierlatz Limestone (h). Both of them are embraced and covered by the lower part of the Upper Jurassic lim estone. Photo 5. Light red micritic version of the Lower Tithonian Szentivánhegy Limestone and its overlying Berriasian pinky erosional remnant (b) deposited after a breakin sedimentation, eastern end of the Hosszú-árok. Platell Photo 1. The succession of a research trench (Fig. 7) located in the Nagy-letakarítás (Stripe Pit): Light pinky, thick-bedded Szentivánhegy Limestone at the base, covered by brown, platy, crinoidal Tata Limestone with rock fragments at the base, derived from the underlying limestone; Middle part of the Nagy-letakarítás. Photo 2. Stromatolite-like structure in the thick bedded limestone bank of the Nagy-letakarítás (enhanced on the photo). Photo 3. Contact between the Tata Limestone and its hasal breccia layer in the research trench, Nagy-letakarítás (detail of Photo 1). Photo 4. Dermoseris sp. solitary coral from the surface of the Szentivánhegy Limestone in the worm tűbe colony horizone, Nagy-letakarítás. (Determination is made by D. Turnsek). Photo 5. Worm tűbe colony crust in thin section developed just above the Szentivánhegy Limestone, Nagy-letakarítás. PlatelII Photo 1. Erosional remnants of the Tata Limestone deposited directly upon the blocks of Dachstein Limestone, Southern end of the Nagy-letakarítás. Photo 2. Cliff on the top of the Eperjes composed of the Zirc Limestone of Albian age. Photo 3. Mass occurrence of rudist Bivalve shells in the Eperkéshegy Member of the Zirc Limestone Formation, top of the Eperjes Hill. PlatelV Photo 1. Dissolution contact between the Kardosrét Limestone and the Úrkút Manganese Őre Mine on the core surface of the borehole Olaszfalu Ot-86a. Photo 2. The same as the previous photo, bút on cross-sectional view of the core. Photo 3. The same as the previous two pictures, bút in thin section. It gives evidence that red, gastropode-bearing limestone was the first sediment within the dissolution cavity which was mainly replaced by mganese őre. Photo 4. Prospect hole located 7.5 m from the northern end of the geoelectric profilé E2 in which fragments of Upper Jurassic limestone and Dachstein Limestone are found below of which Dachstein Limestone of bigger size is situated. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 45 I. tábla — Plate I 1. A Pálihálási és a Szentivánhegyi Mészkő Szélhegyi Tagozata a Hosszú-árok nyugati vége közelében. 2. A Szentivánhegyi Mészkő crinoideás, ammo- niteszes, brachiopodás Szélhegyi Mészkő Tago¬ zata a Hosszú-árok alsó (nyugati) részén, benne vékony függőleges helyzetű, fehér, berriasi emeletbeli mészkő hasadékkitöltésekkel. 3. Onkoidos Kardosréti Mészkő a Hosszú-ároknak az eltolódási vonaltól keletre eső részéből. 4. Kardosréti Mészkő (k) és az azt sapkaként fedő Hierlatzi Mészkő (h), a Szentivánhegyi Mészkő alsó-maimba tartozó rétegei által körülölelten. 5. A Szentivánhegyi Mészkő itt jellemző vilᬠgosvörös alsó-tithon változata és az arra tekintélyes üledékhézaggal települő, foszlányként megőrző¬ dött fakórózsaszínű berriasi rétege (b) a Hosszú¬ árok keleti végén. 46 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete II. tábla — Plate II 1. A Nagy-letakarítás középső részén létesített kuta¬ tóárokban (7. ábra) feltárt rétegsor: alul pados, világos rózsaszínű Szentivánhegyi Mészkő, felette piszkos¬ barna, lemezes Tatai Mészkő, bázisán a fekü tör¬ melékéből álló breccsával. 2. Sztromatolitra emlékeztető szerkezet (a fényképen kiemelve) a Szentivánhegyi Mészkő vastagpados ki- fejlődésű rétegében a Nagy-letakarításon belül léte¬ sített kutatóárokban. 3. A Tatai Mészkő és bázisbreccsájának kontaktusa a Nagy-letakarítás kutatóárkában (az 1. fénykép rész¬ lete). 4. Dermoseris sp. korall a Nagy-letakarítás Szent¬ ivánhegyi Mészkövének felszínén, a féregtelep szint¬ jében. (A határozást D. Turnsek végezte). 5. Szentivánhegyi Mészkő felszínén kialakult féreg- csőtelep vékonycsiszolati képe, Nagy-letakarítás. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 47 III. tábla —Plate III 1. Tatai Mészkő foszlányai köz¬ vetlenül a Dachsteini Mészkő tömbökre települten a Nagy- letakarítás déli részén. 2. Zirci Mészkő Formáció az Eperjes tetején lévő sziklafalban. 3. A Zirci Mészkő rudista héjat tömegesen tartalmazó Eper- késhegyi Tagozata az olaszfalui Eperjes tetői részén. 48 Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete IV. tábla —Plate IV 1. A Kardosréti Mészkő és az Úrkúti Mangánérc visszaoldásos kontaktusa az Ot-86a fúrásból származó fúrómag felszínénén. A magátmérő 5 cm. 2. Mint az előző fénykép, de a fúrómag keresztmetszetében. A mangánérc peremén keskeny sávban megőrződött az üreg el¬ sődleges kitöltőanyaga is. 3. Mint az előző fénykép, de vékonycsiszolatban: onkoidos Kardosréti Mészkő, és a visszaoldásos üreg elsődleges kitöltője: a vörös színű, csigás mudstone, amit az előző két képen túlnyomórészt kiszorított a mangánérc. 4. Az E2 geoelektromos szelvény északi végétől 7,5 m-nyire telepített akna fényképe, amelyben a vékony talaj alatt a Dachsteini Mészkő és a Szentivánhegyi Mészkő néhány dm-es törmeléke, majd az alatt az aknán túlterjedő Dachsteini Mészkő tömb található. ^^teríin Geoloijjf.al 138 / 1 , 49-60., Budapest, 2008 A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései és azok kapcsolatai regionális földtani eseményekhez Gál Benedek, Poros Zsófia, Molnár Ferenc Eötvös Loránd Tudományegyetem, Természettudományi Kar, Földrajz- és Földtudományi Intézet, Ásványtani Tanszék, 1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/C, molnar@abyss.elte.hu Hydrothermal events in the Hárshegy Sandstone Formádon and their relationships to régiónál geological processes, Buda Hills, Hungary Abstract The distribution of the transgressive, Coastal Hárshegy Sandstone Formation of the Middle Oligocene is strongly defined by the NNE-SSW striking Buda Line which forms the eastern boundary of its extension. The Buda Line was a palaeogeographic boundary in the Laté Palaeogene and the location of intensive post-volcanic activity as well. (Fodor et al.1994). The sandstone is strongly silicified in the so-called Buda Zone which is a 5-20 km beit along the western side of the Buda Line (Báldi & Nagymarosi 1976). Stratigraphic and tectonic evidence suggests Laté Kiscellian age fór the silicification (Báldi & Nagymarosi 1976). Hydrothermal formations in the typical facies of the Hárshegy Sandstone were studied in two reference areas: in the surroundings of Pilisborosjenő viliágé (Köves Ridge and Ezüst Hill) and in the vicinity of Csobánka viliágé (Majdán Saddle). In both areas, hydrothermal mineralization consists of chalcedony and barite veins as a product of two distinct hydrothermal events. Most of these veins are usually rather thin (1-5 cm thickness) and appear to be simple extensional fractures. However, occasional displacement can alsó be observed along the veins. The density of the veins is uneven. In the vicinity of Pilisborosjenő and especially on the Köves Ridge, siliceous veinlets form a dense stockwork, whereas the barite veins are more common on the Majdán Saddle where the frequency of the chalcedony veins is subordinate. The orientation of the chalcedony veins is dominantly WNW-ESE, and the orientation of the barite veins is NNW-SSE. The barite veins always cut through the chalcedony veins, clearly indicating their younger age. Considering the most simple extensional natúré of the veins and their relative age relationships, their orientation fits with the model of stress-field variadon during the Oligocene-Miocene (Bada et al. 1996, Márton & Fodor 2003). Based on stratigraphic and structural evidence the age of the first phase (i.e. chalcedony veins) is laté Early Oligocene, while the younger phase (i.e. barite veins) is Middle Miocéné. These hydrothermal phases can be related to the Palaeogene and the Neogene volcanism in the Carpathian-Pannonian region. The chalcedony veins often have argillic alteration selvage mainly consisting of kaolini te with a small amount of illite. Kaolinite is alsó present in the unmineralized sandstone and considered to be detrital in origin. Illite occurs only along the chalcedony veins suggests its hydrothermal origin. Limonite is alsó present in the alteration zone which is usually nőt wider than a few centimetres. In association with the chalcedony veins, two sulphide phases are present: pyrite and chalcopyrite. Pyrite forms euhedral crystals as inclusions in the quartz of the sandstone (cogenetic with the quartz) and amorphous masses in the intergranular spaces (cogenetic with the hydrothermal chalcedony veins). Chalcopyrite only appears in the intergranular spaces and can be considered as a hydrothermal mineral associated with the chalcedony veins. Veins with barite do nőt contain other minerals and have sharp contact with the sandstone without an alteration haló. The barite veins have open spaces and therefore the crystals usually have an euhedral appearance. The barite crystals most commonly have simple orthorhombic-tabular morphology in most of the thin veins. However, a definite zoning in the distribution of the various habits of barite was observed in the major and thickest vein (approximately 2 m thick zone) on the Majdán Saddle. Variation of the crystal habit as a function of distance from the Central hydrothermal zone probably reflects the variation of temperature and the saturation of the solution fór bárium and sulphate. This observation can be used in predictions with respect to the occurrence of major fluid flow zones which precipitated the barite in the sandstone. Fluid inclusion data suggest the barite was formed by the mixing of a saline fossil water (with high Ba 2+ -concentration) and hot (up to 250 °C) ascending water with moderate salinity and higher sulphate-content, driven by magmatic heat- flow. This mixing resulted in cooling and a rise in salinity, which finally caused barite precipitation. Keywords: Buda Hills, Hárshegy Sandstone Formations, hydrothermal events, chalcedony, chalcedony cementation, barite, hydro¬ thermal veins, fluid inclusions 50 Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései Összefoglalás A késő-kiscelli (31 millió év) korú Hárshegyi Homo kk őnek két kifejlődése ismert: típusos változata erősen kovásodott, kalcedon-telérekkel átjárt, melynek elterjedése a Budai-vonal menti néhány kilométer széles sávra korlátozódik. A formáció nem típusos kifejlődése alig, vagy egyáltalán nem kovásodott. Munkánk során a típusos kifejlődésű homokkövet ért hidrotermális képződményeket vizsgáltuk hat budai-hegységi területen. Ásványtani-, kőzettani- és szerkezetföldtani vizsgálatokat végeztünk, melyek alapján két hidrotermális eseményt különítettünk el. Az első esemény a homokkő korai kovás cementációját, valamint kalcedonrezetet eredményezett, melyhez egyéb ásványfázisok is kapcsolódnak (pirit, kalkopirit, illit). Á második esemény baritereket hozott létre. A különböző erezetek irányai által meghatározott paleo-feszültségirányok jól illeszkednek a terület korábban meghatározott tektonikai modelljébe, és ezáltal a kovásodáshoz kapcsolódó esemény késő-kiscelli, míg a fiatalabb folyamat, a baritosodás kora-, középső-miocén korú. Az idősebb folyamat a paleogén korú, míg a fiatalabb a kora-miocén korú vulkanizmussal hozható összefüggésbe. A baritteléreken végzett fluidzárvány-vizsgálatok eredményei arra utalnak, hogy folyamatos kristályosodás közben az anyaoldatban töményedés és hűlés ment végbe, mely a magmatizmus által felhevített meteorikus oldatok és az üledékes rétegsor mélyebb részeiből feláramló fluidumok keveredésére utal. Tárgyszavak: Budai-hegység, Hárshegyi Homokkő Formáció, hidrotermális események, kalcedon, kovásodás, barit, hidrotermális erezet, fluidzárványok Bevezetés A jelen tanulmány a Hárshegyi Homokkövet ért hidro¬ termális folyamatokat mutatja be, a kőzetben előforduló hidrotermális telér-, és érhálózatok, továbbá kőzetátala¬ kulási zónák újabb vizsgálata alapján. Több korábbi munka is foglalkozott a témakörrel (Kaszanitzky 1956; Báldi & Nagymarosi 1976), azonban számos kérdés megválaszo¬ latlan maradt. Ilyen kérdések például a különböző hidro¬ termális folyamatok relatív és radiometrikus kora, valamint a hidrotermális képződményeket létrehozó oldatok eredete, kémiai jellege és egyéb fizikai paraméterei. A korábbi geokémiai felmérések (Korpás & Hofstra 1999) során kimutatott As-Sb anomáliák eredete szintén kérdéseket vetett fel. Munkánk során olyan ásványtani témakörök vizsgálatát is célul tűztük ki, mint például a különböző morfológiájú baritkristályok megjelenésének szabály- szerűségei. Eredményeink alapján kísérletet tettünk a terület földtani fejlődéstörténeti modelljének egyes szakaszai és a hidrotermális események közötti kapcsolat feltárására is. Földtani háttér A Hárshegyi Homokkő Formációt alapvetően transz- gresszív helyzetű, tengerparti (litorális, szublitorális) környezetben lerakodott homok, kavicsos homok, agyagos homoktestek alkotják (Báldi et al. 1976). A homokkő ka¬ vicsanyaga metamorf és magmás eredetű, a Veporidákból származtatható (Kaszanitzky 1956). Vastagsága 150 - 200 méter között változik. Elterjedését nagymértékben meg¬ határozza a Báldi & Nagymarosi (1976) által definiált Budai-vonal (7. ábra), amely a késő-eocéntől egyrészt ősföldrajzi határként értelmezhető, de másrészt fontos szerkezeti elem is, amely mentén jelentős hidrotermális tevékenység is végbement (Fodor et al. 1994). A Hárshegyi Homokkő Formáció elterjedésének keleti határát a Budai-vonal képezi. Cementáló anyag szerint két nagy csoportba oszthatók a formáció képződményei, melyek bizonyos mértékig földrajzilag is elkülönülnek (Báldi & Nagymarosi 1976). A típusos kifejlődés a Budai-hegység területén, a Solymár-Pilisvörösvári-árokban, a Pilisben va¬ lamint a Dorogi- és Esztergomi-medence nyugati peremén terjed el, és előfordulásai meghatározzák a Budai-zónát, amely a Budai-vonal mentén és attól nyugatra található ÉK-DNy irányú, 5-20 km szélességű, délnyugat felé keske- nyedő öv (Báldi & Nagymarosi 1976). A hidrotermális tevékenység erre a zónára korlátozódik, mely abban is meg¬ nyilvánul, hogy a vastagpados kifejlődésű, fehéresszürke, sárgásbarna, vörösesbarna durva homokkő, konglomerᬠtum, finomhomokkő alkotta kőzet mátrixa kovás, a kőzetet kalcedon- és bariterek járják át. Makrofosszüiákban rend¬ kívül szegény, de gyakoriak benne a növényi törmelékek és a teredós uszadékfák. A Hárshegyi Homokkő atipikus válto¬ zata Tatabánya, Csordakút, Nagyegyháza, Mány, Zsámbék 1. ábra. A Hárshegyi Homokkő kovásodása a Budai-vonal mentén 1 - Nem kovásodott Hárshegyi Homokkő elterjedése; 2 - Kovásan cementált Hárshegyi Homokkő; 3 - A Hárshegyi Homokkő feltételezett elterjedése; 4 - Tardi Agyag elterje¬ dése; 2-3 - Budai-zóna (Báldi & Nagymarosi 1976 nyomán) Figure 1. Silicification of Hárshegy Sandstone Formation along the Buda Line 1 - Non-silicifled Hárshegy Sandstone, 2 - Silicified Hárshegy Sandstone, 3 - Supposed extent of Hárshegy Sandstone, 4 - Tárd Clay Formation; 2-3- Buda Zone (after Báldi & Nagymarosi 1976) Földtani Közlöny 138/1 (2008) 51 környékén fordul elő (Korpás 1981). Gyengén vagy egyál¬ talán nem kovás, jelentősen nagyobb az agyag- és aleurit frakció aránya, mint a típusos változatban, karbonáttartalma meghaladhatja a 10%-ot is. Hidrotermális erezet nem jellem¬ ző rá. A kötőanyag többnyire kaiéit vagy limonit. Mindkét típus jellemző kísérőjeként a homokkő bázisán vörös-, tarka¬ illetve tűzállóagyagok jelennek meg a fekü mélyedéseiben (Korpás 1981). A formáció képződményeinek faunájával számos szerző foglalkozott (Báldi et al. 1976). Mind a települési helyzet, mind a fauna alapján a formációt a felső-kiscelli emeletbe sorolták. A formáció eróziós- és szögdiszkordanciával települ a mezozoos vagy eocén feküre, de kivételes helyzetben a Tardi Agyag fedőjeként is megjelenhet. A formáció a Kiscelli Agyag transzgressziós bázisképződménye, valamint annak heteropikus, medenceperemi kifejlődése (Báldi et al. 1976). Vizsgálati módszerek A terepbejárások során típusterületeket jelöltünk ki, melyeken belül részletesen vizsgáltuk a különböző hidro¬ termális képződmények és a befogadó kőzet kapcsolatát, a hidrotermális erezet egymáshoz viszonyított relatív korát, az ásványosodott repedések eloszlását, irányítottságát, valamint a mellékkőzet erek menti átalakulását. Különös figyelmet fordítottunk a repedéskitöltő ásványok morfo¬ lógiai típusainak terepi eloszlására. A terepen azonosított érhálózatok, telérek és nyitott repedésrendszerek jellemzőit Freiberg-típusú kézi kompasszal mértük ki. A terepi megfi¬ gyelések alapján reprezentatív mintavételezést is végez¬ tünk. E minták képezték a részletes ásványtani, kőzettani és fluidzárvány-vizsgálataink anyagát. A reprezentatív kőzet- és ásványmintákon a részletesebb megfigyeléseket 10-40x nagyítású Nikon típusú sztereo- mikroszkóppal végeztük. E megfigyelések alapján kiválasz¬ tott mintákból a petrográfiai és fluidzárvány-vizsgálatok céljára polírozott, illetve kétoldalán polírozott vékony- csiszolatokat, továbbá porpreparátumokat és dekantálással leválasztott agyagfrakciókat készítettünk. A petrográfiai vizsgálatokat áteső és ráeső fénymenetű Nikon és Zeiss Axioplan típusú polarizációs mikrosz¬ kópokon végeztük. A röntgen-pordiffrakciós vizsgálatok Siemens D 5000 típusú szcintillációs detektorral felszerelt diffraktométeren, 0-0 üzemmódban, Cu-Ka gerjesztő sugárzással történtek. Az adatok kiértékeléséhez a PowderX szoftvert használtunk fel. A polírozott vékony- csiszolatokon pásztázó elektronmikroszkópos vizsgálato¬ kat is végeztünk AMRAY 18030Í berendezés felhasználᬠsával. Az elemzések EDAX+Moran típusú, INCA standard¬ mentes energiadiszperzív rendszerben, 20 kV gyorsító feszültséggel történtek (detektálási idő: 100 s). A fluidzárvány-vizsgálatok Chaixmeca típusú hűthető- fűthető mikro szkópi tárgyasztalon történtek. A műszer mérési tartománya -180- tói 600 °C-ig terjed. Kalibrálását -56,6,0 és 375 °C-on végeztük szintetikus fluidzárványok és desztillált víz felhasználásával. A mérési pontosság magas hőmérsékleten ±1 °C, alacsony hőmérsékleten ±0,1 °C volt. A fűthető-hűthető tárgyasztalt Leitz Orthoplan típusú, hosszú gyújtótávolságú objektívekkel felszerelt mikroszkóp¬ ra szereltük, és a vizsgálatokat 400-800x nagyítás mellett végeztük. Eredmények A hidrotermális kifejlődések általános jellemzői A Hárshegyi Homokkő hidrotermális átalakulása Báldi & Nagymarosi (1976) szerint a Budai-vonal mentén, illetve egy, az általa meghatározott 5-20 km széles zónában a legjelentősebb, melyet Budai-zónának nevez. Ebből kiin¬ dulva terepi észleléseink során több, erre a területre eső előfordulást kerestünk fel, melyek a következők voltak: Köves-bérc és Ezüst-hegy (Pilisborosjenő), Máj dán-nyereg (Csobánka), Tök-hegy és környéke (Pesthidegkút), továbbá a Nagy-Hárs-hegy és Budakeszi környékén több feltárás (7. ábra). Megfigyeléseink alapján ezek közül a Köves-bérc és a Máj dán-nyereg területét érintette a legintenzívebb hidro¬ termális átalakulás, de ezen kívül jelentős hidrotermális tevékenység nyomai észlelhetők a Nagy-Hárs-hegyen és az Ezüst-hegyen is. Részletes feldolgozásra az előbbi két területet választottuk. Itt mind a kalcedon, mind a bariterek gyakorisága lehetővé tette a kétféle erezet korrelálását. A többi előfordulásnál csak igen alárendelten észlelhetők hidrotermális képződmények, főleg vékony kalcedonerek formájában. A pilisborosjenői Köves-bércen számos kisebb kőfej¬ tőudvar tár fel típusos Hárshegyi Homokkövet. A kőzet itt közép-durvaszemcsés, jól osztályozott, helyenként kavi¬ csos, sárgásvörös, kovásan cementált, vastagpados (0,5-1,5 m), makrofosszíliát nem tartalmaz. A kőzetet törésekhez kapcsolódóan kalcedon- és bariterek járják át, melyek mentén helyenként elmozdulás is történt. A milliméteres¬ centiméteres vastagságú zárt kalcedonerek több helyen, jól meghatározott csapású, több méter széles zónákban kon¬ centrálódnak (/. tábla, 1-2. kép). Az erek sokszor rozsda¬ barna, limonitos színezetűek, melyet feltehetőleg főleg a helyenként megfigyelhető, 1 mm alatti piritszemcsék oxi¬ dációja okoz. Több helyen a kalcedon erek mentén néhány cm-es zónában a kőzetben agyagásványos szegélyt figyel¬ tünk meg. A bariterek milliméteres-centiméteres vastag¬ ságú, gyakran nyitott, félig nyitott repedésekhez kapcsolód¬ nak, melyek elszórtan jelennek meg a területen. A bariterek minden esetben elmetszik a kalcedonereket, és szinte min¬ dig eltérő irányhoz kapcsolódnak. Előfordul ugyanakkor az is, hogy baritér közvetlenül a kalcedonér mentén felnyílt repedéshez kapcsolódik. A Csobánkától keletre elhelyezkedő Máj dán-nyeregben található kőfejtő két nagy bányaudvarból áll, melyek közt a szintkülönbség 10-15 m. A típusos Hárshegyi Homokkő itt finomabb szemcsés, mint a Köves-bércen (apró-közép- 52 Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései fcszlelt fexzültségtér Korrigált feszüUséglér 5,3 11,2 IA5 35 50 Pliouén Kúsü- miueüii KÖZCpSÖ- m iccén K.ora- miocén Oligocén Botién ^SL ^5- X "A 2 ' A Átmeneti feszültségirányok Valódi változás a külső fesziiitségtérbeü 1. Kaleedonerezés 2. Bariterezés 2. ábra. A Dunántúli-középhegységben észlelt egykori feszültségirányok és forgási események (Márton & Fodor 2003 nyomán), a Hárshegyi Homokkő hidrotermális erezeteinek irányai a vizsgált területen és lehetséges koruk 1 - kalcedonerek (n=239), 2 - bariterek (n=62) Figure 2. Observed stress field variadon in the Transdanubian Rangé (after Márton & Fodor 2003), directions of veins in Hárshegy Sandstone, and their possible age 1 - chalcedony veins (n=239), 2 - barite veins (n=62) szemcsés homokkő), durvaszemcsés, kavicsos közbetele¬ pülések nem találhatók benne, viszont agyagos szintek előfordulnak. A homokkő színe vörös, vastagpados kifej¬ lődést!, törésekkel és kalcedonerekkel sűrűn átjárt, valamint bariterek is észlelhetők benne. A milliméteres-centiméteres vastagságú kalcedonerek itt is több helyen rozsdabarna¬ vörös színűek és a bariterek átvágják őket. A felső bánya¬ udvarban egy 325-145° csapású, vertikális, 1,5-2 m széles, többgenerációs vetőkarcokkal jellemzett töréses zónához kötötten nagy mennyiségben található barit. A barit kris¬ tályokon négy morfológiai típust különítettünk el, melyek eloszlása a töréses zónától távolodva jól megfigyelhető zonációt mutat (1. alább). A vizsgált területek kalcedonereiből mért csapásirányok legnagyobb része 265-315° - 85-135° tartományba esik, a dőlésszögértékek pedig 50-90° között változnak. A barit¬ erek csapásirányai sokkal szélesebb tartományban szórnak, azonban így is elmondható, hogy a fő csapásirány a kalce- donerekhez képest északiasabb (345-355° - 165-175°). Dőlésszögük ugyancsak 50-90° közé esik (2. ábra). A kalcedonerezek ásványtani jellemzői A kalcedonerek a homokkő hidrotermális fluidumok által erőteljesebben cementált részeit alkotják, tehát a már kismértékben cementált homokkőben feszültség hatására gyengeségi zónák keletkeztek egyenetlen felületű repedések formájában. Míg az erektől távoli homokkőben a szemcsék közti cementáló kovaanyag nem tölti ki teljesen a pórusteret, addig az erekben minden szemcseközi tér finomszemcsés- szálas kalcedonnal töltődött ki. Az erekben a kvarcszem¬ cséken továbbnövekedést nem észleltünk, és helyenként néhány szemcse erősen töredezett, felmorzsolódott. A kovacementen kívül mind az erekben, mind a homokkőben, kis mennyiségben limonitos cementanyag is jelen van. Az erekben, a szemcseközi térben a kalce- donhoz kis menynyiségű (<0,1 %) szul- fidásvány, főleg pirít, illetve alárendelten kalkopirit társul. A szulfidszemcsék mé¬ rete max. 200 pm. A piritkristályok kb. fele idiomorf, négyzet illetve hatszöges átmetszetű szemcséket alkot, másik része kvarc szemcséket bekérgező halmazként jelenik meg. Sok helyen a pirít nagy része oxidált, helyén limonitos halmazok, pszeudomorfózák jöttek létre. Pirit ugyanakkor nem csak a szemcseközi tér¬ ben, hanem a kőzetalkotó kvarc szem¬ csékben üde, négyzet átmetszetű zárvány¬ ként is előfordul. A pásztázó elektronmikroszkópos vizsgálatok kiderítették, hogy a szulfid- fázisok a fő alkotóelemeken kívül nem tartalmaznak kimutatható mennyiségű he¬ lyettesítő elemeket. Ez érvényes mind a szemcseközi, mind a zárványként jelen levő szulfidokra. A pirít oxidációjának folyamata jól nyomon követhető a visszaszórt elektron¬ képeken. A Köves-bércről származó mintákban csak pirít oxidációja észlelhető, baritkiszorítás nélkül. A Majdán- nyeregből gyűjtött mintákban a pirít első lépésben vasoxiddá esett szét, majd helyét finomszemcsés barit töltötte ki. Itt a barit a szemcseközi térben is megjelenik nagyon finom¬ szemcsés (fénymikroszkópban nem észlelhető) cementáló fázisként. E megfigyelések összhangban vannak a terepi észlelések eredményeivel, miszerint a barit képződése egy későbbi hidrotermális eseményhez kapcsolható. Báldi & Nagymarosi (1976) megállapították, hogy a befogadó kőzetben az agyagfrakcióból csak kaolinit mutatható ki. Kérdés volt, hogy vajon csak a befogadó kőzetben jelenlévő, detritális és/vagy diagenetikus eredetű kaolinit van jelen a kalcedonerek közelében, vagy hidrotermális hatásra más agyagásványok is képződtek. Ennek kiderítésére agyagásvány-szeparátumot készí¬ tettünk közvetlenül egy kalcedon ér melletti agyag¬ ásványban dúsabb zónából. A kiértékelt felvétel alapján a kalcedonerek átalakulási szegélyében a kaolinit mellett kis mennyiségben illit is előfordul. Az illit jelenlétét a pásztázó elektronmikroszkópos megfigyelések is alátᬠmasztották: a kalcedonerek melleti agyagásványos halma¬ zok 4x4 mikrométeres területéről készített felvételek a kálium több százalékos jelenlétét bizonyították. A szemcseközi térben a durva rostos megjelenésű kaolinitet (K-mentes fázist) és finomszemcsés illitet (K-tartalmú fázist) azonosítottunk. A bariterek ásványtani jellemzői A bejárt területek közül három helyen észleltünk a Hárshegyi Homokkőben húzódó bariterezetet: a pilisboros- jenői Ezüst-hegyen és Köves-bércen, illetve a Csobánka melletti Máj dán-nyeregben. Az erezetben a baritkristályok Földtani Közlöny 138/1 (2008) 53 szinte mindig fenn-nőttek, csak ritkán töltik ki a teljes repedést, így jól tanulmányozható a rombos rendszerű kristályok morfológiája. Az Ezüst-hegyen csupán milli¬ méter alatti, {001} szerint táblás, fehér, átlátszatlan kris¬ tályokat észleltünk. Változatosabb kifejlődésben a Köves¬ bérc és a Majdán-nyereg teléreiben jelenik meg a barit. E két területen legjellemzőbb megjelenési forma az egyszerű táblás kristályalak a domináns {001} véglap és az {110} prizma jelenlétével. A Maklári (1940) által kidolgozott osztályozási rendszerben ez a „rombos-táblás típus”-nak felel meg. E kristályokon ritkán az {102} prizma is megjelenhet. A Köves-bércen kizárólag ez a típus fordul elő. A kristályok színe itt átlátszó sárgásbarna. A bariterezet a vizsgált területeken mindenütt szór¬ ványos megjelenésű, a csobánkai Majdán-nyereg kivéte¬ lével. Itt a felső bányudvarban feltárt töréses zóna központi részén 40 cm széles, tektonikus eredetű breccsa található, melyet 0,5-1 cm-es táblás, illetve nyúlt kristálymorfoló- giájú barit cementál. A breccsa melletti repedezett zónában durvaszemcsés (legfeljebb 2 cm-es), egyszerű, fenn-nőtt táblás kristályok találhatóak nagy tömegben. Az ezt követő külsőbb zónában kisebb, 0,5-1 cm-es nyúlt, tompított élű kristályok találhatóak a felnyílt repedések falain. A breccsás zónától legtávolabb eső részeken a homokkő kisebb repedéseiben átlátszatlan, rozettás, lemezes habitusú, 1-3 mm nagyságú baritkristályok jelennek meg. Összességében tehát jól megfigyelhető, hogy a központi résztől kifelé haladva a baritkristályok mérete és habitusa változik. Megfigyeléseink alapján tehát a telérképződés 4 fázisa különíthető el: — Elsőként a vető mentén feltöredezett kőzet tág repe¬ déseiben váltak ki b-tengely szerint nyúlt, hegyes habitusú 0,5-1 cm nagyságú kristályok. Domináns forma a {001} véglapon és {110} prizmán kívül az {102} prizma. A {011} prizma mindig megjelenik, az {111} rombos dipiramis ritkán jelentkezik („érc-típus”, Maklári 1940) (/. tábla, 3. kép). — A második fázisban (amely tulajdonképpen folya¬ matosan fejlődött ki az elsőből) a kőzet töredezése már breccsásodást eredményezett, a létrejött breccsát barit ce¬ mentálja. A breccsásodás elsősorban tektonikus eredetű, de valószínűleg a fluidumáramlás is segítette a kőzetfrag¬ mentumok mozgását. Az ekkor kivált 0,3-0,5 cm nagyságú kristályok között megtalálhatóak az egyszerű rombos-táblás megjelenésű formák illetve átmeneti alakok az első fázis „érc-típusa” és a „rombos-táblás” megjelenési forma kö¬ zött: az {102} és {011} prizmák eltűnnek, de néha meg¬ jelenik az {111} rombos dipiramis (/. tábla, 4. kép). — A harmadik fázisban a breccsásodást követően egy nagy töréssík nyílt fel, amiben egyszerű rombos-táblás kristályok növekedtek, melyeken ritkán megjelenhet az {102} prizma. A kristályok nagysága 1-2 cm között változik (/. tábla, 5. kép). — Utolsó fázisként a központi résztől távoli, keskeny repedésekben 1-5 mm-es, fehér, átlátszatlan, lemezes barit¬ kristályok növekedtek (/. tábla, 6. kép). Általános tendencia, hogy a korábbi kiválású kristᬠlyoknak bonyolultabb, több lapból álló, és nyúltabb habi¬ tusa van. A központi feláramlási zónától távolodva illetve időben előrehaladva a kristályosodás során egyre egysze¬ rűbb, táblás, majd egészen lemezes kristályok növekedtek. A bariterezet és a befogadó kőzet kapcsolatáról meg¬ állapítható, hogy az erek mindig éles váll-lappal érint¬ keznek a kőzettel, és a homokkőben nem mutatható ki kőzetátalakulás. A bariterek fluidzárvány-vizsgálati eredményei Az általunk vizsgált területeken előforduló barittípusok közül csak a Máj dán-nyeregben található durva, táblás kristályok bizonyultak alkalmasnak fluidzárvány-vizsgá- latra. Mikroszkópi vizsgálat során kétféle zárványtípust azonosítottunk: — Elsődleges (az ásvány képződésével egy időben csapdázódott), kétfázisú folyadék-gáz zárványok, melyek legnagyobb átmérője 15-60 pm között változik. A kris¬ tályokban elszórtan, repedésekhez nem kötötten helyezked¬ nek el. Szobahőmérsékleten a gázfázis és folyadékfázis aránya átlagosan 15/85 és 30/70 között váltakozott. E zárványok rendszerint izometrikus, a barit kristály formáját közelítő alakúak. — Másodlagos, egyfázisú folyadékzárványok, melyek a baritot szelő repedésekhez kapcsolódva jelennek meg. Mé¬ retük tág intervallumban változik, alakjuk nagyon válto¬ zatos a befogódásuk után végbement alakváltozási folya¬ matok miatt. Az elsődleges kétfázisú zárványokon homogenizációs és krioszkópos vizsgálatokat végeztünk. A homogenizáció igen széles hőmérsékleti intervallumban (53-250 °C), minden esetben a folyadék fázisban történt. A homoge¬ nizációs hőmérsékletek gyakorisági eloszlása polimodális. A leggyakoribb homogenizációs hőmérsékletek 170 és 190 °C közöttiek, emellett nagyobb az adatsűrűség még az 50-70 °C, 110-130 °C és a 230-250 °C közötti hőmérséklet- tartományban (3. ábra). A fagyasztásos vizsgálatok során a folyadékzárványok¬ ban képződő jégfázis olvadáspontját határoztuk meg. Az eutektikus olvadási hőmérsékletet nem tudtuk megbíz¬ hatóan detektálni a zárványoldatok kis sótartalma miatt. A mért olvadáspontadatokból FLINCOR szoftver segít¬ ségével számítottuk ki a szalinitásértékeket (Brown 1989). Az így kapott sótartalom értékek főként 1-3 NaCl ek- 0 SU SCI 70 40 IIO ISO ISO IVÓ 140 2H3 2.113 2SU 270 240 Süti Hemm gfuliádói Miutreéklet (°C) 3. ábra. A homogenizációs hőmérséklet-eloszlási diagram a Majdán-nyereg területén (n=28) Figure 3. Distribution ofhomogenization temperatures in Majdán Saddle(n=28) 54 Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései I. táblázat. A fluidzárványok mért adatainak összefoglaló táblázata (homogenizációs hőmérséklet, jég olvadáspont, sótartalom) Tahié I. Measured fluid inclusion data: homogenization temperature, ice melting point, salinity T hóm. ro T jég olv. (°Q NaCl ekv. súly% 53 -1,6 2,6 54 -1,2 1,97 54,8 -1,7 2,8 90,1 -1,5 2,46 9U -1,3 2,14 117,4 120,2 -1,1 1,82 124,4 -0,7 1,16 125 140,3 -0,6 0,99 143 -1,3 2,14 148,5 0,9 1,49 159,2 -1,8 2,9 165,9 -1 1,65 170 -U 1,81 170,2 172 -1,2 1,98 174,7 -1,4 2,3 181,4 -1,2 1,97 182,3 -1,2 1,97 193,2 -1,2 1,98 195 -1,1 1,81 208 215 225 -1 1,65 238,2 0,8 1,32 238,3 -1,1 1,82 241 254,2 -1,2 1,98 4. ábra. Sótartalom értékek a homogenizációs hőmérsékletadatok függvé¬ nyében, feltüntetve a számított trendvonalat Figure 4. Cross-plot between homogenization temperatures and salinities of measuredfluid inclusions with the calculated trend vivalens súly% (a teljes szalinitás NaCl-ban kifejezve) között változnak (I. táblázat). A homogenizációs hőmérsékletek és a zárványok szalinitásának összefüggéseit vizsgálva megállapítható, hogy az elsődleges zárványokon belül három generáció különíthető el. A két szélső csoport (50-70 °C, 2-2,6 NaCl ekvivalens súly% illetve 230-255 °C, 1,3-2 NaCl ekvi¬ valens súly%) szűkebb homogenizációs hőmérséklet- és szalinitástartományba koncentrálódik, míg a középső generáció változatos szalinitás- és homogenizációs hőmér¬ sékletadatokkal jellemezhető. Általános tendenciaként kör¬ vonalazható, hogy a három elsődleges zárványgeneráció között a homogenizációs hőmérséklet csökkenésével nő a sótartalom (4. ábra). Az eredmények értelmezése A hidrotermális folyamatok elterjedése, szerkezetföldtani jellemzői és kapcsola tuk a terület földtani fejlődéstörténetéhez Általában megállapítható, hogy a Hárshegyi Homok¬ kőben a kalcedonerek gyakorisága sokkal nagyobb, jelen¬ létük általánosabb, mint a baritereké, ami arra utal, hogy a kovásodást eredményező folyamatok nagyobb, regionális mértékben, míg a baritosodást létrehozó folyamatok kisebb mértékben hatottak. A barit- és kalcedonerek két jól elkülö¬ nülő eseményt képviselnek, mivel a bariterek minden eset¬ ben elmetszik a kalcedonereket vagy reaktiválódott repe¬ dések mentén válnak ki, továbbá a kalcedonerekhez kapcso¬ lódó enyhe mellékkőzet-átalakulás a bariterek mentén nem tapasztalható, és végül a kétféle erezet irányultságban is jól elkülönül. A hidrotermális tevékenység erősségének térbeli elosz¬ lásáról az általunk bejárt területek alapján megállapítható, hogy az a Pilis déli területein, illetve a Budai-hegység északi területein a legerősebb. A hidrotermális tevékenység mértékét az ásványosodott repedések gyakoriságával közelítettük (mérési adataink mennyisége is ehhez igazodik). Dél felé haladva Budakeszi környékén már csak elszórtan találtunk kalcedonereket, a kőzet kovás cementációja is gyengébb. Ez a földtani kép némileg ellentmond Báldi & Nagymarosi (1976) megállapításának, miszerint a Hárshegyi Homokkő hidrotermális átalakulásának intenzitása dél felé növekszik, bár az említett szerzők nagyobb léptékű változásokra utalnak, nem tesznek említést a Budai-hegységen belüli tendenciákról. A kovás cementáció mértéke erős összefüggést mutat a kalcedonerek gyakoriságával. Ez arra enged következtetni, hogy a cementáló kovaanyag és az ereket kitöltő kalcedon eredete megegyező lehet, ami egybevág Báldi & Nagyma¬ rosi (1976) következtetéseivel. A kalcedonerek gyakori limonitos elszíneződése igen elterjedt jelenség, ami szulfid- ásvány (pl. pirít) utólagos oxidációjával magyarázható. A vizsgált területek kalcedonereiből mért csapásirányok döntően NyÉNy-KDK irányúak, ez egybevág az irodalom¬ ban korábban közölt adatokkal (Báldi & Nagymarosi 1976, Földtani Közlöny 138/1 (2008) 55 Fodor et al. 1994). Ebből arra következtethetünk, hogy az erek keletkezésekor fennálló feszültségtér regionálisan egységes volt. A baritos erezet szintén nagy mértékű egye¬ zést mutatnak a három vizsgált területen. Megfigyelhető, hogy a csapásirány-adatok egy része a kalcedonerezettel egybeesik, azonban jelentős részük ennél északiasabb irányt mutat. Mivel a baritot létrehozó esemény biztosan fiatalabb a kalcedonerezetet produkáló folyamatnál, feltételezhetjük, hogy a megváltozott feszültségtérben az új irányoknak megfelelő repedések mellett a korábbi feszültségtér által létrehozott gyengeségi zónák mentén is felnyíltak vagy reaktiválódtak repedések. Ahhoz, hogy a szerkezetföldtani adatokat részleteseb¬ ben értelmezhessük, tekintsük át a területre vonatkozó tektonikai események sorát a kora-oligocéntől a késő¬ miocénig (Bada et al. 1996, Márton & Fodor 2003) (2. ábra): A kora-oligocénre az észlelt feszültségtér korábbi K-Ny-i kompresszióirányához képest mintegy 30-40°-kal az óra járásával megegyező irányban elfordult. Ez a helyzet (NyÉNy-KDK irányú kompresszió és erre merőleges ex- tenzió) a késő-oligocénig (Bada et al. 1996), illetve a kora¬ miocén közepéig (Márton & Fodor 2003) fennállt. A középső-miocén végére ÉÉNy-DDK irányú kompresszió és erre merőleges extenzió, a késő-miocén-pliocénre már Ny-K-i illetve NyÉNy-KDK-i irányú extenziós erőtér észlelhető. A feszültségtér vizsgált időtartamon belüli, óra járásával megegyező irányú látszólagos elfordulását a terület az Alcapa-egység részeként végzett, óra járásával ellentétes irányú forgása eredményezte az Apuliai-lemez északkeletre nyomulása következtében (Márton & Fodor 1995, 2003). Mivel a külső feszültségtér a területen az eocéntől a kora-miocén végéig stabil, a kőzetlemez forgása miatt a feszültségtér ezzel ellentétes irányban látszólag elmozdul. A külső erőtér valós elmozdulása csak a késő¬ miocén elejére tehető. (Az eredeti, külső feszültségtér komponenseinek irányait paleomágneses adatokkal való korrekcióval kaphatjuk meg.) A kalcedonerezetet és a formáció kovásodását létrehozó folyamat korára a sztratigráfiai bizonyítékok is engednek következtetni. Mivel a formáció fedőjében található kőzetek (pl. a Kiscelli Agyag Formáció) egyáltalán nem érintettek a kovásodás által, a folyamat mindenképpen e kőzetek lerakódását megelőzően, legfeljebb a késő-kiscelliben kel¬ lett lejátszódjon (Báldi & Nagymarosi 1976). Erre az időszakra jellemző feszültségtér irányai a következők voltak: NyÉNy-KDK irányú kompresszió és ÉÉK-DDNy irányú extenzió (Fodor et al. 1992, Bada et al. 1996, Márton & Fodor 2003). Általában a fő repedések az extenzió irányokra merőlegesen, illetve ezzel kis szöget bezárva, mint segédtörések jelennek meg. Az erre az időszakra jellemző feszültségirányokat (Bada et al. 1996) összevetve a kalcedonerek irányaival (azokat egyszerű extenziós repedésekként értelmezve) jó egyezést kapunk, ami alátámasztja a korábbi feltételezéseket, miszerint a kovásodás a kiscelli korszak végéig befejeződött. A bariterezet esetében a kérdés megválaszolása jóval nehezebb. Az újonnan felnyílt, (nem reaktiválódott) ba¬ ritos repedések csapásirányai (ÉÉNy-DDK) a feszült¬ ségtér óramutató járásával megegyező irányú rotációjára engednek következtetni. Ez alapján a baritereket létrehozó eseményt feszültségtér szempontjából mind a kora-miocén végi (-19-14,5 millió év), mind a középső-miocén végi (14,5-11 millió év) fázisba be lehet sorolni (2. ábra). Ez ellentmond Báldi & Nagymarosi (1976) véleményének, akik szerint a baritosodás befejező dátuma megegyezik a kovásodás végével, ami a kiscelli korszak vége. Tény, hogy fiatalabb képződményekben nincs adat bariterek jelen¬ létére. A hidrotermális folyamatok fizikai-kémiai jellemzői Vizsgálataink során a homokkőben a kaolinit és illit előfordulását azonosítottuk a kalcedonerek mentén. A korábbi részletes kutatások (Báldi & Nagymarosi 1976) bizonyították, hogy az erektől távol, a kőzetben regionális elterjedésben kizárólag egyféle agyagásvány, a kaolinit van jelen. Tehát a kaolinit detritális és/vagy diagenetikus eredetű. Az utóbbi esetben feltételezhető, hogy az eredeti pórusvíz a jelenlevő szervesanyagok bomlása miatt savassá válhatott, ami a kaolinit képződésének kedvezett. Ezzel szemben az illit képződését általában neutrálishoz közeli pH-jú, 50-200 °C- os körülmények segítik elő (Aja et al. 1991). Ezek a para¬ méterek mind diagenetikus környezetben (eltemetődés során), mind hidrotermális folyamatok során adottak lehet¬ nek. Egy kőzet eltemetődése során a diagenetikus illit legnagyobbrészt a katagenezis szakaszában, azaz 35-65 °C és kb. 1200 m-es mélységtől akár 150 °C-ig és 4-5000 m-es mélységig képződik (Singer & Müller 1983). Ezek a szél¬ sőséges körülmények (különösen az eltemetődés mértéke), még ha a legsekélyebb, -1000 m-es eltemetődési mélységet vesszük is alapul, valószínűleg nem álltak fent a Hárshegyi Homokkő esetében. Erre bizonyítékul az szolgál, hogy a kvarcszemcsék nyomási oldódásának, diagenetikus tovább- növekedésének nincs nyoma a kőzetben (Báldi & Nagy¬ marosi 1976). Hidrotermális rendszerekben képződhet illit akár csak néhány száz méter mélységben is, ha a rendszerben jelen¬ levő oldatok kemizmusa és hőmérséklete megfelelő. A Hárshegyi Homokkő esetében sokkal inkább valószínű¬ síthetjük az illit hidrotermális eredetét, már csak abból a megfontolásból is, hogy diagenetikus eredete esetén a kőzetben többé-kevésbé egyenletes eloszlásban kellene megjelennie, azonban tapasztalataink szerint előfordulása a kalcedonerek közvetlen környezetére korlátozódik. Az a tény, hogy az ereket befogadó kőzetmátrixban nem mutat¬ ható ki illit (pedig valamennyire az egész kőzetet érintette a hidrotermális tevékenység) azzal magyarázható, hogy az egykori repedések mentén sokkal intenzívebbé vált a fluidáramlás, ezzel nagyobb lett a fluid-kőzet kölcsönhatás mértéke, mint a korai cementációs fázisban. A kőzetben jelenlevő kevés káliumtartalmú ásvány (pl. földpát és csillám) átalakulásából felszabaduló kálium így illitkép- ződés során kötődött meg. 56 Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései A kalcedonerekhez kapcsolódóan piritesedést is kimu¬ tattunk. A Máj dán-nyeregben észlelt oxidációs folyamat, amely során a piritet vasoxidok, majd az oxidációt követően barit szorítja ki, nem felszíni folyamat eredménye. A barit oxidált kéntartalma közvetlenül származhat a piritből, azonban Kaszanitzky (1956) modelljével ellentétben a kőzetben kivált összes barit kéntartalma valószínűleg nem származtatható, mivel a kalcedonerekben a pirít mennyi¬ sége erősen alárendelt. Ezért feltételezhetjük, hogy a barit képződését hozó feláramló oxidatív oldatnak jelentős mennyiségben kellett tartalmaznia ként szulfátion formájᬠban és a kalcedonerekkel együtt kivált piritet a későbbi baritosodást okozó oldat oxidálta. Ez azt is bizonyítja, hogy az egykor felnyílt kalcedonnal cementált repedéseket a későbbi hidrotermális oldatok újra átjárták, a repedések reaktiválódtak. Mivel a Köves-bércen nem észleltünk baritos kiszorítást, ezért ott a kalcedonerek limonitosodása az erekkel kogenetikus szulfidfázisok felszíni oxidációjával magyarázható. A barit képződéséhez köthető hidrotermális oldatok fluidzárvány-vizsgálatok alapján rögzített hűlése és tömé- nyedése arra enged következtetni, hogy a Máj dán-nyereg¬ ben megfigyelt baritmorfológiai változékonyság kapcsolat¬ ban lehet az anyaoldat tulajdonságaival. Elsősorban a kép¬ ződési hőmérsékletet tartjuk jelentős befolyásoló ténye¬ zőnek, hiszen a Máj dán-nyeregben mind a központi fel¬ áramlási zónától távolodva, mind a folyamat során időben előrehaladva a hőmérséklet változhatott legnagyobb mér¬ tékben. Mivel a Hárshegyi Homokkövet csak kis mélységű eltemetődés érte (Báldi & Nagymarosi 1976) és a barit- kristályok nyílt repedésekben találhatóak, feltételezhetjük, hogy a baritképződés alacsony nyomású (maximum néhány tíz bar) hidrosztatikus körülmények között ment végbe. Ebben az esetben a fluidzárványok homogenizációs hőmér¬ séklete gyakorlatilag megegyezik a csapdázódás hőmérsék¬ letével. Ezek alapján megállapítható, hogy a fluidum, amelyből a barit kicsapódott az ásvány kiválása során kb. 250 °C-ról 50 °C-ra hűlt le. Az ellentétes irányú folyamat kizárható, mivel egy alacsony hőmérsékleten (pl. 50 °C) csapdázódott zárvány biztosan dekrepitálódik (felnyílik) egy jóval melegebb (pl. 230 °C) fluidummal való kölcsön¬ hatás következtében (sekély mélységű hidrosztatikus körül¬ mények között). A hűlési folyamat magyarázható a kőzet és a nála melegebb fluidum kölcsönhatásával, valamint hidegebb oldattal való keveredéssel. A hidrotermális folyamatok során a barit anyaoldatának töményedését többféleképpen is lehet magyarázni. Bekövet¬ kezhet töményedés akkor, ha az eredetileg homogén össze¬ tételű oldat gőznyomása eléri, vagy meghaladja a körülötte levő nyomást. Ekkor felforrás megy végbe, így az oldat heterogén fázisállapotú lesz, és szétesik egy kis sűrűségű részre, amely a folyadék telített gőzét tartalmazza, valamint egy nagy sűrűségű, folyadék fázist tartalmazó részre. A felforrás során a gőzfázisba elhanyagolható mennyiségű NaCl távozik, így a folyadékfázis töményebb lesz, mint a felforrás előtt. Ennek ábrázolása céljából megszerkesztettük akiindulási oldat felforrása során változó sókoncentrációját A ieilbcTLiü i (rend 5. ábra. A 250 °C-os 0,35 mol/kg töménységű feltételezett kiindulási oldat sókoncentrációjának felforrás során fellépő, hőmérsékletfüggő változását leíró görbe és a fluidzárványok mikrotermometriai eredményeire illeszthető görbe viszonya Figure 5. Variadon of salinity with changing temperature of a supposed solution with 250 °C and 0.35 mol/kg original parameters during boiling process (upper curve) and calculated trend based on fluid inclusion data (lower curve) leíró görbét (5. ábra). A görbét a tiszta víz entalpia értékei¬ ből számítottuk, mert az oldat elegendően híg, valamint 0- nak vettük a gőzfázisba távozó klorid-ion mennyiségét, mert az a gőzfázisba elhanyagolható mennyiségben lép be a felforrás során. A számítást a következő egyenletek alapján végeztük: H & =y*H gv+ (i-y)*H fv , ahol H fk : folyadékfázis entalpiája a forrás kezdetekor, y: keletkező gőzfázis mennyisége, H gv : képződő gőzfázis entalpiája a felforrás végén, H fv : maradék folyadékfázis entalpiája a felforrás végén. Clflc = y*Cl gv +(l-y)*Cl fv , ahol Cl^: kloridion mennyisége a folyadékfázisban a forrás kezdetekor, y: keletkező gőzfázis mennyisége, Cl gv : a gőzfázisba távozó kloridion mennyisége a felfor¬ rás során (elhanyagolható), Cl fv : kloridion mennyisége a folyadékfázisban a felfor¬ rás végén. Az ábráról leolvasható, hogy a fluidzárványokon mért homogenizációs hőmérséklet- és szalinitásértékek nem illeszkednek a felforrási körülményekre számolt, tömé- nyedést leíró görbére, hanem alatta helyezkednek el. Ez azt jelenti, hogy felforrás esetén jelentősebb töményedésnek kellett volna végbemennie az anyaoldatban. Ez azonban nem áll fenn, tehát csak felforrással a töményedés és hűlés nem magyarázható. Felforrás a petrográfiai megfigyelések alapján is kizárható, mert nincs heterogén befogódásra utaló, zárványonként szélsőségesen változó folyadék-gáz fázisarány. A baritkitöltések anyaoldatainak töményedése úgy is magyarázható, hogy egy kis sótartalmú fluidum nagyobb szalinitású rétegvízzel (fosszilis vízzel) keveredik. Két oldat keveredése ugyan gátolhatja is a barit kiválását a hígulás miatt, de ha egy nagyobb szalinitású, magas Ba 2+ -koncent- Földtani Közlöny 138/1 (2008) 57 rációjú rétegvíz folyamatosan keveredik egy nagy S(De¬ koncentrációval jellemezhető juvenilis hidrotermális oldat¬ tal, akkor az barit kicsapódását eredményezi (Sawkins 1966). Ha a hidrotermális oldathoz folyamatosan nagyobb szali- nitású rétegvíz keveredik, az fokozatos töményedést eredmé¬ nyez. Mivel a Ba 2+ a viszonylag nagy sótartalmú oldatokban gyakori, ezért a Hárshegyi Homokkő esetében is feltéte¬ lezhetjük, hogy a barit kicsapódásához elegendő mennyiségű báriumot nagyobb sótartalmú rétegvíz biztosította. Figyelembe kell venni azonban azt a tényt is, hogy a barit oldhatósága csak kb. 150 °C-ig nő a növekvő hőmérséklet mellett, és ennél nagyobb hőmérsékleteken tiszta vizes, illetve kis sótartalmú oldatokban retrográd oldhatóságú (Holland in Barnes 1967, Blount 1977). Mérési adataink kivétel nélkül mind olyan alacsony koncentrációval jel- lemezhetőek, ahol érvényes ez a tulajdonság, ugyanakkor baritkiválás a 150 °C-nál nagyobb hőmérsékleten is vég¬ bement (ó. ábra). A fenti megfontolások alapján a bariterezet képződésére azt a modellt állíthatjuk fel, hogy azok egy nagy hőmér¬ sékletű (250 °C), alacsony sótartalmú fluidum és egy nagyobb szalinitású, így nagy Ba 2+ -koncentrációjú kisebb hőmérsékletű rétegvíz keveredése során jöttek létre. Mivel 150 °C-nál nagyobb hőmérsékleten és alacsony sótartalom mellett a barit oldhatósága még retrográd, a barit 2 , 0 ' 0 50 100 150 200 25Ö 300 I löm érsek let f, C 6. ábra. A barit oldhatósága 300 °C -ig váltózó sótartalom mel¬ lett, telített gőznyomáson (Blount 1977) A paralelogrammák a Hárshegyi Homokkő bariterezetében meghatᬠrozott fluidzárványadatoknak felelnek meg. Figure 6. Solubility of barite up to 300 °C with changing salinity under vapour pressure (after Blount 1977) Measuredfluid inclusion data indicated kicsapódásához a rétegvíz folyamatos hozzákeveredésére volt szükség, ami a retrográd oldhatóság ellenére is Ba 2+ -ra túltelítette az oldatot. A prográd oldhatóság tartományába átlépve (150 °C alatt) már a hőmérséklet csökkenése is ked¬ vez a barit kicsapódásának. A Budai-hegység területén a korábbiakban Molnár & Gatter (1994) vizsgálta a fluidzárványokat öt különböző helyről származó baritmintában. Az általuk mért fluidzár¬ ványok homogenizációs hőmérséklettartománya és az ada¬ tok eloszlása is hasonlóságot mutat saját vizsgálati eredmé¬ nyeinkkel. A homogenizációs hőmérsékletek az összes zárvány esetében 50-250°C közé esnek. A gyakorisági diagramok minden esetben polimodális eloszlásúak, 2-4 csúccsal jellemezhetőek. Egy terület kivételével a homo¬ genizációs hőmérsékletértékek leggyakrabban a 170-190 °C közötti tartományba esnek. A Molnár & Gatter (1994) által mért sótartalom¬ értékek csak 130 °C-nál nagyobb homogenizációs hőmér¬ sékletű zárványokból származnak. Az egyes területeket külön vizsgálva az alacsony mérésszám miatt nem vonhatók le messzemenő következtetések, összességében azonban az adatok illeszkednek a Máj dán-nyeregből származó minták által meghatározott hűlési- és töményedési trendbe. Ez alapján feltételezhetjük, hogy a különböző területek barit- kiválásait rokonfolyamatok hozták létre. Összefoglaló következtetések Megfigyeléseink szerint a Hárshegyi Homokkő Formᬠciót két jól elkülöníthető hidrotermális hatás érte. A két esemény mind szerkezetföldtani jellegeiben (eltérő törés¬ irányok mentén létrejött érkitöltések), mind ásványpara- genezisében (kalcedon-illit-szulfidásványok, illetve barit) jól szétválasztható. Az idősebb folyamat a homokkő kovás cementációját és a kalcedonér-hálózatok kialakulását eredményezte. Ugyan¬ akkor fontos figyelembe venni, hogy bár a két kovás jellegű hidrotermális képződmény ugyanahhoz a folyamathoz köt¬ hető, mégsem egyszerre képződtek, hanem a folyamat elté¬ rő szakaszaiban. A kovásodás a homokkő korai diagenezi¬ sekor játszódott le, míg a kalcedonerezet a már cementált homokkő törésrendszere mentén jött létre. A kovás cement létrejötte lehetővé tette a törések kialakulását, ahol meg¬ indulhatott az intenzív fluidumáramlás. A szerkezetföldtani adatok alapján ez az esemény a homokkő anyagának felhalmozódása után közvetlenül megindult és a késő- kiscelliben befejeződött. Erre nem csak szerkezetföldtani, hanem sztratigráfiai bizonyítékok is vannak (a fedő képződ¬ ményekben nincs nyoma kovásodásnak). A cementáción és a kalcedonerezeten kívül ez a folyamat pirít és kalkopirit kiválását is eredményezte. A kalcedonerekkel szingenetikus szulfidok, főleg a kalkopirit jelenléte a fluidum magmás kapcsolatára enged következtetni, a kalcedonerek mentén tapasztalható agyagásványosodás pedig az intenzív flui- dum-kőzet kölcsönhatás következtében alakult ki. A paleogén vulkanizmushoz köthető kőzetek az általunk vizsgált területhez legközelebbi felszíni előfordulásait a Velencei-hegység keleti felén találhatjuk, ahol a legújabb vizsgálatok alapján a hidrotermális események szintén az oligocénre (29-31 M év) tehetőek, illetve újabban a recski területen is oligocén korú (27-29 M év) hidrotermális ese¬ ményt azonosítottak a radiometrikus kormeghatározások (Molnár & Pécskay, szóbeli közlés). A Hárshegyi Ho¬ mokkő kovásodásának jellegei és kora valószínűsíti azt, 58 Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései hogy a Budai-hegység területét is érték napjainkra elfe¬ dett/nem ismert helyzetben levő, paleogén korú infúzi¬ ókhoz köthető hidrotermális események. A bariterezetet eredményező folyamat kora szerkezet¬ földtani adatok alapján kora- vagy középső-miocén, de a sztratigráfiai adatok ezt nem erősítik meg, mert baritos kiválásról a fedő üledékekben nincs információnk. Azt azonban biztosan állíthatjuk terepi észleléseink alapján, hogy ez az esemény fiatalabb, mint a kalcedonerezetet kialakító folyamat, mert a bariterek a kalcedonereket min¬ den esetben átvágják, vagy azok mentén reaktiválódott repedéseket töltenek ki. A baritban mért folyadékzár¬ ványok leggyakoribb homogenizációs hőmérséklete 170- 190 °C körüli. Olyan sekély eltemetődés esetén, ami a Hárs¬ hegyi Homokkő esetén fennállt, az ilyen magas képződési hőmérséklet nem magyarázható eltemetődés során bekö¬ vetkező felmelegedéssel, valószínűleg szükséges vala¬ milyen magmás ható. Mindezek alapján a baritkiválást eredményező folyamat leginkább a kora-miocén magma- tizmushoz köthető. A fluidzárvány-vizsgálatok alapján felállítható modell szerint egy magmás hő által felmele¬ gített mélyről érkező fluidum keveredett a sekélyebb mélységekben jelenlevő nagyobb sótartalmú rétegvízzel, amely folyamat baritkiválást eredményezett. A keveredés és baritkicsapódás során az anyaoldat fizikai-kémiai tulajdonságai folyamatosan változtak. A Máj dán-nyereg¬ ben ennek nyomait a fluidzárvány-adatokon kívül a külön¬ böző morfológiájú baritkristályok zónás megjelenése is mutatja. Az oldat legnagyobb mértékben változó fizikai paramétere a hőmérséklet, mely esetünkben 250 °C és 50 °C között ingadozott. Ez a jelenség nem egyedülálló a Budai-hegység hidrotermális oldatainál. Ugyanilyen tág homogenizációs hőmérséklet intervallummal jellemez¬ hetők a Budai-hegység több lelőhelyről származó barit-, valamint a Ferenc-hegyi-barlang kalcitkristályainak fluid¬ zárványai (Molnár & Gatter 1994, Nagy & Molnár 2006). Ezek a kiválások valószínűleg mind paleogén, illetve kora-neogén korúak. A Budai-hegység ekkori aktív tektonikája okozhatja a hidrotermális oldatok hirtelen, kis területen bekövetkező jelentős hőmérsékletingado¬ zását. Vizsgálataink nem adtak választ a korábbi kutatások által észlelt anomális As-Sb (akár 1000 ppm-es As és 100 ppm-es Sb) -koncentrációk eredetére. Az általunk vizsgált kőzetmintákban az alkalmazott módszerekkel ezeket az elemeket egy fázisban sem találtuk meg kimutatható mennyiségben. Felvethető az a lehetőség, hogy az As- és Sb- anomáliák másodlagosan, a kőzetben jelenlévő Fe-oxido- kon történő adszorpcióval alakultak ki. Az általunk vizsgált területeken korrelációt fedeztünk fel a kalcedonerek gyakorisága és a baritosodás mértéke között. Tehát, ahol a homokkő kalcedonerekkel sűrűn átjárt, ott a baritosodás mértéke is számottevő (pl. Köves-bérc, Máj dán-nyereg). Ez a szerkezetföldtani megfigyeléseink alapján arra vezethető vissza, hogy a bariterezés kialakulása részben az idősebb kalcedonerek felnyílásához is köthető. A hidrotermális képződmények eloszlása arra enged követ¬ keztetni, hogy a két esemény oldatainak feláramlása kisebb, egymást átfedő és felülíró centrumokban jelentkezett, tehát a Budai-vonal mentén sem volt egyenletes a hidrotermális tevékenység intenzitása. Köszönetnyilvánítás Köszönettel tartozunk elsősorban dr. Korpás Eászlóf- nak a földtani adatok felkutatásában és a terepbejárások során nyújtott segítségéért. Köszönjük Pekker Péternek az elektronmikroszkópos vizsgálatokban, vala min t Tóthné Király Juditnak a röntgen-pordiffrakciós vizsgálatokban nyújtott segítségét. Köszönet illeti továbbá Benkó Zsoltot, dr. Eeél-Őssy Szabolcsot, dr. Mindszenty Andreát, Péntek Attilát, Sasvári Ágostont és Tuba Györgyit hasznos ötleteikért és a gondolatébresztő beszélgetésekért. Irodalom — References Aja, S. U., Rosenberg, P. E. & Kittrick, J. A. 1991: Illite equilibria in Solutions: I. Phase relationships in the system K 2 0-Al 2 0 3 -Si0 2 -H 2 0 between 25 and 250 °C. — Geochimica et CosmochimicaActa 55/5, 1353-1364. Bada G., Fodor L., Székely B. & Tímár G. 1996: Tertiary brittle faulting and stress field evolution in the Gerecse Mountains, northern Hungary. - Tectonophysics 255, 269-289. Báldi T. & Nagymarosi A. 1976: A Hárshegyi Homokkő kovásodása és annak hidrotermális eredete. -FöldtaniKözlöny 106/3, 257-275. Báldi T., B.-Beke M., Horváth M., Kecskeméti T., Monostori M. & Nagymarosi A. 1976: A Hárshegyi Homokkő Formáció kora és képződési körülményei. — Földtani Közlöny 106/4, 353-386. Blount, C. W. 1977: Barite solubilities and thermodynamic quantities up to 300°C and 1400 bars. -American Mineralogist 62, 942-957. Brown, P. E. 1989: Flincor: A microcomputer program fór the reduction and investigation of fluid-inclusion data. —American Mineralogist 74, 1390-1393. Fodor F., Magyari A., Kázmér M. & Fogarasi A. 1992: Gravity-flow dominated sedimentation on the Buda slope — A sedimentary record of Continental escape of the Bakony Unit (SW-Hungary). — Geologische Rundschau 81, 695-716. Fodor F., Magyari Á., Fogarasi A. & Palotás K. 1994: Tercier szerkezetfejlődés és késő paleogén üledékképződés a Budai-hegységben. A Budai-vonal új értelmezése. — Földtani Közlöny 124/2, 129-305. Holland, H. D. 1967: Gangue minerals in Hydrothermal Deposits. — In: Barnes, H. F. (ed): Geochemistry of hydrothermal őre deposits. Holt, Rinehart and Winston, Inc., 425-436. Kaszanitzky F. 1956: Az alsóoligocén (hárshegyi) homokkő ásvány-kőzettani vizsgálata. — Földtani Közlöny 86, 244-256. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 59 Korpás L. 1981: A Dunántúli-középhegység oligocén-alsó-miocén képződményei. — MAFIÉvkönyv 64, 37-41. Korpás L. & Hofstra, A. H. (eds) 1999: Carlin gold in Hungary. — Geologica Hungarica 24, 131-331. Maklári L. 1940: Morfogenetikai vizsgálatok a magyarországi baritokon (doktori értekezés). —Palaestra Calasanctiana. A piaristák doktori értekezései az 1932. évtől 31, 41 p. Márton E. & Fodor L. 1995: Combination of paleomagnetic and stress data a case study írom North Hungary. — Tectonophysics 242, 99-114. Márton E. & Fodor L. 2003: Tertiary paleomagnetic results and structural analysis from the Transdanubian Rangé (Hungary): rotational disintegration of the Alcapa unit. — Tectonophysics 363, 201-224. Molnár F. & Gatter 1.1994: Comparative mineralogic-genetic studies of sedimentary and hydrothermal barite crystals from Hungary. - Földtani Közlöny 124/1, 43-57. Nagy S. & Molnár F. 2006: The hydrothermal mineral paragenesis of the Ferenc-hegy Cave (Buda Hüls, Hungary). — Acta Mineralogica-Petrographica, Abstract Series, 5, p. 81. Sawkins, F. J. 1966: Őre genesis in the north Pennine orefiled, in the light of fluid inclusion studies. —Economic Geology 61, 385-401. Singer, A. & Müller, G. 1983: Diagenesis in argilliseous sediments. — In: Farsen, G. & Chilingar, G. (eds): Diagenesis in sediments and sedimentary rocks. Elsevier Scientific Publishing Company 2, 115-212. Kézirat beérkezett: 2007. 05.08. 60 Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései 0,25 cm b uq a 1-2. Kalcedonerekkel sűrűn átjárt zóna apilisborosjenői Köves-bércen. 3. Érc-típusú baritkristályok (Majdán-nyereg). 4. Átmeneti kristályformájú baritkristályok (Majdán-nyereg). 5. Rombos-táblás baritkristályok (Majdán-nyereg). 6. kép: Vékony lemezes baritkristályok (Majdán-nyereg). 1-2. Strongly silicifledstockwork zone at Köves Hitt, Pilisborosjenő. 3. Barite chrystals from Majdán Saddle with „ore-type” morphology. 4. Barite chrystals from Majdán Saddle with transitional morphology. 5. Barite chrystals from Majdán Saddle with rhombic-tabular morphology. 6. Barite chrystals from Majdán Saddle with thin, bladed morphology. Table I I. tábla Qeolotiif.ali 138/1,61-83., Budapest, 2008 A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója Szepesi János 1 , Kozák Miklós 1 1 Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék H-4010 Debrecen, Egyetem tér 1. Palaeovolcanic reconstruction ofthe CserHill - Ó-Gönc rhyolitic rangé, Telkibánya, NW Tokaj Mts Abstract The textúrái and geochemical systemizing of domestic acid rock series based on common factors was nőt completed within the scope of the raw matériái exploration and mapping which took piacé in the 1970’s. The genetic scheme of acid lavas established during the geological investigation of the Tokaj Mts left many problems unsolved and the principal one of these is the genetic dismembering and interpretation of the perlite-rhyolite rock association. The latter oftenhas thicknesses which exceed 100 m. The explanation of the questions required a new volcanological model combining Hungárián and international scientific experiences. With the relief of this model, facies of the acidic bodies can be easily placed on the time scale of the eruptions due to their essential textúrái characters. The palaeovolcanic reconstruction becomes easier and more precise with the application of this method. One of our study areas is a hilly rangé on the right side of the Ósva Valley near Telkibánya in the NW part of the Tokaj-mountains. The diversity of acid lavas and rock facies have made this territory a classic study area and research has been carried out there fór a long time. The rocks were emplaced mostly after the explosion phase in the Sarmatian age (i.e. Szerencs Rhyolite Tuff Formation, Kishuta, Pálháza Member). The volcanic cycle tapped a small amount of residue melt and started with a lava flow system (Kőgát), followed by intensive dome activity (e.g. Cser Hill, Ó-Gönc, Ork Hills). The textúrái zonality of the bodies was formed as the resultants of the mechanical stresses during the emplacement, cooling rates, pressure relations and volatile content. Parts near the surface were chilled and became glass-like due to the fást cooling with the intensive vesiculation and brecciation of the edges. The textúrái variety of the rhyolites was formed by the higher temperature which caused devitrification and groundmass crystallization toward the insides. The morphological differences influenced the heat flux directions and thus subhorizontal textúrái zonality was formed at the base of the steep lava domes. The flattened flows had a subvertical arrangement. The original forms and distinct mechanical stability of the glassy and crystalline facies explain the present day morphology. Keywords:perlite, rhyolite, dome, lava flow, facies, genetic system Összefoglalás A hazai savanyú lávakőzet-sorozatok egységes szempontok alapján történő genetikai szöveti és geokémiai tagolása, értelmezett rendszerezése az 1970-es évek térképezési-nyersanyagkutatási munkái keretében nem vált teljessé. A savanyú vulkánitokra a Tokaji-hegység földtani térképezésekor kidolgozott genetikai rendszer több problémát nyitva hagyott, amelyek közül legfontosabb a gyakran 100 méter vastagságot meghaladó perlit-riolit kőzetasszociáció szövet¬ típusainak genetikus értelmezése. A kérdések tisztázása egy új, a hazai és a nemzetközi szakirodalmi ismereteket ötvöző vulkanológiai modell kialakítását igényelte. A modell segítségével a savanyú vulkáni testek fáciesei — alapvető szöveti jellegeik alapján — elhelyezhetők a kitörések időskáláján. Vizsgálataink egyik modellterülete a Tokaji-hegység ÉNyi részén, a telkibányai Ósva-völgyet É felől keretező hegysor. Fáciestani változatossága miatt e terület a szarmata korszak explóziós vulkáni szakaszát követő, döntően lávakőzeteket szolgáltató savanyú vulkánitok (Szerencsi Riolittufa Formáció Kishutái és Pálházai Tagozat) klasszikus, régóta vizsgált előfordulása. A kismennyiségű maradékolvadékot megcsapoló vulkáni ciklus egy riolit lávaárszerkezet létrejöttével indult (Kőgát), amelyet intenzív dómtevékenység (Cser-hegy, Ó-Gönc, Ork-hegyek) követett. A testeken belüli szöveti övezetesség a helyfoglaláshoz kapcsolódó mechanikai igénybevétel, a hűlési ráta, a nyomásviszonyok, és a könnyenilló tartalom eredőinek függvényében alakult ki. A testek felszínhez közeli részei a gyors lehűlés eredményekét üvegesen dermedtek meg, a peremek intenzív 62 Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója horzsásodása, breccsásodása mellett. A belső részek felé emelkedő hőmérséklet devitrifikációt, alapanyag krisztallizációt okozva hozta létre a riolit szöveti változatait. A hőkiáramlás irányait befolyásoló morfológiai különbségek miatt a meredek dómok bázis részein a szöveti zónák szubhorizontális, míg a lapultabb lávaárak esetében szubvertikális elrendeződése alakult ki. Az elsődleges formák, az üveges és kristályos fáciesek eltérő mechanikai szilárdsága a mai eróziós formakincset is értelmezhetővé teszik. Tárgyszavak: perlit, riolit, dóm, lávaár, fácies, genetikai rendszer Problémafelvetés, célkitűzések, adatforrások A savanyú lávakőzetekkel kapcsolatos kőzettani- fáciestani észlelések a XVIII. századig nyúlnak vissza (Fichtel 1791, Townson 1797, Esmark 1798). A Richthofen által 1861-ben nevesített átfogó „riolit” kőzet¬ kategória genetikai kérdéseinek (pl. perlitképződés) tisztᬠzására azonban a XX. második feléig várni kellett. A Tokaji-hegység földtani térképezésekor Pantó (1964) és Ilkeyné Perlaki (1964,1972a) által kialakított genetikai rendszer legfontosabb érdeme az addig már sok kutatót tévútra vezető obszidián-perlit-riolit asszociáció fő és átmeneti kőzettípusainak elkülönítése volt. A térképezés tapasztalatait összegezve azonban komplex vulkanológiai értelmezésre, a fácies-forma kapcsolatok tisztázására csak a kisebb testek esetében nyílt lehetőség. Az akár több 100 méter vastagságot meghaladó lávakőzet-sorozatok tagolása az addig napvilágot látott nemzetközi analógiák alapján nem valósulhatott meg. Az extruzív-effuzív savanyú vulkáni rendszer genetikai és fáciestani kérdéseit az USA Ny-i részén (Kalifornia, Oregon, Idaho) nagy tömegben jelentkező savanyú láva¬ kőzetek részletes terepi és fúrómagvizsgálatokon alapuló feldolgozása tudta egységesen értelmezett rendszerbe rendezni (Manley & Fink 1987, Fink [ed.] 1987 stb.). Ennek eredményei azonban, sajnos csak a legutolsó tokaji- hegységi perlit prognózist (Gyarmati 1981) követően láttak napvilágot. A savanyú lávakőzetekkel kapcsolatban végzett korábbi kutatásaink (Kozák 1979, Gyarmati et al. 1986, Szepesi et al. 1999) és a terepbejárások során a következő célkitűzések fogalmazódtak meg: 1. a korábbi kutatások fúrásdokumentációinak újra¬ feldolgozása, 2. a fáciesek és szöveti változatok nevezéktani, genetikai újraértékelése, 3. a helyfoglalási folyamatok tagolása, a szöveti változatok elhelyezése a kitörések relatív időskáláján, 4. paleovulkáni dóm és lávaár helyfoglalási modell megrajzolása, 5. a kiválasztott modellterület 200 métert meghaladó lávakőzet-sorozatának tér és időbeli tagolása. A telkibányai Ósva-patakot keretező vulkáni hegysor újravizsgálatát a testek és fáciesek változatossága (lávaár, összetett és monogenetikus dagadókúpok), a fő- és mellék¬ völgyek által biztosított eróziós feltártság, a nyersanyag- kutatás szolgáltatta mélyfúrási információk indokolták. A terepbejárások feladata az eredeti formák és főként a sze- gélyfáciesek erőteljes erodáltsága miatt azoknak a szöveti bélyegeknek az azonosítása volt, amelyek a testek szerkeze¬ tének és kapcsolatrendszerének rekonstrukcióját lehetővé teszik. A részletes mintavételezés eredményeként a szöveti vizsgálatokhoz mintegy 15 nagyméretű felületi és több mint 150 mikroszkópi vékonycsiszolat készült, ahol a szöveti irányítottság indokolta, ott egymásra merőleges, orientált metszeteket is vizsgáltunk. A földtani kort a Cser-hegy riolitjából e tanulmányhoz, a Debreceni Atommagkutató Intézetben készült K/Ar kormeghatározás tisztázta. A kőgáti területen a perlit nyersanyagkészleteinek megismerésére két felderítő kutatás is történt (Ilkeyné Per¬ laki 1972b, Gyarmati 1981). A kőzetváltozatok petrográ- fiai és geokémiai jellemzéséhez a kutatási zárójelentések leírásait és főelem-analíziseit (61 db) is felhasználtuk. A nyomelem- és ritkaföldfém-eloszlás összehasonlító elemzé¬ se irodalmi források (Downes et al. 1995, Rózsa et al. 2006) és tanulmányunkban publikált adatsorok alapján lett össze¬ állítva. Elemzéseink a Magyar Állami Földtani Intézet geokémiai laboratóriumában készültek. A főelemek ICP- AES, a nyomelemek és ritkaföldfémek ICP-MS módszerrel kerültek meghatározásra (Bartha & Bertalan 1997). Kutatástörténeti vázlat Telkibánya a Kárpát-medencei érchordozó neutrális és a fáciesgazdag savanyú vulkanizmus egyik klasszikus előfordulási területeként több mint két évszázada vonzza a hazai és külföldi kutatókat (Ficthtel 1791, Esmark 1798, Zipser 1817). Az észlelések zöme azonban nagyon sokáig csak a Kánya-hegy központú aranybányászati terület kőzetanyagára vonatkozott, míg a savanyú lávakőzetekkel kapcsolatban csak szórványos említések történtek. A XIX. század második fele a magmás petrográfia forradalmi időszaka volt, ekkor kezdődött meg a korábbi ismeretek rendszerezése. Ennek egyik legfontosabb állomásaként Richthofen (1861) ásványtani és kémiai vizsgálatok alapján létrehozta a riolit kőzetkategóriát. Szintézisének megalkotásakor egyik fontos kutatási területe volt Telkibánya környéke, ahol elkülönítette az alapvető riolit (fluidális, litoidos) és perlit (obszidiános, szferolitos) típusokat. A perlit keletkezését a korabeli „neptunista” felfogást képviselve a láva vízbeömlésével magyarázta. A terület első 1: 144 000 méretarányú földtani térképének elkészítése Wolf (1869) nevéhez fűződik. Szabó J. bányamérnök geológust, a riolitok első hazai kutatója szorosan kötődött a Hegyaljához és tágabb érte¬ lemben a Tokaji-hegységhez. Az obszidiánokkal kapcso¬ latban Telkibányán is végzett megfigyeléseket és a perlit Földtani Közlöny 138/1 (2008) 63 obszidiánból történő származása mellett foglalt állást (Szabó 1867), amelyet később kísérletekkel is igazoltak (Ross & Smith 1955). A Szabót követő petrográfiai leírások (Szádeczky 1886,1890, Vendl 1927) genetikai kérdéseket nem feszegettek, osztályozásaik alapját a csekély mennyi¬ ségű fenokristály-tartalom jelentette, melynek alapján ortoklász és plagiokász riolitokat különítettek el. A terület kőzetanyagának első monografikus leírása Liffa A. nevéhez fűződik, aki alapvető munkájában több mint 20 éves kutatásainak eredményeit foglalta össze (Liffa 1953a, b). Helyesen ismerte fel, hogy „a perlit a riolitláva fácieseként tódult a felszínre”, ám ezt a nagyon fontos megállapítást a későbbi kutatások nem vették figyelembe. A ciklus utolsó képviselőjeként Hermann (1952) foglalkozott a riolitok kőzettani és geokémiai jellemzésével. Aprólékos mikroszkópi vizsgálatokkal elkülönített, a devitrifikáció sokszínűségét tükröző riolittípusainak terepi lehatárolása azonban szinte lehetetlen feladat. Az 1960-as években a Tokaji-hegység földtani térképe¬ zésének és nyersanyagkutatásának megindulása új modell kialakítását tette szükségessé. A nemzetközi vulkanoló- giában ekkor csúcsosodó ignimbrit kérdéskörrel párhu¬ zamosan Pantó és Ilkeyné Perlaki ekkor alakították ki a láva-habláva-piroklasztikum ár fő kategóriákból álló genetikai rendszerüket. A láva (obszidián-perlit) és habláva (riolit) kategóriákat időtartalom alapján egyértelműen különválasztották, s a közöttük lévő szoros kapcsolatot nem tartották valószínűnek. Az ide vonatkozó korábbi meg¬ figyeléseket (Liffa 1953a, Varjú 1956) nem illesztették rendszerükbe. Eredményeik összefoglalását a Sátoralja¬ újhely 1:200 000 magyarázó (Pantó in Bóczán et al. 1966) és a Tokaji-hegység savanyú vulkanizmusát egészében felölelő monográfia tartalmazza (Ilkeyné Perlaki 1972a). Vizsgálati területünk kőzetváltozataira vonatkozó részletes észleléseket a Gönc és Nyíri 1:25 000 méretarányú földtani magyarázók és térképlapok közölnek (Ilkeyné Perlaki 1966, 1978). A Telkibánya környezetében (főként a Kőgát környékén) azonosított nagy mennyiségű perlit feltárására és készleteinek meghatározására két ciklusban folyt nyers¬ anyagkutatás (Ilkeyné Perlaki 1972b, Gyarmati 1981). Bár az orosz kísérleteken alapuló modellel (Volarovics 1944) a perlit haszonanyag eloszlásában rejlő törvény- szerűségek értelmezhetők voltak, a fáciesek és az eróziós formakincs kapcsolatának feltárásával adósak maradtak. A Csenkő-vízgyűjtő felépítésének és eróziós transzport folyamatainak vizsgálatakor (Kozák 1979) ezek a kérdések részben megfogalmazódtak, de megoldásukra akkor még nem nyűt lehetőség. A kutatások a Kurtabérci-patak mentén jelentkező opálváltozatokra is ráirányították a figyelmet és tisztázták a riolitváltozatokkal fennálló genetikai kapcsolatokat (Kozák 1979, Gyarmati et al. 1986). A hazai ásványlelőhelyeket feldolgozó sorozat keretében 1994-ben jelent meg a Telki¬ bányára vonatkozó földtani ismeretek monografikus össze¬ foglalása. Bár ez nagyobb részben a kánya-hegyi érces terület ásványtani-petrográfiai ismereteit tartalmazza, a riolitos terület kőzetföldtani viszonyait, az opál történetét, ásványtani vizsgálatának eredményeit is ismerteti (Kozák 1994, Papp 1994, Takács 1994). Szerkezeti viszonyok, földtani környezet A jelen munkában vizsgált riolit-perlit vulkáni vonulat Telkibányától DK-i irányban, a község fölött magasodó, tájképileg is jellegzetes Cser-hegytől az Ó-Göncig húzódó alacsony középhegységi erodált vulkáni hegysort öleli fel. A savanyú vulkanizmus termékei jóval nagyobb felszíni elterjedésben K-i irányban Pálházáig, DK felé Óhuta környékéig követhetők a felszínen (7. ábra). A kitörési centrumok némileg centrolabiális jelleggel a tágabb térség mezotektonikai szerkezetéhez, az alaphegy- ségi aljzat töréseihez igazodnak. E szerkezetfejlődés fő fázisai és tendenciái a közeli Bükk hegység és az Uppony-Szendrői paleozoos küszöb kiemelt alaphegységi tönkjein tanulmányozhatók legjobban. Az ottani mérések egyértelműen igazolják, hogy az északkelet-magyar¬ országi térség a késő-jurától a jelen időszakig alapvetően két fő, egymásra közel merőleges kompressziós hatásnak volt kitéve. Ezek részben ismétlődtek, részben térben és időben átfedték egymást (Kozák et al. 2001). Ugyanakkor a két fő térrövidülési irány (ÉK-i, ÉNy-i) azonos orientációja, fejlett haránttörései és diagonális törésrajai meghatározták a köpenyig felhasadozott kéreg magma- felnyomulási irányait. A kettő közül az ÉK-i vergenciájú tekinthető elsődlegesnek és korábban lecsengő hatásúnak az ÉNy-ival szemben. A Tokaji-hegység esetében a kétféle kompresszió erőteljes kiemelkedést és kétirányú gyűrődést eredményezhetett, a mezozoos rétegsor csaknem teljes lepusztulását idézve elő. A későbbiekben, feltehetően a miocén során a két erő megújult eredőjeként északias vergenciájú kompresszió érvényesült, melynek É-D-i haránttörései és konjugált litoklázisai a Tokaji-hegység aljzatában is érzékelhetők. A badeni korszak elején egy 100 km hosszú, ÉÉK- DDNy-i csapású vulkano-tektonikus süllyedékben kezdő¬ dött meg a ma szlovákiai Eperjes-Szalánci-hegységgel földtani egységet alkotó Tokaji-hegység réteg vulkáni komplexumának kialakulása. A vonulatnak a Belső-Kár- páti-öv tagjaihoz hasonló markáns bimodalitása mellett egyediségét az andezites és a riolitos termékek közel azonos arányú megjelenése adja. A működés az általános medencefejlődési tendenciáknak megfelelően szubmarin környezetben indult, majd a vulkáni anyag mennyiségének növekedésével a szárazföldi térszín fokozatos dominánssá válását idézte elő. Az andezites-dácitos centrumok mellett (Baskó- Regéc, Vágáshuta-Fekete-hegy), tufaárakat, pliniuszi kitö¬ réseket szolgáltató savanyú vulkáni központok működtek (Telkibánya-Pálháza, Erdőbénye-Erdőhorváti, Abaúj- szántó-Szerencs-Bodrogkeresztúr). A sekélyszintű mag¬ makamrák fejlődési tendenciáinak megfelelően (Colé et al. 2005) a nagy vastagságú tufahorizontok kialakulását a kitörési energia csökkenésével, változó intenzitású, int- 64 Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 1. ábra. A vizsgálati terület egyszerűsített földtani térképe és tágabb környezetének helyszínrajza. Készült a Gönc és Nyíri M = 1:25 000, valamint a kőgáti (Ilkeyné Perlaki 1972b) és a tokaji-hegységi perlit prognózis (Gyarmati 1981) M = 1:1000 és 1:5000 földtani térképlapok felhasználásával Feküképződmények (szarmata): 1 - Piroxénandezit (Baskói Andezit Formáció), 2 - Savanyú piroklasztikumok (áthalmo¬ zott, hullott és ártufák), 3 - Agyag (Szerencsi Riolittufa Formáció, Kékedi Tagozat, Fűzérkomlósi Tagozat), Savanyú láva¬ kőzetek (szarmata-pannóniai, Szerencsi Riolittufa Formáció Kishutái Riolit és Pálházai Perlit Tagozat): 4 - Riolit (szürke fluidális és vörös), 5 - Perlit (gyöngyköves, obszidián jellegű), 6 - Szferolitos perlit, 7 - Perlitbreccsa, 8 - Florzsaköves perlit Figure 1. Geological map of the study area with the layout of the surroundings (Based on Gönc and Nyíri M = 1:25 000 and M = 1:1000, 1:5000 geological maps of Telkibánya-Kőgát (Ilkeyné Perlaki 1972 b and Tokaj Mts ( Gyarmati 1981) perlite predictions Bedrocks (Sarmatian): 1 -Andesite (Baskó Andesite Formádon) 2 —Acidpyroclastics(reworked, ash fali tuffs and ignimbrites, 3 - Clay (Szerencs Rhyolite Tuff Formádon, Kéked, Füzérkomlós Secdons), Acid lavas (Sarmatian-Pannonian, Szerencs Rhyolite TuffFormation, Kishuta Rhyolite and Pálháza Perlite Members), 4-Rhyolite (greyfluidal and red), 5 - Perlite (obsidian-like, grey perlite), 6—Spheruliticperlite, 7—Perlite breccia, 8 - Pumiceous perlite ruzív-extruzív jellegű dóm és lávaár tevékenység követte. E ciklusokból a hegység fejlődéstörténete folyamán 3 zajlott le (badeni, szarmata, szarmata-pannóniai). A szarmata ciklus („felső-riolittufa”, Szerencsi Riolittufa Formáció Pálházai és Kishutái Riolit Tagozata, Kozák & Püspöki 1999, Gyalog & Budai 2004) legnagyobb területi kiterjedését és intenzitásmaximumát a Tokaji-hegység északi riolitterületén érte el, Szádeczky (1886) szavaival „Magyarország legnagyobb riolitmasszáját” hozva létre. A Gönctől Pálházáig húzódó terület a vulkanizmus őskörnyezeti viszonyai és az explo- zív-extruzív működés arányának jelentős eltérései alapján terüle¬ tileg kisebb egységekre tagolható (Szepesi 2004). így jelen vizsgálati körzetünk a gönci Nagy-patak és a Sényő-völgy közötti lávakőzet do¬ minanciával jellemezhető Gönc- Telkibányai-egység része (7. ábra). Az Ósva-patak vízgyűjtőterü¬ letének felszínét mintegy 20%-ban felépítő perlit- és riolitváltozatok fe- küjét a szarmata első felében kiújuló explozív vulkanizmus hullott és se¬ kélytengeri körülmények között át¬ halmozott, gyakran üledékekkel ke¬ veredő agyagos-tufitos változatai képviselik ( Szerencsi Riolittufa For¬ máció Kékedi Tagozata ). A tufaso¬ rozat kialakulása vulkanotektonikus beszakadásokat idézett elő, melynek következményeként a telkibányai pincesoron még felszínen lévő összlet K-DK felé változó mély¬ ségbe került. Míg a Kis-Ork-hegy K- i oldalán mélyült Telkibánya Tb-3 fúrás máshol nem észlelt, kiemelt helyzetben 420 méter tszf. magas¬ ságban harántolta, az Ósva patak völgytalpán (313 m tszf.-tői) mé¬ lyített 100 méteres Tb-5 fúrás nem érte el és talpig fluidális riolitban haladt ( 6., 7. ábra). Területünktől D- re, a gönci Nagy-patak völgyében mélyült Tb-7-es fúrás 276 méter tszf. magasságban ért el egy összesült riolit ártufaszintet. Ezek alapján a kutatási terület 20 km 2 -es környe¬ zetében egy mozaikosan, 200 métert is meghaladó szintkülönbségekkel tagolt, egyenetlen aljzatú, D-DK-i lejtésirányú szarmata paleovulkáni térszín rajzolható meg. A kutatásunk tárgyát képező lávakőzetek ( Szerencsi Riolittufa Formáció Pálházai, Kishutái Riolit Tagozat) a Cser-hegy riolitjának K/Ar korvizsgálata alapján 11,77+0,33 millió évvel ezelőtt, már szárazföldi környezetben kezdték meg helyfoglalᬠsukat. Az olvadékok felszínre kerülése az aljzat töréseihez és az ártufa szolgáltatási központok beszakadási irányaihoz igazodott (egy ilyen központot Telkibánya ÉNy-i részén azonosítottak Horváth & Zelenka 1994). A vizsgált vo¬ nulat csapásiránya az ÉNy-DK és az erre merőleges lefu¬ tású törésrendszer dominanciáját támasztja alá. A savanyú vulkáni ciklus explozív és a lávakőzeteket szolgáltató extruzív ritmusával térben és időben össze- Földtani Közlöny 138/1 (2008) 65 fogazódva, több fázisban intermedier magmafelnyomulás történt. A vizsgálati területtől északra kálimetaszoma- tózist szenvedett andezittestek találhatók (Baskói Andezit Formáció, Telkibányai Kálimetaszomatit Tagozat). Az Ósva-patak DNy-i vízválasztó vonulatának tetőrégióját, a riolit erodált felszínére települve a Tokaji-hegység utolsó intermedier ciklusát képviselő savanyú, lemezes piroxén- andezit centrolabiális centrumokhoz köthető lávaárron- csai építik fel („tetőandezit” Amadévári Andezit For¬ máció). A vulkánitok Telkibánya környéki bimodális kifej¬ lődése több eltérő mélységben kialakult, változóan diffe¬ renciált és kontaminált anyagú másodlagos-harmadlagos magmakamra közel egyidejű létezését valószínűsíti. Ezek orientált hőkiáramlása, felfűtő, elemeket és pórusfolya¬ dékokat remobilizáló hatása okozhatta a terület főként É-i részének káliumban gazdag, kovás, néhol érces oldatok által létrehozott elemdúsulásait (K-metaszomatózis, hidrotermás ércesedés, É-D-i csapású szubvertikális dőlésű kovás és limonitos telérek, agyagosodás, hidro- és limnokvarcit-képződés). A savanyú vulkáni testek rekonstrukciójának módszertani kérdései A vulkáni testek típusai, helyfoglalási modellek A savanyú lávák helyfoglalásakor kialakuló fácies- sorend első teljes leírását Tolcsva környezetének térké¬ pezésekor Varjú (1954) készítette el. A hegység más terüle¬ teire kiterjesztett hasonló rekonstrukció a térképezési, nyersanyag-kutatási célkitűzések mellett háttérbe szorult. Csillag & Zelenka (1999) közeltmúltban megjelent modellszerű közelítése a helyfoglalási környezetek átfogó ismertetését nyújtja, de a korábbi kutatási anyagok megállapításainak átvétele mellett részletes folyamat- elemzéssel nem foglalkoztak. A savanyú vulkáni testeknek két fő típusa ismert a dóm és a lávaár (a lávatű a geológiai időskálán rövid életű képződmény). Az olvadékok két különböző jellegű hely- foglalása döntően az olvadék mennyisége és a paleovulkáni térszín morfológiai adottságainak a függvényében választ¬ ható szét. A vulkáni dómok esetében a kisebb tömeg és az enyhe lejtőszög nem tesz lehetővé nagy mértékű mozgást, az olvadék dagadókúpot képezve a kürtő közelében halmozódik fel. A lávaárak esetében a lejtőszög növekedése a felszínre került olvadék kürtőtől való folyamatos eltávolodását segíti, amelynél így az anyag laterális szétterjedése dominál (Fink & Manley 1987). A dómok növekedése összetett folyamat. Ha az olvadék a test belső részén típusos dagadókúp jelleggel akkumulálódik, akkor endogén (9. ábra), ha a felszínt elérve kisebb lávalebeny formájában szétterül, akkor exogén növekedésről beszél¬ hetünk. Az egy rövidebb ciklus alatt létrejött kisebb testek az ún. monogenetikus dagadókúpok. A szakaszos működés, az endogén és exogén ciklusok váltakozása nagyobb méretű, összetett testeket eredményez, ami a fáciestani rekonstruk¬ ciókat jelentősen megnehezítheti (pl. Erdőbénye-Tolcsva, Pálháza). Afáciesek genetikai értelmezése Az elmúlt 30 évben hazai elméleti kutatások hiányában szükségessé vált nemzetközi kutatások (amerikai, új- zélandi, ausztrál, és örmény) eredményeinek össze¬ hasonlító feldolgozása. Ez főként egyes jelenségek kiváltó okainak (pl. horzsásodás, mikroexplóziók), hatásmecha¬ nizmusainak átértékelését (devitrifikáció,) nevezéktani és genetikai (breccsásodás) egységesítését jelentette. Az I. táblázat az olvadék kialakulásától a posztgenetikus folyamatokig tartalmazza az egyes jelenségek aktivitási intervallumait. A savanyú lávafáciesek kialakulásában a hőmérséklet (hűlési ráta) vezérlő szerepe mellett a mechanikai igénybevétel, az illótartalom, és a nyomás¬ változás lesznek a legfontosabb vezérlő tényezők. Ezek a testen belül elfoglalt térbeli pozíció és a kitörés relatív időrendjének megfelelően juthatnak vezető szerephez és hoznak létre egyedi tulajdonságokkal rendelkező szöveti zónákat-fácieseket. A savanyú extrúziók sokváltozós rendszere két elsőd¬ leges fáciestípust hoz létre. A testek leggyorsabban lehűlő szegélyei üvegesen dermednek meg (obszidián), míg az instabil üveg szerkezeti átalakulását előidéző üveg- telenedés (devitrifikáció) és alapanyag-krisztallizáció hoz¬ za létre a riolit kőzetcsoportot. Az üveg-riolit arányokat a felszínközeli vagy felszíni kifejlődés határozza meg. A legkisebb hűlési ráta a kürtő közelében mérhető. A lefojtott környezetben, a nagyobb hőtartalék okozta lassú hűlés miatt a keskeny kontaktzónák kivételével szinte az egész anyag devitrifikálódik, a létrejövő riolit aránya a 90%-ot is meghaladhatja. Felszíni körülmények között gyorsabb hűlés miatt az üveg-riolit megoszlás a test méretétől függően tág határok között változhat. Kisebb dómok akár teljesen üvegesek is lehetnek, a méret növekedése a riolitos „mag” arányának növekedéséhez vezet. A lávaárak esetében vastagságtól függően a nagyobb hőmérsékletű, intenzív devitrifikációt szenvedett belső részletek aránya 8-70% között ingadozik (Manley & Fink 1987, Orth & Mcphie 2003). A fáciesek elrendeződése a hűlés irányára alapvetően merőleges, ami a testek morfológiai különbségei miatt eltéréseket mutat. A lapultabb morfológiájú lávaáraknál a fekü lefutásával párhuzamos, vertikális kőzetsorozat alakul ki ( 6., 8. ábra), szemben a dómoknál (főként a bázisrésze¬ ken) a kürtő köré koncentrikusan rendeződő szubhorizon- tális övezetességgel (9., 10. ábra). az adott jelenség intenzitását jelölik) 66 Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója (jjbliüz LtdAüzs) j3sap£i| II %\Ű pl| líll íré mii £ =■=. -tS I Földtani Közlöny 138/1 (2008) 67 A vizsgálati terület kőzetfáciesei feltüntettük, a testeken belüli elhelyezkedésüket, szerkezeti, szöveti tulajdonságaikat. A létrehozó domináns folyamat Az //-///. táblázatokban szereplő kőzettípusok ismerte- rövid összegzése mellett az értelmezés irodalmi tése a testek hűlési viszonyainak függvényében a külső hivatkozásait is szerepelnek, övéktől befelé halad. Az egyes fáciesövek esetében II. táblázat. A telkibányai perlitfáciesek genetikai-szöveti jellemzése Table II. Genetic-textural characterization of perlite facies zones at Telkibánya Szöveti zóna Helyzet Létrehozó folyamat Szín. szerkezet Szöveti jellemzők Előfordulás Irodalom Perlitek Horzsás periit (I. 1. tábla) Dóm és lávaár szegély A láva maradék illótartalma a külső zónákban akkumulálódik és a felszín felé migrálva gáz¬ áramlási csatornákat hoz létre Szürke, rózsaszín, változó mér¬ tékben oxidált üveges, fluidális alapanyag, gyenge egyenetlen fejlettségű perlit-es szerkezettel A gázáramlás horzsa csövei 10- 100 pm átmérővel. A hor- zsásodott alapanyag aránya 540 térP/o közötti Kőgáti nyersanyag kutató fúrások, Cser-hegy üveges szegélyei (ÉK, DNy). Ilkeyné Perlaki 1964, Pantó 1966, Fink £ Manley 1981 Kontakt íám- brecesa (1 1 tábla) Dómok szegélye lávaárak bázisa Az olvadékmozgás (dómoknál endogén, exogén növekedés) és a gyors hülés a test szegélyeken mechanikai aprózódást okoz Szürke szögletes blokkok (30- 60 cm) világos színű finom törmelékes (cm-mm) mátrix¬ ban Változó mértékben horzsásodott alapanyag, a kontaktustól távo¬ lodva a tömör üveg arányának fokozatos növekedésével. A kon¬ taktus közelében a mátrix limo- nitosan, agyagosán bontott Templomdomb K-i DK-i szegélye, Tb-11 fúrás 73,5-83,9 m Richthofen 1860, Szádeczky 1886, Ilkeyné Perlaki 1972 a Blokk láva (falus l. 1. tábla) Szubareális dóm és lávaárfélszín A kis extrúziós sebesség, a nagy viszkozitás és a gyors hülés a lávaárszegélyeken intenzív blok¬ kos fragmen-tációt eredményez Szürke-rózsaszín, blokkok, (0 <0,5 m, ritkán 0 >0,5 m) finomabb törmelékes (-inni- cm,), változó mértékben perli¬ tes mátrixban A felszínhez közel dominál a horzsás alapanyag, a belső részek felé egyre tömöttebb, üveges szerkezettel Kőgáti nyersanyag- kutató fúrások leg¬ felső szakaszai (.-'tt; 20 m) Richthofen 1860, ÍLKEWÉ Perlaki 1972a, b Mikro-explóziós breccsa (kemény perlit-breccsa) Mozgó lávaár húzásos felszíni szakaszai Csökkent viszkozitású, illóak- kumulációs zónák olvadékmoz¬ gás kiváltotta húzófeszültség alá kerülése autobreccsás mikroexpló- ziókhoz vezet Szürke-fekete perlites szerke¬ zetű, ép üvegfoltok a tufa- szerűen fragmentálódott vörö¬ ses mátrixban Az oxidálódott, vörös, horzsás mátrixba (10%, középső átmeneti öv). 3. A riolitos fácies uralkodóvá válása (riolit/perlit >50%, belső átmeneti öv). 4. Kovásodott fészkek, övék (vörös riolit) megjelenése. A horzsásodás alsó határának meghúzását a mikro- explóziós breccsatömegek (vörös-fekete perlitbreccsa) nehezítették. Az explóziók bekövetkezése a mélyebb (ob- szidián) szintek anyagát is felszakította. A létrejött keverék¬ kőzet lencseszerűen ékelődik a horzsásodott és a tömör perlitváltozatok közé, mindkettő anyagát tartalmazva. A riolitfáciest a nemzetközi szakirodalom nem tagolja tovább. A fúrás rétegsorokban és feltárásokban a hazai kő¬ zettani munkák által (Pálffy 1915, Borbély 1922, Kozák 1979) hagyományosan elkülönített, vörös riolitként definiált zóna is azonosításra került. Kialakulása azonban nem elsődleges folyamat, hanem a szferolitos perlitet meghatározott mélységben és csapásban ért kovásodás eredménye. A hossz- és keresztszelvények által kirajzolódó szubver¬ tikális fáciestani övezetesség (7. ábra) megfelelt a savanyú lávaárak jellegváltozásainak (hőmérséklet, nyomás és könnyenilló tartalom). Az üveges fáciesek (perlitváltoza¬ tok) kiugróan nagy aránya a felszíni (és a szubmarin) kifejlődés elsődleges indikátora (Orth & Mcphie 2003). Ez 54-103 méter közötti értékekkel még a jelenlegi erodált formában is általánosan meghaladja a test becsült méretének 30%-át, (7. ábra). Eredeti állapotban általᬠnosan 50% fölötti érték valószí¬ nűsíthető, ami a gyorsabban hűlő peremi részletek felé még jobban eltolódhatott az üveg javára. A hegység D-i riolitterületein az ero¬ dált lávaárak bázisöveinek jelen¬ ségei feltárásokban tanulmányoz¬ hatók (Tokaj-Lebuj, Abaújszántó- Sátor-hegy Szepesi et al. 1999, Szepesi 2007). Ezek vizsgálata és a Tb-11 mélyebb szintjein (73,5- 83,9 m) feltárt riolitos horzsakő- breccsa és a Tb-5 fúrásban perlittel váltakozó riolitrétegei alapján megállapítható, hogy a lávaár egy korábbi lávaciklus változó mérték¬ ben erodált felszínére települ. Az alsó kontakt zóna folyamatainak pontosabb értelmezését a fúrási ré¬ tegsorok részletes makroszkópos újravizsgálata tudta volna tisztáz¬ ni. A minták sajnos a magraktárak racionalizálásakor megsemmisül¬ tek A fáciesövek DK-DDK felé követhető emelkedése a hasadék- 2 . 3. Tb-11* 4. 6 . 6. ábra. A Telkibánya-kőgáti perlitkutató fúrásokon keresztül szerkesztett szelvények helyszínrajza 1 - Intenzív kovásodás, 2 - Ismert opál előfordulások (Kurtabérci-völgy), 3 - Nyersanyag kutató fúrások, 4 - Dőlésadatok, 5 - A láva valószínű mozgás irányai, 6 - A hasadékkürtő és környezete, 7 - Lávadómok határvonala (M = 1:10 000 térképlap felhasználásával) Figure 6. The layout of the constructedprofiles through perlite boreholes at Telkibánya Kőgát 1 - Intensive silicification, 2 - Known opal occurrences (Kurtabérc Valley), 3 - Boreholes, 4 - Dipping data, 5 - Presumable lava flow directions, 6 — The flssure vént and its environs, 7 - Lava dome boundary (based onM= 1:10 000 topographic map) Földtani Közlöny 138/1 (2008) 73 1. szelvény A olvadék mozgása Lávafolyás Eredetileg kiemelt hasadékzóna Tb~22 1 [ | Horzsaköves periit D Tömött parii (változatok iobSE. jeli., ayingyköves; Szferol itos periit BSfij Breccsásodás g 03 O Szürke fluidális (A -g £ riolit 'ffi Sra pjf i Vörös riolit _l o f o Ű£ — — A horzsásodás alsó hatóra _A szferol Itos devIfrlFIkáoló mejelenése _ A riolitos fázis uralkodóvá válása — — — A vörös riolitos szint megjelenése {kovésodás} 7. ábra. A kőgáti nyersanyag kutatási terület fúrás rétegsoraiból szerkesztett vulkán rekonstrukciós szelvények az azonos fáciesövek korrelációs határvonalaival. A szelvények viszonyítási alapszintjeit a legmagasabb helyzetű fúrás tengerszint feletti magassága jelentette. Az üveges fáciesek alsó határát a riolitos fázis uralkodóvá válása jelölte ki, a vastagságadatok a fúrásokban e határvonalig mérhető üvegarányra vonatkoznak Figure 1. Lenght and cross section volcano reconstruction profiles of the Kőgát raw materiül exploring site with correlation lines of the identical facies. The comparison base levet of the profües was highest positioned drill-hole. The boundary of the glassy facies is pointed out by the predominating of the rhyolitic phase. The thickness data refer to the measurable glass proportion until this boundary line kürtő kiemeltebb helyzetét és ilyen irányú elvégződését jelöli ki. Ebben az irányban az üveges fáciesek aránya több mint 15%-kal csökken (7. ábra). Ez a nagyobb reliefenergiával rendelkező kürtőrégió intenzívebb eró¬ ziójára utal (ő., 7., 8. ábra), amit a feküképződmények (áthalmozott riolittufa és ártufa) magas térszíni jelenléte is alátámaszt ( 16. ábra, Kis-Ork-hegy, Tb-3 fúrás). A szerkezeti-szöveti elemek (fluidalitás, padosság) lefutásában tapasztalható irányváltások a forma további tagolását tették lehetővé. A Tb-5, -21, -22, -23 fúrások 74 Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója rétegsoraiban, valamint a Kutyaszorító környezetében kipreparálódott kovásodott perlitmonolitokon általánosan szubvertikális fluidalitás és lávapadosság jelentkezett, az oszlopos elválás átmetsző lefutási vonalaival (III. tábla). A kis lejtőszög miatt a hasadékból kilépő lávaanyag nem volt képes nagymértékű mozgásra, az olvadék itt még legyezőszerűen szétterülve halmozódott fel (8. ábra). E zónától távolodva a „befagyott” mozgásirányokat őrző fluidalitás szöge fokozatosan csökkent. A szétterülő lávaár középső részén, a vulkáni lejtő dőlésszögével növekvő húzófeszültség miatt a fluidalitás általánosan 5-45° közötti értéket vett fel (6., 8. ábra). A lávaár hosszúságának becslését több tényező is nehe¬ zíti. A lávaár elvégződése nem tárul fel, mert a vizsgálati területünktől Ny-ra a lávalebenyek változó mértékben erodált peremeire további riolitos (Borinzás, Bíró-hegy), majd később andezites fedőképződmények települtek. Észak felé a kiemeltebb helyzet miatti nagyobb eróziós veszteség jelent problémát. A közepes méretű szubareális lávalebenyek hosszúsága az USA Ny-i részéről származó előfordulások leírásai alapján 1,5-5 km, a terület 0,1-4 km 2 (Manley & Fink 1987, Orth & Mcphie 2003), ami egyezik a tokaji-hegységi adatokkal. A külső fáciesövek kifejlődésében a mechanikai igény- bevétel, a hűlési folyamatok és a könnyenillók vándorlása játszották a fő szerepet. A mozgás közben kialakuló mikrorepedés-hálózat intenzív illó vándorlás lehetőségét te¬ remtette meg. A kis litosztatikai nyomáskörülmények között erősödő vezikulációt az olvadékmozgás segítette buborék egyesülés tette hatékonyabbá, a horzsacső-nyalábok aránya néhol a 40%-t is elérhette. A lávaárfelszín horzsásodott anyaga a hűlés és mozgás okozta mechanikai igénybevételre intenzív breccsásodással válaszolt, ami a peremek felé egyre kifejezettebbé vált. A Tb-18, -19 fúrások esetében a breccsaöv már több 10 méter mélységig lehúzódik. A Tb-19 fúrásban a blokkméret eléri az 1 méteres nagyságrendet, amelyre az extrúzió záró periódusában az intenzívebb hűlés és mérséklődő olvadék-utánpótlás által kiváltott blokkos fragmentáció ad magyarázatot (Anderson et al. 1998). A felszín felé migráló illők az olvadék előrehaladásával ki¬ alakult redők kupolarészén gázzsákokat képezve akkumu¬ lálódtak (8., 9. ábra). A hasadéktól távolodó, mozgás által kiváltott húzóerők hatása alatt lévő olvadékban a gázzsákok diapirikus felemelkedésével mikroexplóziók oldódtak ki (vörös-fekete perlitbreccsa). A felszín felé kürtővel kapcso¬ lódó anyag lencseszerűen húzódott az épen maradt horzsa- köves részek alá (9. ábra) A lávaár mélyebb részei felé haladva a litosztatikai nyomás növekedésével fokozatosan megszűnt a horzsáso- dás lehetősége (középső átmeneti öv) és tömöttebb üveges változatok jelentkeznek, amelyek a keresztszelvények alapján az Ósva-völgy irányában, DNy felé vastagszanak ki (7-8. ábra, Tb-24, -25 fúrás). A lávaárszerkezetek hűlési profilját megvizsgálva nagymértékű aszimmetria állapítható meg. A hőközpont nem a test mértani középrégiójában, hanem ettől mélyebben helyezkedett el. A belső zónák felé továbbhaladva a hűlési ráta csökkenésével devitrifikáció és alapanyag-krisztalli- záció indult meg. Ez kezdetben csak egyes sávokra kon¬ centrálódott (riolitos perlit), majd fokozatosan az anyag nagy részére kiterjedt (riolit). A szferolitos-felzites zónák kialakulása már az olvadékmozgás fokozatos megszű¬ néséhez köthető (/. táblázat). A csökkenő plaszticitású mikrokristályos öveket a extrúzió befejező fázisában még érték mozgásból származó erőhatások, amelyek a húzó¬ nyomó erőátmeneteknél kis mértékű, lokális breccsásodást okoztak (belső riolitbreccsák). A lávamozgás megszűnését követően, a megszilárdulás végső stádiumában még intenzív mineralizációs folyamatok zajlottak, amelyek a litofízákban (cm-dm) gazdag, oldat¬ mozgás szempontjából legátjárhatóbb riolitos perlit kőzet¬ típust érintették. A gőzfázis kondenzációjával a már kon¬ szolidálódott üregfalakon tridimit vált ki. A krisztallizáció utolsó fázisaként a litofízákat változó Si0 2 koncentrációjú Lávafolyás alsó zóna lejtöszög: csökkenése, kompresszió Nincs feltárva (az Úsva-vöigy DNy-i oldalén fedett helyzetben Lávafolyás középső zóna lejtüszög növekedése, intenzív húzóerők Ósva vötgytalp, Kogát. Tb-11-15,-18-20 r 24-25 fúrások Kürtő és környezete extrúzÍD. kompresszió, legyezőszerűen széthajlű foliécíó Kutyaszorító, Tb-21-23 fúrás 1. A mai 400 m-es tetőszint 1Q0m 500 m 8. ábra. Egy savanyú lávaár szerkezete és fáciesövei. Cas & Wright 1987, Bonnichsen & Kaufmann 1987 alapján módosítva, a fáciesövek jelkulcsa megegyezik í 7. ábráéval. A szürke árnyalat halványodása a olvadék hűlését jelzi 1 - Fluidalitás lefutási vonalai, 2 - Oszloposság Figure 8. Structure and, facies belts of an acidic lava flow. Based and modified on Cas & Wright 1987, Bonnichsen & Kaufmann 1987. The legend of the facies zones is same with Figure 7. The melt cooling is indicated by the fading ofgrey colour 1 - Fluidality lines, 2 - Columnar joints Földtani Közlöny 138/1 (2008) 75 2. Lávarado, mikroexplózió A íávaár mozgásiránya vörös-fekete pariit breccse 1. Intenzív, hülés. blokkláva szürke pertitbreccsa (horzsás) 4. Növekvő nyomás, horzsásodás 0 tömött períitváttozatok 3. Horzsásodás °b S 7.m gyöngyi horzsaköves perlit 50- 100 m—I 9. Fekü áthalmozott ríoiittufa hullott riolittufa, ríolit 5. Emelkedő hőmérséklet meginduló devitrifikáció riolitsávos pariit 6. Hőközpont, devitrifikáció, alapanyag krisztallizáció fluidális riolit 7. Csökkenő hőmérséklet perlit 8. Intenzív hülés, kontakt lávabreccsa periitbreccsa 9. ábra. Egy lávafolyás középső zónájának fáclesövei és folyamatai Figure 9. Processes andfacies belts of the middle zone of an acidic lám flow oldatok többnyire amorf, ritkábban kriptokirstályos kivᬠlásai töltötték ki. A Kurtabérci-völgy változatos opál előfor¬ dulásai (nemes, tűz, viasz, tej), a Kutyaszorító és a fúrások riolitos perlitfáciesének intenzíven kovásodott, „vörös riolit” -fészkei, -rétegei egy ÉÉNy-DDNy csapásé, mintegy 300 méter szélességben és km hosszúságban követhető zónát jelölnek ki ( 6 . ábra). Ez megfelel az olvadékot megcsapoló és a kovásodás és opálosodás pályáit is kijelölő forrás hasadék rendszer lefutási vonalának. A Templomdomb—Cser-hegy összetett dagadókúp együttes A cser-hegyi extruzív dóm a riolitváltozatok egyik „locus classicus”-aként ismert (Pantó 1966). Az elsődleges forma jelentős eróziót szenvedett. Szálkőzet kibúvások csak a csúcson, valamint az Ósvára és Vörös-patak völgyére ereszkedő lejtőoldalak mentén találhatók. Az oldalakat szᬠmos helyen sűrű lejtőtörmelék fedi, amely a fő és oldal csúcsok környezetében a kőtenger méretig feldurvulhat. A Vörös-pataktól kelet felé haladva az üveges szegélyek és a centrális riolitos zónák váltakozása többszakaszú helyfogla¬ lásra, több közel azonos időben létrejött testre utal. A völgytalpak menti bázis részek (Templomdomb, Kos¬ suth utca) a tufával közvetlenül érintkezve, nagyrészt abba ágyazódó szegéllyel rekedtek meg. A hideg tufa és az olvadék érintkezésén a hűlési ráta változásának függvényében jellegzetes szöveti övezetesség alakult ki (10., 11. ábra), amelyhez hasonlót Varjú (1954) írt le a tolcsvai Tér-hegyről. A dómon belül a fáciesek a forma és a helyfoglalás törvényszerűségeinek megfelelően a lávaárakkal ellentétben szubhorizontálisan követik egymást. Az olvadék felszín¬ közeli, endogén jellegéből adódóan a feszültség a test belsejében akkumulálódott, állandó nyomás alatt tartotta a már dermedő külső zónákat. Az erőhatások egyenetlenségét a közvetlen kontaktuson létrejött üveges szegélyfáciesek változó mértékű fragmentációja jelzi. Az olvadékmozgás irányában összegződő erőhatások legintenzívebben a Temp¬ lomdomb K-i részét érintettek, ahol a kontakt breccsaöv vastagsága meghaladja a 100 métert, és a horzsásodás övén kívül a tömöttebb változatokat is (perlit, riolitos perlit) érintette. A helyfoglalás szakaszosságának bizonyítékai a Kossuth utcai védett feltárás, kipreparálódott, vertikális fluidalitású riolitos perlit erei. Ezeket a dóm leszálló olvadékmozgással jellemezhető peremzónáiból (10. ábra) a kürtő felől érkező olvadékinjekciós hatás préselte ki a már lehűlő, de még plasztikus deformációra képes üveg (obszidián) anyagba, mintegy hasadékszerűen áttörve azokat A peremi üveges részletek a tufa-olvadék kontaktus utolsó állomásaként a nagy pórustérfogatú, vízzel telített tufaösszletből származó szingenetikus vízfelvétel eredmé¬ nyeként változó mértékben perlitesedtek, ami exhumáló- dásuk után erodálhatóságukat is jelentősen elősegítette. A kürtő felé haladva a hűlési ráta csökkenésével egyre erősödő devitrifikáció, alapanyag-krisztallizáció miatt az üveg meny- nyisége egyre alárendeltebbé vált (belső átmenti öv). A kevésbé igénybe vett részeken (Csemetekert) a magasabb hőmérsékletű riolitos részek még csak izolált foltokként jelentkeznek az üvegben. Ezeknek a szferoid tömegeknek (II. tábla) a belsejében az alapanyag krisztallizációval foko¬ zatosan emelkedő illónyomás nagyméretű (~10 cm) litofízákat hozott létre. E zónától mintegy 100 m-re feltárul (Törő-kőfejtő) a legkisebb hűlési rátával jellemezhető dóm¬ belső tömegét alkotó a szürke és rózsaszín-fehér, változó mértékben fluidális, gyakran örvényáramos szerkezetű, oszlopos riolit. 76 Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 10. ábra. Egy endogén savanyú lávadóm fejlődésének elvi modellje fáciesövekkel (Buisson & Merle 2002 alapján módosítva) 1 - mellékkőzet (áthalmozott riolittufa), 2 - breccsa (horzsás), 3 - üveg (perlites), 4 - riolit 5 - belső olvadékmozgás Figure 10. Conceptual development model of an endogenous acidic lám dome with facies belts (based and modified on Buisson & Merle 2002) 1 - hőst rock (reworked rhyolite tuff), 2 — breccia (pumiceous), 3—intact glass (perlitized), 5 - rhyolite, 6 - intenor melt movement A kürtő irányából érkező, szakaszos anyag és hőután¬ pótlás meghatározza a fluidális riolit makro- és mikroszkó¬ pos szöveti képét. Ennek bizonyítékai a szferolitos riolit- zónában jelentkeztek a devitrifikáció ( szferolit, litofízák ), alapanyag-krisztallizáció (felzit) és rekrisztallizáció (felzit, hópehely szövet ) szöveti elemeinek egymásmellettiségével. A szferolitok hosszú kristálytűinek növekedése jelentősebb hőmérséklet csökkenés (AT= 115-315 °C) mellett történt (Swanson et al. 1989). Kisebb hűlési ráta mellett a szferolit- méret csökkent, a nagyméretű nyűt struktúrákat (~cm), tömött zárt szerkezetű egyedek váltják fel. A hűlési folyamat következő, kisebb hőmérsékletű, de tartósan elhúzódó lépcsőjét az alapanyag-krisztallizáció kép¬ viselte (AT= 200-100 °C). A mikrokristályos-felzites foltok megjelenése mellett ebben a stádiumban gyakran előfordult, hogy az idősebb szferolitgeneráció egyedei rekrisztalli- zálódtak, ahol csak az elmosódó sugaras szerkezet és az éles kontúr utal elsődleges formára (7. tábla). A folyamat az olva¬ dékutánpótlás függvényében többször megismétlődhetett, amit a többgenerációs szferolitképződés bizonyít. Az olvadékban az illótartalom eloszlásának egyenet¬ lenségét a „malomkő riolit” reprezentálja legmarkánsab¬ ban, amely csak egy nagyon szűk nyomástartományban volt képes a „felhabzásra”. Mozgásmentes környezetben „da¬ rázskő” jellegű változat képződött. Már kismértékű mozgás hatására is a deformálódó gázhólyagok egyesültek és energiájukat elveszítve fokozatosan ellapultak. Monogenetikus riolit lávadómok A dómtevékenység kisebb méretű (<1 km) testeket is létrehozott. Az Ó-Gönc az Ósva-völgy talpától egységes lejtővel emelkedik 513 méter fölé, míg a Kis- és Nagy-Ork- hegy lába a 400 méteres morfológiai szintre támaszkodik. Az általános fáciessorend a Cser-hegynél vázolt modellt követi (10., 11. ábra), különbségek az illóeloszlásban, a helyfoglalás szakaszosságában és az erodáltsági fokban jelentkeznek. A monogenetikus jellegre a kisebb méret mellett a fáciesek még lejtőtörmelékben is azonosítható koncentrikus, övezetes elrendeződése utal. A Kis-Ork-hegy az olvadék-utánpótlás egyenetlenebb voltát tanúsítja. A tetőrégióban intenzívebben igénybe vett, szferolitos megjelenésű változat már a devitrifikációs stádiumban szenvedett olvadékinjekciós hatást. A szürke szferolitos és a vöröses mátrix között cm nagyságrendű szabálytalan üregeket találunk. Az Ó-Gönc Ósva-völgyre néző oldalait szferolitos riolit sűrű törmeléke borítja, amely a láva nagyobb időtartalma miatt hólyagüreges megjele¬ nésű. A szferolitok mérete 0,5-2 cm. Ez a szferolitos anyag a Nagy-Ork-hegyen már csak kisebb méretű szórtabb törmelékben jelenik meg. A testek magrészét alkotó fluidális riolit a legerősebben erodált tetőkön bukkan elő változó méretű blokkok (0,5-1 m) formájában. A dóm jelleg miatt a néha tökéletesen fluidális sávok gyakran széttago¬ lódnak és örvényáramos rajzolatba mennek át (III. tábla). Gyakori szerkezeti elemként sugaras szerkezetű, gömböly- ded, egyenetlen felszínű cm-dm átmérőjű litoid gumók jelennek meg. A Cser-hegyhez viszonyított kisebb tömeg a felszínre került olvadék intenzívebb hűléséhez vezetett a fácies- arányokat az üveg mennyiségének növekedése felé tolva el. Ez azonban a testek kisebb mérete miatt abszolút értelemben alatta maradt a Cser-hegy méretű dóm üveg¬ mennyiségének. Az erózió a breccsás-üveges szegély egészét letarolta és már csak a szferolitos-fluidális riolitból álló magrészek maradtak meg. A fáciestani sorrend alapján Földtani Közlöny 138/1 (2008) 77 1. Mellékkőzet Áthalmozott riolittufa Tempíomüomb, Ork-hegyek (Tb-3 fúrás) 50-100 méter Dóm szegély Dómbelső breccsásodás, horzaá- devitrifikádó, afap- sudás, hidratádó snvaa krisztafflzácló 6. Centrális zóna "Fluidális riolit (asztopos) Cser-hegy, Ork-hegyek, Ó-Gönc Kürtő 5.11 lóakkum u Iád 6 1: Melóm kő "riolit Cser-hegy (DNy), Ö-gönc (Ny) 3. Gyors lehűlés Obszidián (perlit) T&mptomdomb (DK) Cser-hegy (ÉNy} 2. Extrúzlós korit akt öv 4. Szferolitos öv Pertitbneeesa (horzsás) Szferolitos periit, riolit Temptomdomb Cser-hegy (DNy), Ork-hegyek Ó-Gönc 11. ábra. Az áthalmozott riolittufa és a lávadómolvadék érintkezésén a hűlési ráta függvényében létrejött a terepi megfigyeléseken alapuló elvi fáciessorrend. Segítségével az eredeti vulkáni testek erodáltsága meghatározható Figure 11. Lava facies zonality and its relatíve dimension developed at the contact of reworked rhyolite tuff and the dome melt as a function of cooling rate, based on field observations. With supporting of the model the degree of the primary volcanic form can be definable (10-11. ábra ) a szferolitos riolit sűrű törmelékével borított Ó-Gönc kisebb mértékű eróziója valószínűsíthető. A Kis- és Nagy-Ork-hegy esetében a fluidális riolit törmelékének dominánssá válása a kürtőhöz közeli, mélyebb helyzetű övék felszínre kerülésének a bizonyítéka, ami viszont az erőteljesebb eróziós feltáródásra utal. Diszkusszió Az eróziós folyamatok által átformált alacsony közép¬ hegységi, miocén vulkáni térszíneken az elsődleges vulkáni szerkezetek azonosítása csupán a morfológiai adottságok alapján nehézségekbe ütközik. Ilyen esetben meghatározó jelentőségű a vulkáni fáciestan, amelynek törvényszerű¬ ségei alapján a gyakran bizonytalan mozaikkockák is többnyire helyükre illeszthetők. A kisebb egységekre elkészített rekonstrukciók összekapcsolásával, a rétegvul¬ káni sorozat felépülésének vitás kérdései elfogadható pontossággal oldhatók meg. Ehhez megfelelő részletességű információk szükségesek (térképezési, mélyfúrási, petrog- ráfiai, geokémiai, fáciestani). A telkibányai Ósva-völgy a tokaji-hegységi vulkaniz- mus egyik klasszikus bimodális helyszíne. Az andezites és riolitos termékek a szarmata-kora-pannóniai vulkáni mű¬ ködés szinte teljes időskáláját felölelve váltakozó dominan¬ ciával fogazódnak össze. A savanyú vulkanizmus intenzitás¬ maximumát a szarmata elején a Szerencsi Riolittufa For¬ máció (felső riolittufa) sorozatának kifejlődésével érte el. A kezdetben sekélytengeri környezetben áthalmozódó anya¬ got (Telkibánya-Templomdomb), a tenger visszaszorulásᬠval hullott és változó mértékben összesült ártufaképződ- mények váltották fel (Telkibánya: Cserepes, Tb-7 fúrás). Nagy mennyiségű piroklasztit felszínre kerülése az expló- ziós centrumok környezetében intenzív vulkanotektonikus beszakadásokhoz vezetett, amely a lávakőzetek feküjének morfológiáját mozaikossá tette. A magmakamra maradék¬ olvadékait megcsapoló extrúziók a mélyaljzat törései és a beszakadási vonalak által preformáltan, az ÉNy-DK és az erre merőleges törésrendszer dominanciája mellett kezdték meg helyfoglalásukat. A magas pórusvíztartalmú tufaösszlet paleohidro- geológiai adottságai mind a kürtőben lévő olvadék tulaj¬ donságait, mind a felszín alatt megrekedt testek kontami- nációs, differenciációs, krisztallizációs, explóziós folyama¬ tait jelentősen befolyásolhatták. Ennek egyik bizonyítéka az áthalmozott riolittufa felszínére települő, csak a Tb-3 fúrás által feltárt, csekély vastagságú, döntően horzsakő anyagú hullott riolittufa. Az olvadékok geokémiai karakterére a magmakamra differenciációs folyamatai, valamint a kis extrúziós ráta miatt a kürtő menti mellékőzet tulajdonságai voltak döntő hatással. Az adatok arra utalnak, hogy a mélyebb alap¬ hegy ségi aljzat káliumban relatíve szegényebb volt, míg a 78 Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója vulkáni-szubvulkáni befogadó környezetet jelentő savanyú tufák üveges, néhol agyagos törmeléke és pórusvíztartalma viszont gazdagabb. Az olvadék a felszín felé haladva a változó víztartalmú tufaösszlet könnyen aktiválható elemeit (K, Ba) szelektíven mobilizálhatta, ami további differen¬ ciálódáshoz (savanyodás, alkália dúsulás) vezetett. Az ekkor olvadékba került elemek már nem tudtak érdemileg változtatni a befogadó savanyú magma kristályosodási jellegén. A telkibányai savanyú vulkáni effúziós-extruziós ciklus a kőgáti lávaár kiömlésével indult. A rétegsorok újraértékelése során a korábbi perlitextrúziós modellel (Ilkeyné Perlaki & Barabásné 1964, Mátyás 1971) szemben egyre több kétség fogalmazódott meg, amelyet csak a mélyfúrásokkal feltárt testek újraértelmezésével sikerült feloldani. A fáciesgenetikai bizonyítékok a kürtőt a mai Ork-hegyek környezetében valószínűsítik. A fácies- övezetesség a mechanikai igénybevétel hőmérséklet, illótartalom és nyomás változásainak függvényében ala¬ kult ki. Az olvadék maradék illótartalmának a külső zónákban történt akkumulációja horzsásodást idézett elő. A kürtőtől távolodva az erőteljes hűlés miatt lassú moz¬ gású lávaanyag egyre intenzívebben breccsásodott. A nyomás növekedése a horzsásodás megszűnésével a tömött obszidiánba történő átmenethez vezetett. A szöveti válto¬ zatok további fejlődésében a hőmérséklet vette át a vezető szerepet. A hőközpont közelében a kisebb hűlési ráta mellett megindult az alapanyag krisztallizációja. Az üveg¬ ben eleinte izoláltan jelentkező szferolitok és litoidsávok egyre dominánsabbá válása vezetett az intenzíven devitri- fikálódott, fluidális riolitból felépülő magrész kialakulᬠsához. A mozgás megszűnése után a hűlési folyamat a hőkiáramlás törvényszerűségeit követve az oszlopos elválási felületek kialakulásával zárult. A lávaárműködést intenzív dómtevékenység követte. A Cser-hegy olvadéktömege a kőgáti lávaár és az áthalmozott riolittufa közé nyomult be. Az üveges szegélyek és a centrális riolitövek horizontális váltakozása alapján a Templomdombtól K-i irányban a csúcs felé haladva több benyomulási fázis azonosítható, alátámasztva a test össze¬ tett jellegét. A Kőgáttól DK-i irányban található kisebb dómok egyszerűbb, monogenetikus módon nyomultak fel. A testek külső, üveges szegélyei a változó mértékű hid- ratáció eredményeként gyakran perlitesedtek. A folyamat a Cser-hegy tufával érintkező bázisrészein szingenetikusan, még a hűlés kisebb hőmérsékletű stádiumában következett be. A felszíni részeken a perlites szerkezet kialakulásának posztgenetikus volta valószínűsíthető. A savanyú vulkanizmus nagyméretű lávaárredőkkel, blokkokkal tagolt felszínt hagyott maga után, amelynek eróziója, felaprózása már a vulkanizmus sál egyidőben, a szarmata-pannóniai korszak nedves szubtrópusi klímavi¬ szonyai között megkezdődött. A Tokaji-hegység eróziós adatainak SRTM adatbázis alapján történő becslését Karátson & Tímár (2004) végezte el. Az erózió átlagos értéke számításai alapján 30 m/M év értékre adódott, amely mintegy 300 méter lepusztult anyagot eredményezett volna. A vizsgálati terület azonban nem rendelkezett olyan nagy reliefenergiával, hogy ilyen mértékű eróziós rátát használjunk. Ezt alátámasztja az is, hogy a területen idősebb korú völgyrészletek nem találhatók. A pliocén végéig a klimatikus adottságok függvényében az andezites területek (Kánya-hegy, „tetőandezit”) közötti hegylábfelszínként a vulkáni térszín változó mértékű alacsonyodása volt a jellemző. A változó intenzitású tektonikus kiemelkedés, ill. a klimatikusan is igazolható lepusztulás, és völgybevágódás döntő szakasza a pleisztocén folyamán következett be. A völgyfejlődés a fő szarmata tektonikai irányt követve az üveges szegélyek mentén, a fáciesöveket azokat hagymahéj- szerűen lefejtve haladt előre a kürtők irányába. A kemé¬ nyebb riolitanyag így az áthalmozott riolittufa és a kőgáti lávaár puhább anyagának gyorsabb pusztulása mellett került egyre magasabb térszíni helyzetbe. A Cser-hegy esetében az üveges dómszegélyek az exponáltabb helyzetű tetőrégiókban és völgyszűkületeknél (Törő-kőfejtő) kivétel nélkül eltűntek, itt a dómbelső riolitfácieseit találjuk meg. A perlitváltozatok a szélesebb völgytalpak környezetében jelentkeznek, ahol a bevágódás és oldalazó erózió nem tudta lepusztítani őket A monogén dómok esetében a kisebb méret és az exponáltabb helyzet miatt több helyen a fluidális dómbelső is feltárul. A kőgáti erodált lávaár esetében a völgyfejlődés egy lenyesett, elegyengetett felszínen indult meg. A völgytalp kezdetben a felső üveges, horzsaköves és breccsás perlit- típusokba vágódott majd az Ósva-völgy felső szakaszáról (Köves-patak) és DNy-i oldaláról származó andezites görgeteg és törmelék anyag véső hatásának segítségével gyorsan mélyült és szélesedett. Ez a folyamat azonban a pleisztocén végére, holocén elejére a keményebb riolitos perlit és riolit kőzettípusokat elérve lelassult. Ma a változó vastagságú hordalékanyag alatt ezek alkotják a néhol fedetlen sziklatalapzatos völgytalpat. A tektonikai vonalat követő Ósva mellett, a ma Csenkőnek nevezett alsó szakasz a Hernád völgye felől (7. ábra) eróziósán vágódott hátra, s összetett fejlődésű völggyé kapcsolta a szakaszokat. A pleisztocén bevágódás értéke egyes részeken a 150 métert is meghaladhatta (Kozák 1979), a holocéné csak a völgyszűkületek esetében (pl. Kutyaszorító) érte el a 8-10 métert. Következtetések 1. A korábbi munkák (Hermann 1952, Liffa 1953, Pantó 1966, Ilkeyné Perlaki 1972) legnagyobb problé¬ mája az volt, hogy petrográfiailag nagy precizitással jel¬ lemzett fáciesek elsődleges formakincshez kötését csak a kisebb testek esetében sikerült részben megvalósítani (dó¬ mok, dyke-ok). Bár a kőzetváltozatok leírása egyre jobban letisztult, fokozatosan elkülönültek az elsődleges és mᬠsodlagos jellegek, a terület bonyolultsága és a térképezési, ill. a nyersanyag-kutatási célfeladatok mellett a teljes genetikai rekonstrukció háttérbe szorult. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 79 2. A felmerült kérdések tisztázása a nemzetközi ta¬ pasztalatok alkalmazásával és hazai kutatások újraérté¬ kelését igényelte, amellyel bizonyos jelenségek mozgató- rúgói, aktivitási intervallumai új megvilágításba kerültek. Az esettanulmányok és laboratóriumi vizsgálatok eredmé¬ nyeit összegző fáciestani modellek segítségével a paleo- vulkáni rekonstrukciónál a dómok és lávaárak egyedi szer¬ kezeti sajátosságaik alapján egyértelműen elkülöníthetővé váltak. A morfológiai egységek térbeli helyzetéből a relatív kitörési sorrend is megállapítható volt. 3. A már korábban is dómként értelmezett testek össze¬ hasonlító vizsgálata a formák összetett (Cser-hegy) vagy monogenetikus jellegére (Ó-Gönc, Ork-hegyek) világított rá. 4. A Kőgát környezetében a vizsgálatok egy több km 2 kiterjedésű lávaárszerkezet igazoltak, amelyet a szöveti zónák és szerkezeti elemek lefutási vonalainak segítségével horizontális (kürtő, lávafolyás) és vertikális metszetben (fácieszónák) tagolni lehetett. 5. A perlites fáciesek nagyarányú horizontális és vertikális elterjedése a terület kisebb eróziós kitettségének és a keményebb lávatestek, illetve délen a fedőandezitek védő¬ hatásának a következménye. A Tokaji-hegység más savanyú lávakőzet területeinek exponáltabb helyzete az üveges szegélyfáciesek sokkal intenzívebb lepusztulását (Erdő- bénye-Tolcsva-Erdőhorváti) és esetenként szinte teljes meg¬ semmisülését (Abaújszántó-Sátor-hegy) eredményezte. 6. Vizsgálati eredményeink a savanyú lávakőzet¬ sorozatok egységes, fáciestani-paleovulkáni újraértéke¬ lésének szükségességét vetik fel. A riolitfáciesek nagyobb arányú megjelenésével és intenzívebb erózióval jelle¬ mezhető kürtőrégiók orientációjának felismerése a perlit haszonanyag eloszlásának pontosabb becsléséhez nyújt segítséget. Köszönetnyilvánítás Köszönetünket szeretnénk kifejezni Gyarmati Pálnak a munkában nyújtott segítségért, a szakmai konzultációkért, a kutatási anyagok rendelkezésre bocsátásáért. Köszönet illeti továbbá a cikk bírálóit Ilkeyné Perlaki Elvirát és Zelenka Tibort, akiknek építő kritikái nagyban hozzᬠjárultak, hogy a tanulmány elnyerje végső formáját. Irodalom — References Anderson, S. W., Stofan, E. R., Plaut, J. J. & Crown, D. A. 1998: Block size distribution on silicic lava flow surfaces: Implication fór emplacement conditions. — Geological Society of America Bulletin v. 110 no. 10, 1258-1267. Bartha, A. & Bertalan, É. 1997: Determination of the rare earth elements of rock samples by ICP-MS using different sample decomposition methods. -ActaMinerologica-Petrographica, Szeged, 38, 131-149. Beudant, F. S. 1822: Voyage minéralogique etgéologique en Hongriependant l’année (1818). — Chez Verdiére Libraire Quai Des Augustines No. 25, Paris, 659 p. Bonnichsen, B. & Kauffmann, D. F. 1987: Physical features of rhyolite lava flows in the Snake River Piain volcanic province, southwestern Idaho in The emplacement of silicic domes and lava flows. — Geological Society of America Spéciül Paper 212, 119-145 Borbély A. 1922: Pálháza környékének rhyolitos kőzetei. — Egyetemi doktori értekezés, Szeged. Buisson, C. & Merle, O. 2002: Experiments on internál strain in lava dome cross sections. — Bulletin ofVolcanology 64, 363-371. Cas, R. A. F & Wright, J. V. 1987: Volcanicsuccessions, modern andancient. — Allén and Unwin, Fondon, 75-89. Colé J. W., Milner D. M. & Spinks K. D. 2005: Calderas and caldera stmctures: a review. - Earth Science Reviews 69, 1 -26. Csilag J., & Zelenka T. 1999: A magyarországi perlitlelőhelyek földtani-genetikai típusai. — Építőanyag 51. évf. 2. szám Davis, B. & Mcphie, J. 1996: Spherulites, quench fractures and relict perlite in a Fate Devonian rhyolite dyke. — Queensland, Australia Journal ofVolcanology and Geothermal Research 71,1-11. Downes, H., Pantó, Gy., Póka, T., Mattey, D. P. & Greenwood, P. B. 1995: Calc-alcaline volcanics of the Inner Carpatian arc, Northern Hungary: new geochemical and oxygen isotopic results. —Acta Vulcanologica 7/2, 29-41. Esmark, I. 1798: Kurze Beschreibungen einer mineralogische Reise durch Ungarn, Siebenbürgen und das Bahnat. — Freyberg, Craz, 191 p. Fichtel, J. E. 1791: Mineralogische Bemerkungen von den Karpathen. II. — Vienna, 381-730. Fink, J. H. (ed.) 1987: The emplacement of silicic domes and lava flows. — Geological Society of America Special Paper 212, 1-145. Fink, J. H. & Manley, C. R. 1987. Origin of pumiceous and glassy textures in rhyolite domes and flows in The emplacement of silicic domes and lava flows. — Geological Society of America Special Paper 212, 77-89 Gyarmati P. 1981: Tokaji-hegységi perlitprognózis. Összefoglaló jelentés az 1978-80 között elvégzett munkáról. — Kézirat, Országos Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, No. 9476. Gyarmati R, Kozák M. & Székyné Fux V. 1986: Telkibányai opál előfordulás földtana és genetikája. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1984-ről, 355-376. Gyalog F. & Budai T. (szerk.) 2004: Javaslatok Magyarország földtani képződményeinek litosztratigráfiai tagolására. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002, 195-232. Hermann M. 1952: Telkibányai riolitok és andezitek petrográfiája és petrokémiája. — Földtani Közlöny 82, 349-367. Horváth J. & Zelenka T. 1994: Új eredmények a telkibányai érces terület kutatásában. — In Szakáll S. & Weiszburg T. (szerk.): A Telkibányai területe érces ásványai. Top. Miner. Hung. II. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc, 87-112. Ilkeyné Perlaki E. & Barabásné S. E. 1964: A horzsakő fogalma, szöveti jellege és genetikája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1961-ről, 535-556. Ilkeyné Perlaki E. 1967: Gönc. Magyarázó a Tokaj-hegységföldtani térképéhez, 25 000-es sorozat — MÁFI, Budapest, 48 p. Ilkeyné Perlaki E. 1972a: A Tokaji-hegység harmadkori savanyú vulkanizmusa. — Kézirat, Országos Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, 256 p. 80 Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója Ilkeyné Perlaki E. 1972b: A Telkibánya - Kőgát-i perlit előfordulás felderítő kutatásának zárójelentése és készletszámítása. — Kézirat, Országos Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, 311 p. Ilkeyné Perlaki E. 1978. Nyíri. Magyarázó a Tokaji-hegység földtani térképéhez, 25 000-es sorozat. — MÁFI, Budapest, 55 p. Karapetian, S. G., Jrbashian, R. T., Mnatsakanian, A. K. 2001: Laté collision rhyolitic volcanism in the north-eastern part of the Armenian Highland. — J ournal ofVolcanology and Geothermal Research 112, 189-220. Karátson D. & Tímár G. 2004: Az Eperjes-Tokaji- és a Kelemen-Görgényi-Hargita vulkáni vonulat összehasonlító térfogatszámítása SRTM-adatok alapján: vulkanológiai és felszínfejlődési következetések in A földrajz eredményei az új évezred küszöbén. —A II. Magyar Földrajzi Konferencia tudományos közleményei, CD kiadvány. KozákM. 1979: Lehordásimodellterület felépítésének és kőzetanyag transzportjának földtani vizsgálata (Telkibánya). —Kézirat, Egyetemi doktori disszertáció, Debrecen, KLTE, 1-179. Kozák M. 1994: Telkibánya kőzetföldtani felépítése és fejlődéstörténete. — In: Szakáll S. & Weiszburg T. (szerk.): A Telkibányai terület érces ásványai. — Top. Miner. Hung. II. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc, 45-81. Kozák M. & Püspöki Z. 1999: Földtani összefoglaló a Hollóháza, Sátoraljaújhely és Nyíregyháza 1:100 000-es méretarányú térképlapok fedetlen neogén vulkanosztratigráfiai térképéhez. — Kézirat, Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék Adattára, Debrecen. KozákM., Püspöki Z. & Mcintosh R. 2001: Structural development outline of the Bükk mountains reflecting recent régiónál studies. — Acta Geogr. Geol. etMeteor. Debrecina 80, 135-175. LeMaitre, R. W. (ed.) 1989:d Classification ofIgneousRocksandGlossary ofTerms. — Blackwell, Sci. Publ., Oxford-London, 1-252. Liffa A. 1953a: Telkibánya környékének földtana és kőzettana — /! Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 41/3, 1-78. Liffa A. 1953b: Tokaji-hegység perlitelőfordulásai. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1951-ről, 31-48. Manley, C. R. & Fink, J. H. 1987: Internál textures of rhyolite flows as revealed by research drilling. — Geology 15, 549-552. Marshall, R. R. 1961: Devitrification of natural glass. - Geol. Soc.Am. Bull. 72, 1493-1520. Mátyás E. 1971: A perlit, mint vulkáni kőzetfácies. — Perlitkonferencia Balatonfüred, Épít. Tud. Egy., 21-75. Nasedkin, V. V. & Petrov, V. P. 1962: Experimental production of a perlitic structure in volcanic glass. — Doki. Akad. Sci. USSR. 146, 153-155. Orth, K. & Mcphie, J. 2003: Textures formed during emplacement and cooling of a Plateoproterozoic, small-volume rhyolitic sill. — Journal ofVolcanology and Geothermal Research 128, 341-362. Pantó G. 1964: A Tokaji-hegység földtani vizsgálata, \96\.—A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1961. évről, 471-481. Pantó, G. In: Boczán B., Franyó F., Frits J., Láng S., Moldvay L., Pantó G., Rónai A., Stefanovits P. 1966: M-34-XXXIV. Sátoraljaújhely. Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához. — MÁFI, Budapest, 1-132. Papp G. 1994: A telkibányai opál („Telkebanyerstein”) története. — In: Szakáll S. & Weiszburg T. (szerk.): A Telkibányai területe érces ásványai. Top. Miner. Hung. II. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc, 199-209. Pálfy M. 1915: A Pálháza környéki riolittterület Abaúj-Torna vármegyében. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1914-ről, 312-323. Ross, C. S. & Smith, R. L. 1955: Water content and other volatiles in volcanic glasses. —American Mineralogist 40, 1071-1089. Richthofen, F. 1861: Studie aus dem ungarisch-siebenbürgischen Trachytgebirgen. — Jahrb. d. k.k. Geol. Reichsanst. 11 (2), 153-278. Rollinson, H. R. 1998: Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Intrepretation. — Practice Hall New York, 352 p. Rózsa, P., Szöőr, Gy., Elekes, Z., Gratuze, B., Uzonyi, I. & Kiss, Z. Á. 2006: Comparative geochemical studies of obsidian samples írom various localities. —Acta Geol. Hung. 49/1, 73-87. Stasiuk, M. V., Barclay, J., Carroll, M. R., Jaupart, C., Ratté, J. C., Sparks, R. S. J. & Tait S. R. 1996: Degassing during magma ascent in the Mule Creek vént (USA). — Bulletin ofVolcanology 58, 117-130. Stevenson, R. J., Briggs, R. M. & Hodder, A. P. W. 1994: Physical volcanology and emplacement history of the Ben Lomond rhyolite lava flow, Taupo Volcanic Centre, New Zealand. —New Zealand Journal of Geology and Geophysics 37, 211-221. Sun, S. S. 1980: Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges,óceán islands and island arcs. — Phil. Trans. R. Soc. London, A297, 409-445. Swanson, S. E., Naney, M. T., Westrich, H. R. & Eichelberger, J. C. 1989: Crystallization history of Obsidian Döme, Inyo Domes, California. — Bulletin ofVolcanology 51, 161-176. Szabó J. 1867: ATokaj-Hegyalja obszidiánjai — Magyarhoni Földtani Társulat munkálatai 3, 147-172. Szádeczky Gy. 1886: A magyarországi Obsidianok, különös tekintettel geológiai viszonyaikra. — Értekezések a Term. Tud. Köréből 16, 1-62. Szádeczky Gy. 1890: A magyarországi rhyolitokról. — Pótfüzetek a Term. Tud.-i közlönyhöz az 1890. éviXXII. kötethez, 71 -77. Szepesi J., Esik Zs. & Vincze L. 1999: Egy védett földtani objektum értékfeltáró-minősítő vizsgálata, A Tokaj-Lebuj riolit-perlit feltárás XXTV. — Országos Tudományos Diákköri Konferencia Földtudomány tagozat, Környezetföldtan szekció DE, Ásvány és Földtani Tanszék Adattár. Szepesi J. 2004: A savanyú vulkanizmus sztratigráfiája és területi tagolása ÉK-Magyarországon. — Nyíregyházi Főiskola Természettudomᬠnyi Közlemények 4, 261 -273. Szepesi J. 2007: Az abaújszántói Sátor-Krakó hegycsoport földtani és morfológiai fejlődéstörténete. — In: Frisnyák S. & Gál A. (szerk.): Szerencs, Dél-Zemplén központja. IV. Tájföldrajzi konferencia előadásai, 95-105. Takács J. 1994: A telkibányai opálváltozatok ásványtani vizsgálata. — In: Szakáll S. & Weiszburg T. (szerk.): A Telkibányai területe érces ásványai. Top. Miner. Hung. II. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc, 209-225. Thompson, R. N. 1982: Magmatism of the British Tertiary volcanic province. - Scott. J. Geol. 18, 49-107. Townson, R. 1797: Travels in Hungary with a short account ofVienna in theyear 1793. Chap. XI. - G. G. and J. Robinson, London, 261-303. Varjú Gy. 1956: Tolcsva környéki földtani térképezés. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1955-56. évről, 375-405. Vendl A. 1927: A magyarországi riolittípusok. — Math. és Term. Tud. Közi. 36, 1-96. Volarovics, M. P. 1944: Opütü po nagrevanju obszidianov pod davleniem v szvjazi sz voproszom genezisza pemzü Zap Vszerosz. — Minaralog O. va/1, 13, Wolf, H. 1869: Erlauterung zu den Geologischen Karten dér Umgebung von Hajdúnánás, Tokaj und Sátoraljaújhely. —Jahrb. D. k. k. Geol. Reichsanst. 19, 235-264. Zipser, C. A. 1817: Versuch eines topographisch-mineralogisch Handbuches von Ungarn. — Oedenburg, 440 p. Zirkel, F. 1873: Die mikroskopische beschajfenheit dér mineralien undgesteine. — Verlag von Wilhelm Engelmann, Leipzig, 265-345. Kézirat beérkezett: 2007.01.08. Földtani Közlöny 138/1 (2008) I. tábla - Plate I 1. Horzsaköves perlit melyben, a gázáramlás mikrokapillárisai (sötét szín) 30-100 pm szélességűek (UN). 1. Pumiceous perlite, in which the gasflow microcapillaries (dark coloured) are 30-100 pm wide (IIN). 2. Horzsás alapanyagú szürke perlitbreccsa finomtörmelékes mátrixa, a kőgáti lávaár tetőrégiójából (IIN). 2. Finelyf ragmented mátrix ofgrey perlite breccia with pumiceous groundmassfrom thepeak region of Kőgát rhyoliteflow (IIN). 3. A perlit szövetében a koncentrikus elválás vonalai között már a kezdődő alapanyag-krisztallizáció felzites, szferokristályos foltjai (világos foltok) jelennek meg (XN). 3. In the texture of perlite between the concentric perlitic lines appear the felsitic patches and spherocrystals (light coloured) ofthe starting groundmass crystallization (XN). 4. Sugaras szerkezetű riolitos szferoid gömb (0>1O cm, szí) szürke perlitben, a Cser-hegy dóm középső átmeneti zónája, Csemetekert 4. Rhyolitic spheroid orb with radiating fabric (0>1O cm, szí) in grey perlite, middle transition zone of Cser Hill dome, Csemetekert (Sapling garden). 82 Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója II. tábla- Plate II 1. Szferolitos riolit a Cser-hegy tetőrégiójából a többszakaszú hűlés során kialakult szöveti bélyegekkel. A világos színű rekrisztallizált foltok (rk) belsejében található kisméretű üregek falát tridimit burkolja. A nagyméretű (cm) nyűt szferolitok metszetei (foltok, szálak) világosszürkék. A mikrokristályos mátrix (f) sötétszürke. 1. Spherulitic rhyolitefrom the peak region ofthe CserHill with textúrái markers ofthe multi-stage cooling. The small sized hollows ofthe light colored recrystallized masses (rk) are covered by tridimite. The intersections ofthe large sized open spherulites (pathches, fibres, szf) are light grey. The microcrystalline mátrix (f) is dun colored. 2. A kiemelt rész mikroszkópi felvétele. A legkorábban lehűlt, hólyagüreges szferoid gömbök (rk) teljes egészében felzitesen rekrisztallizálódtak, csak éles kontúrjuk választja el a hasonló mátrixtól. A második szferolit generáció (sötét foltok, szf) egyedei üdék (XN). 2. Microscopic view ofthe highlighted area The early cooled vesicled, spheroidal masses (rk) entirely suffered felsitic recrystallization and only dark, sharp outline (bottom) separate these from the similar mátrix. The 2 nd spherulite generation (dark pathches, szf) arefresh (XN). 3. Hólyagüreges vörös riolitér szürke gyöngyköves perlitből tridimit bevonattal (tr) és viaszopál üregkitöltéssel (Kurtabérci-völgy). A szöveti változatok jobbról: szferolitos sáv (sötét, szf.), felzites sáv (világos, f), hólyagüreg, falán tridimittel (tr) majd az egészet kitöltő opállal (O), (XN). 3. Amygdaloidal rhyolite vein from grey perlite with tridimite coating and vaxopal filling. The texture zones from right: spherulitic bánd (dark, szf), felsitic bánd (light, f), an amygdale with tridimite on the wall tr), and the füling up opal (O), (XN). 4. Szferolitos riolit az Ósva-völgyből. Az egyenetlen hűlési folyamat eredményeként fejlődött, hűlési repedés menti több generációs axiolit (ax) és szferolit (szf) képződéssel, alárendelt mennyiségű felzittel (f), (XN). 4. Spherulitic rhyolitefrom Ósva Valley. The development offew generations ofaxiolites (ax) and spherulites (szf) along a cooling crack and the subordinate felsite (f) are the evidences ofuneven cooling(XN). Földtani Közlöny 138/1 (2008) 83 III. tábla-Plate III 1. A hasadék kürtő környezetében (Ósva-völgy, Kutyaszorító) a meredek dőlésű vastag pados el válási rendszer átmetszi az oszloposság függőleges lefutási vonalait. 1. The steep dipping slabs cut through the columnar joint lines at the environment of the fissure vént (Ósva Valley, Kutyaszorító). 2. Fluidális riolit a Nagy-Ork-hegy, tető régiójából. A lávaredőkkel tagolt fluidális szövetben, a világos sávok felzites alapanyag krisztallizációt, a szürke sávok szferolitos devitrifikációt mutatnak. 2. Fluidal rhyolite from the Nagy-Ork Hill peak region. The texture is dissected by multiple lava folding, the light bands showfelsitic groundmass crystallization, the grey bands spherulitic divitrífication. 3. Fluidális riolit a Kis-Ork-hegyről ekvigranuláris krisztobalit (ekv) és hópehely (hp) szöveti foltokkal. 3. Fluidal rhyolite from the Little-Ork Hill with ekvigranular crystobalite (ekv), and snowflake (hp) texture pathches. 4. Különböző kristályossági fokú foltok mintázata fluidális riolitból hópehely szövettel (világos részek 70-200 pm, hp), felzites (szürke foltok, 10-30 pm, f) és mikrofelzites (sötét területek <10 pm, mf) részletekkel (XN). 4. Pattern ofdifferent crystallization scale patches of fluidal rhyolite with snowflake texture (light areas, 70-200 pm, hp), felsitic (grey patches, 10-30 pm,f) and microfelsitic regions (darkspace, <10 pm, mf), (XN). Földtani 73,-=. Idtajai EMis Qeoloi:|ii.al su 1 ^-^ 138/1, 85-96., Budapest, 2008 Rövid tudománytörténeti áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról „A diluvium... a biblia özönvizétől származtatott ugyan a szó, de nem az értelem. A geológia megtartja, a nélkül hogy reá szorulna, de a szokás néha oly csekélységekre is vonatkozható, mint a jelen esetben, hogy t.i. rímes az alluvium és a diluvium. ” (Szabó 1893) Bradák Balázs 1 1 ELTE TTK, Földrajz- és Földtudományi Intézet, Természetföldrajzi Tsz., Bp. 1117, Pázmány P. sétány 1/C, bradak.b@gmail.com Short historical overview about the roots and chance ofQuaternary and somé connecting term Abstract One of the most important questions in recent geochronological debate is the hierarchical ránk of the Quaternary in the geological time scale. The effort of International Commission on Stratigraphy (ICS) has been stronger and stronger in urging the deletion of the Quaternary from the time scale, regarding it as an anachronistic term; the Neogene could then be extended to the present. The International Union fór Quaternary Research (INQUA) has responded to this, standing by the Quaternary as a system, and it has cooperated with the ICS in the creation of different versions in order to frame the Quaternary intő a geochronological system. Two versions remained from the numerous on offer in 2007: — In the ICS point of view is that the Quaternary system should be regarded as a “sub-era”, which correlates with the laté Neogene period. The lower boundary of the sub-era is joined to the beginning of Gelasian Stage (2,6 ma BP). The upper boundary of the Neogene should be extended to the recent. — The INQUA would like to extend the lower boundary of the Pleistocene and Quaternary at the expense of the Gelasian Stage of Pliocene. The Quaternary should stay as a system in the geochronological time scale. Besides retaining the term quaternary the other effort of INQUA has been to extend the boundary of the Pleistocene (both Quaternary) to 2.6 ma BP. One of the most important arguments is that the beginning of the Quaternary and Pleistocene is indicated by the first craggy climatic change. Thus the beginning of the Pleistocene and the beginning of Quaternary are inseparable indicate a “momenf ’ in the geochronology. There are important roles fór the historical development and the interlocking of the terms “ice age”, “Pleistocene” and “Quaternary” in the latter discussion. The Quaternary Subcomission of the National Commisson on Stratigraphy of the Hungárián Academy of Science has determined that the boundary of the Quaternary and Pleistocene should be at 2,58 ma BP, based on the findings of numerous studies carried out in Hungary. In Hungary the interpretation of the Quaternary and the Pleistocene was the same as that of the INQUA version, even before the international debate began. Keywords: diluvium, iceage, Pleistocene Holocene, Quaternary, INQUA, ICS Összefoglalás A napjainkban zajló geokronológiai viták egyik legfontosabb kérdése a kvarter/negyedidőszak helyzetének tisztázása a földtörténeti kortáblán. A Nemzetközi Rétegtani Bizottság (International Comission on Stratigraphy, ICS) azon törekvése, hogy, mint anakronisztikus kifejezést törölje a kortábláról és a neogén időszakot napjainkig terjessze ki, az ezredforduló táján igen erőteljessé vált. A negyedidőszak-kutatásokat nemzetközi szinten összefogó Negyedidőszak- kutatások Nemzetközi Szövetsége (International Union fór Quaternary Research, INQUA) reagálva ezekre a törekvésekre, kiállt a negyedidőszak, mint terminus szükségesség mellett, illetve az ICS-el együttműködve különböző változatokat készített a kvarter geokronológiai rendszerbe illesztésére. A számos változat közül jelenleg két elképzelés maradt: — Az ICS a kvarter, a neogén késői szakaszával párhuzamosítható, alidő rangra emelése mellett tört pálcát. Kezdetét a gelasi korszak kezdetéhez kapcsolnák (~2,6 M éve) és a neogén időszak határát napjainkig terjesztenék ki. — Az INQUA a pleisztocén, és egyben a kvarter határának kitolását tartaná szükségesnek, a pliocén, gelasi korszakának „rovására”. A kvartért pedig, mint a neogént követő földtörténeti időszakot megtartaná a geokronológiai rendszerben. A negyedidőszak terminus megőrzése mellett, az INQUA egyik legfontosabb törekvése, a pleisztocén (és egyben a negyedidőszak) határának 2,6 M év környékére történő kitolása. A legfőbb érvek egyike, hogy a negyedidőszak és 86 Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról egyben a pleisztocén kezdete a neogén utáni első markáns klímaváltozásokhoz kapcsolható. Tehát a negyedidőszak kezdete a pleisztocén kezdetétől szétválaszthatatlan "földtörténeti pillanatot" jelöl és ebben jelentős szerepe van az említett kvarter, pleisztocén és a jégkorszak terminusok tudománytörténeti fejlődésének és összefonódásának is. Magyarországon az Akadémiai Rétegtani Bizottság Negyedidőszaki Albizottsága különböző, az 1970-es évek óta zajló kutatásokra alapozva a negyedidőszak és egyben a pleisztocén határát 2,58 M év-ben határozta meg. A magyarországi geokronológiai felosztásban már jóval a nemzetközi viták előtt megjelent és elfogadottá vált az INQUA jelenleg kialakított változata a negyedidőszak és pleisztocén státuszára és lehatárolására a földtörténeti kortáblán. Tárgyszavak: diluvium, jégkorszak, pleisztocén, holocén, negyedidőszak, INQUA, ICS Bevezetés Egyes a földtörténeti korbeosztást és geokronológiai problémákat érintő értekezések (Gradstein et al. 2004) illetve az időközönként kiadott „Geological Time Scale” című sorozat legutóbbi megjelenése (Gradstein et al. 2005) jelentős vihart kavart a negyedidőszakkal foglalkozó kutatók köreiben, magának a negyedidőszaknak, mint sztra- tigráfiai és geokronológiai egységnek a megkérdőjelezé¬ sével. A tudomány nemzetközi vizein fodrozódó hullámok hazánkat is elérték, ezért úgy gondolom, hogy a nemzetközi és magyar „jégkorszak-kutatások” és a korbeosztás fejlő¬ désének rövid történeti áttekintésével érdemes ezt, a magyar negyedidőszak-, és/vagy pleisztocénkutatás számára is fon¬ tos kérdést boncolgatni. A kutatástörténeti összegzés során elsősorban a geokronológiai beosztásokban felbukkanó fo¬ galmak eredetéhez szeretnék kiegészítésekkel szolgálni, illetve a felmerülő kronosztratigráfiai/ geokronológiai prob¬ lémákat összefoglalni. Egy ehhez hasonló, tudománytör¬ téneti-irodalmi jellegű áttekintő munka már született Rónai (1984a) tollából, de az azóta eltelt időszakban bekövetkezett változások miatt érdemes a kérdést újból körbejárni. A negyedidőszak és a „rokon” fogalmak születéséről... Negyedidőszak, vagy kvarter Abraham Gottlob Werner (1749-1817), a neptunista szemlélet egyik legkiemelkedőbb képviselője különböző keletkezésű, típusú kőzetek elkülönítésére használta a pri¬ mitív vagy primer, szekunder és tercier kifejezéseket. Ezt az alapvető elkülönítést fűzte tovább Giovanni Arduino (Pil- lans & Naish 2004). Ő azonban már négy rétegtani „fokot”, vagy „rendet” határozott meg az Alpok vizsgálata során. Az elsődleges, vagy primer rend tagjait a Dél-Tiroli Alpok fosszüia nélküli, vulkanikus kőzetei („monti primeri”), a másodlagos, vagy szekunder rendet az Alpok hegylábi terü¬ leteinek ősmaradványokban gazdag, mészkő és agyag üle¬ dékei alkották („monti secondari”). Harmadlagos, vagy ter¬ cier egységbe sorolta a szubalpi területek kevesebb fosszí- liát tartalmazó kőzeteit („monti terziari”) és a negyedleges, vagy kvarter rétegeket a Pó alföldjének alluviális sorozata jelentette („quatro ordine”) (Rudwick 2005). Terepi meg¬ figyeléseken alapuló beosztását két, kortársának, ifjabb Antonio VALLiSNERi-nek (1714-1795) küldött levelében összegezte 1759-ben (Gibbard & van Kolfschoten 2005). A kvarter, vagy negyedidőszak elnevezés „újrafel- fedezője” Desnoyers (1829) volt. A francia kutató a Szajna völgyében fellelhető tengeri és alluviális eredetű, tercier rétegtani egységeket fedő fiatalabb, „Tertiaire récent” üledékekre használta az elnevezést. Desnoyers, Annales scientifiques natúré lles nevű folyóiratban megjelent cikkét követően, 1833-ban Géologie de la période quaternaire címmel már összefoglaló jellegű munka született Henri Reboul tollából. Munkájában (Reboul 1833) őslénytani alapon különítette el tercier és kvarter rétegeket, az alapján, hogy az egyes rétegek tartalmazzák-e ma is élő fajok ma¬ radványait, vagy nem. A kvarter kifejezés széles körben d’Archiac (1849), illetve Morlot (1854, 1856), a Rhone völgyének kvarter üledékeit leíró, német nyelvű munkájának köszönhetően terjed el széles körben Európában. Magyarország földtanáról a XIX. század elején részletes leírást készítő Beudant (1822) az általa használ kortáblában még nem különít el negyedidőszaki rétegeket (a kifejezés csak Desnoyers (1829), illetve Reboul (1833) 10-15 évvel későbbi munkáiban jelenik meg). Nyomtatott formában Szabó (1860) használta először Magyarországon a kvarter kifejezést. Az üledéksor ismertetésekor „trchytos kavicsot mint negyedkori képletet” említett. Diluvium Az Alpokban talált ősmaradványok keletkezésének magyarázatakor Scilla (1670) La vana speculazione disingannata dal senso című művében kapcsolta össze először a bibliai vízözönt és földtani jelenségeket (Rappa- port 1997). A XIX. század egyik jelentős földtani prob¬ lémájára, a vándorkövek (báránysziklák, ördög kövei) kér¬ désére szintén ez a mitikus jelenség jelentette az egyik lehetséges megoldást. 1780-ban Silberschlag, berlini királyi építészeti főta¬ nácsos a Geogenia vagy a mózesi föld teremtés magyarázata című művében a vándorköveket vulkáni eredetű, szórt anyagnak gondolta és az északkelet-németországi terüle¬ teken húzódó tórendszer tavaiban vélte felfedezni a vízzel borított kitörési centrumokat, „kráternyílásokat” (Francé 1925). Végül a vele szemben álló Leopold von Buch özön¬ vízhez kapcsolt magyarázatát fogadta el az akkori tudós- társadalom. A kutató elméletében megfogalmazta, hogy az Észak-Német-síkság felszínét egy katasztrofális áradás, az általa szállított üledékek („diluviális-kavics”) felhalmo¬ zásával, szétteregetésével alakította ki (Francé 1925). Von Buch mellett Buckland (1924) az özönvízelmé¬ letének másik fontos képviselője, aki megfigyelésének Földtani Közlöny 138/1 (2008) 87 eredményeit és elméletét Reliquiae Diluvianae című művé¬ ben összegezte. Magyarországon az özönvízelmélet kvarter üledékekre történő alkalmazásának nem sok írott forrása van. Ennek oka feltehetőleg, hogy hazánk területére szinte egyszerre érkezett meg a vándorkövek és más pleisztocén jelenségek, üledékek eredetét édesvízi áradattal magyarázó özönvíz-, a jégtáblákon, beléjük fagyva való szállítódást hangoztató iceberg-, vagy drift- és a jégárak felszínformáló tulajdon¬ ságait, Európa eljegesedését emlegető gleccser-elmélet. Az özönvízelmélet talán egyik utolsó (hazai) képviselő¬ jeként, különböző laza megtartású kőzetekből álló rétegeket egy „nagyszerű édesvizi áradat” által létrehozott soro¬ zatként értelmezte Pávay (1871). A diluviumot, mint geokronológiai egységet Pettko (1856) negyedidőszaki üledékekre használta, a tanul¬ mányhoz kapcsolt földtani térképen az „özöny” korszakban keletkezett üledékek közé a löszt (itt agyag!), illetve a ván¬ dorköveket sorolta. Magával az elmélettel szemben a „diluvium”, mint geo¬ kronológiai egység azonban széles körben elterjedt Magyar- országon, mint ahogy ezt jelen értekezés mottója is jelzi (Szabó 1893). A diluvium, mint a negyedkor eljegesedé¬ sekkel jellemezhető időszaka közel 100 éven keresztül, még az 1940-es években, is használatban volt (Gaál 1943). Jégkorszak A kifejezés szülőatyja egy a XIX. században alkotó geológus, biológus és költő, Schimper (1837). 1837. február 14-én olvasta fel a földtörténet jellegzetes szakaszának nevet adó, die Eiszeit (A jégkorszak) című költeményét. A Principles of Geology című műben (Lyell 1830) ismertetett aktualizmus elvének alkalmazásával a moréna¬ halmok és karcolt felszínek kialakulása új értelmezést nyert. Ezek a geomorfológiai formák lettek az első bizonyítékai a glaciális-, vagy „gletser”-elméletnek, mely szerint a geoló¬ giai „harmadkor” és az alluviális képződmények korszaka közé az „ú. n. jég-korszak illeszkedett be, melyben a föld nagy részén, a kevéssel azelőtt még szubtrópusi kiimát, a mindent megdermesztő jég uralma váltott föl” (Sajóhelyi 1904). Az eljegesedés elméletének egyik első képviselője Venetz. Egy 1821-ben zajlott svájci természettudományos találkozón kifejti gondolatait, miszerint számos, az Alpok területén megfigyelhető morfológiai forma vezethető vissza a jég munkájára. Állításának alátámasztására egy XIV. századi tájképen hosszan a völgybe lenyúló gleccsert és saját, a hasonló, már jég által elhagyott területen végzett összehasonlító megfigyeléseit hozta fel (Ráncé 2003). „A jégkorszak atyja”-ként emlegetett Agassiz 1837-ben a Helvét Természettudományi Társaság előtt Neuchátel-ben tartott előadásában már a hallgatóságot sokkoló radikális elméletet mutatott be. Vizsgálatai alapján nem elképzel¬ hetetlen Európa teljes eljegesedése az Északi sarktól a Mediterraneumig (Ráncé 2003; Gibbard & van Kolfschoten 2005). Agassiz az 1867-ben megjelent Outl- ines of Comparative Physiology című munkájának cím¬ lapján közölt „elvi rétegsoron” a drift-, vagy glaciális kor¬ szakot a terciert követő „modern kor” részének tartotta. Magyarországon nyomtatott formában, magyar nyelven, a jégkorszak, vagy valamelyik rokon kifejezéssel először Vogt (1869) Az újabb vizsgálatok eredményei az őstörté¬ nelem körében című előadásáról készült tudósításban ta¬ lálkozhatunk. Vogt ebben az előadásában megállapítja „hogy azon időben a flóra és fauna, a növény és állatvilág ép oly zord hidegben tengődött mint jelenleg a magas északi tájakon” és ennek az időszaknak a legjellegzetesebb maradványait a „diluvium nevét viselő rétegek” őrzik (Vogt 1869). A tudós eredményei iránti érdeklődést mutatja, hogy a következő évben a Királyi Magyar Természettudományi Társulat ülésén szerepelt előadóként (Vogt 1870). Ebben, az M. B. (Mikó Béla?) által tolmácsolt előadásban, már egyértelműen kijelentette, hogy „közép-Európa diluviál képletei oly korszakban támadtak, mikor a klíma töké¬ letesen más volt... Az ember megjelenése és a már kihalt ősállatokkal való együtt létezése erre a korszakra, az úgy¬ nevezett jégkorszakra egész bizonyossággal visszavihető” (Vogt 1870). Ezt követően az eljegesedés, jégkorszak nyomait kutató „természetvizsgálók” honosították meg az elnevezést Magyarországon az 1870-es, 1880-as években (Szabó 1872,1888; Török 1875). Pleisztocén—holocén A pleisztocén (plisztocén) kifejezést 1839-ben Lyell vezeti be a geológiába (Vadász 1957). A kifejezés (pleistosz = legtöbb, kainos = új, mai) arra utal, hogy a pleisztocén rétegek, a bennük található ősmaradványokat nézve, a „legtöbb” hasonlóságot mutatják a jelenkori (holos = telje¬ sen) flórával és faunával (Vendl 1952). Magyarországon Szabó (1893), Előadások a geológia köréből című munkájában találkozhatunk először nyomta¬ tott formában a földtörténeti kortáblában elhelyezett „pleis- toczen” terminussal. A mű megjelenését követően a magyar földtani irodalomban csak az 1910-es évek körül terjed el a kifejezés. Gaál (1843) mesterkéltnek tartotta a pleisztocén és a szinonim plisztocén kifejezést és inkább a diluvium használatát ajánlotta helyette. „Modern”, jelenkori, a pleisztocénnél fiatalabb réteg- tani egységekre Gervais használta először a holocén kife¬ jezést kiegészítve ezzel Lyell rétegtani rendszerét ( Sümegi 2001). A holocén kifejezést megelőzve, illetve párhuza¬ mosan, a pleisztocén-diluvium („özöny”) analógiájaként sokáig használták az alluvium („áradmány”) kifejezést is (pl. Szabó 1893). Egyéb elnevezések A földtörténet taglalt szakaszát, vagy annak egyes egy¬ ségeit a fent említett fogalmakon kívül még számos terminussal illették. A teljesség kedvéért az alábbiakban... „...az Ember uralmi korszaka (antropozoikum, „Époque quaternaire ou la Période antropozoique”)...Ezen Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról nevezet alatt mind azon képződményeket értjük, melyek a harmad-korszak befejezte után keletkeztek. Két csoportra szokták osztani özöny és áradmány - azaz diluviális és alluviális csoportra.” (Pávay 1871). Szabó (1893) szintén „anthropozoi” periódust említett és a földtörténeti kor („periódus”) tagolását is megadta: Ezen időszak alá a „Diluvium” („negyedkor=pleistoczén”), „Ó-Alluvium” és „Új-Alluvium” „epocha”-k tartoznak. Pontosan három évtizeddel később újra felszínre került a kérdés. Gaál (1923) A Föld története című művében a negyedidőszakot a „szerszámos ember kora”-ként jelölte. A további tagolása során a diluviumot a „kihalt ember-fajok”, az alluviumot pedig, az „élő ember-fajok” korának nevezte. Az antropo- zoikum kifejezés tehát sokáig mint a negyedidőszak kifeje¬ zés szinonimája jelent meg a magyar földtani szakiro¬ dalomban. Vadász (1957) az antropozoikum (vagy psycho- zoikum!) kifejezést már a jelenkorra alkalmazta, mert „az Ember, tudatossá tett építő-pusztító tevékenységével a leghatékonyabb kőzetalkotó szervezetek sorába kerül. Min¬ den közeget meghódító elterjedésével s mindent magának kisajátító, saját léte nézőpontjából értékelő volta szerint különleges vezetőlénye a jelenkornak”. Szinte ennek a gondolatfonalnak a folytatása lehet az antropogén („antropogene”) kifejezés. A terminus, mint ajánlás azAgeologic time scale című műben (Harland et al. 1989) tűnt fel, és mint időszak a pleisztocén és holocén kort foglalta magába. Az elsődleges célja, hogy a terciert „le¬ váltó” paleogén és neogén időszakok mintájára, a negyed¬ időszakot is egy hasonló hangzású fogalommal helyettesít¬ sék, utalva az ember egyre erősebbé váló jelenlétére ebben a földtörténeti szakaszban ( Harland et al. 1989). Ebben a műben jelent meg a pleisztogén („pleistogene ”) kifejezés is mint az előbb említett antropogénnel szinonim fogalom. A negyedidőszak, a vele egyenrangúnak tartott földtör¬ téneti egységhez viszonyított rövidségét tekintve, Gaál ( 1943) a pantocént, mint a „quartért” helyettesítő, a pleiszto¬ cént és a holocént magába foglaló és a neogén alá tartozó földtörténeti egységet ajánlotta. Az egyes terminusok összefonódása A negyedidőszak-diluvium-pleisztocén kifejezések összekapcsolásának de Serres (1830) volt az előfutára. A tudós a diluvium elnevezést a negyedidőszak terminus szinonimájaként használta. A bibliai Vízözön és a negyed¬ időszak összekapcsolásával megszületett a negyedidőszak első lehetséges felosztása. A diluviális elnevezéssel a víz¬ özön alatt kialakult, alluviális névvel pedig, az utána le¬ rakodó, döntően folyóvízi eredetű rétegeket jellemezték. Ezek az elnevezések sokáig kronosztratigráfiai, geokrono¬ lógiai egységként is szerepeltek, mint a kvarter két alegy¬ sége. Lyell (1839) újraértelmezi a korabeli rendszert, és az általa „újabb pliocén”-ként meghatározott, a tercier réte¬ geket fedő üledékeket és a diluviális egységet pleiszto¬ cénnek nevezte el (Vadász 1957). Magát a „jégkorszakot” Forbes (1846), saját és Lyell korábbi megfigyeléseire alapozva összekapcsolta az eljegesedések nyomait őrző „újabb pliocén” földtörténeti szakasszal. 1872-ben Lyell a pleisztocént már a pliocént követő korként írta le (postpliocén és nem az „újabb pliocén” helyettesítője!) és emellett felső határaként a jelenkort jelölte meg (Vai 1997). Érdekesség, hogy Lyell egyértelműen soha sem használta a negyedidőszak kifejezést, csak jelezte, hogy a Desnoyers által alkalmazott kvarter feltehetőleg az ő, tercier végén elkülönített, a postpliocéntől a „jelenkorig” tartó föld- történeti szakaszával azonos (Ogg 2004). Az eljegesedés és a negyedidőszak (pleisztocén-holo- cén) összekapcsolása alapozta meg azt a szemléletet, ami napjainkig meghatározza a negyedidőszak lehatárolásával foglalkozó kutatásokat. A negyedidőszak határát elsősor¬ ban két fontos földtörténeti eseményhez, ezek üledékekben előforduló nyomaihoz próbálták kapcsolni: a „Homo” nem¬ zetiség kialakulásához, illetve a poláris jégsapkák megjele¬ néséhez és ezek jelentős klímamódosító hatásához. Az utóbbi jelenség vizsgálatára megfelelő helyet jelen¬ tettek egyes, Olaszország területén található üledékes rétegsorok. Az 1900-as évek kezdetén a területen dolgozó kutatók, mint De Stefani (1876), Doderlein (1872), vagy Gignoux (1910, 1913) a pliocén és a negyedidőszak határát (az említett kutatók a vizsgálatok során a „quaternaire” kifejezést használták) egyértelműen a tengeri üledékekben megjelenő hidegvíz-kedvelő puhatestű maradványokhoz kapcsolták. A kérdés az volt, hogy a Gignoux által elkülö¬ nített kalábriai egység alsó, vagy felső része jelentse a negyedidőszak kezdetét (Vai 1997). A helyzetet tovább bonyolította, hogy eközben Hörnes (1853), szintén őslénytani alapon, két új sztratigráfiai egy¬ séget alkotva, paleogén („Paleogen Stufe”) és neogén („Neogen Stufe”) egységekre különítette el a Bécsi-meden¬ ce egyes üledékeit. A miocén és pliocén rétegeket, mivel paleontológiailag nem tudta őket megfelelően szétválasz¬ tani, neogénnek nevezte. Mivel a két szint mellett, a vizsgált rétegsorok fedőüledéke gyakran pleisztocén, esetleg alsó- holocénbe tartozó volt, így a tudományos köztudatban a neogén, mint a miocéntől a jelenkori üledék aljáig tartó egység terjedt el (Aubry et al. 2005). 1948-ban a XVIII. Nemzetközi Geológiai Kongresszus (International Geological Congress, IGC, London) döntött a pliocén-pleisztocén (tercier-kvarter) sztratotípusának meg¬ határozásáról az olasz területen található neogén réteg¬ sorokban, melyek tartalmazzák az alsó-pleisztocén, ka¬ lábriai emeletét, és hordozzák az eljegesedésre utaló első jelentős klímaromlás nyomait (King & Oakley 1949). Az ICS a Pliocén-pleisztocén Határ Munkacsoport (Pliocene- Pleistocene Boundary Working Group) ajánlása alapján 1984-ben a vricai szelvényt (Kalábria, Dél-Olaszország) fogadta el sztratotípusnak (Bassett 1985). Magyarországon Szabó (1857), A budai melegforrások földtani viszonyai című értekezésben jelent meg először nyomtatott formában a neogén terminus. A kutató a „harmadkori”, eocénnél fiatalabb rétegeket összegezte a kifejezéssel. Szintén Szabó (1860, 1861) használta a Földtani Közlöny 138/1 (2008) 89 „negyedkor” és diluvium kifejezéseket először szinoni¬ maként. Vogt (1870), a Magyar Királyi Természettudományos Társulat ülésén elhangzott előadásában fonódik először egybe a diluvium, a jégkorszak és a „quaternár”, mint földtörténeti korszak fogalma. Bár a jégkorszak elmélete lassan elterjedté válik Magyarországon is, egyes kutatók még mindig vallják a diluviális elméletet. Pávay (1871) az özönvíz eseményét a negyedidőszakba helyezte és a „ne¬ gyed-korszakiból származó rétegeket általában üledékes, „laza porhanyos ásványi anyagokból” álló, feltehetően özönvíz által létrehozott sorozatként határozza meg. Az 1800-as évek, a kérdéssel kapcsolatos tudományos törekvéseire jellemző, hogy a kutatók az eljegesedés elmé¬ letének megjelenése után megpróbálták összekapcsolni a negyedidőszaki üledékek, felszínformák kialakulásával kapcsolatos elképzeléseket. Ez természetesen jelentette az egyes elméletekben előforduló fogalmak, kronosztratigrá- fiai egységek egyeztetését, összeolvasztását is: „Egy köz¬ érdekű tárgyról fogok elmélkedni, a Földről, a Földnek alig múltjáról, a geologok negyedkorának vagy diluviumának azon phasisaról, mely a jégkorszaknak mondatik” (Szabó 1888). Szabó (1888,1893) munkáiban azonban még a drift- és gleccserelmélet együttesen van jelen, s csak az 1900-as évek elejére Székány (1908) munkájával válik egyértel¬ műen elfogadottá az eljegesedés(ek) elmélete. A negyed¬ időszak és a jégkorszak, mint egységes földtörténeti peri¬ ódusra vonatkoztatott kifejezések szinonimaként történő használata rövid életű volt. A többszöri eljegesedést hirdető poliglacialista szemlélet magyarországi elterjedésével a jégkorszak(ok) kifejezést már más értelemben, a glaciális, eljegesedési időszakok szinonimájaként kezdték használni (pl.: Lóczy [szerk.] 1910). Az egyes elméletek keveredését mutatta Staub (1887), Roth egy dolgozatát bíráló írása. A Magas Tátra eljege¬ sedési nyomait vizsgálva „gleccserdiluviumból álló moré¬ nákat” említett. A diluvium fogalma csak lassan kopott ki a kvarter mai sztratigráfiai terminusai közül: „egyszerűen és világosan írjunk csak diluviumot vagy pleisztocént és az eljegesedett évezredeket nevezzük jeges szakaszoknak” írja Gaál 1943- ban! , ,Határ-helyzet’ ’ A földtörténeti kainozoikum (újidő) legfiatalabb idősza¬ kának, a negyedidőszaknak, illetve más szemszögből nézve a neogén időszak pleisztocén korának pliocéntől történő pontos elhatárolása a kapcsolódó kutatások régóta vitatott kérdése. A két földtörténeti egység határa az egyik sarkalatos pontja a jelenleg gyűrűző vitáknak, ezért érdemes ezt a kér¬ dést is tudománytörténeti irányból körüljárni. A különböző földtörténeti egységeket először külön-külön ősmaradvᬠnyok, illetve a jégkorszakot az eljegesedésekhez kapcsolható üledékek és morfológiai formák alapján próbálták elhatárolni az idősebb egységektől. A különböző elképzeléseket fedő negyedidőszak, jégkorszak, pleisztocén, (diluvium) fogal¬ mak összefonódásával kialakult az a ma is fontos nézet, hogy az eljegesedésekkel jellemezhető leginkább a földtörténet ezen, különböző terminusokkal jelzett, szakasza. így az első markáns klímaváltozások üledékföldtani, őslénytani és később, pl izotópsztratigráfiai nyomai egyben, szemléletektől függően, a tercier-kvarter, pliocén-pleisztocén, neogén-ne- gyedidőszak (?) határt jelölik. A rétegtani, és/majd a kronosztratigráfiai osztályozás egységesítésének törekvése már az 1878-as I. Nemzetközi Geológiai Kongresszuson megjelenik, de a Hollis D. Hedberg irányításával megalkotott egységes rendszerre még közel száz évet kellett várni (Fülöp et al. 1975). 1984-ben úgy tűnt, hogy a pliocén-pleisztocén elhatáro¬ lásának kérdésére megoldást találnak. Az 1948-as Nem¬ zetközi Geológiai Kongresszus felhívását követően, több mint három évtizedes munka és számos kompromisszum után a dél-olaszországi Kalábriában található vricai szelvényt ne¬ vezték ki a két kronosztratigráfiai egység határát tartalmazó sztratotípusnak (Harland et al. 1989, Aurby et al. 1999). A plio-pleisztocén, és/vagy a negyedidőszak határának ~1,8-ról ~2,6 M év-re történő kitolását azonban az INQUA Rétegtani és Kronológiai Bizottsága (Stratigraphy and Chronology Comission) számos dolog miatt szükségesnek tartaná (Pillans & Naish 2004). Az előzményekhez tartozik, hogy az INQUA 1982-es moszkvai kongresszusán három lehetséges magnetosztratigráfiai egységet határozott meg, mint a tengeri és szárazföldi párhuzamosítást és a „határkő” letételt segítő paleomágneses eseményt: a Bru- nhes-Matuyama átfordulást, az olduvai eseményt, illetve a Gauss-Matuyama átfordulást (Cita 2007). A változatok közül az olduvai eseményt (~1,8 M év) fogadták el és nem a nemzetközi fórumokon egyre jobban előtérbe kerülő Gauss- Matuyama polaritási zóna határt (~2,6 M év). Bár a határ-kérdés újragondolásához a negyedidőszak sorsának kérdése kitűnő alkalmat szolgáltatott, a gondolat már a 1990-es évek végétől érik. A Quaternary Inter¬ national című folyóirat egyik számát teljes egészében a problémának szenteli (Partridge [ed.] 1997). A Bizottság elsősorban a már említett két tényezőhöz, az eljegesedéseket megelőző markáns hűléshez és a Hominida nemzetiség megjelenéséhez kapcsolható bizonyítékokat sorakoztatott föl (Pillans & Naish 2004): — Az oxigénizotóp-görbéken körülbelül 2,6 millió évvel ezelőtt jelentkeznek az első eljegesedést mutató kilengések (Shackleton 1997). — A Kínai löszplató üledékeinek rétegtani vizsgálata az üledékképződési környezet megváltozását mutatja körül¬ belül 2,6 millió évvel ezelőtt (vörös agyag > lösz) (Ding et al. 1997). — Feltételezhetően az első, Homo genushoz sorolt Homo rudolfiensis megjelenése is erre az időszakra tehető (Partridge et al. 1995). — A régészeti kutatások szerint a legidősebb kőeszközök akár a 2,5 millió éves kort is elérhetik (Semaw et al. 1997). — Nem elhanyagolható az a tény, hogy a kitolt kvarter, vagy pleisztocén határt nem kellene újradefiniálni, mert ez 90 Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról megegyező lenne a gelasi (pliocén) korszak kezdetével (Rio et al 1998). A különböző fórumok az 1990-es évek második felétől foglalkoznak a negyedidőszak/pleisztocén határának kitolᬠsával, Zhiseng (1985) a magyarországi kutatásokhoz ha¬ sonlóan (lásd alább) azonban már az 1980-as évek derekán felhívta a figyelmet a plio-pleisztocén szárazföldi üledé¬ kekben rejtőző, határkérdésekkel kapcsolatos problémákra. A folyamatosnak feltételezett kínai lösz-paleotalaj-vörös- agyag üledékes rétegsorok vizsgálata során a szedimen- tológiai és őslénytani bizonyítékok alapján a Matuyama- Gauss mágneses pólusátfordulás körül látja szükségesnek meghúzni a negyedidőszak határát. A nemzetközi kutatási irányokhoz hasonlóan először Magyarországon is őslénytani kutatások segítségével pró¬ bálták meghatározni a pliocén-pleisztocén határt (Kretzoi 1953, 1956). Kretzoi (1969), igazodva a 1948-as Nem¬ zetközi Geológiai Kongresszus felhívásához, a földközi¬ tengeri sztratigráfiában használt kalábriai emeletet a villᬠnyi emelet felső szakaszával párhuzamosította. A pliocén- pleisztocén határát azonban, a domináns faunaelemek éles váltása alapján nem a villányi emelet felső szakaszába, hanem annak kezdetére helyezi (Kretzoi 1969, 1983). A határt sokáig 3 millió évvel ezelőtti időszakban jelölte meg (Kretzoi & Pécsi 1979, 1982, Kretzoi 1983), melyet a nyolcvanas évek derekán, feltehetőleg az újabb földtani vizsgálatokhoz igazodva -2,5 millió évre változtatott (Kretzoi 1985). A gerinces fauna kutatása mellett a plio- pleisztocén határ meghatározásában és a pleisztocén felosztásában nagy szerep jutott a különböző üledékekhez kapcsolt malakológiai vizsgálatoknak (pl. Krolopp 1970, 1982) és az egyes őslénytani vizsgálatok összekapcsolᬠsának is (Kretzoi & Krolopp 1972). Sümeghy (1955) a magyarországi pliocénról és pleisz¬ tocénről írt disszertációjában a litosztratigráfiai és őslény¬ tani módszerek hiányosságai miatt a klímaváltozások és a hozzájuk köthető jelenségek vizsgálatában látta a plio- és pleisztocén korszakok elkülönítésének lehetőségét: „A fau¬ nára alapított osztályozás nem vált be, s az idősebb réte¬ geknél használt megkülönböztetési módok hiánya miatt, a pliocénnak a pleisztocéntől való elkülönítésére az éghajlatot használják. A nagy terjedelmű eljegesedést eredményező éghajlatok szolgáltatják ma az egyetlen kiemelkedőbb szempontot, amelynek tekintetében a pleisztocén az azt megelőző időtől eltér” (Sümeghy 1955). A pleisztocén kort megelőző átmeneti időszaknak az „ante-pleisztocén” nevet adta, jelezve ezzel a pliocén és pleisztocén közti éles határvonal hiányát. A rétegtani-kronosztratigráfiai kérdések szempontjából kiemelkedő Urbancsek (1963) felismerése, ami rávilágított arra, hogy a Pannon-medencében a negyedidőszaki üledé¬ kek többnyire diszkordánsan, illetve durvább szemcse¬ összetétellel települnek az idősebb üledékekre. Az 1970-es, 1980-as években, a nemzetközi kutatások¬ kal párhuzamosan, az Alföldön mélyített fúrások feltételez¬ hetően a neogén-negyedidőszak határát magába foglaló rétegsora lehetőséget teremtett egy, az említett időszakot reprezentáló teljes lito- és kronosztratigráfia felállítására. Rónai et al. (1972, 1983, 1985a, 1985b) a fúrómagminták üledékföldtani, malakológiai (Krolopp 1970) és palino- lógiai (Miháltzné Faragó 1982) elemzését végezték el. A kutatások alapján különböző üledékképződési ciklusokat figyeltek meg (Franyó 1977). A nemzetközi ajánlásokkal szemben, a Kárpát-medencében a pleisztocén kor határᬠnak, a kronosztratigráfiai vizsgálatokban egyre nagyobb szerepet játszó magnetosztrtigráfiai vizsgálatok alapján a -2,4 millió évet javasolták (Cooke et al. 1979, Rónai 1984a, b). Rónai (1984a) a geokronológiai felosztásában négy részre tagolta a pleisztocént, mely során a legidősebb -2,4-1,8 M év közötti emeletet legalsó-pleisztocénnek nevezte. A Dévaványa (D-l) és Vésztő (V-l) fúrómagok feldol¬ gozásához kapcsolódik Nádor et al. (2000, 2003) üledék¬ földtani, mágneses szuszceptibilitás vizsgálata, melyek párhuzamosítása alapján, már az egyre erősödő nemzetközi iránnyal egységesen, a 2,58 millió éves pliocén-pleisztocén határt tartják lehetségesnek. A különböző szárazföldi üledékes őszietek (döntően folyóvízi üledékek, illetve a „szubaerikus” rétegsor) jellem¬ zésekor szedimentológiai, paleotalajtani, őslénytani mód¬ szerekkel kimutatható volt a negyedidőszak kezdetét jelző klímaváltozás. A 2,4 és 2,58 M év közti kronometriai korok meghatározását magnetosztratigráfiai vizsgálatok segí¬ tették, melyek alapján az őskörnyezet markáns változása a Gauss-Matuyama polaritási zónák határához köthető. Az alföldi fúrások mellett, számos vizsgálat a negyed¬ időszak kutatásban fontos szerepet játszó lösz-paleotalaj sorozatok feküjéül szolgáló „szubaerikus” rétegekhez kap¬ csolódott. A vizsgálatok alapján, a rétegsorokban föltáruló egyes vörösagyagos szintek képződése, a magneto¬ sztratigráfiai és paleontológiái vizsgálatok alapján a pliocénba tehető (Pécsi 1985,1986). Egy Gyöngyösvisonta közelében lévő lignitbánya fedő rétegsorának vizsgálata során Pécsi és munkatársainak (1985) sikerült kimutatni a magyarországi pleisztocén kezdetét jelentő Gauss- Matuyama határt (-2,6 M év), bár a pliocén-pleisztocén határ sztratotípusának pontos meghatározását ebben az esetben (is) réteghiányok teszik bizonytalanná. A negyedidőszak lehatárolásában és tagolásában az Akadémiai Rétegtani Bizottság Negyedidőszaki Albizott¬ sága nem követte a Nemzetközi Rétegtani Bizottság rend¬ szerét (Harland et al. 1989), a negyedidőszak felosztására a következő, jelenleg is érvényben lévő ajánlást tette (Krolopp & Kordos 1988): — A legteljesebb pleisztocén rétegsorok az alföldi süllyedékek területén találhatóak, típusszelvényül a paleo- mágneses módszerrel is vizsgált Vésztő (V-l) fúrást jelölik ki. — A holocén-pleisztocén határa 10 000 évvel ezelőttre tehető. — A magyarországi viszonyoknak megfelelő pliocén- pleisztocén határ a Matuyama-Gauss paleomágneses határ¬ ral egyezik meg (-2,4 M év [-2,58 M év]). — A pleisztocént alsó-, középső- és felső-pleisztocénre tagolja. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 91 — A nemzetközi kutatásokkal ellentétben a pliocén- pleisztocén határ magyarországi üledéksorok esetén nem kapcsolható az elfogadott Olduvai eseményhez (~1,8 M év). — A középső-pleisztocén alsó határa a Brunhes-Matu- yama paleomágneses átfordulás (0,7 M év). — A felső (késő)-pleisztocén a holocén kezdetétől a Riss-Würm (eem) interglaciális melegcsúcsáig (125 ezer éve) tart, sztratotípusa a Süttő 6. lelőhely rétegsora; Jelenlegi álláspontok a „negyedidőszak sorsáról” A negyedidőszak létével kapcsolatos, napjainkban egyre hevesebben zajló vita „casus belli”-jét Gradstein és munkatársainak, két geokronológiai problémákkal fog¬ lalkozó írása szolgáltatta, melyben a negyedidőszak, mint földtörténeti egység létjogosultságát kérdőjelezik meg (Gradstein et al. 2004, 2005). „Radikális” álláspontjuk alapján az aurdinói gyökerekkel rendelkező negyedidőszak hasonlóan „elavult” kifejezés, mint a nemzetközi föld- történeti táblázatokból „kikopott-kikoptatott” primer, sze¬ kunder, illetve tercier terminusok. A Nemzetközi Rétegtani Bizottság „megreformálva” tehát a kronosztratigráfiai/ geokronológiai rendszert a pleisztocén és holocén soroza¬ tokat (series) a neogén rendszer (system) alá sorolta (Gradstein et al. 2005). A Nemzetközi Rétegtani Bizottság törekvését megelőzően Steininger (2002) is a negyed¬ időszak terminus eltörlése mellett foglalt állást. Ez a kérdés nevezéktani szempontból azért is érdekes, mert a paleogén, illetve a neogén kifejezésekkel szinonima¬ ként, összekapcsolva az aurdinói és hörnesi geokronológiai beosztást, hazánkban gyakran alkalmazták az ó-, illetve új- harmadidőszak terminusokat. Tehát, ha elfogadjuk a grad- steini elképzeléseket a negyedidőszakot új-harmadidőszak¬ ra (neogén) kéne cserélnünk... Az egyik első reakciót a kérdésre Pillans (2004b) tette a Quaternary Perspectives hasábjain. Pillans az INQUA Rétegtani és Kronológiai Bizottságának akkori elnöke egy áthidaló megoldást javasolt: a neogént a jelenkorig vezetné és a negyedidőszakot egy alidőszakként megtartaná mint a geokronológiai hierarchiába tartozó egységet (Pillans 2004b) (lásd alább, 5. nézet). Pillans (2004a,b) ötletét követő különböző, a negyedidőszak helyzetéhez kapcso¬ lódó álláspontokat, alapul véve Pillans & Naish (2004) összegzését, kiegészítve az egyes nézetekhez kapcsolódó érvekkel a következőképpen foglalhatjuk össze ( 1. ábra). 1. „Status quo vélemény” („Quaternary System”) (7. ábra, 7): Ez a változat a napjainkig használt geokronológiai közelítést jelenti. A kvarter a geokronológiai terminusok hierarchiájában az időszak szintjén helyezkedik el. Az 1,8 M évben megjelölt plio-pleisztocén határ egyben a ter- cier(neogén)-kvarter határt is jelöli. Ez az elképzelés azért sem tartható, mert az ICS a negyedidőszakot, mint klimato- sztratigráfiai egységként szándékozik újraértelmezni (Gibbard 2004). Ez a törekvés magában hordozza a negyedidőszak-pleisztocén többi földtörténeti szakasszal szembeni unikális voltát: „az egyedüli földtörténeti szakasz, mely ősföldrajzi jelleget, eljegesedést hoz előtérbe (Vadász 1957). Egy olyan egységet tehát, melynek határa markáns klímaváltozáshoz kapcsolható, ezek alapján az 1,8 M éves „korhatár” már meghaladott vált (Partridge 1997). 2. „Kvarter alidőszak” („Quaternary Subsystem”) (7. ábra, 2): A kvarter, mint a neogén alidőszaka jelenik meg a földtörténeti kortáblán, alsó határa megegyezik az első, „status quo” változatban meghatározottakkal. Bár az alidő¬ szak státusz nem lenne egyedi a földtörténeti kortáblán (mississippi és pennsylvaniai a karbon időszakon belül), nem összeegyeztethető a kortáblára vonatkozó hierarchikus felépítés alapelveinek egyikével: minden, a rendszerben szereplő egysége kezdetét (alsó határát) a hierarchiában alatta elhelyezkedő egységek kezdetével (alsó határával) közösen határozhatjuk meg (Gibbard 2004) (pl. jelenleg a negyedidőszak kezdete (alsó határa) a pleisztocén kor kez¬ detével azonos). Ezek alapján neogénen belül elhelyezkedő „negyed-alidőszak” mintegy „függene” az időben. Az 1,8 M éves határral kapcsolatos problémák azonosak az előző álláspontnál összefoglaltakkal. 3. Az „összetett időszak” szemlélet („Quaternary composite epoch”) (7. ábra, 3): Ebben az elképzelésben a kvarter nem jelenik meg a földtörténeti kortáblán, mint kronosztratigráfiai egység, de minden egység, ami fiatalabb mint pliocén, meghatározható negyedidőszakiként. Megha¬ tározott jelentése van, de nincs meghatározott rangja a hierarchikus rendszerben (Ogg 2004). 4. „Kitolt határú kvarter és pleisztocén” („Extended Quaternary”) (7. ábra, 4): Ebben a közelítésben a negyed¬ időszak és a pleisztocén alsó határát a pliocén gelasi korának kezdetére, ~2,6 mill ió évvel ezelőttre tolják ki (Gibbard 2004). Ez az elképzelés összhangban áll azokkal a kutatásokkal melyek az eljegesedés, illetve az azt előidéző klímaváltozások kezdetét erre az időpontra teszik és ezek alapján, azt a tudománytörténeti gyökerű nézetet is tovább viszi, mely szerint a negyedidőszak alsó, illetve a pliocén- pleisztocén határa pont ezeknek a környezeti változásoknak a nyomaihoz kapcsolható. Mivel a gelasi korszak alsó határát ~2,6 M évben definiálták, meghatározták a sztra- totípusát (Rio et al. 1998), feltételezhetően nem kell új sztratotípust keresni. 5. „Kitolt határú kvarter alidőszak” („Extended Quater¬ nary Subsystem”) (7. ábra, 5): A kvarter aldidőszak határa ~2,6 millió évvel ezelőttre tolódna ki, magába foglalva, de a pliocén és pleisztocén határa azonban az 1,8 M év maradna. A kvarter a neogén alidőszakaként jelenne meg a földtörténeti kortábla hierarchikus rendszerében. 6. „Kitolt határú összetett időszak” („Extended Quater¬ nary composite epoch”) (7. ábra, 6): A harmadik köze¬ lítésben megfogalmazottak lennének érvényesek a negyed¬ időszakra, azzal a különbséggel, hogy az alsó határát ~2,6 M évre tolnák ki. 7. A kvarter mint alidő („Quaternary sub-era”) (7. ábra, 7): ez az egyik legújabb (Gibbard 2006), a „fiók mélyéről előkerült” változat a kvarter geokronológiai hierarchiába sorolásának. Maga az elképzelés, mint ajánlás már az 1989- 92 Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról idd idő¬ szak 0 korszak Iholocén I '5 késő- 1 pleisztocén o ÍJ középső- plcisz.íocétt JO Eh kara- picisztocán jJ gcktsi piacenzai E zsinatai idő idő¬ szak. al- idő- szak 0 korszak iholocén 1 c ‘(U u késő- pieisztocén oa > ■-> o n középső- piciszloeén 'o N O JU Eh koru- plcisztocón C 'E3 "CD bű o G G gchi sr piacenzai (D 2 •zan clui 1,8 M év idő idő¬ szak al idö- szak kor korszak he Iccén késő- piciszloccn középső- pleisztocén kora- \p!e:sztocén = gelasi L G 11 piacenzai zunciái időj idő¬ szak 0 korszak = Iholocén g ‘O késő- piciszioccn i— 1 Q ÍJ □n köz.ópsö- píeisztocéii O N Q L-i öt) El kora- pleisztocén C cd - 'V CJ o geiasi T—é piacenzai 11 zanclai — 1,8 M év 2,6 M év idő al¬ idő idő¬ szak kor | korszak & idő idő¬ szak kor korszak Iholocén Iholocén 1 f—i (Lí £ C -(Lí késő¬ pleisztocén £ késő- pleisztocén g d S középső pleisztocén E 6 Sí Zj középsö- pleisztocén — / o 30 13 Cl kora- ptds/iocén ’o öt) E CL kor. a- phhf'ztvcén SÍ o c C D C -o o o gdasi N O O c gdasi piacenzai '5 o o piacenzai E zanclai Eh zanclai idő idő¬ szak kor korszak ho Iccén fecstí- jsiejszrofŐD középsc- phisztocón kora- pbisxtoeún tctiki Ipiéi's 1,8 M év 2,6 M év 1. ábra. Lehetséges variációk a negyedidőszak geokronológiai helyzetére (Pillans & Naish 2004, kiegészítve) Figure 2. Possibly variations of the geochronological status of Quaternary (supplement of Pillans & Naish 2004) ben kiadott és a terminusok eredeténél már említett A Geological Time Scale című műben (Harland et al. 1989) is megjelent. Az ICS elképzelése szerint a kvartért alidőként határoznák meg. Kezdetét ~2,6 M évhez, a gelasi korszak kezdetéhez kapcsolnák. Az ICS 2005-ben szavazásra bocsᬠtotta ezt a változatot, melyet 12 igen, 5 nem és 1 tartózkodással megszavaztak. A tartózkodó Becker (a Devon Albizottság elnöke) kommentárja jól tükrözi az elképzeléshez kapcsolódó kételyeket: a kvartért időszakként kéne meghatározni, az alidő (sub éra) besorolás elviselhető, de nem igazán kívánatos. Ha a kvartért alidőként definiálják, akkor a tercierrel kapcsolatos gondolatokat is revideálni kellene (Gibbard 2006). Az elképzelést ellen szól továbbá, hogy így a kvarter és a pleisztocén kezdete nem esik egybe. A pleisztocén alsó határa maradna 1,8 M év, a negyedidőszak kezdete viszont 2,6 M évre tolódna. Előnye azonban, hogy a negyedidőszak, az ICS által támogatottan, hivatalos geokronológiai/kronosztratigráfiai egységként, 2,6 M év kezdettel jelenne meg (Clague 2005). 8. A negyedidőszak mint geokronológiai egység meg¬ szüntetésének terve sem hagyható ki a lehetséges változatok közül (7. ábra, 8). Ebben az esetben, a kvarter (negyed¬ időszak), követve az „anakronisztikus” primer, szekunder, illetve tercier (!) kifejezéseket eltűnne a földtörténeti kortáblákról. A geokronológiai és kronosztratigráfiai hie¬ rarchiában a neogén foglalná el a helyét, mint időszak. A gondolat nem új keletű, a Nemzetközi Rétegtani Bizottság Neogén Albizottsága már közel öt éve megjelentette ezt a tervét saját honlapján (Gibbard 2004). Földtani Közlöny 138/1 (2008) 93 9. „A magyar álláspont” (1. ábra, 9): a magyarországi kronosztratigráfiai felosztásról összegzésképpen elmond¬ ható, hogy hazánkban nagyjából a 4. közelítés az elfogadott, azzal a különbséggel, hogy a kora-, vagy legkorábbi-pleisz¬ tocén korszak kezdetét ~2,6 M év BP-től határozták meg, tehát nem létezik gelasiai egység. A magyarországi negyedidő szak-kutatás történetében nem új keletű a negyedidőszak „eltörlésének” kérdése. Gaál (1943) a földtörténeti időszak rövid időtartamára hivatkozva a kvarter átnevezésére (a kifejezés törlésére) és a neogén alá sorolására tett javaslatot. Az MTA Földtani bizottságába tartozó Magyar Réteg- tani Bizottság által meghatározott legalsó (legkorábbi) / kora pleisztocénnek hívott korszakot, lehatárolása alapján, a gelasi korszakkal lehetne párhuzamosítani (~2,6-l,8 M év). A magyarországi kutatások tehát, már a nemzetközi szemléletváltást megelőzően egy kitolt határú negyedidő¬ szakot és pleisztocént tartottak szükségesnek. A magyarországi nevezéktani és egyben hierarchiai problémákhoz tartozik hogy, a kvarter kifejezés szinoni¬ májaként gyakran használták a negyedkor, negyed-korszak, illetve a negyedidőszak terminusokat. A Magyar Rétegtani Bizottság (Császár 2002) döntése alapján, a kvarter kifeje¬ zésnek geokronológiai és kronosztratigráfiai-, a negyed¬ időszaknak pedig csak geokronológiai értelme van. A ma¬ gyar negyedidőszak kifejezés így szinte determinálja önma¬ ga hierarchikus besorolását, mint időszak, a földtörténeti kortáblán. Az ettől eltérő változatok (lásd: alidőszak—2. és 6. álláspont, alidő — 8. álláspont) már a nevezéktani kér¬ désekben is érdekes eredményeket hozhatnak (pl. negyed- alidőszak kutatás...). A negyedidőszak/pleisztocén lehatárolásának és tago¬ lásának problémája nyitott kérdés maradt. A Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana című könyv negyed¬ időszakkal foglalkozó fejezetének geokronológiai táblázata a pleisztocént felosztó részben szintén körülbelül a ~2,4 millió évben jelöli meg az elválasztó vonalat, ám a leg¬ korábbi- (legalsó-) pleisztocént kora-pleisztocénként jelöli, ami ~2,6-0,7 M év közötti időtartamot öleli fel, összevonva a legkorábbi- és kora-pleisztocént (Jámbor 1998). Összegzés — a legújabb fejlemények A negyedidőszak és a pleisztocén terminusok közel 130 éves összefonódása során egyértelműen a földtörténet utol¬ só, „hirtelen klímaváltozásokkal” (eljegesedésekkel és felmelegedésekkel) jellemezhető, a többi periódushoz ké¬ pest igen rövid időszakát (diluviumot, jégkorszakot) jelölik. A terminusok tudománytörténeti fejlődés alapján pont ez az „anakronizmus”, a Nemzetközi Rétegtani Bizottság által, a negyedidőszak kifejezés eltörlésekor emlegetett érv, vissza¬ fordítva ellenérvvé válhat a pleisztocén kor alsó határának 2,6 M évre történő kitolásánál, illetve a kvarter időszak rangjának megőrzésében. Lehetséges ez azért is, mert az egyes kronosztratigráfiai egységek és határuk meghatᬠrozása során fontos szempont az egyes terminusok tudománytörténeti fejlődése, nemzetközileg elterjedt hasz¬ nálata is (Remane 1997, Remane et al. 1996). 2006-ra az említett kilenc álláspont közül összesen ket¬ tő, a 4. és 8. változat maradt meg. Az ICS „alidő” változatát (8.) az INQUA, személyes-, illetve a nemzeti bizottságok részvételével lefolytatott szavazásán (66, illetve 81% nem) elutasította. Az INQUA tehát egyöntetűen a 4. változatot támogatná, s az ebben foglaltak megvalósítására törekszik az elkövetkező időszakban, ahogy erről nyűt levélben értesítette a Nemzetközi Rétegtani Bizottságot (Clague 2006). Az ICS válaszlevelében összefoglalta a szervezetek álláspontjait és munkatervet javasolt a probléma kezelésére az elkövetkező 2-3 évre (Gradstein et al. 2007). Magyarországon, ellentétben a nemzetközi ajánlások¬ kal, a pleisztocén kezdetének már az 1970-es évek végétől 2,6 M év körül határolták le. A Magyar Rétegtani Bizottság által jelenleg ajánlott rendszerben a pleisztocén kor alsó határa (legkorábbi-, vagy kora-pleisztocén) pedig, a nála egy hierarchiai szinttel magasabb kvarter időszak alsó határával esik egybe. A jelenleg érvényben lévő magyar geokronológiai tagolás tehát már a nemzetközi változások előtt az INQUA jelenleg „legideálisabbnak” tartott 4. verzióját tükrözte, azzal a különbséggel, hogy Magyaror¬ szágon a legkorábbi- vagy a kora-pleisztocén korszak kez¬ detét is ~2,6 M évre „tolták” ki. Kronosztratigráfiai szempontból érdekes kérdést vet fel a negyedidőszak, illetve a kvarter kifejezés használatának kérdése is. A negyedidőszak kifejezés önmagát definiálva jelenik meg a hierarchiában időszakként, így bármilyen esetleges változás ellentmondásokhoz vezethet (pl. a már említett negyed-alidőszak kifejezés). A kvarter kifejezés ezzel szemben geokronológiai és kronosztratigráfiai jelen¬ téstartammal is bír. Természetesen ezeknek a nevezéktani kérdéseknek eldöntése, vagy akár a határkérdések, illetve az egyes litosztratigráfiai kérdések újragondolása és a nem¬ zetközi szinten történő állásfoglalás nem az értekezés fela¬ data, szerepe inkább összegző, figyelemfelkeltő jellegű. A kérdés a negyedidőszak helyzetéről feltehetően még sokáig függőben marad, de a jelenleg kialakuló álláspontok alapján, a kvarter, vagy negyedidőszak kifejezést semmi esetre sem kell — nem szabad — kitörölnünk geokrono¬ lógiai szótárunkból. Köszönetnyilvánítás Köszönetét mondok Császár Gézának a MTA Réteg¬ tani Bizottságának elnökének (ELTE TTK, Regionális Földtani Tanszék), valamint Jámbor Áronnak és Kordos Lászlónak (MÁFI) a lektorálás során nyújtott segítségéért. 94 Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról Irodalom— References Archiac, A. d\ 1849: Histoire des progrcs de la Géologie de 1834 í 1845, II, 2cme part, Tertiaire. — Société Géologique de Francé, Paris, 441-1100. - In: Aubry, M-R, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. Aurby, M-R, Berggren, W. A., Van Couvering, J. A. & Steininger, F. 1999: Problems in chronostratigraphy: stages, series, unit and boundary stratotype, global stratotype section and point and tarnished golden spikes. — Earth-Science Reviews 46, 99-148. Aubry, M-R, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. — Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. Bassett, M. G. 1985: Towards a „common language” in stratigraphy. — Episodes 8, 87-92. Beudant, F. S. 1822: Voyage minéralogique etgéologique en Hongriependant l’année (1818). — Chez Verdiére Libraire Quai Des Augustines No. 25, Paris, 659 p. Buckland, W. 1924; Reliquiae Diluvianae: or Observations on the Organic Remains Contained in Caves, Fissures, and Diluvial Gravel, and on other Geological Phenomena, Attesting the Action of an Universal Deluge. — London, Murray 303 p, Clague, J. 2005: Status of the Quaternary. — Your opinion sought. — Quaternary Perspectives 15/2, 116-117. Clague, J. 2006: Open letter by INQUA Executive Commitee. — Quaternary Perspectives 16/1, 158-159. Cita, M. 2007: Quaternary issue. — Kézirat, levél. Cooke, H. B. S., Hall, J. M., Rónai A. 1979: Paleomagnetic sedimentary and climatic records from boreholes at Dévaványa and Vésztő. —Acta Geologica Hungarica 22, 89-109. Császár G. 2002: A Magyar Rétegtani Bizottság által jóváhagyott geokronológiai és kronosztratigráfiai terminusok. — Földtani Közlöny 132/3-4, 481-483. Desnoyers, J. 1829. Observations sur un ensemble de dépöts marins plus récents que les terrains tertiaires du bassin de la Seine, et constituant une formation géologique distincte: précédees d’unapercu de la nonsimultanéité des bassins tertiaires. — Annales scientifiques naturelles 16, 171-214, 402-419. - In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. De Stefani, C. 1876: Sedimenti sottomarini dell’epoca postpliocenica in Italia. — Bolletin Régió Comitato Geologico Italia 7, 272-289. In: Pillans, B. 2004a: Proposalto redefine the Quaternary. - Episodes 27/2, p. 127. Ding, Z., Rutter, N. W. & Liu, T. 1997: The onset of extensive loess deposition around the G/M boundary in China and its paleoclimatic implications. — Quaternary International 40, 53-60. Doderlein, P. 1872: Note illustrative della Carta geologica dél modernese e dél Reggiano, Memória Terza, Modena 74 p. — In: Pillans, B. 2004a: Proposal to redefine the Quaternary. — Episodes 27/2, p 127. Forbes, E. 1846: On the connection between the distribution of existing fauna and flóra of the Brithis isles, and the geological changes which have affectedtheir area, especially during the epoch of the Northern Drift. — GreatBritain Geological Survey Memoir 1, 336-342. Francé, R. 1925: A Föld élete. — Pantheon Irodalmi Intézet R.-T., Budapest, 304 p. Franyó F. 1977: Exploratory drilling on the Great Hungárián Piain by the Hungárián Geological Institute from 1968 to 1975. — Földrajzi Közlemények 25 (101)/l-3, 60-71. Fülöp J., Császár G., Haas J., J. Edelényi E. 1975: A rétegtani osztályozás, nevezéktan és gyakorlati alkalmazásuk irányelvei. — Magyar Rétegtani Bizottság, MÁFI, Budapest 32 p. Gaál I. 1923:/! Eöld története, történelmi geológia. — Danubia Kiadása, Pécs, Budapest, 182 p. Gaál, I. 1943: Abánhidai Szelim-barlang „hiénás réteg”-e. — Földtani Közlöny 73, 430-448. Gibbard, P. 2004: Comment on Brad Pillan’s proposal fór redefining the Quaternary. — Quaternary Perspectives 14/1, 125-126. Gibbard, P. 2006: International comission on Stratigraphy Workshop. — Quaternary Perspectives 147, 117-119. Gibbard, P. & van Kolfschoten, T. 2005: The Pleistocene and Holocene Epochs. - In: Gradstein, F, M., Ogg, J, G. & Smith, A. G. (eds.) 2005: A Geologic Time Scale 2004. Cambridge University Press, 441-452 Gignoux, M. 1910: Sur la classification du Pliocéne et du Quaternaire dans l’Italie du Sud. Comptes Rendus de l’academie des Sciences 150, 841-844. — In: Pillans, B. 2004a: Proposal to redefine the Quaternary. Episodes 27/2, p. 127. Gignoux, M. 1913: Les formations marines du pliocénes et quaternaires de l’Italie du Sud et de la Sicilie. —Annales UniversitéLyon, n.s. 36, 693 p. - In: Pillans, B. 2004a: Proposal to redefine the Quaternary. Episodes 27/2, p. 127. Gradstein, F. M., Ogg, J. G., Smith, A. G., Bleeker, W., & Lourens, L. J., 2004: A new Geological Time Scale, with special reference to Precambrian and Neogene. — Episodes 27, 83-100. Gradstein, F. M., Ogg, J, G. & Smith, A. G. (eds.) 2005: A Geologic Time Scale 2004. — Cambridge University Press, 589 p. Gradstein, F. M., Finney, S. & Ogg, J. 2007: Current IUGS-IGC decisions on Quaternary and on pleistocene. — Quaternary Perspectives 16/2, 129-131. Harland, W. B., Armstrong, R. L., Cox, A. V., Craig, L. E., Smith, A. G. & Smith, D. G. 1989: The Quaternary Sub-era (Pleistocene Period). — In: The geologic time scale 1989. Cambridge University Press, Cambridge, New York, Port Chester, Melbourne, Sydney, 67-72. Hörnes, M. 1853: Mittheilung an Professor BRONN gerichtet, Wien. — Neues Jahrbuch fúr Mineralogie, Geologie, Geognosie und Petrefaktenkunde, 806-810. — In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. Hörnes, M. 1864. Die fossilen Mollusken des Tertiaerbeckens von Wien .—Jahrbuch dér geologischen Reichssansta.lt 14, pp. 509-514 - In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. JámborÁ. 1998: A magyarországi kvarter (negyedidőszaki) képződmények rétegtanának áttekintése. — In: Bérczi I. & JámborÁ. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MÓL és Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 495-517. King, W.B. R. & Oakley, K. P. 1949: Definiton of the Pliocene-Pleistocene boundary. — Natúré 163, 186-187. Kretzoi M. 1953: A negyedkor taglalása gerinces fauna alapján. — Alföldi Kongresszus, Magyar Tudományos Akadémia Műszaki Tudomᬠnyos Osztály Közleményei 8, 89-97. Kretzoi M. 1956: A Villányi-hegység alsó-pleisztocén gerinces-faunái. — Geologica Hungarica series Palaeontologica 27, 264 p. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 95 Kretzoi M. 1969: A magyarországi quarter és pliocénszárazföldi biosztratigráfiájának vázlata. — Földrajzi Közlemények 17 (93), 179-198. Kretzoi M. 1983: Kontinenstörténet és biosztratigráfia a felső harmadkor és a negyedidőszak folyamán a Kárpát-medencében és korrelációi .—Földrajzi Közlemények 31 (107), 230-240. Kretzoi, M. 1985: Sketch of the biochronology of the Laté Cenozoic in Central Europe. — In: Pécsi, M. (ed.): Problems of the Neogene and Quaternary in the Carpathian Basin. Studies in Geography in Hungary 19. Akadémiai Kiadó, Budapest, 3-20. Kretzoi M. & Krolopp E. 1972: Az Alföld harmadkor végi és negyedkori rétegtana az őslénytani adatok alapján. — Földrajzi Értesítő 21/2-3, 133-158. Kretzoi M. & Pécsi M. 1979: Pliocene and Pleistocene development and chronology of Pannonian Basin. —Acta Geologica Hungarica 22, 3-33. Kretzoi M. & Pécsi M. 1982:A Pannóniai-medence pliocén és pleisztocén időszakának tagolása. — Földrajzi Közlemények 30 (106), 300-326. Krolopp E. 1970: Őslénytani adatok a nagyalföldi pleisztocén és felső pliocén rétegek sztratigráfiájához. — Őslénytani viták 41, 5-43. Krolopp, E. 1982: Biostratigraphie Classification of Pleistocene Formations in Hungary on the Basis of their Mollusc Fauna. — In: Pécsi M. (ed.): Quaternary studies in Hungary. Geographical Research Institute of the Hungárián Academy of Sciences, Budapest, 107-111. Krolopp E. & Kordos L. 1988: A Magyar Rétegtani Bizottság Quarter Albizottságának állásfoglalása a pleisztocén magyarországi kronosztratigráfiai tagolását illetően. — Kézirat 2p. Lóczy L. (szerk) 1910: Magyarország negyedkori klímaváltozásairól. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Népszerű kiadványai 2/3, 51 -79. Lyell, C. 1833: Principles of Geology .3. kötet. — John Murray, London, 365 p. Miháltzné Faragó M. 1982: Tiszántúli alapfúrások palynológiai vizsgálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1980-ról, 103-120. Morlot, A. 1854: Über die quaternaren Gebilde des Rhonegebiets. — Verhandlungen, Schweizerische GesellschaftNaturwissenschaften 39, 161-164. - In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. Morlot, A. 1856. Sur le terrain quaternaire du Lac Léman. Bulletin de la Société vaudoise de Science Naturelle 6,101 -108. — In: Aubry, M- P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. Nádor A., Müller P, Lantos M., Thamóné Bozsó E., Kercsmár Zs., Tóthné Makk Á., Sümegi P, Farkasné Bulla J. & Nagy Tné. 2000: A klímaváltozások és az üledékesedési ciklusok kapcsolata a Körös-medence negyedidőszaki folyóvízi rétegsoraiban. —Földtani Közlöny 130/4, 623-645. NádorA., Lantos M., Tóth-MakkÁ. & Thamó-Bozsó E. 2003: Milankovitch.scale multi-proxi records from fluvial sediments of the last 2.6 Ma, Pannonian Basin, Hungary. — Quaternry Science Reviews 22, 2157-2175. Ogg, J. 2004: Introduction to concepts and proposed standardization of term “Quaternary”. —Episodes 27/2, 125-126. Partridge, T. C. (eds) 1997: The Plio-pleistocene Boundary. — Quaternary International 40, 100 p. Partridge, T. C., Wood, B. A. & deMenocal, PB. 1995: The influence of global climate change and régiónál uplift on large-mammalian evolution in eatern and Southern Africa. — In: Vrba, E.S. Denton, G.H. Partridge, T.C. & Burckle, L. H. (eds): Paleoclimate and evolution with an empasis on humán origin. Yale Univerity Press, New Haven, 331-355. Pávay E. 1871: Negyed-korszak vagy az ember uralmi korszaka. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve, 435-436. Pettko J. 1856: Jelentés Magyarországnak March folyóval határos részéről, mellyet a Magyarhoni Földtani Társulat megbízásából 1852 ősszel földtani vizsgálat alá vett. —A Magyarhoni Földtani Társulat Munkálatai 1, 53-72. Pécsi M. 1985: Chronostratigraphy of Hungárián loesses and the underlaying subaerial formation — In: Pécsi M. (ed.): Loess and the Quaternary Chinese and Hungárián case studies. Akadémiai Kiadó, Bp. 33-49. Pécsi M. 1986: A valódi vörösagyag geomorfológiai helyzete és földtani kora a Kárpát.-medencében. —Földrajzi Értesítő 35/3-4, 353-362. Pécsi M., Márton, P, Schweitzer, F., Hahn, Gy. 1985: The absolute chronology of the plio-pleistocene alluvial sequence overlaying the pediment of the Mátra Mountains. — In: Kretzoi M. & Pécsi, M. (eds): Problems of the Neogene and Quaternary. Akadémiai Kiadó, Budapest, 109-114. Pillans, B. 2004a: Proposal to redefine the Quaternary. -Episodes 27/2, p 127. Pillans, B. 2004b: Proposal to redefine the Quaternary. — Quaternary Perspectives 14/1, p 125. Pillans, B. & Naish, T. 2004: Defining the Quaternary. — Quaternary Science reviews 23, 2271-2282. Ráncé, H. 2003: The present is the key to the pást. — Elektronikus dokumentum, http://www.geowords.com/geohisthr.htm. Rappaport, R 1997: When geologist were historians 1665-1770. — Cornell University Press, Ithacva and London, 308 p. Reboul, H. 1833. Géologie de lapériode Quaternaire, Paris, 222 p. — In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. Remane, J. 1997: Foreword: chronostratigarphic standards: how are they defined and when should they be changed. — Quaternary International 40, 3-4. Remane, J., Basset, M. G., Cowie, J.W., Gohrbandt, K. H., Lane, H. R., Michelsen, O., Naiwen, W. 1996: Revised Guidelines fór the estabilishment of global chronostratigraphic standards by the International Comission on Stratigraphy (ICS). —Episodes 19/3, 77-81. Rio, D, Sprovieri, R., Castradori, D. & Dl Stefano, E. 1998: The Gelasian Stage (Upper Pliocene): A new unit of the global standard chronostratigraphic scale. — Episodes 21/2, 82-87. Rónai A. 1972: Negyedkori üledékképződés és éghajlattörténet az Alföld medencéjében. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 56/1, 421 p. Rónai A. 1983: Az üledékképződés szakaszossága az Alföld negyedidőszaki rétegeiben. — Földrajzi Értesítő 32, 451-459. Rónai A. 1984a: A plio-pleisztocén határ a nemzetközi és hazai irodalomban. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1982-ről, 167-172. Rónai A. 1984b: The development of quaternary geology in Hungary. — Acta Geologica Hungarica 27, 75-90. Rónai A. 1985a: Az Alföld negyedidőszaki földtana. — Geologica Hungarica series Geologica 21, 446 p. Rónai A. 1985b: The quaternary of the Great Hungárián Piain. — In: Pécsi M. (szerk.): Loess and the Quaternary. Akadémiai Kiadó, Budapest, 51-63. 96 Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról Rudwick, M. J. S. 2005: Bursting the limits of time. — The University of Chicago Press, Chicago, 708 p. Sajóhelyi F. 1904: A jég-korszak. — In: Geológia, II. A Föld története, Sztratigrafia és palaeontológia. Stampfel-féle Tudományos Zseb¬ könyvtár 155, Pozsony—Budapest, 155-160. Schimper, K.F. 1837: Die Eiszeit. Elektronikus dokumentum, http://www.biologie.de/biowiki/Karl _Friedrich _ Schimper. Semaw, S. et al. 1997: 2,5-million-year-old stone tools from Gona, Ethiopia .—Natúré 385, 333-336. Serres, M. de 1830: De la simultaneité des terrains de sédiments supérieurs. — La GéographiePhysique de l’EncyclopédieMéthodique 5, 125 p. In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. Shackleton, N. J. 1997: The deep-sea sediment record and the Pliocene-Pleistocene boundary. — Quaternary International 40, pp. 33-35. Staub M. 1887: Roth Samu „A Maga Tátra északi oldalának hajdani jégárai” című dolgozatáról. — Természettudományi Közlöny 19, p. 224. Steininger, F. F. 2002: Das Kanozoische Árathem. — Versuch einer Revision dér chronostratigraphischen Gliederung. — Cour. Forsch.- Inst. Senckenberg 237 , 39-45. Sümeghy J. 1955: A magyarországi pliocén és pleisztocén. — Kézirat, Doktori disszertáció, 108 p. Sümegi P. 2001: ^ negyedidőszak földtani és őskörnyezettani alapjai. — JATE Press, Szeged, 263 p. Szabó J. 1857: A budai meleg források földtani viszonyai. —A Magyar Természettudományos Társulat Évkönyvei 3, 1-11. Szabó J. 1860: A budai melegforrások folytatása Pesten. —A Királyi Magyar Természettudományos Társulat Közlönye 1, 182-183. Szabó J. 1861: Ajnácskő geológiai viszonyai. —A Királyi Magyar Természettudományos Társulat Közlönye 2, 84-94. Szabó J. 1872: Egy moréna képződmény a Mátrában. — Földtani Közlöny 2, 233-241 Szabó J. 1888: Ajégkorszak hatása Magyarországon. — Földtani Közlöny 18, 367-372. Szabó J. 1893: Az újkori vagy kenozoi csoport érája. — In: Előadások a geológia köréből. Természettudományi Könyvkiadó-Vállalat, Királyi Magyar Természettudományi Társulat,Budapest, 229-263. Székány B. 1908: A jégkorszak. (A jégkorszakról általában, különös tekintettel Magyarország területén kimutatott jégkorszaki jelenségekre.). — Hornyánszky Viktor Cs. és Kir. Udvari Könyvnyomdája, Budapest, 3-10. Török J. 1875: Ajégkorszak nyomai Magyarországon, s különösen Debreczen vidékén. — Természettudományi Közlöny 7, 462-467. Urbancsek J. 1963: Pliocén és pleisztocén üledékek földtani szintézisének újabb lehetőségei a vízföldtani kutatásban. — Hidrológiai Közlöny 43/5, 392-400. Vadász E. 1957: Földtörténet és Földfejlődés. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 847 p. Vai, G. B. 1997: Twisting or stable Quaternary boundary? A perspective on the glacial laté pliocene concept. — Quaternary International 40, 11 - 22 . Vendl A. 1952: Geológia II. -Tankönyvkiadó, Budapest, 559 p. Vogt, K. 1869 (E.G.): Az újabb vizsgálatok eredményei, az őstörténelem körében. — Természettudományi Közlöny 1, 364-369. Vogt, K. 1870 (M.B.): Vogt előadásai Pesten, az ember őstörténelméről. — Természettudományi Közlöny 2, 29, 70-79, 163-173. Zhiseng, A. 1985: A study on the lower boundary of Quaternary in North China stratigraphic significance of the Matuyama/Gauss boundary. — In: Pécsi M. (ed): Loess and the Quaternary. Akadémiai Kiadó, Budapest, 9-19. Kézirat beérkezett: 2007.04.03. Végjegyzet A kézirat leadása után újabb fejlemények történtek a negyedidőszak legfiatalabb egységének, a holocénnek a kérdésében is. Az ICS 2007 javaslatként vázolt geológiai kortábláján új geokronológiai egység jelent meg, az antropocén (anthropocene), alsó határa: 1800AD! 138/1, 97-106., Budapest, 2008 Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában Márton Ernő 1 , Márton Péter 2 , Zajzon Norbert 3 1 Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet, Paleomágneses Laboratórium, H-1145 Budapest, Columbus u. 17-23., e-mail: paleo@elgi.hu 2 Eötvös Loránd Tudományegyetem, Geofizikai Tanszék, H-1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/C., e-mail: martonp@ludens.elte.hu 3 Miskolci Egyetem, Ásvány- és Kőzettani Intézeti Tanszék, H-3515 Miskolc, Egyetemváros, e-mail: nzajzon@uni-miskolc.hu Environmental magnetism — the role ofmagnetic particles in tracing environmental pollution by anthropogenic dúst Abstract Environmental magnetism, a relatively new field of Science, involves the application of standard rockmagnetic techniques to solve problems arising in palaeoclimatic and provenance studies in various sediments, in studies of pedogenesis in soils and in the detection of environmental pollution. In this paper the authors are concerned only with the latter. Anthropogenic pollution sources, such as coal burning plants, steelworks, cement factories and vehicular traffic, all produce magnetic particles which after travelling somé distance in air may be deposited on vegetation and buildings or fali directly onto the topsoil. With modern equipment it is possible to get useful magnetic signals from the environmental matériái even if the magnetic component is just a minute fraction of the sample. Magnetism can thus be used as a tracer of environmental conditions. Fór example soil pollution by heavy metals can be detected by susceptibility measurements given the correlation established of high magnetic susceptibility with elevated concentrations of Cu, Pb etc. (Strzyszcz 1993, Strzyszcz et al. 1996, Hay et al. 1997, Hanesch & Scholger 2002, Márton & Márton 2006). After reviewing the basics of magnetic susceptibility, we proceed to present results of the application of this technique as outlined below. The susceptibility of samples from tree trunks were measured ( Figure 7) to detect pollution against distance from a road with heavy traffic along a perpendicular bystreet and found that the pollution could be traced to a distance of about 90 m from the main traffic ( Table 7). Angular and spherular particles using SEM of Fe-oxide and sulphide as well as of the metallic Fe composition, these were the sources of the susceptibility signal, were alsó \dent\f\ed(Figure 2). The North-Hungarian Inspectorate fór Environmental Protection runs monitoring stations in the township of Miskolc and its environs ( Figure 3) and these collect monthly samples of settled dúst. Both water soluble and water insoluble components of the samples are weighed. Their samples of water insoluble dúst collected between February, 2005 and April, 2006 were studied by susceptibility measurement. When all the data were pút together, it turnd out that the mass- specific susceptibility tends to decrease with increasing sample mass. This suggests that the magnetic pollution can be high even if the quantity of dúst remains low {Figure 4). The highest magnetic signals were obtained fór the station of DAM Rt. (an electrosteel works). This was the main source of industrial pollution, the effect of which (along with neighbouring ironworks) can at times be detected even as far away as Szent Ferenc Kórház (an hospital and TB- sanatorium). However, it is reassuring that housing (e.g. Martintelep) and recreation areas (e. g. Tapolca) are relatively clean of magnetic pollution (c. f. Figures 3 and 5). Finally, we studied settled dúst samples from Cluj County (Románia) which had collected under the same conditions as the ones in Miskolc. By courtesy of Farkas & Weiszburg (2006) we received samples from nine stations fór various months between March and June, 2003. They had already separated these intő seven grainsize fractions from >400 pm to < 1 pm; the second smallest of these fractions (3 2 pm - 1 pm) contributes most to the mass of the samples ( Figure 7) . Even after sampling fór mineralogy, all samples were of sufficient mass to measure the magnetic susceptibility, bút meaningful values of mass specific susceptibility were calculated only fór samples/month/fractions as shown in Table II. It is remarkable, that irrespective of the source of pollution (shown in op. cit. above) it is the (32 pm - 1 pm) grainsize fraction which exhibits significant mass specific susceptibility in almost all samples and alsó this is the grainsize rangé in which the occurrence of the Fe-oxide spherules may be expected. Pilot samples were subjected to Curie temperature runs both from Miskolc and Cluj County to identify the source of magnetic signals and this turnéd out to be magnetite {Figure 8). The concentration of magnetite goes up to 13% of the mass in the Miskolc samples and bút only to 3% in the Cluj county samples. Keywords: magnetic particles, anthropogenic dúst, environmental pollution 98 Márton Ernő et al.: Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában Összefoglalás A viszonylag új diszciplínának számító környezeti mágnesség magában foglalja azokat az egyébként a kőzetmágnesség körébe tartozó módszereket, amelyek alkalmasak pl. paleoklimatológiai problémák megoldására, a paleokörnyezet rekonstruálására vagy a jelen környezet antropogén szennyezettségének vizsgálatára. Ebben a munkában csak az utóbbiakkal foglalkozunk. Az antropogén szennyező források (széntüzelésű erőművek, vas- és cementgyártás, gépjárműforgalom) apró mágneses részecskéket juttatnak a levegőbe, amelyek bizonyos távolságon túl leülepednek a növényzeten, épületeken vagy közvetlenül a talaj felszínén. Modern mérőeszközökkel ezen részecskéktől származó mágneses jel még rendkívül kis koncentrációk mellett is kimérhető. Ilymódon a mágnesség a környezeti állapot nyomjelzőjeként hasznosítható. Például a talaj nehézfém szennyezése mágneses szuszceptibilitás méréssel nyomozható, ui. az a tapasztalat, hogy a talajban mérhető nagyobb szuszceptibilitás értékekhez általában megnövekedett nehézfém-koncentrációk tartoznak (Strzyszcz 1993, Strzyszcz et al. 1996, Hay et al. 1997, Hanesch & Scholger 2002, Márton & Márton 2006). A szuszceptibilitás fizikai alapjait a Bevezetésben tekintjük át, majd a továbbiakban e módszer alkalmazásával kapott eredményeket tárgyaljuk a porszennyezéssel kapcsolatban. A nagy forgalmú M1-M7 autópálya Budaörsi úti kivezető szakaszának egy mellékutcájában (XI. Homonna utca) fakéreg minták szuszceptibilitását határoztuk meg a főúttól mért távolság függvényében. A fatörzseken kiülepedett mágneses szennyezés mintegy 90 m távolságig volt nyomonkövethető (/. táblázat). A SEM felvételek (2. ábra ) szerint a szennyező mágneses részecskék apró vas-, vas-oxid- és vas-szulfid-szferulák, valamint szögletes vas-oxid-törmelékek. Vizsgáltuk továbbá az Észak-magyarországi Környezetvédelmi Felügyelőség által Miskolcon és környékén működtetett megfigyelő állomásokon ( 3. ábra) havi rendszerességgel begyűjtött, leülepedett porminták szuszceptibilitását a 2005. februártól 2006. áprilisig terjedő időszakra. Minden adatot felhasználva és csak a por vízben oldhatatlan frakcióját tekintve, úgy tűnik, mintha a mintatömeg növekedésével a tömegspecifikus szuszceptibilitás csökkenne (4. ábra). Ez annak a jele, hogy a mágneses szennyezés kistömegű ülepedett por esetében is lehet jelentős. Itt a helyi fő szennyező forrás a DAM Rt. vasgyárai, amelyek hatása időnként nagyobb távolságokon (pl. Szent Ferenc Kórház és Csanyik Tüdőszanatórium) is komolyan terheli a környezetet. Megnyugtató viszont, hogy lakótelepeken (pl. Martintelep) és üdülőkörzetekben (pl. Tapolca) a mágneses szennyezés általában kicsiny (vö. 3. és 5. ábrák). A miskolciakhoz hasonló méréseket végeztünk kilenc Kolozs megyei leülepedett pormintán, amelyek részét képezik annak a kollekciónak, amelynek ásványtani vizsgálati eredményeit a közelmúltban tették közzé (Farkas & Weiszburg 2006). E szerzők a mintákat hét szemnagysági osztályba sorolták >400 pm és <1 pm között és meghatározták az egyes szemcsefrakciók tömegeit is. Az említett kilenc mintára vonatkozó tömegadatok eloszlásában a 32-1 pm frakció általában nagy, vagy kiugróan nagy értékkel van képviselve (Z ábra). Nagyon valószínű, hogy ezekben a mintákban annak a frakciónak a tömege sem elhanyagolható, amely a tüdőbe bejut (<10 pm). Noha a szuszceptibilitásmérések az ásványtani meghatározásokhoz felhasznált anyag tömegével csökkentett tömegeken történtek, minden mintára, ill. frakcióra eredményesek voltak. A kiszámított tömegspecifikus szuszceptibilitások (II. táblázat) azonban egyedül a 32-1 pm frakcióban szignifikánsak majdnem minden mintára. Ez a mérettartomány az, amelyben a szferulák a mágneses tulajdonságok hordozói (vö. 2 ábra). Végül néhány kiválasztott miskolci és Kolozs megyei pormintán Curie-hőmérséklet-méréseket hajtottunk végre a mágneses jel forrását képező részecskék meghatározása céljából (8. ábra), amelyek magnetitnek mutatkoztak. A magnetit koncentrációja a miskolci mintákban eléri a 13 tömegszázalékot szemben a kolozsiakkal, ahol csak 3%-ig megy fel. Az utóbbi adatok jelentős környezetterhelési különbségre utalnak. Tárgyszavak: mágneses részecskék, antropogén por, környezetszennyezés Bevezetés Ipari forrásokból (acél és cementgyárak, széntüzelésű erőművek stb.) és járművekből többek között vastartalmú környezetszennyező anyagok is a levegőbe kerülnek, ame¬ lyek belélegezve, csupán kis szemcseméretüknél fogva egészségkárosítóak lehetnek. Utóbbi hatást növeli, hogy e részecskékhez mérgező nehézfémek (pl. Pb, Zn, Cu, Cr, Ni, Mo) társulhatnak, amelyek velük és más anyagokkal együtt szállítódnak, majd leülepednek. Általában az anyagok, és így a környezetet szennyező szálló, ill. leülepedett por is, egyéb jellemzőik mellett, kivétel nélkül rendelkeznek mágneses tulajdonságokkal, amelyek alapján dia-, para-, illetve ferromágneses (bele¬ értve a ferri-, és antiferromágnességet is) csoportokba sorolhatók be. A természetes ásványok közül pl. a kvarc és a kalcit diamágneses, az amfibolok és piroxének para- mágnesesek. A dia-, és paramágnesekkel szemben a ferromágneses csoport ásványai önálló mágneses momentummal rendelkeznek. Ilyenek az antiferromág- neses hematit és goethit, a ferrimágneses magnetit, maghemit, pirrhotin és greigit. Valódi ferromágneses komponensek a vas, kobalt és nikkel. Szobahőmér¬ sékleten a diamágnesek mágneses szuszceptibilitása ki¬ csiny és negatív, a paramágneseké kicsiny és pozitív, míg a ferromágneseknek viszonylag nagy pozitív szuszcep- tibilitásuk van. Nagyságrendeket tekintve, m 3 kg _1 egy¬ ségekben, a diamágneses ásványok 10~ 9 , a paramágneses és antiferromágneses ásványok 1CE 6 , a ferrimágneses ás¬ ványok 10 -3 , végül a vas 10 1 rendű szuszceptibilitással jellemezhető. A szálló, ill. leülepedő porban a diamágneses és paramágneses összetevők dominálnak, amelyek ásványtani módszerekkel jól azonosíthatók, míg a ferri-, és ferro¬ mágneses ásványok kis koncentrációjuk miatt gyakran észrevétlenek maradnak. Mágneses módszerekkel azonban még a nyomokban előforduló mágneses részecskék jelen¬ léte is biztonságosan és gyorsan kimutatható, ui. a modern Földtani Közlöny 138/1 (2008) 99 szuszceptibilitásmérők érzékenysége egészen kis mágneses anyagtartalom kimutatását is lehetővé teszi. Ennek köszönhető a viszonylag új, környezeti mágnesség nevet viselő diszciplína gyors térhódítása, amely a szuszcep- tibilitás paraméterek mérésével együtt a paleo-, ill. kőzetmágnességben használt módszereket alkalmazza a mágneses részecskék pontosabb meghatározására (pl. Curie-hőmérséklet-mérés). A m 3 kg -1 egységekben kifejezett tömegszuszceptibi- litásból becsülhető a mágneses frakció szemnagysága és koncentrációja. Mivel a szuszceptibilitás és a korábban említett nehézfémek koncentrációja között általában korreláció figyelhető meg, szuszceptibilitás „térképezéssel” olyan pontokat jelölhetünk ki, ahol a költségigényesebb kémiai elemzést is érdemes elvégezni. A levegőben szálló por a talajon, fákon, épületeken rakódik le, vagy vízbe hullik. Talajra vagy vízbe hullva egyéb ásványokkal keveredik, amelyek között lehetnek nagy szuszceptibilitásúak is (pl. magnetit, maghemit). Ezekben a közegekben a legnagyobb probléma a termé¬ szetes és az antropogén forrásból eredő szuszceptibilitás megkülönböztetése. Ilyen probléma általában nincs, ha faleveleken, fakérgen lerakodott port vizsgálunk. Utóbbi vizsgálatokban az okozza a nehézséget, hogy a szennyezést és a hordozó közeget nem tudjuk fizikailag szétválasztani, így a meghatározott tömegszuszceptibilitásokat erősen befolyásolja a hordozó anyag tömege, mely sokkal nagyobb a szennyezés tömegénél. Ezért leveleken és fakérgen végzett vizsgálatok csak kis területen belüli össze¬ hasonlításra alkalmasak, szigorúan szabályozott körül¬ mények között (pl. ugyanazon a napon gyűjtött anyag, ugyanaz a fafajta, ugyanolyan gyűjtési magasság stb.). Ebben a tanulmányban egy, a „klasszikus” vonalhoz tartozó faké- regvizsgálat mellett a vizsgálat tár¬ gyát illetően újdonságnak számító méréssorozatról is beszámolunk. Utóbbiakat az Észak-magyarországi Környezetvédelmi Felügyelőség ál¬ tal működtetett gyűjtőhálózat min¬ táin, ill. Kolozs megye Környezet- védelmi Hivatalának hálózati pont¬ jairól származó mintákon végeztük. Az említett szervezetek a leülepe¬ dett por vízoldhatatlan tömegét mé¬ rik, annak ásványos-kémiai össze¬ tételével és mágneses tulajdonsᬠgaival nem foglalkoznak. E minták nagy előnye az, hogy a mért szusz- ceptibilitásuk ismert tömegre vonat¬ koztatható. A leülepedett porok tömegszuszceptibilitása olyan para¬ méter, amely csak a mágneses szennyezéstől függ, ezért a szennyezés monitorozására és a kü¬ lönböző területek közötti össze¬ hasonlításra is kiválóan alkalmas. Fakérgeken végzett vizsgálatok A Budapest XI. Homonna utcában, a nagy forgalmú Budaörsi úttól kiindulva 10 darab, egyidős japán akác kérgéből mintegy 2 m magasságból, 2006. februárban gyűjtöttük mintákat (7. ábra). Bár törekedtünk arra, hogy a 1. ábra. Térképvázlat a Budapest XI. Homonna utcában mintázott, arab számokkal megjelölt fák elhelyezkedéséről (vö. 1 táblázat) Figure 1. Scetch map of Budapest, XI. Homonna utca and vicinity. The positions of the trees sampled far susceptibility measurement are indicated by numbered dots (c.f. Tablel) kéregdarabok egyforma nagyok legyenek, tömegük (a szennyezéssel együtt) az I. táblázatban feltüntetett mérték¬ ben változó. Először a minták látszólagos térfogati szusz- ceptibilitását mértük meg, majd a tömegek figyelembe- I. táblázat. A Budaörsi úti járműforgalom környezetszennyezésének terjedése a Budapest XI. Homonna utcában fakéreg mintákon mért mágneses szuszceptibilitások alapján (vö. 1 . ábra) Table I. Propagation of environmental pollution related to vehicular traffic along Budaörsi út detected by magnetic susceptibility measurements on tree bark samples in Budapest, XI. Homonna utca (c.f. Figure 1) Fa száma Number of tree Távolság a Budaörsi úttól Distance front Budaörsi str. Minta tömege (Fakéreg + szennyezés) Mass of the sarnple (bark+pollution) Látszólagos szuszceptibilitás Apparent sus-ceptibility Tömeg spec. szuszceptibilitás Mass spec. susceptibility m g lO' 6 Sí 10 8 m 3 /kg Budaörsi út és Harasztos út között Between Budaörsi and Harasztos streets 1 15 3,01 108,4 36,01 : 3 37 1,95 73,9 37,90 ! 4 51 1,56 32,2 20,64 8 86 2,12 50,3 23,73 10 87 2,08 27,6 13,27 12 91 1,45 20,9 14,41 13 107 2,73 42,6 15,60 15 118 2,63 47,5 18,06 Harasztos út és Maderspach Károlyné utca között Between Harasztos and Maderspach Károlyné streets 18 | 183 I 2,16 ] 1_323_1 14,95 Maderspach Károlyné és Élőpatak utca között Between Maderspach Károlyné and Élőpatak streets 23 [ 301 [ 3,83 | 53,6 | 14,00 100 Márton Ernő et al. Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában vételével számítottuk a m 3 kg _1 -ban kifejezett tömegszusz- ceptibilitást, amely a (mágneses) szennyezés és a fakéreg együttesét jellemzi. Ezekből kiolvasható, hogy a Budaörsi úttól kb. 90 m távolságig egyértelműen a főút autófor¬ galmának tulajdonítható a szennyezés (a Homonna utca e szakaszán nincs autóforgalom). Ez meglepően nagy távolság, ha figyelembe vesszük, hogy az uralkodó szél a Budaörsi út felé fúj. Kissé növekszik a szuszceptibilitás a Harasztos út forgalmának köszönhetően (13. és 15. fák, amelyek nagyon közel vannak a kereszteződéshez), majd ismét csökken a Budaörsi úttól távolodva (/. táblázat). A két legszennyezettebb fakéregdarabot elektronmik¬ roszkóppal (SEM) is vizsgáltuk. Mivel a szennyezést a kéreg durva felületéről nem lehetett eltávolítani, apró kéregdarabok vizsgálatára került sor. A felvételeken agyagásványokon kívül (amelyek valószínűleg a Budai Márgából származnak) különböző összetételű és méretű szögletes szemcsék és ép vagy törött szferulák láthatók, amelyek minden valószínűség szerint a járműmotorok mozgó alkatrészeinek kopásából, valamint a kipufogó rendszerekben nagy hőmérsékleten leváló részecskéktől erednek (2. ábra). Érdemes megjegyezni viszont, hogy a közúti közleke¬ désből eredő szennyezők mágneses hatása a talajon a távolsággal viszonylag gyorsan lecseng. Pl. Németország főútjai mentén az úttól 2 m-re a felére csökken és 5 m-nél távolabb nem észlelhető (Hoffmann et al. 1999). Saját méréseink is hasonló eredményre vezettek (Márton & Márton 2006). A közlekedéstől származó környezet- szennyezés vizsgálata tehát a talajszennyezés szempont¬ jából megnyugtató eredményeket hozott, amennyiben je¬ lentős nehézfém szennyezéssel néhány méterre a forgalmas utaktól már nem kell számolnunk. Viszont a gyorsan kiülepedő, viszonylag nagy szemcseméretű szennyezésen túl, finomabb, sokszor a szálló por tartományba (<10 pm) eső fémszennyezés az úttól kb. 100 m-re is kimutatható. Soproni levélszennyezés-vizsgálatunk arra egedett követ¬ keztetni, hogy az ilyen szennyezés terjedését a levegőben fallal lehet hatékonyan megakadályozni (Márton & Márton 2006). Az első sorban zajvédelmet szolgáló falak jó hatásfokkal állhatják útját a belélegezhető káros részecskék terjedésének is. Leülepedett porok vizsgálata Miskolci minták Az ülepedő por mennyiségi meghatározása céljából az Észak-magyarországi Környezetvédelmi Felügyelőség Mis¬ kolcon és környékén 18 állomásból álló mérőhálózatot mű- 2. ábra. SEM felvételek fakéregre települt szennyező részecskékről a) 1 - a fakéreg szerkezete, 2 - szögletes Fe-oxid-szemcse, 3 - főleg agyagásványokból álló bevonat, b) 1 - Ti-oxid-szferula, 2 - egy alapot alkotó szögletes Fe-oxid-szemcse, 3 - agyagásványok, c) 1 - Fe-szulfid-szferula halmaz, d) 1 - kis Ca-tartalmú fémes vas-szferula Figure 2. SEMphotographs of pollution particulates settled on a tree bark a) 1- tructure of the bark, 2 - angularly shapedFe-oxide grain, 3 - coating of predominantly clay minerals. b)l- Ti-oxide spherule, 2 - angularly shaped Fe-oxide grain, 3 - clay minerals. c) 1—stack of Fe-sulphide spherules. d) 1 — Ca bearing metallic iron spherule Földtani Közlöny 138/1 (2008) 101 3. ábra. Az Észak-magyarországi Környezetvédelmi Felügyelőség mérőhálózatának ülepedő por mérő állomásai Miskolc városban és környékén Figure 3. Monitoring stations fór settled dúst run by the N Hungárián Inspectorate fór Environmental Protection in the township of Miskolc and environs ködtet (5. ábra), amely iparilag és/vagy járműközlekedéssel erősen terhelt (pl. DAM Rt., cementgyárak, 3-as út, ércelőké¬ szítő) állomásokat és a „háttérértékek” meghatározását célzó állomásokat (pl. Szt. Ferenc Kórház /Csanyik Tüdőszanató¬ rium, Tapolca Vízmű, Bükkszentkereszt) foglal magában. Mágneses mérésekre ismert vízoldhatatlan tömegű pormintákat kaptunk, néhány hónap híján a 2005. február - 2006. áprilisi időszakra. Az egy-egy hónapban összegyűlt porminta vízoldhatatlan tömege általában kisebb, mint 0,2 g. A mágneses szuszceptibilitás jól mérhető, a tömeg- szuszceptibilitások pontosan meghatározhatók. A 4. ábra az összes adat figyelembe vételével készült, és a mért tömeg¬ specifikus szuszuszceptibilitás tizes alapú logaritmusát tünteti fel a vízoldhatatlan portömeg tizes alapú loga¬ ritmusának függvényében. A regressziós egyenes enyhe negatív meredeksége arra utal, hogy a két mennyiség nem teljesen független egymástól. Más szavakkal, lehetnek olyan időszakok, amikor a porterhelés jelentősen lecsökken, ugyanakkor a vele járó egészségkárosító mágneses és potenciális toxikus nehézfém szennyezés veszélye továbbra 4. ábra. Miskolc és környékén 2005. február és 2006. április között havonta ülepedett vízoldhatatlan por tömegspecifikus szuszceptibilitás - minta tömeg eloszlásának kumulatív dia¬ gramja a mérőállomások adatai alapján Figure 4. Cumulative diagram showing monthly values of mass- specific susceptibility against sample mass of water insoluble settled dúst fór all stations investigated in Miskolc and environs between February, 2005 and April, 2006 is fennállhat (4. ábra). Az adatrendszert megfigyelési pontokra bontva és csak a (hely és gyűjtési hónap szerint) biztosan azonosítható mintákat véve figyelembe változatos képeket látunk (5. ábra). Kiemelkedően nagyok a tömeg- szuszceptibilitások a DAM Rt. területén, ami nem meglepő, viszont figyelemreméltó, hogy a DAM-tól kb. egyforma távolságra telepített Vargahegy és Bársony J. u. állomᬠsokon nagyon eltérőek az értékek, amit a szélirányok különbözősége okozhat. Érdekes, hogy a cementgyárak és az ércelőkészítő körzetében gyűjtött minták szuszceptibi- litása viszonylag kicsi, valószínűleg a csökkent kibocsátás következtében. A „háttérértékek” meghatározására szolgáló állomáshe¬ lyek legtöbbjén a mágneses szennyezettség viszonylag kicsi. Egyik ilyen ponton azonban (Szt. Ferenc Kórház /Csanyik Tüdőszanatórium) olyan nagy tömegszuszceptibilitás érté¬ keket is mértünk, amelyek messze meghaladják pl. a nagy DAM Rt. Bársony János út 90-. Vargahegy 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 90 -, Szent Ferenc Kórház 90- Megyei Kórház 90-, 80- t Tüdőszanatórium soJ 80- 70- 70 — 70- 60- 60- 60- 50- 50- 50- 40. y 40- 40- 30- 30- 30- 20- 20- 2 °: 10- ► 10 J io- 0 - . o: . o: iL, 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 Sajószigeti út 0,15 0,2 0,25 0 30 20- 10 - 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 Martintelep 30-, Hejőcsaba #♦ 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 Minta tömege — Sample mass (g) 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 Tapolca 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 5. ábra. Miskolc és környékén 2005. február és 2006. április között havonta ülepedett vízoldhatatlan por tömegspeci¬ fikus szuszceptibilitás - minta tömeg eloszlásának diagram¬ jai kilenc kiválasztott mérőállomás adatai alapján Felső sor: DAM Rt (acélmű) és 1 km-es körzetén belül, középső sor: kórházak és a Megyei Kórház közelében lévő állomás (Sajószigeti út), alsó sor: Hejőcsaba (cementmű és főút), valamint lakó-üdülő körzetek (vő. 3. ábra ) Figure 5. Diagrams showing monthly values of mass-speciflc susceptibility against sample mass of water insoluble settled dúst fór nine selected stations investigated in Miskolc and environs between February, 2005 and April, 2006 Upper row: DAM Rt. (steelworks) and two stations (Bársony János út and Vargahegy) within its neighbourhood of 1 km, Middle row. two hospitals (Szent Ferenc Kórház és Megyei kórház) and one station (Sajószigeti út) near to the latter. Lower row: Hejőcsaba (cement factory and main road) and two stations ofhousing (Martintelep) and recreation (Tapolca) areas (c.f. Figure 3) 102 Márton Ernő et al. Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában Satellite ©Tescan 20 j.im HV: 20.0 kV DET: BSE Detectedor 1 — 1 — Satellite ©Tescan 50 1 J m 6. ábra. SEM felvételek a leülepedett porminták mágneses részecskéiről a) szferulák tömeges előfordulása (DAM Rt.), b) 1. és 2. majdnem tiszta vas- (vas-oxid-) szferulák kevés Zn, Ca és Mn tartalommal, 3. Túlnyomóan vas-, vas-oxid-szferula kevés Zn-, Mn-, Sí- és Cr-tartalommal (Komlós-tető), c) szferula szerkezete (DAM Rt.) Figure 6. SEM photographs of magnetic pollution particulates in settled dúst samples a) mass occurrence of magnetic spherulae (DAM Rt.) b) 1 and 2: iron (iron-oxide) spherulae with little Zn, Ca and Mn, 3: predominaní iron (iron-oxide) spherule with subordinate Zn, Mn, Si and Cr (Komlóstető), c) structure of a spherule (DAM Rt.) gépjárműforgalmú Sajószigeti út megfigyelőponton mért értékeket. így valószínűsíthető, hogy a Tüdőszanatórium légterében időnként jelentős a vasművektől vagy távolabbi forrásokból származó szennyezés. A mágneses részecskék (vasban gazdag szferulák) SEM felvételeiből a 6. ábrán láthatóakat választottuk ki. Kolozs megyei minták Ezen minták mágneses vizsgálata Farkas & Weiszburg (2006) a Földtani Közlönyben megjelent dolgozatához kapcsolódik, amely a Kolozs Megyei Környezetvédelmi Hivatal által 2003 márciusa és júniusa között, 18 mintavételi helyről havonta begyűjtött porminták ásványtani össze¬ tételének meghatározásával foglalkozik. Fenti szerzők kérésünkre, az általuk 7 szemcseméret kategóriába sorolt anyagból, 9 helyről származó, összesen 175 mintát adtak át mágneses (és tömeg) mérésekre. A minták mindegyikén II. táblázat. Kolozs megyében gyűjtött porminták különböző szemnagysági frakcióinak tömegspecifikus szuszceptibilitásai 10‘ 6 m 3 /kg egységekben (félkövér) és a méréshez rendelkezésre álló tömegei mg-okban zárójelben Tahié II. Cluj County. Mass specific susceptibility (bőid) in 10~ 6 m 3 /kg and mass of settled dúst available fór measurement (in brackets, in mg) fór each of the separated grainsize fraction fór nine sampling sites Frakció - Fraction (pm) >400 400-250 250-125 125-63 63-32 32-1 <1 311! 2,2 (65) 3,4 (65) - 3IV 18,2 (10) - 3V 4,3 (30) 4,4 (85) - 3 VI 1,0 (45) 3,1 (25) 2,6 (20) 2,9 (80) 3,1(125) - 6 IV 1,5 (75) 2,2 (35) 2,4(210) 6V 25,0 (5) 9V 1,8 (50) 1,3(190) 4,6 (65) 5,5(115) 5,7 (18) 9 VI 0,7 (60) 5,6 (28) 3,2 (95) 3,7 (445) 5,9(1110) - ht (75) 8 v 3,0 (30) 2,6 (55) 9,7 (60) 10 VI 28,2 (150) 22,2 (85) 6,8 (120) 2,9 (220) 6,3 (100) - 14 V 4,8 (35) 20,2 (15) 13,4 (10) 14 VI 14,6(100) 11111 « (15) 17IV 9,1 (8) 17 V 3,4 (40) 4,7 (25) 3,8 (30) 5,6 ( 13 ) 3,2 (40) 3,5 (60) 17 VI 2,3 (45) 3,1 (70) 18111 1,3(100) 18IV 24,3 (35) 18,3 (30) 18 V 8,2 (10) 18 VI 3,0 (130) 5,7(290) 1,5 (25) 22 Hí 22 IV 4,6 (30) 4,4 (60) 6,4 (25) 4,4(115) 22 VI 2,4 (45) 3,6 (23) 2,6 (55) 23IV 3,9 (35) 5,2 (30) 4,7(100) 23 V 2,2 (65) - 23 VI Bal oldali oszlop: arab számok: állomásazonosítók (vő. Farkas & Weiszburg 2006), római számok: hónapok. Üres cella: túl kis szuszceptibilitás, -: hiányzó frakció. Leftmost column, arab numbers as in Farkas & Weiszburg (2006) and different months (Román mtmerals). Emptycell: too low susceptibility, hyphen: missingfraction. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 103 mértük a mágneses szuszceptibilitást, amely a minták sokszor igen kis tömege (minden szemcseméret-frakcióból hiányzott az ásványtani vizsgálathoz használt anyag) elle¬ nére jól mérhető volt (II. táblázat). Ahol a látszólagos szusz- ceptibilitás kicsi volt, ott nem határoztunk meg tömeg- szuszceptibilitást (üresen maradt cellák). Ahol a rendel¬ kezésre álló minta tömege 10 mg-nál kisebb, de a látszólagos szuszceptibilitás nagy volt, ott meghatároztuk a a) tömeg szuszceptibilitást, de ezt csak tájékoztató adatnak tekintjük (II. táblázat). Figyelemre méltó, hogy bármi is a szennyezés forrása, a 32-1 pm frakció szinte kivétel nélkül jelentős tömegszuszceptibilitással rendelkezik. Ugyan¬ akkor ez az a frakció, amely a legtöbb mintavételi ponton a legnagyobb tömegű (7. ábra) és amelyben a 10 pm-nél kisebb vastartalmú szferulák előfordulása várható (vö. 2. ábra). b) 7. ábra. A leülepedett vízoldhatatlan por tömegeloszlása a különböző szemnagysági tartományokban Kolozs megye 12 (6-6) mérőállomásán (Farkas & Weiszburg 2006) a) Tömegátlagok a jelzett hónapokra vonatkozólag, b) Tömegek a jelzett hónapra vonatkozóan. Az ábracímekben az arab számok az állomásazonosítók, a római számok a hónapok (a részleteket lásd a hivatkozott cikkben). Szemnagysági tartományok pm-ben: 0-1: > 400,1-2: 400-250,2-3:250-125,3-4:125-63,4-5:63-32,5-6:32-1,6-7: <1 Figure 7. Distributions of water insoluble masses ofsettled dúst between the different grainsizefractions at 12(6plus 6) stations of Cluj County a) Mass averages fór the months indicated. b) Masses fór the month indicated. Figure titles show the ide ntification numbers of the stations as in Farkas & Weiszburg (2006)/ months (Román numerals). Grainsize fractions are in pm asfollows: 0-1; >400,1-2:400-250, 2-3:250-125, 3-4:125-63, 4-5:63-32, 5-6:32-1, 6-7 = <1 104 Márton Ernő et al. Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában A miskolci és Kolozs megyei porminták törnegszuszceptibilitásainak összehasonlítása A két anyag összehasonlításakor azonnal feltűnik, hogy Miskolcon sokkal nagyobb tömegszuszceptibilitása van az ülepedő poroknak, mint Kolozs megyében, akár iparilag terhelt, akár csak a közlekedés által érintett gyűjtőpontokra meghatározott értékeket hasonlítunk össze. A különbség valójában nagyobb a látszólagosnál, hiszen a Kolozs megyei porok átlagos tömegszusz¬ ceptibilitása biztosan kisebb, mint a II. táblázatban található egy-egy frakcióra mért legnagyobb érték. Felmerül a kérdés, hogy Miskolc nehézfém környe¬ zetterhelése valójában is többszöröse-e a Kolozs megyeinek vagy, hogy a mágneses szemcsék minőségileg különböznek a két területen. Az ásványtani vizsgálat nem terjedt ki a Kolozs megyei anyagban talált szferulák összetételének meghatározására, noha a röntgen- felvételeken egy bizonytalan spinell-csúcs jelentkezik (Farkas & Weiszburg 2006). Mi a szuszceptibilitás hőmérsékletfüggésének mérésével Curie-pont és fázis¬ átalakulási hőmérsékletek meghatározására tettünk kísér¬ letet ( 8. ábra). Ennek eredményeként megállapíthatjuk, hogy Miskolcon éppúgy, mint Kolozs megyében a mág¬ neses ásvány a magnetit, elemi vas (esetleg ötvözet) nincs a mintákban. Ebből következik, hogy Miskolcon valóban nagyobb a mágneses és ezzel együtt a valószínűsíthető nehézfém környezetterhelés. A magnetit koncentrációja a leülepedett porban Miskolcon eléri a 13 tömegszázalékot, míg Kolozs megyében maximum 3 tömegszázalék. Következtetések Ipari forrásból és járművektől eredő környezetszeny- nyezést fakérgeken, és környezetvédelmi szervezetek hálózati pontjain összegyűjtött pormintákon vizsgáltunk mágneses módszerrel. A gyűjtött porminták, amelyeket tudomásunk szerint még sehol sem vizsgáltak mágneses szempontból, a kutatás ideális tárgyainak bizonyultak. Ennek az oka, hogy tömegszuszceptibilitásuk csak a mágneses szennyezéstől függ, míg talajokban a természetes és antropogén forrásból származó mágneses ásványok együtt fordulnak elő, a faké¬ rgek szennyezése pedig gyakorlatilag nem választható le a hordozó közegről. Porminták mágneses tömegszuszcep¬ tibilitása egymástól távol eső területek összehasonlítását is lehetővé teszi, kiválóan alkalmas a szennyezés monitorozásᬠra, sőt a mágneses szemcsék tömegszázalékának becslésére is (ehhez meg kell határozni a mágneses ásványt). Fakéreg és ülepedő por vizsgálatainkból a következő megállapításokat tehetjük: — A fákon megtelepülő mágneses szennyezés for¬ galmas utak mentén több 10 m-re is jelentős terjedésének, fallal lehet hatékonyan útját állni. Zajvédő falak építésével a légzőszerveket károsító hatás is komolyan csökkenthető lenne. • melegítés — beating hűtés — cooling hőmérséklet — tempera tűre Í'C) 8. ábra. Szuszceptibilitás-hőmérséklet görbék néhány porminta Curie-hőmérsékletének (T c ) meghatározására a) Ni és magnetit (Mt) etalon, (T c ) Ni = 360 °C, (T c ) Mt = 578 °C, b) Miskolc (DAM Rt.), c) Kolozs megye (9. sz. állomás, 63-32 pm-es frakció), d) Kolozs megye (23. sz. állomás, 32-1 pm-es frakció) Figure 8. Susceptibility-temperature runs fór Curie temperature (TJ determination ofsome settled dustsamples a) Ni plus magnetite (Mt) standard sample (T c ) m - 360 °C, (T c ) MI -578 °C, b) Miskolc (DAM Rt.), c) Cluj County (Station9, grainsize fraction 63-32 pm), d) Cluj County (station23, grainsizefraction 32-1 pm) Rövid közlemények Föld tani ^ífái iaji GeolofúrB ■Á 138/1, 107-110., Budapest, 2008 Are there any Dachstein Limestone fragment in the Felsővadács Breccias Member? Géza Császár, Félix Schlagintweit, Olga Piros, Balázs Szinger Van egyáltalán Dachsteini Mészkő a Felsővadácsi Breccsában ? Összefoglalás Megállapítást nyert, hogy a korábbi véleményekkel szemben a Felsővadácsi Breccsának nem fő alkotója a Dachsteini Mészkő, sőt elő sem fordul benne. Az annak vélt anyag platformi eredetű felső¬ jura mészkő. Introduction The Felsővadács Breccia Member of the Bersek Mari Formation of Berriasian age is a product of a rapid change in the sedimentary environment within certain parts of the Alpine-Carpathian realm; this rapid change occured due an alteration of the tectonic style. In Hungary it is restricted to the Gerecse Mountains ( Figure 1), where the pelagic limestone of the Jurassic was replaced by the siliciclastic sedimentation at the beginning of the Cretaceous. The phenomenon re- sembles the Barmstein Limestone in the Northern Calcareous Alps and alsó the Nozdrovice (Faupl et al. 1997) and the Walentowo Breccias (Krobicki & Slomka 1999) in the Western Carpathians. This prevailing rock type is the major difference among them so far, because the latter ones composed of Jurassic rocks (mainly limestones) while the Felsővadács Breccia — according to the literature — com- prises rock fragments 75% of which are Dachstein Lime¬ stone, and the rest is Jurassic radiolarite and basic volcanic materials. Short history of the process of recognition The Felsővadács Breccia was discovered by Hofmann (1884) in the Paprét Ravine (Figure 2). He characterised it as a “sandy, greenish glaukonitic, breccia-like limestone bank”. Figure 1. Location and simplified geological map of the Gercse Mountains (after Gyalog & Síkhegyi 2005 modified) Legend: a = Neogene and Quaternary, b = Palaeogene, c = Lower Cretaceous, d = Jurassic, e = Upper Triassic, 1 -Törökbükk, 2 -Póckő, 3 - Margit-tető, 4 - Pusztamarót, 5 - Nagy- Pisznice S, 6 - Paprét Ravine, 7 - Bagoly Hill S, 8 - Bánya Hill N, 9 - Szél Hill S, 10 - Szél Hill N, 11 - Alsó-Látó Hill, 12 - Tűzkő Hill 1. ábra. A Gerecse helyszínrajzi és egyszerűsített földtani térképe ( Gyalog & Síkhegyi 2005 után, módosítva) 108 Császár Géza et al.: Is there any Dachstein Limestone f ragment in the Felsővadács Breccia Member? Figure 2. Upper Jurassic formations (lower half) and Felsővadács Breccia banks (upper half of the picture) in a surface outcrop, Paprét Ravine, Süttő 2. ábra. Felső-jura képződmények és a Felsővadácsi Breccsa padjai a süttői Paprét- árokban Forthermore, on the hasis of the ammonites he dated it as Berriasian. According to Fülöp (1958) the Dachstein Lime¬ stone is the predominant rock type of the breccia bút basalts (i.e. the „diabase”) and radiolarite fragments are alsó typical constituents whereas dolomité and Jurassic limestone clasts are very scarce. The only fossil he mentioned as evidence fór the Triassic age of the limestone fragments is Tríasina sp., although he listed the types of Dachstein Limestone as follows: foraminiferal, ooidic and coral-bearing ones. The base of the formation is sand and sandstone consisting of the same type of rocks as the breccia does (Fülöp 1958). Its fossil assemblage is composed of belemnites, ostreid bivalves, Milleporidium sp. and Leptophyllia cf recta. Accordingly, he interpreted the Felsővadács Breccia as being of littoral and sublittoral origin. Fülöp (1958) assumed that a nearby zone of land covering a large area was the source region fór the Dachstein Limestone clasts whilst the volcanites and radiolarites came from a more distant piacé. The spatial extent of the Felsővadács Breccia was outlined by Császár (1995), who alsó emphasized that its formation represents an isochrone event due to the fact that the breccia cuts facies boundaries represented by the Szentiván- hegy Limestone and the Bersek Mari Formations. Its thinnest (10 cm) occurrence is found within the Szentivánhegy Limestone at Szomód to the west; its thickest occurence (2.3 m - with a Holocene cover) is east of the Nagy-Pisznice Hill close to the base of the Bersek Mari. According to B. Árgyelán & Császár (1998) the source area was located along the Hurbanovo tectonic line. At somé time this was an island arc system, consisting of obducted oceanic basement rock types and platform carbonates at the same time. The occurrence of Clypeina jurassica [now C. sulcata (Alth.)] in the mátrix of the breccia formation indicates a nearby carbonate platform in the Laté Jurassic and Early Cretaceous (Császár et al. 1998). New outcrops of breccia formation were proved by Fodor & Lantos (1998). Bárány (2004) summarized the knowledge gathered about the Felsővadács Breccia. Based on sedi- mentological investigation on polished rock surfaces from different outcrops Petrik (2008) proved the existence of an olistosinagma type debris-flow sedimentation. During the preparatory field phase of his work we have recognised that there is no typical Dachstein Limestone among the breccia graines described by Fülöp (1958). Instead of this the bír ( Figure 3. a) Bedding pláne of the Felsővadács Breccia, Paprét Ravine, Süttő, b) Polished surface of a Felsővadács Breccia slab, Törökbükk, Lábatlan viliágé. Lenght of the photo is 8 cm. 3. ábra. a) A Felsővadácsi Breccsa rétegfelszíne a Paprét-árokban, b) A Felső¬ vadácsi Breccsa polírozott felszíne a lábatlani Törökbükkről limestone debris is pale grey and there are only slight differences only ( Figure 3a, b). Looking at the thin sections in details it turnéd out that there is no evidence fór the presence of the Dachstein Limestone among the debris at all. This was the fact which inspired the initiation of a thorough micro- palaeontological study to clear up the age of the clasts and the their mátrix. Fór this purpose using thin sections from a few surface outcrops (e.g. Törökbükk, Lábatlan; Szél Hill, Tardos; Tűzkő Hill, Szomód; Alsó-Látó Hill, Tardos and Paprét Ravine, Süttő) and a few core samples from the Tardosbánya Tb-1 borehole) were investigated. The textúrái pattern and microfossil study of the limestone clasts and the mátrix As can be seen by the unaided eye the shape and the size of the limestone debris are varied. Their size can vary from sand- grain size up to ten cm. The shape can be well-rounded and alsó subangular (albeit rarely) bút there are lots of examples of debris whose shape is irregular; these can be convex and concave at the same time. This feature is particularly con- vincing in thin sections. There are cases where the boundary between the clasts and the mátrix is nőt simple to recognize. The mátrix is mainly micritic, mudstone-type bút in those cases when the breccia has been deposited in calcareous environment it may alsó contain pelagic microfossils (e.g. calpionellids) as well. The texture of the limestone clasts varies from wackestone up to grainstone. The allochems consist of bioclasts and pelletal grains here. Földtani Közlöny 138/1 (2008) 109 From the studies mentioned above it was learned that in the Felsővadács Breccia there are practically no megafossils and in the group of microfossils green algae and foramini- fera predominate. Both of them can be studied in thin sections bút when examining the foraminifera a dissolution residue of concentrated acetic acid was alsó used fór the clasts and the mátrix independently. Amongst the occurring benthic foraminifera the following taxa are worth while mentioning Andersenolina alpina (Leupold), Andersenolina elongata (Leupold), Ander¬ senolina cf. delphinensis (Arnaud-Vanneau, Boisseau & Darsac), Mohlerina basiliensis (Mohler) (Figure 4), Proto- peneroplis cf. ultragranulata (Gorbatchik), Pseudocyclam- mina lituus (Yokoyama) {Figure 5), Redmondoides lugeoni (Septfontaine). The isolated fauna gained by treatment with acetic acid shows the existence of a few microfossils: the most Figure 4. Mohlerina basiliensis (Mohler) benthic foraminifera in thin section, Törökbükk section, Lábatlan 4. ábra. Mohlerina basiliensis ( Mohler ) bentosz foraminifera vékonycsiszolatból a lábatlani Törökbükk szelvényéből Figure 5. Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) benthic foraminifera in thin section, Törökbükk section, Lábatlan 5. ábra. Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) bentosz foraminifera vékony- csiszolatban a lábatlani Törökbükki szelvényből Figure 6. Clypeina sulcata (Alth.) Dasycladalean alga in thin section, borehole Tardosbánya Tb-2,115.5 m 6. ábra. Clypeina sulcata (Alth.) Dasycladacea-metszet a Tardosbánya Tb-2 fúrás 115,5 méteréből Figure 7. Actinoporella podolica (Alth.) Dasycladacean alga in thin section, Szél Hill, Tardosbánya viliágé 7. ábra. Actinoporella aff. podolica (Alth. ) Dasycladacea-metszet a tardosi Szél¬ hegy déli szelvényéből abundant are the foraminifera, bút there are alsó minor contents of the valves of ostracods and recrystallized radiola- rians. The most characteristic foraminifers are Trocholina sp., Tritaxia sp., Lenticulina sp. and Patellina sp. Amongst the dasycladalean algae Clypeina sulcata (Alth.) (. Figure 6 ) is the most common, other taxa are Clypeina cf. estevezi Granier, Salpingoporella annulata Carozzi and Selliporella aff. neocomiensis (Radoicic) and Actinoporella aff. podolica (Alth.) (Figure 7). Debris of Thaumatoporella parvovesi- culifera (Raineri) and nodules of Lithocodium-Bacinella are fairly common. From a biostratigraphic point of view with respect to microfacies, the dominance of clasts (wackestones) indicating to a lagoonal environment is striking. The age of the Felsővadács Breccia The exact age of the Felsővadács Breccia is nőt known. Based on ammonites Vígh (1984) was the first to mention that these beds were probably deposited at the turn of the Berriasian to the Valanginian. While studying nannofossils Fogarasi (2001) came to a similar conclusion (i.e. Laté Beri- asian to Early Valanginian). Somé poorly preserved ammonoids found in the upper breccia layer of the Paprét Ravine section indicate a Berriasian age (Főzy 1993). According to Bárány (2004) the age of the uppermost bed of this member ránk unit is Early Valanginan as it is shown by Calpionellites darderi derived from the upper bedding pláne - PVfnyhBiL m . Js.i r* V '3 110 Császár Géza et al.: Is there any Dachstein Limestonefragment in the Felsővadács Breccia Member? of this layer. The association of benthic foraminifers and dasycladalean algae (mentioned above) indicates a Laté Tithonian - Berriasian age. Given the recent State of knowledge on this subject it can nőt be excluded that there could be recognizable differences between the lowermost and uppermost layers, because the numbers of beds and their respective thicknesses vary significantly. To discover the ages of different beds needs more extended systematic studies. Conclusions — The predominant part of the limestone clasts derives írom a Laté Tithonian to Berriasian carbonate platform of an unknown lithostratigraphic unit. This is characterized by Clypeina sulcata and somé other green algae and alsó benthic foraminifera like pseudocyclamminids, proto- peneroplis and trocholiniform taxa. In addition to these a few stromatoporids alsó occur. — The other relatively frequent limestone clast is the Calpionella limestone, which may belong to the Szent- ivánhegy Limestone. This is typical fór the basinal and submarine high facies of the Transdanubian Rangé including the Gerecse Mountains. — It is supposed that the source area is located to the north of the Gerecse Mountains, where the carbonate platform has been developed on the Southern margin of the quondam island arc. The radiolarite and mafic magmatic rock of the oceanic basement obducted on this island arc (írom where they together with the platform carbonate and other volcanic rocks eroded intő the back arc basin) is now called the Gerecse Mountains. The unconsolidated lime műd on the carbonate platform and submarine highs within the back arc basin might have produced the mátrix fór the Felsővadács Breccia. The pebbles of the mafic and ultramafic rocks with chrom spinell bear witness to the nearby location of the island arc with an oceanic basement. This event can be correlated well with the Barmstein Breccia in the Northern Calcareous Alps (Gawlick et al. 2005, Frisch & Gawlick 2003, Schlagintweit & Gawlick 2007) and alsó with the Nozdrovice and the Walentowo Breccia (Krobicki & Slomka 1999) in the Western Carpathians (and alsó with respect to the lithologic composition). The appropriate stratigraphic correlation and palaeogeographic implications of these formations will be considered in an other paper currently under preparation. References — Irodalom Bárány M. 2004: A jura-kréta határ gravitációsan átülepített képződményei az északi-Gerecsében — Diplomamunka, ELTE, Általános és Történeti Földtani Tanszék, 72 p. B. Árgyelán G. & Császár G. 1998: Törmelékes krómspinellek és azok jelentősége a gercsei jura képződményekben. —Földtani Közlöny 128/2-3,321-360. Császár G. 1995: A gerecsei és a vértes-előtéri kréta kutatás eredményeinek áttekintése. —Általános Földtani Szemle 27, 133-152. Császár G., Galácz A. & Vörös A. 1998: A gerecsei jura — fácieskérdések és alpi analógiák. — Földtani Közlöny 128/2-3, 397-435. Faupl, P. Császár, G. & Misík, M. 1997: Cretaceous and Palaeogene sedimentary evolution in the Eastern Alps, Western Carpathians and the North Pannonian region: An overview. —Acta Geologica Hungarica 40/3, 273-305. Fodor L. & Lantos Z. 1998: Liász töréses szerkezetek a Ny-Gerecsében. — Földtani Közlöny 128/2-3, 375-396 Fogarasi A, 2001: A Dunántúli-középhegységi alsó-kréta képződmények mészvázú nannoplankton sztratigráfiája. — PhD thesis, ELTE Általános és Történeti Földtani Tanszék, 95 p. Főzy, I. 1993: Upper Jurassic ammonite biostratigraphy in the Gercse and Pilis Mts (Transdanubian Central Rangé, Hungary). — Földtani Közlöny 123/4, 441-464 Frisch, W. & Gawlick, H. J. 2003: The nappe structure of the Northern Calcareous Alps and its disintegration during Miocéné tectonic extrusion — a contribution to understanding the orogenic evolution of the Eastern Alps. — International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau) 92, 712-727. Fülöp J. 1958: A Gerecsehegység kréta időszaki képződményei. — Geologica Hungarica series Geologica 11, 123 p. Gawlick, H. J., Schlagintweit, F. & Missoni, S. 2005: Die Barmsteinkalke dér Typlokalitát nordwestlich Hallein (hohes Tithonium bis tieferem Berriasium; Salzburger Kalkalpen) Sedimentologie, Mikrofazies, Stratigraphie und Mikropaláontologie: neue Aspekte zűr Interpretazion dér Entwicklungsgeschichte dér Ober-Jura Karbonatplatform und dér tektonischen Interpretazion dér Hallstátter Zone von Hallein - Bad Dürrnberg. — Neues Jahrbuch Geologische PalantologischeAbhandlungen 236, 351-421. Gyalog L. & Síkhegyi F. 2005: Magyarország földtani térképe 1:100 000. — CD-ROM, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. Hofmann K. 1884: Jelentés 1883 nyarán Ószőny és Piszke között foganatosított földtani részletes felvételekről. — Földtani Közlöny 14, 174-190. Krobicki, M. & Slomka, T. 1999: Berriasian submarine mass movements as results of tectonic activity in the Carpathian Basins. — Geologica Carpathica 50, 42-44. Petrik A. 2008: A Felsővadácsi Breccsa klasztjainak orientációs vizsgálata. — Modern Geográfia X, 1-16. Schlagintweit, F. & Gawlick, H. J. 2007: Analysis of Laté Jurassic to Early Cretaceous algal debris-facies of the Plassen carbonate platform in the Northern Calcareous Alps (Germany, Austria) and in the Kurnbesh area of the Mirdita Zone (Albánia): a tool to reconstruct tectonics and paleogeography of eroded platforms. — Facies 53, 209-227. Vígh G. 1984: Die biostrtatigrafische Auswertung einiger Ammoniten-Faunen aus dem Tithon des Bakonygebirges sowie aus dem Tithon- Berrias des Gerecsegebirges. — MAFI Évkönyv 67, 135-210. Addresses: Császár, Géza: Department of Régiónál Geology, Eötvös Loránd University H-1143 Budapest Stefánia str 14., csaszarg@mail.datanet.hu, Schlagintweit, Félix: Lerchenauerstr. 167,80935 München, Germany, schlagintweit@t-online.de Piros, Olga: Geological Institute of Hungary, H-1143 Budapest Stefánia str 14., piros@mafi.hu Szinger, Balázs: Department of Palaeontology, Eötvös Loránd University H-1117 Budapest Pázmány P. str. IC, szinger.balazs@gmail.com Hírek, ismertetések Összeállította: Palotás Klára _ - - földtani KfizlWi ^ÁSrfatí Qeoloc^f.al 138/1,111-116., Budapest, 2008 a Föld éve® FöleHudomí nyok $z emberiségéit A Föld bolygó nemzetközi éve nyitórendezvénye a párizsi UNESCO-palotában még több vízre, energiára, ásványi nyersanyagra, fémre, talajra lenne szükség. E példa nélküli és dinamikusan növekedő erő bolygónk élet- fenntartó rendszereit is fenyegeti. Amennyiben az emberiség igénye¬ it nem sikerül egyensúlyba hozni a természeti erőkkel, jövőnk (és a megmaradt földi élet jelentős részének jövője) hosszú távon nem lesz biztosítható. A Föld valószínűleg képes ellátni 9 milliárd em¬ bert, de az ökoszisztéma és a biodiverzitás feláldozásával, ráadásul úgy, hogy nem vagy alig marad hely bioüzemanyag számára. A Föld Bolygó Nemzetközi Éve nagyszabású nyitórendezvé¬ nyét - kutatók, politikusok és diákok részvételével - 2008. február 12-13-én tartották az UNESCO párizsi székhelyén. A kezdemé¬ nyezés célkitűzéseit világszerte egyre többen ismerik fel, és ennek köszönhetően lassacskán egyre jobban körvonalazódik a Föld Bolygó Nemzetközi Éve igazi jelentősége: ráirányítani a figyelmet arra, hogy az emberiség szembesülni kénytelen a Föld végességével. Ezer résztvevő — kutatók (65 ország nemzeti bizottságának kül¬ döttei, nemzeti és nemzetközi földtudományi szervezetek vezetői), politikusok (az UNESCO vezetői, állam- és kormányfők, minisz¬ terek, államtitkárok) és diákok (a Föld éve alkalmából meghirdetett diákpályázat győztesei) — jelenlétében, 2008. február 12-13-án, az UNESCO párizsi székhelyén tartották meg az ENSZ által 2008-ra meghirdetett Föld Bolygó Nemzetközi Éve nyitórendezvényét. Megnyitójában Koichiro Matsuura, az UNESCO főigazgatója a fizikai környezet és a társadalom átalakulásának soha nem ta¬ pasztalt gyorsaságára hívta fel a figyelmet. A politikusi beszédeket követően a résztvevők nyilatkozatot fogadtak el. (A magyar fordítás csatoltan található.) A „Párizsi nyilatkozat” a fenntarthatóság megteremtése, egyben a földtudományok nagyobb megbecsültsége érdekében megteendő lépéseket foglalja össze. Mint ismeretes, a Föld éve alkalmából tíz, társadalmilag és globálisan fontos tudományos-ismeretterjesztő témát hirdettek meg: felszín alatti víz, geo-katasztrófák, Föld és egészség, éghajlat, energia és nyersanyag, óriásvárosok, a Föld mélye, az óceánok, talaj, Föld és élet. A megnyitó rendezvény három szekciójában e témák lénye¬ gében mind előkerültek. A „ Népességnövekedés és éghajlatváltozás: kihívás a Föld számára” című szekcióban Renate Christ, a Nobel-békedíjas IPCC titkára, Ghislain de Marsily, a Francia Tudományos Akadémia tagja, Ruud Lubbers korábbi holland miniszterelnök, és Arti Mehra, Delhi polgármestere fejtette ki nézeteit. Az előadóülést és az azt követő eszmecserét Aubrey Manning (BBC) vezette. „A Föld kincsei: átok vagy áldás?” szekcióban Thierry Desmarest, a TOTÁL igazgató tanácsának elnöke, Mark Myers, az USGS igazgatója és Wang Shouxiang, Kína föld- és nyersanyagügyi minisztere (minister of Land and Resources) volt. A „ Geo-veszélyek: a kockázat csökkentése, az odafigyelés növelése ” c. témában Peter Hoppé, a München Biztosító geokockázat-kutatási osztályának vezetője és Sospeter Muhongo, az ICSU afrikai regionális igazgatója tartott előadást. Mindkét vitát Marina Mielczarek (Rádió Francé International) vezette. Népességnövekedés a Földön Az emberi tevékenység manapság nem csak az éghajlati felté¬ teleket módosítja, hanem geológiai hatótényezőként is figyelembe veendő: az emberiség több anyagot mozgat meg, mint a felszíni geológiai folyamatok együttvéve. Előrejelzések szerint 2050-re a Föld népessége a jelenlegi 6 milliárdról 9-re nő. Következésképpen A Föld energia- és ásványkincse: átok vagy áldás? Világszerte tapasztalható, hogy az alapvető szükségletek ára a csillagos égbe emelkedik. Ez azért van, mert a Föld nyersanyag- és energiakincse iránt soha nem tapasztalt igény lépett fel. A természeti erőforrások kiaknázása és a kapcsolódó iparágak virágzanak, de ennek haszna igen egyenlőtlenül oszlik meg az egyes nemzetek és emberek között. A természeti erőforrásokban gazdag országok nem mindig fektetik be hasznukat más, tartósan versenyképes ágaza¬ tokba. A Föld anyagainak kitermelése és feldolgozása tájrom¬ bolással és környezetszennyezéssel a biodiverzitás radikális csök¬ kenésével jár. A Föld kincseiből a következő generációknak is hagyni illenék. Az emberiség mindeddig képes volt alkalmazkodni min¬ denféle nehézséghez. A mostani kihívás lényege abban áll, hogy olyan gazdaságot építsünk ki, amely figyelembe veszi, hogy a Föld erőforrásai kimerülőben vannak. Geo-veszélyek A Föld sokszor nincs egyensúlyi állapotban. A mélybeli dina¬ mikus folyamatok a felszínen is megnyilvánulnak, és ez megnöveli a természeti veszélyek hatását és tönkreteszi az életet. A Föld mélyé¬ nek örökké változó feltételeiből adódó helyzetekhez a felszínen élőknek elkerülhetetlenül alkalmazkodniuk kell. Az emberiség ki¬ válthatja, felgyorsíthatja, de csökkentheti is a természeti katasztró¬ fák számát és hatását. A fizikai előfordulás és a gazdasági követ¬ kezmény eloszlása a Földön meglehetősen egyenlőtlen. Az emberi veszteséget a szegényebb országok szenvedik el, míg a gazdagabbak inkább csak a helyreállítás költségeit viselik. Az egyre nagyobb kockázatokkal járó helyeken sajnos — számos különféle ok miatt — továbbra is élni fognak emberek. A nyitórendezvényhez kiállítások, film- és könyvbemutatók is csatlakoztak, és a földtudományi szervezetek (pl. IUGS, IUGG, IGCP) is mind képviseltették magukat. A tudományos közösségek számára talán a legérdekesebb hír az, hogy a Natúré 2008. évi januári számában 16, a Föld évéhez kapcsolódó cikk jelent meg, és ezek ingyenesen letölthetők a http://www.nature.com/nature/ supplements/collections/yearofplanetearth/ weboldalról. A résztvevők számára Párizs polgármestere a Hotel de Ville-ben adott fogadást. A nemzetközi diákpályázat győztesei (mintegy 200 diák sok-sok országából, közöttük Kármán Krisztina, az ELTE geo¬ lógushallgatója, aki Magyar UNESCO Bizottság, az Oktatási Mi¬ nisztérium és a Szabadalmi Hivatal támogatásával tudott kiutazni) több különprogramon vettek részt. Meg is dolgoztatták őket: az UNESCO-beli megnyitóra komponált Föld-éneket (,,Geo-song”-ot) mindannyiuk énekes-zenés-táncos előadásában láthattuk-hallhattuk. A Francia Tudományos Akadémia párizsi székházában február 13-án délután tartották meg a Föld évét szervező nemzeti bizott¬ ságok vezetőinek értekezletét, amelyen Magyarországot Brezs- nyánszky Károly, a Föld éve Magyar Nemzeti Bizottságának elnöke és Szarka László tikár képviselte. Itt vált biztossá, hogy a magyar- 112 Hírek, ismertetések országi nyitórendezvényre (Budapest, Magyar Természettudományi Múzeum, 2008. április 17-20.) - eleget téve a Magyar Tudományos Akadémia Földtudományi Osztálya meghívásának — a nemzetközi szervezet vezetője, Eduardo de Mulder is eljön. A Föld bolygó nemzetközi éve anyaga a weben nem csak angolul, hanem más nyelveken is elérhető lesz. A Föld éve témákat - más, kapcsolódó földtudományi rendezvénysorozatokéval együtt — magyarul a GEO-FIFIKA című füzetsorozat ismerteti, de a www.foldev.hu/geofifika.htm weboldalon az eredeti angol Föld éve prospektusok magyar fordítása is megtalálható. Szarka László, a Föld bolygó nemzetközi éve Magyar Nemzeti Bizottság titkára A Föld bolygó nemzetközi éve nyitórendezvényén (UNESCO, Párizs, 2008. február 12-13.) elfogadott „Párizsi nyilatkozat” Felidézve, hogy 2008-at az ENSZ nagygyűlése a Föld Bolygó Nemzetközi Évévé nyilvánította, Figyelembe véve, hogy az egyedülálló, változatos és örökké változó élet a Föld önfenntartó rendszerétől függ, Hangsúlyozva, hogy a globális fenntarthatósággal kapcsolatos minden döntésben figyelembe veendő a meglévő és jövőbeni földtudományi ismeretek tárháza, Megjegyezve, hogy az éghajlattal, vízzel és egyéb természeti nyersanyagforrásokkal, energiával, egészséggel, talajokkal, az óceán¬ nal, a Föld mélyével, a természeti veszélyekkel és magával az élettel kapcsolatos földtudományi ismeretekek javarészt ismeretlenek a közvélemény számára és gyakran a döntéshozók sem veszik ezeket figyelembe; Annak tudatában, hogy a Föld bolygó nemzetközi éve jelentős szerepet játszhat a Föld-erőforrások fenntartható használatának elősegítésében, és — az ENSZ UNESCO-vezette „Oktatási évtized a fenntartható fejlődésért” programján, valamint az ENSZ ún. Mille- neumi fejlesztési célkitűzéseinek előmozdításán keresztül — értékes szolgálatot tesz az emberiség (a társadalmak) számára, Meggyőződve arról, hogy a Föld Bolygó iránti tisztelet megte¬ remtése, valamint a közfigyelem felkeltése a Föld összetevőinek sé¬ rülékenysége és bennük rejlő lehetőségek, továbbá a természeti veszélyeztetettség mérséklése iránt, megalapozzák a nemzetek békésebb, virágzó és beteljesült együttélését; mindezekből követ¬ kezően: Felhívjuk az összes nemzet döntéshozóinak figyelmét arra, hogy tegyék szabadon elérhetővé és hasznosítsák a bolygónkról ren¬ delkezésre álló ismeretek gazdag tárházát, és ösztönözzék a fejlődő és a fejlett országok hasznát egyaránt szolgáló új ismeretek és technológiák létrejöttét; Bátorítjuk a földtudományi közösségeket, közszolgálati szerve¬ zeteket és a magánszektort, hogy új ismeretek születése érdekében támogassák ezt a kezdeményezést, és alakítsanak ki olyan új straté¬ giákat, amelyek mérsékelni fogják a természeti veszélyeztetettség következményeit, és - a rohamosan bővülő globális társadalom jelenlegi és a jövendő generációk majdani szükségleteinek kielé¬ gítése érdekében - a fenntartható fejlődés felé terelnek; azzal, hogy Tegyék elérhetőbbé a földtudományi ismereteket, egyrészt a nemzeti oktatási rendszerek felülvizsgálatával, másrészt a föld- és űrtudományi intézetek és egyetemek kutatási kapacitásának növe¬ lésével; Készítsenek a Földről, mint globális rendszerről, egységes digitálisan és nyilvánosan elérhető információs anyagokat, mint ami¬ lyenek például az OneGeology vagy az ENSZ Adat Infrastruktúra (UNSDI) projektek keretében készülnek; Támasszanak nagyobb közérdeklődést a Föld mint egységes rendszer szerkezete, evolúciója, szépsége, sokszínűsége és a tájakba telepített emberi kultúrák iránt azáltal, hogy geoparkokat, bioszféra¬ rezervátumokat, világörökségi helyeket hoznak létre, amelyek a megőrzés és a fejlesztés közösségi eszközei, Fejlesszék a Föld-megfigyelés módszereit és rendszerét (a távér¬ zékelő és in-situ megfigyelőrendszereket egyaránt), hogy a jövőben előre jelezhetők legyenek a Föld szféráiban végbemenő nagy változások, és erősítsék a meglévő Föld-megfigyelési rendszereket; Állítsanak fel, a fenntartható fejlődést szolgáló nemzetközi föld- tudományi kutatóközpontot; Jelentessenek meg könyveket, DVD-ket és egyéb más média¬ eszközöket annak érdekében, hogy a földtudomány a nagyközönség számára elérhetőbbé váljon, és hogy a Föld Bolygó Nemzetközi Évének hatása tartós legyen. Tegyük a Földet az emberiség jobb otthonává! Földtudományok a társadalomért Események _ Megalakult a Dél-dunántúli „GeoKlub” A Magyarhoni Földtani Társulat Dél-Dunántúli Területi Szerve¬ zetének elnöksége tájékoztatja a tagságot, hogy a 2007. szeptember 25-i pécsi elnökségi ülésén határozott a geotudományi szakterü¬ leteket tömörítő, és a társulati szervezet keretén belül működő „GeoKlub” megalakulásáról. Előzmények: az utóbbi időben némileg háttérbe szorult a föld- tudományok és a hozzájuk csatlakozó szakágazatok együttműkö¬ dése. Ezen kíván segíteni a „GeoKlub” egy kötetlen és önkéntes, laza társulás létrehozásával, melybe alkalmanként várjuk az aktuális téma iránt érdeklődő bányászokat, geológusokat, mérnökgeoló¬ gusokat, hidrológusokat, hidrogeológusokat, geotechnikusokat, geofizikusokat, geodétákat, geográfusokat, környezetvédő műsza¬ kiakat, mélyépítőket. A „GeoKlub” működésének célja a társadalmi közösségeket érintő földtani problémák és kérdéskörök felderítése, megvitatása, javaslattétel a megoldásukra. A „ GeoKlub ” feladatul tűzi ki: - a Dél-Dunántúli régió akut földtani problémáinak felderítését, alakulásuk nyomon követését, - helyszíni bejárások, szemlék szervezését, lebonyolítását, - aktuális földtani kérdések műszaki megoldási lehetőségeinek megvitatását az érintett geo- társszakterületek bevonásával. A „GeoKlub” rendezvényein a résztvevők tájékoztathatják egy¬ mást a felmerülő napi szakmai problémákról, feladatokról, továbbá lehetőségük nyílik szakmai konzultációkra, tapasztalatcserékre, különös tekintettel a fiatalabb és a tapasztaltabb kollégák közti jó együttműködés kialakítására. Számítunk a szakhatóságoknál dol¬ gozó kollégák, és egyetemisták csatlakozására is. A „GeoKlub” nyitott, bárki javasolhat témát, ezért kérünk minden tagtársat, hogy a lakóhelyük környezetében észlelt, és megoldásra váró földtani problémákról a „GeoKlub” alábbi alapító kezdeményezőit, vagy az elnökséget tájékoztassák, továbbá tegyenek javaslatot a klub tevékenységi körének bővítésére. A „GeoKlub” rendezvényekről az MFT és a társegyesületek tagságát saját Hírlevelük útján tájékoztatjuk. Dr. Kaszás Ferenc (trilobita.bt@chello.hu), Horváth Zsolt (zsohorvath@mol.hu), BODORKÓS Zsolt (konyvtar@olajmuzeum.hu) Földtani Közlöny 138/1 113 Személyi hírek _ Zimmermann Katalin, a Magyarhoni Földtani Társulat ügyvezető igazgatója 2007. 11. 30-án nyugdíjba vonult. Utóda Krivánné Horváth Ágnes. Kázmér Miklós és Budai Tamás 2007. június 13-án megkapta az MTA doktora címet. A disszertációk címe: Kázmér Miklós: Paleogén ősföldrajz az alpi-kárpáti régióban, Budai Tamás: Medenecék és platformok kialakulása és fejlődése a Bakony középső-triász története során. Földessy Jánost az MTA MAB Bányászati-Földtani Szakbizottsága 2007. november 24-én a Földtani Munkabizottság elnökévé választotta. PhD védés: Nagyné Pálfalvi Sarolta (témavezető: Kázmér Miklós) 2008. ja¬ nuár 14-én megvédte A Vértes eocén üledékképződési környeze¬ teinek rekonstrukciója mikrofácies vizsgálatok alapján című érte¬ kezését. A 2007. évi Ifjú Szakemberek Ankétján győztes előadások: Elméleti kategóriában I. helyezett: Szanyi Gyöngyvér (ELTE FFI Geofizikai Tsz.): Budai barlangok kalcitkiválásainak urán-soros kormeghatározása. Gyakorlati kategóriában I. helyezett: Tóth Emőke, Szinger Balázs (ELTE FFI Őslénytani Tsz.): Mikro- CT alkalmazása, mint új lehetőség az őslénytani kutatásban. Könyvismertetés _ Török Ákos: Geológia mérnököknek Műegyetemi Kiadó, Budapest 2007 A Geológia mérnököknek c. egyetemi tankönyvet földtudomᬠnyi- és mérnökhallgatóknak, mérnököknek, építészeknek, környe¬ zetvédelmi szakembereknek egyaránt ajánljuk, azzal az üzenettel, hogy a geológia a látszólag állandó, de valójában igen dinamikusan változó Föld tudománya, amelynek ismerete a földtani-, a mérnöki-, a tervezői- és környezetvédelmi munkához elengedhetetlen. Geoló¬ gus-, bányamérnök-, földrajz-, földtudományi- és régészhallgatók¬ nak, és e szakmák művelőinek azért lehet hasznos olvasmány, mert a geológia alkalmazott mérnöki oldalát is kihangsúlyozza. A könyv fejezetei áttekintik a geológia mérnöki vonatkozásait kezdve az ásványtani, kőzettani, geomorfológiai és vízföldtani alapoktól egészen az alkalmazott mérnökgeológiáig. A mérnökgeológián belül a laboratóriumi vizsgálatok ismertetik a vizsgálati módszereket leíró érvényes szabványokat (MSZ EN) és bemutatják a hazánkban előforduló legfontosabb kőzettípusok fizikai tulajdonságait is. A kötet esettanulmányokon keresztül próbálja érzékeltetni a geológia fontosságát és a geológiai vizsgálatok szerepét a földtani és mérnöki gyakorlatban. A szerző megpróbálta úgy összeállítni a könyv ábráit és szöveges részeit, hogy az elméleti földtani ismeretek mellett a gyakorlati életben is alkalmazható, az alkalmazott földtani és a mérnöki munka során is felhasználható geológiai információkkal szolgáljon. Ezt segíti a kötet végén található tárgymutató, amely a geológiai címszavak alapján gyors keresési lehetőséget biztosít az egész könyv anyagában. Teljes terjedelmében színes, gazdagon illusztrált (több mint 400 színes fotó és ábra). Hasonló szakkönyv magyarul még nem jelent meg. A keményfedelű, fűzött, 384 oldalas könyv, 2007. december 10. jelent meg. A kötet megvásárolható a Műegyetemi Kiadó Könyves¬ boltjában (1111 Budapest, Goldmann György tér 3., V2-es épület, földszint 2., tel: 4632309 fax: 4665714), megrendelhető e-mailen: megrend@kiado.bme.hu, vagy Budapesti Műszaki Egyetem, Építőanyagok és Mérnökgeológiai Tanszékén, 1111 Budapest, Stoczeku. 2., Tel: 463-2414 (BME), e-mail: torokakos@mail.bme.hu. A kötet ára: 5 900 Ft. Előj egyezhető 4700 Ft-os áron a Magyar Állami Földtani Intézet Könyvtárában (library@mafi.hu). TöRöKÁkos Egy évfolyam története a magyar bányászat sorsfordító évtizedeiből 1951-2006 Nehézipari Műszaki Egyetem, Miskolc-Sopron Bányamérnöki Kar, Bányaművelő, geológus és olajmérnöki szak, Földmérőmérnöki Kar, Földmérő és geofizikus szak Magánkiadásban 2007-ben jelent meg az 1951-ben beiratkozott hallgatók életútját bemutató kiváló szerkesztésű 569 oldalas könyv. Sajnos ez az évfolyam nem korábban kezdte tanulmányait, mert akkor ez a könyv pár évvel ezelőtt jelenhetett volna meg, ugyanis ez a könyv etalonja lehetett volna a későbbi évfolyamok hasonló tartalmú könyveinek. A recenzens írója azért tudta nehezen letenni a könyvet, mert 1952-ben kezdte meg tanulmányait szintén Miskolcon, folytatta Sopronban és a könyvben szereplők közül igen sokkal barátságban volt/van a mai napig. A könyvből számtalan általam addig nem ismert történés olvasható és bizonyára számos könyvben szereplő is érdeklődéssel olvashatott olyat, amit egyetemi évei alatt — bizonyos kényszer miatt sem - nem tudott. Az „Előszó” (Kiss Dezső) után „Az Alma Mater történetét” (6-14. oldal) Bőhm József mutatta be napjainkig. Ezt követően (15-25. oldal) olvashatjuk azt a 172 nevet, akik Miskolcon - és azt a 73 nevet - akik Sopronban kezdték meg tanulmányaikat. Mind a 245 név után szerepel a születési hely, a pontos születési dátum, a kar neve és az, hogy életrajz vagy nekrológ szerepel a könyvben. A következő fejezetben az „Elemzések” (26-49. oldal) a Bor¬ sodi, Ózdi Szénbányák (Balogh Béla, Kiss Dezső), az uránbᬠnyászat (Sallay Árpád) és a bauxitbányászat (Gádori Vilmos) történetét olvashatjuk, majd Simon Sándor összeállításában részle¬ tes statisztikát (50-60. oldal) találunk az évfolyamról. A „Tanszékek és tantárgyak” bemutatása (61-84. oldal) (Sallay Árpád, Gerzson István, Nagy Sándor, Németh József) után „Egyetemi történetek” (85-160. oldal) (Sallay Árpád, Bodrogi Frigyes, Gerzson István, Kovács István, Nagy Sándor, Karabélyosné Gesztelyi Éva, Szűcs Imre, Verő József) olvashatók. A 161. oldalon kezdődnek a „Szakmai önéletrajzok”, melyben az 551. oldalig 64 bányamérnök, 15 olajmérnök, 9 geológusmérnök, 18 geofizikusmérnök és 53 földmérőmérnök életútját ismerhetjük meg. Sajnos már nagyon soknak az életútját gyermeke vagy felesége írta meg vagy arról nem olvashatunk. A statisztika szerint az 1951-ben beiratkozott hallgatók közül 90 bányaművelő-mérnök, 18 olajmérnök, 17 geológusmérnök, 44 földmérőmérnök és 29 geofizikusmérnök védte meg diplomatervét. Kiváló és nemes gondolat, hogy a könyv legvégén olvashatjuk Kovács Ferenc gyászbeszédét Zambó János, és Molnár László gyászbeszédét Dzseki bácsi temetésén. A recenzens írója csak azt sajnálja, hogy a könyv kereskedelmi forgalomba nem került, így azt csak a könyvben szereplőktől lehet kölcsön kapni, de talán a „köteles példányok” megtalálhatók egyes könyvtárakban is. A könyvet ajánlom mindenkinek, akit érdekelnek az 1951-től kezdődő évek napjainkig, hiszen kitűnő - nemcsak bányászati - korrajzokat olvashatunk számtalan szomorú és vidám történés megismerésével. Horn János 114 Hírek, ismertetések Mátyás Ernő: Geológia — Geológusok-bányamérnökök részére és mindenkinek „Az emberiség története azzal kezdődött, hogy az ember felvett egy követ. ” Ez az egyik bevezető, egyben ajánló mondata a fent nevezett egyetemi tankönyvként is használt 372 oldalnyi terjedelmű kötet¬ nek. A könyv a kozmikus környezetünktől, az ember környezetét adó geoszférákon át az ásványok szerkezetét meghatározó belső mikrovilágig tárgyalja a körülöttünk lévő világot. Teszi ezt azzal az alapvető gondolattal, hogy bemutassa a világ és annak egyes részei, különös tekintettel a Földre és a földkéregre, mennyire hasznosít- hatóak az ember földi léte, társadalmi mozgása és tényleges továbbélése szempontjából.A körülöttünk lévő világ, az élettelen és az élő anyag összefüggéseit, az anyagot felépítő kvarkoktól a Naprendszer tagjaiig áttekintő ábrák mutatják be. A könyv a földtani múltat, napjaink dinamikus dialektikus mozgásait is vizsgálja a Föld ember által lakott külső szféráiban és a Föld belsejében is. A magmás működés egykori és jelenlegi dinamizmusát genetikai szakaszokra bontottan mutatja be; a likvid magmás, pegmatitos, pneumatolitos, hidrotermális szakaszokon keresztül és ezeket első¬ sorban a jelenleg hasznosítható és a történeti múltban már haszno¬ sított elemek, ásványok szempontjából értékeli. Ezáltal segítséget nyújt a jelenlegi hasznosítható ásványi anyagok kutatóinak, de segítséget jelent a földtani múlt elméleti megismerésével foglal¬ kozóknak is. A földtani múlt eseményeihez szorosan kapcsolja a földfelszín jelenlegi éghajlati öveiben és óceáni medencéiben zajló folya¬ matokat, majd áttekintést nyújt az üledékképződés során felhal¬ mozódott, az emberiség számára fokozatosan alkalmazásba vett földtani képződmények alkatáról, lerakodási, fejlődéstörténeti folyamatáról és hasznosítási lehetőségeiről is. A könyv tehát jó segítséget jelent a geológiával, nyersanyag- kutatással foglalkozóknak, de a föld anyagait hasznosító bánya¬ mérnököknek és egyáltalán mindenkinek, aki ezen a Földön él. Az egyéni karakterű ábrák, rajzos összefoglalások, táblázatok érdemben segítik elő a fenti üzenetek gyorsabb és jobb megértését és a XXI. század embere előtt álló feladatok megoldását is. A könyv kézikönyv, szakkönyv és továbblépést elősegítő eszköz a jelenkor kutatói és általában az emberi gondolkodás számára. Mátyás Ernő Scheuer Gyula az FTV geológusa, aktív éveiben elsősorban Budapest geológiájával foglalkozott, az építkezések geotechnikai és hidrogeológiai problémáinak, körülményeinek tisztázása céljából. Emellett, már egyetemi éveitől (1951-1955) kezdve nagy figyelmet fordított a Dunántúli-középhegység ÉK-i tagjai — Gerecse, Pilis, Budai¬ hegység - területén édesvízi mészkövek tér- és időbeli elterjedésének, keletkezési körülményeinek tisztázására. Eredményeit nagyszámú - többnyire Schweitzer Ferenc geográfussal közösen készített - publikációban tette közzé 1964-1988 között. Ezirányú kutatásait már a nyolcvanas évek elején kiterjesztette az ország egyéb karsztos hegységeire — Bükk, Bakony, Balaton-felvidék, Mecsek — majd a Kárpát-medence országhatárainkon kívüli vidékeire is. Kihasználva a lehetőségeket az Antarktisz kivételével a Föld mindegyik kontinensén személyesen felkereste a jelentősebb édesvízi mészkő, továbbá a hévforrások által lerakott kovás-vasas stb. nagy forrásüledék- előfordulásokat, ahol a helyszíni megfigyeléseken túl összegyűjtötte a vonatkozó földtani irodalmat is. Húsz év adatgyűjtő munkálatainak eredményeit számos kisebb publikációban jelentette meg, majd kihasználva a nyugdíjas évek időtöbbletét az alábbi három könyvben összefoglalva, rendszerezve tette közzé azokat: Scheuer Gyula: Karbonátos forrásüledékek vizsgálata. A hideg karsztvizek mésztufa lerakódásai. Külföldi előfordulások. I. rész. A szerző saját kiadása, Budapest, 2001. 169 p., 56 ábra, 93 színes kép, 11 táblázat, 181 tételes irodalomjegyzék. Scheuer Gyula: Forrásüledékek kutatása. Mélységvizek lerakódásai. Külföldi előfordulások. A szerző saját kiadása, Budapest, 2003. 142 p., 58 ábra, 115 színes kép, 10 táblázat, 92 tételes irodalomjegyzék. Scheuer Gyula: Karbonátos forrásüledékek vizsgálata. Ásványvizek forrásmészkő lerakódásai. Külföldi előfordulások. II. rész. A szerző saját kiadása, Budapest, 2004. 272 p., 106 ábra, 133 színes kép, 35 táblázat, 182 tételes irodalomjegyzék. Az első könyv áttanulmányozásával az olvasó megismerkedhet a Föld Antarktiszon kívüli 5 kontinense legjelentősebb hideg vizű karsztforrásainak, illetve az ezekből képződött tavak mészkőüledé¬ keivel, keletkezésük törvényszerűségeivel, morfológiai jellegzetes¬ ségeivel. Észak-Amerikában 2, Közép-Amerikában 10, Dél-Ameriká- ban 6, Afrikában 9, Európában 18, Ázsiában 17, Hátsó-Indiában 3 és Ausztráüa - összesen 66 ország - előfordulásait rendszeresen térkép- vázlatokkal, helyszínrajzokkal, földtani szelvényekkel, kiváló fényké¬ pekkel, összefoglaló táblázatokkal dokumentálva mutatta be a szerző. Fogikailag a 2004-ben megjelent kötet jelenti a második részt, amelyben ugyancsak az 5 kontinens 66 országának hévforrásaiból lerakodott jelentősebb mészkőelőfordulásokkal ismerkedhet meg az olvasó. A harmadik, a „Forrásüledékek kutatása. Mélységvizek lerakó¬ dásai” kötetben a szerző a tágabb értelemben vett vulkáni tevékeny¬ séghez kapcsolódó, többségében kovalerakódásokkal jellemezhető legjelentősebb hévforrásüledékeket mutatja be. A legrészletesebb képet, természetesen a szerző által is felkeresett Yellowstone-i, a Geiser el Tatio-i (Chile), az izlandi, a kamcsatkai és Új-Zéland-i előfordulásokról, az azokat létrehozó gejzírekről kapunk a kötetből. Külön érdeme mindhárom kötetnek a földtani genetikai folyamatok egymásutánjának, összefüggéseinek ismertetése, to¬ vábbá a hévforrásüledékek sokféle (kova, limonit, borátok, kén, kősó stb.) anyagi különbségének jellemzése. Tudatosítja a szerző az olvasóval, hogy a hévforrás-tevékenység a vulkáni működés azon része, amely a vulkán kitörése előtt, vagy utána a felszínre kerül, és ott lehűlve rakta, ill. rakja le mindazt, amit a felmelegedett fluidumok a lávából és a mellékkőzetekből kioldottak. Itt a felszínen azonban a gyors lehűlés miatt nincs mód a hidrotermolitok teleszkópos ásványi elkülönülésének és az ásványok makrokristályos formagazdagságának kialakulására. Időben előrehaladva a vulkáni tevékenység lecsengése során a hévforrások hőmérséklete egyre csökken, kiválásaik egyre kalcitgazdagabbak lesznek, s végül már csak hideg-langyos vízből származó édesvízi mészkövek rakódnak le. Mindazoknak, akiknek módjuk, ill. szükségük van, vagy lesz a jövőben a három kötetben ismertetett forrásüledékekkel megismer¬ kedniük, mindenképpen érdemes a köteteket áttanulmányozni, hogy az azokban felhalmozott, sokoldalú és gazdag ismeretanyag birtokában sikeresebben fejleszthessék tovább a forrástevékeny¬ séghez kapcsolódó szedimentológiai tudásukat. Dr. Jámbor Áron Az Acta Geologica Hungarica megújulása Central European Geology néven 2007-ben az Acta Geologica Hungarica folyóirat megújításának folyamata fontos állomásához érkezett. Mint azt olvasóink Földtani Közlöny 138/1 115 tapasztalhatták 2006-ban jelentősen megváltoztattuk a folyóirat küllemét. Az újonnan tervezett borítón már alcímként megjelent a Central European Geology felirat, amely 2007-től a régi folyóirat új címévé vált. A folyamatosság jelzése érdekében, a régi címet alcím¬ ként továbbra is feltüntetjük a borítón. A címváltozás természetesen bizonyos mértékű tartalmi változást is kifejez, arra utal, hogy folyóiratunk egyre inkább a közép-európai térség geológiájával foglakozó nemzetközi periodikává vált. Az Acta Geologica Hungaricát, a Magyar Tudományos Aka¬ démia földtudományi folyóiratát Szádeczky-Kardoss Elemér akadé¬ mikus 1952-ben alapította, elsősorban azzal a céllal, hogy a magyar- országi geológiai kutatások eredményeit bemutassa a külföldi érdeklődőknek. Szádeczky-Kardoss professzor 30 éven át, egészen 1982-ig volt a folyóirat főszerkesztője. Ezután a főszerkesztői feladatokat Fülöp József akadémikus vette át és látta el 1990-ig, előkészítve és megindítva a folyóirat első lényeges tartalmi és formai megújítását, korszerűsítését. Az 1990-es évek elején vezettük be a számítógépes szerkesztést és ehhez kapcsolódva a technikai szerkesztést is új alapokra helyeztük, új tipográfiai rendszert alakítottunk ki. Henry Lieberman amerikai geológus kollégánk közreműködésével megvalósítottuk a cikkek egységes nyelvi lektorálását, amely máig óriási segítséget jelent számunkra. 1992-ben létrejött a Szerkesztőbizottság munkáját segítő nem¬ zetközi Advisory Board, amelyben a környező országok kiemelkedő kutatói, illetve a régió geológiájának művelésében is elismerést szerzett tudósok vállaltak tagságot. Ez fontos lépés volt a nemzet¬ közi fórummá válás felé. Az elmúlt évtizedben a cikkek mintegy 50%-a volt hazai szerzők munkája, 10% körül volt a hazai és idegen országbeli szerzők közös cikke, a többi cikk külföldi szerzők publikációja, elsősorban a környező országokból (Szlovákia, Románia, Szerbia, Horvátország, Ausztria). Ezt a változási tendenciát fejezi ki folyóiratunk új címe. A Central European Geology elsősorban a Pannon-medence, illetve az Alpi-Kárpáti-Dinári régió geológiai kutatásának legújabb eredményeit szándékozik bemutatni, azoknak a szakembereknek akik e földtanilag igen bonyolult, sajátos jellegekkel rendelkező térség földtani viszonyai, jelenségei, alkalmazott földtani problémái iránt érdeklődnek. A folyóirat a geológia tudományterületének lehető legszélesebb spektrumát fogja át: a regionális földtan, az ásványtan, kőzettan, geokémia, a geofizika, a tektonika, a szedimen- tológia, az őslénytan mellett az alkalmazott földtan legkülönbözőbb területeiről és a geomatematika tárgyköréből is publikál tanulmᬠnyokat. Tematikus füzetek is megjelennek, amelyek általában a régióban lezajlott konferenciákhoz kapcsolódnak és az azokon bemutatott kiemelkedő jelentőségű tudományos előadások szerkesz¬ tett változatát adják közre, vagy kiemelkető tudományos személyi¬ ségek munkássága köré szerveződnek, egy-egy tudományos iskola eredményeinek keresztmetszetét adva. Bízunk abban, hogy az Acta Geologica Hungarica folyóirat régi olvasóinak tetszését a változtatások elnyerik, a Central European Geology néven megjelenő füzetekben megtalálják az érdeklődé¬ süknek megfelelő ismereteket. Reméljük, hogy a megújított tartalom és forma egyre több szakember érdeklődését felkelti. Várjuk a legfontosabb hazai és külföldi kutatások eredményeit közlő színvonalas angol nyelvű cikkeket! Célunk az, hogy a folyóirat belátható időn belül impakt faktoros legyen. Ez jelentős métrékben a hazai szaktársadalom aktív közreműködésén múlik. Haas János főszerkesztő