A Darnói-egység mezozoós szubmarin vulkanizmusa és hidrotermás folyamatai, valamint ezek dinári kapcsolatai

A Darnói-egység mezozoós szubmarin vulkanizmusa és hidrotermás folyamatai, valamint ezek dinári kapcsolatai

diplomamunka

Készítette: Kiss Gabriella, geológus Témavezető: Dr. Molnár Ferenc, egyetemi docens ELTE TTK FFI Ásványtani Tanszék

Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Kar Földrajz- és Földtudományi Intézet Ásványtani Tanszék Budapest 2008

PDF created with pdfFactory trial version www.pdffactory.com

Tartalomjegyzék 1. Bevezetés, célkitűzések................................................................................................4 2. Földtani háttér, kutatástörténet .....................................................................................6 2.1. Kalnik-hegység (Horvátország) és környezete.......................................................7 2.1.1. A Kalnik-hegység földtana és kutatástörténete................................................7 2.1.2. A hruškoveci kőfejtő földtana és kutatástörténete ...........................................8 2.2. Vareš-Smreka (Bosznia-Hercegovina) és környezete.............................................9 2.2.1. A Borovica-Vareš-Čevljanovići-Kalinovik-zóna földtana és kutatástörténete .9 2.2.2. Vareš-Smreka földtana és kutatástörténete......................................................9 2.3. A Darnó-hegy (Magyarország) és környezete......................................................10 2.3.1. A Darnói-egység s.s. bazaltjának földtana és kutatástörténete.......................11 2.3.2. A darnó-hegyi kőfejtők földtana és kutatástörténete......................................12 2.4. Egerbakta (Magyarország) és környezete, a Szarvaskői-egység ...........................13 2.4.1. A Szarvaskői-egység földtana és kutatástörténete .........................................13 2.4.2. Az Egerbakta környéki feltárások földtana ...................................................15 2.5. A Kalnik-hegység, Vareš-Smreka és a Darnó-hegy kapcsolata, valamint ezek viszonya a Szarvaskői-egység képződményeihez .......................................................16 3. Vizsgálati módszerek .................................................................................................22 4. Eredmények...............................................................................................................25 4.1. Hruškovec (Horvátország, Kalnik-hegység) ........................................................25 4.1.1. Terepi kifejlődések .......................................................................................25 4.1.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint.............................26 1. Párnaláva (bazalt)...........................................................................................26 2. Peperites párnaláva fácies (vörös színű bazalt) ...............................................27 3. Hialoklasztit breccsa ......................................................................................28 4.1.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok alapján ...................................................................................................................29 4.2. Vareš-Smreka (Bosznia-Hercegovina, Ofiolit Takaró).........................................31 4.2.1. Terepi kifejlődések .......................................................................................31 4.2.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint.............................31 1. a. Peperites párnaláva fácies, erezett párnaláva hialoklasztit breccsával ..........31 1.b. Peperites párnaláva fácies, hólyagüreges párnaláva .....................................34 4.2.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján...................................................................................35 4.3. Mély-völgy (Magyarország, Darnó-hegy) ...........................................................39 4.3.1. Terepi kifejlődések .......................................................................................39 4.3.2. A kőzetek jellemzői a megismert fáciesek szerint .........................................40 1.a. Hólyagüreges párnaláva...............................................................................40 1.b. A„zebra szövetű” párnaláva.........................................................................41 1.c Hialoklasztit breccsa.....................................................................................42 2. Peperites párnaláva.........................................................................................44

1


4.3.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzői folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján...................................................................................44 4.4. Reszél-tető (Magyarország).................................................................................49 4.4.1. Terepi kifejlődések .......................................................................................49 4.4.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint.............................50 1. A tömött illeszkedésű párnaláv fácies benne a „zebra ” szövetű párnalávával .50 2. Laza illeszkedésű párnaláva ...........................................................................51 3. Peperites párnaláva.........................................................................................52 4. Hialoklasztit breccsa ......................................................................................53 4.4.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése a folyadékzárvány vizsgálatok alapján.................................................................................................54 4.5. Nagy-Rézoldal (Darnó-hegy, Magyarország) ......................................................57 4.5.1. Terepi kifejlődések .......................................................................................57 4.5.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint.............................59 1. Apróhólyagüreges párnaláva ..........................................................................59 2. Nagyhólyagüreges párnaláva..........................................................................60 3. Szferulitos párnaláva ......................................................................................62 4. Cikk-cakk eres bazalt, a párnák között hialoklasztit breccsával.......................63 5. Peperites párnaláva.........................................................................................65 4.5.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján...................................................................................65 4.6. Egerbakta (Szarvaskői Egység, Magyarország) ...................................................68 4.6.1. Terepi kifejlődések .......................................................................................68 4.6.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint.............................70 1. Barnásszürke párnaláva ..................................................................................70 2.a. Szürke párnaláva hialoklasztit breccsával ....................................................70 2.b. Kőzettelér hűlési szegélye ...........................................................................72 3. Peperites párnaláva.........................................................................................73 4.6.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzésa folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján...................................................................................74 4.7. Reszél-tetőtől északra (völgyoldal) (Szarvaskői Egység, Magyarország) .............76 4.7.1 Terepi kifejlődések........................................................................................76 4.7.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint.............................76 1. Zöldesszürke párnaláva ..................................................................................76 4.7.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzői............................................77 4.8. A vizsgált szubmarin bazalt vulkanitok geokémiai jellemzői...............................77 4.8.1. Főelemgeokémia ..........................................................................................77 4.8.3. Nyomelem- és ritkaföldfém geokémia ..........................................................81 5. Az eredmények értékelése, az egyes területek összehasonlítása..................................90 5.1. Hruškovec...........................................................................................................90 5.2. Vareš-Smreka .....................................................................................................91 5.3. Mély-völgy .........................................................................................................93 5.4. Reszél-tető ..........................................................................................................95 5.5. Nagy-Rézoldal ....................................................................................................97 5.6. Egerbakta............................................................................................................99 2


5.7. Reszél-tetőtől északra, völgyoldal .....................................................................100 5.8. Az egyes lelőhelyek összehasonlítása................................................................100 5.9. Nagyléptékű következtetések, korreláció...........................................................112 6. Összefoglalás...........................................................................................................114 7. Köszönetnyilvánítás.................................................................................................116 8. Összefoglalás –Abstract ...........................................................................................117 9. Felhasznált irodalom................................................................................................121 10. Fotótáblák..............................................................................................................126 11. Mellékletek............................................................................................................138

3


1. Bevezetés, célkitűzések A Darnói-egység mezozoós szubmarin bazaltos vulkáni kifejlődéseinek újabbkeletű tanulmányozására a mély-völgyi (Sirok), reszél-tetői (Egerbakta) és nagy-rézoldali (Recsk) kőfejtőkben felismert peperites fácies előfordulása hívta fel a figyelmet. A terület további érdekessége az, hogy ezen előfordulások tőszomszédságában a Szarvaskőiegységhez sorolt, szubmarin bazaltos kifejlődések is ismertek az egerbaktai kőfejtőben, illetve a Reszél-tetőtől északra húzódó völgyoldal természetes feltárásában. Ezeken a helyszíneken a Neotethys óceán triász riftesedésének szakaszához kapcsolódó (Buda és Kiss, 1980, Haas és Kovács, 2001, Kovács et al., 2008b), illetve jura korú, feltehetően ívmögötti szubmarin vulkanizmus (Harangi et al., 1996) termékei, párnalávák, hialoklasztit breccsák és peperitek a kapcsolódó hidrotermás kifejlődésekkel együtt tanulmányozhatók. A magyarországi előfordulások szubmarin vulkáni fácieseinek elkülönítésében segítségemre volt a hruškoveci kőfejtő (Kalnik-hegység, Horvátország) példája, melynek genetikai kapcsolata a Darnó-heggyel munkám előtt is feltételezhető volt (Dimitrijević et al. 2003, Kovács et al., 2008b). A hruškoveci kőfejtő teljes bazalt kriptodóm szerkezete jól ismert valamint részleteiben tanulmányozott (Borojević et al., 2000, Palinkaš et al., 2004). E lelőhely alapos megismerése után a magyarországi helyszíneken elkülöníthető kőzet-

és

hidrotermás

fáciesek

egymáshoz

viszonyított

térbeli

helyzete

is

meghatározhatóvá vált. A Belső-Dinaridák ofiolitos övében is előfordulnak a triász korai riftesedéshez köthető szubmarin vulkáni egységek. A Kalnik-hegység és a Darnói-egység dinári kapcsolata szükségszerűen előidézte, hogy e területen is végezzünk összehasonlító vizsgálatokat. Erre a célra a Vareš melletti Smreka (Bosznia-Hercegovina) kőfejtő peperites párnaláva kifejlődéseit választottuk ki. Vizsgálataim kiterjesztése a dinári területekre egyben a nagyléptékű földtani korrelációt is lehetővé tette. A munka során a terepi megfigyeléseket, a vulkáni fáciesek és hidrotermás kifejlődések

tipizálását

a

reprezentatív

mintákon

végzett

makroszkópos,

sztereomikroszkópos, polarizációs mikroszkópos és röntgen pordiffrakciós vizsgálatok követték, majd fluidzárvány mikrotermometriai mérések segítségével az egykori tengeralatti hidrotermás tevékenység hőmérséklet-nyomás-oldatösszetétel sajátosságait határoztam meg. A hidrotermás folyamatok hőmérsékleti viszonyainak további pontosításához a hidrotermásan átalakult kőzetekben rendszeresen előforduló klorit 4


elektronmikroszondás kőzetképződés

elemzése

geotektonikai

alapján

klorittermometriát

jellemvonásainak

alkalmaztam.

meghatározásában

A

petrokémiai

vizsgálatok voltak segítségemre. Céljaim közé tartozott a nagy léptékű korreláció, vagyis a darnói-egységi, a kalnikhegységi,

valamint

a

vareš-smrekai

kőzetek

kapcsolatrendszerének

tisztázása,

alátámasztása. Ezzel a korábban több oldalról is felvetett kapcsolat további árnyalásához, vagyis

a

Bükki-egység

dinári

származásához

kívántam újabb

szempontokkal

hozzájárulni. Ezen újabb szempontok egyike a tengeraljzati vulkanizmus során lejátszódó hidrotermás jelenségek megismerése, felmérése és modellezése volt. Erre irányuló részletes vizsgálatokat a magyarországi területeken eddig még nem végeztek. Munkám e részében már nemcsak a triász időszaki kőzetek, hanem a jura bazaltok is szerepet kaptak, így bizonyos folyamatok időtől, geotektonikai helyzettől való függetlenségét is igazolni lehetett.

A

hidrotermás

folyamatok

egyedi

és

általános törvényszerűségeinek

megismerése után fontos feladatnak tekintettem a magyarországi képződményeknek az egykori szubmarin vulkáni dómban való helyzetének meghatározását, azaz a vulkáni fáciesek lehatárolását is. Ezeken felül természetesen cél volt az is, hogy a darnói-egységi, valamint a szarkvaskői-egységi bazaltok nagyléptékű különbségeit és hasonlóságait tovább árnyaljam. Mindezen itt felsorolt célok hozzájárulnak a magyarországi egységek és származási területük közötti korrelációhoz, valamint a tengeraljzati vulkanizmushoz kapcsolódó hidrotermás folyamatok pontosabb megismeréséhez is. A dolgozat a Magyar-Horvát Tudományos Technológiai együttműködés 2004/17. sz. projektjének részeként készült el.

5


2. Földtani háttér, kutatástörténet Az Alpok-Kárpátok-Pannon-Dinári régió Kárpát-medence körüli részén négy szerkezeti egység különíthető el; az Alcapa-, a Tisza-, a Dácia- és az Adria-blokk (Csontos, 1995, Harangi et al., 1996). Mindegyik fenti egység több alegységre bontható, melyek fejlődése, története különböző volt. E blokkokat nagyszerkezeti vonalak választják el egymástól, melyek közül e dolgozat szempontjából a legfontosabbak a Közép-magyarországi-vonal és a Periadriai-Balaton vonal (l. 1. ábra). Az Alcapa-blokk magyarországon is megtalálható részei a kelet-alpi-egységek, a Veporidák valamint a Pelsói nagyszerkezeti egység. A Pelsói nagyszerkezeti egységben található meg a dunántúli-középhegységi-egység, a Balaton-vonal és a középmagyarországi-vonal

között

a

közép-dunántúli-egység

(az

egység

folytatása

Magyarország határain túl is nyomozható, így Pamić és Tomljenović (1998) javaslatára Zagorje-közép-dunántúli-egységként tárgyalható), valamint az észak-magyarországiegységek, így a Gömörikum, az észak-magyarországi paleozoós szigethegységek, a Bükki egység, az Aggtelek-Rudabányai-egység valamint a Zempléni-egység. A Bükki egység takarós szerkezetében legalul a Bükki Paraautochton található meg, majd felette a Mónosbéli-egység, melyekre a Szarvaskői-egység következik (Csontos, 1999), és végül a legfelső pozícióban a Darnói-egység található meg (Haas és Kovács, 2001, Kovács et al., 2008a). A Mónosbéli- és a Szarvaskői-takarók feltehetően a késő jura-kora kréta során érkeztek. A Darnó-övezet mentén késő kréta során elnyíródás, kora miocénben feltolódás, középső miocén során újra balos eltolódás, majd a pannon során KÉK-NYDNY balos transztenziós vetők voltak bizonyíthatóak (Csontos, 1999). Az Adria-blokkban található a Dinaridák (l. 1. ábra), melyet Külső- és BelsőDinaridákra oszthatunk. Előbbi folytatódik a Déli-Alpokban, míg utóbbi a PeriadriaiBalaton-vonalnál végződik el (Pamić és Tomljenović, 1998). Míg a Központi-Dinaridákat egy délnyugattól északkelet felé haladó szabályos zonalitás jellemzi (Adriai-Dinári karbonátplatform vagyis a Külső-Dinaridák, valamint a Belső-Dinaridák, így a passzív kontinentális perem karbonát-sziliciklasztos üledék tektonosztratigráfiai egység, Dinári Ofiolitöv, aktív kontinentális perem képződményei), addig az Észak-NyugatDinaridákban nem ugyanilyen szabályosság figyelhető meg. Ott az övesség kelet-nyugati csapása a jellemző, amit a Periadriai vonal kontrollál (Pamić et al., 1998).

6


2.1. Kalnik-hegység (Horvátország) és környezete 2.1.1. A Kalnik-hegység földtana és kutatástörténete A Kalnik-hegység (l. 1. ábra) Horvátország északi részén található, Zágrábtól ÉK-re 60 km-re. A hegység az Észak-Nyugat-Dinaridák, azon belül is a Zagorje-középdunántúli-egység (Pamić és Tomljenović, 1998) része, amely egység a két nagyszerkezeti elem, a Zágráb-Zemplén-vonal és a Periadriai-vonal között helyezkedik el. Benne négy fő tektonosztratigráfiai egység különíthető el; a tektonizált ofiolitos melanzs, a paleozoóstriász magmás-üledékes komplexum kora kréta metamorfózissal felülbélyegezve, a felső kréta-paleocén flis, valamint a triász törmelékes és platformkarbonát képződmények (Pamić és Tomljenović, 1998). Ez az egység a Belső-Dinaridákhoz tartozik (Pamić, 1997, Pamić és Tomljenović, 1998, Pamić, 2003), ahol triász vulkáni és üledékes eredetű kőzetek, triász sziliciklasztos, valamint platformkarbonát eredetű kőzetek, jura-kréta ofiolitos melanzs, és felső-kréta-paleocén flis alkotják a fő tektonosztratigráfiai egységeket. A Kalnik-hegységben – ellentétben a Medvednicával, ahol mind a négy fentebb említett tektonosztratigráfiai egység megtalálható – csak kettő található meg a fő tektonosztratigráfiai egységekből: északon az ofiolitos melanzs, délen pedig a felső krétapaleocén flis (Pamić és Tomljenović, 1998). A tektonizált ofiolitos melanzs a legalsó szerkezeti egység a mai helyzetben. Igen kaotikus, palás-iszapos mátrixban bazalt, szerpentinit, radiolarit, pala, exotikus mészkő és grauvacke is található. A mészkövek kora a triásztól egészen a paleocénig terjed a Kalnik-hegységben (míg másutt csak az alsó krétáig). Általánosságban véve ez az ofiolitos melanzs dinári jelleget mutat, de néhány eltérő sajátosság azért előfordul; így például a Dinári Ofiolit Zónában a legfiatalabb mészkő titon korú, vagy míg a Dinári Ofiolit Zónában nagy ultramafikus maszívumok jellemzőek, addig itt csak kisebb ultramafikus fragmentumk fordulnak elő. (Pamić és Tomljenović, 1998). A Zagorje-közép-dunántúli-egység délkeleti részén található ofiolitok a Dinári Ofiolitöv legészaknyugatabbi előfordulásait jelentik, tehát tulajdonképpen a Belső Dinaridák északnyugati határa itt húzható meg, míg a Külső Dinaridák folytatódik a DéliAlpokban (Pamić és Tomljenović, 1998). A Tethys perm-triász időszaki korai riftesedéséhez kapcsolható triász vulkáni és üledékes kőzetek is megfigyelhetőek tehát a Kalnik-hegységben és környezetében, valamint a Zagorje-közép-dunántúli-egység többi részén is (Pamić et al., 1998, Pamić et al., 2002, Pamić és Balen, 2005). A riftesedéshez

7


kötődő üledékes és magmás képződmények a Dinaridák többi részén diszkrét zónákban mind az Adriai-Dinári Karbonátplatformban, mind a Paleozoós-Triász-takaróban nyomozhatók. A kezdeti, késő-perm riftesedést csak kismértékű magmatizmus jellemezte és még a kora-triászban is ez volt a jellemző. A magmatizmus legintenzívebb időszaka a ladiniban volt, amikor feltehetően szűk medencék is felnyíltak, melyekben mélyvízi képződmények, így kovás üledék, pélit és mészkő is képződhettek a szinszediment, riftesedéshez köthető magmatizmussal egyetemben. A vulkáni kőzetek eredetéül a kontinentális kéreg jelölhető meg. A riftesedési folyamat aztán oda vezetett, hogy a késő triász végétől/kora jura elejétől a Tethys óceán dinári ágának felnyílásáról beszélhetünk, melyre magmás kőzetképződés szempontjából az igazi ofiolitos sorozatok képződése a jellemző (Pamić et al., 1998, Pamić et al., 2002.). Ez utóbbi kifejlődés azonban a Kalnikhegységben nem ismert. 2.1.2. A hruškoveci kőfejtő földtana és kutatástörténete A hruškoveci kőfejtő egy bazalt kriptodómot tár fel, mely részben nedves, nem konszolidált karbonátos és sziliciklasztos üledékekbe nyomult be. A bazaltot befogadó összlet tűzkőből, mikrites mészkőből és agyagpalából áll. A tűzkőben található radioláriák alapján a szubmarin vulkanizmus kora karni-nóri (Borojević et al., 2000). A mészkőből sikerült konodontákat is kimutatni, melyek szintén a triász időszaki keletkezést támasztják alá (mivel ez az élőlénycsoport a paleozoikumtól a triászig élt; Palinkaš et al., 2004). Ez felülbírálja azt a korábbi elképzelést, mely szerint az itteni vulkáni kőzetek keletkezés idejéül a környező üledékekkel való kontaktus alapján a késő kréta jelölhető meg (Vrkljan, 1994). A több száz méter hosszú, néhány tíz méter vastag magmás test Palinkaš et al. (2004) szerint a Tethys nyugati részében a triász időszakra jellemző előrehaladott riftesedéshez kapcsolódik. A késő kréta kollíziós események során az egész egység tektonikusan szétdarabolódott, és egy kaotikus melanzs összlet részévé vált. A magmás testben a befogadó üledékes kőzetekhez viszonyított kapcsolat alapján több fácies megfigyelhető (l. 2. ábra), és lényegében extruzív kőzetek komplex sorozatáról van szó. E fáciesek a következők 1) „pszeudo párnaláva” a dómszerkezet közepében, 2) „tömött illeszkedésű párnaláva” a dómszerkezet peremi zónáiban, 3) „in situ” hialoklasztit a dómszerkezet felső, tengervízzel érintkező részén, 4) izolált párnaláva breccsa, mely a dómszerkezettől távolabb keletkezett, 5) párnaláva darabos breccsa, mely proximális fácies és 6) peperites hialoklasztit a dómszerkezet üledékben

8


elhelyezkedő peremi részén (Borojević et al., 2000). A magmás test benyomulásakor hidrotermás tevékenység is jellemző volt, melynek eredményeképpen másodlagos ásványokkal (kalcit, kvarc) kitöltött erek hálózzák be a kőzetet, illetve másodlagos ásványok adják a hialoklasztit breccsa cementjét is, valamint a párnalávákon belül található üregek kitöltését is (kalcit, kvarc, pumpellyit, klorit, epidot) 2.2. Vareš-Smreka (Bosznia-Hercegovina) és környezete 2.2.1. A Borovica-Vareš-Čevljanovići-Kalinovik-zóna földtana és kutatástörténete Triász korú magmás kőzetek Bosznia-Hercegovinában, a Központi-Dinaridákban is előfordulnak (részeit l. korábban). A magmás kőzetek nemcsak a karbonátplatformban, de az ún. paleozoós-mezozoós allochton sorozatban is megtalálhatóak (Trubelja et al., 2004). Ilyen például Kalinovik és környéke is, vagyis a Borovica-Vareš-ČevljanovićiKalinovik-zóna (Karamata et al., 2000). E triász magmatitok keletkezési környezeteként Pamić (1984) riftesedő kontinentális kérget jelölt meg, mivel a bazaltos párnaláva kőzetek geokémiája kontinentális kéregeredetű komponenseket is jelez. Így ezt a szubmarin vulkáni tevékenységet egy előrehaladott kontinentális riftzónába helyezhetjük. Ezzel szemben Trubelja et al. (2004) szerint a területen megfigyelhető magmatitok valószínűleg szubdukcióhoz köthetők. Habár Bosznia-Hercegovinában igen sokéfle triász magmás kőzettípus figyelhető meg a bazalttól/gabbrótól a riolitig/gránitig, ezek térben, genetikailag, és geokémiai szempontból is egységesnek tűnnek (Trubelja et al., 2004). A kiömlési kőzetek leginkább a középső triászban voltak jellemzők, a vulkanizmus csúcsa a ladiniban volt. Nemcsak piroklasztitok voltak jellemzőek, de párnalávák is kialakultak, amik vízalatti kitörésre engednek következtetni. Néhány zónában, így például Varešnél is, megfigyelhető a kiömlési kőzetek keveredése az üledékes anyaggal (Trubelja et al., 2004) 2.2.2. Vareš-Smreka földtana és kutatástörténete A

vareš-smrekai

kőfejtő

a

Borovica-Vareš-Čevljanovići-Kalinovik-zónában,

Szarajevo környékén található (l. 1. ábra), a Központi-Boszniai-hegység terrén északi, deformált szegélyén (Karamata, 2000). A késő permtől a késő triászig ez a régió az intrakontinentális riftesedés déli részén volt megtalálható, majd később a dinári ofiolitöv déli pereme lett. A területen Karamata et al. (2000) a kiömlési kőzeteket egy alsó és egy felső típusra osztotta. Az alsó főképp zöld párnalávákból áll, melyek között olykor

9


összefüggő párnaláva és kőzettelér is található, míg a felsőben főképp in-situ és átülepített hialoklasztitok találhatók összefüggő és szorosan illeszkedő párnaláva betelepülésekkel, ritkán kőzettelérekkel. Munkája során azt is bebizonyította, hogy a magma egyértelműen intrakointinentális rift környezetből származott. Mind Karamata (2000), mind Trubelja et al. (2004) geokémiai és nyomelemvizsgálatokat is elvégzett a terület mintáiból. 2.3. A Darnó-hegy (Magyarország) és környezete A Darnói-egység (l. 1. ábra) a Pelsói nagyszerkezeti egységen belül a Bükki szerkezeti egység részének tekinthető. A körülbelül 7 km2-es terület, vagyis a Darnó-hegy és környéke, a bükki szerkezetek nyugati folytatásának feleltethető meg. Ebben a takarós szerkezetben legalul a Bükki Paraautochton található meg (paleozoós-felső jura képződményekkel), majd felette a Mónosbéli-egység (jura, elsősorban lejtőhöz köthető kialakulás), efelett a Szarvaskői-egység következik (jura, nem teljes ofiolitos sorozat társuló üledékekkel), végül a legfelső pozícióban a Darnói-egység található meg (triász, jura szubmarin vulkanizmushoz köthető kőzetek, valamint társult üledékek) (Csontos, 1999, Haas és Kovács, 2001, Kovács et al., 2008a). A recski érckutatásokkal kapcsolatban a területen három darab 1200 m-es mélyfúrás készült 1977-79-ig. Ezek feldolgozását Balla et al. (1980) végezte el. Kimutatták, hogy a kőzetsorozat tipikusan óceáni karakterű, és átbuktatott pozícióban van, mivel az üledékes fedő van alul, és az óceáni kéreg-képződmények találhatók magasabb topográfiai helyzetben. Ezenfelül azt is kimondták, hogy a darnó-hegyi környezet nem óceánközépi hátságokra jellemző, hanem egy kezdeti stádiumú tágulási (spreading) övezetre. Míg ebben a munkában a darnói magmatitokat a középső-felső triász lillafüredi-miskolci magmatitokkal

genetikai

kapcsolatba

hozható

Szarvaskői-egység

magmás

képződményeinél fiatalabbnak tartják (l. alább), addig Balla (1987) már a Darnó-Mellétemedence triász (ladini-karni) felnyílásáról beszél. Józsa (1999) doktori értekezésében a területen mélyült fúrások részletes petrográfiai, kőzet- és ásványkémiai vizsgálatán túl a kőzetek K/Ar kormeghatározását is elvégezte. A fúrásokban megtalálható kőzettípusok mindegyikéről részletes makroszkópos, illetve mikroszkópos leírást adott, valamint ezek egymáshoz viszonyított térbeli helyzetét is felvázolta. A geokémiai vizsgálatok során kimutatta, hogy a darnó-hegyi magmás kőzetek ofiolitokhoz sorolható óceánfenéki tholeiitek, valamint gazdagodott és normál

10


óceánközépi hátság jelleget mutatnak. Szerinte a Darnó-hegyen megfigyelhető kőzetösszlet egy a középső triásztól létező, valamint a középső jurában ív mögött ismét kinyíló óceán litoszférájának képezhette részét. A fúrásokban felül a Darnói-egység s.s. található meg, amiben a párnalávák, és ezek peperites fáciese mellett csak mélytenegeri üledékek, radiolaritok figyelhetőek meg (triász-jura és jura). Ebben az egységben a magmás kőzetek olisztolitként (koruk feltehetően középső-felső triász és esetleg középső jura), valamint üledékkel egykorú közbetelepülésként is (jura) megjelennek, tehát kétféle bázisos vulkáni kőzet különíthető el. Ezzel (egyes helyeken egyértelműen tektonikus) kontaktussal érintkezik az alsó egység, ami Mónosbéli-egység néven különíthető el. Ebben az egységben lejtőüledékek találhatóak, és az agyagpala mellett mészturbiditek is megjelennek, valamint olisztolitként vörös, hólyagüreges, egyértelműen triász bazalt is található benne vörös színű, triász korú, Bódvalanke-típusú mészkővel (Józsa, 1999, Kovács et al., 2008a). 2.3.1. A Darnói-egység s.s. bazaltjának földtana és kutatástörténete A bázisos vulkanitok szoros kapcsolatban vannak a feltehetően triász üledékekkel, így Buda és Kiss (1980) véleménye szerint koruk feltehetően középső-felső triász. Vizsgálataik során azt is kimutatták, hogy a Na-ban enyhén dúsult tengeraljzati bazaltok feltehetően korai rift stádiumban alakultak ki. Kubovics (1984) vizsgálata szerint a darnó-hegyi mafikus magmatitok köpenyeredetűek, és néhány mély törés (rift?) mentén kerültek a felszín közelébe. Erre a következtetésre petrográfiai és geokémiai vizsgálatok során jutott. Downes et al. (1990) az általuk triásznak tartott Darnó-hegyről a geokémiai vizsgálatok alapján azt állapította meg, hogy a szarvaskői komplexumtól eltérő tektonikai környezetben, talán kontinens szegélyen, vagy esetleg óceáni szigetként keletkezett. A darnó-hegyi párnalávák legvalószínűbb kora Dosztály és Józsa (1992) szerint triász vagy esetleg jura, és a magmatizmus középóceáni hátsághoz köthető. A későbbiekben ahogy a triász blokkok magasabb pozícióba kerültek, úgy csúszhattak leszakadó blokkjai a jura geoszinklinálisba. Harangi et al. (1996) szerint a Darnó-hegyen és környékén található mafikus, ultramafikus kőzetek olisztolitként fordulnak elő egy olisztosztróma sorozatban. A kőzet geokémiai vizsgálataik alapján egyértelműen MORB jellegű, és gyakorlatilag a Meliatikum feldarabolódott ofiolitos sorozatának része. Tehát a darnó-hegyi magmatitok

11


származási helye e szerzők szerint egy középső-késő triász óceánközépi hátság az egykori Vardar óceán északnyugati részében (Meliatikum). Ezzel szemben többek, így például Kovács (1984), Haas és Kovács (2001), Dimitrijević et al. (2003), Kovács et al. (2008a) szerint is a terület a Dinaridák északnyugati részével mutat rokonságot, és nem lehetett a szigorúan vett Meliata tektonosztratigráfiai egység része (részleteket l. később). 2.3.2. A darnó-hegyi kőfejtők földtana és kutatástörténete A Darnó-hegyen és környékén található kőfejtőkben két egység figyelhető meg, és ezeket fedik a fiatal üledékek (l. fentebb, Kovács et al., 2008a). Az alsó a Mónosbéliegység,

mely

sötétszürke,

fekete

agyagpala,

palás

aleurolit,

benne

mészkő

olisztosztrómákkal. A Mónosbéli Formáció vastagsága több 100, akár 1000 méter (Császár et al., 1997, Gyalog ed., 2005). Ebbe települnek a mészkő turbiditek, így a Bükkzsérci Formáció (ooid turbiditelkből felépülő, vastag réteges, pados mészkő, vastagsága elérheti a 150 m-t is) és az Oldalvölgyi Formáció (mélyvízi kifejlődésű fekete palás aleurolit, benne mészkő rétegekkel, lencsékkel, vastagsága több száz méter). E formációk kora felső jura (Császár et al., 1997, Gyalog ed., 2005, Pelikán ed., 2005). A Mónosbéli egység alatt a Bükki Paraautochton képződményei vannak (Császár, 2005). A felső egység az ún. Darnói-egység, melyben párnaláva és tömeges bazalt is megfigyelhető, illetve közbeékelődött abisszikus üledék (vörös palás agyag, vörös radiolarit és kékesszürke agyagpala) található. A Darnó-hegyen látható bazalt zöld és lilás-vörös színű, vastagsága több száz méter. A zöld színű bazalt párnaláva szerkezetű, a vörös általában hólyagos-tömbös, és a kettő között rendszerint folyamatos átmenet van. A közbetelepült vörös agyagkő, illetve radiolarit abisszikus üledék, a benne található radioláriák ladin-karni illetve bath-kallovi kort jeleznek (Császár, 2005; Dosztály et al., 1998). Az uralkodóan zöldes színű bazalt finomszemcsés, szövete ofitos. A kőzet elsősorban a Hosszú-völgybe torkolló árkokban, illetve a Tarna-patak vonalára körülbelül merőleges, ÉÉK-DDNY irányú harántvölgyek feltárásaiban tanulmányozható (Kiss, 1958), valamint a hegy kőfejtőiben is megtalálható (Dosztály és Józsa, 1992). A kőzet helyenként kisebb-nagyobb karbonátos-kovás fészkeket, ereket is tartalmaz, melyek közül a fészkes minden bizonnyal a bazalttal egyidős, az eres pedig a kőzet megmerevedését követő magas hőmérsékletű folyamatok következménye lehet (Kiss, 1958). A hosszúvölgyi kőfejtőben (új nevén Mély-völgyi

12


kőfejtő) a vörös, langobárdi korú radioláriákat tartalmazó radiolarit mellett erősen albitosodott interszertális szövetű bazalt található (Dosztály és Józsa, 1992). A Darnói-egység fedőjében eggenburgi kavicsos agyag és konglomerátum (Darnói Konglomerátum) található, majd az ún. „alsó riolittufa” következik, végül a Garábi Slír fedőjeként pleisztocén-holocén lejtőüledék és talaj zárja a rétegsort (Dosztály és Józsa, 1992). 2.4. Egerbakta (Magyarország) és környezete, a Szarvaskői-egység 2.4.1. A Szarvaskői-egység földtana és kutatástörténete A Szarvaskői-egység (l. 1. ábra) a Pelsoi nagyszerkezeti egységen belül a Bükki szerkezeti egység részének tekinthető. A Bükki Paraautochtonra (mai helyzet szerint) ÉNY felől tolódott rá a ma alsó helyzetben levő Mónosbéli-egység, valamint a felette található Szarvaskői-egység (Dosztály et al., 1998). E képződmények Szarvaskőnél egy szinformban találhatóak meg, s bár ma a Szarvaskői-egység van felső helyzetben, ez a mafikus kőzet-agyagpala komplexum keletkezett korábban, míg a Mónosbéli-egység egy fiatalabb olisztosztóma komplexum. A Szarvaskői-egység ofiolitos sorozatából több jellemző alkotó hiányzik. A vulkáni rész jól fejlett, képződményeit Pelikán ed. (2005) a Szarvaskői Bazalt Formációba sorolta. Gyakoriak a párnalávák, valamint a tömeges bazalt is, míg a párnák között hialoklasztit breccsa is előfordul. Pelikán ed. (2005) szerint bár a bazalt települési helyzete nem egyértelmű, feltehetően eredeti képződési környezetében van, mivel termális kontaktussal érintkezik a környező palával (mely a Lökvölgyi Pala Formációba sorolható). A Tardosi Gabbró Formációba sorolt plutoni sorozat felső részét alkotó gabbrók, és kapcsolódó plagiogránitok is jól megőrzöttek. A gabbróhoz kapcsolódva, az intruzív test szegélyzónájában ultramafikus kőzettestek, így wehrlit, piroxenit és hornblendit is megjelenik, míg az ofiolitos sorozat többi ultramafikus része teljesen hiányzik (Pelikán ed., 2005). A Szarvaskő környéki területen Balla et al. (1980) 10-féle kőzettípust különített el; háromféle palát, kétféle durvább szemcsés üledéket, valamint egy magmás részt 5 típusú képződményből (diabáz, gabbró). Megállapították, hogy a párnaláva, valamint a masszív diabáz elsősorban a sötétebb palában fordul elő, míg az intruzív diabáz, gabbró főleg a homokkőben található meg. Véleményük szerint ezek a magmatitok feltehetően egy nyíló óceáni rifthez köthetők, míg az üledékek egy frissen kialakult kontinentális lejtő képződményei. 13


Kubovics (1984) a szarvaskői magmatitokat a darnóiakkal egy komplexumba sorolja, és véleménye szerint e képződmények köpenyeredetűek, és feltehetően egy rift mentén kerültek a felszínre. A viszonylag gyors riftesedés mellett a magma viszonylag alacsony hőmérsékleten keletkezett, és vasban dúsult. A szarvaskői és a mónosbéli sorozatok tektonikai helyzetéről Balla (1987) megállapította, hogy azok minden bizonnyal takarókat alkotnak, és a takarók sorrendje fordított, ami a gravitációs takarók fontos jellemvonása. Szerinte ezen takarók gyűrődése az áttolódás utánra tehető. Tehát e munka egyik konklúziója az, hogy a Szarvaskő környéki területen két fő tektonikai egység különíthető el (a Szarvaskői- és a Mónosbéliegységek). A szarvaskő környéki gabbró korának Árváné Sós et al.(1987) jurát határozott meg, egész pontosan a gabbró kontaktusán található szaruszirt muszkovitjában (ami a kontakt hatására kristályosodik, tehát egyidős a benyomulás idejével) az átlagos kor 165+/-5 millió év, míg a gabbróban található amfibolok átlagos kora 166+/-8 millió év volt. Munkájukkal alátámasztották továbbá az egész területet ért utólagos metamorf hatás létezését, mely a krétában, az ausztroalpi hegységképződési fázisban következett be. Balogh és Pécskay (2001) az újhatár-völgyi gabbrókból mért Ar-Ar koradattal alátámasztotta a korábbiakat, hiszen ők 162,9+/-0,9 millió éves kort kaptak. Bár a Szarvaskői Bazaltból közvetlen koradat nincsen, Pelikán ed. (2005) szerint ez a 165 millió éves adat erre a formációra is érvényesnek vehető. Az újabb, egyes amfibolszemcséken lézerablációs Ar-Ar eljárással mért koradatok is alátámasztják a 165 millió éves kort (Molnár F., nem publikált adatok). Downes et al. (1990) megállapította, hogy a legprimitívebb kőzetek a normál óceánközépi hátság bazaltokhoz (N-MORB) sorolhatók, de magma differenciáció is kimutatható valamint egy sekély magmakamrában kontaminálódhattak üledékes kőzetekkel, illetve egy igen kisfokú alpi regionális metamorfózis hatásait is hordozzák. Harangi et al. (1996) szerint a kőzetek egyértelműen óceánaljzati tholeiitek közé tartoznak (középóceáni hátság bazalt, MORB), eredetükként kimerült MORB forrás köpenyt jelöltek meg, 10-25% olvadással. A bazaltos magma frakcionációjával különféle bazalt és gabbró képződött, míg a kvarc-diorit és plagiogránit képződéséhez intenzív frakcionációs kristályosodás volt szükséges. Véleményük szerint a Kubovics (1984) által is említett üledékkel való kontamináció, valamint a tengeralatti átalakulás, illetve a Downes et al. (1990) által jelzett kisfokú metamorfózis hatásai nem mutathatóak ki. Szerintük a szarvaskői ofiolitok is az egykori Meliatikumból származnak, és e kőzetek 14


kapcsolatba hozhatóak a Vardar-zónával, de genetikailag kapcsolatban voltak a Darnótípusú bazaltokkal is. A Vardar-óceán záródásához kapcsolódó szubdukciós zóna mögött ívmögötti medencék alakulhattak ki, és ezek kinyílásához kapcsolható a szarvaskői mafikus és ultramafikus kőzetek képződése. Dosztály et al. (1998) leírása szerint Szarvaskőnél egy kettős vulkáni gyűrűs szerkezet figyelhető meg, vagyis a rétegsor egy „seamount” rekonstruálásával felépíthető. Az egész képződmény aztán később obdukálódott és deformálódott. A

Szarvaskői-egység

Bükki

(Nagyfennsíki)

Paraautochtonon

való

takarós

elhelyezkedését Csontos (2000) bizonyította. Véleménye szerint azonban a Nagyfennsíki Paraautochton és a Szarvaskői-egység keletkezésükkor kapcsolatban álltak egymással, vagyis az óceán kivékonyodott kontinentális szegélye volt a Nagyfennsíki Paraautochton, míg Szarvaskő környékén a szubdukció indult be, és később egy akkréciós prizma alakult ki. Vagyis Csontos (2000) a szarvaskői magmatitok keletkezési helyéül szigetív előterét, óceáni szubdukciós övet jelölt meg. Később aztán a Szarvaskői-egység a szubdukció előrehaladtával rátolódott a kontinentális peremre. A szarvaskői ofiolitokban található gabbrópegmatitok vizsgálatakor Péntek et al. (2006) részletes képet adott a magmatizmus utáni tengeralatti hidrotermás átalakulásról, ami 250 − 400°C -on a zöldpala fáciesre jellemző ásványokat hordozó átalakulás kialakulásához vezetett. Ezen többfázisú folyamaton túl egy alpi regionális metamorfózis hatásait is kimutatta, ami a kőzetek deformációjában, vastag kalciterezésekben nyilvánul meg. Ez utóbbi folyamat 270 − 285°C hőmérsékleten, 150-200 MPa nyomáson ment végbe. 2.4.2. Az Egerbakta környéki feltárások földtana Az egerbaktai kőfejtőben és környékén találhatóak a Szarvaskői Bazalt Formáció legnyugatabbi előfordulásai (l. 1. ábra). Ezen kívül megfigyelhetőek itt a Mónosbéli Formációcsoport képződményei is. Az egerbekatai kőfejtőhöz igen közel, a Reszél-tetőtől északra, a völgyoldalban fellelhető feltárás szintén a szarvaskői típusú bazalt blokkjait tartalmazza a Mónosbéli Formációcsoport palájában (Less et al., 2004), ám ott természetes kibukkanásban. A Mónosbéli Formációcsoport uralkodóan agyag, aleurit, benne radiolarit, mészkő, homokkő betelepülésekkel (olisztosztróma; Csipkéstetői Radiolarit, Vaskapui Homokkő, Oldalvölgyi,

Bükkzsérci

Formációk).

Mélyvízi

környezetben,

sekélytengerből

zagyárakkal, üledékfolyással áthalmozódott üledékek felhalmozódásával kialakult 15


képződmény. A formációcsoport képződményei felső-dogger-malm korúak, vastagságuk meghaladhatja az 1000 m-t is, feküje Szarvaskőtől nyugatra (így e területen is) ismeretlen (Pelikán ed., 2005). A kőfejtőben a Szarvaskői Bazalt Formáció párnalávái jól tanulmányozhatóak. A vitroporfíros-interszertális

szövetű

kőzet

feltehetően

óceáni

riftesedés

kezdeti

szakaszában kezdődött, a láva a kontinentális lejtő lábát borító kevéssé konszolidált, nedvességtartalmú iszapra ömlött. A párnák között hialoklasztit breccsa is megtalálható (Pelikán ed., 2005). 2.5. A Kalnik-hegység, Vareš-Smreka és a Darnó-hegy kapcsolata, valamint ezek viszonya a Szarvaskői-egység képződményeihez A Bükk paleozoós és mezozoós képződményeinek analógiái a Déli Alpok, Karavankák, Dinaridák vonulatban fedezhetők fel. A bükki perm és triász rétegsor részletei jórészt megegyeznek a Jadar blokk (Nyugat-Szerbia) rétegsorával, így a terület származási helyéül a Belső-Dinári zóna nevezhető meg (Pelikán ed., 2005). Balla et al. (1980) véleménye szerint ha a Darnó-hegy és a szarvaskői ofiolitok genetikailag kapcsolatba hozhatóak egymással, akkor mindenképpen a darnói bazaltok a fiatalabbak. Véleményét azzal támasztotta alá, hogy míg a szarvaskői magmatitok pont egy kontinentális lejtő lábánál keletkeztek, addig a darnóiak attól néhány száz kilométerre. Ilyen módon számolva a tágulás néhány cm/év sebességével, a két képződmény kora közötti különbségnek több millió évnek kell lennie. Munkájukban azt is előrevetítik, hogy a bükki magmatitok mindenképp allochton takarókként értelmezhetőek, és eredeti helyükről minimum 100 km-rel eltolódtak. Kovács (1984) szerint a Dinaridák északnyugati része és a Bükkium a kora triász és a kora jura között ugyanannak az eugeoszinklinálisnak a szomszédos részeit kellett, hogy alkossák, bár mai helyzetükben már 400-500 km-re vannak egymástól. A Dinaridák és a Bükkium csak akkor vált szét, amikor beépült közéjük a Tethys stabil, passzív kontinentális szegélyének egy része (a középső juráig). Maga a riftesedés a középső triászban kezdődött el (beleértve a Bükk területét is), előtte a transzgresszió a kora triászban kezdődött, míg utána a késő triászban beszűkült a rift, és nyugalmi időszak volt jellemző. A Tethys fő oceanizációja a késő jurától a kora krétáig tartott.

16


A szarvaskői magmatitok fiatalabbak (koruk 165 millió év, Árváné Sós et al., 1987, Pelikán ed., 2005) a triásznak tartott (Dosztály és Józsa, 1992) darnói típusúaknál, és keletkezésük is eltérő környezetben történt. Harangi et al. (1996) a darnó-hegyi magmatitok származási helyéül egy középső-késő triász óceánközépi hátságot jelölt meg az egykori Vardar óceán északnyugati részében (Meliatikum), valamint szerintük a szarvaskői ofiolitok is az egykori Meliatikumból származnak. A szarvaskői mafikus és ultramafikus kőzetek kialakulása az óceán záródásához kapcsolódó szubdukciós zóna mögötti ívmögötti medencék kinyílásához lehetett kapcsolható. Pamić (1997) szerint a Kalnik-hegység a Dinári zónában található ofiolitos zóna legészaknyugatabbi előfordulása. Ez a terület igen jól korrelálható a körülötte található ofiolitos zónákkal, így a Belső-Dinári ofiolitokkal is, illetve a Bükk-hegység környékiekkel is. Az ofiolit komplexum egy jura olisztosztróma melanzsban (tehát tektonikusan erősen átrendezett környezetben) található mind a Darnó-Szarvaskőiegységben, mind a Kalnik-hegység esetében. Csontos (2000) szerint a Nagyfennsíki (Bükki) Paraautochton a dinári kontinentális perem legmélyebbre süllyedt részeként értelmezhető, melyre aztán rátolódtak a Szarvaskő-Melléte típusú takarók. Véleménye szerint a Nagyfennsíki- és a Szarvaskőiegységek történetét a Szarvaskő-Melléte óceán középső triász felnyílása, és a késő jura – kora kréta bezáródása határozta meg. A szarvaskői magmatitok keletkezési helyéül szigetív előterét, óceáni szubdukciós övet jelölt meg. Velledits (2006) rekonstruálta a Bükk középső-késő triász fejlődéstörténetét, és korrelálta azt a Déli-Alpok, Juliai-Alpok, Karni-Alpok, Déli-Karavankák valamint a Dinaridák jellemzőivel. E területek mind az akkor nyíló Vardar-Meliata-óceán déli peremén voltak, és magukon viselik a riftesedő területre utaló jellemzőket. Több közös pont is megfigyelhető, így az anizusziban megjelennek szárazföldi üledékek is, és mindegyik helyen jelentős vastagságú vulkáni kőzetek figyelhetők meg, valamint az anizuszitól a karniig tartó süllyedésnek három különböző szakasza különíthető el (1: középső-késő anizuszi kiemelkedés, 2: késő anizuszi-kora ladini gyors süllyedés, végül 3: kora ladinitól lassú süllyedés). Ezekkel szemben az Északi-Mészkőalpok és a NyugatiKárpátok eltérő jellemzőket mutatnak; azok a nyíló óceán északi partján helyezkedtek el. E két self, valamint az óceáni maradványok (így a darnó-hegyi, valamint a bódva-völgyi triász magmatitok) fejlődése (vagyis a riftesedés folyamata) igen jól korrelálhatók.

17


Haas et al. (2006) szedimentológiai és őslénytani-földtani alapon is alátámasztották a korábban is feltételezett paleogeográfiai kapcsolatot a jura során a Darnó- és Bükkegységek valamint a Dinaridák között. A korreláció alapja, hogy az észak-magyarországi képződményekhez hasonló, tehát középső, felső jura platformfáciesű képződmények, valamint platformelőtéri-, lejtő- és áthalmozott medenceüledékek a tágabb régióban csak a Dinaridákból ismertek. Haas és Kovács (2001) kimutatta, hogy a Bükki egység a jellemző déli vergenciájú szerkezetével, valamint a tipikus dinári kifejlődésével a Dinaridák eltolódott darabja kell, hogy legyen, és semmiképpen nem tartozhatott a Meliatikum tektonosztratigráfiai egységhez. Ennek további bizonyítéka, hogy az –lévén az ausztoalpi takarórendszerhez tartozik– északi vergenciát kellene, hogy mutasson. A Bükk-Szarvaskő-Darnó blokk 400500 km-es eltolódást szenvedett tehát a Pelso nagyszerkezeti egység déli határa mentén. A szerzők véleménye szerint a Bükki Paraautochton (mely a dinári karbonátplatformról szakadt le) felett található meg ma a Mónosbéli-, majd a Szarvaskői-, legfelül pedig a Darnói-egység. Dimitrijević et al. (2003) szerint mind a Darnói- mind a Szarvaskői Komplexum a neotehysi akkréciós komplexumok kis maradványai lehetnek, melyek a Zágráb-Zemplénvonal mentén tolódtak át az Északnyugati-Dinaridákból Északkelet-Magyarországra. Szerinte ezek az egységek sokkal több hasonlóságot mutatnak a nyugatabbi, ún. Dinári Ofiolitövvel, mint a keletebbi ún. Vardar Zónával. A Dinári Ofiolitövvel való rokonságot támasztja alá Kovács et al. (2008a) is, lévén a Mónosbéli-egység

karbonát

turbiditjének

analógiái

megtalálhatók

a

Boszniai

Fliszónában, viszont nem ismertek az Ausztroalpi-Gömöri takarórendszerben. Ez azt jelenti, hogy a korábban feltételezett kapcsolat a s.s. Meliata egységgel elvetendő, vagyis a Darnói-egység a korai rift típusú bazaltjával a neotethysi triász fáciesek legészaknyugatabbi előfordulásaként értelmezhető. Ezt a véleményt erősíti meg Kovács et al. (2008b) is, akik szerint a Darnói-egység jellemzői alapján a Belső-Hellén, Belső-Dinári neotethysi akkréciós komplexum eredeti helyéről áthelyeződött darabjaként értelmezhető. Ez az akkréciós komplexum ÉszakGörögországtól

Északnyugat-Horvátországig

nyomozható,

Magyarországhoz

legközelebbi darabja Kalnik-hegységben van, de a munkában több más példát hoznak, így a vareši lelőhelyét is. Bár sokan és részletesen viszgálták a darnói és szarvaskői magmatitokat, e kőzetek képződésének geotektonikai helyzete máig nem tisztázódott megnyugtatóan. Így további, 18


másféle szempontokon alapuló vizsgálatok, korreláció és összehasonlítás szükségesek, melyekhez e dolgozat is hozzá kíván járulni.

19


Kovács et al. 2004

É Darnói-egység Mély-völgy

Reszél-tetőtől északra (völgyoldal)

Egerbakta

5 km Szarvaskői-egység

Reszél-tető Egerbakta

Sirok

Jelmagyarázat: Kainozoikum Jura üledékek Szarvaskõi Ofiolit Jura vulkáni kőzetek Komplexum Jura intruzív kőzetek Jura üledékek Bükki Paraautochton Triász üledékek Triasz vulkáni kőzetek Törés Település Less iet al. (2004) után

Nagy-Rézoldal

Kalnik-hegység PL Md SG

1.

2.

3.

4.

5.

6.

7.

8.

9.

10.

11.

12.

13.

14.

15.

16.

Kl

Zágráb

17.

Szarajevo

50 km É

Vareš

Pamic et al. 2002 1. íábra: A vizsgált területek földtani térképei

20


Jelmagyarázat: 1. Adriai-Dinári karbonátplatform 2. Jura-kréta passzív kontinens peremi sorozatok (”boszniai flis”) 3. Dinári Ofiolit zóna 4. Késő jura-kréta sorozatok, diszkordánsan az ofiolitokon 5. Nagy ultramafikus masszívumok 6. Radiolarit Formáció 7. Vardar zóna, ofiolitokkal 8. Késő kréta,paleogén képződmények 9. Allochton triász sorozatok 10. Triász magmás kőzetek 11. Allochton paleozoós sorozatok 12. Paleozoós vulkanitok 13. Hercini metamorf kőzetek és granitoidok 14. Neogén sorozatok 15. Oldaleltolódás 16. Vető lezökkenő blokkal 17. Fő áttolódások ZZL: Zágráb-Zemplén-vonal PL: Periadriai-vonal KL: Kalnik-hegység Md: Medvednica SG: Samoborska Gora

Kriptodóm

Összefüggő láva Peperit

Jelmagyarázat: Mikrites, meszes iszap Agyagos iszap Kovás iszap Összefüggő láva és tömött párnaláva In situ hialoklasztitbreccsa Párnaláva darabos hialoklasztit breccsa

Peperites párnaláva fácies Izolált párnaláva breccsa

(Palinkas et al., 2004 után)

2. íábra: a hruškoveci kriptodóm elvi rajza a megismert vulkáni és hidrotermás fáciesekkel

21


3. Vizsgálati módszerek A terepi munka során a legfontosabb vezérlő elv az volt, hogy az egyes vulkanológiai fácieseket felismerjük, és határaikat megtaláljuk. A mintavételezés során ezekből a fácieseket reprezentáló kőzetekből gyűjtöttünk példányokat. A terepen begyűjtött minták makro-szövetének jellemzését és osztályozását kézinagyítós és sztereomikroszkópos megfigyelések révén végeztem el. Mind az üreg- és érkitöltések, mind a befogadó kőzet további sajátosságait vékonycsiszolatok polarizációs mikroszkópos vizsgálata révén jellemeztem. A mintákból hagyományos (30μm vastag) és 100-120μm vastag kétoldalán polírozott csiszolatokat készítettem (az utóbbiakat fluidzárvány vizsgálatok céljára). A mintákat szabványos üveglemezre ragasztottam kétkompontensű Araldite műgyantával, illetve a fluidzárvány vizsgálatra készítetteket Superbond pillanatragasztóval. Erre azért volt szükség, hogy a mintaelőkészítés

során

elkerüljük

az

ásványszemcsék

felhevítését,

melynek

következtében a jól hasadó ásványok zárványai esetleg felnyílhatnak. A munka során röntgenpordiffrakciós elemzések is készültek a hidrotermás ásványtársulásról (az üreg- és érkitöltésekről), a hialoklasztit breccsa cementjéről és ezek befogadó kőzetről is. A felvételek készítésének körülményei: Siemens D-5000 típusú Bragg-Brentano geometriájú diffraktométer, θ-θ üzemmódban, Cu Kα (λ=0,154178 nm) sugárzás, másodlagos grafit kristály monokromátor és szcintillációs detektor. A mintákról az elemzés alumínium mintatartón készült. A kiértékeléshez az EVA szoftvert használtam. Az elektronmikroszondás elemzéseket Peter Jones készítette a Carleton Egyetem (Ottawa, Kanada) Földtudányi Tanszékén Camebax MBX típusú készüléken, a kvantitatív mérési eredmények hullámhosszdiszperzív röntgensugaras analízissel készültek (15 kV gyorsítófeszültség, 20 nÅ sugáráram, 20 s detektálási idő, kivéve F és Ni, ott 50 s). A kimutatási határok elemfüggőek, SiO2, TiO2, Cr2O3, MgO és Cl esetében 0,03 s%, Al2O3, K2O, CaO, Na2O esetében 0,02 S%, MnO, NiO és F esetében 0,04 s%, míg FeO esetében 0,05 s%. A kapott adatokat súlyszázalékra Cameca PAP mátrixkorrekciós

program

segítségével

számolták

át.

Kalibrációs

standardként

természetes és mesterséges ásványokat egyaránt használtak. A mintákról visszaszórt elektron (BSE) képek is készültek. A hruškoveci, vareš-smrekai, mély-völgyi, reszél-tetői, egerbaktai és a Reszél-tetőtől északra található feltárás bazaltjából geokémiai vizsgálatok az ALS Laboratory Group 22


vancouveri (Kanada) laboratóriumában készültek el. A lehető legüdébb, hólyagüregektől, erezésektől mentes, és lehetőleg üveges jellegű bazalt kőzetmintákat választottam ki az elemzések céljára. A főelemek meghatározására ICP-AES módszert használtak, az adatokat oxidos formában kaptam meg, a kimutatási határ a P2O5 kivételével 0,01%, míg a P2O5 esetében 0,001%. A porminta savazás előtti lítium boráttal való fúziójával lehetett a lehető leginkább kvantitatív elemzést elvégezni a nyomelemekre. Az elemzés ICP-MSsel készült, így a kimutatási határok igen alacsonyak (Ag 1 ppm, Ba 0m5 ppm, Ce 0,5 ppm, Co 0,5 ppm, Cr 10 ppm, Cs 0,01 ppm, Cu 5 ppm, Dy 0,05 ppm, Er 0,03 ppm, Eu 0,03 ppm, Ga 0,1 ppm, Gd 0,05 ppm, Hf 0,2 ppm, Ho 0,01 ppm, La 0,5 ppm, Lu 0,01 ppm, Mo 2 ppm, Nb 0,2 ppm, Nd 0,1 ppm, Ni 5 ppm, Pb 5 ppm, Pr 0,03 ppm, Rb 0,2 ppm, Sm 0,03 ppm, Sn 1 ppm, Sr 0,1 ppm, Ta 0,1 ppm, Tb 0,01 ppm, Th 0,05 ppm, Tl 0,5 ppm, Tm 0,01 ppm, U 0,05 ppm, V 5 ppm, W 1 ppm, Y 0,5 ppm, Yb 0,03 ppm, Zn 5 ppm, Zr 2 ppm). Bizonyos nyomelemeket (As, Bi, Hg, Sb, Se, Te) a minta királyvízben való oldása után ICP-MS-sel vizsgáltak, a kimutatási határ elemfüggő (As 0,1 ppm, Bi 0,01 ppm, Hg 0,01 ppm, Sb 0,05 ppm, Se 0,2 ppm, Te 0,01 ppm). Az összes szén meghatározására Leco kemencés módszert használtak, csakúgy, mint az összes kén meghatározására (kimutatási határ 0,01%). Az izzítási veszteség (LOI) meghatározásához 1000°C -ra hevítették a mintát (kimutatási határ 0,01%). A kevésbé érzékeny Pt, Pd, Au elemzések ICP-AES-sel készültek, a kimutatási határ a Pt esetében 0,005 ppm, Pd és Au esetében 0,001 ppm. A kapott eredményeket a Janousek et al. (2006) által készített GCDkit szoftver segítségével dolgoztam fel. A hólyagüregekben, erekben előforduló (másodlagosan képződött) hidrotermás kalcit fluidzárványainak petrográfiai jellemzése után mikrotermometriai vizsgálatokat is végeztem az ásványképződés körülményeire vonatkozó ismeretek megszerzése céljából. A méréseknél 800-1000-szeres nagyítású Olympus BX 51 típusú mikroszkópot használtam, melyre a mérések kivitelezhetőségének érdekében végtelenre korrigált, extraminőségű hosszú gyújtótávolságú objektívet szereltünk. A minták fotózásához Olympus Camedia C-5060 típusú fényképezőgépet használtam. A vizsgálatok során Chaixmeca típusú mikrotermometriai berendezést használtam. A műszer mérési pontossága 0°C alatt 0.1°C, magasabb hőmérsékleten pedig 1°C. A műszer kalibrálását szintetikus folyadékzárványok mikrotermometriai analízise és nagy tisztaságú vegyületek olvadáspontjai alapján végeztük. A mikrotermometriai vizsgálatok során homogenizációs hőmérsékletet, eutektikus pontot és olvadáspontcsökkenést mértem. Előbbi méréséhez a 23


mintát melegíteni, utóbbi kettő méréséhez folyékony nitrogén cirkulálása révén fagyasztani majd újra szobahőmérsékletre melegíteni kellett a mintákat. A mérések után az eredmények rendszerezéséhez MS Excel szoftvert, a feldolgozásához a jómagam által Matlabban (speciális, matematikai műveletek és azok megjelenítésre kifejlesztett szoftver és programnyelv) készített programot használtam fel. E programban a Potter et al. (1978) szalinitás-számolási eljárást használtam. A program lényege az, hogy a mért adatokat (így Th, Teut, Top) táblázatos formában megadva az kiszámolja a szalinitást (jég, halit, vagy hidrohalit olvadási hőmérséklet alapján), valamint az értelmezést segítő diagramokat automatikusan egységes formátumban előállítja. A kapott eredményekből isochorokat az ISOC 01/03 verziójú, Bakker (2003) által kifejlesztett szoftver segítségével számítottam. Az illusztrációkat Corel Draw szoftver segítségével készítettem el.

24


4. Eredmények 4.1. Hruškovec (Horvátország, Kalnik-hegység) 4.1.1. Terepi kifejlődések A hruškoveci kőfejtő a Kalnik-hegység északnyugati lejtőjén található, Zágrábtól körülbelül 60 km-re északkeletre, Ljubeščica falutól 3 km-re északra. A lelőhely művelője a Kaming Kőbányászati Rt. A kőfejtő feltárásaiban megfigyelhető, hogy a bazalt (mely egyébként a tektonziált ofiolitos melangeban található) részben a középső triász mikrites mészkő ill. agyag összletbe nyomult be, illetve részben a tengeraljzatra is ömlött. A bánya keleti részén (l. 1. tábla, 1-2.) körülbelül 40 méter hosszan tömött illeszkedésű párnaláva (bazalt) található, ahol az egyes párnák mérete jellemzően fél méter körül van. Zöld kloritos átalakulás jellemző. Ebben a típusban figyelhető meg a „zebra”-szövetű párnaláva is a peperites zóna felé való átmenetben. A „zebra”-szövetben a 2-3 cm-es vastagságú bazaltsávokkal 2-3 cm-es vastagságú hidrotermás ásványokat tartalamazó sáv váltakozik. Az ásványsávokat elsősorban sugaras-szálas prehnit, és finomkristályos kvarc tölti ki. Az előzőektől nyugatabbra, körülbelül 20 méteres szakaszban (l. 1. tábla, 1-2.), de a feltárás felső részében figyelhető meg az üledékkel érintkező rész, vagyis a peperites párnaláva fácies. A peperites zónában a mátrix vörös mikrites mészkő, illetve agyag. A bazaltdarabok is hematitosodtak, és a klorit helyett epidot van jelen. A tömött illeszkedésű párnalávától nyugat felé haladva, a feltárás alsó részében figyelhető meg a tengervízzel közvetlenül érintkező részt reprezentáló hialoklasztit breccsa (l. 1. tábla, 1-2.). Előbb az izolált párnaláva (hialoklasztit) breccsa jelenik meg körülbelül 30 méteres szakaszon (ahol az igen sok üvegdarab és kötőanyag alkotta anyagban elvétve fordul elő párnaláva-darab, vagyis ez a kitörési központtól távolabb képződött fácies), majd fokozatos átmenet tapasztalható a párnaláva-darabos hialoklasztit breccsa felé, mely körülbelül 40 méteres szakaszon figyelhető meg (ahol már igen sok párnaláva-darab van, közötte kevesebb a mátrix, vagyis ez a kitörési központhoz közelebb képződött fácies). A hialoklasztit breccsára zöld kloritos átalakulás jellemző. A breccsa mátrixában kvarc, kalcit, és prehnit található. A fragmentumok deciméteres nagyságrendet is elérő párnaláva- és, kőzetüvegdarabok. A hematitosodás itt is jelen van.

25


Tovább haladva nyugat felé újra megjelenik, és körülbelül 35 méteren át követhető a tömött illeszkedésű párnaláva fácies. Néhol a párnalávák fiatalodási iránya is megfigyelhető, ami kibillentett kőzetegyüttesre utal (l. 1. tábla, 1-2.). Majd újra a párnaláva darabos hialoklasztit breccsa a jellemző (körülbelül 50 méter), míg a bánya nyugati végében ismét a tömött illeszkedésű párnaláva található meg (körülbelül 30 méter). A bányában igen gyakoriak az erősen tektonizált zónák, vetőkarcos felületek (épp ezért figyelhetőek meg kibillentett blokkok is), bár a kőzetblokkok nem kerültek túl messze

egymástól,

és

ezért

az

egész

kriptodóm-lávafolyás-peperit

rendszer

rekonstruálható. Megállapítható tehát, hogy ezen a lelőhelyen az alábbi fáciesek különíthetőek el: 1.

Tömött illeszkedésű párnaláva fácies (l. 2. tábla, 1-2.).

2.

Peperites párnaláva fácies (l. 2. tábla 3.).

3.

Párnaláva darabos hialoklasztit breccsa, valamint izolált párnaláva breccsa fáciesek (l. 2. tábla 4.).

4.1.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint 1. Párnaláva (bazalt) A kőzet (l. 2. tábla 5.) jól láthatóan kloritosodott, és mm–cm nagyságú hólyagüregeket tartalmaz, melyet kalcit tölt ki. Igen vékony (1 mm-nél vékonyabb) kalcit erek is megfigyelhetők a kőzetben. Mind a mállott, mind a friss felületen megfigyelhetőek elszórtan (1%-nál kisebb mennyiségben) 1 mm-nél kisebb pirit szemcsék. Egyes mintákban néhány mm-es, zömmel prehnit kitöltésű erek figyelhetők meg, mely erekben epidot is előfordul. Polarizációs mikroszkópban (l. 3. tábla 1-2.) akár 0,5 mm hosszú, saját- és féligsajátalaukú plagioklász lécek figyelhetők meg jellemző kőzetalkotóként, melyek külső része átalakult (agyagásvánnyá). A viszonylag gyors (illóvesztéssel társult) kristályosodásra a plagioklászok olykor megfigyelhető vázkristályos jellege utal. A plagioklászok közötti anyag mikrokristályos (plagioklász – köztes anyag aránya megközelítőleg 80% -20%). A kőzet szövete interszertális. A kőzetet maximum 2 mm vastag erek hálózzák be, melyek kitöltése kloritlemezekből illetve karbonátszemcsékből áll (a szemcsék szabálytalan alakúak, méretük maximum 0,7mm). A kőzetben található hólyagüregeket klorit, karbonát és

26


kvarc együttese tölti ki. A kőzetben elszórtan 0,01- 0,26 mm-es, féligsajátalakú piritszemcsék is előfordulnak. E fáciesben jelenik meg a „zebra”-szövetű párnaláva is (l. 2. tábla 6.). Ebben a kőzetben kb. 2–3 cm vastag sávok váltogatják egymást: a sötét bazalt sávok között a világosabbak zömmel prehnitből állnak. A prehnit szálas, sugaras megjelenésű, fehér színű. Polarizációs mikroszkópban látható, hogy a bazalt sávok szövete variolitos. A plagioklász lécek mérete általában 0,3 mm alatt van. A lécek gyakran kévékbe rendeződve helyezkednek el. A plagioklász szemcsék alakja féligsajátalakú. A köztes anyag mikrokristályos. Az alapanyagban elszórtan opak ásványszemcsék figyelhetők meg. A kalkopirit szemcsék mérete nem haladja meg a 0,07mm-t, és a szemcsék szabálytalan alakúak. A röntgenpordiffrakciós vizsgálatok tanúsága szerint (l. A. melléklet 1.) a „zebra ” szövetű párnaláva bazaltos anyaga legnagyobb mennyiségben plagioklászt tartalmaz. Ezt a kalcit, illetve az igen jelentős mennyiségű klorit követi. Ezeken kívül a mintában karbonát (dolomit), prehnit és kandit-csoportbeli agyagásvány is előfordul. A

bazalt

sávok

között

hidrotermás

ásványokból álló

sávok

vannak.

A

makroszkóposan domináló prehnit mikroszkópban is jól megfigyelhető, szálas, léces megjelenésű, féligsajátalakú, olykor sajátalakú, a szemcsék általános mérete 1,5 mm-ig terjed. A lécek között víztiszta szabálytalan alakú kvarc fordul elő. Mérettartománya a prehnitével körülbelül megegyezik. A prehnit és kvarc mellett kevés szabálytalan alakú kalcit is megjelenik, melynek szemcsemérete általában az 1 mm-t nem haladja meg. A hidrotermás ásványokkal kitöltött sávokban ezeken felül klorit rozetták is előfordulnak alárendelt mennyiségben. A mikroszkópos megfigyeléseket a röntgenpordiffrakciós vizsgálat eredménye (l. A melléklet 3.) is alátámasztja, mely szerint a „zebra ” szövetű párnaláva hidrotermás ásványaiban legnagyobb mennyiségben kvarc van. Ennél kevesebb van a mintában prehnitből, melynek csúcsai a felvételen szintén kétséget kizáróan azonosíthatók. A mintában még előfordul kalcit, illetve klorit is. 2. Peperites párnaláva fácies (vörös színű bazalt) A peperites fácies bazaltja vörösre színezett a vastartalmú ásványok oxidációja miatt. A bazaltot hidrotermás ásványokkal kitöltött erek hálózzák be (melyek nem metszik a bazalt határait), melyek vastagsága elérheti a 3–4 mm-t is. Az erekben epidot, kalcit és prehnit található. Az erezéseken kívül a kőzetben ásványokkal kitöltött ívelt falú üregek

27


találhatók, melyek mérete általában néhány mm-es. Ezekben az üregekben elsősorban epidot ill. klorit található. A polarizációs mikroszkópos megfigyelések szerint a kőzetben dominálnak a féligsajátalakú plagioklász lécek, melyeknek hossza általában 0,15 mm-nél nem nagyobb. A plagioklászok helyenként átalakultak (agyagásványosodás), mennyiségük változó a csiszolaton belül, a köztes anyaghoz (mikrokristályos anyag, illetve üveg is) képest 30– 60%. A kőzet szövete variolitos. A bazaltot hidrotermás ásványokkal kitöltött erek hálózzák be, mely erekben kalcit, epidot és prehnit azonosítható polarizációs mikroszkópban. A kalcit szemcsemérete 0,2– 1,5mm között változik, a hasadási nyomvonalak sűrűk, jól láthatók, a szemcsék nem-, vagy féligsajátalakúak. Az epidot az erek falán jelenik meg, léces, sugaras formában (sajátalakú). A szemcsék mérete 0,1–0,4mm között változik. Prehnit elvétve figyelhető meg, sugaras megjelenéssel (féligsajátalakú). Az kőzetben találhatóak továbbá elszórtan (mennyiségük kevesebb, mint 1%) opakásványok, melyek piritként azonosíthatók. A szemcsék mérete 0,01–0,08 mm között van, általában féligsajátalakúak. A kőzetben általában lekerekített, ovális hólyagüregek találhatók, melyeknek mérete 0,2 és 1,2 mm között változik. Az üregek kitöltéseként agyagásvány, karbonát, epidot és klorit halmazai figyelhetőek meg. A röntgenpordiffrakciós vizsgálat tanúsága szerint (l. A. melléklet 2.) a vörös színű bazaltban legnagyobb mennyiségben kalcit található, viszont fontos figyelembe venni a kitüntetett orientáció jelenségét, az anomálisan nagy intenzitású csúcs miatt a 3,03-as dértéknél. Ez után a sorban plagioklász következik. Szintén jelentős mennyiség van még a mintában epidotból és dolomitból. Kis mennyiségben található a kőzetben kanditcsoportba tartozó agyagásvány illetve klorit is. 3. Hialoklasztit breccsa Makroszkóposan megfigyelhető, ahogy a különböző felszakított kőzetdarabokat hidrotermás ásványok cementálják (l. 2. tábla 7-8.). A klasztok anyaga bazaltüveg illetve felszakított bazalttörmelék, melyeknek mérete 6 cm-ig terjed. A bazaltdarabok gyakran vörösödnek (oxidálódott), és 1 mm-nél vékonyabb kalciterek futnak át rajtuk. Az is előfordul, hogy kisméretű párnalávák körül hialoklasztit breccsa található. A párnákban, lávanyelvekben 1 mm-nél vékonyabb, hidrotermás ásványokkal (elsősorban kalcittal)

28


kitöltött erek, illetve elszórtan pirit szemcsék is találhatóak. A bazalt néhol kloritosodik is. A párnaláva nyelveinek peremi zónáiban hidrotermás ásványok cementálják a hialoklasztit törmeléket. Az ásványok között kalcit, epidot, klorit, prehnit és viszonylag sok piritszemcse figyelhető meg. Ezen ásványok nemcsak „cementálóanyagként”, de erezések formájában is megjelennek. Az erek vastagsága néhány mm–cm-ig terjed, és felépítésük általában szimmetrikus. Kívülről befelé haladva rendre prehnit, epidot, kalcit, klorit (utóbbi nem mindenhol) a kitöltés, illetve az is előfordul, hogy kívül jelenik meg egy kloritos kéreg. Polarizációs mikroszkópban kitűnik (l. 3. tábla 3-4.), hogy a hialoklasztit breccsában a klasztok általában zöldesbarna, vagy barnászöld bazaltüvegből vannak, melyek mérete néhány mm-től 1-6 cm-ig jellemző. Ezen felül előfordul hasonló mérettartományban bazalt törmelék jelenléte is. Az üvegben kristálycsírák, vékony plagioklász lécek figyelhetők meg elvétve. Találhatók benne üregek is, melyekben kitöltésként opál (a falnál) és kalcit (a belső részeken) figyelhető meg. A megjelenő bazalt variolitos szövetű, benne vékony, maximum 0,15 mm hosszú plagioklászok láthatók. A plagioklászok alakja féligsajátalakú. Szintén megfigyelhetők 0,15–0,4 mm átmérőjű, kerekded üregek is, melyeknek kitöltése klorit (általában a falon), illetve epidot, kalcit (mind szabálytalan alakú, a belső részeken). A bazaltdarabokban szintén előfordulnak kalcit és klorit kitöltésű maximum 0,1 mm vastag erek. A breccsa kötőanyaga kalcit (0,2–15 mm-es szemcsék), és sugaras, szálas prehnit (0,2-1 mm-es szemcseméretben), melyeknek aránya lehet kb. megegyező, illetve olyan is előfordul, hogy az egyik vagy a másik ásvány az uralkodó. Mindkettő nem saját-, vagy féligsajátalakú. Ezeken kívül epidot és klorit is megfigyelhető elvétve a kötőanyagban. Elsősorban az üveg és a kötőanyag kapcsolódási régiójában elszórtan pirit és kalkopirit is megfigyelhetők. A szemcsék mérete általában maximum 0,2 mm, általában szabálytalan alakúak. 4.1.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok alapján A tengeraljzati fluid-kőzet kölcsönhatás következménye a különböző fáciesekben kialakult hidrotermás ásványtársulások, így a hólyagüregkitöltő, a „zebra” ásványsávjait kitöltő, az erezéseket kitöltő, valamint a hialoklasztit breccsa cementjét alkotó ásványparagenezisek is. Ezek petrográfiai jellemzésére az egyes kőzettípusoknál már

29


kitértem. Keletkezési körülményeiket folyadékzárvány mikrotermometriai mérésekkel pontosítottam. A hruškoveci lelőhely „zebra”-szövetű bazaltjának ásványsávjából, a hialoklasztit breccsa cementjéből, illetve az erekben kivált hidrotermás ásványokból több olyan csiszolatot készítettem, melyekben a fluidzárványok tanulmányozhatóak voltak (l. 3. tábla 5-7.). Itt célom csak a fluidzárvány petrográfia elvégzése volt, hogy megfelelő tapasztalati alapom is legyen a későbbi összehasonlító munkához, mivel Borojević et al. (2000) munkájában a lelőhely azonos jellegű képződményein végzett folyadékzárvány vizsgálatok eredményei megtalálhatóak, valamint Sibila Borojević tapasztalatait személyes megbeszélések során is megosztotta velem. A mintákban a kvarc elenyésző mennyiségben fordult elő, így vizsgálható folyadékzárványt csak kalcitban láttam. Ezzel szemben Borojević et al. (2000) kvarcban is elkülönített több típusú zárványt. Az általam készített mintákban a kalcit a primer zárványai között több típus volt megfigyelhető: egyfázisú (csak folyadék, L), kétfázisú (folyadék és gőz, L+V) illetve többfázisú (folyadék, gőz és szilárd, vagyis L+V+S). A zárványok mérete 5-15 μm között változott. A mintákban az elsődleges zárványok mellett megfigyelhetőek a kalcit behegedt repedéseiben előforduló másodlagos zárványok is (L és L+V is), elsősorban repedések mentén csoportosulva. A mérettartományuk az elsődleges zárványokéval körülbelül megegyezik. Borojević et al. (2000) a lelőhelyről származó kvarcban egyfázisú (L), kétfázisú, folyadékgazdag (L+V), kétfázisú gőzgazdag (V+L), többfázisú gipsszel (L+V+Sgipsz), többfázisú karbonáttal (L+V+Scarb) illetve többfázisú gipsszel és karbonáttal (L+V+ Sgipsz+Scarb) jellemzett folyadékzárványokat különített el. Mérései eredményeként el tudott különíteni alacsony szalinitású (7,1-9,4% NaCl ekv), NaCl-víz összetételű és magasabb

szalinitású

(18-21,3%

NaCl

ekv.)

CaCl2-NaCl-víz

összetételű

o

zárványgenerációt, melyeknek homogenizációs hőmérsékletei 110-185 C között voltak. Az eredményekből arra következtettek, hogy két különböző eredetű fluidum (tengervíz és magmás) keveredése történt meg a hidrotermás folyamatok során.

30


4.2. Vareš-Smreka (Bosznia-Hercegovina, Ofiolit Takaró) 4.2.1. Terepi kifejlődések A smrekai kőfejtő Varešnél található, Szarajevotól északra körülbelül 40 km-re. A kőfejtő jelenleg is művelés alatt áll (l. 4. tábla 1.). A bányában triász párnaláva keveredik mészkővel, így a bányában a peperites fácies megjelenéséről beszélhetünk (l. 4. tábla 2-7.). A párnalávákban előfordulhatnak hólyagüregek, valamint cikk-cakkos erezés is (az erezések a párnaláva nyelveken belül húzódnak, nem szelik a szomszédos lávanyelveket, tehát nem utólagos folyamatok eredményei), melyek főleg kalcittal, kis mértékben mésziszappal vannak kitöltve, míg a hólyagüregekben kalcit a legjellemzőbb. Az egykori tengervízzel való érintkezés felé a lávanyelveken üveges kéreg, illetve e nyelvek közeiben hialoklasztit breccsa jelenik meg. A peperites fáciesre jellemző mészkőfoszlányok nemcsak a párnaláva (darabok) között, a hialoklaszit brecsában jelennek meg, hanem található mészkő a bazalt repedéseiben is, azok kitöltéseként. A mészkő vörös színű, és néhány 1 miliméternél vékonyabb, kalcittal kitöltött ér húzódik át rajta. Ahol a mészkő közvetlenül érintkezik a bazalttal, ott a bazalt sötétszürke, és a kettő határán sötét, erősebben hematitos zóna húzódik. A fentiek alapján tehát látható, hogy ebben a kőfejtőben az alábbi kőzettípusok különíthetőek el a peperites fáciesű kifejlődéseken belül: 1.a Erezett párnaláva, a párnák között hialoklasztit breccsával. A mészkő mind az erekben, mind a breccsában klasztokként is megjelenik. 1.b Hólyagüreges bazalt. A mészkő a felbreccsásodott bazaltfragmentumok közötti kitöltésként jelenik meg. 4.2.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint 1. a. Peperites párnaláva fácies, erezett párnaláva hialoklasztit breccsával Makroszkóposan megfigyelhető (l. 5. tábla 1.), hogy a bazalt sötétszürke, viszonylag jól kristályos, és ebben figyelhetőek meg a maximálisan 5 mm vastag erek. Ezek az erek kalcittal, illetve vörös mésziszappal töltöttek. Az erek egymást is metszhetik, és előfordul, hogy egy érben mind kalcit, mind mészkő megtalálható. A kőzetben elszórtan előfordulnak szulfidszemcsék, illetve apró, 1 mm-nél kisebb hólyagüregek is, melyek feltehetően kalcitot tartalmaznak.

31


Polarizációs mikroszkópban jól látható (l. 5. tábla 5-8.), hogy a kőzet viszonylag durvaszemcsés, elég kevés a mikrokristályos, üveges anyag. A kőzetben legtöbb a plagioklászból van. A táblás-léces szemcsék félig sajátalakúak, gyakran vázkristályosak, méretük

0,17-0,5

mm,

a

szemcsék

enyhén,

vagy

akár

erősen

átalakultak

(agyagásványosodás). A szimmetrikus zónában mért maximális kioltási szögek átlaga 13o, mely alapján a savanyú összetételű plagioklászok közé sorolható. Előfordulnak a kőzetben durvább kristályos plagioklászok is, a szemcsék mérete ott 0,75-0,85 mm-es. Sok piroxén is található a kőzetben, melyek szemcsemérete 0,17-1 mm között van, a szemcsék alakja félig-, vagy szabálytalan alakú. A szemcsék helyenként erősen töredezettek, és olyan is előfordul, hogy a plagioklász átnő rajtuk. A piroxének pleokroósak,

színük kékeszöld-halványbarna-világoszöld,

a

hasadási

nyomvonal

általában jól látszik, az interferenciaszínük másodrendű narancssárga, kék, kioltási szögük maximuma 41o. Ezen tulajdonságok alapján az ásványok feltehetően augitként azonosíthatók, amit Karamata et al. (2000) mikroszondás mérései is alátámasztanak. Előfordulnak azonban olyan kőzetdarabok is, melyekben szép sajátalakú, általában hatszögletű mafikus ásvány utáni álalakot találni, melyeket ma teljesen kalcit és esetleg klorit tölt ki. A mintában az alapanyagban ezeken felül szabálytalan alakú klorit (mérete 0,17-0,4 mm) foltok, és kalcit (mérete általában 0,3 mm körüli) is előfordul. Mindent összevetve elmondható, hogy legtöbb a plagioklászból van, majd a piroxén következik, majd a klorit, és végül a legkevesebb a kalcitból van. Egy helyütt epidot is megjelenik a mintában, foltokban, szabálytalan alakkal. A szemcsék pleokroósak, interferenciaszínük másodrendű, általában tarka. A kőzetet átszelő erek (l. 5. tábla 5-6.) vastagsága általában 0,08-5 mm között van. Az ereket főképp kalcit és mikrites mészkő tölti ki. A kalcit szemcsemérete 0,08-0,17 mm között van, alakjuk szabálytalan. A vastagabb erekben az is jellemző, hogy a falon van kalcit, míg belül mikrites mészkő található. Elenyésző mennyiségben klorit is található az erekben, a kalcitszemcsék között. A kőzetben elszórtan igen sok hematit található, a foltok mérete akár 3 mm-es is lehet. Ezen felül apró, 0,15 mm-es hematit szemcsék is előfordulnak, melyek között gyakori a pirit utáni pszeudomorfóza, helyenként az eredeti pirit is látszik. A hematit több helyen limonitosodik is. Mindezek alapján megállapítható, hogy a kőzet szövete (a plagioklászok enyhén kévés elhelyezkedése miatt) variolitos, de átmeneti jellegű az interszertális szövet felé, sőt, helyenként porfíros jelleg is megjelenik. 32


A párnalávák közötti hialoklasztit breccsában (l. 5. tábla 4.) az üveges bazalt, és kőzetüveg klasztok mellett mésziszap darabok találhatóak meg. A fragmentumok általában 1-4 cm nagyságúak, és viszonylag szögletesek. A kőzetdarabok közti teret kalcit és klorit tölti ki. Polarizációs mikroszkópban kitűnik (l. 6. tábla 7-9.), hogy a főként kőzetüvegből álló törmelékdarabok devitrifikálódtak, és bennük igen sok 0,17-0,9 mm nagyságú saját- és féligsajátalakú plagioklász és piroxén szemcsék találhatóak meg. A kisebb törmelékek körül (feltehetően plagioklász) kristálycsírák jelentek meg, sugaras elrendeződésben. Ahhoz,

hogy

megállapíthassuk,

milyen

ásvány

kristálycsírái

jelennek

meg,

röntgenpordiffrakciós vizsgálatot végeztünk, mivel a csírák mérete miatt az ásványok optikai jellemzői mikroszkópban nemazonosíthatók megbízhatóan. Általában a külső, mésziszappal érintkező részen jellemzőbbek ezek a sugaras „csomók”. Ezeken felül elszórtan igen vékony, 0,08-0,15 mm nagyságú plagioklász vázkristályok is előfordulnak. A hialoklasztit breccsa zöldes, üveges klasztjából készült röntgenpordiffrakciós elemzés (l. A. melléklet 4.) azt bizonyította, hogy legnagyobb mennyiségben a klorit mellett plagioklász fordul elő a kőzetben (tehát az üvegben megjelenő kristálycsírák plagioklászként azonosíthatóak). Ezen felül a mintában kalcit is előfordul kis mennyiségben. Feltehetően a nem tökéletes szeparálás miatt, a cementanyagból kerülhetett az üveges darabot reprezentáló mintába ez az ásvány. A mészkő mikrites, a benne előfordul durvakristályos kalcit ovális, kerek üregkitöltést alkot (maximális méret 0,45 mm). Előfordulnak továbbá durvább kristályos, de továbbra is mikrites foltok is, melyekben rossz megtartású, átkristályosodott radioláriák találhatóak (l. 6. tábla 8.). További információ az átkristályosodás, így a jellemzők eltűnése miatt nem nyerhető belőlük (Szente István, ELTE TTK, szóbeli közlése). A hialoklasztit breccsa kötőanyagának szerepét a csiszolatok alapján főképp kalcit tölti be. A kalcit szabálytalan alakú, a szemcseméret általában 0,08-0,17 mm közötti. Ezen felül elszórtan pirit utáni, maximum 0,017 mm-es nagyságú pszeudomorfózák jelennek meg hematitból, valamint ennél nagyobb, maximum 0,035 mm-es szabálytalan alakú hematitból és limonitból álló foltok is előfordulnak.

33


1.b. Peperites párnaláva fácies, hólyagüreges párnaláva A kőzet zöldesszürke színű (l. 5. tábla 2.), és az alapanyagból kitűnő, durvább kristályszemcsék előfordulása jellemzi. A hólyagüregek átmérője 1-8mm közötti. Ezek kitöltését két generációs kalcit (enyhén rózsaszínű és fehér), valamint olykor klorit adja. Vannak azonban a mintában nagyobb, szögletes körvonalú üregek is, melyekben kalcit, klorit és hematit található. Az is feltűnő, hogy ahol a kőzet felszíni mállásnak volt kitéve, ott az üregek üresek. Előfordul olyan megjelenés is, hogy a hólyagüreges bazalt breccsásodott, és a darabok között főképp kalcittal, kisebb mértékben mésziszappal és hematittal töltött „erek” futnak. A polarizációs mikroszkópos vizsgálatok során kiderült (l. 6. tábla 1-4.), hogy a bazalt alapanyaga erősen üveges, és benne igen sok a mikrokristályos anyag is van. Ezek között vannak 0,08-0,3mm-es nagyságú, vékony plagioklász lécek, melyek lehetnek vázkristályosak, és alakjuk féligsajátalakú. Kioltási szögük a szimmetrikus zónában nehezen megfigyelhető, átlagosan 10o körül van. Ezek alapján savanyú plagioklászra következtethetünk. Előfordul továbbá piroxén is a plagioklász mellett, mérete hasonló ahhoz, jellemzően 0,1mm körül van. A piroxének egyértelműen klinopiroxének, kioltási szögük maximuma 40o körül van, pleokroósak. Ezen kívül az alapanyagban van klorit, és olykor epidot is előfordul, melyek foltokban találhatóak meg. E szemcsék szabálytalan alakúak, méretük maximálisan 0,17mm. Előfordul azonban, hogy a kőzet sokkal inkább üveges jellegű, nem tartalmaz hólyagüregeket, ereket (l. 5. tábla 3., 6. tábla 5-6.). Ebben az esetben a plagioklászok tűs, léces, gyakran vázkristályos megjelenésen túl egyértelműen sugarasan, kévésen helyezkednek el, méretük jellemzően 0,17mm körüli. A mintában a kalcit többféle megjelenésű. Ezek egyik módja egy hatszögletű (egykori mafikus) ásvány utáni álalak (kiszorítás). Az egykori ásvány mérete 0,25-0,7mm, míg a kitöltő-kiszorító kalcitszemcsék maximum 0,17mm-esek. A kalcitszemcésk között klorit is előfordul kitöltésként, vagy foltokban. A hólyagüregben előforduló kalcit esetében két típus figyelhető meg. Az egyik az áttetsző-tejfehér, a zárványok nagy tömege miatt „szivacsos” szövetű kalcittípus, míg a másik a víztiszta kalcittípus. A szivacsos kalcit tölthet ki teljes hólyagüreget is, de olyan is előfordul, hogy az üreg falát a szivacsos kalcit béleli, míg a belsejében a víztiszta kalcittípus jelenik meg. A kőzet szögletes üregeiben főképp kalcit található, de alárendelt mennyiségben előfordul klorit és hematit is. A kalcit durvaszemcsés, akár 0,9 mm-es is lehet egy-egy

34


szemcse, melyeknek alakja szabálytalan. Az üreg falán azonban megjelenik vékony sávban opál és klorit is; ezen települ a fentebb említett kalcit is. Ezen kívül is előfordul azonban klorit az üregben, de annak színe más, határozottabban zöld, mint az üreg fala mentén megjelenő változaté. A breccsásodott részben a kőzetdarabok közötti kalcit általában hosszú (akár 1,5 cm), elnyúlt kristályokat alkot, és gyakran körülvesz finomszemcsés hematitból álló foltokat. A kőzet nagyobb, szögletesebb üregeiben finomszemcsés hematit is megjelenik, de a bazalt

alapanyagában

is

vannak

elszórtan

0,015mm-es

pirit

utáni

hematit

pszeudomorfózák. Az erősen üveges, variolitos részben igen nagy hematit foltok is előfordulnak, melyeken akár át is nőhet a plagioklász. A foltok mérete a néhány mm-től a cm-ig változik. Ezen felül itt néhány 0,015 mm alatti szabálytalan alakú kalkopirit szemcse is előfordul. Fentiek alapján megállapítható tehát, hogy a kőzet szövete interszertális, de átmenet a variolitos felé, illetve a porfíros jelleg is megjelenik. 4.2.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján A tengeraljzati fluid-kőzet kölcsönhatás következménye a különböző fáciesekben kialakult hidrotermás ásványtársulások, így a hólyagüregkitöltő, az erezésekben a mésziszap mellett megjelenő, valamint a hialoklasztit breccsa kötőanyagát alkotó ásványparagenezis is. Ezek petrográfiai jellemzésére az egyes kőzettípusoknál kitértem, a továbbiakban a fluidzárványokra vonatkozó mikroszkópos megfigyeléseket részletezem. Az eres bazaltban mind az érkitöltő kalcit víztiszta részein, mind a szivacsos-víztiszta átmeneti részén megtalálhatóak a fluidzárványok. A sok másodlagos zárványsor mellett néhány valamivel nagyobb, átlagosan 7 μm-es primer zárvány is megfigyelhető. Ez utóbbiak egyedi képletekként, távol az előzőekben említett másodlagos zárványsoroktól fordulnak elő a befogadó ásványban. A primer zárványokban a folyadék és gőz fázis arányai körülbelül állandóak, 5-10% gőzfázissal, és 90-95% folyadékfázissal. A zárványok általában negatívkristály alakúak. A fluidzárvány mikrotermometriai mérések (l. B melléklet 1.) igen nehezen voltak kivitelezhetőek. Nemcsak a megfagyasztott zárványokban jellemzően előforduló metastabil (a gőzfázis hiányával jellemzett) olvadás nehezítette a munkát, hanem az a tény is, hogy a legtöbb zárványban a homogenizációs mérések után nem tért vissza a gőzfázis, még több nap várakozás, illetve akár − 20°C -on történt tárolás után sem. A

35


néhány mérhető zárvány esetében még a metastabil olvadás jelenségével is szembe kellett nézni (t.i. fagyasztáskor a gőzfázis eltűnt, és csak +3oC körül tért vissza). Ez azért nagyon fontos, mert a jégfázis stabil olvadásának feltétele, hogy az olvadásakor a folyadékfázis telített gőze jelen legyen a zárványban, és csak stabil olvadás esetén lehet az olvadáspontból a zárványoldat sótartalmát kiszámolni. A dolog kiküszöbölésére az ún. „stretching” eljárás nyújtott lehetőséget, vagyis a zárványok nagyon kismértékű kitágítása. A „stretching” eljárást azonban körülményes volt elvégezni, lévén a zárványok többszöri felmelegítését itt nem lehetett használni (okait l. fentebb), így csak a többszöri fagyasztás maradt meg lehetőségként. Az említett problémák ellenére végül 20 megbízható homogenizációs hőmérsékletet, és 5 olvadáspont csökkenést sikerült meghatározni. A homogenizációs hőmérsékletek Th = 83 − 125°C között változtak, átlaguk 104°C volt. A fagyasztásos mérések során egyszer sikerült eutektikus pontot megfigyelni, ami Teut = −20,9°C volt, így a NaCl-víz rendszerrel modellezheő fluidumösszetételre következtettem. Az olvadáspontcsökkenés alapján számolt szalinitás értékek 3,06-4,64 NaCl ekv. s% között változtak, az átlaguk 4,2 NaCl ekv. s% (l. 3. ábra). A hólyagüreges bazaltban az üregeket szintén kalcit tölti ki, de a nagyobb üregekben a kalcithoz kevés klorit és hematit is társul. Az üregkitöltő kalcit tisztább, átláthatóbb részeiben sok másodlagos zárványsor található. E zárványok mérete általában 5 μm alatti. A kiválásban azonban primer zárványok is találhatóak (l. 7. tábla 7-8.). E zárványok önállóan, a másodlagos zárványokkal kitöltött repedésektől távol, vagy kisebb, szintén a repedésektől független zárványfelhőkben fordulnak elő. Az elsődleges zárványok körülbelül 10% gőzfázist tartalmaznak szobahőmérsékleten. A zárványok általában negatív kristály alakúak. A korábbiakban ecsetelt mindkét probléma, így az, hogy a gőzfázis nem tért vissza a zárványokba a homogenizálás után, valamint a metastabil olvadás mind nehezítették a mikrotermometriai méréseket (l. B melléklet 2.). Végül a 22 homogenizációs hőmérséklet értékhez csupán 2 olvadáspontcsökkenés értéket tudok hozzárendelni, így a fagyasztásos adatok statisztikai értelmezésre nem alkalmasak, csupán tájékoztató jellegűnek fogadhatóak el. A homogenizációs hőmérsékletek Th = 90 − 126°C között változtak, az átlaguk 108°C volt. Eutektikus pont nem volt megfigyelhető, de abból a tényből, hogy a zárványok − 50°C -ig teljesen megfagytak, arra lehet következtetni, hogy a zárványokban található

folyadék

összetétele

a

NaCl-víz

36


rendszerrel

modellezhető.

Az

olvadáspontcsökkenés-értékekből számolt szalinitás 3,54 és 4,18 NaCl ekv. s% volt (l. 4. ábra). A hólyagüreges bazalt-breccsában található vastag kalcitérben igen kevés a víztiszta rész, melyek elsősorban az ér közepén található hematit folt környékén csoportosnak. Ezen tisztább részekben sok másodlagos egyfázisú (szobahőmérsékleten csak folyadékot, L) és folyadék+gőz fázisösszetételű (L+V) zárvány is található. Az elsődleges, kétfázisú L+V, állandó fázisarányú 5-10% gőzfázist tartalmazó, általában negatívkristály alakú zárványok az ásvány repedéseitől függetlenül helyezkednek el a szemcsékben (l. 7. tábla 1-6.). A primer zárványok mérete általában 7-10 μm, míg a szekundereké ennél kisebb, általában 5 μm alatti. Bár itt is nehezítette a mérést a metastabil olvadás és a gőzfázis „eltűnése” a homogenizálás után, ezen kalcit esetében jó néhány mért zárvány gőzfázisa 2-3 nap fagyasztóban való tárolás után visszatért, valamint a metastabil olvadás több esetben elkerülhető volt néhány fagyasztási ciklus végigvitelével. A 35 mérés (l. B melléklet 3.) esetén a homogenizációs hőmérsékletek Th = 62 − 112°C közöttiek voltak, míg átlaguk 87°C . Az eutektikus hőmérsékletek átlaga Teut = −21,92°C volt, amiből NaCl-víz

rendszerrel

modellezhető

folyadékra

lehet

következtetni.

A

12

olvadáspontcsökkenés-értékből számolt szalinitás 3,54-5,1 NaCl ekv. s% közötti, átlaguk 4,30 NaCl ekv. s% volt. A hólyagüreges bazalt nagyobb üregében, a kalcit mellett található klorit kémiai összetételét elektronmikroszondás elemzés (l. C melléklet) segítségével határoztuk meg. A mérések a korábban is említett sötétebb zöld, erősebben pleokroós kloritból készültek. Az eredmények alapján az ásványnév pontosítható, az itt előforduló kloritféle piknoklorit, míg Zane és Weiss (1998) mikroszondás elemzéseken alapuló módszere alapján az 1-es típus, Mg-klorit csoportba sorolhatóak ezen ásványok. A mért adatokból, és a 28 oxigénre kiszámolt kationszámokból jól látható, hogy bár az adatok összege súlyszázalékban viszonylag alacsony (82-84%), a sztöchiometrikus arány az átlagos kloriténak megfelelő, épp ezért a kapott eredmények használhatóak. Az adatokból Cathelineau és Izquierdo (1988) eljárása szerint végeztem el a hőmérsékletbecslést, mivel ezen eljárás kritériumai (XFe=0,2-0,3; Al(IV)=0,6-1,1 (14 O-re)) felelnek meg leginkább, illetve állnak legközelebb az általam kapott adatokhoz. Az eljárással a kapott keletkezési hőmérsékletek 104 −122°C között változnak, átlaguk 114°C (l. 5. ábra).

37


3. ábra: A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredménye a vareš-smrekai cikk-cakk erezésben.

4. ábra: A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredménye a vareš-smrekai hólyagüregekben.

5. ábra: A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredménye a vareš-smrekai hólyagüreges bazalt breccsa erezésében.

38


4.3. Mély-völgy (Magyarország, Darnó-hegy) 4.3.1. Terepi kifejlődések A mély-völgyi kőfejtő, melynek működtetésével a 2007-re felhagytak, Szajla községtől délre, 2 km-re, a darnó-hegyi terület északkeleti részén található, a Bükki szerkezeti egységben. Itt a Darnói-egység s.s. képződményei fordulnak elő, melyek a bükki takarós rendszerben legfölső pozícióban, a Szarvaskői- (?) és a Mónosbéliegységek, valamint a Bükki Paraautochton felett helyezkednek el (Haas és Kovács, 2001). A bányaudvarok együttes magassága körülbelül 30 m, a fal hossza körülbelül 80 m. A feltárásban két bányaudvar található, egy alsó, és egy felső. Utóbbiban a bazalt, előbbiben a radiolarit a domináns. A mesterséges feltárásban (l. 8. tábla 1.) egy akkréciós komplexum tanulmányozható, melyre a vörös színű párnaláva (bazalt) blokkok és a közbeékelődőtt agyagos-kovás üledékek kaotikus előfordulása jellemző. A bazalt erősen tektonizált, az eredeti párnaláva szerkezet nem mindenhol látszik. Az alsó bányaudvarban megtalálható nemcsak a vörös, triász radiolarit, hanem a szürke jura radiolarit is (l. 8. tábla 7.). Előbbi a bazalttal együtt is települ (l. 8. tábla 6.), ami így a bazalt korolására is lehetőséget nyújt, míg az utóbbi az akkréciós prizma jura korát igazolja. A terepi munka során mintákat gyűjtöttünk a különböző fáciesekből: 1.

Bazalt lávanyelvek és párnák a tömött illeszkedésű párnaláva fáciesből (l. 8. tábla 2-5.). Gyakran a párnaláva-szerkezet a képződmény erősen tektonizált volta miatt nem volt jól kivehető. A bazalt hólyagüreges változatában (1.a). az üregeket kalcit tölti ki. Szintén található a területen olyan hólyagüreges bazalt, melyben az egykori lávanyelv belső folyási csatornája helyén képződött cső is megfigyelhető, melyet főleg kalcittölt ki. Érdekesség, hogy az alsó bányaudvarban a „zebra-szövetű” párnaláva (1. b) is megtalálható, bár kifejlődése igencsak kezdetleges. A párnák között hialoklasztit breccsa (1.c) található kis mennyiségben. Az üveg illetve párnaláva darabokat kalcit és epidot cementálja.

2.

Peperites fácies. A mésziszapba érkező láva és az iszap keveredésével kialakult kőzettípus. A mészkőben jellemzőek a kalcittal kitöltött erek.

A bánya központi részén a bazalt nyelvek és párnák vannak túlsúlyban, míg dél felé haladva kerülnek előtérbe a hólyagüreges, illetve a hialoklasztit breccsás kőzetek.

39


4.3.2. A kőzetek jellemzői a megismert fáciesek szerint 1.a. Hólyagüreges párnaláva A párnaláva nyelv (l. 9. tábla 1.) közepén megfigyelhető az egykori áramlási csatorna (a még folyós bazaltolvadéknak a megszilárdult kéregből való kiáramlása után visszamaradt csatorna), melynek teljes szélessége kb 9 cm, alakja alul egyenes, felül enyhén ívelt. A csatornát zömmel kalcit tölti ki. A párnaláva peremi zónáiban a perem felé növekvő átmérőjű hólyagüregek vannak (2 mm – 8 mm), melyeket szintén kalcit tölt ki. Több hólyagüreg „összeolvadásával ” 1 cm-nél hosszabb „láncok ” is kialakultak. A mállott felszínen a hólyagüregek félig, vagy teljesen üresek a karbonátos anyag utólagos kioldása miatt. Egyes helyeken a hólyagüreges részt 2 mm-től akár 2 cm-ig terjedő vastagságú, hidrotermás ásványokkal kitöltött erek hálózzák be, melyek közül a vékonyabbak (5-6 mm-ig) egyértelműen nem metszenek párnahatárokat, míg a vastagabbak metszik azokat, tehát képződésük utólagos folyamatokhoz köthető. Az ereket zömmel viszonylag durvakristályos (akár 3-4 mm-es szemcsék) kalcit tölti ki. Elenyésző mennyiségben epidot és klorit is felfedezhető az erekben. A bazalt anyaga a polarizációs mikroszkópos megfigyelések alapján (l. 9. tábla 5-6.) jelentős részben mikrokristályos ill. üveges. A teljes mintában a plagioklászok és az alapanyag aránya változó, átlagosan 60% : 40% a jellemző. Az alapanyagban továbbá jellemző finomszemcsés hematit megjelenése is, mely a hólyagüregek szélén feldúsul. A plagioklászok léces megjelenésűek, saját-, vagy féligsajátalakúak. A lécek mérete 0,15– 1,5 mm között változik. A plagioklászok jellemzően sugaras elhelyezkedésűek, és gyakran csak vázkristályok figyelhetőek meg üveggel kitöltve. Ezek a jelenségek a viszonylag gyors hűlés eredményei. A plagioklászok gyakran nem üdék, hanem karbonátosodnak. A kioltási szög épp emiatt nehezen, vagy nem megfigyelhető. A kőzetben még egy szögletes, esetleg rombusz alakú fázis is megjelenik, mely lehet vázkristály is, és a plagioklász ill. az alapanyag rovására nő. Az ásvány színtelen, esetleg halványsárga,

kioltása

egyenes,

interferenciaszíne

másodrendű

zöld-sárga.

A

tulajdonságai alapján a fázis olivinnak azonosítható. A szemcsék átlagos mérete 0,2 mm. A kőzet szövete szferulitos, és ezt a jelleget nemcsak a plagioklászok, hanem a hematitlemezkék is jól kirajzolják. A kőzetet átszelő hidrotermás ásványokkal kitöltött erek legfőbb alkotója a 0,4–0,8 mm nagyságú szabálytalan alakú kalcit, de az ér falán sugaras megjelenésű kalcit is

40


található. A kalcitszemcsék között szabálytalan alakú, maximum 0,1mm-es nagyságú kvarcszemcsék találhatók elszórtan. A hólyagüregek falán vékony rétegben gyakran sugaras kalcit jelenik meg, beljebb ritkán klorit, gyakrabban 0,2–0,8 mm nagyságú szabálytalan alakú kalcitszemcse is található. A folyási csatornát kitöltő ásványok között a röntgenpordiffrakciós feltétel tanúsága szerint nagy mennyiségben kalcit, kis mennyiségben kvarc is található. A hólyagüregeket kitöltő ásványtársulásban szintén nagy mennyiségben kalcit, kis mennyiségben kvarc azonosítható. A mintában viszont még előfordul igen kis mennyiségben hematit és plagioklász is (ezek feltehetően a nem tökéletes szeparálás miatt kerülhettek oda, a bazaltból). A kalcit és a kvarc egymáshoz képesti (relatív) mennyisége a két mintában nem változik. Készült röntgenpordiffrakciós vizsgálat a vörös színű bazaltból is, melynek eredményei alátámasztják a korábbiakat. Eszerint plagioklász, kvarc (feltehetően a nem tökéletes szeparálás révén került oda), hematit és klorit a fő alkotó e kőzetben (l. A melléklet 5-8.). 1.b. A„zebra szövetű” párnaláva A „zebra szövetű” párnaláva (l. 9. tábla 2.) esetében ásvány- és bazaltsávok váltogatják egymást. A mély-völgyi lelőhelyen ez a típus erősen alulfejlett, alig két ásványsáv különíthető el (más lelőhelyeken egy-egy lávanyelvben a hidrotermális ásványsávok száma meghaladhatja a tízet is). Az ásványsávok vastagsága 3-4cm, a kitöltő ásványok között a domináns a kalcit (szemcseméret akár 1-4mm is lehet), de előfordul klorit és hematit is. A bazalt vörösesszürke, kalcit kitöltésű hajszálrepedések szabdalják. Mindemellett ritkán, de előfordul vastagabb ér is a bazaltban, melynek vastagsága a 2mm-t is eléri, a kitöltése kalcit, klorit és hematit. Az erek a terepi észlelések alapján a párnán belülre korlátozódnak, nem szelnek át lávanyelv-határokat. A vékonycsiszolatban jól látszik, hogy a bazalt üveges, mikrokristályos (l. 9. tábla 78.). Az üveges alapanyagban a plagioklász lécek mennyisége a mikrokristályos alapanyaghoz képest elég sok, arányuk körülbelül 80% (plagioklász) : 20% (mikrokrisályos anyag). A plagioklász léces megjelenésű, általában féligsajátalakú, jellemzően vázkristályos, a szemcsék mérete 0,17-0,87mm között van. A szemcsék enyhén átalakultak (agyagásványosodás), és enyhén kévésen helyezkednek el. A szimmetrikus zónában mért kioltási szög átlagosan 12o, amiből a plagioklász intermedier-

41


savanyú összetételére lehet következtetni. A fentiek alapján megállapítható, hogy a bazalt szövete variolitos. A mintát erek szelik át, melyek között két típus különíthető el. Az egyik típus 0,20,8mm közötti vastagságú, és főleg kalcit és klorit tölti ki. A klorit szabálytalan alakú, halmazokat, elnyúlt pászmákat formál, színe világoszöld, a pászmák mérete elérheti a 0,8mm-t is. A kalcit általában szabálytalan alakú, bennük a hasadási nyomvonalak jól látszanak. Ebben az értípusban elvétve megjelenik egy epidotként azonosítható fázis is, mely 0,08-0,17mm-es foltokat

alkot, körvonala éles, gyengén pleokroós,

az

interferenciaszíne magasabbrendű vörös-zöld, jellemzően tarka. A másik típusú ér vastagsága általában 0,15-0,3mm között van, és jellemző, hogy élesen elkülönül az előző típustól, még ha egymás mellett futnak is. A fő alkotói között kalcit, klorit és kvarc jelenik meg. Jellemzője, hogy a klorit más színű, mint az előző értípusban: sötétebb zöld, és erősebben pleokroós. A szemcsék foltokban jelennek meg, melyek mérete általában 0,08-0,3mm között van. A kalcit szemcsemérete 0,2mm körüli, a szemcsék szabálytalan alakúak, a hasadás, és az erős kettőstörés általában jól látszik. A kvarc szemcsemérete 0,17mm körüli, a szemcsék izometrikusak, és a kioltás előfordul, hogy hullámos. Az opak ásványok tekintetében elmondható, hogy a mintában gyakori a hematit, mely akár 0,3-0,4mm nagyságú is lehet, és nem-, vagy féligsajátalakú szemcséket alkot. A szemcsék jellemző vörös belső reflexe jól látható. Elvétve pirit utáni álalakként is előfordul a hematit. Ebben az esetben szemcsemérete jóval kisebb, jellemzően 0,02mm körüli. Pirit viszont már nem található a mintában. A bazaltsávok közötti ásványsávok fő kitöltője a kalcit. A szemcsék szabálytalan alakúak, méretük elérheti az 1-4 mm-t is. Előfordul kevés víztiszta szemcse is, de inkább jellemző a szivacsos, átlátszatlan megjelenésű kalcit. Ezeken felül a szemcsék között alárendelt mennyiségben klorit (szabálytalan, elnyúlt foltokat alkot), illetve hematit (szabálytalan alakú) is előfordul. 1.c Hialoklasztit breccsa A breccsában (l. 9. tábla 4.) az üveges, feloxidálódott bazalt szilánkjait (maximális méret 5 cm) különböző ásványok, így kalcit (félig sajátalakú szemcsék, átlagos szemcseméret 2 mm), klorit és epidot cementálják. A kőzetet maximum 1 mm vastag, kalcittal kitöltött erek szelik át.

42


A hialoklasztit breccsa cementjét legnagyobb részt szabálytalan alakú kalcit alkotja (l. 10. tábla 1-2). A hasadási nyomvonalak ritkán láthatóak, mivel a szemcsék nem víztiszták. A kalcitszemcsék, mérettartománya 0,4–1,2 mm. Ezen felül a minta e részében szabálytalan alakú,

ritkán féligsajátalakú

(táblakezdemény)

epidot

található

a

kalcitszemcsék között. Az epidot legjellemzőbben itt kerekded halmazokat alkot, ill. esetleg 0,1-0,2 mm vastag erekben is megjelenhet. Átlagos mérete 0,15 mm. Megfigyelhető további érkitöltésként, illetve a szemcsék között nyúlt halmazokként klorit is, mely szabálytalan alakú, és maximum 1 mm hosszú. A klorit az epidotnál ritkábban fordul elő. A kalcit szemcsék közt elszórtan kerekded, maximum 0,1 mm-es kvarckalcedon található. A kvarc szabálytalan alakú szemcséket alkot a mintában, az átlagos szemcseméret 0,1 mm, míg a kalcedon jellemzően szálas, olykor sugaras megjelenésű. A hematit lemezkék elszórtan, de egyes helyeken jelentősen feldúsulva jelennek meg a kalcit szemcsék között. A hematitszemcsék mérete 0,02–0,2 mm, alakjuk szabálytalan. A szemcsék opakok, szélükön jellemzően vörös színűek. A röntgenpordiffrakciós vizsgálat szerint (l. A melléklet 9.) a hialoklasztit breccsa kötőanyagában legnagyobb mennyiségben kalcit található, de említésre méltó még a kvarc mennyisége is. Ezeken felül klorit és epidot is megtalálható a mintában. A kőzetet szelik víztiszta kalcitból álló repedések is, melynek maximális vastagsága 3 mm. A kalcit szemcsék átlagos mérete 0,2–0,3 mm, de elérheti az 1,5 mm-t is. A szemcsék nem-, vagy ritkán féligsajátalakúak és a hasadási nyomvonalaik jól láthatók. A repedést kitöltő kalcit élesen elkülönül a minta többi részétől, így utólagos repedéskitöltésre,

vagyis

több

fázisban

működő

hidrotermás

felülbélyegzésre

következtethetünk. Mindkét részben találhatók barna, zöldesbarna üvegdarabok is, melyeknek mérete 1 mm – 1,5 cm között változik. Az üvegben elvétve kristálycsírák találhatók (10 μm), illetve finom hintésekben opak (hematit) lemezek jelennek meg. Az opak szemcsék körülrajzolnak korábban kikristályosodott szemcséket, illetve szemcsehalmazokat is, és ezeket veszi körül az üveg. Ezek a kristályok közepesen nyúlt morfológiájúak, hatszög alakúak (esetleg olivin lehetett?). Az üvegben kerekded üregek is találhatóak, melyek falán kvarc, kalcedon figyelhető meg, a kitöltésük általában kalcit, ritkábban klorit. Az üregek átmérője 0,2–1 mm között változik.

43


2. Peperites párnaláva A peperites fáciesben keveredik a mészkő a bazalttal. A mészkő uralkodóan vörös színű, és erek járják át. Az erek vastagsága jellemzően 2-6mm között van, a kitöltésük főképp kalcit. A karbonát melletti bazalt (l. 9. tábla 4.) jellemzően sötétszürke, de néhol vöröses árnyalat is megfigyelhető. Erek (vastagságuk 1-3mm között van) és mikrorepedések szabdalják a kőzetet. Utóbbiak vasásványokkal, előbbiek főképp kalcittal, elenyésző mennyiségben klorittal vannak kitöltve. Vékonycsiszolatban jól látható (l. 10. tábla 3-5.), hogy a bazalt alapanyaga erősen üveges, mikrokristályos. Az alapanyagban 0,17-0,8mm-es plagioklász lécek vannak, melyek olykor vázkristályos kifejlődésűek. A kristályok felszíne enyhén átalakult (agyagásványosodás), alakjuk féligsajátalakú, és helyenként kévésen helyezkednek el. A plagioklászok szimmetrikus zónában mért kioltási szögének átlaga 11o, amiből intermedier-savanyú

összetételű

plagioklászra

lehet

következtetni.

Elvétve

az

alapanyagban is megfigyelhető klorit. Mindezek alapján megállapítható, hogy a bazalt szövete variolitos, átmenet az interszertális felé. Az opak ásványok tekintetében elmondható, hogy a hematit a domináns. Elkülöníthető azonban többféle megjelenés. Ahol a minta vöröses árnyalatot mutat, ott igen aprószemcsés, általában 15μm-es a hematit, és jellemzően pirit utáni álalakot vesz fel, alárendelten elnyúltabb szemcséket, halmazokat alkot. A minta többi részében is van hematit, ott viszont a szemcseméret jóval nagyobb, az szabálytalan alakú, összetöredezett szemcsék mérete 0,8-1mm-es, gyakran limonitosodnak, és a szemcsék közti repedésekben kalcit jellemző. A kőzetet rövid, vékony erek is átszelik. Az erek főképp kalcittal és klorittal vannak kitöltve. Ezen felül kalcit néhány helyen az alapanyagot átitató foltokban is megjelenik. 4.3.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzői folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján A fluid-kőzet kölcsönhatás következményeként hidrotermás ásványparagenezis alakult ki, melynek alkotóit a hólyagüregekben, a párnalávák egykori folyási csatornájában, az erezésekben, valamint a „zebra”-szövetű párnaláva ásványsávjában is megtalálhatjuk, csakúgy, mint a hialoklasztit breccsa kötőanyagában.

44


A mély-völgyi párnaláva esetében a hólyagüregeket kitöltő ásványokból, a folyási csatornát kitöltő ásványparagenezisből, a mintákat átszelő erezésből, a karbonát peperit melletti bazalt elsődleges erezéséből, valamint a „zebra”-szövetű párnaláva kalcitjából is készültek fluidzárvány-petrográfiai vizsgálatok. Általában elmondható, hogy a minták igen kevés folyadékzárványt tartalmaznak, illetve sok esetben a kalcit sem jól átlátszó, tehát ott az igen kis méretű zárványok részletes megfigyelése lehetetlen. A hólyagüregkitöltő, érkitöltő és folyási csatornát kitöltő kalcitban előfordulnak elsődleges, általában 5-10 μm nagyságú folyadékzárványok (l. 10. tábla 9.). E folyadékban gazdag (szobahőmérsékleten 5-10 térfogat% gőzfázist tartalmazó) kétfázisú zárványok (L+V) gyakran negatívkristály alakúak. Ezek a zárványok megtalálhatóak elszórva a kalcit víztisztább részein, illetve vannak, amelyek a kalcit növekedési zónáiban helyezkednek el. A másodlagos zárványokból két típus figyelhető meg a kalcitban. Egyiknek a mérettartománya az elsődlegesekkel megegyezik, jellemzően folyadék-gőz (L+V) fázisösszetételűek, és repedések mentén helyezkedik el belőlük egy-egy darab. A másik típus mérete 5 μm alatt van, és jellemzően a repedések mentén sorokat alkotva helyezkednek el. Ez utóbbiak lehetnek egyfázisúak (csak folyadékot tartalmazóak) és kétfázisúak (folyadék+gőz összetételűek) is ugyanazon zárványsoron belül. A folyási csatorna kalcitjának elsődleges zárványaiban (l. B melléklet 4.) mért homogenizációs hőmérsékletek Th = 77 − 100°C közöttiek. A fagyasztásos vizsgálatok során eutektikus hőmérsékletet két esetben tudtam észlelni. Egyik alkalommal ez Teut = −20,4°C volt, a másik esetben Teut = −21,1°C . Ezen adatok NaCl-H2 O típusú modell-összetételre utalnak. A mért olvadáspontcsökkenések alapján az átlagos szalinitás 3,91 NaCl ekv s% (l. 6. ábra). A hólyagüregben kapott fluidzárvány mikrotermomteriai eredmények (l. B melléklet 4.) igen érdekes jelenségekre világítanak rá. A hólyagüreg belső zónájában mért homogenizációs hőmérsékletek Th = 107 − 126°C közöttiek. Egy alkalommal sikerült az eutektikus

hőmérsékletet

is

észlelni,

ez

Teut = −22,1°C

volt.

A

mért

olvadáspontcsökkenések átlaga alapján a szalinitás 3,87 NaCl ekv. s%. A hólyagüregek fala és belseje közti (tehát köztes) zónában a homogenizációs hőmérsékletek magasabbak, és Th = 116 − 130°C között változnak. Itt is egy alkalommal tudtam eutektikus

hőmérsékletet

megfigyelni,

ami

Teut = −20,8°C

volt.

A

mért

olvadáspontcsökkenések alapján a szalinitás 4,14 NaCl ekv. s%. A hólyagüregek fala

45


mentén mértem a legmagasabb homogenizációs hőmérsékelteket; Th = 143 − 153°C között. Szintén egy alkalommal sikerült eutektikus hőmérsékletet megfigyelni, ami itt Teut = −21,3°C volt. Az olvadáspontcsökkenések alapján a számolt átlagos szalinitás 5,56 NaCl ekv. s%. Ezeken felül a hólyagüregben történt mérések során egy szekunder zárvány adatait is megmértem, melynek homogenizációs hőmérséklete Th = 84°C volt, míg olvadáspontcsökkenése alapján a számolt szalinitás 1,05 NaCl ekv. s% (l. 7. ábra). Sikerült egy érben található elsődleges folyadékzárványt is megmérni, melynek homogenizációs hőmérséklete Th = 94°C volt, az eutektikus hőmérséklete Teut = −20,5°C volt, míg az olvadáspontcsökkenés alapján számított szalinitás e zárvány esetében 3,91 NaCl ekv. s%. A karbonát peperit melletti bazalt feltehetően nem utólagos folyamatokat reprezentáló (tehát a párnák belsejében előforduló, azok határait nem átmetsző) erezéséből készült csiszolatban megfigyelhető, hogy az érkitöltő ásvány zömmel kalcit, de klorit is előfordul kis mennyiségben. Igen kevés a víztiszta, jól átlátszó kalcit. Ezekben igen sok másodlagos zárványsor található (a zárványok mérete általában 5 μm alatti, közöttük L és L+V fázisösszetételű zárványok is vannak), de nagyon kevés, önálló primer, folyadék+gőz fázisösszetételű zárvány is megfigyelhető. Ezekben a fázisarányok állandóak, és a gőzfázis térfogata szobahőmérsékleten 5-10% körüli. Az elsődleges zárványok mérete általában 10 μm alatti. A primer zárványok nagyon szórványos (1-2 zárvány/csiszolat) előfordulása, valamint kis mérete és miatt részletes mikrotermometriai vizsgálatot e kalcitér-típuson nem végeztem. A „zebra”-szövetű párnaláva kalcitja is általában szivacsos, erősen hasadozott, jórészt átlátszatlan. Igen kevés víztiszta szemcse van benne, de ezen részek a mikrotermometriai mérések szempontjából viszonylag perspektivikusnak mondhatóak. Találhatóak bennük egyértelműen másodlagos zárványsorok, melyekben a zárványok mérete általában 5 μm körüli, vagy az alatti. E zárványok között csak folyadékfázisú, illetve folyadék+gőz fázisösszetételű is megtalálható. Az elsődleges zárványok (l. 10. tábla 6-8.) elvétve, önállóan vagy növekedési zónában, gyakrabban zárványfelhőkben, csoportosan jelennek meg. A csoportos megjelenés esetében is megállapítható, hogy előfordulásuk nem a befogadó ásvány repedéseihez kötődik. A zárványok alakja általában negatív kristályhoz közelítő, méretük jellemzően 10 μm alatti, a fázisarányok állandóak, 5-10 térfogat% gőzfázissal. A mikrotermometriai mérések (l. B melléklet 5.) nehézségbe ütköztek, mivel e zárványokban a gőzfázis általában nem tért vissza a homogenizációs mérések után, még

46


6. ábra: Fluidzárvány mikrotermometriai mérések eredményei a mély-völgyi folyási csatornában.

7. ábra: A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredményei a mély-völgyi hólyagüregekben.

8. ábra: A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredményei a mély-völgyi „zebra”-szövetű párnaláva ásványsávjában.

47


várakozás, illetve fagyasztás után sem. A legtöbb zárványba még több nap fagyasztóban való tárolás után sem tért vissza a gőzfázis. Azt a néhány zárványt, melyben végül jelen volt gőzfázis a homogenizálás utáni visszahűtést követően, krioszkópos vizsgálatnak is alávetettem, azonban ekkor a legtöbbjük metastabil állapotba került, így metastabil olvasdáspontként akár + 3 − 4°C is észlelhető volt. Mivel a minták felfűtése problémás volt, ezért az igen óvatos „stretching” (vagyis a zárványok térfogatának kismértékű megnövelése, l. fentebb) sem volt tökéletesen kivitelezhető, csak a többszöri lefagyasztással próbálkozhattam. Ilyen körülmények között végül 6 értékelhető fagyasztásos vizsgálatot sikerült elvégezni. A 37 homogenizációs mérés eredménye Th = 71 − 137°C

közötti,

átlaguk

92°C .

Az

eutektikus

hőmérsékletek

átlaga

Teut = −22,2°C , amiből arra lehet következtetni, hogy a fluidum NaCl-víz rendszerrel modellezhető. Az olvadáspontcsökkenések alapján számított átlagos szalinitás 5,33 NaCl ekv. s%, és az értékek 3,86-7,86 NaCl ekv. s% között változnak (l. 8. ábra). A „zebra”-szövetű párnaláva bazaltsávjának kétféle hajszálérkitöltő kloritjából készült mikroszondás elemzés (l. C melléklet), melyek segítségével a kloritosodást okozó hidrotermás folyamatok körülményei hőmérséklet szempontjából pontosíthatók. E kőzet esetében a kalcittal egyidős kloritot nem azonosítottunk, tehát a klorittermometria eredményei nem a karbonátos kitöltések képződése során fennállt hőmérsékleti viszonyokat tükrözik. Az elektronmikroszondás elemzések szerint a petrográfia alapján azonosított kétféle hajszálértípus kloritjai között összetételbeli különbség is van. A kalcitkvarc-klorit érben található kloritra (2-es típus) a IV-es pozícióban magasabb Si és alacsonyabb Al jellemző, mint a kalcit-klorit-epidot érben előforduló kloritokban (1-es típus), ezzel együtt a VI-os pozícióban pedig az 2-es típusú kloritban van valamennyivel több Al. A vastartalom tekintetében elmondható, hogy az 1-es típusban fordul elő több Fe. Ezen eltérések ellenére a nevezéktan szerint nem tehetünk különbséget a két típus között, mindegyik típus piknoklorit, illetve Zane és Weiss (1998) módszere alapján az 1es típus, Mg-klorit csoportba sorolható. A keletkezési hőmérsékletek számításához a legtöbb esetben Cathelineau és Izquierdo (1988) módszerét használtam, lévén a kapott eredmények leginkább ezen eljárás kritériumainak feleltek meg. Néhány 1-es típusú minta esetében nem volt ilyen egyértelmű a döntés, hogy melyik eljárást használjam (mivel az XFe és az Al (IV) értékek nem mindegyike fért bele Chatelineau, 1988 kritériumai közé), így mind Cathelineau és Izquierdo (1988), mind Zang és Fyfe (1995) módszerével kiszámoltam az adatokat. Így a kapott hőmérsékletek 218 − 285°C (átlag

48


259°C) között változnak az 1-es típusú klorit esetében, míg a 2-es típusúban (ahol csak Chatelineau,. 1988 módszerét használhattam) 136 −191°C (átlag 167°C) közötti a keletkezési hőmérséklet. 4.4. Reszél-tető (Magyarország) 4.4.1. Terepi kifejlődések A reszél-tetői mesterséges feltárás egy felhagyott kőbánya Egerbakta községtől északra, 3 kilométerre, az Egerbakta-Bátor országút mellett található. A bányafal iránya K-Ny-i, maximális magassága 25 m, hossza körülbelül 70 m. A Bükki szerkezeti egységben található kőfejtő szűkebb értelemben a Mónosbéliegységben található, melyben olisztolitként fordul elő egy a Darnói-egységre jellemző sajátosságokkal jellemezhető bazalt párnaláva tömb. Így tehát a gerincen található Mónosbéli Formációcsoport üledékes (karbonátturbidit) kifejlődése tektonikusan érintkezik a bazalttal. Ennek bizonyítéka, hogy nincsen hőhatást magán viselő kontaktus az üledék oldalán, valamint a bazalt peperites részein sem a Mónosbéli Formációcsoport képződményei találhatóak meg. A bazalt fölötti gerincen található jura pala világos, mészkőtartalmú. Megfigyelhető továbbá a kőfejtő keleti végében az Oldalvölgyi-típusú mészkő is, melynek kontaktusa a bazalttal egyértelműen tektonikus. A nyírási zóna jól látható, a kontaktuson elkent pala és ásványlépcsők is megfigyelhetőek, melyek jobbos elmozdulást mutatnak. Ettől nyugatabbra párnaláva darabok találhatóak köztük hialoklasztit breccsával, majd megjelenik a peperites fácies is. Ezt szferulitos bazalt követi, majd a bánya nyugati felében található törmelékkúptól nyugatra tömött illeszkedésű párnalávát találunk, melyben az ún. „zebra-szövetű” párnaláva is megtalálható. A terepi munka megfigyeléseit a szelvényen foglalom össze (l. 11. tábla 12.). A munka során a feltárás egyes részeiben a tengeralatti vulkanizmus bazaltos képződményeiben különböző fáciesek voltak elkülöníthetőek: 1.

Tömött illeszkedésű, sötét színű, kloritosodott párnaláva (l. 12. tábla 1.) a feltárás nyugati végében. A párnalávák átmérője maximum 0,5 méter. Ebben a részben jelenik meg helyenként a „zebra-szövetű” párnaláva (l. 12. tábla 2.). A párnaláva egyes részei szferulitos felszínűek (l. 12. tábla 3, 8.) –a peperites rész (azaz kelet) felé haladva. A rétegsor a „zebra”-szövetű párnaláva tanúsága szerint nem kibillentett.

49


2.

Laza illeszkedésű, É-D orientációjú lávanyelvek hűlési repedéshálózattal a tömött illeszkedésű párnaláva és a peperites részek közötti átmeneti zónában.

3.

Peperites fácies (l. 12. tábla 4, 6.): a párnaláva és a nem konszolidált karbonátos iszap keveredése révén jött létre. A mésziszap részben a párnalávanyelvek közti térben, részben a párnalávákba bedolgozva, illetve a hűlési repedések mentén fordul elő. A mészkő jellemzően vörös színű, pelágikus mikrites kőzet.

4.

Párnaláva darabos hialoklasztit breccsa (ld. 12. tábla 5, 7.): egyre kisebb párnák jellemzőek, ahogy a feltárásban K felé haladunk. A bazalt- és üvegdarabokat hidrotermás ásványok (kalcit, klorit) cementálják.

4.4.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint 1. A tömött illeszkedésű párnaláv fácies benne a „zebra ” szövetű párnalávával A kőzetre jellemző, hogy 2-2,5 cm vastag hidrotermás ásványokkal kitöltött sávok váltakoznak kb. ugyanolyan vastag bazalt sávokkal. A kettő kontaktusán általában 2-3 mm-es vastagságú vörös elszíneződés van. A bazalt jellemzően zöldesszürke színű, de megjelennek benne vörös elszíneződésű foltok is. Az ásványsávokban zömmel kalcit található, elvétve megfigyelhető hematit, klorit és epidot is. Sztereomikroszkópban megfigyelhető, hogy a bazalt és a karbonát kontaktusa finoman hullámos, és a kontaktus mentén a bazalt végig vörös elszíneződésű. A kalciton hasadási lapok jól láthatók, a szemcsék szabálytalan alakúak. A kőzetet elvétve 1-2 mm vékony klorit erezés szeli. Az ásványos sávot a polarizációs mikroszkópos vizsgálatok (l. 13. tábla 1-3.) tanúsága szerint is legnagyobb részben kalcit alkotja. A szemcsék mérete 0,15-0,7 mm között változik. A kalcitot erős kettőstörés, és jól látható hasadási nyomvonalak jellemzik. Két generáció különíthető el: az egyik áttetsző, szivacsos megjelenésű a sok fluidzárvány jelenléte miatt, míg a másik víztiszta kalcit. A kalcitban deformált szerkezet is megfigyelhető a hasadási nyomvonalak karéjos lefutása révén. E szerkezet a kalcitsáv széle felé átmegy „normál” (egyenes hasadási nyomvonalú) kalcitba. A deformáció oka valószínűleg az lehet, hogy a kőzet mozgott, „elhúzódott ” a bazaltnyelv mozgása miatt a kalcit kristályosodása során. Az ásványos sáv határa a bazalt felé éles, előbb csak hematit található, majd a hematit mellett megjelenik a plagioklász is, végül pedig a hematit alárendeltté válik.

50


A plagioklász lécek a bazaltban általában kévékben helyezkednek el. A kévékben vékony, viszonylag üde kristályok láthatók, melyek mérete maximum 0,2 mm. A kristályok saját-, vagy féligsajátalakúak, a szimmetrikus zónában mért kioltási szögük általában 10o körül van, amiből intermedier-savanyú összetételű plagioklászra lehet következtetni. A lécek között mikrokristályos anyag, illetve kalcit és klorit fordul elő. A kőzet szövete variolitos. A bazaltsávokban megjelenő kalcit lehet üregkitöltő (az üregek mérete maximum 0,8 mm-es, benne a kalcit víztiszta, szabálytalan alakú, a hasadási nyomvonalak látszanak), vagy a karbonátból kiinduló repedésekben is megtalálható. E repedések mentén a bazalt oxidálódott (hematit jelenik meg benne). A klorit 0,02-0,2 mm-es méretű , szabálytalan alakú szemcséket alkot a plagioklászok közötti térben. A bazaltot hematitos mezők is átszelik. E mezőkben a hematit jellemzően finomszemcsés, hintett formában jelenik meg. Az átlagos szemcseméret 0,02 mm, de halmazokban összetapadhat, és ilyenkor összefüggő, akár 2 mm-es vastagságot is elérő sávokat alkot. A párnalávák felszínén megjelenő szferulitok polarizációs mikroszkópos vizsgálata (l. 13. tábla, 4-6.) során megfigyelhető volt, hogy a kőzet nagy részét zöldesbarna kőzetüveg alkotja, benne sugarasan elhelyezkedő plagioklász tűk találhatóak. A bazaltban itt is sok pirit utáni hematit pszeudomorfóza, valamint sajátalakú pirit található. A röntgenpordiffrakciós vizsgálat tanúsága szerint (l. A melléklet 10.) a „zebra ” szövetű párnaláva ásványsávjaiban lényegében csak kalcit azonosítható, a kvarc mennyisége a kimutatási határ környékén van. A bazaltos részekben (l. A melléklet 11.) a legnagyobb mennyiségű kristályos fázis a plagioklász. Ezen felül jelentősebb mennyiségű klorit, kalcit, és kisebb mennyiségben hematit is előfordul. 2. Laza illeszkedésű párnaláva Sötétszürke színű, erősen kloritosodott, a peremi részen üveges, „héjas ” szerkezetű kőzet. A mintákat <1 mm-1cm vastag erek járják át, melyekben kalcit-hematit- kalcit, illetve csak kalcit található. A bazaltban, a párnák külső részében helyenként maximum 6 mm átmérőjű hólyagüregek is megfigyelhetőek. Az erek környékén néhol vörös (hematitos?) zónák is kifejlődtek. Egy mintában <1 mm méretű szulfidásványszemcsék is előfordulnak. Polarizációs mikroszkópban kitűnik (l. 13. tábla 7-9.), hogy a bazaltot szelő ér kontaktusa a bazalttal általában hullámos, és jellemzően nem éles. Az érben legnagyobb

51


mennyiségben kalcit található, melynek szemcsemérete 0,2-1 mm között változik. A szemcsék szabálytalan alakúak, a hasadási nyomvonalak jól láthatóak. Az erezésben továbbá megjelenik kis mennyiségben szabálytalan alakú klorit is, mely halmazokat alkot, és benne előfordulhat maximum 0,08 mm nagyságú pirit, és 0,02 mm nagyságú kalkopirit szemcse is. Az érben elszórtan máshol is megjelenik kalkopirit és pirit. Ezeknek a szemcséknek a mérete jellemzően 0,01-0,02 mm, ennél nagyobbak csak a kloritban találhatóak (l. lentebb). A szemcsék általában szabálytalan alakúak, pirit esetében esetleg féligsajátalakúak. Az ér szegélyén elvétve nagyobb, akár 0,08 mm-es méretű pirit és hematit is előfordulhat. A bazalt fő alkotója a plagioklász, mely itt általában sugaras, esetleg kévés elrendeződést mutat. A lécek vékonyak (0,01-0,05 mm), hosszuk maximum 0,4 mm, alakjuk általában szubhedrális, a szimmetrikus zónában tapasztalható kioltási szögük kicsi (10 o körül), így intermedier-savanyú

plagioklászra lehet következtetni. A

plagioklász lécek között gyakori a klorit, illetve van mikrokristályos anyag, és üveg is. A klorit szabálytalan szemcséket alkot, melyeknek mérete 0,1-0,5 mm között változik. Az interferenciaszíne szürke, kékesszürke. A kőzet szövete szferulitos – variolitos. Gyakran találhatóak benne 0,02-0,1 mm méretű pirit utáni hematit pszeudomorfózák. Néhány helyütt viszont a pirit is megmaradt, bár nem éles határvonallal. Az egész mintában jellemző tehát a hematit (ez a leggyakoribb), a pirit, és néhol a kalkopirit megjelenése. A pirit általában féligsajátalakú, ritkábban sajátalakú. A többi jellemzően szabálytalan alakú. Az opak szemcsék mérete általában 0,1-0,5 mm között változik A nagyobb szemcsék megjelenése köthető a bazaltban található vékonyabb kalciterekhez, illetve kitöltésekhez. 3. Peperites párnaláva A benyomuló párnalávával keveredő mésziszapban hidrotermás ásványokkal kitöltött erek is megfigyelhetők. A mészkő mudstone szövetű, makroszkópikus ősmaradvány nem látható benne, színe vörös, illetve néhol feketedő. Az erek vastagsága <1 mm-1 cm között változik, és zömmel kalcit kitöltésűek. A polarizációs mikroszkópban is megfigyelhető (l. 13. tábla 12.), hogy az ereket kalcit tölti ki, melynek szemcsemérete 0,08-0,8 mm között változik. A hasadási nyomvonalak jól látszódnak. A kalcit víztiszta, szabálytalan alakú. Az erek vastagsága 0,5-4 mm között változik.

52


A mintákban kétféle mészkőszövet is megfigyelhető. Az egyik mikrites mészkő, benne pátitosan átkristályosodott bioklasztokkal (biomold). Ezeknek mérete 0,5-1 mm között változik, de van ennél kisebb is. A másik típus a pátitos alapanyagú mészkő, melyben a kalcitszemcsék mérete maximum 0,08 mm, és bioklaszt nem látható. Ez a két típus egyes helyeken folyamatosan megy át a egymásba. A mészkövet átszelő erezésből készült röntgenpordiffrakciós felvétel (l. A melléklet 12.) a legnagyobb mennyiségben a kalcit jelenlétére utal, bár az arányok csalókák lehetnek, hiszen a kitüntetett orientáció jelensége erősen befolyásolja a reflexiók intenzitását (a kalcit 100-as relatív intenzitású csúcsa anomálisan magas). A mintában ezen felül egyértelműen található kis mennyiségű hematit, míg a kvarc ismét a kimutatási határ környékén van. 4. Hialoklasztit breccsa A

hialoklasztit

breccsa

cementanyaga

hidrotermás

ásványokból

áll,

és

makroszkóposan kalcit, klorit és hematit ismerhető fel benne. A törmelékben üvegdarabok, bazalt- és mészkődarabok jelennek meg. Az kőzetdarabok mérete néhány mm-től 3-5 cm-ig változik. A hialoklasztit breccsát polarizációs mikroszkópban (l. 13. tábla 10-11.) megvizsgálva kitűnik, hogy kötőanyagát legnagyobb mennyiségben a kalcit halmazai alkotják. A kalcit szemcsemérete 0,1-0,8 mm között van. A szemcsék szabálytalan alakúak, a hasadási nyomvonalak általában jól láthatók. Két generáció különíthető el: a kisebb szemcseméretű teljesen víztiszta kalcit ér formájában szeli át a nagyobb szemcseméretű,

áttetsző-tejfehér

kalcitból

álló

cementanyagot.

A

breccsát

összecementáló ásványok között még a klorit is megfigyelhető, mely 0,05-0,3 mm-es szabálytalan alakú szemcséket formál, és interferencia színe anomálisan kékes szürke. A kőzetben elszórva megjelennek hematit szemcsék is, melyek mérete átlagosan 0,01-0,02 mm között van. A hematit gyakran klorit mellett fordul elő, illetve annak szegélyén. A breccsa klasztjait legfőképpen zöldesbarna üvegdarabok, illetve bazaltdarabok alkotják. Az üvegdarabok a mintában maximum 1 cm-esek, de található itt 1-2 cm nagyságú erősen üveges bazalt is. Az üvegben igen elvétve kristálycsírák figyelhetőek meg. A bazaltdarabokat 0,01-0,02 mm vastag karbonátos erek hálózzák be.

53


4.4.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése a folyadékzárvány vizsgálatok alapján A tengeraljzatra ömlő láva és a tengervíz közötti kölcsönhatás eredményeképp hidrotermás ásványok jöttek létre. Ilyen eredetű ásványparagenezis található meg a „zebra”-szövetű párnaláva ásványsávjaiban, a peperites fácies erezésében, és a hialoklasztitbreccsa cementanyagában. A „zebrában” található ásványsávban kétféle kalcit különíthető el; az egyik víztiszta, a másik szivacsos-átlátszatlan megjelenésű (l. 14. tábla 1-2.). A víztiszta kalcitban viszonylag sok, 10-15 μm nagyságú, folyadékfázisban gazdag kétfázisú (folyadék+gőz fázisösszetételű), primer fluidzárvány található. A zárványok igen gyakran negatív kristály alakúak, és jellemzően a kalcit növekedési zónái mentén jelennek meg. Repedések mentén a primer zárványoknál kisebb méretű szekunder zárványok is megfigyelhetőek, zárványsorokba tömörülve. Közöttük egyfázisú (csak folyadék) és kétfázisú (folyadék+gőz fázisösszetételű) zárványok is előfordulnak. A szivacsos szövetű kalcitban szintén a növekedési zónákban találhatóak a primer zárványok (l. 14. tábla 35.), melyeknek mérete általában 10 μm körüli, vagy az alatti és alakjuk általában rendkívül

szabálytalan

jellegű.

Utólagos

zárványalak-módosulási

folyamatok

(„lefűződés”) miatt a folyadék- és gázfázis mennyisége nagyon változatos e zárványokban, így a méréseknél körültekintően kell eljárni, hogy emiatt ne kapjunk hibás adatokat. A legtöbb mért homogenizációs hőmérséklet érték a víztiszta részből származik, de készült mérés a szivacsos és a víztiszta kalci átmeneti zónájából, és a szivacsos részben található zárványokból is. A mérések elvégzése igen körülményes volt, mivel egy részről a kalcit a melegítés hatására erősen repedezett, más részről a zárványok igen gyakran metastabil állapotban voltak, így a fagyasztásos vizsgálatot ez a tény nagyon megnehezítette (t.i. fagyasztáskor a gázfázis eltűnt, és csak +1-2oC körül tért vissza). A dolog kiküszöbölésére itt is az ún. „stretching” eljárás nyújtott lehetőséget, vagyis a zárványok nagyon kismértékű kitágítása. Erre úgy volt mód, hogy a homogenizációs hőmérséklet megmérése után a mintát többször (általában 4-szer) is lefagyasztottam, illetve szintén hatásosnak bizonyult a minta felmelegítése a homogenizációs hőmérséklet fölé (természetesen úgy, hogy ne dekrepitáljon a zárvány). Így is volt több olyan zárvány, melyekből ennek hatására sem tudtam olyan olvadáspontcsökkenést mérni, mely alkalmas a szalinitás meghatározására (a jégfázis stabil olvadásának feltétele, hogy az olvadásakor a folyadékfázis telített gőze jelen legyen

54


a zárványban). A víztiszta részekben található zárványok homogenizációs hőmérsékletek (l.

B

melléklet

6.)

Th = 98 − 126°C

közötti.

Az

eutektikus

hőmérsékletek

Teut = −20,8 − (−24,5)°C között változtak. Az átmeneti részben is ehhez hasonló adatokat kaptam: a homogenizációs hőmérsékletek Th = 98 − 112°C közöttiek, míg eutektikus pontot egy esetben észleltem, és ez akkor − 23,2°C volt. A szivacsos zónában is a fentiekhez igencsak hasonló homogenizációs hőmérsékleteket kaptam. Itt ez az érték Th = 105 − 122°C közötti. A fagyasztásos vizsgálat során kapott olvadáspontcsökkenések is hasonló értékeket adtak mindhárom zónában. Az átlagos érték Top = −2,28°C , ami 3,83 NaCl ekv s.%-nak felel meg (l. 9. ábra). A peperites fácies mészkövében az érkitöltő ásvány kalcit, mely sok helyütt víztiszta, átlátszó. A primer zárványok kétféle módon jelennek meg. Az egyik típus a nagyobb méretű (7-10 μm), elszórtan, a víztiszta részekben, szekunder zárványsíkoktól távol megjelenő elsődleges zárvány, míg a másik a felhőkben megjelenő, valamivel kisebb, általában 5-10 μm méretű elsődleges zárvány. Mindkét típus jellemzően negatív kristály alakú, a fázisarányok állandóak, 5-10térfogat% gőzfázissal (l. 14. tábla 6-7.). A zárványfelhők elsődleges voltára bizonyíték, hogy bennük a zárványok eloszlása véletlenszerű, a tér minden irányában megfigyelhető, és semmi repedés nincs a környékükön. A szekunder zárványok sorokban jelennek meg, változó, csak foyladék, és folyadék+gőz fázisösszetételű is van közöttük, méretük általában 5 μm alatti. A primer zárványokban mért (l. B melléklet 7.) 35 homogenizációs hőmérséklet érték Th = 90 − 145°C közötti, átlaguk 117°C . A fagyasztásos vizsgálatoknál a korábbiakban is említett probléma, vagyis a metastabil olvadás gyakran megfigyelhető volt, amit óvatos „stretching” eljárással próbáltam kiküszöbölni. Az eutektikus hőmérsékletek átlaga Teut = −23,3°C , amiből arra lehet következtetni, hogy a zárványokban található fluidum modellezhető egy NaCl-víz rendszerrel (metastabil eutektikus pont). A 15 mért olvadáspontcsökkenés alapján számolt szalinitásértékek 6,15-7,44 NaCl ekv. s% között változtak, átlaguk 6,63 NaCl ekv. s% volt (l. 10. ábra). A bazalt erezésében az érkitöltő ásvány szintén kalcit. A víztisztább részeken jól megfigyelhetőek a primer és a szekunder zárványok is. Az elsődleges zárványok között a korábbiakban is előforduló két típus figyelhető meg, egyrészt elszórtan megjelenő, másrészt zárványfelhőkben megtalálható zárványok is jellemzőek. Mindkét típus mérete általában 5-10 μm között van, a zárványok általában negatív kristály alakúak, és

55


9.

ábra:

A

reszél-tetői „zebra”-szövetű

párnaláva

ásványsávjában

végzett

folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredménye.

10. ábra: A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredményei a reszél-tetői peperites fácies mészkövének erezésében.

11. ábra: A fluidzárvány mikrotermometriai mérések eredményei a reszél-tetői bazalt erezésében.

56


fázisarányuk állandó, 5-10térfogat% gőzfázissal. A másodlagos zárványok sorokban jelennek meg, méretük általában 5 μm alatti, közöttük egyfázisú (csak folyadék) és kétfázisú (folyadék+gőz) is található. A 34 mért (l. B melléklet 8.) homogenizációs hőmérséklet jelentős szórást mutat Th = 112 − 199°C között, míg a mérések átlaga 152°C . A krioszkópos vizsgálatokat a korábban is taglalt metastabil olvadás nehezítette, amit a fentiekben taglalt eljárás („stretching”) segítségével sikertült kiküszöbölni. Így 17 értelmezhető adatot kaptam, melyek szerint az eutektikus hőmérsékletek átlaga Teut = −22,7°C , amiből NaCl-víz rendszerrel modellezhető zárványfluidumra lehet következtetni. Az olvadáspontcsökkenések alapján számított szalinitás 1,9-2,57 NaCl ekv. s% között változik, átlaguk 2,26 NaCl ekv. s% (l. 11. ábra). 4.5. Nagy-Rézoldal (Darnó-hegy, Magyarország) 4.5.1. Terepi kifejlődések A Nagy-Rézoldal egy felhagyott kőfejtő, a Darnó-hegy délnyugati oldalán, Siroktól nyugatra10 km-re, Recsktől körülbelül 2 kilométerre. A bányafal iránya körülbelül ÉÉNY-DDK-i, a kimért, pontos értékeket az ábrán szemléltetem. A fal magassága maximum 40 méter, a bányafal teljes hossza 250 m. A bányában tektonikusan erősen igénybevett bazaltblokkok figyelhetőek meg, így adott esetben a szubmarin vulkáni fáciesekben nagy ugrások lehetnek jellemzőek az egyes blokkok között. A terepi munka eredményit a szelvényen szemléltetem (l. 15. tábla 1a-b, 16. tábla 1.). ÉÉNY-ról DDK felé haladva először vöröses lila pala és radiolarit figyelhető meg körülbelül 15 m hosszan, majd ezzel tektonikusan hólyagüreges, erősen felbreccsásodott bazalt érintkezik, és követhető is körülbelül 25 m hosszan. A hólyagüregekben elsősorban kalcit található, illetve egyes helyeken klorit is előfordul. Tovább haladva szferulitos bazalt is megjelenik a felbreccsásodott bazalton belül, majd a peperites fácies következik (teljes hossza maximum 5 m). Ezek között az érintkezés jellemzően tektonikus, jól láthatóak a vetőkarcos felületek. Tovább haladva DDK felé megjelenik cikk-cakkos szövetű párnaláva is melynek ereit zömmel kalcit tölti ki, illetve megfigyelhető olykor a párnalávák haladási iránya is, ami kibillentett rétegsorra utal (l. 15. tábla 1 a-b). A párnalávák közt hialoklasztit breccsa van. Tovább haladva ezzel a típussal váltakozik a felbreccsásodott, apróhólyagüreges (átmérőjük max 1-1,5mm) bazalt, illetve szferulitos bazalt is megjelenik. Így épül fel a peperites fáciest követő körülbelül 90 m. Egy

57


tektonikailag erősen igénybevett zóna után nagyhólyagüreges (átmérőjük akár 1 cm) bazalt (körülbelül 5 m), majd cikkcakkos erezett, felbreccsásodott, vagy éppen apróhólyagüreges bazalt jelenik meg váltakozva a következő körülbelül 100 méteren, egy helyen a falban feltételezhetően a mély-völgyihez hasonló folyási csatorna is megfigyelhető egy párnaláva közepében (ma kalcittal kitöltve). A bánya DDK-i végén ismét szferulitos, apróhólyagüreges bazalt figyelhető meg az utolsó körülbelül 10 méteren. A megfigyelések alapján az alábbi kőzettípusokat különíthetjük el a lelőhelyen: I. Tömött illeszkedésű párnaláva: 1.

Apróhólyagüreges bazalt (l. 16. tábla 5.). A hólyagüregek átlagos átmérője 1 mm, kitöltésük jellemzően kalcit, illetve néhol klorit. Ezen felül vékony, rövid, zömmel kalcittal kitöltött erek is jellemzőek lehetnek olykor a bazaltpárnák belsejében, azok határait nem metszve..

2.

Nagyhólyagüreges bazalt (l. 16. tábla 4.). A hólyagüregek akár 1 cm-es átmérőjűek lehetnek, kitöltésük jellemzően kalcit. A nagyobb hólyagüregek mellett megjelennek kisebbek is, illetve néhol rövid, kalcittal kitöltött erek is megfigyelhetők a párnákon belül.

3.

Szferulitos bazalt. A párnaláva vagy lávanyelv felszíne szferulitos. A szferulitok mérete 2-5 mm lehet, a bazaltban kevés apró kalcittal töltött hólyagüreg, vagy vékony kalcitér előfordulhat.

4.

Cikk-cakkos erezésű bazalt (l. 16. tábla, 2, 3, 7.), a párnák között hialoklasztit breccsával. A repedések 2-3 mm vastagok lehetnek, cikk-cakk-szerűen behálózzák a bazaltot, kitöltésük főleg kalcit. A hialoklasztit breccsában üveges, kloritos bazalt darabok vannak, a kötőanyag főképp kalcit.

II. Peperites fácies: 5.

Peperites párnaláva (l. 16. tábla 6.). A vörös színű egykori iszapnyúlványok a kevés vékony kalciteret, és elvétve apró hólyagüregeket tartalmazó között jelennek meg.

Ezen felül érdemes megjegyezni, hogy utólagos tektonikai hatások eredményeképpen bármely kőzettípus lehet tektonikusan erősen igénybevett, helyenként breccsásodott.

58


4.5.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint 1. Apróhólyagüreges párnaláva Az apróhólyagüreges bazalt (l. 17. tábla 1-2.) legfontosabb jellemzője a benne található általánosan 0,5-2 mm nagyságú hólyagüregek előfordulása. E hólyagüregeket általában kalcit tölti ki, de alárendelten klorittal kitöltött hólyagüregek is megjelennek. Utóbbi hólyagüregek az előbb említett méretnél valamivel nagyobbak is lehetnek, elérhetik akár a 4-5 mm-es nagyságot is. Több helyütt a hólyagüregek összenőve rövid ereket is alkotnak. A felszíni üregekből a kalcit kioldódott. A bazalt átalakulás nyomait viseli magán, bontott, repedezett, színe szürke, vöröses szürke. Kevés, rövid ér található benne a párnákon belül, melyek maximális vastagsága 1 mm, kitöltésük általában kalcit, alárendelten klorit. Polarizációs mikroszkópban (l. 18. tábla 1-5.) jól megfigyelhetőek a különböző típusú hólyagüregek, valamint az alapanyag is. Megállapítható, hogy a hólyagüreg:alapkőzet arány körülbelül 20-30% és 80-70%. A mintákban az alábbi hólyagüreg típusok figyelhetőek meg: §

Kalcittal és sugaras-szálas klorittal kitöltött hólyagüregek. A hólyagüregek mérete általában 0,3-2 mm közötti. A kalcit szemcsemérete 0,08-0,6 mm között változik, a hasadási nyomvonalak általában jól látszanak, a szemcsék szabálytalan alakúak. A hólyagüregek szegélyén lehet sugaras-szálas klorit is, melynek jellemző vastagsága 35 μm, de a hólyagüregek belsejében, a kalciszemcsék között is megjelenhet a klorit. Ez a hólyagüreg-típus a leggyakoribb, minimum ötször annyi van ebből, mint a következő típusokból.

§

Klorittal és kalcedonnal kitöltött hólyagüregek. Ezen hólyagüregek mérete 0,1-0,7 mm között jellemző. A klorit és a kalcedon is sugarasan jelenik meg. Ilyen hólyagüreg elszórtan jelenik meg, de az utolsó típusnál sokkal gyakoribbak. Olyan is előfordul, hogy az utóbbi kvarcos nagyobb hólyagüregben mint „belső hólyagüreg” jelenik meg ez a típus, tehát kialakulása (időrendben) az után kellett, hogy történjen.

§

Nagyobb hólyagüregek, melyeket finomszemcsés kvarc és klorit tölt ki. Ezen hólyagüregek mérete elérheti az 5 mm-t is. A kitöltés főképp kvarc, melynek szemcsemérete

jellemzően 0,08-0,17 mm között

van.

A szemcsék

izometrikusak, de szabálytalan alakúak. A kvarcszemcsék között szabálytalan

59


alakú

klorit-nyúlványok

meglehetősen ritkák

is

megfigyelhetőek.

ebben az

anyagban,

Ezek

a

hólyagüregek

csupán néhányat

sikerült

megfigyelnem. Az alapkőzet zömmel kloritos és mikrokristályos anyagot tartalmaz, melyben 0,170,9 mm hosszú plagioklász lécek figyelhetőek meg. A plagioklászok jellemzően átalakultak (agyagásványosodás), ritkán látható az eredeti szürke interferenciaszín. Ahol kivehető, ott átlag 9o-os a kioltási szög, ami savanyú plagioklászra enged következtetni. A lécek nyúltak, vékonyak, a szemcsék féligsajátalakúak. A plagioklász mennyisége a kloritos-mikrokristályos alapanyagban eléri a 30%-ot. A kőzet szövete jellemzően interszertális. A reflexiós mikroszkópiai vizsgálatok során kiderült, hogy a mintában elszórtan körülbelül 15 μm nagyságú, szabálytalan alakú pirit és hematit szemcsék figyelhetőek meg. Ezen felül találhatóak saját-, vagy féligsajátalakú, akár 0,2 mm nagyságú pirit szemcsék is, melyek szegélyén befelé harapódzó hematitosodás figyelhető meg. Csak piritből álló ilyen szemcse ritka, viszont csak hematitból álló van. Előfordul, hogy a szemcsék összetöredezettek. A mintákban rövid erek is megfigyelhetők, melyek általában hólyagüregekből indulnak ki, illetve azokat kötik össze. Az erek vastagsága általában 0,05-0,17 mm körül van, kitöltésük kalcit. 2. Nagyhólyagüreges párnaláva A nagyhólyagüreges bazalt (l. 17. tábla 3.) legfontosabb makroszkópos jellemzője, hogy benne a kisebbek mellett akár 8 mm-es hólyagüregek is találhatóak. Ezen hólyagüregek kitöltése zömmel kalcit, de elszórtan kvarc is lehet, illetve a kisebbekben klorit is megfigyelhető. A kőzetben rövid, <1 mm- 4 mm vastag erek is megfigyelhetőek, melyek kitöltése zömmel kalcit, de a vastagabbakban klorit és bazaltüveg darabok is találhatóak. Az ereken olykor mikrovetők is megfigyelhetőek. A bazalt sötétszürke, elvétve apró szferulitok is megfigyelhetőek a lévanyelvek felszínén. Elszórtan, olykor hintve <1 mm szulfidszemcsék is találhatóak a kőzetben, melyek jellemzően a hólyagüregek környékén gyakoribbak. Polarizációs mikroszkópban (l. 18. tábla 6-7.) megfigyelhető, hogy a hólyagüregek kitöltése többféle lehet:

60


§

A kisebbekben (0,2-2 mm) jellemző a kalcit és elvétve a kalcedon kitöltés, az ásványok szemcsemérete 0,05 mm körül van.

§

A nagyobb hólyagüregekben (2-8 mm) is a kalcit a domináns, de szemcsemérete akár 0,1-0,2 mm is lehet, és ezek mellett elvétve kalcedon is megfigyelhető. A kalcit szabálytalan alakú, a hasadási nyomvonalak jól látszanak, és az erős kettőstörés is szembetűnő. Kétféle kalcit különíthető el, az egyik víztisztább, a másik szivacsos-tejfehér megjelenésű.

A hólyagüregkitöltésből röntgenpordiffrakciós felvétel is készült, mely szerint az üregekben a kalcit mellett kvarc, hematit és dolomit is kimutatható (l. A melléklet 13.). A kőzetet vékonyabb erek is átszelik, melyek hólyagüregekből indulnak, vagy azokat kötik össze, de a lávanyelvekből nem lépnek ki. Ezen erek vastagsága 0,08-0,17 mm közötti, és általában kalcit a kitöltő ásvány. Vannak azonban vastag erek is, melyek akár a 4 mm-es vastagságot is elérik. A fő kitöltő itt is kalcit, melynek szemcsemérete általában 0,17-0,7 mm, hasadási nyomvonala jól látszik, a szemcsék szabálytalan alakúak. A sok kalcit között kevés kvarc, kalcedon, klorit és opak ásvány is megfigyelhető. A kvarc mérete 0,08-0,8 mm közötti, az ásványok szabálytalan alakúak. A kalcedon általában foltokban, rövid „erekben” jelenik meg, a pászmák vastagsága változó, maximum 0,2néhány mm lehet. Maga az ásvány sugaras megjelenésű. A klorit is szabálytalan foltokat alkot, méretük 0,4-2 mm, interferenciaszínük kékesszürke. A vastagabb ereket kétféle utólagos kalcit ér szeli át; az egyikben víztiszta, körülbelül 0,2 mm szemcseméretű kalcit van, a másikban apró szemcsés, nem víztiszta kalcit van. Ezen utóbbi erek hólyagüregekből indulnak ki. Az alapkőzetet nagy mennyiségű mikrokristályos anyag és klorit építi fel, melyek a plagioklász lécek között találhatóak meg. A plagioklászok szemcsemérete 0,1-0,8 mm, megjelenésük

léces,

elnyúlt,

féligsajátalakú.

A

szemcsék

átalakultak

(agyagásványosodás), de a szürke interferenciaszín még kivehető. A szemcsék elhelyezkedése előfordul, hogy kévés. A nagyobb plagioklászok erősebben mállottak, de sokszor vázkristályosak is lehetnek. A plagioklászok átlagos kiotási szöge 7o, amiből savanyú plagioklászra lehet következtetni. A plagioklászok mennyisége az alapkőzetben körülbelül 40%, de egyes mintákban akár 70%-ra is feldúsulhat. A kőzetben található egy léces megjelenésű, általában 0,15 mm nagyságú halványbarna-világosszürke pleokroós ásványfázis,

mely

valószínűleg

piroxénnek,

azon belül is

monoklin,

klinopiroxénnek azonosítható. A kőzet szövete variolitos-interszertális.

61


vagyis

A bazaltban elszórtan 0,08-0,4 mm nagyságú, főleg félig- vagy szabálytalan alakú (utóbbiak erecskékben) pirit szemcsék figyelhetőek meg, melyek nem repedezettek. Ezeken felül nagyobb, akár 0,8 mm-es szemcsék is találhatóak, melyek átalakultak, repedezettek. Az apróbb szemcsék esetében több helyütt is pirit utáni hematit pszeudomorfózák figyelhetőek meg. Ezeken felül jellemzően 0,1 mm szemcseméretű kalkopirit is előfordul elvétve. 3. Szferulitos párnaláva A bazalt (l. 17. tábla 4.) zöldesszürke, általában vasoxidokkal kitöltött mikrorepedések mentén törik, így felszíne „rozsdás” megjelenésű lehet. Kevés, általában 2mm átmérőjű hólyagüreg van a kőzetben, melyek kitöltése főképp kalcit. A bazaltot 12mm vastag, főképp kalcittal kitöltött erek hálózzák be. A kőzet felszínén szferulitok jelennek meg, melyek általában 3-4mm-esek. Egyes példányok tektonikusan igénybevett zónából származnak, amit a megjelenő vetőkarcok is jeleznek. Vékonycsiszolatban (l. 18. tábla 8-9) jól látható, hogy a minta alapanyaga erősen kloritos, üveges, és benne sok apró ásványszemcse megjelenése jellemző. Felismerhető ezek közül az apró tűs, léces megjelenésű plagioklász, melyek sugarasan helyezkednek el. A szemcsék nem hosszabbak 0,03-0,05mm-nél, kioltási szögük átlaga 12o, amiből savanyú plagioklászra lehet következtetni. A fentebb említett klorit szabálytalan alakú, általában foltokat, vagy kisebb ereket alkot. A kőzet szövete tehát szferulitos. A hólyagüregeket kalcit tölti ki, melynek szemcsemérete elérheti a 0,8mm-t is, bár a jellemző méret a 0,2mm-es. A szemcsék szabálytalan alakúak, a hasadás és az erős kettőstörés általában jól látszik. A kőzetet erek szelik át, melyek vastagsága 0,03-0,4mm között változik. Az érkitöltő fázis szintén kalcit. A szemcsék szabálytalan alakúak, maximális szemcseméretük 0,17mm, a hasadás, kettőstörés jól látszik. Mindezeken felül a kőzetben viszonylag is sok kalcit található (nemcsak az eddig említett erek, és apró üregek kitöltéseként), egy hatszögletű, 0,17-0,4mm-es ásvány álalakjaként is. Opak ásványok tekintetében elmondható, hogy a mintákban elszórtan szabálytalan alakú, maximum 0,03mm-es kalkopirit szemcsék figyelhetőek meg. Ezeken felül félig saját- és sajátalakú pirit is megjelenik, melynek szemcsemérete általában 0,03mm körül

62


van, de előfordul nagyobb, akár 0,75mm-es, töredezett piritszemcse is. Az apróbb szemcsék esetében (0,02mm körüliek) előfordul pirit utáni hematit pszeudomorfóza is. 4. Cikk-cakk eres bazalt, a párnák között hialoklasztit breccsával Makroszkóposan (l. 17. tábla 5-6.) is jól látható, hogy a zöldesszürke bazaltot általában 1-4 mm vastag erek szelik át, melyeket főleg kalcit (elvétve klorit) tölt ki. Az erek lefutása ún. „cikk-cakkos” megjelenést kölcsönöznek a kőzetnek. Az érhálózat megjelenése a párnalávák belsejére és felszínére korlátozódik, nem haladnak át a párnák határain. Ezek mellett kevés, <1 mm-2 mm nagyságú hólyagüreg is található a kőzetben, melyeket főleg kalcit és klorit tölt ki. A párnaláva szegélyi részén, körülbelül 0,5 mm-ig vasoxidos mállottabb rész figyelhető meg. Mindezeken felül vasoxidokkal kitöltött mikrorepedések is felőfordulnak és a kőzet jellemzően ezek mentén törik. A terepi munka során megfigyelhető volt, hogy ezen párnalávák között megjelenik kevés hialoklasztit breccsa is (l. 17. tábla 7.), melyben kloritos, üveg, vagy éppen üveges bazalt klasztok figyelhetőek meg a főképp kalcitból álló mátrixban. A klasztok mérete 5 mm-től néhány cm.-ig terjed A kötőanyagot alkotó kalcit tömeges, bár olykor hasadási felületek megfigyelhetőek; a lapok becsillannak. A szemcseméret elérheti a 3-4 mm-t is. Ebben a párnaláva típusban jelenik meg a mély-völgyi feltárásban is megtalálható folyási csatorna is, melynek kitöltése kalcit (l. 17. tábla 8.) Polarizációs mikroszkópban (l. 19. tábla 1-3.) megfigyelhető, hogy a cikk-cakkos megjelenést kölcsönző ereket nemcsak kalcit tölti ki, bár kétség kívül az a domináns. A kalcit szabálytalan alakú, a hasadási nyomvonalak láthatók, a szemcseméret jellemzően 35 μm–0,4 mm mm között van. A kvarc a kalcit között, foltokban jelenik meg, mely foltok átmérője 0,2-0,7 mm között változik. A szemcsék kioltása sugaras. Ezeknél még kevesebb, elnyúlt foltokban megjelenő klorit is megfigyelhető az erekben. Egyes mintákban kevés 0,2-0,5 mm nagyságú hólyagüreg is megfigyelhető, melyeket főleg szálas klorit és kevés kalcit, illetve kalcedon tölt ki. A kőzetet főleg vázkristályos plagioklász lécek építik fel, melyek mérete 0,15-0,3 mm között van. Alakjuk nyúlt, jellemzően tűs-szálas, féligsajátalakú. A szemcsék jellemzően kissé átalakultak (agyagásványosodás), de a szürke interferenciaszín jól látható. Mindezeken felül megfigyelhető egy nagyobb méretű (0,7-1 mm) plagioklász-generáció is, melyek elszórtan jelennek meg, sajátalakúak, enyhén átalakultak. Mindkét plagioklásztípus jellemző kioltási szöge 1-6o között van, amiből savanyú plagioklászra

63


lehet következtetni. A plagioklászok között mikrokristályos anyag, és foltokban klorit található, melyek mennyisége elenyésző, körülbelül 10%. A párnaláva szegélyi részében a mintában az átlagosnál több limonit figyelhető meg, de a szövetben nincs jelentős változás, csak a mikrokristályos anyag mennyisége több (~15-20%). A mintában 0,25-0,6 mm nagyságú, jellemzően hatszögletű, feltehetően monoklin piroxén utáni álalakok figyelhetőek meg, melyeket most teljes egészében másodlagos ásványok töltenek ki, illetve e szemcséket olykor „felemészti” az alapanyag. Reflexiós mikroszkópos vizsgálatok során megállapítható, hogy a mintában elvétve szabálytalan alakú, átlagosan 15 μm-es pirit, hematit és kalkopirit szemcsék találhatóak meg, melyek előfordulása a mintában egyenletes. Ezen felül néhány, akár 0,9 mm nagyságú, töredezett, féligsajátalakú pirit is megfigyelhető a kőzetben, mely azonban nem hematitosodik. A kőzet szövete interszertális, illetve porfíros interszertális (a nagy plagioklászokat és piroxén álalakokat tartalmazó minták esetében). A „cikk-cakkos” szövetű párnaláva erezéséből készült röntgenpordiffrakciós vizsgálat (l. A melléklet 14.). A fő kérdés a kalcit mellett megtalálható sugaras-szálas ásványra vonatkozott. Bebizonyosodott a korábbi feltevés, miszerint a kalcit mellett kvarc van az erezésben, illetve a mintában kis mennyiségben plagioklász és klorit is kimutatható volt (ezeknek oka a nem tökéletes szeparálás lehetett, ezen összetevők a bazaltból származhatnak). A párnák közötti hialoklasztit breccsa klasztjait főképp kőzetüveg alkotja (l. 19. tábla 4-5.). A kőzetüveg zöldesbarna színű, benne olykor kristálycsírák figyelhetőek meg. A kötőanyagot főképp kalcit alkotja. A szemcseméret általában 0,2-1,5 mm között van, de olykor a 3 mm-t is elérheti szemcsék színtelenek, az erős kettőstörés és a hasadási nyomvonalak jól látszanak. A szemcsék között kevés sugaras, szabálytalan (max 1,7 mmes méretű) foltokban megjelenő kvarc-kalcedon is megfigyelhető, illetve elnyúlt foltokban klorit is található (általában 0,2-0,3 mm-es méretben). A mintát 0,02-0,04 mm vastag utólagos kalcit, klorit és elenyésző mennyiségben kvarc kitöltésű erek szelik át. A mintában elszórtan 0,02 mm-es szabálytalan alakú pirit és hematit szemcsék, és nagyobb, 0,1 mm-es féligsajátalakú pirit szemcsék is találhatóak. A hialoklasztit breccsa cementáló anyagából is készült röntgenpordiffrakciós felvétel (l. A melléklet 15.). A minta nagy része itt is kalcit, de van mellette kvarc (ami a

64


csiszolatban sugaras, szabálytalan foltokban jelenik meg), valamint klorit is található a kőzetben. 5. Peperites párnaláva E fácies képződményeiről a makroszkópos vizsgálat során megállapíthatóvá vált, hogy itt tulajdonképpen keveredik a bazalt az egykori iszappal. A minták erősen hematitosodnak, utólagos, <mm-1cm vastag karbonátos erek szelik, valamint az is megállapítható volt, hogy feltehetően nem mészkő keveredik a bazalttal, mivel 10%-os HCl-el nem pezsgett. A vékonycsiszolat (l. 19. tábla 6-7.) polarizációs mikroszkópos vizsgálata során megfigyelhető volt, hogy a szinte teljesen opak, főleg hematitból, részben limonitból álló kőzetet két generáció kalcitér szeli. A két generáció olykor egymást is átvágja, így az időrendjük megállapítható. Az idősebb kalcit szivacsosabb megjelenésű, míg a másikban a ásványszemcsék víztisztábbak. A hematitosodott kőzetben nyúltabb, illetve kör alakú üregek találhatóak, melyek kalcittal, elvétve klorittal vannak kitöltve. Látható tehát, hogy ha ez üledék volt, akkor minden bizonnyal finomszemcsésnek kellett lennie, például agyagkő lehetett, ami később hematitosodott. A nagy tömbök közötti tektonikai zónában található elbontott, erősen átalakult kőzetből is készült röngenpordiffrakciós vizsgálat (l. A melléklet 16.) (egész pontosan a peperites fácies és a szomszédos cikk-cakk eres bazalt tömb közötti helyről vett mintából), mivel ezt a mintát erősen porló volta miatt nem lehetett jól megcsiszolni. A mérés eredményeképpen elmondható, hogy a mintában kalcit, plagioklász, nontronit és klorit található. 4.5.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján A korábbiakban petrográfiai szempontból leírt hólyagüregkitöltések, erezéskitöltések, valamint folyási csatornát kitöltő ásványparagenezis egyaránt a fluid-kőzet kölcsönhatás eredményei. Kétoldalán polírozott vékonycsiszolatokat készítettem a nagyhólyagüreges bazalt hólyagüregkitöltő ásványaiból, az apróhólyagüreges bazalt kalcitjából, a cikk-cakk eres bazalt érkitöltő kalcitjából és kvarcából, valamint a feltételezett tápláló csatorna kalcitjából is.

65


Az apróhólyagüreges bazaltban előfordulnak viszonylag víztiszta kalcitból álló kitöltések, de ezek csupán néhány egyfázisú (folyadék), és kevés folyadék+gőz fázisösszetételű, 1-4 μm-es másodlagos zárványt tartalmaznak. A tápláló csatornát kitöltő kalcit jellemzően nem víztiszta, így a nem jól átlátszó részekben nem észlelhetőek az apró zárványok sem. A néhány tisztább részen is igen sűrűk a hasadási nyomvonalak, ezeken felül elvétve másodlagos zárványsorok figyelhetőek meg 1-4 μm-es csak folyadék, illetve folyadék+gőz fázisösszetételű zárványokkal. A cikk-cakk eres bazaltban az érkitöltő ásványok között kalcit, és kevés kvarc figyelhető meg. A kalcit sokszor szivacsos megjelenésű, és csak részben átlátszó. Kevés másodlagos zárványsor is megfigyelhető, melyekben elsősorban egyfázisú (csak folyadék), 2-4 μm-es zárványok találhatóak. A kvarc általában víztiszta, és benne elég sok, a fentihez hasonló szekunder zárvány, valamint néhány feltételezhetően primernek mondható folyadék+gőz fázisösszetételű zárványt azonosítottam. A zárványok mérete 47 μm, jellemzően önállóan, a szekunder zárványsoroktól távol helyezkednek el. Ehhez hasonló elsődleges zárványok elvétve a kalcitban is megtalálhatók. A folyadékzárvány petrográfiai megfigyelések bizonyították, hogy ezen minták nem tartoztak a mikrotermometriai mérések szempontjából perspektivikus preparátumok közé, így ilyen vizsgálatok ezekből nem készültek. A nagyhólyagüreges bazalt esetében a nagyobb üregek elvétve kvarcot, gyakrabban kalcitot tartalmaznak.

A kalcit szemcsék legtöbbször nem víztiszták, így a

folyadékzárványok nem, vagy csak nehezen észlelhetőek bennük. A viszonylag nagy, tisztább, hasadási nyomvonalakkal nem sűrűn szabdalt szemcsékben igen sok másodlagos zárványsor található, ahol a zárványok folyadék+gőz fázisösszetételűek, ritkábban csak folyadékot tartalmaznak, méretük általában 1-4 μm. Elvétve elsősorban primer folyadékzárványok is megfigyelhetők (l. 19. tábla 8-9.), melyeknek mérete jellemzően 47 μm, gyakran negatív kristály alakúak, folyadék+gőt fázisösszetételűek, a gőzfázis mennyisége 5-10 térfogat%. Előfordul, hogy egyértelműen növekedési zónákban találhatóak meg. 31 zárványon végeztem homogenizációs méréseket (l. B melléklet 9.). Az eredmények Th = 102 − 179°C közöttiek, az átlaguk 137°C . E zárványokban igen nehéz volt krioszkópos vizsgálatot végezni, mivel igen gyakran metastabil állapotba kerültek a fagyasztás során, azaz a jégfázis végső megolvadásakor a gőzfázis nem volt jelen a zárványban. A zárvány térfogatának óvatos tágítással („stretching”) elérhető volt,

66


hogy a homogenizációs méréseken átesett zárványok közül 11-ből értékelhető fagyasztásos vizsgálati eredményeket kapjak. A mért olvadáspontcsökkenések alapján a számított sótartalom értékek 2,73-4,49 NaCl ekv. s% közöttiek, az átlaguk 3,49 NaCl ekv. s%. A bizonytalan eutektikus hőmérsékletértékek (-21,2-(-22,2)oC), valamint a 50oC körüli teljes fagyás hőmérsékletértékek arra utalnak, hogy ténylegesen NaCl-víz rendszerrel modellezhető a zárványokban található fluidum (l. 12. ábra).

12. ábra: A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredményei a nagy-rézoldali hólyagüregekből.

A csak klorittal kitöltött kisméretű hólyagüregekből készült mikroszondás elemzés is (l. C melléklet), melyeknek célja a hidrotermás folyamatok hőmérsékletének további pontosítása volt. A minták sajátosságai miatt nem tudtunk olyan hólyagüreget vizsgálni, melyben a klorit mellett fluidzárvány vizsgálatra alaklamas kalcit, vagy egyéb ásvány található,mivel a nagyméretű hólyagüregeket tartalmazó bazaltban (amiben lehetett fluidzárvány vizsgálatot végezni) az üregkitöltő kalcit mellett nem fordul elő klorit. Feltételezhető azonban, hogy mind a kis-, mind a nagyhólyagüreges bazaltok ugyanazon folyamatok során jönnek létre, így vonhatóak le további következtetések. A négy különböző hólyagüregben mért eredmények igen hasonlóak, mind a kloritok összetételét, mind a számolt hőmérsékletet figyelembe véve. Az összetétel alapján ezen ásványok a piknokloritok közé tartoznak, míg Zane és Weiss (1998) módszere alapján az 1-es típus, Mg-klorit csoportba sorolhatóak. A keletkezési hőmérsékletek számolásakor minden esetben használható volt Zang és Fyfe (1995) eljárása, bár a kritériumoknak olykor nem pontosan feleltek meg adataim, a megadott tartományoknál az Al(IV) értékek valamivel alacsonyabbak voltak. Zang és Fyfe (1995) módszere szerint XFe=0,4-0,8 között, az Al(IV)=1-1,3 (14 oxigénre számolva) között kellene lennie, míg mintáim esetében

67


XFe=0,40-0,416 között; az Al(IV)=0,77-0,884 között változott. Épp ezért a több minta esetében, ahol az Al(IV) értéke alacsonyabb volt, Cathelineau és Izquierdo (1988) módszerével is kiszámoltam a hőmérsékleti adatokat. E módszer esetén XFe=0,2-0,3 között, Al(IV)=0,6-1,1 (14 oxigénre számolva) között kellene lennie. Látható, hogy e módszer kritériumai sem fedik tökéletesen jelen minta adatait, itt ugyanis az általunk kapott XFe értékek magasabbak valamennyivel a módszerben megengedettnél. Megállapítható azonban, hogy a két módszerrel készített számítások igen közel esnek egymáshoz, Cathelineau és Izquierdo (1988) módszerével 191°C -os átlagos keletkezési hőmérsékletet kapunk, míg Zang és Fyfe (1995) alapján 182°C -ot. 4.6. Egerbakta (Szarvaskői Egység, Magyarország) 4.6.1. Terepi kifejlődések Az egerbaktai kőfejtő a falutól ÉNY-ra található, attól néhány száz méterre. Földtani értelemben a Bükki szerkezeti egységen belül a Szarvaskői egység része, vagyis a takarós rendszerben a Darnói-egység alatt helyezkedik el, míg alatta a Mónosbéli-egység képződményei találhatók. Az egykori bánya helyén most bányató található, mely ma elzárt terület, és jelenleg (2008) a COLAS-Északkő Bányászati Kft tulajdonában van. A bányafal irányultsága ÉNY-DK-i, magassága 20-25 m, a vizsgálható falhossz 200 m. A bányában egy jura melanzs feltárása figyelhető meg, melyben több különféle jellegű bazaltos tömb található meg. A tömbök határa gyakran jól láthatóan tektonikus, van, amelyikben jól látható a párnaláva szerkezet és így a haladási irány is, és van, amelyben nem. A bazaltot tartalmazó bányafallal szemben, a tó DNY-i oldalán megtalálható a Mónosbéli Formáció is, mely erősen elnyírt palában mészkő olisztosztrómát tartalmaz. A bányafal ÉNY-i és DK-i végén egyaránt barnásszürke, mikrorepedéses a bazalt, mely jellemzően e repedések mentén törik, így felszíne vörösesbarna. DK-en jól megfigyelhető a párnaláva szerkezet is, így a haladási irány is megállapítható (l. 20. tábla 1-2.). Jelen esetben kibillentett helyzetet állapítottam meg. A lávanyelvek között gyakran üveges kéreg, és hialoklasztit breccsa is megfigyelhető. 55 métert haladva ÉNY felé egy tektonikailag erősen igénybevett zóna után már szürke bazalt található, melyet vékony elsődleges, és vastagabb utólagos erek szőnek át. A települési helyzet ismét átbuktatott párnaláva sorozatra utal (l. 20. tábla 1-2.). A párnalávák között hialoklasztit breccsa figyelhető meg. Tovább haladva körülbelül 70 méteren keresztül ehhez hasonló bazalt

68


tömbök találhatóak, általában jól láthatóan tektonikus határokkal (vetőkarcos felszín, felbreccsásodás) érintkezve a következő tömbbel. A párnaláva struktúra helyenként nem jól látszik, másutt pedig még jól kivehető. A kőzetben elsősorban kalcittal kitöltött, egyértelműen utólagos, párnalávák határait szelő erezés sok helyütt jellemző, illetve a párnák közt megjelenő hialoklasztit breccsa is gyakori képződmény. A bányafal közepén található egy kőzettelér (?) (szélessége maximum 5 méter), melynek ÉNY-i oldalán hűlési szegély (?) fedezhető fel, míg átellenes oldala tektonikailag elnyírt. Ettől ÉNY-ra 25 m-en keresztül az eddigiekkel hasonló bazalt található, ám a települési irány gyakorlatilag megfordul, így a település nem átbuktatott, hanem csak kibillentett jellegű (l. 20. tábla 1-2.). Ez után megtalálható mind törmelékben, mind szálban a fekete iszapos peperites fácies körülbelül 15 m-es hosszban, majd olyan blokk következik, ahol a párnaláva struktúra nem jól látható. Végül a korábbiakban említett vörösbarna bazalt előtt egy viszonylag üde, párnaláva-szerkezetű bazalt található körülbelül 20 méter hosszan, mely párnák között hialoklasztit breccsa is található, illetve a bazaltban jellemzőek az utólagos erezések is. Az észleléseimet szelvényben is rögzítettem. Fentiek alapján tehát látható, hogy az egerbaktai kőfejtőben az alábbi típusok különíthetőek el: 1.

Barnásszürke párnaláva (l. 21. tábla 1.). A bazaltot másodlagos vas-oxid ásványokkal kitöltött mikrorepedések szelik át. A párnaláva struktúra általában jól látható, a párnák között hialoklasztit breccsa előfordulhat. Ezek alapján e típus a tömött illeszkedésű párnaláva fáciesbe sorolható, bár a következő típusnál valamivel lazábban illeszkedő párnákról van itt szó.

2.

Szürke párnaláva (l. 21. tábla 2, 4, 5.). Tömör szürke bazalt, gyakran ásvánnyal kitöltött repedésekkel átszelve. A párnaláva szerkezet gyakran jól látszik, a párnák között kevés hialoklasztit breccsa figyelhető meg (l. 21. tábla 7.). Ezek alapján ez a típus tömött illeszkedésű párnaláva fáciesbe sorolható. A bányafal közepén található bazalt kőzettelér is e kifejlődést szeli (l. 21. tábla 3.).

3.

Peperites fácies (l. 21. tábla 6.). A bazalt iszapba (nem mésziszap) ömlött be, így keveredik annak anyagával. A párnák közti hialoklasztit breccsában is vannak olykor ilyen, az egykori iszapot képviselő klasztok. Ezek a darabok általában fekete színűek, igen finomszemcsések.

69


4.6.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint 1. Barnásszürke párnaláva A barnásszürke bazaltban (l. 22. tábla 1.) sok vasoxiddal töltött mikrorepedés van, és általában ezek mentén is törik a kőzet. A makroszkópos megfigyelések alapján a kőfejtő zöldesszürke bazaltjánál valamivel durvább szemcsésnek tűnik. Vékonycsiszolatban (l. 22. tábla 3-4.) jól látszik, hogy a kőzetben az alapanyagot léces plagioklász és kloritos kőzetüveg alkotja. Az ásvány:kloritos üveges arány körülbelül 80:20. A plagioklászok szemcsemérete 0,17-0,3mm között változik, a szemcsék félig saját- vagy sajátalakúak, ritkán vázkristályosak, átlagos kioltási szögük 10o, amiből savanyú plagioklászra lehet következtetni. Ebben az alapanyagban porfíros elegyrészként is megjelennek különféle ásványok. Ezek között a leggyakoribb a plagioklász, melynek mérete 0,6-1mm között változik, általában látszik a jellemző ikresedés, és a szemcsék félig saját- vagy sajátalakúak. A kioltási szög tekintetében elmondható, hogy az ikertagokon meghatározva a kioltási szöget kisebb kioltási szögként -10-(-12), nagyobb kioltási szögként 10-12 fok körüli értéket kaptam, ami savanyú plagioklászra enged következtetni. Ezen felül porfíros elegyrészként elvétve piroxén is előfordul. Ezen ásványok szemcsemérete általában 0,9mm körül van, de akár 1,5mm-es szemcsék is előfordulhatnak. A szemcsék általában féligsajátalakúak, a hasadási nyomvonalak néhol megfigyelhetőek. A szemcsék gyengén pleokroósak (halvány kékeszöld-halvány vörös-világoszöld), gyakran átalakultak, a kioltási szög (ha megfigyelhető) 44o körül van. Mindezek alapján a piroxén klinopiroxének közé sorolható, feltehetően augit. A mintában van, ahol kalcitos, illetve van, ahol limonitos foltok jelennek meg. Hintetten kisebb, mint 0,01mm-es opak szemcsék is előfordulnak, melyek nem-, vagy féligsajátalakú piritként és szabálytalan alakú hematitként azonosíthatók. A kőzet szövete porfíros interszertális. 2.a. Szürke párnaláva hialoklasztit breccsával A kőzet általában viszonylag durvakristályos, és makroszkóposan is sok 1mm körüli világos színű porfíros elegyrész figyelhető meg benne. Kevés vékony (maximum 2mm vastagságú), rövid, az egyes párnaláva-nyelveken belüli ér figyelhető meg bennük. Ennál gyakrabban jelennek meg viszont az akár 1cm vastag utólagos, az egyes párnaláva

70


nyelvek határait átszelő erek. Ezeket az ereket főképp kalcit tölti ki. A kőzetben nincsenek hólyagüregek. A polarizációs mikroszkópos vizsgálatok (l. 22. tábla 5-6.) során megfigyelhető volt, hogy a kőzetet főképp plagioklász, piroxén, klorit, mikrokristályos anyag, és elszórtan opak szemcsék alkotják, míg az erek szerepe alárendelt, bár kevés, néhány század mm vastag ér előfordul. Az erek többségének kitöltése kalcit és klorit. A klorit finomszemcsés, határozott zöld, pleokroós. Mennyisége az erekben alárendelt. A kalcit szabálytalan alakú, a hasadási nyomvonalak általában jól látszanak. Mind a kalcit, mind a klorit ezenkívül elvétve foltokban is megjelenik a kőzetben, kialakulásuk a tengeralatti hidrotermás folyamatokhoz köthető. Megjegyzendő azonban, hogy a kőzetben megjelenő klorit megjelenése eltér az erezés kloritjától, színe sokkal fakóbb, és kevésbé pleokroós. Vannak elvétve olyan hajszálerek is, melyekben a kitöltő ásvány a mikroszondás vizsgálatok tanúbizonysága szerint is prehnit-pumpellyit. Az alapanyag fő alkotója a plagioklász. A féligsajátalakú, tűs, léces plagioklász mérete jellemzően 0,2mm körül van. Ezen felül az alapanyagban van félig saját- vagy sajátalakú, 0,1-0,2mm-es klinopiroxén, valamint szintén hasonló szemcseméretű klorit is, de az szabálytalan alakú. Kevés mikrokristályos anyag van ezen ásványok között. A porfíros elegyrészek között felismerhető a plagioklász, mely jellemzően táblás, jól látható az ikresedése, a szemcsemérete 0,4-0,9mm között van. Az ikertagokon külön meghatározott kisebb kioltási szöge -10, a nagyobb 10 fok körül van, így savanyú plagioklászra lehet következtetni. Előfordul továbbá piroxén is, melynek szemcsemérete általában 0,3-0,5mm között van, a szemcsék félig saját- vagy sajátalakúak, hat-, vagy nyolc-szögletűek, az interferenciaszínük általában sárga. A szemcsék gyengén pleokroósak, világoszöld-halványbarna-szürkészöld szín figyelhető meg. A mért kioltási szögek átlaga 46 o. Mindezek alapján a piroxén augitként azonosítható. Megfigyelhető továbbá az augitra oly jellemző homokóraszerkezet is keresztezett nikoloknál, ami összetételbeli változékonyságra utal. Mivel a kőzetalkotó ásványok között két mérettartomány jellemző, így a szövet porfíros jellegű. Fentiek alapján megállapítható, hogy a kőzet szövete porfíros interszertális. Az opak ásványok tekintetében elmondható, hogy kevés, 0,01-0,03mm-es (ritkán ennél nagyobb) szabálytalan alakú kalkopirit jelenik meg a mintában, mely szemcsék mállottak. Ezeken felül elszórtan 0,05-0,17mm-es ugyancsak szabálytalan alakú pirit is megfigyelhető a kőzetben.

71


A párnák között előfordul hialoklasztitbreccsa is. Itt a maximum néhány centiméteres bazalt

és a

sötét

üveges klasztok között

hidrotermás ásványok találhatóak

cementálóanyagként. Ez a kötőanyag elsősorban világos színű, finomszemcsés, és biztosan nem kalcit. Elvétve kloritot és szulfidásványt is tartalmaz. Vékonycsiszolatban (l. 22. tábla 7-8.) jól látszik, hogy a 3mm-től 2cm-es nagyságú üveges klasztokban egész sok opak ásvány, és piroxén is előfordul. Az üveg színe sötétzöld. Az opak ásványok szemcsemérete jellemzően 0,017-0,17mm között van, a szemcsék nem-, vagy féligsajátalakúak, és főképp pirit, valamint alárendelten kalkopirit jelenik meg a kőzetben. A piroxének szemcsemérete 0,2-0,5mm között van, a szemcsék általában sajátalakúak, hat-, vagy nyolc-szögletűek, gyengén pleokroósak (kékeszöldhalványrózsaszín-szürkészöld), az interferenciaszínük másodrendű narancssárga illetve kékeszöld. A szemcséken megfigyelhető kioltási szög átlagosan 45o körül van. Esetenként

az

(100)

szerinti

ikerösszenövés,

valamint

olvadékzárványok

is

megfigyelhetőek. Mindezek alapján a piroxént klinopiroxének közé sorolható, azon belül is feltehetően augit. A klasztok között kvarccal kitöltött erek figyelhetőek meg, melyekben a kvarc szemcsemérete általában 0,1mm-es. A kvarcszemcsék szabálytalan alakúak, a kioltás általában hullámos. Ezen felül kötőanyagként zömmel szálas, de viszonylag finomszemcsés prehnit (feltehetően) a leginkább jellemző, de kevés kalcit is előfordul. A hialoklasztit breccsa cementáló anyagából készült röntgenpordiffrakciós vizsgálat (l. A melléklet 17.) megerősítette azt, hogy a szálas, finomszemcsés fő alkotó ásvány prehnit. Ezen felül a mintában kis mennyiségben kalcit és kvarc is kimutatható volt, valamint a (nem tökéletes szeparálás miatt) az üveges bazalt két fontos alkotója, az augit és a klorit is megjelenik. 2.b. Kőzettelér hűlési szegélye A sötét színű, üveges anyag (l. 22. tábla 2.) a feltételezett kőzettelér szegélyén, viszonylag nagy felületen megjelenik. Vastagsága 2-4 centiméter. Makroszkóposan nem sok minden látható, mert a kőzet igen finomszemcsés.megfigyelhető, hogy a kőzet igencsak finomszemcsés. Vékonycsiszolatban (l. 23. tábla 3-4.) a zöldesfekete anyagban elvétve 0,0150,045mm-es kristálytörmelékek vannak, melyek közül a klorit azonosítható, a másik, áttetsző fázis nem. Elszórtan opak ásványok is előfordulnak, illetve a mintában körülbelül

72


egyenletesen 0,08mm átmérőjű csomók is vannak, melyek leginkább keresztezett nikoloknál szembetűnőek. Ezek valószínűleg kristálycsírákként, szferulit kezdeményként azonosíthatóak Az opak ásványok mérete 0,015mm körül van, nem-, vagy féligsajátalakúak, és piritként, illetve kalkopiritként azonosíthatóak. A kőzetben elszórtan rövid, körülbelül 0,015mm vastag, klorittal kitöltött erek találhatóak, illetve előfordul 0,17mm-es vastagságú, kvarccal, és kevés klorittal kitöltött ér is. A szemcsék szabálytalan alakúak, a kvarc szemcsemérete 0,04-0,07mm között van. Fentiek alapján megállapítható, hogy a minta valószínűleg tényleg hűlési szegély, amit

a

devitrifikálódott

kőzetüveg

(zöldesfekete,

nem

átlátszó

anyag),

a

kristálytörmelékek, és a szferulitkezdemények is alátámasztanak. 3. Peperites párnaláva Makroszkóposan megállapítható, hogy a zöldesszürke, üveges bazaltban sötét, egykori üledék elnyúlt darabjai vannak, melynek finomszemcsés anyaga 10%-os HCl-el nem pezseg. A bazaltban általában <1mm-es erek is előfordulnak, melyeket valószínűleg kvarc tölt ki. A vékonycsiszolatokban (l. 23. tábla 1-2.) megfigyelhető, hogy a fekete anyaggal érintkező bazalt jellemzően erősen üveges, míg a kontaktuson csak üveg van. Ez után a kontaktustól távolodva szferulitos bazalt jellemző, majd beljebb az üveges alapanyagban már megtalálhatóak plagioklász és piroxén kristályok, melyek szemcsemérete 0,170,87mm között van. Az ásványok lehetnek félig saját- és sajátalakúak, vagy csak töredezett darabok, roncsok. A plagioklászokon látszik az ikerlemezesség. A piroxén (100) szerinti metszetén a párhuzamos hasadási nyomvonalak jól áthatóak, a szemcsék gyengén pleokroósak, kioltási szögük 40o körül vín, így a korábbiakhoz hasonlóan feltehetően augitnak azonosíthatóak. Opak ásványok tekintetében elmondható, hogy az egész mintában elszórtan megjelenik 0,01mm-es pirit és kalkopirit is, melyek szabálytalan alakúak, és a kőzetben egyenletesen mindenhol előfordulnak. Ezen felül az üvegben akár 0,17mm-es hematit is előfordul, mely szabálytalan alakú, valamint az is megállapítható, hogy az üveges anyagban a kalkopirit mennyisége több, mint a pirité. A sötét anyagban 0,35-0,01mm-es vastagságú kalcittal és alárendelten klorittal kitöltött erek futnak. Az anyag finomszemcsés, igen kaotikus, a szemcsék mérete 0,01-

73


0,07mm között van. Úgy tűnik, hogy a sötét anyag zömmel finomszemcsés kvarcból áll, a szemcsék kioltása hullámos. Fentiek alapján megállapítható, hogy a bazalttal keveredő anyag finomszemcsés, sziliciklasztos üledék lehetett. Az üledék és a bazalt érintkezésénél jól láthatóak a termális hatás eredményei, tehát az üledék nem utólagosan szivárgott be a bazalt tömbjei közé, hanem már a kőzet kristályosodása során is érintkezésben volt a vulkanittal. 4.6.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzésa folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján A fluid-kőzet kölcsönhatás szerepe e területen erősen alárendelt, mint az látható a korábbi kőzetleírásokból is. Néhány helyen lehet csak felfedezni igen vékony erezéseket, melyek a terepi észlelések tanúsága szerint a kőzet megszilárdulása idején keletkezhettek (feltehetően nem utólagos folyamatok eredményei, mivel a párnák határait nem szelik át). Az ezekben található ásványparagenezis reprezentálja a hidrotermás folyamat eredményeit. Az egerbaktai lelőhelyről a vékony erekkel szabdalt párnalávákból készült zárványvizsgálatra alkalmas kétoldalán polírozott csiszolat. A kőzetben az erek elvétve jelennek meg, általában 1-3 mm vastagok, és hamar elvékonyodnak, majd eltűnnek. Ezen felül a későbbi, felülbélyegző folyamatok vizsgálatára csiszolat készült az egyértelműen másodlagos, párnalávák határait átszelő 1-3 cm vastag erezésből is. A párnaláva kihűlése során képződött vékony erek zömmel kalcittal (és kevés finomszemcsés klorittal) vannak kitöltve. Az érkitöltő kalcit általában szép víztiszta, így egészen más megjelenésű, mint a darnói-típusú kőzetekben. A szép átlátszó kalcitban nem jellemzőek a szivacsos zónák, sem a sűrű hasadási nyomvonalaktól átlátszatlan részek. Általában elég sok másodlagos, csak folyadékot és ritkán folyadék+gőzfázist tartalmazó zárványsor figyelhető meg a mintában, de elsődleges zárványok is találhatóak a mintában. Míg a szekunder zárványok esetében 2-7 μm-es mérettartományról beszélhetünk, addig a primerek esetében 5-20 μm-es ez a tartomány (l. 23. tábla 5.). Az elsődleges zárványok vagy önállóan, a behegedt repedésektől távol találhatóak meg a kalcitban (ezek általában nagyobbak, 10-20 μm-esek), vagy egyértelműen növekedési zónában lelhetőek fel (általában kisebbek, 5-15 μm-esek). Mindkét típusban állandóak a fázisarányok, a gőzfázis 15térfogat%-ot tesz ki (l. 23. tábla 6-9.). A 30 homogenizációs mérés (l. B melléklet 10.) során Th = 106 − 140°C közötti értékeket kaptam, az átlag 128°C . A krioszkópos mérések során a mért eutektikus pontok átlaga Teut = −21,63°C 74


volt, ami NaCl-víz rendszerrel modellezhető zárványfolyadékra enged következtetni. A 20 lemért olvadáspontcsökkenés érték alapján számított szalinitás 4,95-8,94 NaCl ekv. s% közötti, az átlag 6,75 NaCl ekv. s% (l. 13. ábra).

13. ábra: A fluidzárvány mikrotermometriai mérések eredménye az egerbaktai erezésben.

A másodlagos, párnalávák határait átszelő vastag erekben az érkitöltő ásvány zömmel kalcit. A csiszolatok tanúsága szerint az erekben található kalcit nem jól átlátszó, így még az igen vékony, csak 90 μm vastag preparátumokban sem lehetett érdemi mikrotermometriai vizsgálatokat végezni. A bazaltban található vékony, zömmel kalcittal kitöltött erezésben igen kevés helyen fordul elő klorit. Ez a klorit finomszemcsés, színe viszonylag sötétzöld. Ezzel szemben a kőzetben található, foltokban megjelenő kloritok mikroszkóposan más tulajdonságokkal rendelkeznek, színük világosabb, és kevésbé pleokroósak. A mikroszondás vizsgálatok tanúsága szerint e két típusú klorit eltérő összetételű (l. C melléklet). Egyenlőre az erezés kloritjából csak egy elemzés áll rendelkezésre, így az adatok csak tájékoztató jellegűnek fogadhatóak el. Az erezésben található kloritban nagyobb a Si és az Al (VI) érték, valamint kisebb az Al (IV) kationszám, mint a kőzetben megjelenő kloritban. Az erezés kloritjában jelentősen nagyobb a Ca kationszám, míg sokkal kisebb a Mg és a Fe kationszáma a kőzetben előforduló klorithoz képest. Ez az összetételbeli különbség annyira jelentős, hogy a nevezéktanban is megmutatkozik. A kőzetben előforduló klorit az összetétel tanúsága szerint brunszvigit, míg az erezésben előforduló az piknoklorit. Ezzel szemben Zane és Weiss (1998) módszerével nem látható különbség a két klorittípus között, mindegyik az 1. típus, Mg-klorit csoportba esik. A keletkezési hőmérsékleteket Zang és Fyfe (1995) módszerével becsültem, mivel ennek alkalmazási

75


feltételeinek megfelelőek az összetételi adatok. Eszerint szintén eltérés tapasztalható a két kloritban;

a

kőzetben

előforduló

ásvány

keletkezési

hőmérsékletére

170 −195°C (átlagosan 181°C ), míg az erezésben található kloritból rendelkezésre álló egy mérés 157°C -os keletkezési hőmérsékletet valószínűsít. 4.7. Reszél-tetőtől északra (völgyoldal) (Szarvaskői Egység, Magyarország) 4.7.1 Terepi kifejlődések A korábbiakban taglalt reszél-tetői feltárástól néhány száz méterrel északra, az Egerbakta-Bátor országút nyugati oldalán, a patak völgyében található ez a természetes feltárás melyben a völgyfal körülbelül 250-300 méteren át tartalmazza a lentebb tárgyalt kőzeteket. A völgyfalban (l. 24. tábla 1.) agyagpala mátrixban találhatóak meg elszórtan bazalt blokkok, melyekben néhány helyen még a párnaláva szerkezet is megfigyelhető. A blokkok mérete általában a 0,5-5 m-es mérettartományban változik. A bazalt tömör, ún. szarvaskői-típusú. Igen gyengén feltárt, több helyütt csak törmelékben található meg mind a bazalt, mind a pala. 4.7.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint 1. Zöldesszürke párnaláva A tömör, zöldesszürke bazalt (l. 24. tábla 2.) makroszkóposan a „szarvaskői-típusú bazalt”-hoz hasonló megjelenésű, azaz látszólag üdébb és durvább kristályos, mint a „darnói-típusú bazalt”, illetve vannak porfíros elegyrészek is. A kőzetet vékony, maximum 1-3mm-es vastagságú erek szelik, melyek kitöltése valószínűleg kvarc. Vékonycsiszolatban (l. 24. tábla 3-8.) jól látszik, hogy az alapanyag főleg mikrokristályos, illetve kloritos. Az alapanyagban viszonylag kevés, léces, tűs, vázkristályos plagioklász található, melyeknek mérete általában 0,17mm körül jellemző, kioltási szöge a mért adatok átlaga alapján 14o, ami alapján savanyú plagioklásznak határozható. Az üveges, mikrokristályos anyag mennyisége körülbelül 85%, míg a plagioklászé 15% az alapanyagból. Az alapanyagban porfíros elegyrészként piroxén és plagioklász fordul elő, melyek mérete átlagosan 0,5mm körül van, de előfordul néhány nagyobb, 1mm körüli szemcse is. A szemcsék félig saját- vagy sajátalakúak. A plagioklászok kioltási szögének mért átlaga 15o, ami alapján savanyú plagioklásznak határozható. A piroxének gyengén pleokroósak, 76


halványzöld-halványrózsaszín-szürkészöld szín figyelhető meg, és tulajdonságaik alapján monoklin piroxének. A kőzetben nemcsak porfíros elegyrészek, hanem „szemcseaggregátumok” is előfordulnak, melyekben az ásványok mérete hasonló a porfíros elegyrészek mérettartományához, illetve egy kicsit nagyobb is lehet azoknál. Az aggregátumok mérete jellemzően 1,7mm körül van. Ezen aggregátumokat plagioklász és piroxének építik fel, melyek szemcsemérete általában 0,2-0,6mm között van. A plagioklász léces, táblás, ikresedés látható. A piroxén gyengén pleokroós (halványzöld-halványrózsaszínszürkészöld), tulajdonságai (így 40o körüli kiolátsi szöge alapján is) feltehetően augiként azonosítható. Mindkét ásvány jellemzően féligsajátalakú. A kőzet szövete porfíros interszertális. Opak ásványok tekintetében elmondható, hogy a mintában elszórtan <0,01mm-es szabálytalan alakú kalkopirit szemcsék figyelhetőek meg, valamint ennél kevesebb, hasonló méretű hematit is van a kőzetben. A kőzetben előfordul olyan ér is, melyben klorit és üveg a legjellemzőbb kitöltés. Az üvegben plagioklász és piroxén is megjelenik, melyek maximálismérete eléri az 1-2mm-t is. 4.7.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzői A völgyoldalban található kis számú mintában a fluid-kőzet kölcsönhatás eredményei nem fedezhetőek fel, erezések, hólyagüregek nem jellemzőek. 4.8. A vizsgált szubmarin bazalt vulkanitok geokémiai jellemzői Geokémiai vizsgálatra igyekeztem minden magyarországi és dinári lelőhelyről a lehetőségekhez képest üde, és hólyagüregektől, erektől mentes, minél üvegesebb jellegű kőzetmintát kiválogatni. Az eddig taglalt lelőhelyeken túl három mintát a biztosan szarvaskői-típusúnak mondható, Szarvaskőnél előforduló bazaltból is (összehasonlítás céljából) megvizsgáltunk. A gondos mintaválogatás ellenére a kőzetek mai összetételét igen sok utólagos folyamat befolyásolhatta, így az eredmények (l. D melléklet) kiértékelését kellő meggondolással kell elvégezni. 4.8.1. Főelemgeokémia A SiO2 tartalom minden triász bazaltban (így a magyarországi, horvátországi minták esetében is) egységesen 45% körül van, míg a jura példányokban a mért érték valamivel

77


nagyobb, 51-54% körül van. Nem igaz azonban ez a Szarvaskőről származó bazaltokra, ott ugyanis a mért érték 46,7-49,4% között van. Az óceánközépi hátságokban jellemző 47-51% közötti értéknél (Wilson, 1989) a triász bazaltok valamivel alacsonyabb, a jura kőzetek valamivel magasabb értéket mutatnak, míg a szarvaskői jura bazaltok megfelelnek annak. Ezzel szemben az ívmögötti medence bazaltjaiban 49-54% közötti SiO2-tartalom a jellemző (Wilson, 1989), amely határok közé az egerbakta környéki jura bazaltok beférnek, míg a szarvaskői példányok az alsó határa körül mozognak, vagy kevesebbet mutatnak. Lévén a Si nem jellemzően mobilis, a magyarázatot máshol kell keresni. Józsa (1999) szerint az egyéb elemtartalmakban mért kiugróan magas értékek miatt lehet alacsonyabb a SiO2 tartalom, míg Kubovics (1984) szerint a kezdeti erősebb átalakulás, vagy a mállás előrehaladottabb állapota okozhatja a különbséget. Megemlítendő, hogy a Kubovics (1984) által megfigyelt trend, vagyis a SiO2 csökkenéssel a TiO2 növekedését nem tapasztaltam A kőzetek Al2O3 tartalma nem mozog együtt a SiO2-tartalommal, mivel míg a NagyRézoldal, és Reszél-tető esetében 12-13%, addig az egerbakta környéki és a szarvaskői jura bazaltok esetében egységesen 14%-17% körüli, a hruškoveci és a mély-völgyi minták esetében 15% körüli ez az érték. A vastartalommal kapcsolatban elmondható, hogy mállás, illetve egyéb utólagos folyamatok (pl. oxidatív környezetbe kerülés) hatására az oxidációs szám megváltozik; míg a vas kétvegyértékű formájában többnyire mobilis, addig három vegyértékkel többnyire nem az. A mintákon több helyütt az utólagos limonitosodás megfigyelhető, de a preparátumok elkészítésekor igyekeztem e részeket elkerülni, illetve a limonitos kérgeket eltávolítani. A kapott értékek között egy van, amely kiugrik a többi közül; a reszél-tetői mintában csak 6% körüli a Fe2O3 érték, míg az összes többi mintában egységesen 8-9% körüli a mennyisége, míg a szarvaskői bazaltban 11-12% jellemző. Az értékek az óceánfenéki bazaltra jellemzőeknek felelnek meg (Wilson, 1989). A CaO mennyisége a triász, valamint a szarvaskői bazaltok esetében változékonyabb, 7-13%, míg az egerbakta környéki jura kőzetekben egységesen 7,6-7,7% között van. Elsősorban az utóbbi értékek egy átlagos üde óceáni bázisos vulkanitnál alacsonyabbak, ami a tengeralatti hidrotermás folyamatok hatását tükrözi, mint azt Józsa (1999) is kimutatta. A néhány magasabb érték (10-13%) azonban a hidrotermás folyamatok hatására bekövetkező kalcitosodás eredménye lehet, ami több kőzetben is megfigyelhető volt.

78


Az MgO mennyisége a mintákban igazán változékony, 3,53-8,69 % közötti. A Mg utólagos folyamatok hatására jellemzően nem mobilis, így a változékonyság okát máshol kell keresni. Egy részről lehet szó relatív csökkenésről/növekedésről, ha a többi főelem mennyisége változik, más részről felvethető Józsa (1999) magyarázata, aki a triász bazaltok alacsony MgO tartalmát az olivin elkülönüléssel okolja. Jómagam egy mintában, a mély-völgyiben találam olivint, melynek MgO értéke közepes, 5,71%. A Na2O mennyisége az egerbakta környéki jura mintákban egységesen 5% körül van, a szarvaskői bazaltokban 3% körül van, míg a triász bazaltokban egy kivétellel (Reszéltető, 5% körül) 3% körüli értékekről beszélhetünk. Ez valamivel meghaladja az óceánfenéki bazaltokban mérhető átlagos 2-2,8%-os értéket, ám fontos megemlíteni, hogy a nátrium nagyon érzékeny a különböző utólagos folyamatokra, így óceánaljzati hidrotermás folyamatokat és metaszomatózist elszenvedett kőzeteknél ez a magas érték jellemző (Józsa, 1999). Ezt támasztja alá Harangi et al. (1996) is, aki a magas Na2O értéket tengeraljzati, utólagos folyamatokkal magyarázza. Ezzel összhangban van az, hogy a bazalt kőzetalkotó plagioklászait rendszeresen intermedier-savanyú összetételűnek találtam a különböző lelőhelyeken. A K2O mennyisége a triász, valamint a szarvaskői jura kőzetekben 0,1-0,2% között van, míg a jura bazaltokban 0,01-0,03% az értékük. Utóbbi az óceánaljzati bázisos kőzetekhez képest elég alacsony érték, magyarázata lehet az, hogy a nátriumhoz hasonlóan a kálium is igen érzékenyen reagál utólagos folyamatokra. A Cr2O3 tartalom esetében elmondható, hogy a jura bazaltok esetén 0,02-0,04% körüli értéket kaptunk, míg a triász bazaltok esetén valamivel több, 0,04-0,1% közötti mennyiséget jeleztek a vizsgálatok. A Cr alapvetően nem mobilis elem, így az adat feltehetően az eredeti állapotot tükrözi. A TiO2 tartalom nem mutat túl nagy változékonyságot. Az egerbakta környéki bazaltokban egyértelműen 0,8% körüli érték a megfigyelhető, a szarvaskői bazaltokban 1,29-1,66% jellemző, míg a többi mintában 0,87-1,77% között változnak az adatok. A legmagasabb mért érték Nagy-Rézoldalról, a legalacsonyabb Reszél-tetőről származik. A kapott értékek nagyjából megfelelnek az átlagos óceánközépi hátság bazaltok titántartalmának (1,1-1,6%). A titán alapvetően immobilisnek mondható ilyen körülmények között (Karamata et al., 2000), mennyisége a tengeralatti hidrotermás folyamatokkal maximum enyhén növekedhetne (a vastartalommal együtt; Józsa, 1999). Az MnO mennyisége a mintákban kis változékonyságot mutat, 0,13-0,69% között változik. Az egerbakta környéki jura bazaltokban 0,14% körüli értékeket kaptunk, míg a 79


triász, illetve a szarvaskői jura kőzetek esetében van némi változékonyság, a legalacsonyabb érték a hruškoveci, a legmagasabb a mély-völgyi és az egyik szarvaskői bazalt esetében tapasztalható. Az óceánfenéki bazaltokra jellemző 0,16-0,2% értéknél (Wilson, 1989) tehát akár sokkal nagyobb értékeket is kapunk, ám a Józsa (1999) által megfigyelt vassal együtt való változási trend esetünkben nem igazolható. Tekintve, hogy a mangán természetes körülmények között kétvegyértékű állapotban van jelen a környezetben, és úgy mobilis elemnek tekinthető, a mennyiségét a különféle utólagos hatások befolyásolhatták. A mintákban a P2O5 mennyisége némi változékonyságot mutat, 0,04-0,3% között mozog. Az egerbakta környéki jura bazaltokban 0,04-0,07% közötti értékek adódtak, a szarvaskői bazatlokban 0,15% körüli értékek jellemzőek, míg a triász kőzetminták között a magasabb értékeket Nagy-Rézoldalból, Mély-völgyből és Hruškovecből kaptuk, de reszél-tetői minta esetén az egerbaktai jura bazaltokhoz hasonló értékek adódtak. Ezek az adatok körülbelül megfelelnek az óceánfenéki bazaltok átlagos 0,09-0,22%-os P2O5 tartalmának (Wilson 1989), de annál némileg szélesebb tartományban mozognak. A Józsa (1999) által megfigyelt korrelációt a foszfor- és az alumíniumtartalom között nem tapasztaltam. Az izzítási veszteség mennyisége a mintákban igen változékony, ám mindent összevetve elég magas. A horvátországi és a boszniai minták esetében 5-6% körül van, a magyarországi triász vulkanitok esetében a legmagasabb, 8,5-12% közötti értékek a jellemzőek, míg az egerbakta környéki, illetve a szarvaskő környéki jura bazaltok közül kettő esetében a legalacsonyabbak ezen értékek, ott csak 3% körül jellemzőek. Fentiek alapján jól látható, hogy a geokémiai adatokon alapuló petrokémiaipetrogenetikai értékeléshez lehetőleg olyan adatokat, adatpárokat érdemes választani, amelyekben az immobilis elemek szerepelnek elsősorban, ellenkező esetben nagy odafigyeléssel kell kezelni a kapott eredményeket. Igyekeztem tehát olyan adatelemzési módszert alkalmazni, melyben elsősorban a Si, Al, Mg, Cr, Ti oxidjait használjuk fel. A főelemgeokémiai vizsgálatok eredményeiből elkészítettem egy TAS diagramot (Le Bas et al. 1986) (l. 14. a ábra). A két egerbaktai minta (melyek bazaltos andezit mezőbe esnek, a bazaltos trachiandezit határához közel), az egyik reszél-tetői (mely trachibazalt) valamint a másik reszél-tetői és a Reszél-tetőtől északra, völgyoldali bazalt (melyek a bazaltos trachiandezit, előbbi még bázisos, utóbbi intermedier) kivételével mindegyik minta a bazalt mezejébe esik. Fontos megemlíteni azonban, hogy ez a diagram az erősen

80


mobilis Na és K mennyiségét is felhasználja, így a kapott eredmény némi fenntartással kezelendő. Elkészítettem

a

Jensen

(1976)

féle

FeT+Ti-Al-Mg

klasszifikációs

háromszögdiagramot is (l. 14. b ábra), amely szerint a reszél-tetői kőzet az andezit és a bazalt határán, a mély-völgyi és a Reszél-tetőtől északra, völgyoldali kőzet egyértelműen a bazalt mezejében, míg a többi kőzet a magas Mg-tholeiites bazalt mezejében található. Ez a diagram valamivel szerencsésebb választás az előzőnél, lévén a felsorolt elemek közül egyedül a Fe számít mobilisnak. Csak inmobilis fő- és nyomelemeket használva elkészítettem a Winchester és Floyd (1977)-féle klasszifikációs diagramokat is (l. 14. c-d ábrák). A Zr/TiO2-Nb/Y diagram alapján a nagy-rézoldali és a mély-völgyi minták az alkáli bazaltok mezejébe, a Reszéltetőtől északra kibukkanó völgyoldali bazalt, valamint egyes szarvaskői minták az andezit mezejébe, az összes többi minta az andezit/bazalt átmeneti mezejébe esik. Az eredmény viszonylag jó egyezést mutat Karamata et al. (2000) adataival, aki elemzési eredményeit ugyanilyen diagramon elhelyezve megállapította, hogy a vareši minták részben az andezit/bazalt átmeneti mezőbe, részben a szubalkáli/alkáli bazalt határmezejére esnek. A másik diagramon a Zr/TiO2-SiO2 egymáshoz való viszonyát ábrázoltam. Eszerint a két egerbaktai (tehát a völgyoldalit nem ideszámítva) minták elkülönülve a triász bazaltoktól az andezit mezejébe esnek (közel a szubalkáli bazalt határához), a triász, valamint a többi jura bazaltok nagyjából egy csoportban helyezkednek el; a mély-völgyi kőzet az alkáli bazalt határánál, de épp a bazanit/trachit/nefelinit mezejébe esik, míg a többi minta az alkáli bazaltokhoz sorolható. A főelem-geokémiai adatok alapján tehát jól látszik, hogy a kőzeteket igen jelentős utólagos hatások érték. Megállapítható, hogy a jura (beleértve a szarvaskői, és az egerbakta környéki –így a völgyoldali- kőzeteket is) kőzetek némely diagramokon (Winchester és Floyd, 1977) elkülönülnek a triász kőzetektől, az andezit, illetve az andezit-bazalt átmeneti mezőiben csoportosulnak. Ugyanakkor más megközelítésben ezek is a triász kőzetekkel együtt jelennek meg (bazalt, tholeiites bazalt). 4.8.3. Nyomelem- és ritkaföldfém geokémia A nagy ionsugarú, kis iontöltésű nyomelemek (így a K, Rb, Sr, Cs, Ba, sőt, hasonló tulajdonságai miatt a Pb is ide sorolható) alapvetően inkompatibilisen viselkednek (eltekintve a Sr-tól), vagyis a nagy ionsugár miatt nehezen lépnek be az ásványfázisokba. Ebből következik, hogy a maradék magmában dúsulnak. Viszont a kimerült köpenyből az

81


14. ábra: Különféle kőzet klasszifikációs diagramok

a,

a, A minták főelemgeokémiai elemzéséből elkészített TAS diagram (Le Bas et al. 1986). b, Jensen (1976)-féle FeT+Ti-Al-Mg kőzetklasszifikációs háromszögdiagram c-d, Winchester és Floyd (1977) kőzetklasszifikációs diagramjai különféle immobilis fő- és nyomelemek felhasználásával. Jelmagyarázat: b,

Egerbakta, bazalt Reszél-tetőtől É-ra, bazalt Szarvaskő Reszél-tető, bazalt Mély-völgy, bazalt Nagy-Rézoldal, bazalt Hruškovec, bazalt Vareš

c,

d,

82


inkompatibilis nyomelemek is eltávozhatnak, és a MORB-ok ezt az eloszlást leképezhetik, mivel ott igen nagy mértékű a parciális olvadás. Fontos azonban megjegyezni, hogy ezek az elemek általában igen érzékenyek a tenger alatti hidrotermás és egyéb másodlagos folyamatokra, lévén vizes közegben jellemzően mobilisak (mivel az ionpotenciál kicsi), így az adatokat kellő óvatosággal kell kezelni esetünkben. A nagy térerejű nyomelemekre nagy iontöltés (4+ vagy 5+), illetve kis ionsugár jellezmő, vagyis nagy az ionpotenciáljuk. A nagy töltés miatt inkompatibilisek, valamint vizes közegben immobilisek is. Ide tartoznak a Nb, Hf, Ta, Zr, valamint részben az U és Th is idesorolható. Ezek az elemek jól használhatók különböző geotektonikai pozíciókban képződött bazaltok elkülönítésére. Az átmeneti fémek első sorozatába tartozó elemekre (pl. Cr, Co, Ni, Cu, Zn) nagy elektronegativitás jellemző, tehát kovalens kötéseket hoznak létre. Nagy sűrűség, magas olvadáspont, különböző iontöltés jellemző rájuk, így az eloszlásukat az oxidációs viszonyok is befolyásolják. Bazaltos rendszerben a felsoroltak közül Cr, Co, Ni kompatibilisként viselkedik: a Co és a Ni az olivinben, a Cr az augitban koncentrálódik. Éppen ezért Józsa (1999) szerint jó indikátorai lehetnek a petrogenetikai folyamatoknak, viszont érdemes megjegyezni, hogy pont ezen ásványok (amikben a fenti elemek dúsulnak) reagálnak a legérzékenyebben a hidrotermás kőzetátalakulásra. A kapott

eredményekből elkészítettem az óceánközépi hátság

bazaltjának

összetételére (MORB) normált „spider” diagramot (Pearce, 1983) (l. 15. ábra). Az ábrán jól látszik, hogy a nagy ionsugarú, kis iontöltésű nyomelemek (LILE) igen nagy változékonyságot mutatnak, míg utána a diagram lefutása viszonylag simának mondható. Ez azzal magyarázható, hogy ezen nyomelemek a leginkább mobilisak, tehát az utólagos folyamatok jelentősen befolyásolhatták a kapott értékeket. Megfigyelhető, hogy az egerbakta-környéki

minták

(néhány

elemtől

eltekintve)

enyhén

szegényebbek

nyomelemekben (ha a LILE utáni részét tekintjük a diagramnak) a MORB-okhoz képest, míg a szarvaskői bazaltok körülbelül a MORB-oknak megfelelő értékeket adják. Ezzel szemben a triász bazaltok inkább a MORB-hoz képest enyhén gazdagabbak nyomelemekben, vagy értékük körülbelül megegyezik azzal (azaz a diagramon 1 körül mozognak). Eszerint a szarvaskői és az egerbakta környéki bazaltok a referenciaterületek adataival összehasonlítva a N-MORB-okhoz állnak közelebb, de az ívmögötti bazaltokra és tholeiitekre is hasonlítanak (MORB-hoz képest csökkent nyomelemtartalom és viszonylag egyenes lefutás a LILE után, kis mértékben pozitív irányban kiugró Ce, és negatív irányban kiugró Nb érték; Wilson, 1989) , míg a darnói és a többi triász bazaltok 83


az izlandi kvarctholeiitek eredményeihez hasonlítanak. Sőt, két darnói minta, így a mélyvölgyi és a nagy-rézoldali esetében az eredmények az E-MORB-okhoz állnak közelebb. Ehhez hasonló következtetésre jutott Harangi et al. (1996) is, vagyis a LILE jelentősebb változékonysága mellett viszonylag sima lefutású diagramot kapott. Ugyanilyen adatokat kapott Józsa (1999) is, aki csakúgy, mint Harangi et al. (1996) szerint az eredmények az izlandi kvarc-tholeiitekre jellemző sávba esnek. A Harangi et al. (1996) által vizsgált szarvaskői-típusú példányok nem mutatják azt a nyomelemekben való enyhe elszegényedést a MORB-hoz képest, mint amit én tapasztaltam, sőt, a minták inkább enyhe dúsulást igazoltak, így ő ezen kőzeteket is az izlandi kvarc-tholeiitek mezejébe sorolhatónak találta. A ritkaföldfémek és rokon elemek, vagyis a lantanidák és az aktinidák közül az U és a Th (azért ide is sorolhatók, mert tulajdonságaik hasonlóak a ritkaföldfémekhez, illetve részben a nagy térerejű nyomelemekhez), illetve néhány egyéb csoport kis elektronegativitással jellemezhetőek. Ebből következően alapvetően ionos kötést létesítenek, de vízben mégis általában immobilisek, mivel az ionpotenciáljuk viszont nagy (3+, kivéve Eu, mert ott 2+). A nagy ionsugár miatt inkompatibilisek, de La-tól Luig csökken, mert így csökken az ionsugár is. A ritkaföldfém geokémiai mérések eredményeiből elkészítettem a kondritra normált „spider” diagramot (Boynton, 1984) (l. 16. ábra). Harangi et al. (1996)-hoz és Józsa (1999)-hez hasonlóan a legtöbb adat a tízszeres kondrit vonalához viszonylag közel esik, megközelítőleg egyenletes eloszlást mutat, és Harangi et al. (1996)-hoz hasonlóan nem mutatható ki jelentős különbség a szarvaskői-típusú és a triász bazaltok között, eltekintve attól, hogy három minta, a mély-völgyi, a nagy-rézoldali és a hruškoveci kőzet esetében a La-tól a Nd-ig feldúsulás figyelhető meg (de a többi triász kőzetben is e feldúsulás enyhén követhető) , amit a bazaltokban sem Harangi et al. (1996), sem Józsa (1999) nem tapasztalt. A nagy-rézoldalival és a mély-völgyivel körülbelül párhuzamos a lefutása a reszél-tetői eredményeknek, de nincs ilyen mértékű gazdagodás a diagram első felében, a La-tól a Nd-ig. Ez a magyarországi triász kőzetek esetében megfigyelhető közel párhuzamos lefutás a kőzetek kogenetikus voltára enged következtetni. Egyáltalán semmilyen kiugró eredmény nem figyelhető meg az egerbaktai és a szarvaskői minták esetében az adatok megközelítőleg párhuzamosan futnak. Fentiek alapján megállapítható, hogy a referenciaterületek közül a La-Nd-ig feldúsulást mutató minták feltehetően leginkább az E-MORB-ok mezejébe, a többi kőzet körülbelül a N-MORB-ok/ívmögötti medencék mezejébe sorolható. Ez utóbbiak egyaránt 84


a,

b,

Jelmagyarázat: Egerbakta, bazalt Reszél-tetőtől É-ra, bazalt Szarvaskő

15. ábra: Spider diagramok; a nyomelemek MORB-ra normált értékei (Pearce, 1983) a, A triász kőzetek elemzései b, A jura kőzetek elemzései

Reszél-tető, bazalt Mély-völgy, bazalt Nagy-Rézoldal, bazalt 85


Hruškovec, bazalt Vareš,bazalt

a,

b,

Jelmagyarázat: 16. ábra: Spider diagramok; a ritkaföldfémek kondritra normált értékei (Boynton, 1984) a, A triász kőzetek elemzései b, A jura kőzetek elemzései

Egerbakta, bazalt Reszél-tetőtől É-ra, bazalt Szarvaskő Reszél-tető, bazalt Mély-völgy, bazalt Nagy-Rézoldal, bazalt 86


Hruškovec, bazalt Vareš,bazalt

viszonylag egyenes lefutást adnak, igen hasonló tartományban mozognak, vagyis a NMORB-ok körülbelül 10-szeres, vagy kisebb kondrit értékeket adnak, míg az ívmögötti bazaltok 6-30-szoros kondrit értéket adnak (Wilson 1989). A platina csoport elemeire és a nemesfémekre változatos iontöltés és kis ionsugár jellemző. Általában elmondható, hogy az iridium-csoport tagjai kompatibilisek, a palládium-csoport tagjai inkompatibilisek. Általában kis koncentrációkban vannak jelen ezen elemek. Egyenlőre az Au, Pt és Pd elemzések eredményei állnak rendelkezésre összesen 5, egy egerbaktai, két szarvaskői, egy hruškoveci és egy reszél-tetői mintából. Megállapítható, hogy a jura kőzetekben az egyik szarvaskői és az egerbaktai minta tartalmaz kimutatható mennyiségben (0,001ppm) Pd-ot, míg a Pt és Au egyikben sem kimutatható. Ezzel szemben a triász kőzetekben 0,002 ppm Pd és 0,001 ppm Au is előfordul (l. 1. táblázat). Au

Pt

Pd

Egerbakta Reszéltető

<0.001

<0.005

0,001

0,001

<0.005

0,002

Hruskovec

0,001

<0.005

0,002

Szarvaskő

<0.001

<0.005

0,001

Szarvaskő

<0.001

<0.005

<0.001

1. táblázat: Az Au, Pt és Pd elemzések eredményei. Mivel jelen kőzetek komoly utólagos hatásoknak voltak kitéve, érdemes lehetőleg a Karamata et al. (2000) által is javasolt immobilis elemeket figyelembe venni az adatok kiértékelése során. Így az inkompatibilis elemek közül például a Nb, Y, Zr, Ti-re, míg a kompatibilis elemek közül a Co, Cr, Ni-ra próbáltam alapozni a főbb következtetések levonását. A Pearce és Norry (1979)-féle Zr-Zr/Y diagramon (l. 17. a ábra) jól látható, hogy az egerbakta környéki minták valamennyire elkülönülnek a triász bazaltoktól. Előbbiek ugyanis a MORB mezejébe esnek, míg a többi minta a lemezen belüli bazaltokéba. A két reszél-tetői minta egyik mezőbe sem esik bele, de a lemezen belüli bazaltok mezejéhez esnek közel. Ehhez nagyon hasonló eredményt kapott Karamata et al. (2000) is, aki a mért értékeket szintén ilyen diagramban ábrázolta, és a vareši minták legvalószínűbb keletkezési helyéül a lemezen belüli elhelyezkedést jelöli meg. Józsa (1999) a darnói bazaltok eredményeit elhelyezte ilyen diagramban is, és esetében szintén a lemezen belüli bazalt jelleg dominanciája volt megfigyelhető. A Meschede (1986)-féle 2xNb-Zr/4-Y háromszögdiagram (l. 17. b ábra) alapján megállapítható, hogy a mély-völgyi és a nagy-rézoldali bazalt a lemezen belüli 87


bazaltok/tholeiitek, egy reszél-tetői, két szarvaskői, a vareši és a hruškoveci kőzet a lemezen belüli tholeiitek/vulkáni ív bazalt, míg az egerbaktai minták, egy reszél-tetői és egy szarvaskői kőzet egyértelműen az vulkáni ív bazalt/N-MORB-ok mezejébe esnek. Karamata et al. (2000) vizsgálatainál, az eredményeket ugyanilyen diagramon ábrázolva a legtöbb minta a lemezen belüli tholeiitek/vulkáni ív bazalt, illetve néhány minta az EMORB-ok mezejébe estek. Wood (1980) Hf/3-Th-Nb/16 diszkriminációs diagramja (l. 17. c ábra) szerint mindhárom egerbakta környéki minta a szigetív tholeiitek, a reszél-tetői és a hruškoveci minták az N-MORB, a nagy-rézoldali kőzet az E-MORB-lemezen belüli tholeiitek, a mély-völgyi minta pedig az alkáli, lemezen belüli bazaltok mezejébe esik. A szarvaskői bazaltok elkülönült csoportot alkotva az N-MORBOK és a szigetív bazaltok határán, a vareši minták pedig a mészalkáli bazaltok mezejében jelennek meg. Gyakorlatilag ezzel teljesen megegyező adatot ad Wood (1980) Zr/117-Th-Nb/16 háromszögdiagramja (l. 17. d ábra) is. A Józsa (1999) által vizsgált darnói minták adatait a szerző ugyanilyen diagramban is feltüntette, mely szerint a kőzetek az N-MORB és az E-MORB-lemezen belüli tholeiitek mezejébe esnek. Érdemes megjegyezni, hogy a Harangi et al. (1996) által elkészített Hf/3-Th-Ta diszkriminációs diagramon (Wood, 1980) a szarvaskői minták egyértelműen az E-MORB-lemezen belüli tholeiitek mezejébe estek, míg a darnói bazaltok részben az E-MORB-lemezen belüli tholeiitek, részben az N-MORB mezejébe estek. A nyomelem geokémiai vizsgálatok eredményeit összefoglalva tehát megállapítható, hogy a triász bazaltok eredetéül leginkább a lemezen belüli magmatizmus jelölhető meg, tehát jogosan feltételezhető az előrehaladott riftesedési zónából való a származásuk, bár a gazdagodott óceánközépi hátság bazalt jelleg is megjelenik. Ezzel szemben a jura (szarvaskői és egerbakta környéki) bazaltok esetében a szigetív mögötti, illetve MORB jelleg dominál, tehát elkülönülnek a triász korú kőzetektől. Az is megállapítható azonban, hogy az egerbakta környéki bazaltok, melyek megjelenésükben a „szarvaskői típusúakhoz” hasonlóak, több esetben feltűnően elkülönülnek a szarvaskői kőzetektől.

88


17. ábra: Különféle diagramok az egykori geotektonikai pozíció meghatározására

a,

a, A Pearce és Norry (1979)-féle Zr-Zr/Y diagram. b, A Meschede (1986)féle diszkriminációs háromszögdiagram (AI-II: lemezen belüli alkáli bazaltok; AII-C: lemezen belüli tholeiitek; B: EMORB; D: NMORB; C-D: vulkáni ív bazalt) c-d, Wood (1980) diagramjai az eredeti tektonikai helyzet meghatározására.

b,

Jelmagyarázat: Egerbakta, bazalt Reszél-tetőtől É-ra, bazalt Szarvaskő Reszél-tető, bazalt Mély-völgy, bazalt Nagy-Rézoldal, bazalt Hruškovec, bazalt Vareš c,

d,

89


5. Az eredmények értékelése, az egyes területek összehasonlítása 5.1. Hruškovec A bazaltos kriptodóm és fácieseinek hruškoveci megismerése azért volt fontos, mert ott a teljes vulkáni és hidrotermás rendszer jól rekonstruálható, tehát az egyes fáciesek jól elkülöníthetőek, és ezen felül a térbeli helyzetük is ismert. Ezzel szemben a magyarországi lelőhelyek esetében csak a szubmarin vulkáni centrumok egyes részleteit találjuk meg, ráadásul erősen tektonizált zónákban, akár a Mónosbéli Formációcsoportba beágyazott blokkokként is. Így a hruškoveci előfordulás pontos ismerete mindenképpen fontos abból a szempontból, hogy a magyarországi kifejlődések vulkanológiai, kőzettani és hidrotermás fáciesét helyesen tudjuk értékelni. A Hruškovecben megismert vulkáni és hidrotermás rendszer kb. 2-300 m széles, és 6 fácies különíthető el benne (l. 2. ábra). Így található ott 1) összefüggő párnaláva, 2) tömött párnaláva 3) „In situ” hialoklasztit, 4) izolált párnaláva breccsa, 5) párnaláva darabos breccsa és 6) peperites hialoklasztit (Borojević et al., 2000). •

Az összefüggő párnaláva gyakorlatilag üde bazalt, mivel nem történt kontaktus a tengervízzel. Ez a zóna a lávadóm legbelső, fő tápláló zónája. Párnaláváról nem, csak pszeudo-párnalávákról beszélhetünk itt, hiszen nem fordul elő hűlési szegély.

•

A tömött párnaláva a vízbe érkező részt reprezentálja, jól megfigyelhető a hűlési szegély (erősen üveges), és bizonyos esetekben a lávanyelvek közepén elhelyezkedő folyási csatorna is. Ezeken felül a kőzet lehet hólyagüreges és cikk-cakkszerűen lefutó erezésekkel szabdalt. Ez utóbbi erezések a párnalávák határait nem szelik, kialakulásuk közvetlenül a kőzet hűléséhez köthető. o A „zebra”-szövetű párnaláva ott jelenik meg a tömött párnaláván belül, ahol a láva kristályosodása során a megszilárdult kéregből ciklikusan olvadékanyag távozik és így horizontális elnyúlt üregek sorozata képződik egymás alatt. Ez akkor fordulhat elő, ha a láva nem konszolidált iszapba érkezik és így az olvadék oldalasan kifolyhat a megszilárduló kéreg alól. Ebből tehát az adódik, hogy ez a képződmény geopetális szerkezet.

•

Az in situ hialoklasztit breccsa mindenképpen proximális fácies, amit a fragmentumok cikk-cakk („jigsaw”) szövete is bizonyít (a fragmentumok helyben darabolódtak fel, tehát nem kerültek egymástól távol).

90


•

A párnaláva darabos breccsa a központi részhez közelebb esik, a mátrix mennyisége kicsi, sok bazalttörmeléket tartalmaz.

•

Az izolált párnaláva breccsa disztális fácies, melyben az üveges, ill. hidrotermás ásványokból álló alapanyag finomszemcsés.

•

A peperites hialoklasztit esetében a láva durvább szemcsés, konszolidálatlan, meszes üledékbe érkezett, így feldarabolódott (autobreccsásodás). A fluidzárványvizsgálatok során Borojević (Zágrábi Egyetem, szóbeli közlése, 2006).

azt találta, hogy a hólyagüreges és „zebra” jellegű kiválásokban általában maximum 150oC-os hőmérséklet, és alacsonyabb, a tengervizet közelítő, vagy tengervíz értékkel jellemezhető szalinitásértékek a jellemző. Az akár 250oC-ot is közelítő hőmérsékleteket és nagy szalinitásértékeket (maximum 23 NaCl ekv. s% -os) a fluidumok felforrására utaló jelenségekkel a képződményeket utólagosan szelő hidrotermás érhálózatokban, valamint a lávadóm központi zónájából származó minták esetében azonosították (Borojević et al., 2000). 5.2. Vareš-Smreka A vareš-smrekai lelőhelyen a peperites fácies különböző típusai voltak felismerhetők. A vörös mésziszappal hólyagüreges, vagy cikk-cakk eres bazalt keveredik, és ezen erekbe is behúzódik a mészkő, nemcsak a párnalávadarabok között figyelhető meg. Ezeken felül a párnalávák között hialoklasztit breccsa is megjelenik, melyben szintén előfordulhatnak vörös mészkő klasztok is. A vareši előfordulást petrogenetikai szempontból Karamata et al. (2000) részletesen feldolgozta, és a magyarországi peperites bazalt kifejlődésekhez való összehasonlítás további támpontul szolgálhat a darnói (és részben a szarvaskői) mezozoós szubmarin vulkanizmus és kapcsolódó hidrotermás események jobb megértéséhez. A gyors hűlés jelei mindenütt szembetűnőek. A bazaltban megjelenő gyakran vázkristályos plagioklász, a bizonyos mértékben üveges, mikrokristályos alapanyag mind ezt támasztják alá. Ezt erősítik meg a folyadékzárvány mikrotermometriai mérések is. A méréseket ugyanis a hólyagüreges bazalt üregkitöltő ásványain, a cikk-cakk eres bazalt erezéskitöltő ásványain, valamint a felbreccsásodott bazalt kitöltő kalcitjain végeztem. Ezen hidrotermás ásványok képződése szoros kapcsolatban van a tengervízbe érkező láva és a tengervíz közötti kölcsönhatással, így e folyamatokra következtethetünk vizsgálatukkal.

91


Mivel az itt kapott homogenizációs hőmérsékletek átlaga 100°C , így mindenképpen gyors hűlésről beszélhetünk. A homogenizációs hőmérsékletek az ásványképződés hőmérsékletét csak akkor reprezentálják, ha a zárványok befogódása viszonylag alacsony nyomáson, a zárvány sóoldatának folyadék-göz (buborékpont) görbéje mentén történt. Erre utaló szöveti bélyegeket nem találtunk mintáinkban, illetve a földtani környezet is kizárja azt, hogy ilyen, relatíve alacsony (10-15 bar) nyomáson ment volna végbe a tengervíz és a hűlő bazaltolvadék kölcsönhatása. A homogenizációs hőmérsékletek ún. nyomáskorrekcióját tehát mindenképpen el kell végeznünk annak érdekében, hogy a folyamatok hőmérsékleti viszonyairól helyes képet alkothassunk. Mivel a peperites fáciesekben mikrites mészkő található, ezért bár mindenképpen mélyvízi körülményeket sejttetnek az eddigi információk, a folyamat vízmélységét nem tehetjük a CCD (kalcit kompenzációs szint) alá. Ennek értéke a mai óceánokban 3,5-5 km között van. Tudvalevő, hogy a CCD helyzete térben és időben változó, így a mai óceánokban is eltérő értékeket kapunk (ezért a nagy szórás). A DSDP eredmények alapján a juráig ismert a CCD helyzete, és a jurában mindhárom óceánban 3,5-4 km mélyen volt (Van Andel, 1975). Balla et al. (1980), a vízmélységet a magyarországi, hasonló kifejlődésű területeken 4-4,5 km-nek becsüli. Ez tehát a feltételezhető legnagyobb tengervízmélység. Szerencsére azonban ennél pontosabb adatot is kaphatunk. A hólyagüregek kloritján elvégzett mikroszondás elemzések eredményei alapján átlagosan 114°C -os keletkezési hőmérsékletet kaptunk. Ha ennél az értéknél elmetsszük a fluidzárványok mikrotermometriai adatai alapján számított átlagos zárványizochort, akkor a zárványok csapdázódásakor ható nyomásértéket megkaphatjuk, azaz az egykori tengervízmélységről pontosabb adatot kaphatunk. Az eredmények az elsődleges zárványok befogódására 1,4 MPa nyomást adnak, azaz megállapítható, hogy körülbelül 1,4 km vízmélységben mentek végbe a hidrotermás folyamatok. Ha ennek megfelelően az erezett

bazaltokon

végzett

mérések

esetében

is

elvégezzük

az

elsődleges

folyadékzárványok homogenizációs hőmérsékletére vonatkozó nyomáskorrekciót, akkor megállapíthatjuk, hogy az erezések 110°C körüli hőmérsékleten alakultak ki (l. 18. ábra). A szalinitásértékek sem térnek el sokban egymástól. Az erezések esetében az átlag 4,2 NaCl ekv. s%, míg a hólyagüregek esetében 3,86 NaCl ekv. s%. Az értékek viszonylag közel esnek a tengervíz szalinitásához, az enyhén megnövekedett értéket a fluid-kőzet kölcsönhatással magyarázhatjuk. A folyamat során a másodlagos, víztartalmú ásványok keletkezésével nőhet a szalinitás a zárt, vagy majdnem zárt rendszerekben 92


(Nehlig, 1991). Ez azt jelenti, hogy a fluidum H2 O-t „ad le” a kőzetnek, míg a klorid a fluidumban marad, tehát lokálisan magasabb lehet a szalinitás, mint a tengervízé. E zárt rendszerű reakció a bazaltnyelveken belüli repedésekben, illetve a hólyagüregekben valószínűsíthető kicsi víz/kőzet arány mellett jól magyarázza a kissé megemelkedett szalinitás értékeket. 5.3. Mély-völgy A mély-völgyi lelőhelyen feltárt tömött illeszkedésű párnaláva fácies hólyagüreges bazaltja ott alakulhatott ki, ahol a láva a nem konszolidált, és főképp nedves környezetbe érkezett. Az oxidatív viszonyokat a minta vörös színe, és a viszonylag nagy mennyiségű hintett, szórt hematit megjelenése is alátámasztja. A gyors hűlést több minden is bizonyítja, így a petrográfiai csiszolatokban látható erősen üveges alapanyag, illetve a gyakran vázkristályos, sugarasan elhelyezkedő plagioklászlécek is, melyeket szintén üveg tölt ki. Ugyanez volt jellemző a hruškoveci hasonló fáciesű mintáknál is. A lelőhelyen ezen felül megtalálható a „zebra”-szövetű párnaláva is (mely egyébként a tömött illeszkedésű párnaláva fácies egy altípusa), mely ott alakulhat ki, ahol a láva nem konszolidált iszapba érkezik. A lávanyelv külső része viszonylag gyorsan megszilárdul, üveges lesz, míg a belső tovább maradhat folyékony, így egy része távozhat is. Így egy üreg alakul ki, amiben a beáramló hidegebb vizek hatására másodlagos ásványok, így prehnit, zeolitok, kalcit… alakulhatnak ki. Amikor újabb adag bazalt távozik, újra üreg alakul ki, és abban újra kiválhat ásvány, és így tovább (Prof. Ladislav Palinkaš, Zágrábi Egyetem, szóbeli közlése, 2006). Ez a kőzettípus képződése révén kitűnő geopetális szerkezet lenne, tehát segítségével információt kaphatnánk arról, hogy a rétegsor átbuktatott pozícióban van-e. E feltárásban azonban ilyen plusz információt nem sikerült nyerni a kőzet erősen tektonizált volta miatt. A fluid-kőzet kölcsönhatás kezdeti, magasabb hőmérsékletű folyamatainak pontosabb körülményeit a „zebra”-szövetű párnaláva bazaltsávjának hajszálereiben található klorit összetétele alapján számolt klorittermometria segítségével tisztázhatjuk. Ezek a hajszálerek nem a „zebra” –ásványsávjával kogenetikusak, hanem a hűlés során végbement fluid/kőzet kölcsönhatás korábbi fázisaiban képződhettek. Két generáció különíthető el, egy nagyobb, és egy kisebb hőmérsékletet jelző kloritképződés. Az előbbi átlagosan 259°C -on, míg az utóbbi átlagosan 167°C -on ment végbe. Ezen adatok is bizonyítékot szolgáltatnak a szubmarin vulkáni rendszerekben jellemző gyors hűlésre.

93


Szintén

a

láva

gyors

hűlésére

nyújtanak

bizonyítékot

a

fluidzárvány

mikrotermometriai mérések is. A mért homogenizációs hőmérséklet adatok jelentős szórást mutatnak, akkor, ha minden adatot egy diagramon ábrázolunk. Ennek oka az, hogy akár egy hólyagüregen belül is jelentős hőmérsékletváltozást tapasztalhatunk, illetve némileg eltérő adatokat kapunk (alacsonyabb hőmérsékletek) a folyási csatorna kitöltéséből, a „zebra” ásványsávjából és a kőzetet átszelő erezésből is. Ez a trend tehát a kőzetek igen gyors hűlésének egyértelmű bizonyítéka. Mivel a homogenizációs hőmérsékletek az ásványképződés hőmérsékletét csak akkor reprezentálják, ha a zárványok befogódása viszonylag alacsony nyomáson, a zárvány sóoldatának folyadék-göz (buborékpont) görbéje mentén történt, és erre utaló szöveti bélyegeket nem találtunk mintáinkban, ezért nyomással való korrekciót kellett végezni. Összhangban a korábbiakban kifejtett elgondolással (tehát a területen feltételezhető maximális 400 barral számolva) kiszámítottam a hólyagüregben végzett mérések átlagára, valamint a „zebrában” és a folyási csatornában végzett mérések átlagára egy-egy izochort. Ezekről leolvasható, hogy 400 baron a hólyagüreg 125°C -os átlag homogenizációs hőmérsékletéből 145°C -ot kapunk, a „zebrában” mért 92°C -os átlag homogenizációs hőmérsékletből 110°C -ot kapunk, míg a folyási csatorna átlagos 89°C os homogenizációs hőmérsékletére körülbelül 105°C -ot kapunk, tehát ezek lesznek a nyomással korrigált értékek, tehát ezekan a hőmérsékleteken mentek végbe a hidrotermás folyamatok. Ezzel együtt a hólyagüregen belül nemcsak a homogenizációs hőmérséklet csökkenését (153 − 107°C ) figyelhetjük meg a faltól a kitöltés belseje felé, hanem a fluidum sótartalma is csökkent a tengervíznél nagyobb koncentrációktól a tengervízre megközelítőleg jellemző értékekig (5,56 NaCl ekv. súly %-tól 3,87 NaCl ekv. s.%-ig). Ez a sótartalomcsökkenés feltehetően a kőzet-fluidum kölcsönhatás eredménye. A forró kőzet jobban felmelegíti a fluidumot, mely reakcióba lépve a kőzetalkotó szilikátokkal azokat hidratálja, azaz a fluidum H2O-t „ad le” a kőzetnek, míg klorid a fluidumban marad. Ez a folyamat csak zárt, vagy majdnem teljesen zárt rendszerekben mehet végbe, de ez a feltétel ilyen hólyagüregek, illetve vékony erezések esetén teljeseül. Így aztán a hólyagüregek peremi részeiben kivált kalcit folyadékzárványiban a szalinitás akár jelentősen eltérhet a tengervíz értékétől (Nehlig 1991). A hólyagüregek középső részei felé tapasztalt hőmérsékletcsökkenés egyértelműen a gyors hűlést támasztja alá, ám felveti azt a kérdést is, hogy miképpen tudott ilyen körülmények között kalcit kiválni, hiszen annak oldhatósága ilyen körülmények között 94


retrográd (Holland, 1967). Erre magyarázatul szolgálhat egy részről az oldat NaCl tartalmának csökkenése, más részről a CO2 kivonódása is a rendszerből, vagy éppen a pH növekedése; ezek befolyásolják ugyanis a kalcit oldhatóságát. Fontos megjegyezni, hogy a sótartalom tapasztalt kismértékű csökkenése (1,01-ről 0,68 mol/liter) nem magyarázhatja önmagában a kalcit kiválását ekkora hőmérsékletcsökkenés mellett (Holland, 1967). Az oldat CO2-tartalmának változása, vagy a pH változása viszont már elegendő lehet arra, hogy a kalcit ilyen körülmények között is kiváljon. A korábbiakból (pirit utáni hematit pszeudomorfózák) is látszik, hogy a pH növekedése (amit okozhat egyébként a CO2 kivonódása a rendszerből is) egyáltalán nem volt lehetetlen ebben a folyamatban. A folyási csatorna kiválásaiban, a „zebra”-szövetű párnaláva ásványsávjaiban, illetve a kőzetet átszelő erezésekben tapasztaltam a legalacsonyabb

homogenizációs

hőmérsékleteket az elsődleges folyadékzárványokban, így ezek a hidrotermás folyamat későbbi szakaszában képződhettek. Itt a számolt szalinitás már megközelítőleg konstans, és a hólyagüreg belső zónájában mért értékekhez hasonlóan a tengervízhez igen közeli nagyságú. 5.4. Reszél-tető A reszél-tetői lelőhelyen megfigyelhető a peperites párnaláva fácies, a párnaláva darabos hialoklasztit breccsa, valamint a tömött párnaláva fácies, melyben „zebra”szövetű párnaláva is található. A „zebra” külső része jellemzően szferulitos, ami a devitrifikáció eredménye (hiszen a láva ebben az esetben nedves, konszolidálatlan iszapba érkezett). E lávanyelv keletkezése révén (l. fentebb) kiváló geopetális szerkezet, segítségével az eredeti települési helyzet jól meghatározható (ami a mi esetünkben igencsak fontos). A Reszél-tetőn található „zebra” nem kifejlett stádiumban van, de a fent említett tulajdonságokat hordozza. Megállapítható tehát, hogy mivel e

szerkezet

ma

megközelítőleg vízszintesen helyezkedik el, így a kőzetsorozat vagy nincs kibillentve, vagy pontosan átfordult helyzetben van. További következtetéseket vonhatunk le ezzel kapcsolatban a bazaltsávok és az ásványsávok kontaktusának vizsgálatával. A fent említett keletkezési mechanizmusból ugyanis az következik, hogy az ásványsávok alsó fele megközelítőleg egyenes, míg a felső kontaktus hullámos lesz. A reszél-tetői esetben ezek a bélyegek a normál települést és nem az átfordult esetet támasztják alá, annak

95


ellenére, hogy az egész bazalttömb a Mónosbéli Formációba becsúszott egység, tehát eredeti helyzetéből mindenképpen kimozdult. A láva viszonylag gyors hűlésére itt is megfigyelhetőkbizonyítékok. A plagioklász kévékben helyezkedik el, és közte sok mikrokristályos anyag található. Az oxidatív körülményekre a hematitszemcsék megjelenése utal. A hidrotermás ásványok deformált szerkezetet mutatnak, aminek oka lehet az, hogy a párnaláva-nyelvek mozogtak, miközben a kőzet kristályosodott és a hidrotermás ásványok kiváltak. Ez is beleillik a fentebb vázolt kőzetképződési modellbe. A peperites fáceis esetén a termális hatást igazolja az átkristályosodott mészkő megjelenése, míg a párnaláva darabos hialoklasztit breccsában pedig egyértelmű a tengervízzel való kontaktus, és a gyors hűlést a sok üvegklaszt, illetve a párnaláva darabok igen üveges volt igazolja. A „zebra”-szövetű párnaláva hidrotermás ásványaiból készített fluidzárvány mikrotermometriai mérések azt az eredményt hozták, hogy bár megjelenésre kétféle kalcitot tudunk elkülöníteni (víztiszta és szivacsos), ezek képződési hőmérséklete gyakorlatilag azonos volt. A víztiszta részen a homogenizációs hőmérsékletek átlaga 113°C volt, az átmeneti részen 108°C , míg a szivacsos zónában 114°C . Az olvadáspontcsökkenések, így az ebből számolt szalinitásértékek sem mutatnak nagy szórást; átlaguk 3,83 NaCl ekv. s%. Ez igen jól megközelíti a tengervíz sótartalmát. Ha ezen mérésekre is elvégezzük a nyomással való korrekciót, vagyis a korábbi gondolatmenettel összhangban itt is 400 barral számolunk, végeredményként 135oC-ot kapunk (az összes adat átlagára). A

peperites

párnaláva

fácies

mészkövében

készített

folyadékzárvány

mikrotermometriai mérések meglepő eredményeket hoztak. Ezek az eredmények élesen elkülönülnek az eddigiektől; a homogenizáiós hőmérsékeltek átlaga 117°C , ám a szalinitás igen magasra szökött, átlaga 6,63 NaCl ekv. s%. Ezen eredményekre ha elvégezzük a nyomáskorrekciót, akkor az összes adat átlagára körülbelül 135°C -ot kapunk. A párnaláva darabos hialoklasztitbreccsa bazaltjában található erezés fluidzárvány mikrotermometriai

vizsgálata

más

eredményt

hozott.

Ott

a

homogenizációs

hőmérsékletek átlaga 155°C , míg a szalinitás átlaga csak 2,26 NaCl ekv. s%. Ezekből az adatokból jól látszik, hogy itt mindenképpen egy epigenetikus felülbélyegzésről beszélhetünk, hiszen a tengervízhez képest kisebb szalinitásértékeket kaptam. Ennek okán itt a nyomással való korrekciót nem tudom elvégezni, mivel nem ismerjük az epigenetikus folyamat körülményeit. Felvetődik azonban a kérdés, hogy ezen erezések 96


keletkezése milyen folyamathoz köthető. Kézenfekvő megoldás lehetne a közeli szarvaskői magmatitokban is tapasztalható alpi kis fokú metamorfózishoz kapcsolható intenzív érképződés és ásványparagenezis kialakulása (Péntek et al. 2006). Ez azonban esetünkben több oldalról sem alátámasztható. Egy részről az erekben található ásványparagenezis sem azonos (ott ugyanis a kalcit mellett klorit, kvarc és prehnit is található), más részről a fluidzárvány mikortermometriai adatok sem ugyanolyanok. Bár a homogenizációs hőmérsékletek hasonló tartományban mozognak, a szalinitás értékek széles skálán, 1,5-6,5 NaCl ekv. s% között vátozik a Szarvaskői-egység alpi felülbélyegző fluidumaira nézve (addig itt az érték viszonylag konstans, 1,9-2,57 NaCl ekv. s% között változik). Összességében tehát a Szarvaskői-egységtől eltérő jellegű epigenetikus fluidáramlási folyamatot valószínűsíthetünk a Reszél-tető bazaltjában. 5.5. Nagy-Rézoldal A nagy-rézoldali feltárásban zömmel a tömött illeszkedésű párnaláva fácies különböző típusai voltak felismerhetők, bár egy kisebb blokkban a peperites párnaláva fácies is megtalálható. A peperites fácies az eddigiektől eltérő, hiszen már a terepen észlelhető volt, hogy itt nagy valószínűséggel nem mésziszap keveredett a bazalttal. A vékonycsiszolatos vizsgálatok alapján nyilvánvalóvá vált, hogy itt eredetileg egy nagyon finomszemcsés (pl. agyag) anyagnak kellett keverednie, mely aztán később teljesen áthematitosodott, így ma már tulajdonképpen szinte csak hematit látható a csiszolatban. A tömött illeszkedésű párnaláva fáciesen belül több típus különíthető el. Beszélhetünk szferultios bazaltról, cikk-cakk eres bazaltról, apróhólyagüreges, és nagyhólygüreges bazaltról egyaránt. A szferulitos bazalt egyértelműen magán viseli az igen gyors hűlés jeleit (l. szferulitok kialakulása, erősen üveges kőzet). A cikk-cakk eres bazaltbaz az erek mindenképpen a kőzet megszilárdulása után alakultak ki, a kitöltő ásványok között domináns a kalcit, de azon kívül kvarc és klorit is előfordul bennük. A hólyagüreges bazaltokban is előfordul olyan ér, aminek kitöltése a cikk-cakk eres bazaltokéhoz hasonló, így ezen erek mindenképp a lávanyelvek kihűlésének késői fázisával hozhatók összhangba. Elkülöníthetőek azon vékony, rövid erektől, melyek a hólyagüregeket kötik össze, és jellemzően csak kalcittal vannak kitöltve. A nagy és az apróhólyagüreges bazaltok hólyagüregkitöltő ásványai nem sorolhatóak összevont csoportokba. Míg az apróhólyagüreges bazalt esetén legalább valamilyen relatív sorrend felállítható (a nagyobb, klorittal és kvarccal kitöltött hólyagüregek mindenképpen korábban képződtek,

97


mint a klorittal és kalcedonnal kitöltöttek), addig a nagyhólyagüreges esetében még ilyen sorrend sem állítható fel. Mindezek ellenére megállapítható, hogy ezen ásványok mindenképpen a láva konszolidálatlan, nedves közegbe való érkezésekor keletkeztek, tehát egy folyamathoz köthetőek, és ez a folyamat tulajdonképpen a fluid-kőzet kölcsönhatás. A gyors hűlésre egyébként máshol is megfigyelhetőek bizonyítékok, bár a fentebb említettek is alátámasztják azt. Gyakorlatilag minden nagy-rézoldali bazaltban jellemző a mikrokristályos, üveges anyag jelenléte, csakúgy, mint a vázkristályos plagioklász gyakori megjelenése is. A kőzetek szferulitos, variolitos, interszertális szövete is ezt támasztja alá. A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések is viszonylag alacsony hőmérsékelten végbemenő folyamatokról adnak tanúbizonyságot. A hólyagüregekben átlagosan 137°C os homogenizációs hőmérséklet volt tapasztalható, míg az átlagos szalinitás 3,49 NaCl ekv s% volt, ami igen közel áll a tengervíz szalinitásához. A nyomáskorrekció elvégzése bonyodalmakba ütközhet, lévén itt nem beszélhetünk biztosan CCD feletti képződési környezetről, hiszen a peperites fáciesben nem találunk mészkövet. Ennek ellenére a Balla et al. (1980) által jelzett 4-4,5 km megközelítőleg használható lehet, bár pontosabb eredményt mindenképpen egyéb módszer, például klorit-termometira alkalmazásával lehetne elérni. Megemlítendő továbbá, hogy mint az a korábbiakban is látható, ilyen mértékű nyomás (ilyen szalinitásértékek mellett) nem okoz nagy különbséget a hőmérsékletben, vagyis itt például körülbelül 160°C -os keletkezési környezetről beszélhetünk. Ezzel némileg ellentmond az apróhólyagüreges bazalt hólyagüregkitöltő kloritján végzett mikroszondás vizsgálatok eredményeiből számított keletkezési hőmérséklet érték (a kloritot geotermométerként használtuk). Ott ugyanis az előzőekben számolt nyomással korrigált értéknél is magasabb hőmérsékletet kaptunk, átlagosan 182°C -ot. Ha ennél az értéknél elmetsszük a folyadékzárvány vizsgálatok alapján kapott izochort, akkor irreálisan magas, 83MPa, vagyis körülbelül 8,3 km mély víznek megfelelő nyomást kapunk. Feltételezhető tehát, hogy bár a nagy- és az apróhólyagüreges bazaltok hasonló folyamatok révén jöttek létre, mégsem beszélhetünk teljes mértékben kogenetikus ásványtársulásokról (az hogy ma egymás melletti blokkokban találhatóak meg, a későbbi tektonizmus hatására is bekövetkezhetett). Feltételezhető tehát, hogy az apróhólyagüreges bazaltok üregkitöltő ásványai valamivel magasabb hőmérsékleten keletkeztek, ami összhangban állna azzal a megfigyeléssel is, hogy ezen bazaltban hólyagüregkitöltő 98


ásványként magasabb hőmérsékleten kialakuló ásványok (kvarc) is megfigyelhetőek. Megjegyzendő, hogy a hruškoveci szubmarin kriptodóm esetében is csak a magasabb hőmérsékleten keletkezett ásványparagenezisekben fordult elő kvarc (Sibila Borojević, Zágrábi Egyetem, szóbeli közlése, 2008). 5.6. Egerbakta Az egerbaktai lelőhelyen ez eddigiektől eltérően jura kőzetek találhatók, melyek eredete némileg eltér a darnói típusú kőzetekétől, bár kétség kívül megjelenési formájuk sokban hasonlít. Ez annak köszönhető, hogy bár más geodinamikai környezetből származnak, mind a darnói, mind a szarvaskői bazalt tengeralatti vulkanizmus terméke, így hasonló fáciesek képződtek. Ezen a lelőhelyen azonosítható volt a tömött párnaláva fácies, valamint a peperites párnaláva fácies is. Ezeken felül megfigyelhető ott egy kőzettelér is, benyomulva a bánya központi részén megtalálható tömött illeszkedésű párnalávába. Az egerbaktán megfigyelhető kőzetek kialakulása során a fluid-kőzet kölcsönhatás sokkal kisebb szerepet játszott, egyáltalán nem található meg hólyagüreges bazalt, és elsődleges erezések is csak ritkán, igen vékony erek formájában fordulnak elő. A gyors hűlésre itt is figyelhetők meg bizonyítékok, bár jóval kisebb mértékben, mint a korábbi lelőhelyeken. Az itteni kőzetekben általában kevés az üveges anyag, ritkák a vázkristályos

plagioklászok.

Megemlítendő

viszont,

hogy

a

kőzetek

szövete

egyértelműen porfíros jellegű. A párnaláván belüli, a lávanyelvek peremeit nem átszelő vékony erekben elvégzett folyadékzárvány mikrotermometriai mérések alapján megállapítható, hogy az itt tapasztalt homogenizációs hőmérsékeltek átlaga 129°C , ami az eddigi erezéseknél valamivel magasabb hőmérsékletet takar. A szalinitás a tengervíz szalinitását jóval meghaladja, átlagos értéke itt 6,75 NaCl ekv. s%. A homogenizációs hőmérsékletek nyomáskorrekciója, vagyis a keletkezési hőmérséklet pontosabb megadása e lelőhely esetében is problémákba ütközik. Ennek oka, hogy a feltárásban megtalált peperites fácies nem mészkőtartalmú, tehát nem szükségszerű, hogy a CCD felett képződtek ezek a kőzetek, valamint az a tény, hogy ezen kőzetek keletkezésüket tekintve nem kogenetikusak a darnói típusú magmatitokkal, tehát az ott elméleti megfontolások alapján megadott értékek nem interpolálhatóak az itteni lelőhelyre. Így nagy biztonsággal csak az állítható, hogy a hidrotermás ásványok képződési hőmérséklete minimum 128°C volt, de

99


felső határ, illetve ennél pontosabb érték meghatározásához további vizsgálatok szükségesek. Az erezésekben ritkán előforduló klorit mikroszondás elemzésének segítségével számolt keletkezési hőmérséklet alapján kaphatunk információt az egykori vízmélységről is (l. 19. ábra). Jelenleg csak egy mérési adatsor áll rendelkezésre ebből a klorittípusból, így a kapott eredmények csak tájékoztató jellegűek. A klorittermometria alapján számolt hőmérséklet 157°C

volt. Ha ennél az összegnél elmetsszük a folyadékzárvány

mikrotermometriai mérések alapján elkészített izochort, akkor kaphatunk egy becsült nyomásértéket. Jelen esetben körülbelül 57 MPa-os nyomást kapunk, ami körülbelül 5,7 km mély tengervíznek felel meg. Ez valamivel mélyebb a jura időszakban Van Andel (1975) által meghatározott átlagosan 4km-es CCD szintnél, így összhangban van azzal a megállapítással, hogy az egerbaktai bazaltok esetében a peperites fáciesben nem mészkő, hanem sziliciklasztos üledék van jelen. A kőzetben előforduló kloritban készült mérések alapján magasabb keletkezési hőmérséklet számolható 170 −195°C , így azok kialakulása feltehetően a fluid-kőzet kölcsönhatás korábbi, magasabb hőmérsékleten lezajlott fázisának eredménye. 5.7. Reszél-tetőtől északra, völgyoldal A völgyoldali feltárásban csak néhány blokk található meg a döntően agyagpala mátrixban. Ezen blokkok jellemzőik alapján a tömött párnaláva fáciesbe sorolhatóak. Megfigyelhetőek itt is a gyors hűlés jelei, vagyis az alapanyagban megjelenő üveges és mikrokristályos anyag (több, mint az egerbaktai típusban), illetve a közet interszertális szövete is erre enged következtetni. A kőzet szövete azonban itt is porfíros jellegű, jellemzői alapján egyértelműen a szarvaskői bazaltok közé (vagyis az előző egerbaktaival rokon) sorolható. E kőzetben is igencsak alárendelt a fluid-kőzet kölcsönhatás szerepe, erezések, hólyagüregek nem jellemzőek a bazaltban. 5.8. Az egyes lelőhelyek összehasonlítása A magyarországi lelőhelyeken nem volt felismerhető az összes, a referenciaként használt hruškoveci bazaltdóm esetében azonosított fácies. A mély-völgyi lelőhelyen a peperites párnaláva fácies, valamint a tömött párnaláva figyelhető meg folyási csatornával és hólyagüregekkel, a párnák között hialoklasztit breccsával, illetve az alsó bányaudvarban a „zebra”-szövetű párnaláva is feltűnik. A reszél-tetői lelőhelyen

100


18. ábra

160

Vareš-Smreka, hólyagüreg

Nyomás (MPa)

140 120 100

klorittermometriával meghatározott hőmérséklet

80

izochor a zárványok alapján

60 4 km-es vízmélység

40 20 0 0

50

100

150

200

250

Hőmérséklet (oC)

19. ábra

160

Egerbakta, erezés

Nyomás (MPa)

140 120

klorittermometriával meghatározott hőmérséklet

100

izochor a zárványok alapján

80 60 4 km-es vízmélység

40 20 0 0

50

100

150 o

Hőmérséklet ( C)


200

250

klasszikus tömött párnaláva fácies, „zebra”-szövetű párnaláva szferulitos felszínnel, peperites fácies és párnaláva darabos (hialoklasztit) breccsa is megtalálható. A nagyrézoldali lelőhelyen a tömött párnaláva különböző fajtái, valamint a peperites párnalva fácies képződményei figyelhetőek meg. Egerbaktán és a Reszél-tetőtől északra található völgyoldali lelőhelyen is egyaránt a tömött párnaláva fácies, valamint előbbi helyen a peperites párnaláva fácies is megjelenik. A vareš-smrekai lelőhelyen pedig csak a peperites párnaláva fácies különböző típusai különíthatőek el. Már ezekből is jól látszik, hogy a láva forrásától ezek a kőzetek távolabb képződhettek, hiszen összefüggő (párna)lávát sehol sem találtunk. Ezek alapján elkészíthető azon fáciesek összehasonlító táblázata (l. 2. táblázat), melyek több lelőhelyen is megtalálhatók. A táblázatban összefoglaltam a legfontosabb információkat a tömött párnaláva fáciesről, és ennek altípusáról, a „zebra”-szövetű párnaláváról valamint a párnák között előforduló hialoklasztit breccsáról, és a peperites fáciesről is. A tömött illeszkedésű párnaláva esetén mindenütt a gyors hűlés jeleivel találkozunk. Fontos azonban megemlíteni, hogy Reszél-tetőn, Egerbaktán és a Reszél-tetőtől északra található feltárásban nem jellemzőek a hólyagüreges bazaltok, míg a többi előfordulásban igen. Ezen felül kiemelném az olivin jelenlétét a reszél-tetői mintákban, míg másutt ez nem jellemző. Az alapanyagban piroxének jelenléte két helyen, Hruškovecben és Reszéltetőn nem jellemző, míg a többi lelőhelyen előfordul. Különbség továbbá, hogy a nagyrézoldali, az egerbaktai és a Reszél-tetőtől északra, völgyoldalbeli feltárás esetében a szövet lehet porfíros jellegű, előbbi helyen elvétve, utóbbi két helyen pedig ez a szövettípus a jellemző. Az opak ásványok tekintetében az a megállapítás tehető, hogy míg

a

magyarországi

mintákban

jellemzően

előfordul

a

hematit,

addig

a

horvátországiakban nem. Megjegyzendő továbbá, hogy a hruškoveci és a mély-völgyi minták kivételével mindenütt előfordul a pirit mellett kalkopirit is a kőzetben. Az erezéseket és hólyagüregeket kitöltő ásványok között mindenütt a kalcit és a kvarc a jellemző, míg prehnit csak Hruškovecben fordul elő. A „zebra”-szövetű párnaláva esetén a legfontosabb különbség az, hogy míg a hruškoveci mintákban döntő többségű a kvarc és a prehnit, addig ezek az ásványok a reszél-tetőn egyáltalán nem, vagy elenyésző mennyiségben fordulnak elő, ott teljes mértékben kalcit a kitöltő ásvány (a kvarc jelenléte nem biztos). A Mély-völgyben pedig egyértelműen a kalcit a domináns, mellette azonban kevés klorit is megjelenik. A prehnit hiányának oka feltehetően abban keresendő, hogy az egy magasabb hőmérsékleten 102


Fácies Makroszkópos megfigyelések

Polarizációs mikroszkópos megfigyelések

szín erek hólyagüregek klorit

teljes kőzet: szövet porfíros jelleg

plagioklász piroxén olivin erek, üregek: klorit kalcit kvarc prehnit

opak: pirit hematit kalkopirit

Mély-völgy

Reszél-tető

sötétszürke x

szabálytalan alakú szabálytalan alakú


barnásszürke x x x

zöldesszürke

Reszél-tetőtől É, völgyoldal

barnásszürke vagy zöldesszürke x

x

Egerbakta

x

vázkristályos saját- és féligsajátalakú

interszertális x

interszertális x viszonylag üde, féligsaját-, vagy sajátalakú saját- és féligsajátalakú

lehet saját-, féligsaját- és féligsaját-, vagy szabálytalan alakú is szabálytalan alakú szabálytalan alakú, ill. pirit utáni álalak szabálytalan alakú szabálytalan alakú szabálytalan alakú szabálytalan alakú szabálytalan alakú

szabálytalan alakú szabálytalan alakú szabálytalan alakú szabálytalan alakú szabálytalan alakú féligsajátalakú

szferulitos-variolitosinterszertális szferulitos-variolitos x átalakult, féligsajátalakú, lehet vázkristályos üde, féligsajátalakú előfordul, féligsajátalakú

x

Nagy-Rézoldal

2. táblázat: Az egyes lelőhelyeken megjelenő fáciesek összehasonlítása

Vareš-Smreka

zöldesszürke, vagy vörös x x x

Hruškovec

szürke x x x

szferulitos

Tömött illeszkedésű párnaláva

interszertális

vázkristályos


féligsajátalakú saját-, vagy féligsajátalakú

vázkristályos

szabálytalan alakú szabálytalan alakú szabálytalan alakú féligsajátalakú

féligsajátalakú szabálytalan alakú


Röntgenpordiffrakciós vizsgálatok eredményei

bazalt: szövet

bazalt ásványsáv vastagságuk

teljes kőzet: albit kvarc hematit klorit erezést, hólyagüreget kitöltő ásványok: kalcit kvarc prehnit klorit

Altípus Makroszkópos megfigyelések


plagioklász

kalcit klorit

hematit kalkopirit ásványsáv: kalcit prehnit kvarc

x x x x

x x

x x

x

x x

vöröses szürke kalcit, elvétve klorit 3-4 cm

variolitos

zöldesszürke kalcit 2-2,5 cm

x x x

szürke prehnit 2 cm

variolitos

Zebra szövetű párnaláva

variolitos

féligsajátalakú, enyhén átalakult, lehet vázkristályos

szabálytalan- és féligsajátalakú, ill. pirit utáni álalak

szabálytalan alakú

sávokban, szabálytalan alakú

üde, saját- vagy féligsajátalakú üreg és repedéskitöltő, szabálytalan alakú szabálytalan alakú


hajszálerekben, szabálytalan alakú

féligsajátalakú


szabálytalan alakú szabálytalan alakú féligsaját-, vagy sajátalakú szabálytalan alakú

x x



klasztok: üveg bazalt mészkő méret cement: kalcit epidot klorit prehnit hematit

bazalt: anortit kalcit klorit prehnit dickit dolomit ásványsáv: kvarc prehnit kalcit klorit



klasztok: üveg kőzet

cement: kalcit prehnit epidot klorit

x x x x x x x x x x

x x 6 cm-ig x x x x

x x x 4 cm-ig x x

erősen üveges

? x

5 cm-ig x

x x

x

3-4 cm x

x x

x x?

3-4 cm

x x

Hialoklasztit breccsa

x x

x

igen elvétve kristálycsírákkal

elvétve kristálycsírákkal

erősen üveges

opak ásványokkal és porfíros elegyrész méretű piroxénekkel


gyakori, szálas

elvétve, szabálytalan alakú szabálytalan alakú

erősen üveges



erősen üveges

x

5 cm-ig x x x



devitrifikálódott, sugarasan kristálycsírákkal, kristálycsírák, porfíros kalcit kitöltésű elegyrész méretű üregekkel, kristálytörmelékekkel hematittal kristálycsírákkal, klacit és opál kitöltésű üregekkel variolitos szövetű bazalt



szabálytalan-, féligsajátalakú szabálytalan-, féligsajátalakú szabálytalan alakú szabálytalan alakú


kvarc pirit kalkopirit hematit

hólyagüreges és erezett bazalt keveredik vörös mésziszappal



mudstone

x

x x

szabálytalan alakú szabálytalan alakú féligsaját- és szabálytalan- vagy szabálytalan alakú féligsajátalakú szabálytalan alakú


x x x

eredetileg nagyon finomszemcsés üledék lehetett, ami mára teljesen hematitosodott

bazalt: variolitos; üledék: igen finomszemcsés, sziliciklasztos

vörös színű mészkő keveredik vörös színű mészkő fekete kőzet sötétszürke (keveredik az erezett vörös kőzet keveredik a bazalttal bazalttal) keveredik a bazalttal bazalttal kalcit, kis vékony erek, kalcit, mennyiségben klorit, kvarc klorit kitöltéssel kalcit kalcit, klorit

Peperites fácies

x

x x x

pirit utáni pszeudomorfóza szabálytalan alakú

szegélyén gyakran vörös színű bazalt (keveredik a rózsaszínű mésziszappal)

kalcit, mésziszap, klorit, hematit


kőzet epidot, kalcit, prehnit

x x

erezés

cement: kalcit kvarc klorit prehnit epidot




variolitos

mészkő: mudstone, kevés ősmaradvánnyal (?); a bazalt szövete bazalt: variolitos, átmenet variolitos, a interszertális felé mészkő mudstone

szövet


keletkező

ásvány,

míg

a

darnó-hegyi képződmények

nem árulkodnak

ilyen

körülményekről. Szintén megemlítendő, hogy a reszél-tetői és a mély-völgyi mintákban itt is van hematit, míg a hruškoveciben nincsen. A hialoklasztit breccsa esetében is igen feltűnő különbség az, hogy míg Hruškovecben és Egerbaktán itt is előfordul a prehnit, addig a többi magyar mintában, valamint Vareš-Smrekában egyáltalán nem fordul elő ez az ásvány. Szintén kiemelendő, hogy eltekintve Egerbaktától, a magyarországi mintákban, valamint Vareš-Smrekában jelen van a hematit, míg a horvátországi mintákban (eltekintve a peperites fáciesben előforduló bazalttól) nem fordul elő. A peperites párnaláva fáciesről elmondható, hogy Vareš-Smrekában figyelhető meg a leginkább teljes spektruma e fácies típusainak. Ott az egész feltárásban e fácies kőzetei figyelhetőek meg. Megemlíthető hasonlóság, hogy Vareš-Smrekában, Mély-völgyben és Reszél-tetőn egyaránt vörös, mikrites mészkővel keveredik a bazalt, míg NagyRézoldalban az egykori finomszemcsés üledék teljesen áthematitosodott, illetve Egerbaktán meg finomszemcsés, sziliciklasztos üledék keveredett a bazalttal. Az üledékkel keveredő bazalt mindenütt variolitos, ami a gyors hűlést támasztja alá. A pirit és a hematit kérdése arra a tényre világít rá, hogy Hruškovecben vagy kevésbé volt oxidatív a környezet, vagy a pH volt alacsonyabb (savasabb környezet). Ennek oka a két vasásvány stabilitási mezejében rejlik (Barton & Skinner, 1967). A reszél-tetői, mélyvölgyi, vareš-smrekai, egerbaktai és a Reszél-tetőtől északra, völgyoldalban található lelőhely esetében egymás mellett találunk piritet és hematitot is, tehát olyan körülményeknek kellett fennállni, ami mindkét ásványnak megfelelő. Sőt, az is látható, hogy a hematit szorítja ki a piritet (l. pirit utáni hematit pszeudomorfózák). E két ásvány pH=7, vagy az alatt lehet egymással egyensúlyban (Barton & Skinner, 1967), a pirit stabilitási mezejéből akkor léphetünk át a hematitéba, ha a pH nő, vagy ha az oxidatív viszonyok erősödnek. Előbbi a kalcit kiválásának is kedvez (l. fentebb). A több helyütt megfigyelhető limonitosodás felszíni mállási folyamat eredményének tudható be. A kloriton végzett mikroszondás elemzésekből (l. C melléklet) egy érdekes megfigyelés is levonható. A mély-völgyi „zebra”-szövetű párnaláva bazaltsávjának hajszálérkitöltő kloritjai közül a sötétzöld típus, a vareš-smrekai hólyagüregkitöltő kloritjai kötül a sötétzöld típus, valamint az egerbaktai hajszálérkitöltő sötétzöld klorit bizonyos mértékben hasonló tulajdonságokkal rendelkezik. Ezek a többi mintában megszokott kloritoknál erősebben pleokroósak, és sötétebb zöld színűek. Közös jellemzőjük, hogy a Si (IV) és az Al (VI) kationszámuk a többi klorithoz képes magasabb 107


(utóbbi esetleg a többihez hasonló is lehet), míg az Al (IV) és a Fe (VI) alacsonyabb. Nevezéktan szempontjából mindegyik piknoklorit. A geokémiai vizsgálatok eredményeképpen megállapítható, hogy a legtöbb vizsgált kőzet az alkáli bazaltok, az andezit/bazalt átmeneti mezejébe illetve más kiértékelési módszerek szerint a tholeiites bazaltok mezejébe esik, de az Egerbakta környéki és a szarvaskői kőzetek általában kisebb-nagyobb mértékben elkülönülnek a triász korú képződményektől. A darnói-típusú, valamint a hruškoveci és a vareši, feltehetően triász kőzetekre leginkább a gazdagodott óceánközépi hátság/lemezen belüli alkáli bazalt eredet a jellemző. Ezt támasztják alá a geotektonikai helyzet meghatározására elkészített különböző diszkriminációs diagramok. Az E-MORB eredetet több minta esetében a ritkaföldfémekre, és a nyomelemekre elkészített „spider diagramok” is megerősítik. Ezekkel szemben a szarvaskői-típusú bazaltoknál gyakorlatilag egyértelműen a szigetív bazalt/tholeiit (esetleg N-MORB) jelleg az uralkodó. Megállapítható továbbá, hogy bár a főbb jellegeikben az egerbaktai és a szarvaskői bazaltok megegyeznek (l. nyomelemekre és ritkaföldfémekre

készített

„spider

diagramok”),

olykor

komoly eltérés

is

megfigyelhető közöttük. Vizsgálataim alapján tehát megerősíthető, hogy a két típus, a feltehetően triász, és a jura bazaltok a geokémiai jellegek és az egykori geotektonikai helyzet szempontjából alapvetően eltér egymástól. Az is megállapítható azonban, hogy a jura korú kőzetek között is van különbség. Bár az egerbakta környéki kőzeteket a szarvaskői bazaltokkal azonos típusba sorolják (v.ö. Less et al. 2004, Pelikán ed. 2005, stb.) hasonló makroszkópos és mikroszkópi jellemzőik alapján, jelen vizsgálatok azt támasztják alá, hogy némi különbség közöttük is felfedezhető, vagyis a Mónosbéli Formációcsoportba beszakadt blokkok között a jura óceán különböző részeit képviselő kőzetek is előfordulnak. A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések elvégzésével a szubmarin hidrotermás rendszer modellezése igen pontosan elvégezhető. Megállapítható, hogy a különböző folyamatok milyen időrendben mentek végbe, illetve a triász és a jura kőzetekben hasonló körülmények között keletkezett ásványparagenezisekben milyen hasonlóságok és különbségek fedezhetőek fel.

108


Általánosságban véve megállapítható, hogy a jura bazalt erezéseiben mért átlagos szalinitás magasabb, mint a triász bazaltok hasonló körülmények között keletkezett ásványaiban (l. 20. ábra) (különösen, ha eltekintünk a reszél-tetői mészkő erezéséből származó eredményektől), ám érdemes megjegyezni, hogy a sótartalom mindkét típus esetén viszonylag széles skálán mozog, és igen nagy tartományban hasonló értékeket kapunk. Másik fontos megállapítás, hogy a jura kőzetekben található erezések valamivel magasabb hőmérsékleten keletkeztek, mint a triász képződmények erezései (kivételt képez a reszél-tetői mészkő erezése). A különböző típusok, így hólyagüregek, erezések, valamint „zebra” és folyási csatorna kitöltő ásványok elkülönítésével készített diagramból (l. 21. ábra) fontos következtetések vonhatóak le a keletkezés időrendje tekintetében. A keletkezés mechanizmusából az következik, hogy először kellett a hólyagüreg ásványainak képződni, majd az átmenetet a „zebra” és a folyási csatorna képviselheti (lévén ezek a hűléshez kapcsolódnak), végül az erezések kialakulása ment végbe, amihez már rideg kőzet kellett. Ezt a sorendet igen jól alátámasztják a fluidzárvány mikrotermometriai mérések is. Jól látható, hogy a legmagasabb hőmérsékleten egyértelműen a hólyagüregek keletkeztek, majd a következő hőmérsékleti tartományban vannak a „zebra”, folyási csatorna, valamint az erezésből származó adatok egy része, végül a legalacsonyabb hőmérséklettartományban jelennek meg a többi erezés mért adatai. A vizsgálatok tanúbizonysága szerint az egész folyamat után kellett bekövetkeznie a reszél-tetői mintákban egy epigenetikus felülbélyegzésnek. A diagramból azonban az is látszik, hogy az egyik triász kőzetbeli minta, egész pontosan a reszél-tetői mészkő erezése a többi triász kőzetből származó erezéshez képest némileg eltérő eredményt mutat. Ebből arra lehet következtetni, hogy a mészkő erezését kitöltő kalcit feltehetően nem ugyanazon folyamat során keletkezett, mint az összes többi érkitöltő ásvány. Azt a tényt figyelembe véve, hogy ez az erezés mészkőben van, és a mésziszap mészkővé válásához (lévén az erezés kialakulásához rideg kőzet szükséges) hosszabb idő kell, mint a bazalt láva kőzetté válásához, a kapott eredmény egyáltalán nem meglepő. Megállapítható tehát, hogy az erezést kitöltő ásványok mindenképpen a fentebb taglalt folyamatok után keletkeztek, de pontos képződési idejük nem határozható meg. A jura bazaltban található érkitöltő kalcitból mért eredmények alátámasztják azt, hogy a kőzet képződése némileg eltér az összes többi, feltehetően triász, korai rift stádiumban kialakult bazaltétól. A jura kőzetben a fluid-kőzet kölcsönhatás eredményei igen kis 109


20. íábra

21. íábra

Erezés jura bazaltban

Erezés triász mészkőben Zebra, folyási csatorna

Erezés triász bazaltokban Hólyagüregek

Epigenetikus felülbélyegzés

110


mértékben jelennek meg, az erezés kialakulásának hőmérséklete magasabb volt, mint a triász bazaltokban, illetve a szalinitás is magasabb volt. Ilyen mértékű dúsulás a tenger sótartalmához képest bekövetkezhet fluid-kőzet kölcsönhatás következményeképpen (Nehlig 1991), az előzőeknél magasabb szalinitásértékek úgy is kialakulhattak, hogy a kőzettel relatíve kevesebb víz keveredett, mint a triász minták esetében, vagyis az relatíve jobban betöményedhetett. Ez összhangban volna a korábbi megfigyelésekkel, mi szerint a kőzetben limitált a fluid-kőzet kölcsönhatás eredménye, nincsenek hólyagüregek, szembetűnő erezések. A szalinitás ilyen mértékű változása, ami az egyes mintákban tapasztalható, a fluidum-kőzet kölcsönhatásra vezethető vissza, lévén a hólyagüregek, vékony (cikk-cakk) erek, „zebra” esetében beszélhetünk majdnem zárt, vagy zárt rendszerről. Egy esetben ez pontosan levezethető volt, hiszen egy hólyagüregen belül a faltól a belsejéig jelentősen csökkent a sótartalom (Mély-völgy, 5,56 NaCl ekv. súly %-tól 3,87 NaCl ekv. s.%-ig). Nem zárható tehát ki, hogy máshol is ilyen változékony értékek legyenek, habár az anyag minősége miatt ilyen jól követhető trendet nem lehetett kimutatni. A

darnói

előfordulásokon

végzett

fluidzárvány-vizsgálati

eredmények

jól

összehasonlíthatók a hruškoveci adatokkal. Általánosságban elmondható, hogy a hruškoveci szubmarin dóm esetében a magasabb (250 oC-ig) hőmérsékleteket és nagy szalinitásértékeket (maximum 23 NaCl ekv. s% -os) a fluidumok felforrására utaló jelenségekkel a képződményeket utólagosan szelő hidrotermás érhálózatokban, valamint a szubmarin kriptodóm belső zónáiban azonosították (Borojević et al., 2000). Ezzel szemben a hólyagüreges és „zebra” jellegű kiválásokban általában maximum 150oC-os hőmérsékletet, és alacsonyabb, a tengervizet közelítő, vagy tengervíz értékkel jellemezhető szalinitásértékeket kaptak (Sibila Borojević, Zágrábi Egyetem, szóbeli közlése, 2008). Ezekből, és a korább taglaltakból tehát az következik, hogy bár a magyarországi Darnó-hegyen, valamint a boszniai vareš-smrekában nem tudjuk, hol van a szubmarin vulkanizmus központi tápláló csatorna, mégis az analógiák alapján megközelítőleg behatárolható, hogy egy szubmarin vulkáni centrumon belül térben hol helyezkednek el e képződmények. Mind a nálunk megtalálható fáciesek (l. korábban) mind a viszonylag alacsony homogenizációs hőmérsékletek alátámasztják azt az elgondolást, hogy a mély-völgyi, a nagy-rézoldali, reszél-tetői illetve a vareši kőzetek az egész szubmarin vulkáni rendszer kitörési központtól távolabbi, perifériális zónájában képződtek. A kitörési centrumra jellemző, a kőzet kristályosodását követő, a vulkáni

111


szerkezet fő feláramlási csatornái mentén kialakuló magas hőmérsékletű hidrotermás folyamatok a magyarországi területek feltárásaiban hiányoznak. Bár az egerbaktai kőfejtőben feltárt képződmények fiatalabb, és más jellegű folyamatok következményei, a hidrotermás rendszer (a képződmények környezetéből adódóan) igen hasonló, így összevethető a többi feltárással. Megállapítható a megismert fáciesek alapján, hogy itt blokkok találhatóak meg a szubmarin vulkáni rendszer disztálisnak mondható peperites párnaláva fácieséből, a központhoz közelítő tömött illeszkedésű párnaláva fáciesből. A központi tápláló csatorna közelségéről árulkodik azonban a megjelenő kőzettelér. A folyadékzárvány mikrotermometriai mérések által meghatározott hőmérsékletadatok a triász bazaltoknál hasonló fáciesekben mért értékeknél valamivel magasabbak. 5.9. Nagyléptékű következtetések, korreláció A Darnó-hegyen megismert bazaltok kora feltehetően triász (Buda és Kiss, 1980, Dosztály és Józsa, 1992, Józsa, 1999, Haas és Kovács, 2001, Kovács et al., 2008a, Kovács et al., 2008b, stb.), és kialakulásuk a Tethys kora riftesedéséhez kapcsolható. A kőzetek

legközelebbi

rokonai

az

Észak-Nyugati-Dinaridákban,

a

Zagorje-

Középdunántúli-egységben feltételezhetőek. Ezt a kapcsolatot jelen munka is megerősíti, szorosabbá teszi. Mindezen felül a korai riftesedés délkeletebbi emlékeivel is korreláltam a mintákat, így kirajzolódik a Dinaridákban a szigorúan vett ofiolitöv mellett egy Tethys korai riftesedéséhez köthető zóna is, megerősítve a Kovács et al. (2008b) által felvetett kapcsolatrendszert. A szarvaskői-típusú bazaltok később, a jura során keletkeztek, kialakulásuk feltehetően ív mögötti medence felnyílásához köthető (Harangi et al., 1996), amit jelen munka is alátámasztott. Megállapítható volt azonban az is, hogy a jura óceán több részéről is kerültek kis mértékben különböző kőzetek a ma vizsgálható melanzsba. E munka további fontos eredménye, hogy elkészült egy igen sokrétű összehasonlítás a darnó-típusú, valamint a szarvaskői-típusú bazaltok között, és egyértelmű különbségek voltak megállapíthatók. Mindezzel együtt (tekintve a képződési környezet sajátosságait) ugyanazok a vulkanológiai és hidrotermás fáciesek voltak felismerhetőek a különböző típusú, különböző geotektonikai helyzetben képződött kőzetösszletekben, így rekonstruálhatóvá vált a hidrotermás rendszer, valamint az egyes képződmények elhelyezkedése egy

112


egykori szubmarin vulkáni szerkezetben. Ezzel a szubmarin vulkanizmushoz köthető hidrotermás folyamatok pontos, részletes modellezése, sajátosságainak leírása vált lehetővé. A hidrotermás folyamatokat a kiömlő forrá láva és a tengervíz közötti kölcsönhatás generálja, és jellemzőik a képződés korától függetlenül hasonlóak. A fluidkőzet kölcsönhatás hatására történő szalinitásnövekedés mindenütt megfigyelhető, csakúgy, mint a (disztális fáciesekben jellemző) gyors hűlés számos következménye.

113


6. Összefoglalás A magyarországi Darnói-egységben található magmatitokat sokan vizsgálták az elmúlt évtizedekben, és e korábbi munkák főleg a kőzetek petrográfiájára, geokémiájára, és az ezekből levonható következtetésekre koncentráltak. Az általunk felvetett megközelítés és vizsgálati módszerek e területen újszerűek, mivel e szubmarin magmatizmus vulkanológiai fácieseinek és a kapcsolódó hidrotermás események részletesebb leírására és modellezésére eddig még nem történt kísérlet. A magyarországi Darnói-egység mély-völgyi (Siroktól északnyugatra 4 km-re), reszél-tetői (Egerbaktától északnyugatra 3 km) és nagy-rézoldali (Recsktől 2 km-re keletre) feltárásai esetében a terepi munkán túl makroszkópos, sztereomikroszkópos, polarizációs mikroszkópos, röntgen-pordiffrakciós, elektronmikroszondás, fluidzárvány mikrotermometriai valamint petrokémiai vizsgálatokat végeztem. Az eredmények alapján az azonosított képződmények összehasonlíthatóvá váltak az irodalomban is jól ismert, de az előbbiekben felsorolt hasonló szempontok szerint általam is megvizsgált horvátországi Kalnik-hegység hruškoveci kőfejtőjében feltárt kőzeteivel. Mindezeken felül a BelsőDinaridákhoz tartozó boszniai Vareš-Smreka képződményeit is vizsgáltam annak érdekében, hogy a korreláció a Dinaridák távolabbi egységeire is kiterjeszthető legyen. E lelőhelyek kőzeteiben az a közös, hogy mindegyik kialakulása feltehetően a Tethys korai, triász időszaki riftesedéséhez köthető. A kapcsolatot, így a magyarországi, darnói-egységi képződmények dinári származását, s Közép-magyarországi vonal mentén való eltolódását ezen dolgozat alátámasztja, korrelációjukat szorosabbá fűzi, az eddigi ismereteket árnyalja. A lezajlott hidrotermás folyamatok sajátosságai igen hasonlóak az egyes területeken, de a peperites fácies megjelenése is közös bélyeg. A geokémiai vizsgálatok pedig az összes triász bazalt esetében a lemezen belüli magmatit eredetet, így a riftesedéshez köthető kialakulást támasztják leginkább alá. Ezekkel szemben az egerbaktai kőfejtőben, valamint a Reszél-tetőtől északra húzódó völgyoldalban megtalálható feltárás képződményei az irodalmi adatok alapján a Szarvaskői-egység részét képezik. E bazaltok kialakulása jura, feltehetően ívmögötti medence felnyílásához köthető. Megjegyzendő azonban, hogy bár e kőzetek fő jellemzői megegyeznek a Szarvaskő környékén található bazalttal, mégis fedezhetőek fel különbségek is. Az Egerbakta környéki, a szarvaskői-, valamint a darnó-egységi bazaltok közötti nagyléptékű különbségek munkám során további árnyalásra kerültek.

114


A

dinári,

triász

szubmarin

bazaltok,

valamint

magyarországi

analógiáik

összehasonlításának egyik eredménye az volt, hogy a köztük levő genetikai kapcsolatot alátámaszthattuk, valamint a geokémiai vizsgálatok alapján a korai riftesedéshez kapcsolható eredetre vonatkozó korábbi modelleket is megerősíthettük. Ezek mellett a munka egy másik fontos eredménye az volt, hogy a Magyarországon megismert szubmarin vulkáni és hidrotermás fáciesek kitörési centrumhoz viszonyított térbeli helyzetét meg tudtuk határozni. Ez azért volt fontos, mert míg Hruškovecben ismert a bazalt kriptodóm pontos szerkezete, addig a darnó-hegyi képződmények esetében csak „töredékeket” találunk. Így a mély-völgyi lelőhelyen a tömött párnaláva figyelhető meg folyási csatornával és hólyagüregekkel, illetve „zebra”-szövetű párnalávával, valamint peperites párnaláva fácies is található itt. A reszél-tetői lelőhelyen klasszikus tömött párnaláva fácies, „zebra”-szövetű párnaláva szferulitos felszínnel, peperites fácies és párnaláva darabos (hialoklasztit) breccsa is megtalálható. A nagy-rézoldali kőfejtőben tömött párnaláva fácies, valamint peperites párnaláva fácies is fellelhető. A magyarországi képződmények hruškovecihez hasonló fáciesekbe sorolásán túl a fluidzárvány

mikrotermometriai

vizsgálatok

alapján

azt

a

következtetést

is

megalapozhattuk, hogy az ezeken a lelőhelyeken megtalálható képződmények a vulkáni rendszer központjában található tápláló csatornáktól távol, a perifériális zónákban képződtek. A folyadékzárvány mikrotermometria, valamint a klorittermometria alapján rekonstruáltam a hidrotermás rendszerben lezajló folyamatokat és azok körülményeit, így a folyadék-kőzet kölcsönhatás révén bekövetkezett sótartalomnövekedést, a folyamatok idején jellemző hőmérséklet- és nyomásviszonyokat, valamint a párnalávák hűlésével kapcsolatos eseményeket. Megállapíthatóvá vált az egyes folyamatok időrendje is; legmagasabb hőmérsékleten, a folyadék-kőzet kölcsönhatás korai szakaszában a kőzetek kloritosodása ment végbe, majd a hólyagüregek ásványtársulásai alakultak ki (ekkor a kőzet még nem szilárdult meg). A következő fázist a folyási csatornákat és a „zebra”szövetű párnaláva ásványsávjait kitöltő ásványparagenezis képviseli (a kőzet hűlése, megszilárdulása zajlik ekkor), míg a végső fázis a cikk-cakk erek kialakulása (ekkor már mindenképpen szilárd kőzetről kell beszélnünk).

115


7. Köszönetnyilvánítás Ezúton szeretném kifejezni köszönetemet mindazoknak, akik segítsége nélkül ez a munka nem jöhetett volna létre. Külön köszönöm témavezetőm, Dr. Molnár Ferenc áldozatos munkáját, aki a terepi észlelésektől kezdve a vizsgálati eredményekről való konzultáción át a dolgozat végső formába öntéséig mindvégig segítette tevékenységemet. Köszönöm Dr. Ladislav Palinkašnak, Sibila Borojevićnek és Dr. Kovács Sándornak, hogy tapasztalataikat megosztották velem. A mintaelőkészítésben nyújtott segítségéért Császár Gabriellának és Nagy Sándornak vagyok hálás. A röntgenpordiffrakciós felvételek elkészítéséért Tóthné Király Juditnak, az elektronmikroszondás elemzések elkészítéséért Peter Jonesnak tartozom köszönettel.

116


8. Összefoglalás –Abstract Mesosoic submarine volcanism and related hydrothermal processes in the Darno Unit (NE Hungary) and their Dinaridic connections The Darnó Unit is located in NE Hungary, in the Pelso Structural Megaunit, and forms a part of the Bükk Unit. The studied outcrops, the Mély Valley quarry, the Reszél Ridge quarry, the Nagy-Rézoldal quarry can be found in this unit, while the Egerbakta quarry and the outcrop north from Reszél Ridge are parts of the Szarvaskő Unit, another part of the Bükk Unit. At these localities –though the first basalts are possibly products of Triassic early to advanced stage rifting, and the basalts of the last two localities are possibly products of Jurassic, back arc basin volcanism– pillow basalts, hyaloclastite breccias and peperites can be found, in which hydrothermal processes related to submarine volcanism can be studied. The main aims of the work were to determine the volcanological facies of the submarine basaltic blocks in the Unit, to confirm the earlier hypothesis concerning the original place of these blocks, to show the differences among these basalts and the Szarvaskő-type rocks, and to model the hydrothermal processes related to the submarine volcanism. As a result of the work –using the example of the Croatian, Kalnik Mts. Hruškovec quarry– it was deducible that the submarine volcanic blocks in the Darnó Unit hosted by the olistholithic-turbiditic Mónosbél Formation of Jurassic age can be originated from the distal zone of a submarine cryptodome. The hydrothermal processes are results of the sea water-rock interaction, and during these processes very rapid cooling of hydrothermal fluids was proven by results of mineralogical and fluid inclusion studies. The time schedule of the processes was also deducible, and it was found that these processes are mostly independent from geotectonic position and geological era. At Vareš-Smreka (Bosnia and Herzegovina), which locality is possibly in relationship with Darnó, a quite shallow sea was proved (1.4 km), so in this way quite low pressures were dominant during the formation of the hydrothermal minerals. Although we have no such punctual data about the other Triassic localities, it can be supposed that the sea was not too deep (at least above CCD because of the occurrences of carbonate-peperites among the submarine volcanic facies).

117


The geochemical data attest the early rift-type magmatism origin of the Triassic basalts (Hruškovec, Vareš-Smreka and Darnó Hill), and also their genetic relations can be seen. The data also attest the back arc basin origin of the Jurassic basaltic volcanites (although some MORB characteristics also occur). It was also deducible that there are differences among the basalts from the area of Egerbakta and from Szarvaskő, and on the ground of these differences we conclude that different parts of the Jurassic ocean are represented in the basaltic blocks of the mélange. During this work in this area, where a lot of earlier researches were made, a fairly new approach was used. The original position of the basaltic blocks of the Darnó Hill in a submarine volcanic system was determined, and besides getting to know the hydrothermal processes, the basalts of the Darnó Unit were correlated with the earlier, hypothetical place of origin, so with the similar rocks of the Dinarides. The connection was confirmed, however with studying the outcrop at Vareš-Smreka, a belt of the Triassic early rift-type volcanism near the Dinaric Ophiolite Belt can be recognised.

118


A Darnói-egység mezozoós szubmarin vulkanizmusa és hidrotermás folyamatai, valamint ezek dinári kapcsolatai Északkelet-Magyarországon, a Pelso nagyszerkezeti egységben, a Bükki egységen belül a Darnói-egységben találhatóak a dolgozatban tanulmányozott mély-völgyi, reszéltetői és nagy-rézoldali kőfejtők, valamint a Szarvaskői-egységben, a fenti kőfejtők szomszédságában található az egerbaktai kőfejtő, illetve a Reszél-tetőtől északra, völgyoldalban található természetes feltárás. Ezeken a helyszíneken – bár előbbiek triász, riftesedés korai és előrehaladottabb szakaszában kialakult, utóbbi kettő jura, feltehetően ívmögötti szubmarin vulkanizmus során képződött– párnalávák, hialoklasztit breccsák és peperitek figyelhetőek meg, melyekben a szubmarin vulkanizmushoz kapcsolódó hidrotermás kifejlődések is tanulmányozhatók. A munka fő célja az volt, hogy meghatározzuk e magyarországi képződmények helyzetét egy szubmarin vulkáni dómban, vagyis megismerjük az általuk képviselt vulkanológiai fácieseket, a kőzetek eredeti képződési helyére vonatkozó korábbi feltevéseket alátámasszuk, a különbséget a darnói- és a szarvaskői-bazaltok között bemutassuk,

valamint

a

szubmarin

vulkanizmushoz

kapcsolódó

hidrotermás

tevékenységet modellezzük. A munka eredményeként –a horvátországi, kalnik-hegységi Hruškovec példáját használva- megállapíthatóvá vált, hogy a darnó-hegyi szubmarin vulkáni blokkok, amiket az oliszolitokkal és turbiditekkel jellemezhető jura Mónosbéli Formáció övez, egy szubmarin vulkáni rendszer periferiális zónájából származhatnak. A fluid-kőzet kölcsönhatás révén létrejött hidrotermás rendszerben az igen gyors hűlés jelensége, valamint a tengervíz szerepe volt a domináns, amiket folyadékzárvány vizsgálatokkal igazoltunk. Megállapíthatóvá vált, hogy időrendben milyen folyamatok követik egymást egy ilyen rendszerben, illetve az is kiderült, hogy e jelenségek legtöbbje geotektonikai helyzettől és időtől független. A darnói előfordulással rokon vareš-smrekai (BoszniaHercegovina) lelőhely esetében bizonyítható volt a viszonylag sekély tengervíz (1,4 km), és ezáltal viszonylag alacsony nyomás a hidrotermás ásványparagenezis létrejöttekor, de a többi triász lelőhely esetében is feltételezhető a nem túl mély tengervíz (mindenképpen CCD felett, mivel karbonát-peperitek figyelhetőek meg a legtöbb lelőhelyen). A geokémiai vizsgálatok tanúsága szerint igazolható a triász bazaltok (így a hruškoveci, a vareš-smrekai és a darnó-hegyi is) riftesedés korai stádiumában bekövetkezett keletkezése, genetikai rokonsága, valamint a jura bázikus vulkanitok 119


ívmögötti medence felnyílásához kapcsolódó eredete is (bár ott a MORB jelleg is megjelenik). Megállapításra került azonban, hogy az Egerbakta környéki és a szarvaskői bazaltok között figyelhető meg eltérés is, ami arra enged következtetni, hogy a jura óceán különböző részeit képviselő kőzetek blokkjai is előfordulhatnak a melanzsban. A munka során e többek által is vizsgált területen újszerű megközelítést, vizsgálati módszereket alkalmaztunk. A darnó-hegyi blokkok szubmarin vulkáni rendszerben való elhelyezésén, valamint a hidrotermás jelenségek megismerésén túl korreláltuk azokat a korábbiakban megjelölt valószínű keletkezési hely, vagyis a Dinaridák hasonló képződményeivel. A kapcsolatot sikerült alátámasztani, tovább árnyalni, valamint a vareš-smrekai lelőhely vizsgálatával kirajzolódni látszik egy a Dinári Ofiolitöv mellett húzódó triász korai riftesedéshez kapcsolódó magmatitok öve is.

120


9. Felhasznált irodalom Árváné Sós E., Balogh K., Ravaszné Baranyai L., Ravasz Cs. (1987): Mezozoós magmás kőzetek k/Ar kora Magyarország egyes területein, MÁFI Évi Jelentése az 1985. évről, p. 295-307 Bakker R. J. (2003): Package FLUIDS 1. New computer programs for the analysis of fluid inclusion data and for modelling bulk fluid properties, Chemical Geology, vol. 194, p.3-23 Balla Z., Baksa Cs., Földessy J., Havas, L. és Szabó I. (1980): The Tectonic setting of the Ophiolites in the Bükk Mountains (North Hungary), Geologica Carpathica, vol. 31, 4, p. 465-493 Balla Z. (1987): A Bükk-hegység mezozoós tektonikája és kapcsolata a NyugatiKárpátokkal és a Dinaridákkal, Általános Földtani Szemle, 22, p. 13-54 Balogh K. és Pécskay Z. (2001): K/Ar and Ar/Ar geochronological studies in the Pannonian-Carpathians-Dinarides

(PANCARDI)

region,

Acta

Geologica

Hungarica, vol. 44, 2-3, p. 281-299 Barton P. B. és Skinner B. J. (1967): Sulphide Mineral Stabilities, in: Barnes H. L. (ed.): Geochemistry of hydrothermal ore deposits, Holt, Rinehart and Winston Inc., p. 236-326 Borojević S., Palinkaš L. A. és Bermanec V. (2000): Fluid Inclusions in Pillow Lavas of Hruškovec, Mt. Kalnik, Zbornik radova, p. 123-125 Boynton W. V. (1984): Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies, in: Henderson P. (ed.) Rare Earth Element Geochemistry, Elsevier, Amsterdam, p. 63-114 Buda Gy. és Kiss J. (1980): Comparison some chromite and titaniferous magnetite, ilmenite ore bearing ultrabasic-basic complexes, UNESCO International Symposiu, Athens, 1, p. 21-45 Cathelineau M. és Izquierdo G. (1988): Temperature — composition relationships of authigenic micaceous minerals in the Los Azufres geothermal system, Contributions to Mineralogy and Petrology, vol. 100, 4, p. 418-428 Császár G. (ed.) (1997): Magyarország litosztatigráfiai alapegységei. MÁFI kiadvány, Budapest Császár G. (2005): Magyarország és környezetének regionális földtana, ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, p. 173-179 121


Csontos L. (1995): Tertiary tectonic evolution of the Intra-Carpathian area: A rewiev, Acta Vulcanologica, vol. 7, 2, p. 1-13 Csontos L. (1999): A Bükk-hegység szerkezetének főbb vonásai, Földtani Közlöny, 129, 4, p. 611-651 Csontos L. (2000): A Bükk hegység mezozoós rétegtani újraértékelése, Földtani Közlöny, 130, 1, p. 95-131 Dimitrijević M. N., Dimitrijević M. D., Karamata S., Sudar M., Gerzina N., Kovács S., Dosztály L., Gulácsi Z., Less Gy., Pelikán P. (2003): Olistostrome/mélanges – an overview of the problems and preliminary comparison of such formations in Yugoslavia and NE Hungary, Slovak Geol. Mag., vol. 9, 1 (2003), p. 3-21 Dosztály L., Józsa S. (1992): Geochronological evaluation of Mesosoic formations of Darnó Hill at Recsk on the basis of radiolarians and K-Ar age data, Acta Geologica Hungarica, vol. 35, 4, p. 371-393 Dosztály L., Gulácsi Z. és Kovács S. (1998): Az észak-magyarországi jura képződmények rétegtana, in: Bérczi I. és Jámbor Á (ed.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana, p. 309-318 Downes H., Pantó Gy., Árkai P. és Thirlwall M. F. (1990): Petrology and geochemistry of Mesozoic igneous rocks, Bükk Mountains, Hungary, Lithos, vol. 24, 3, p. 201215 Gyalog L. (ed.) (2005): Magyarázó Magyarország fedett földtani térképéhez (az egységek rövid leírása), Magyar Állami Földtani Intézet Kidaványa, Budapest Haas J., Görög Á., Kovács S., Ozsvárt P., Matyók I., Pelikán P. (2006).: Displaced Jurassic foreslope and basin deposits of Dinaric origin in Northeast Hungary, Acta Geologica Hungarica, vol. 49, 2, p. 125-163 Haas J., Kovács S. (2001): The Dinaric-Alpine connection – as seen from Hungary, Acta Geologica Hungarica, vol. 44, 2-3, p. 345-362 Harangi Sz., Szabó Cs., Józsa S., Szoldán Zs., Árva-Sós E., Balla M. és Kubovics I. (1996): Mesozoic Igneous Suites in Hungary: Implications for Genesis and Tectonic Settings in the Northwestern Part of Tethys, International Geology Review, vol. 38, p. 336-360 Holland H. D. (1967): Gangue minerals in hydrothermal deposits, in: Barnes H. L. (ed.): Geochemistry of hydrothermal ore deposits, Holt, Rinehart and Winston Inc., p.399-417

122


Janousek, V., Farrow, C. M. és Erban, V. (2006). Interpretation of whole-rock geochemical data in igneous geochemistry: introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit). Journal of Petrology, vol. 47, 6, p. 1255-1259 Jensen L. S. (1976): A new cation plot for classifying subalkalic volcanic rocks, Ont. Div. Mines, Misc. Pap., vol. 66, p. 1-21 Józsa S. (1999): A darnó-hegyi óceánaljzati magmás kőzetek petrológiai-geokémiai vizsgálata, doktori értekezés, kézirat Karamata S. (2000): Mineralization related to the Triassic rifting in the Borovica-VarešČevljanovići-Kalinovik zone (Bosnia), Acta Geologica Hungarica, vol. 43, 1, p. 15-23 Karamata S., Knežević V., Cvetković V. (2000): Petrology of the Triassic basaltoid rocks of Vareš (Central Bosnia), Acta Geologica Hungarica, vol. 43, 1, p. 1-14 Kiss J. (1958): Ércföldtani vizsgálatok a Darnó-hegyen, Földtani Közlöny, 88, p. 27-41 Kovács S. (1984): Tiszia-probléma, lemeztektonika, kritikai elemzés a kora mezozoós fácieszónák eloszlása alapján, Földani Kutatás, 27, 1, p. 55-72 Kovács S., Ebner F., Gawlick H. J., Pamić J., Haas J., Gaetani M., Castellaria A., Kräutner H. G., Karamata S., Krstić B., Sudar M., Mello J., Polák M. és Mioc D. (2004): Tectonostratigraphic terrane and paleoenvironment maps of the CircumPannonian

region:

Maximum

Neotethyan

Spreading

(Middle

Jurassic)

Environments, Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa Kovács S., Haas J., Szebényi G., Gulácsi Z., Pelikán P., B.-Árgyelán G., Józsa S., Görög Á., Ozsvárt P., Gecse Zs., Szabó I. (2008a): Permo-Mesozoic formations of the Recsk-Darnó Hill area: stratigraphy and structure of the pre-tertiary basement of the paleogene Recsk orefield, in: Földessy J., Hartai É. (ed.): Recsk and Lahóca Geology of the Paleogene Ore Complex, Geosciences, Publications of the University of Miskolc, Series A, Mining, vol. 73, p. 33-56 Kovács S., Józsa S., Molnár F., Gulácsi Z., Dosztály L., Kiss G., Kövér Sz., Ozsvárt P., Palinkaš L., Sudar M., Jovanović D., Djerić N., Migiros G., Papanikolaou D., Tselepidis V. (2008b): Reassesment of the Mesozoic Darnó Hill ophiolite complex (NE Hungary) and comparisons with the Inner Dinarides and Inner Hellenides – preliminary data, Földtani Közlöny, in press Kubovics I. (1984): On the Petrogenesis of the North Hungarian Basic-ultrabasic Magmatic Rocks, Acta Geologica Hungarica, vol. 27, 1-2, p. 163-189

123


Le Bas M. J., Le Maitre R. W., Streckeisen A. és Zanettin B. (1986): A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, vol. 27, p. 745-750 Less Gy., Mello J. (ed), Elečko M., Kovács S., Pelikán P., Pentelényi L., Peregi Zs., Pristaš J., Radócz Gy., Szentpétery I., Vass D., Vozár J. és Vozárová A. (2004): Geological map of the Gemer-Bükk area, Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa Meschede M. (1986): A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram, Chemical Geology, vol. 56, p. 207-218 Nehlig P. (1991): Salinity of oceanic hydrothermal fluids: a fluid inclusion study, Earth and Planetary Science Letters, vol. 102, p. 310-325 Palinkaš L. A., Kolar-Jurkovšek T., Borojević S. és Bermanec V. (2004): Pillow Lavas of Hruškovec, Mt. Kalnik, N. Croatia, Products of Triassic Rifting Magmatism within Zagorje-Mid-Transdanubian Zone, Field Trip Guide, p. 37-39 Pamić J. (1984): Triassic magmatism of the Dinarides in Yugoslavia, Tectonophysics, vol. 109, 3-4, p. 273-277 Pamić J. (1997): The northwesternmost outcrops of the Dinaridic ophiolites: A case study of Mt. Kalnik (North Croatia), Acta Geologica Hungarica, vol. 40, 1, p. 37-56 Pamić J. és Balen D. (2005): Interaction between Permo-Triassic rifting, magmatism and initiation of the Adriatic-Dinaridic carbonate platform (ADCP), Acta Geologica Hungarica, vol. 48, 2, p. 181-204 Pamić J., Gušić I., Jelaska V. (1998): Geodynamic evolution of the Central Dinarides, Tectonophysics, vol. 297, p. 251-268 Pamić J. és Tomljenović B. (1998): Basic geological data from the Croatian part of the Zagorje-Mid-Transdanubian Zone, Acta Geologica Hungarica, vol. 41, 4, p. 389400 Pamić J., Tomljenović B., Balen D. (2002): Geodynamic and petrogenetic evolution of Alpine ophiolites from the central and NW Dinarides: an overview, Lithos, vol. 65, p. 113-142 Pearce J. A. (1983): Role of sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins, Continental Basalts and Mantle Xenoliths, Shiva, Nantwich, p. 230-249

124


Pearce J. A. és Norry M. J. (1979): Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks, Contrib. Mineral. Petrol., vol. 69, p. 33-47 Pelikán P. (ed.) (2005): A Bükk-hegység földtana, Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, p. 82-92. Péntek A., Molnár F., Watkinson D. H. (2006): Magmatic fluid segregation and overprinting hydrothermal processes in gabbro pegmatites of the Neotethyan ophiolitic Szarvaskő Complex (Bükk Mountains, NE Hungary), Geologica Carpathica, vol. 57, 6, p. 433-446 Trubelja F., Burgath K-P., Marchig V. (2004): Triassic Magmatism in the Area of the Central Dinarides (Bosnia and Herzegovina): Geochemical Resolving of Tectonic Setting, Geologia Croatica, vol. 57, 2, p. 159-170 Van Andel Tjeerd H. (1975): Mesoszoic/cenozioc calcite compensation depth and the global distribution of calcareous sediments, Earth and Planetary Science Letters, vol. 26, 2, p. 187-194 Velledits F. (2006): Evolution of the Bükk Mountains (NE Hungary) during the Middle– Late Triassic asymmetric rifting of the Vardar-Meliata branch of the Neotethys Ocean, International Journal of Earth Sciences, vol. 95, p. 395-412 Vrkljan M. (1994): Petrographic characteristics of extrusive rocks from Hruskovec, Mt. Kalnik, NW Croatia, Geologica Croatia, vol. 47, 2, p. 181-191 Wilson, M (1989): Igneous Petrogenesis. A global tectonic approach, Harper Collins Academic, London, 466 p. Winchester J. A. és Floyd P. A. (1977): Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements, Chemical Geology, vol. 20, p. 325-343 Wood D. A. (1980): The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province, Earth and Planetary Science Letters, vol. 50, p. 11-30 Zane A. és Weiss Z. (1998): A procedure for classifying rock-forming chlorites based on microprobe data, Rend. Fis. Acc. Lincei, serie 9, vol. 9, p. 51-56 Zang W. és Fyfe W. S. (1995): Chloritization of the hydrothermally altered bedrock at the Igarapé Bahia gold deposit, Carajás, Brazil, Mineral. Deposita, vol. 30, p. 30-38

125


10. Fotótáblák 1. tábla: Hruškovec 1. A hruskoveci kőfejtő panorámaképe. 2. A hruskoveci kőfejtő értelmezett rajza.

2. tábla: Hruškovec 1. Cikk-cakk eres lávanyelv a hruškoveci kőfejtőben (tömött illeszkedésű párnaláva fácies). 2. A „zebra”-szövetű párnaláva terepen, jelölve a kőzet által jelzett fiatalodási irányt. 3. Peperites párnaláva fácies terepen. 4. Párnaláva darabos hialoklasztit breccsa fácies a terepen. A kőzetüveg klasztok közötti párnaláva darabok apróhólyagüregesek. 5. Hólyagüreges bazalt a tömött illeszkedésű párnalávából. 6. A „zebra”-szövetű párnaláva 7. Párnaláva darabos hialoklasztit breccsa. 8. Párnaláva darabos hialoklasztit breccsa. 3. tábla: Hruškovec Az oldalon használt rövidítések: CC: kalcit, Ep: epidot, L: folyadékfázis (likvid), Pl: plagioklász, Ü: üveg, V: gőzfázis (vapor) 1. Hólyagüreges, variolitos (átmenet interszertális felé) szövetű bazalt csiszolati képe. A hólyagüregeket kalcit és epidot tölti ki (1N). 2. Hólyagüreges, variolitos (átmenet interszertális felé) szövetű bazalt csiszolati képe (+N). 3. Üreges üvegdarab a hialoklasztit breccsában. Az üregeket, illetve az üvegdarabok közötti területet kalcit tölti ki (1N). 4. Üvegdarab hialoklasztit breccsában (+N). 5. Negatív kristály alakú, elsődleges kétfázisú (folyadék+gőz) folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva kalcitjában.

126


6. Kétfázisú (folyadék+gőz) elsődleges folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva kalcitjában. 7. Kétfázisú (folyadék+gőz) elsődleges folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva kalcitjában. 4. tábla: Vareš-Smreka 1. A vareš-smrekai kőbánya panorámaképe. 2. Egy nagy párnaláva a bányában. Jól látszik az ún. „turtoise” szerkezet. A ceruza hegye a közvetlen tengervízzel való érintkezési felületre mutat (az egykori felső rész felé), ahol hialoklasztit breccsa is megjelenik. 3. Két párnaláva, erezéseikben mésziszap és más hidrotermás ásványok jelennek meg. A párnák között hialoklasztit breccsa található, melyben a zöld üveges, kloritos anyag mellett vörös mésziszap darabok is megfigyelhetőek. 4. Mésziszappal töltött erezés és hidrotermás ásványokkal bélelt hólyagüregek párnalávában. 5. A peperites fácies megjelenésének szép példája. A párnaláva mésziszappal keveredik, míg az egykori tengervízzel való érintkezés felszínén hialoklasztit breccsa és hidrotermás ásványok jelennek meg. 6. Hialoklasztit breccsa közelről. A mésziszap és bazaltos üveg klasztokat hidrotermás ásványok cementálják. 7. Tipikus peperites fáciesű párnaláva. Igen nagy, vörös mészkődarabok keverednek a bazalttal. 5. tábla: Vareš-Smreka Az oldalon használt rövidítések: Cc: kalcit, Chl: klorit, Mkő: mészkő, Pl: plagioklász. 1. Cikk-cakk eres bazalt, melynek ereiben nemcsak kalcit, de mésziszap is megfigyelhető. 2. Hólyagüreges bazalt, melynek hólyagüregeiben kalcit, illetve egy nagyobb üregben hematit, klorit és kalcit található. 3. Bazalt, melyben sem erezés sem hólyagüregek nem jellemzőek. 4. Hialoklasztit breccsa, melyben mészkőklasztok is előfordulnak. 5. Kalcittal és mésziszappal töltött ér a cikk-cakk eres bazaltban (1N). 6. Kalcittal és mésziszappal töltött ér a cikk-cakk eres bazaltban (+N).

127


7. Kalcittal és klorittal kitöltött egykori mafikus ásványok a cikk-cakk eres bazaltban. A bazaltban a plagioklászok vázkristályosak, kévésen heylezkednek el, így a kőzet szövete variolitos. Fentieken felül vékony kalcitér is megyfigyelhető a fotón (1N). 8. Kalcittal és klorittal kitöltött egykori mafikus ásványok a cikk-cakk eres, variolitos szövetű bazaltban (+N). 6. tábla: Vareš-Smreka Az oldalon használt rövidítések: Cc: kalcit, Chl: klorit, Hem: hematit, Mkő: mészkő Op: opál, Pl: plagioklász, Px: piroxén, Ü: üveg. 1. Hólyagüreges bazalt mikroszkópi képe. A nagyobb üreg falán előbb kevés opál és klorit vált ki, majd kalcit, végül belül főképp hematit figylehető meg kevés klorittal. A bazaltban a plagioklász vékony léces, előfordul, hogy vázkristályos, igen sok közöttük a kloritos, üveges anyag. Vékony piroxén lécek is megfigyelhetőek a kőzetben (1N). 2. Hólyagüreges bazalt mikroszkópi képe (+N). 3. Hematitból álló folt a hólyagüreges bazaltban található nagyobb üreg közepén. A hematitot kalcit veszi körül (1N). 4. Hematitból álló folt a bazaltban található nagyobb üreg közepén (ráeső fénnyel, +N). 5. Hematit a hólyagüregektől, erektől mentes bazaltban. A kőzet üveges, mikrokristályos, benne plagioklász lécek és klinopiroxének találhatók (1N). 6. Hematit a hólyagüregektől, erektől mentes bazaltban (+N). 7. Hialoklasztit breccsa mikroszkópi képe. Erősen üveges, kristálycsírákkal teli, piroxén fenokristályokat tartalmazó klaszt a mikrites mésziszapban. Látszik, hogy igazi letört darab, lévén a (többi mintában is előfordulóhoz hasonló) porfíros elegyrész méretű piroxén kristály is el van törve (1N). 8. Radioláriák a hialoklasztit breccsában található mikrites mészkőben (1N). 9. A hialoklasztit breccsa mikroszkópi képe. Erősen üveges, mikrokristályos, kevés plagioklász lécet tartalmazó klaszt található a mikrites mésziszapban (1N). 7. tábla: Vareš-Smreka Az oldalon használt rövidítések: L: folyadék fázis (likvid), V: gőzfázis (vapor)

128


1. Kétfázisú (folyadék és gőz), negatív kristály alakú primer folyadékzárvány a felbreccsásodott bazalt vastag kalciterezésében. 2. Kétfázisú (folyadék és gőz) primer folyadékzárvány a felbreccsásodott bazalt vastag kalciterezésében. 3. Kétfázisú (folyadék és gőz), negatív kristály alakú primer folyadékzárvány a felbreccsásodott bazalt vastag kalciterezésében. 4. Kétfázisú (folyadék és gőz) primer folyadékzárvány a felbreccsásodott bazalt vastag kalciterezésében. 5. Kétfázisú (folyadék és gőz) primer folyadékzárvány a felbreccsásodott bazalt vastag kalciterezésében. 6. Kétfázisú (folyadék és gőz), negatív kristály alakú primer folyadékzárványok a felbreccsásodott bazalt vastag kalciterezésében. 7. Kétfázisú (folyadék és gőz) primer folyadékzárvány a hülyagüreges bazalt üregkitöltő kalcitjában. 8. Kétfázisú (folyadék és gőz) primer folyadékzárvány a hülyagüreges bazalt üregkitöltő kalcitjában. 8. tábla: Mély-völgy 1. A felső bányaudvar panorámaképe. Ott zömmel a tömött illeszkedésű párnaláva figyelhető meg, a párnák között kevés hialoklasztit breccsával. 2. Bazalt párnák és nyelv a felső bányaudvarban. 3. Párnaláva a felső bányaudvarból. 4. A „zebra”-szövetű párnaláva az alsó bányaudvarból. Jól látszik, hogy a szövet elég csekély mértékben kifejlett, és az utólagos tektonika hatása miatt paleovízszintes meghatározására nem alkalmazható. 5. Hólyagüreges, tápcsatornás párnaláva a felső bányaudvar tömött illeszkedésű párnaláva fácieséből. 6. A vörös triász-jura radiolarit keveredik a bazalttal, így adott esetben annak korolására is alkalmas lehet. 7. A vörös triász-jura valamint a szürke jura radiolarit együtt is megjelenik, határuk tektonikus. 9. tábla: Mély-völgy

129


Az oldalon használt rövidítések: Cc: kalcit, Chl: klorit, Ep: epidot, Ol: olivin, Pl: plagioklász, Q: kvarc. 1. A hólyagüreges bazalt makroszkópos felvétele. A minta közepén jól látható az egykori tápcsatorna, melyet ma kalcit tölt ki. 2. A „zebra”-szövetű párnaláva egy darabja. A körülbelül 2 cm vastag bazaltsáv felett egy darab látható a hasonló vastagságú, főképp kalcittal töltött ásványsávból is. 3. Hialoklasztitbreccsa a tömött illeszkedésű párnalávák közül. 4. A peperites párnaláva fácies bazaltja. 5. A hólyagüreges bazalt mikroszkópi képe. A bazaltban jellemző a vázkristályos plagioklász gyakran kévés megjelenése, míg a hólyagüregeket kalcit tölti ki (1N). 6. A hólyagüreges bazalt mikroszkópi képe (+N). 7. A „zebra”-szövetű párnaláva bazaltjának mikroszkópi képe. A plagioklász jellemzően vázkristályos, és a lécek között igen sok a mikrokristályos, üveges anyag. Kétféle értípus különíthető el, az egyik főleg kvarccal és klorittal, a másik kalcittal, klorittal és kevés epidottal van kitöltve (1N). 8. A „zebra”-szövetű párnaláva bazaltjának mikroszkópi képe(+N). 10. tábla: Mély-völgy Az oldalon használt rövidítések: Cc: kalcit, Chl: klorit, Ep: epidot, Hem: hematit, L: folyadék fázis (likvid), Pl: plagioklász, Px: piroxén, Ü: üveg, V: gőzfázis (vapor). 1. A hialoklasztitbreccsa cementanyaga kalcittal, klorittal, epidottal, pirittel és hematittal (1N). 2. Üvegklaszt a hialoklasztitbreccsában (1N). 3. Mészkő melletti bazalt a peperites fáciesből. A bazaltban jellemzőek a hematit csomók, illetve a hintések is. A kőzetben található plagioklász gyakran vázkristályos, mellette vékony, apró szemcsékben piroxén is megfigyelhető (1N). 4. Mészkő melletti bazalt a peperites fáciesből (+N). 5. Mészkő melletti bazalt a peperites fáciesben. A hematit jellemző vörös belsőreflexe megfigyelhető (ráesőfénnyel, +N). 6. Primer, kétfázisú (folyadék és gőz), negatív kristály alakú folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva kalcitjában.

130


7. Primer, kétfázisú (folyadék és gőz) folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva kalcitjában. 8. Primer, kétfázisú (folyadék és gőz), negatív kristály alakú folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva kalcitjában. 9. Primer, kétfázisú (folyadék és gőz), negatív kristály alakú folyadékzárvány egy hólyagüreg kalcitjában. 11. tábla: Reszél-tető 1.

A

reszél-tetői

felhagyott

kőfejtő

panorámaképe,

jelölve

a

fontosabb

fácieshatárokkal. 2. A kőfejtő értelmezett rajza. 12. tábla: Reszél-tető 1. Tömött illeszkedésű párnaláva terepen. 2. A „zebra”-szövetű párnaláva terepen. 3. Szferulitos felszínű bazalt. 4. Peperites fácies terepen. 5. Hialoklasztit breccsa makroszkópos fotója. 6. Vörös mészkő a peperites fáciesből. 7. Erezett bazalt makroszkópos fotója. 8. Szferulitos bazalt makroszkópos fotója 13. tábla: Reszél-tető Az oldalon használt rövidítések: BM: biomold, Cc: kalcit, Chl: klorit, Hem: hematit, Pl: plagioklász, Py: pirit, Ü: üveg. 1. A „zebra ”-szövetű párnaláva. Jól látható, hogy a bazaltban a plagioklász kévés elrendeződésű, gyakran vázkristályos. Az ásványsávval való határon hematit jellemző, míg a sávot kalcit tölti ki (1N). 2. A „zebra”-szövetű párnaláva (+N). 3. Hematit a „zebra”-szövetű párnalávában (ráeső fénnyel, 1N) 4. A szferulitos bazalt szöveti képe. Jól látható, hogy a plagioklász tűk sugarasan helyezkednek el. Egy egykori mafikus ásványt most klorit és kevés kalcit tölt ki. (1N) 131


5. A szferulitos bazalt szöveti képe (+N). 6. Sajátalakú pirit a bazaltban (ráeső fénnyel, 1N). 7. A kalciteres bazalt szöveti képe. A plagioklászok között igen sok klorit, valamint kevés pirit utáni hematit plszeudomorfóza, illetve pirit található (1N). 8. A kalciteres bazalt szöveti képe (+N). 9. Opak ásványok a kalciteres bazaltban (a felvétel az előzőekkel azonos helyen készült, 1N ráeső fényben). 10. A hialoklasztit breccsa. Az üvegklasztok közötti teret főképp kalcit és klorit tölti ki (1N). 11. A hialoklasztit breccsa (+N). 12. A mikrites mészkő biomoldot és kalciteret is tartalmaz (1N). 14. tábla: Reszél-tető Az oldalon használt rövidítések: L: folyadékfázis (likvid), V: gőzfázis (vapor). 1. Víztisztább, szivacsos, és ezek átmeneti része a „zebrában”. 2. Az átmeneti rész közelebbről, itt készült a mérések jó része. 3. Kétfázisú (folyadék+gőz) primer folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva ásványsávjából. 4. Kétfázisú (folyadék+gőz) primer, negatív kristály alakú folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva ásványsávjából. 5. Kétfázisú (folyadék+gőz) primer folyadékzárvány a „zebra”-szövetű párnaláva ásványsávjából. 6. Kétfázisú (folyadék+gőz) primer fluidzárvány a peperites fáces mészkövének kalciterezéséből. 7. Kétfázisú (folyadék+gőz) primer, negatív kristály alakú fluidzárvány a peperites fácies mészkövének kalciterezéséből 15. tábla: Nagy-Rézoldal 1a. A nagy-rézoldali kőfejtő panorámaképe, 1. rész. (az északabbi rész). Jelölve a legfontosabb

fácieshatárok,

tektonikus

határok,

Beazonosításhoz l. az értelmezett rajzot (16. tábla/1)

132


mintavételi

helyek.

1b. A nagy-rézoldali kőfejtő panorámaképe, 2. rész. (a délebbi rész). Jelölve a legfontosabb

fácieshatárok,

tektonikus

határok,

mintavételi

helyek.

Beazonosításhoz l. az értelmezett rajzot (16. tábla/1). 16. tábla: Nagy-Rézoldal 1. A nagy-rézoldali kőfejtő panorámaképének értelmezett rajza, a kőfejtőben megfigyelhető fáciesekkel, és egyéb információkkal. 2. Cikk-cakk eres párnaláva, a párnák között kevés hialoklasztit breccsával. 3. Tömött illeszkedésű párnaláva. A párnalávák fiatalodási iránya jobbra lefelé mutat. 4. Nagy hólyagüreges bazalt. 5. Apróhólyagüreges bazalt. 6. Peperites fácies. Vörös, egykori iszapos anyag keveredik a bazalttal. 7. Cikk-cakk eres párnaláva. Jól látszik, hogy a felszíni, mállásnak kitett részen a kalcit kioldódott az erekből. 17. tábla: Nagy-Rézoldal 1. Apróhólyagüreges bazalt, a hólyagüregeket klorit tölti ki. 2. Apróhólyagüreges bazalt. A hólyagüregeket főképp kalcit tölti ki. 3. Nagyhólyagüreges bazalt. A hólyagüregeket zömmel kalcit tölti ki. 4. Erezett, szferulitos felszínű bazalt. 5. Cikk-cakk eres bazalt külső része. 6. Cikk-cakk eres bazalt vágott felülete. Az ereket főképp kalcit tölti ki. 7. Hialoklasztit breccsa darabok. Az üveges klasztokat főképp kalcit cementálja. 8. Kalcittal kitöltött egykori tápláló csatorna tömött illeszkedésű párnalávában. 18. tábla: Nagy-Rézoldal Az oldalon használt rövidítések: Ca: kalcedon, Cc: kalcit, Chl: klorit, Pl: plagioklász, Px: piroxén. 1. Zömmel klorittal,

valamint kevés kalcedonnal kitöltött hólyagüreg az

apróhólyagüreges bazaltban (1N). 2. Zömmel klorittal,

valamint kevés kalcedonnal kitöltött hólyagüreg az

apróhólyagüreges bazaltban (+N). 3. Szálas klorittal és kalcittal kitöltött hólyagüreg apróhólyagüreges bazaltban (1N). 133


4. Szálas klorittal és kalcittal kitöltött hólyagüreg apróhólyagüreges bazaltban (+N). 5. Szegélyén hematitosodó sajátalakú pirit az apróhólyagüreges bazaltban (ráeső fénnyel, 1N) 6. Kalcittal kitöltött hólyagüreg, kévésen elhelyezkedő vázkristályos plagioklászokkal körülvéve, nagyhólyagüreges bazaltban. A piroxének követik a plagioklászok elhelyezkedését (1N). 7. Kalcittal kitöltött hólyagüreg nagyhólyagüreges bazaltban (+N). 8. Másodlagos kalcittal és klorittal kitöltött egykori mafikus ásványok finomszemcsés bazalban (1N). 9. Másodlagos kalcittal és klorittal kitöltött egykori mafikus ásványok finomszemcsés bazalban (+N). 19. tábla: Nagy-Rézoldal Az oldalon megjelenő rövidítések: Ca: kalcedon, Cc: kalcit, Chl: klorit, Hem: hematit, L: folyadékfázis (likvid), Pl: plagioklász, Ü: üveg, V: gőzfázis (vapor). 1. Zömmel kalcittal kitöltött kalcitér cikk-cakk eres bazaltban. A bazaltban a plagioklászok enyhén kévés elhelyezkedésűek (1N). 2. Érkitöltő ásványok közelebbről a cikk-cakk eres bazaltban. Kalcit és kvarckalcedon jelenik meg az érben (1N). 3. Érkitöltő ásványok közelebbről a cikk-cakk eres bazaltban. Kalcit és kvarckalcedon jelenik meg az érben (+N). 4. Üveges klaszt, és körülötte a cementáló kalcit a hialoklasztit breccsában (1N). 5. Üveges klaszt, és körülötte a cementáló kalcit a hialoklasztit breccsában (+N). 6. Kalcittal és klorittal bélelt hajszálerekkel szabdalt, teljesen áthematitosodott egykori üledékes kőzetdarab a peperites fáciesből (1N). 7. Két generáció kalcitér szeli az áthematitosodott egykori üledéket. A víztiszta, vékonyabb ér a fiatalabb (1N). 8. Kétfázisú (folyadék+gőz) elsődleges fluidzárványok a nagyhólyagüreges bazalt hólyagüregkitöltő víztiszta kalcitjában. 9. Kétfázisú (folyadék+gőz) elsődleges fluidzárványok a nagyhólyagüreges bazalt hólyagüregkitöltő víztiszta kalcitjában. 20. tábla: Egerbakta

134


1. Az egerbaktai kőfejtő panorámaképe, jelölve a legfontosabb fácies és tektonikai határokkal, valamint mintavételi helyekkel. 2. Az egerbaktai kőfejtő panorámaképének értelmezett rajza. 21. tábla: Egerbakta 1. Vörösesbarna, tömött illeszkedésű párnalávák terepen. 2. Zöldesszürke tömött illeszkedésű párnalávák, a párnák között kevés hialoklasztit breccsával, valamint a kőzeteket átszelő utólagos erezéssel. 3. A kőzettelér hűlési szegélye (piros nyíllal jelölve) terepen. 4. Vetőkarcok két blokk közötti tektonikus határon. 5. Jól megfigyelhető a párnalávák haladási iránya, ami egyértelműen kibillentett rétegsorra utal (sárga nyllal jelölve). 6. Peperites párnaláva fácies, a párnaláva darabok között fekete, egykori iszapos anyaggal. A kőzetet vastag utólagos erek szelik. 7. Hialoklasztit breccsa párnalávák között. 22. tábla: Egerbakta Az oldalon használt rövidítések: Cc: kalcit, Fp: földpát, Lim: limonit, Pl: plagioklász, Pr: prehnit, Px: piroxén, Ü: üveg. 1. A vörösbarna, tömött illeszkedésű bazalt kézipéldányának makroszkópos képe. A példány alján egy kis darab a kőzetet átszelő vastag, kalcittal kitöltött másodlagos erezésből is megfigyelhető. 2. A feltételezett kőzettelér hűlési szegélyének darabjai. 3. A vörösbarna bazalt szöveti képe. Jól látszik a kőzetben jellemzően gyakran előforduló limonitos csomó, valamint a szövet porfíros jellege is (1N). 4. A vörösbarna bazalt szöveti képe (+N). 5. A zöldesszürke bazalt szöveti képe. Jól megfigyelhető a porfíros jelleg, porfíros elegyrészként piroxén és földpát is megjelenik, csakúgy, mint az alapanyagban. A piroxénben a mintákban oly jellemző homokóra-szerkezet is megfigyelhető (1N). 6. A zöldesszürke bazalt szöveti képe (+N). 7. A párnák között megjeleő hialoklasztit breccsa mikroszkópi képe. Az üvegdarabokban üde piroxének is találhatók, de a kötőanyagban is előfordul belőlük néhány darab. A körőanyag zömmel finomszemcsés prehnit (1N).

135


8. A párnák között megjeleő hialoklasztit breccsa mikroszkópi képe (+N). 23. tábla: Egerbakta Az oldalon használt rövidítések: Cpy: kalkopirit, Fp: földpát, L: folyadékfázis (likvid), P: elsődleges folyadékzárvány (primer), Px: piroxén, S: másodlagos folyadékzárvány (secunder), Q: kvarc, V: gőzfázis (vapor). 1. Csiszolat a peperites fáciesből, az üledék és az üveg kontaktusáról. Látszik, hogy az üvegben porfíros elegyrész méretű plagioklász és piroxén kristályok vannak, míg az egykori üledékes anyag igen aprószemcsés kvarc (1N). 2. Csiszolat a peperites fáciesből, az üledék és az üveg kontaktusáról (+N). 3. A kőzettelér hűlési szegélyének mikroszkópi képe. A sötét, igen finomszemcsés anyagban kristálytörmelékek vannak, melyek egészen nagyok is lehetnek, mint például a képen látható piroxének kalkopirittel (1N). 4. A kőzettelér hűlési szegélyének mikroszkópi képe. Jól látszanak a kialakulóban levő kristálycsomók is (+N). 5. Szekunder (S) és primer (P) fluidzárványok a zöldesszürke bazalt vékony erezését alkotó kalcitban. 6. Primer, kétfázisú (folyadék+gőz) folyadékzárvány a zöldesszürke bazalt erezését alkotó kalcitban. 7.

Primerm,

kétfázisú

(folyadék+gőz)

folyadékzárvány

szobahőmérsékleten,

kalcitban. 8. Ugyanezen zárvány fagyasztáskor. Jól látszik, hogy a gőzfázist tartalmazó buborék összeroppant. 9. Ugyanezen zárvány a fagyasztásos vizsgálat során, az eutektikus pontnál magasabb hőmérsékleten. A buborék elkezdett kikerekedni a kiolvadt kis mennyiségű folyadék miatt. Jól láthatóak a jégkristályok a zárványban. 24. tábla: Reszél-tetőtől északra, völgyoldali feltárás Az oldalon használt rövidítések: Fp: földpát, Pl: plagioklász, Pr: prehnit, Px: piroxén. 1. A völgyoldali természetes feltárás. 2. A feltárásban talált bazalt makroszkópos képe.

136


3. Porfíros elegyrészekből álló „csomó” a bazaltban, melyet piroxén és földpát alkot. A bazaltban a plagioklász lécek kévésen helyezkednek el (1N). 4. Porfíros elegyrészekből álló „csomó” a bazaltban, melyet piroxén és földpát alkot. A bazaltban a plagioklász lécek kévésen helyezkednek el (+N). 5. Általánosan jellemző bazalt szöveti kép. A porfíros elegyrész piroxén, a plagioklász az alapanyagban kévésen helyezkedik el (1N). 6. Általánosan jellemző bazalt szöveti kép (+N). 7. Prehnittel kitöltött ér a bazaltban. A bazalt szövete porfíros jellegű, a plagioklászok kévésen helyezkednek el (1N). 8. Prehnittel kitöltött ér a bazaltban. A bazalt szövete porfíros jellegű, a plagioklászok kévésen helyezkednek el (+N).

137


1. ítábla


2. ítábla 1.

2.

3.

4.

5.

6.

7.

8.


3. ítábla

1N

1.

2.

+N

CC

Ep

Pl 0,2 mm

1N

3.

0,2 mm

+N

4.

CC Ü

CC

0,2 mm

5.

0,2 mm

6.

V

L 10μm

7.

V

V

L

L 10μm


10μm

4. ítábla 1.

2.

3.

4.

5.

6.

7.


5. ítábla 1.

2.

2cm

2 cm 4.

3.

4cm 5.

2 cm 1N

6.

+N

Mkő Pl Cc

0,1 mm 1N

7.

0,1 mm 8.

+N

Chl

Cc Pl Chl

Cc 0,1 mm


0,1 mm

6. ítábla 1.

1N

2.

+N

Pl

Op Cc

Px Chl 0,2 mm

Hem 3.

1N

0,2 mm 4.

+N

Hem Cc 0,1 mm 5.

1N

0,1 mm +N

6.

Px

Chl

Pl

Hem 7.

1N

0,1 mm

0,1 mm

8.

1N

9.

1N

Üveges Mkő Kristálycsírás Pl Durvább kristályos

Ü

Mkő Mkő 0,1 mm


0,1 mm

0,1 mm

7. ítábla 1.

2. L V L

V 5 μm 3.

5 μm 4.

L

L

V

V 5 μm

5.

5 μm 6.

L

L

L

V V

V

5 μm 7.

5 μm 8.

L

L V V 5 μm


5 μm

8. ítábla


9. ítábla 1.

2.

2 cm 3.

4.

1 cm

5.

2 cm

1N

Pl

6.

+N

CC

Ol 0,5 mm 7.

1N

Pl

0,5 mm 8.

+N

Chl Q

Chl

Ep

Cc

0,1 mm


0,1 mm

10. ítábla 1.

1N

2.

1N

Ü CC

Ep

CC Hem

0,5 mm

Chl 3.

4.

1N

Pl

0,5 mm +N

5.

1N

Px

Hem 0,2 mm

0,2 mm

6.

0,2 mm

7.

L

L

V

V

5 μm

10 μm

8.

9. L

L

V

V 5 μm


5 μm

11. ítábla


12. ítábla 1.

2.

0,5 m 3.

4.

5.

6.

2 cm

2 cm 8.

7.

2 cm


2 cm

13. ítábla 1.

1N

2.

+N

3.

1N

CC Hem Pl CC 0,2 mm 1N

4.

0,2 mm 5.

+N

0,2 mm 6.

1N

Cc Chl+cc

Py

Pl

0,3 mm

7.

1N

0,3 mm

8.

+N

0,1 mm

1N

9.

Hem Py

Chl Pl 0,3 mm

10.

1N

0,3 mm

11.

+N

0,3 mm

12.

1N

Ü BM Chl CC CC

0,5 mm

0,5 mm


0,5 mm

14. ítábla 2.

1.

100 μm

1 mm

3.

4.

5.

V L V

L

L

10 μm

V

10 μm

10 μm

7.

6.

V L

V L 10 μm


10 μm

15. ítábla


16. ítábla


17. ítábla 1.

2.

1 cm 3.

2 cm 4.

2 cm 5.

1 cm 6.

2 cm 7.

2 cm 8.

1 cm


2 cm

18. ítábla 1.

1N

2.

+N

Ca Pl

Chl 0,1 mm 1N

3.

0,1 mm +N

4.

5.

1N

Chl Cc 0,2 mm

0,2 mm 1N

6.

7.

0,2 mm +N

Cc

Px 8.

Pl 0,1 mm 1N

0,1 mm 9.

+N

Cc

Pl 0,1 mm


0,1 mm

19. ítábla 1.

2.

3.

Cc

Ca

Cc

Pl

0,2 mm

0,2 mm

4.

0,2 mm

5. Cc

Ü

0,1 mm 6.

0,1 mm 7.

Hem

Hem Chl

Cc

Cc

Cc 0,1 mm

8.

0,1 mm 9.

V L

L

V

L

V 5 μm


5 μm

20. ítábla


21. ítábla 1.

2.

0,5 m 3.

4.

5.

0,5 m 6.

7.


22. ítábla 1.

2.

2 cm 3.

1N

2 cm 4.

+N

Fp

Ü

Lim

Fp

Fp

0,1 mm 1N

5.

0,1 mm 6.

+N

Cc Fp Pl Px Px 0,1 mm 7.

1N

0,1 mm 8.

+N

Ü

Px

Pr Ü

0,1 mm


0,1 mm

23. ítábla 1.

1N

2.

+N

Fp

Q Fp

0,1 mm 3.

1N

0,1 mm 4.

+N

Cpy

Px

0,1 mm 5.

0,1 mm 6.

P L S V

20μm 7.

20μm

8. o

+22 C

9. o

-18oC

-30 C

J

L

J V

10μm

10μm


10μm

24. ítábla 1.

2.

2 cm 1N

3.

4.

+N

Px

Fp 0,1 mm 5.

1N

0,1 mm 6.

+N

Px Pl

Fp

Px

0,1 mm 7.

1N

0,1 mm 8.

+N

Fp Pr

Pl

0,1 mm


0,1 mm

11. Mellékletek A melléklet 1-17: a röntgenpordiffrakciós vizsgálatok eredményei B melléklet 1-10: a folyadékzárvány mikrotermometriai mérések eredményei C melléklet: a kloritokon végzett elektronmikroszondás vizsgálatok eredményei D melléklet: a geokémiai vizsgálatok eredményei

138


Jelmagyarázat: chl: klorit d: dolomit ab: albit p prehnit q: kvarc cc: kalcit

A-1. A hruškoveci „zebra” bazaltsávjából készített röntgenpordiffrakciós felvétel

Jelmagyarázat: chl: klorit d: dolomit ab: albit q: kvarc cc: kalcit

A-2. A hruškoveci vörös bazalt (peperites fáciesből) röntgenpordiffrakciós felvétele


Jelmagyarázat: chl: klorit p: prehnit q: kvarc cc: kalcit

A-3. A hruškoveci „zebra” ásványsávjának röntgenpordiffrakciós felvétele.

A-4: A vareš-smrekai hialoklasztit breccsa üveges klasztjából készített XPD felvétel.


Jelmagyarázat: q: kvarc cc: kalcit

A-5: A mély-völgyi párnaláva erezésének röntgenpordiffrakciós felvétele. Jelmagyarázat: q: kvarc cc: kalcit

2Θ A-6: mély-völgyi folyási csatornát kitöltő ásványokról készített XPD felvétel


Jelmagyarázat: q: kvarc cc: kalcit ab: albit h: hematit

A-7: A mély-völgyi hólyagüregkitöltő ásványok röntgenpordiffrakciós felvétele.

Jelmagyarázat: q: kvarc cc: kalcit ab: albit h: hematit

A-8: A mély-völgyi hólyagüregkitöltő ásványok röntgenpordiffrakciós felvétele.


Jelmagyarázat: chl: klorit ep: epidot q: kvarc cc: kalcit

A-9: A mély-völgyi hialoklasztit breccsa cementjéből készített XPD felvétel.

A-10: A reszél-tetői „zebra” ásványsávjának röntgenpordiffrakciós felvétele.


A-11: A reszél-tetői bazalt röntgenpordiffrakciós felvétele.

A-12: A reszél-tetői peperites fácies mészkövében található erezés XPD felvétele.


A-13: A nagy-rézoldali nagyhólyagüreges bazalt üregkitöltésének XPD felvétele.

A-14: A nagy-rézoldali cikk-cakk eres bazalt érkitöltésének XPD felvétele.


A-15: A nagy-rézoldali hialoklasztit breccsa cementanyagának XPD felvétele.

A-16: A nagy-rézoldali vetőzónabeli elbontott kőzet röntgenpordiffrakciós felvéte.


A-17: Az egerbaktai hialoklasztitbreccsa cementjének röntgenpordiffrakciós felvétele.


B-1. melléklet

Vareš, mikrotermometriai mérések eredményei a bazalt erezésében ssz

Th (oC)

VSM0003-ból 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20

111 118 95 103 101 98 105 103 125 109 98 115 103 99 101 114 92 94 83 117

átlag szórás

104 10

Teut Top (met) Top (sta) szalinitás jelleg (NaCl ekv s%) (oC) (oC) (oC)

-0,5

3 3 3

-20,9

-2,8

4,64

-3,1

5,1

-1,8

3,06

-2,8 -2,1

-2,5 0,5

4,64 3,54

4,20 0,86

Jelmagyarázat: Th Th #2 Teut Top (met) Top (sta) ssz P

homogenizációs hőmérséklet homogenizációs hőmérséklet, ellenőrző mérésnél eutektikus pont olvadáspont metastabil állapot esetén olvadáspont sorszám primer


P P P P P P P P P P P P P? P? P? P P P P P

megjegyzés homogenizáció utána a gőzfázis nem tért vissza

homogenizáció után a gőzfázis nem tért vissza, két nap (o 18 C)-on tárolás után gőzfázis visszatért homogenizáció után a gőzfázis nem tért vissza

homogenizáció után a gőzfázis nem tért vissza

B-2. melléklet

Vareš, mikrotermometriai mérések eredményei a hólyagüregek kalcitjában o

ssz

Th ( C)

szalinitás Th (oC) Teut Top (met) Top (sta) jelleg o o o (NaCl ekv s%) #2 ( C) ( C) ( C)

VSM0002-ből 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

103 90 96 116 114 112 126 112 98 94 109

12

105

110

3,1

P

13 14 15 16 17 18 19 20 21 22

111 115 116 119 109 108 99 113 99 108

116

3,2

P P P P P P P P P P

átlag szórás

108 9

-2,1

-2,5

-2,3 0,3

Jelmagyarázat Th Th #2 Teut Top (met) Top (sta) ssz P



3,54

P P? P? P? P? P? P? P P? P P

4,18

3,86 0,45

megjegyzés


homogenizáció után a gőzfázis nem tért vissza 4 fagyasztási-felfűtési ciklus után is metastabil olvadás


B-3. melléklet

Vareš, mikrotermometriai mérések eredményei a felbreccsásodott bazalt kalciterében ssz

Th Th (oC) Teut Top (met) Top (sta) szalinitás jelleg megjegyzés o o o o (NaCl ekv s%) #2 ( C) ( C) ( C) ( C)

VSM0001-ből 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35

81 90 67 101 103 86 92 90 62 97 102 74 92 97 111 102 99 96 65 69 72 75 69 83 88 78 92 83 80 87 77 112 93 89 104

átlag szórás

87 13

70

0,1 -0,2 0,6 -21,5

-2,9

4,8

-2,7

4,49

-2,8 -2,4

4,64 4,02

-2,1 -2,4 -2,8 -2,7 -2,6 -3,1

3,54 4,02 4,64 4,49 4,33 5,1

-2,4

4,02

0,7 -0,6 -21

99

-0,3 0,1

-23,8 76 -22,3

-0,9 -0,9 -1,4

-0,1 93

0,7 0,3 -21

-2,1

3,54

-2,6 0,3


P P P? P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P



4,30 0,48

ér közepén levő hematitfolt melletti víztiszta kalcitban

ér közepén levő hematitfolt mellett, szivacsos és víztiszta kalcit átmeneténél

teljesen víztiszta kalcitban

szivacsosvíztiszta kalcit átmeneti részében

B-4. melléklet

Mély-völgy, mikrotermometriai mérések eredményei a folyási csatorna, a hólyagüreg és az erezés kalcitjában ssz Minta

o

o

o

Th ( C) Teut ( C) Top ( C)

szalinitás (NaCl ekv s%) jelleg

megjegyzés

"Tápcsatorna", kalcit

7 8 9 10 átl 11 12 13 14 15 16 17 18 19 átl 20 21 22 23 átl

86,9 MV006.1 MV006.1 MV006.1 MV006.1 kivéve a S MV006.1 MV006.1 MV006.1 MV006.1 MV006.1 MV006.1 MV006.1 MV006.1 MV006.3 MV006.1 MV006.1 MV006.1 MV006.1

teljes átlag 24 MV006.4

108,8 84,2 126,2 106,9 114,0 129,9 123,5 116,1 121,8 116,9 126,8 129,7 121,0 129,5 123,9 153,2 147,1 143,4 143,6 146,8 125,2 93,8

-20,4

-2,3

3,86

-21,1

-2,4 -2,3

4,02 3,86

-20,8 -2,3 Hólyagüreg, kalcit -22,1 -2,2 -0,6 -2,8 -1,9 -22,1

további 5 mérés eredménytelen

3,9 3,7 1,05 4,64 3,22

-2,3 -2,4

3,9 4,02

-3,2

5,26

-20,8

-2,5 -1,8

4,18 3,06

-20,8 -21,3

-2,5 -3,4

4,1 5,56

-21,3

-3,4

5,56

-21,4 -2,3 Ér, kalcit -20,5 -2,3

3,9 3,91

Jelmagyarázat: Th Teut Top ssz átl P S

P P P P P P

homogenizációs hőmérséklet eutektikus pont olvadáspont sorszám átlag primer szekunder


P S P P

P P P P P P P P P P P P P

belső zóna

átl

76,5 74,3 79,2 99,6 91,5 100,4

köztes zóna

MV001.1 MV001.2 MV001.5 MV001.5 MV001.1 MV001.1

szélső zóna

1 2 3 4 5 6

további 4 mérés eredménytelen P

B-5. melléklet

Mély-völgy, mikrotermometriai mérések eredményei a "zebra" kalcitjában o

ssz

Th (oC)

MV0008-ból 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37

93 95 94 91 91 94 89 101 84 81 89 79 72 71 83 137 106 106 109 92 95 85 83 105 108 96 79 93 112 85 78 71 89 95 102 96 88

átlag szórás

92 13

Th ( C) #2

Teut (oC)

Top (met) Top (sta) szalinitás jelleg megjegyzés o o (NaCl ekv s%) ( C) ( C)

2,3 138,5

-3,3 -3,7

5,41 6

-5 -2,7

7,86 4,49

-2,3

3,86

-2,6

4,33

-1 1,5 -21,5 -23,1 105,8 -22

3,6 4,1 -0,2 2,2 1,6 1,6

-3,3 1,0




5,33 1,5

P? P P P P? P P P P P? P? P P? P P? P P P P P P P P P P P P P P P P? P? P P P P P



homogenizáció után a gőzfázis nem tért vissza homogenizáció után a gőzfázis nem tért vissza

B-6. melléklet

Reszél-tető, mikrotermometriai mérések eredményei a "zebra" kalcitjában ssz

Th (oC)

RT0001-ból 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 RT0002-ből 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32

117 113 114 98 114 128 104 117 116 117 120 124 119 101 117 126 117 125 116 109 101 99 120 96 107 112 98 116 105 111 122 105

átlag szórás

113 9

átlag (víztiszta) átlag (átmeneti) átlag (szivacsos)

Th (oC) #2

Teut (oC)

Top (met) Top (sta) szalinitás jelleg megjegyzés (NaCl ekv s%) (oC) (oC)

115 114 129

-24,5

-2,4 -2,1 -2,4

4,02 3,54 4,02

-2,1 -2,3

3,54 3,86

-2,5 -2,0

4,18 3,38

-2,4 -1,9

4,02 3,22

-2,2 -2,8

3,7 4,64

-2,3 0,3

3,83 0,4

1,6 1,9 1,6 1,6 2,1 1,1 2,5 0,3 -21,9 -20,8

-21,8

-23,2

0 0,0 1,8 1,60

113 108 114




P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P

víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta szivacsos víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta víztiszta átmeneti átmeneti átmeneti átmeneti átmeneti szivacsos szivacsos szivacsos

B-7. melléklet

Reszél-tető, mikrotermometriai mérések eredményei a mészkő erezésében ssz

Th (oC)

RT0005-ből 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36

91 117 107 90 119 100 109 124 122 125 119 210 111 129 115 112 96 122 111 127 145 111 116 111 95 139 122 127 125 132 135 112 124 120 123 116

átlag szórás

119 20

Th (oC) #2

Teut (oC) -22,1 -25,2 -21,6

125 123

Top (met) Top (sta) szalinitás jelleg megjegyzés o o (NaCl ekv s%) ( C) ( C) 0,5 -2,9 -2,2 -0,5 -2,1 -0,8

-2,1 -4,3 -4,2

3,54 6,88 6,73

-4,3 -4,1

6,88 6,59

-0,8 -1

-3,9 -4,2 -4,1

6,3 6,59

-4,7 -4,9 -4,5

7,44 7,72 7,16

-3,8

6,15

-4,7

7,44

-3,9

6,3

-25,3

-4,3

6,88

-23,1

-4,7 -3,7

7,44 6

-4,1 0,6

6,63 0,97

-22,5

-21,3 -23,7 -3,3 -3 -0,8 -0,9 0,3 -23,9 116

-24,7

2,4 0,8 0,7 0,1 2,2 2

Jelmagyarázat: Th Th #2 Teut Top (met) Top (sta) ssz P S

homogenizációs hőmérséklet homogenizációs hőmérséklet, ellenőrző mérésnél eutektikus pont olvadáspont metastabil állapot esetén olvadáspont sorszám primer szekunder


S P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P? P P? P P P P P P

megrepedt

B-8. melléklet

Reszél-tető, mikrotermometriai mérések eredményei a bazalt erezésében Th (oC)

ssz RT0006-ból 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

111 119 145 143 152 152 139 179 165 131 156 133 139 150 200

16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47

139 153 184 159 125 141 183 145 115 137 117 169 194 166 123 157 186 199 182 171 179 186 152 136 173 179 170 130 171 186 151

átlag szórás

156 24

Teut o ( C)

Top (met) Top (sta) szalinitás jelleg o o (NaCl ekv s%) ( C) ( C) 0,1 -0,2 -0,4 -0,6 -0,8 -0,7 -1,1

-1,3 -1,3 -1,4

2,24 2,24 2,4

-1,5

2,57

-22,7

-1,5

2,57

-23,8

-1,1 -1,2 -1,5

1,9 2,07 2,57

-1,4 -1,4

2,4 2,4

-1,3 -1,4 -1,3 -1,2 -1,3

2,24 2,4 2,24 2,07 2,24

-1,1 -1,1

1,9 1,9

-1,3 0,1

2,26 0,23

1,2

-21,5




megjegyzés

P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P/S? P/S? P P P P P P P P P P P P P P P P P P P

Tm? (Nehezen látható, metastabil, vagy sem?)

o

megrepedt zárvány, Th>225 C

B-9. melléklet

Nagy-Rézoldal, mikrotermometriai mérések eredményei a nagyhólyagüreges bazalt üregkitöltő kalcitjában ssz

Th (oC)

NR0003-ból 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32

177 139 148 129 120 132 124 162 136 134 167 155 180 102 125 220+ 99 142 151 115 135 145 134 132 116 116 149 123 128 138 134 133

átlag szórás

136 19

szalinitás Th (oC) Teut Top (met) Top (sta) jelleg megjegyzés o o o (NaCl ekv s%) ( C) ( C) #2 ( C) 179

-22,2

-2

3,38

-2,7

4,49

-1,8

3,06

-1,6 -1,6 -2,3

2,73 2,73 3,86

-1,7

2,9

-2,3

3,86

-1,9 -2,4 -2,5

3,22 4,02 4,18

2,3 2,5 3,2 -1,4

-21,2 124

2,4

155

2,8 -0,5 1,9

-20,9

0,5 134 138 120

138 138 137

0,1 -22,1

1,5 0,9 1,3

-2,1 0,4


P P P? P P P P P P P P P P P P P P? P P P P P P P P P P P P P P P

2,9



3,49 0,62

Tm? Tm?

B-10. melléklet

Egerbakta, mikrotermometriai mérések eredményei a bazalt erezésében ssz

Th (oC)

EB0001-ből 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30

126 120 118 108 109 106 140 127 108 131 130 143 143 134 136 140 116 123 130 136 133 139 134 138 133 130 137 138 133 119

átlag szórás

128 11

szalinitás Th (oC) Teut Top (met) Top (sta) o o o (NaCl ekv s%) #2 ( C) ( C) ( C)

-21,1

111

-21,1 -21,9

-20,9

-22,5

-21,6 136

-22,3

-3

4,95

-3 -3,9 -3,9 -5,5 -4,9 -5,9 -4,5

4,95 6,3 6,3 8,54 7,72 9,07 7,16

-4,5 -5,8 -3,6 -4,8 -5,7 -3,3 -3 -3,3 -3,4

7,16 8,94 5,86 7,58 8,81 5,41 4,95 5,41 5,56

-3,5 -5,2

5,71 8,13

-4

6,44

-4,2 1,0




jelleg P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P

6,75 1,43

megjegyzés

Nagy-Rézoldal, klorit a Vareš-Smreka, klorit a hólyagüregekben (a Nagy-Rézoldal, klorit a hólyagüregekben (csak hólyagüregekben (csak klorittal kalcittal együtt) klorittal kitöltött hólyagüregek), 1. üreg kitöltött hólyagüregek), 2. üreg VSM-chl-1 VSM-chl-2 VSM-chl-3 VSM-chl-4 NR-chl-1 NR-chl-2 NR-chl-3 NR-chl-4 NR-chl-5 NR-chl-6 NR-chl-7 33,1 32,65 33,18 34,2 29,67 30,15 30,31 31 30,3 30,38 30,4 0,01 0 0 0 0,03 0,01 0,02 0 0,01 0,01 0 13,49 13,41 14,28 13,27 17,81 16,58 17,27 16,57 16,32 16,8 16,76 0 0,03 0,02 0,03 0,09 0,06 0,07 0,06 0,06 0,06 0,05 12,94 13,51 12,85 12,22 20,53 20,62 20,79 21,22 20,07 20,19 20,22 0,25 0,29 0,42 0,24 0,37 0,29 0,36 0,24 0,28 0,38 0,31 21,5 21,27 20,94 22,98 16,45 17,01 16,64 17,12 16,44 16,29 16,21 0,65 0,64 0,68 0,37 0,28 0,27 0,27 0,27 0,31 0,32 0,3 0,58 0,46 0,52 0,64 0,02 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0

(összetétel %-ban megadva, hőmérsékletbecslés C-1988: Cathelineau, 1988; Z&F-1995: Zang és Fyfe, 1995 alapján)

C melléklet: különböző kloritok kémiai összetétele, valamint a számított képződési hőmérsékletek

SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 FeO MnO MgO CaO K2O

Nagy-Rézoldal, klorit a hólyagüregekben (csak klorittal kitöltött hólyagüregek), 3. üreg NR-chl-8 NR-chl-9 NR-chl-10 30,48 31,04 30,56 0 0,02 0,01 17,15 16,4 16,49 0,06 0,15 0,15 20,91 21,05 20,49 0,38 0,28 0,3 16,49 16,83 16,48 0,32 0,32 0,31 0,02 0 0

Cl 0,02 0,04 0,03 0,05 0,01 0 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02 0,03 Totál 82,54 82,3 82,92 84 85,26 85 85,75 86,51 83,82 84,45 84,26 85,82 86,11 84,82 Kationszámok 28 oxigénre számolva Si 6,906 6,860 6,882 6,971 6,233 6,355 6,331 6,424 6,457 6,426 6,442 6,365 6,460 6,446 Al (IV) 1,094 1,140 1,118 1,029 1,767 1,645 1,669 1,576 1,543 1,574 1,558 1,635 1,540 1,554 Totál (IV) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 Al (VI) 2,223 2,181 2,372 2,159 2,642 2,474 2,582 2,470 2,555 2,614 2,627 2,585 2,482 2,545 Ti 0,002 0,000 0,000 0,000 0,005 0,002 0,003 0,000 0,002 0,002 0,000 0,000 0,003 0,002 Cr 0,000 0,005 0,003 0,005 0,015 0,010 0,012 0,010 0,010 0,010 0,008 0,010 0,025 0,025 Fe 2,257 2,374 2,229 2,083 3,606 3,635 3,631 3,677 3,576 3,571 3,583 3,651 3,663 3,614 Mn 0,044 0,052 0,074 0,041 0,066 0,052 0,064 0,042 0,051 0,068 0,056 0,067 0,049 0,054 Mg 6,686 6,661 6,473 6,981 5,151 5,344 5,180 5,287 5,221 5,135 5,120 5,132 5,220 5,181 Ca 0,145 0,144 0,151 0,081 0,063 0,061 0,060 0,060 0,071 0,073 0,068 0,072 0,071 0,070 K 0,154 0,123 0,138 0,166 0,005 0,003 0,003 0,005 0,003 0,003 0,000 0,005 0,000 0,000 Na 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Totál (VI) 11,511 11,539 11,440 11,516 11,553 11,580 11,536 11,551 11,489 11,475 11,461 11,523 11,514 11,490 T ( oC) (C-1988) 114 122 118 104 203 192 187 191 189 186 188 T ( oC) (Z&F-1995) 199 187 189 179 179 177 185 175 176 176 XFe 0,2471901 0,2571565 0,249656 0,2267266 0,405855 0,399776 0,40637 0,405548 0,4009668 0,403633 0,405929 0,40922 0,406826 0,4052164 Név piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit


0,01 85,93 6,414 1,586 8,000 2,479 0,000 0,026 3,638 0,058 5,252 0,084 0,005 0,000 11,543

0 86,51

191 178

6,432 1,568 8,000 2,442 0,003 0,011 3,645 0,044 5,339 0,071 0,000 0,000 11,555

0,01 86,76

185

6,356 1,644 8,000 2,606 0,002 0,000 3,657 0,055 5,126 0,071 0,003 0,000 11,519

0,02 86,1

195 181

6,407 1,593 8,000 2,575 0,002 0,007 3,594 0,056 5,194 0,076 0,003 0,000 11,506

0,01 86,14

188

6,332 1,668 8,000 2,556 0,000 0,003 3,698 0,067 5,149 0,076 0,008 0,000 11,558

0,03 86,14

182

6,318 1,682 8,000 2,291 0,005 0,002 4,633 0,064 4,583 0,108 0,008 0,000 11,694

0 87,77

EB-chl-1 29,98 0,03 16 0,01 26,29 0,36 14,59 0,48 0,03

173

6,310 1,690 8,000 2,171 0,007 0,009 5,684 0,125 3,598 0,151 0,009 0,000 11,753

0 85,51

EB-chl-2 28,23 0,04 14,66 0,05 30,41 0,66 10,8 0,63 0,03

171

6,392 1,608 8,000 2,227 0,010 0,000 4,997 0,071 4,137 0,232 0,012 0,000 11,686

0,03 82,24

EB-chl-3 28,07 0,06 14,29 0 26,24 0,37 12,19 0,95 0,04

174

6,294 1,706 8,000 2,173 0,005 0,000 5,769 0,102 3,545 0,165 0,006 0,000 11,764

0,01 85,83

172

6,382 1,618 8,000 2,232 0,010 0,000 4,968 0,099 4,091 0,275 0,014 0,000 11,690

0,01 83,34

192

6,230 1,770 8,000 2,278 0,003 0,005 4,534 0,081 4,767 0,072 0,000 0,000 11,740

0 87,32

188

6,258 1,742 8,000 2,266 0,000 0,000 4,700 0,079 4,572 0,118 0,006 0,000 11,741

0,01 85,67

EB-chl-7 28,89 0 15,7 0 25,95 0,43 14,16 0,51 0,02

173

6,378 1,622 8,000 2,283 0,000 0,000 4,845 0,070 4,340 0,126 0,011 0,000 11,675

0,02 87,3

EB-chl-8 29,92 0 15,54 0 27,18 0,39 13,66 0,55 0,04

185

6,290 1,710 8,000 2,217 0,015 0,012 4,659 0,076 4,570 0,171 0,011 0,000 11,731

0,03 85,1

EB-chl-9 28,84 0,09 15,28 0,07 25,55 0,41 14,06 0,73 0,04

Egerbakta, klorit a bazaltban EB-chl-4 EB-chl-5 EB-chl-6 28,21 28,39 29,47 0,03 0,06 0,02 14,75 14,53 16,25 0 0 0,03 30,92 26,43 25,65 0,54 0,52 0,45 10,66 12,21 15,13 0,69 1,14 0,32 0,02 0,05 0

6,370 1,630 8,000 2,512 0,000 0,028 3,743 0,064 5,127 0,069 0,003 0,000 11,546

193 180

NagyRézoldal, Nagy-Rézoldal, klorit a hólyagüregekben (csak klorittal 3.üreg kitöltött hólyagüregek), 4. üreg NR-chl-11 NR-chl-12 NR-chl-13 NR-chl-14 NR-chl-15 NR-chl-16 30,44 30,96 31,15 30,55 30,87 30,37 0 0 0,02 0,01 0,01 0 16,8 16,65 16,48 17,33 17,04 17,19 0,17 0,16 0,07 0 0,04 0,02 21,39 21 21,11 21,02 20,71 21,21 0,36 0,33 0,25 0,31 0,32 0,38 16,44 17,01 17,35 16,53 16,79 16,57 0,31 0,38 0,32 0,32 0,34 0,34 0,01 0,02 0 0,01 0,01 0,03

184

0,4157027 0,4027592 0,400581 0,4104857 0,4029432 0,4113219 0,4934741 0,5946894 0,5294615 0,6021219 0,5266956 0,4795825 0,4963826 0,5164576 0,4917093 piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit brunszvigit brunszvigit brunszvigit brunszvigit brunszvigit brunszvigit brunszvigit brunszvigit brunszvigit


Egerbakta, klorit az erezésben (kalcittal) EB-chl-12 30,97 0,04 16,58 0 19,55 0,31 9,54 8,23 0,04 0,01 87,78

MV-chl-1 31,31 0,12 19,73 0,06 16,33 1,4 17,4 1,37 0,05 0,01 86,85

5,843 2,157 8,000 2,566 0,011 0,016 2,998 0,275 5,852 0,055 0,008 0,000 11,781

0,02 87,05

6,096 1,904 8,000 2,798 0,012 0,013 2,866 0,260 5,385 0,194 0,010 0,000 11,539

0,02 86,76

255

6,029 1,971 8,000 2,429 0,011 0,011 3,079 0,283 5,891 0,048 0,008 0,000 11,759

0,04 87,59

253

6,046 1,954 8,000 2,480 0,009 0,018 2,939 0,251 5,968 0,050 0,008 0,000 11,723

0,02 87,34

280

5,878 2,122 8,000 2,525 0,011 0,014 2,925 0,279 5,973 0,050 0,008 0,000 11,785

0,01 87,84

271

5,930 2,070 8,000 2,474 0,011 0,010 2,909 0,272 5,952 0,151 0,005 0,000 11,785

0,01 86,7

MV-chl-8 28,96 0,07 18,83 0,06 16,99 1,57 19,5 0,69 0,02

167

6,577 1,423 8,000 2,923 0,018 0,016 2,526 0,279 5,368 0,086 0,015 0,000 11,232

0,03 86,47

MV-chl-9 32,76 0,12 18,37 0,1 15,05 1,64 17,94 0,4 0,06

136

6,771 1,229 8,000 3,036 0,014 0,012 2,492 0,290 5,164 0,059 0,017 0,000 11,085

0,01 90,74

174

6,536 1,464 8,000 2,738 0,017 0,017 2,702 0,238 5,506 0,101 0,038 0,000 11,357

0,01 87,53

191

6,432 1,568 8,000 2,886 0,015 0,020 2,637 0,271 5,370 0,107 0,020 0,000 11,326

0,01 87,77

265 234

285 248

245 221

Mély-völgy, klorit a "zebra" bazaltsávjának hajszálerezésében, 2. típus MV-chl-10 MV-chl-11 MV-chl-12 35,55 32,73 32,35 0,1 0,11 0,1 19 17,86 19,01 0,08 0,11 0,13 15,65 16,18 15,86 1,8 1,41 1,61 18,19 18,5 18,12 0,29 0,47 0,5 0,07 0,15 0,08

0,01 85,27 5,967 2,033 8,000 2,635 0,009 0,011 3,016 0,248 5,641 0,118 0,010 0,000 11,689

218

Mély-völgy, klorit a "zebra" bazaltsávjának hajszálerezésében, 1. típus MV-chl-2 MV-chl-3 MV-chl-4 MV-chl-5 MV-chl-6 MV-chl-7 29,18 28,6 29,95 29,64 29,81 29,1 0,06 0,07 0,08 0,07 0,06 0,07 19,37 19,62 19,6 18,35 18,55 19,52 0,07 0,1 0,08 0,07 0,11 0,09 17,64 17,55 16,84 18,1 17,33 17,32 1,43 1,59 1,51 1,64 1,46 1,63 18,51 19,22 17,75 19,43 19,74 19,84 0,54 0,25 0,89 0,22 0,23 0,23 0,04 0,03 0,04 0,03 0,03 0,03

0,01 85,97 6,261 1,739 8,000 2,911 0,018 0,009 2,731 0,237 5,186 0,293 0,013 0,000 11,398

Egerbakta, klorit a bazaltban EB-chl-10 EB-chl-11 27,42 29,28 0,02 0,05 14,7 16,03 0,04 0 23,68 25,07 0,37 0,47 13,3 14,13 2,45 0,88 0,03 0,05 0 82,01 6,621 1,379 8,000 2,798 0,006 0,000 3,495 0,056 3,040 1,885 0,011 0,000 11,290

157

6,289 1,711 8,000 2,346 0,008 0,000 4,502 0,085 4,523 0,202 0,014 0,000 11,681

186

6,217 1,783 8,000 2,146 0,003 0,007 4,490 0,071 4,495 0,595 0,009 0,000 11,816

195

0,465225 0,4834233 0,41233645 0,3232537 0,3342613 0,3265777 0,3292414 0,3310432 0,3192193 0,317047 0,3133433 0,3058917 0,3113365 0,3161062 0,3145016 brunszvigit brunszvigit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit piknoklorit


D. melléklet: A geokémiai vizsgálatok eredményei (főelemoxidok tömeg%-ban, nyomelemek ppm-ben megadva)

54,3

7,76

8,66

13,75

53,6

5,57

5,03

7,09

10

16,45

0,04

0,17

3,33

6,84

10,1

11,8

14,5

0,69

1,29

0,03

0,13

3,05

7,48

6,63

12,65

14,8

0,03

0,15

0,18

1,58

0,04

0,16

3,29

6,73

10,35

11,6

14,45

49,3

9,11

13,95

6,58

0,05

1,66

0,1

Szarvaskő-3

7,6

5,25

0,02

0,18

0,01

46,7

8,99

12,05

5,69

0,01

1

0,16

Szarvaskő-2

12,3 5,04

0,03

0,14

0,03

49,4

10,8

15,75

5,32

0,03

0,79

0,07

Szarvaskő-1

12,9 7,38 2,92

0,02

0,15

0,01

51

5,79 8,21 0,13

0,82

0,04

RTÉ völgyoldal

12,85 4,62 0,04

0,16

0,01

Egerbakta-1 Egerbakta-2

8,46

15,15

3,53 0,13 1,77

0,07

46,9

15,8 8,64 5,31 0,1 0,43

0,01

Nagy-Rézoldal

7,37 5,71 0,13 1,03 0,27

42,8

14,5 13,55 3,73 0,08 0,32

0,04

Reszél-tető-2

8,47 5,53 0,2 0,87 0,09

44,9

Al2O3 10,35 3,41 0,05 0,25 0,02

Reszél-tető-1

Fe2O3 8,69 0,34 1,47 0,09

44,9

CaO 2,42 0,05 0,61 0,03

Mély-völgy

MgO 0,1 0,92 0,3

45,7

Na2O 0,09 0,13 0,02

Vareš

K2O 1,67 0,15

46,3

Cr 2O3 0,13 0,01

Hruškovec

TiO2 0,24

SiO2

MnO 0,03

0,02

<0.01

SrO

0,46

<0.01

P2O5

0,01

<0.01

<1

0,06

0,06

0,04

14,2

<0.01

<1

18,9

0,04

0,1

70,8

<0.01

0,01

<1

16,4

0,1

<1

16

10,9

0,01

0,05

65,9

0,01

0,03

<1

12,2

1,51 0,15

<1

6,8

48,8

1,47

<1

6,4

76,6

<0.01 0,01

316

0,01 0,05

<1

32,6

2,82 <1

7,7

34,7

0,01 0,01 99,8

1,17 <1 12,6

0,73 0,04 75,1

<0.01

<1 41,9

0,29 0,03 42,9

<0.01

<1 17,8

C S 40,9

BaO

Ag 23,2

92

0,72

Ba

1,5

8,46

Ce

116

5,34

330 0,56

6,27

2,01

56,3

72

4

25,8

220 0,13

7,3

1,64

66,7

62

4,56

22,8

270 0,05

4,25

1,63

46,2

44

2,67

20,9

34 0,08

3,71

1,04

100 61

2,33

19,3

240 0,06

3,85

0,88

36,5

51

2,42

13,2

110 1,33

4,28

0,81

33,4

85

2,4

15,6

230 0,61

3,18

1,44

39,5

82

2,09

20,3

620

1,01

3,06

0,74

60,9

28

1,79

15,9

550

0,39 4,51

0,96

49,9

24 2,69

14,8

350

0,44 3,81

1,42

48,4

63 2,27

17,1

370

Cs 5,49 0,96

35,2

Cu 3,3 20,8

590

Dy 1,65

49,2

Er 18,2

Cr

Eu

Co

Ga

6,2

1,88

6

1,33

0,72

6,88

6,9

3,7 1,53

0,54

5,21

5,4

5,5 0,92

0,6

4

<2

5,92

4,6

<2

5,3 0,76

0,36

2,8

3,53

2,5

<2

2,1 0,81

0,31

3,5

2,91

2,3

<2

1,3 0,81

0,34

2,1

2,87

15,4

<2

3,6 0,68

0,26

1,4

4,77

3,2

<2

2,1 0,62

0,3

0,9

2,57

5,8

<2

1,9 0,9

0,22

18

2,62

22

2

<2

4,4 0,77

0,32

<2

4,52

8,4

2,9

3,4

1,14

0,3

2

3,1

9,2

34

5,2

Ho

0,42

<2

4,6

La

8,2

Hf

Lu

9

<2

Gd

Nb

Mo


Rb

Pr

Pb

Ni

Nd

0,8

3,39

<5

287

16,1

4,4

2,25

109

59

10,3

4,7

4,9

14

158

19,9

2,9

1,55

<5

330

7,6

2,5

1,13

<5

362

5,8

1

4,16

8

121

17,7

0,7

1

<5

37

5,6

0,6

1,06

<5

83

6

0,8

1,69

5

47

8,4

4,8

2,61

9

69

13,7

4,4

2,39

8

292

12,5

5,8

3,11

9

95

16,7

2

0,3

391

5,47

182

1,29

1

0,2

0,46

3,84 319

0,97

1 0,2

0,31

4,52 130,5

1,1

1 87,2

0,1

0,39

2,73

125

0,1

1

0,62

1

0,1

0,3

0,55

2,07

376

0,57

1

1,1

0,36

2,02

131 0,73

1

0,1 1,53

4,18

236 0,47

0,79

<0.5

1

0,2 0,18

<0.5

1,82

211 0,46

<0.5

1

2,1 0,29

<0.5

2,16

89,7 0,75

<0.5

1

0,5 2,95

<0.5

4,31

222 0,57 <0.5

1

0,6 1,59 <0.5

2,72

Sr 0,86 <0.5

1

Ta 0,72 <0.5

4,29

Tb <0.5

Sn

Th <0.5

Sm

Tl

0,56

0,14

0,09

1

433

0,66

300

0,14

2

0,36

349

35,4

0,16

2

0,31

292

40,2

0,06

2

0,1

230

23,4

0,37

2

0,28

256

20,8

0,38 186

20

<1

0,29

2

0,11 168

21,4

0,25

2

0,33 123 19,2

0,36

2

0,52 222 16,4

0,32

5

0,49 242 23,6

0,45

2

0,19 219 21

U 3

Tm V 29,6

0,2

212

0,02

0,01

2,8

133

0,6

<0.05

0,011

0,01

0,1

232

48,8

Y

W

215

0,03

0,19

<0.01

135 0,9

0,008

0,8

5,01 72

0,04

<0.05

<0.01

100

2,32

120 2,4

0,016

0,8

5,68

3,69 45

0,01

<0.05

0,01

99,2

4,3

3,5

0,008

0,8

2,24

109 140

0,05

<0.05

<0.01

100,5

90 0,9

0,028

0,6

3,42

2,52

0,02

0,06

<0.01

99,9

64 79

0,013

0,6

3,05

2,21

73

0,4

<0.05

0,02

99,7

70

16,5

0,005

<0.01

0,8

3,13

2,33

176 0,01

<0.05

0,01

99,9

99

17,8 0,016

0,5

8,51

1,97

113 0,04

0,09

<0.01

99,7

80

5 0,007

0,9

9,47

2,06

194 0,02 0,58

0,02

100,5

56

0,5 0,015 0,8

12,2

1,66

Zr 0,01 0,22 <0.01

98,9

82

As 0,028 0,9 8,95

2,31

Bi <0.05 <0.01

98,2

175

Hg 0,7 6,24

2,16

Sb <0.01 99,2

80

Se 5,34

2,97

Te 98,3

Yb

LOI

Zn

Total


A Darnói-egység mezozoós szubmarin vulkanizmusa és hidrotermás folyamatai, valamint ezek dinári kapcsolatai

Recommend Documents