PÉCSI TUDOMÁNYEGYETEM Földtudományok Doktori Iskola Természeti Földrajzi, Földtani és Meteorológiai Program
A Mecsek és a Villányi-hegység késő-triász ősföldrajzi viszonyainak elemzése Doktori értekezés
Készítette:
Pozsgai Emília
Témavezetők: Dr. Budai Tamás egyetemi tanár
Dr. Sebe Krisztina egyetemi adjunktus
Pécs, 2016
A doktori iskola neve:
Pécsi Tudományegyetem Földtudományok Doktori Iskola
Vezetője:
Dr. Dövényi Zoltán, DSc, egyetemi tanár PTE TTK Földrajzi Intézet Társadalomföldrajzi és Urbanisztikai Tanszék
A doktori témacsoport neve:
Földtan
Vezetője:
Dr. Budai Tamás, DSc, egyetemi tanár PTE TTK Földrajzi Intézet Földtani és Meteorológiai Tanszék
Az értekezés tudományága:
Földtan
Témavezetők:
Dr. Budai Tamás, DSc, egyetemi tanár PTE TTK Földrajzi Intézet Földtani és Meteorológiai Tanszék
Dr. Sebe Krisztina, PhD, egyetemi adjunktus PTE TTK Földrajzi Intézet Földtani és Meteorológiai Tanszék
Tartalomjegyzék
1. BEVEZETÉS
1
2. CÉLKITŰZÉS
2
3. FÖLDTANI HÁTTÉR
3
4. MEGISMERÉSTÖRTÉNET, FÖLDTANI FELÉPÍTÉS
9
4.1. Villányi-hegység
9
4.2. Mecsek
14
5. MINTAVÉTELEZÉS, VIZSGÁLATI MÓDSZEREK
18
6. EREDMÉNYEK I. RÉTEGTAN, SZEDIMENTOLÓGIA, PALEONTOLÓGIA
25
6.1. A Somssich-hegyi építkezés triász rétegsora 6.1.1. Templomhegyi Dolomit Tagozat 6.1.2. Mészhegyi Homokkő Formáció
25 27 38
6.2. A templom-hegyi siklóbevágás triász rétegsora 6.2.1. Templomhegyi Dolomit Tagozat 6.2.2. Mészhegyi Homokkő Formáció
43 45 47
6.3. A rétegtani és üledékföldtani megfigyelések értékelése 6.3.1. Templomhegyi Dolomit Tagozat 6.3.2. Mészhegyi Homokkő Formáció
54 54 57
6.4. Palinológiai adatok és értékelésük (Villányi-hegység)
59
6.5. Gerinces őslénytani adatok (Villányi-hegység) 6.5.1. Őslénytani adatok a Templomhegyi Tagozatról 6.5.2. Őslénytani adatok a Mészhegyi Formációról 6.5.3. Őslénytani adatok a Somssichhegyi Formációról
60 61 63 66
6.6. Az őslénytani adatok értékelése
67
7. EREDMÉNYEK II. PETROGRÁFIA, MIKROMINERALÓGIA, GEOKRONOLÓGIA 69 7.1. Petrográfiai megfigyelések 7.1.1. A Templomhegyi Tagozat kavicsanyaga 7.1.2. A Mészhegyi Formáció petrográfiai jellege 7.1.3. A Somssichegyi Formáció homokkövei és kavicsanyaga 7.1.4. A Karolinavölgyi Formáció homokkövei
69 69 69 73 74
7.2. Petrográfiai eredmények értelmezése
77
7.3. Mikromineralógiai megfigyelések 7.3.1. A Mészhegyi Formáció mikromineralógiai jellege 7.3.2. A Somssichhegyi Formáció mikromineralógiai jellege 7.3.3. A Karolinavölgyi Formáció mikromineralógiai jellege
78 79 82 82
7.4. Mikromineralógiai eredmények értelmezése
84
7.5. Cirkon egykristály U-Pb kormeghatározás 7.5.1. Cirkon egykristály U-Pb koradatok
87 87
7.6. A cirkon egykristály U-Pb koradatok értelmezése
92
8. DISZKUSSZIÓ
93
8.1. Lehetséges lepusztulási területek 8.1.1. Tiszai-főegység 8.1.1.1. Baksai és Babócsai Komplexum (közepes fokú metamorfitok) 8.1.1.2. Psunj és Papuk Komplexum (közepes fokú metamorfitok) 8.1.1.3. Mórágyi Gránit Komplexum 8.1.1.4. Psunj és Papuk Komplexum (granitoidok) 8.1.1.5. Kisfokú metamorfitok 8.1.1.6. Ultrabázisos kőzettestek 8.1.1.7. Felzikus vulkanitok 8.1.1.8. Felső-paleozoos–alsó-mezozoos sziliciklasztos kőzetek 8.1.2. Az európai kontinens autochton területegységei 8.1.2.1. Cseh-masszívum déli része 8.1.2.2. Cseh-masszívum központi része 8.1.2.3. Cseh-masszívum keleti része 8.1.2.4. Małopolska- és Lysogóry-masszívum
93 98 98 99 100 101 101 102 102 103 104 106 107 108 109
8.2. A törmelékanyag származása
109
8.3. Szinszediment vulkanizmus
112
8.4. Ősföldrajzi kép
113
9. KONKLÚZIÓ
115
10. KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS
118
11. IRODALOMJEGYZÉK
120
MELLÉKLET
139
1. Bevezetés A Tiszai-főegység eredetéről, felépítéséről és földtani fejlődéstörténetéről eltérő nézetek alakultak ki, melyek hosszú időre determinálták a hazai földtani szemléletet. A XX. század első felében PRINZ Gyula nevéhez fűződik a Tisia-elmélet, mely szerint Tisia, a Kárpát-medence kristályos aljzatát alkotó "köztes tömeg", a földtörténet során egységes tömbként viselkedett. Tisia – mint "kaptafa" – köré gyűrődtek fel a Kárpátok hegyláncai (PRINZ 1926). A lemeztektonika elméletének térnyerésével és modern, mobil földtani modellek kidolgozása révén dőlt meg a "kaptafa-elmélet". Elsőként GÉCZY (1973) bizonyította őslénytani alapon, hogy a Dunántúli-középhegység jura ammoniteszfaunája déli, mediterrán (dél-alpi), míg a Mecsek jura ammonitesztársasága északi, európai rokonságú. Ma úgy tartjuk, hogy a Kárpát-medence déli részét a Tiszai-főegység alkotja, mely a jura időszakig a passzív európai kontinensperem részét képezte a Tethys-óceánrendszer északi oldalán. Tisztázatlan kérdés, hogy a kontinensperem pontosan mely részén helyezkedett el a főegység, és milyen más európai egységekkel volt határos? Egymástól nagyban eltérő vélemények alapján a Cseh-masszívumtól délre (CSONTOS & VÖRÖS 2004; HAAS & PÉRÓ 2004), nyugatra (TARI 2015) vagy keletre (GÖTZ & TÖRÖK 2008; SZULC 2000) fekhetett. Később a jura időszak során a Pennini-óceán riftesedése nyomán levált a stabil kontinensről, végül a miocén időszakban nyerte el mai helyét (KOVÁCS et al. 2000). A Tiszai-főegység két jelentős szerkezeti egységének, a Mecseki- és a Villányiegységnek a földtani fejlődéstörténete a középső-triász végéig hasonló volt. A két terület elkülönülésének kezdete egyidős a regionális szerkezeti mozgásokkal, melyek a jura időszakban a főegység stabil Európáról való leszakadását eredményezték (VÖRÖS 2012). A két területegységet jellemző sziliciklasztos kőzetek vizsgálata alapján adatokat nyerhetünk arról, hogy a késő-triász során hol helyezkedett el a törmelékanyag forrásterülete, azaz a kontinens mely területegységeivel állt kapcsolatban a főegység.
1
2. Célkitűzés A kontinensperemi régió tektonikai differenciálódásának kezdetén törmelékes sorozatokkal jellemzett rétegsorok képződtek a mecseki és a villányi-hegységi területen, melyek kifejlődésüket és vastagságukat tekintve is jelentősen különböznek egymástól. Ezek egymással való részletes összehasonlító vizsgálata, valamint a stabil Európa környező területeivel való összevetése azonban napjainkig nem valósult meg. A mecseki és a villányi-hegységi felső-triász törmelékes sorozatok összehasonlító elemzése céljából vizsgálom elsősorban a kevésbé ismert, vékony, hézagos kifejlődésű ladin–felső-triász–pliensbachi rétegsort a Villányi-hegységben:
rétegtani,
üledékföldtani,
környezetben
őslénytani
bekövetkezett
szempontból,
változások
feltárására
az és
üledékképződési kronosztratigráfiai
besorolásának pontosítására;
petrográfiai, mikromineralógiai, geokronológiai szempontból, a lepusztulási terület elhelyezkedésének meghatározása és annak változása elemzésének céljából. A mecseki és villányi-hegységi felső-triász(–alsó-jura) sziliciklasztos kőzetek
eredetének tisztázása céljából vizsgálom:
a Tiszai-főegység délnyugati részének;
a Cseh-masszívum nyugati, déli és keleti részének;
a Małopolska- és Lysogóry-masszívum felső-triásznál idősebb alaphegységi képződményeinek petrográfiai, mikromineralógiai és geokronológiai jellegeit szakirodalmi adatok alapján. Az eredmények alapján pontosíthatom, hogy:
milyen üledékképződési környezet jellemezte a villányi törmelékes sorozat lerakódását a késő-triász során;
milyen ősföldrajzi kapcsolat mutatható ki a Mecseki- és a Villányi-egység területe között a triász végén;
az európai kontinens mely területeivel függhetett össze a Tiszai-főegység a kontinentális lemezről történt leszakadását megelőzően. 2
3. Földtani háttér A Kárpát-medence prekainozoos aljzatát három nagy szerkezeti egység alkotja (1a. ábra): az alpi tektonikai ciklus kezdeti szakaszában az Európai-lemez részét képező Tiszaifőegység, az Afrikai-lemezről származó ALCAPA- (Alp–Kárpát–Pannon) és a Középmagyarországi-főegység
(HAAS
2004).
A
Közép-magyarországi-vonaltól
délre
elhelyezkedő Tiszai-főegység a Kárpát-medence déli részének legnagyobb kiterjedésű szerkezeti egysége. Kelet-szlavóniai, dél-dunántúli, dél-alföldi és nyugat-erdélyi területek aljzatát alkotja; a nagy vastagságú kainozoos medenceüledékek alól az alaphegység kibúvásai a Szlavón-röghegység (Papuk- és Krndija-hegység), a Mecsek, a Villányihegység és az Erdélyi-középhegység területéről ismertek (BLEAHU et al. 1994; FÜLÖP 1994; KOVÁCS et al. 2011; SZEDERKÉNYI 1974). A Tiszai-főegységet délnyugat-északkelet csapású, egymás fölött takarós helyzetben lévő szerkezeti egységek, a Mecsek-Szolnokiegység, a Villány-Bihari-egység és a Békés-Kodrui-egység építik fel, melyek önálló szerkezeti egységként való lehatárolását paleobiogeográfiai és paleomágneses adatok alapján határozták meg (1a. ábra; CSONTOS & VÖRÖS 2004; GÉCZY 1973; MÁRTON 2000).
3
1. ábra. (a) A Tiszai-főegység elhelyezkedése a Kárpát-medence aljzatában (módosítva HAAS et al. 2010; KLOMÍNSKÝ et al. 2010; SCHMID et al. 2008 alapján). Rövidítések: M = Mecsek; V = Villányihegység; S = Szlavón-röghegység; E = Erdélyi-középhegység; KMF = Közép-magyarországi-főegység. (b) A Mecsek-Szolnoki- és a Villány-Bihari-egységek délkelet-dunántúli részének fedetlen földtani térképe (módosítva HAAS et al. 2010 alapján). A vizsgált szelvények helyét piros pontok, a fő szerkezeti vonalakat piros vonalak jelölik
A Tiszai-főegység magját alkotó kristályos komplexumok a variszkuszi orogenezis során a karbon időszakban forrtak össze (HAAS & HÁMOR 1998). A főegység a passzív európai kontinensperem részét alkotta a Tethys-óceánrendszer északi oldalán, majd a jura időszakban a Pennini-óceán riftesedése nyomán levált a stabil kontinensről, végül a miocén időszakban nyerte el mai helyét (SZEDERKÉNYI 1998). Eredeti elhelyezkedése a Neotethys selfjén azonban vitatott: a legismertebb álláspont szerint (CSONTOS & VÖRÖS 2004; HAAS & PÉRÓ 2004) északon a Cseh-masszívummal, nyugaton a Nyugati-Kárpátokkal, keleten 4
Dáciával volt határos. TARI (2015) palinspasztikus modellje alapján azonban a Tiszaifőegység nem Cseh-masszívumtól délre, hanem attól nyugatra helyezkedhetett el. SZULC (2000), valamint GÖTZ & TÖRÖK (2008) – elsősorban a mecseki középső-triász karbonátoknak a germán triász típusú sziléziai kifejlődésével való hasonlósága alapján – a Tiszai-főgységet a Cseh-masszívumtól keletre helyezik. A Tiszai-főegység bonyolult felépítésű, több egymást követő fejlődéstörténeti szakasz emlékét őrzi. A főegység délnyugati részén a Délkelet-Dunántúl aljzatát két polimetamorf egység, a Baksai és Babócsai Komplexumok és egy magmás egység, a Mórágyi Gránit Komplexum alkotja (1b. ábra; HAAS et al. 2014). A prevariszkuszi közepes fokú metamorf komplexumokat döntően metapélitek (gneisz, csillámpala), alárendelten bázisos magmás és mészszilikát kőzetek építik fel (SZEDERKÉNYI 1998). Szilur nagyon kis fokú metamorf képződmények (Szalatnaki és Ófalui Formáció) nyomokban ismertek a területről (SZEDERKÉNYI 1996, 1998). A Mórágyi Gránit Komplexum a variszkuszi orogén öv részét képezte; hasonló K- és Mg-gazdag összetételű és korú karbon granitoidok a Cseh-masszívum, a Fekete-erdő, a Vogézek és Korzika területén fordulnak elő (BUDA 1996; BUDA et al. 2004; HOLUB 1997). A paleozoos aljzatba (metamorfitokba vagy granitoidokba) ultrabázisos kőzettestek (Helesfai, Ófalui, Gyódi Szerpentinit) ékelődnek (KOVÁCS 2007; SZEDERKÉNYI 1998). A késő-karbon kontinentális molassz üledékképződés (Tésenyi és Túronyi Formáció; JÁMBOR 1998; VARGA et al. 2003, 2008) a Villányi-hegység környezetéből ismert, ami a kora-perm során az egész mecsek-villányi területre jellemzővé vált (Korpádi Formáció). A kora-perm végén riolitos vulkanizmus szakította meg az üledékképződést, ami a Mecsek és Villányi-hegység környezetére egyaránt kiterjedt: vulkanoklasztitok és vulkáni kőzettörmelékeket tartalmazó konglomerátumok (Gyűrűfűi és Cserdi Formáció) őrzik nyomát (BARABÁS & BARABÁS-STUHL 1998; HIDASI et al. 2015; VARGA 2009). A felső-perm folyóvízi-tavi törmelékes üledékes sorozat a Mecsek környezetére jellemző (Bodai és Kővágószőlősi Formáció; BARABÁS & BARABÁS-STUHL 1998). A kora-triászra a törmelékes üledékképződés jóval kiterjedtebb méretet öltött, folyóvízi vagy tengeri környezetben törmelékes üledékes összlet képződése folyt, ami lefedte az idősebb alaphegységet (2. ábra; Jakabhegyi Homokkő; TÖRÖK 1998). Széles körű elterjedését jól jelzi, hogy a Mecsek- és a Villányi-hegység környezetén túl előfordulása az Alföld területéről is ismert. A középső-triász kort egyenlejtes karbonátos rámpán lerakódott sekélytengeri üledékek képződése határozta meg (2. ábra; TÖRÖK 1998). A mecseki 5
kifejlődési területen a többnyire karbonátos sorozat vastagsága jóval meghaladja a villányi típusterületét (BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004). A tágabb terület tektonikai differenciálódása a késő-triász során indult meg a Pennini-óceán kinyílása nyomán (HAAS & PÉRÓ 2004). A mecseki területen félárokszerkezet alakult ki (NAGY 1969), melyhez képest a villányi terület kiemelt helyzetbe került (VÖRÖS 2012). Egyúttal ez a földtörténet azon szakasza, melytől kezdődően az addig egységes mecseki és a villányi terület fejlődéstörténete elkülönült egymástól.
6
2. ábra. A Mecsek és a Villányi-hegység triász sorozatának litosztratigráfiai tagolása (BUDAI & KONRÁD (2011) alapján, módosítva)
A délkelet-dunántúli alsó- és középső-triász képződmények a Germán-medence triász kifejlődéseivel mutatnak hasonlóságot: a törmelékes alsó-triász a germán "Buntsandstein", a karbonátos középső-triász a germán "Muschelkalk" kifejlődésekkel 7
analóg. A "Keuper" törmelékes sorozatot a mecseki területen a Karolinavölgyi Homokkő Formáció, a villányi területen a Mészhegyi Homokkő Formáció képviseli. E Keuper kifejlődések viszont nem típusosan germán jellegűek, azokat (elsősorban a villányi kifejlődést) inkább a kárpáti Keuperhez tartják hasonlónak (BLEAHU et al. 1994; BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004; RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1987; TÖRÖK 1998). A Mecseki- és a Villány-egység rétegsora a késő-ladintól lényegesen eltér egymástól mind a formációk vastagságát és települését, mind összetételét tekintve (2. ábra; BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004). A mecseki terület alsó-jura sorozatát nagy vastagságú (akár 1500< m) törmelékes rétegsor jellemzi, és a fiatalabb sziliciklasztos-karbonátos jura is folymatos kifejlődésű. A villányi
terület
uralkodóan
karbonátos
jura
rétegsora
ezzel
szemben
jelentős
üledékhiányokkal tagolt és a mecsekinél jóval vékonyabb (összesen 200–500 m).
8
4. Megismeréstörténet, földtani felépítés 4.1. Villányi-hegység A Villányi-hegység területén számos kőfejtőt létesítettek a XIX. század második felében a fellendülő mecseki feketekőszén-bányászathoz szorosan kötődő Pécs-Mohács vasútvonal építése és útépítések miatt (PÁLFY 1901; SCHAFARZIK 1904). A széntelepes összlet kutatása a Mecsektől délre fekvő területeken ugyan viszonylag korán eredménytelennek bizonyult (PETERS 1862), a mecseki rétegsorokkal való párhuzamosítás szempontjából azonban számos új rétegtani felismerést szolgáltatott. A Villányi-hegység triász képződményeinek litosztratigráfiai alapú tagolásában, kőzettani és őslénytani feldolgozásában a legjelentősebb összefoglaló művek HOFMANN (1876),
IFJ.
LÓCZY
(1912), RAKUSZ & STRAUSZ (1953), NAGY & NAGY (1976) nevéhez fűződnek. A villányi Templom-hegy kőfejtőiben feltárt mezozoos képződmények vizsgálatával az elmúlt mintegy 150 év során számos jeles kutató foglalkozott. A Templom-hegy rétegsorában a földtörténet 70 millió éves periódusának, a középső-triásztól a késő-juráig terjedő eseményei követhetők nyomon. A földtani megismerés elsősorban paleontológiai indíttatású volt, az érdeklődés középpontjában a fosszílitartalmú képződmények álltak: így a nemzetközi hírnévre szert tett, páratlanul gazdag jura ammonoidea fauna (LENZ 1872; HOFMANN 1876; TILL 1906, 1907, 1909, 1910–1911; IFJ. LÓCZY 1915; GÉCZY 1971, 1982, 1998; GÉCZY & GALÁCZ 1998, 1999). A múlt század második felében a triász karbonátos kőzetek kutatása főként a díszítőkő-bányászathoz kötődően nyert új lendületet a Villányihegység területén (NAGY & NAGY 1976; TÖRÖK 1999). A Villányi-hegység keleti részén a legidősebb felszínre bukkanó képződmény a középső-triász Csukmai Dolomit Formáció Templomhegyi Dolomit Tagozata (2. ábra), melyet NAGY & NAGY (1976) a litológiai karaktere miatt tartotta célszerűnek elkülöníteni. Vastagságát 110 méterben határozták meg. A Templomhegyi Dolomit sárgásszürke, világos szürkéssárga, világosszürke, ritkán szürkésbarna színű, tömött szövetű, olykor durvakristályos, a tagozat alsó részén többnyire vastagpados, felső részén vékonyréteges, dolomit-, meszes dolomit- és dolomitos mészkőrétegek váltakozásából épül fel (NAGY & NAGY 1976; RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1981, 1985; VÖRÖS 1972, 2010). A rétegek gyakran sávosak vagy foltosak, a vékony sávok és foltok szürke, ritkábban vörösbarna vagy lilásrózsaszínűek. A pélittartalom a rétegsorban felfelé növekszik, egyre gyakoribbá 9
válnak a sárgás színű, lemezes dolomitmárga-betelepülések, valamint a vékony agyag- és aleurolitrétegek. LUKOCZKI & HAAS (2013) újraértékelte a tagozat szöveti bélyegeit, ez alapján az alsó szakaszon (~80 méter) gyenge szöveti megőrzöttségű ooidos grainstonepackstone,
valamint
bioklasztos
finomkristályos-középkristályos
packstone
kőzettípusokon.
mikrofácieseket A
felső
határoztak
szakaszon
(~30
meg
a
méter)
finomkristályos, planáris-e (saját alakú dolomitkristályokat tartamazó) szövettípust figyeltek meg, ami megfeleltethető NAGY & NAGY (1976) által dokumentált egyöntetű, homogén, finomkristályos szövetnek. LUKOCZKI & HAAS (2013) stabilizotópos adatai alapján a dolomitosodás tengeri környezetben történhetett. Már a sekélybetemetődés során a dolomitosodás finomkristályos helyettesítéses dolomit képződését eredményezte. A Templomhegyi Dolomit ősmaradványtartalma alapján is „kétarcú” képződménynek tekinthető (NAGY & NAGY 1976). Alsó szakaszát elsőként LŐRENTHEY (1907) vizsgálta a villányi vasútállomási kőfejtőben, ahonnan Lingula és Discina brachiopodák, Myophoria kagylók példányait, továbbá a Sauropterygia hüllőkhöz tartozó Nothosaurus sp. maradványait dokumentálta. A mikrofaunát szivacstűk és Formaminiferák (Glomospirafélék) képviselik, ezen kívül algabioklasztokat és Neocalamites incertae sedis maradványokat is említettek (NAGY & NAGY 1976). A tagozat felső 30 méteres szakaszát faunamentesnek ítélték (NAGY & NAGY 1976). A tagozat kronosztratigráfiai helyzete – korjelző ősmaradvány hiányában – bizonytalan, települési helyzete alapján a középsőtriász ladin emeletbe sorolható (NAGY & NAGY 1976; VÖRÖS 2010). Az intraklasztok és az ooidok alapján a Templomhegyi Dolomit
időszakosan mozgatott
sekélytengeri
környezetben képződött (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1987). A képződési környezetről eltérő vélemények alakultak ki: sekélytengeri, szubtidális (NAGY & NAGY 1976), intertidális (TÖRÖK 1998) vagy szupratidális (BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004), esetleg sekélytengeri-lagunáris (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1981) fácies valószínűsíthető. A Templomhegyi Dolomit a villányi-hegységi középső-triász karbonátos rámpa rétegsor legfiatalabb kifejlődése (BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004; VÖRÖS 2010). A templom-hegyi triász záró tagja a Mészhegyi Homokkő Formáció (2. ábra). Ismert előfordulása a Villányi-hegység keleti részére szorítkozik. Vastagsága a templomhegyi alapszelvényben 15 méter, a Villány V-5 fúrásban 7,5 méter, a Nagyharsány Nh-5 fúrásban legalább 20 méter (VÖRÖS 2010). Sztratigráfiai besorolása hosszú évtizedeken keresztül vita tárgyát képezte a geológusok körében. Az egykori villányi bányanyitáskor készült mélyútban (ma: siklóbevágás)
IFJ.
LÓCZY (1912) figyelt fel elsőként a triász 10
dolomit és a jura mészkövek között települő, zöld színű, márgás, laza homokkőre, melynek a fekü és fedő képződményektől eltérő dőlését észlelte, ezért mediterrán (ma: miocén) korúnak határozta. Később
IFJ.
LÓCZY (1915) megállapította, hogy e laza és határozott
rétegződést nem mutató összlet a "bradfordi homokkőrétegek" (ma: alsó-jura pliensbachi Somssichhegyi Mészkő Formáció) alatt települ, ennek ellenére változatlanul mediterrán vagy pontusi korúnak tartotta. Később, az 1943-ban létesített alagútban (ami a kőfejtőből kitermelt kőzetanyag siklópályán való szállítását szolgálta a vasútállomás felé) 10 méter vastagságban tárták fel a laza törmelékes összletet. IFJ. LÓCZY (1945) ebben a szelvényben szürke és tarka homokkő konkordáns települését írta le a triász és jura rétegek között. A képződményt továbbra is mediterrán korúnak vélte, így arra a következtetésre jutott, hogy a jura rétegek triász összletre való rátolódása a miocénben zajlott. NOSZKY (1961) ugyanezt a képződményt a középső-jura bath transzgresszió, VÖRÖS (1972) a középsőtriász és az alsó-jura közötti önálló üledékképződési szakasz termékének, míg NAGY & NAGY (1976) a jura transzgresszió legalsó, bevezető tagjának tartotta. A magyarországi alapszelvénykutatásokhoz kapcsolódóan NAGY Elemér kezdeményezésére a Magyar Állami Földtani Intézet 1979-ben letakaríttatta az akkorra már beomlott alagút keleti falát, így a vitás rétegsor valaha volt legteljesebb feltárását állították elő. VÖRÖS Attila és RÁLISCHNÉ Felgenhauer Erzsébet közel egyidőben dokumentálta a laza törmelékes összletet. RÁLISCHNÉ FELGENHAUER (1985) nevezte el a képződményt Mészhegyi Homokkő Formációnak. Megállapította, hogy a törmelékes sorozat a pélittartalom növekedésével fokozatosan fejlődik ki a fekü Templomhegyi Dolomitból: a két képződmény határát ott húzta meg, ahol a márgák közé több aleurolitréteg települ. A formáció korának megítélését nehezítette, hogy ősmaradványokat nem találtak benne, és a palinológiai
vizsgálatok is
eredménytelenül
zárultak
(HEGYI 1982;
RÁLISCHNÉ
FELGENHAUER 1981). Ez alól azon rossz megtartású, feltételezett hüllőcsontmaradványok képeznek kivételt, melyeket RÁLISCHNÉ FELGENHAUER Erzsébet az alapszelvénydokumentációban említ a Mészhegyi Formáció alsó részéről (dolomitmárga-rétegből). Krzysztof BIRKENMAJER rossz megtartású növénymaradványokra lett figyelmes a formáció legfelső homokkőrétegében, melyeket rhaeti korúnak tartott (BLEAHU et al. 1994). Korjelző ősmaradvány hiányában RÁLISCHNÉ FELGENHAUER (1981) a képződményt rétegtani helyzete alapján a felső-triászba sorolta. RÁLISCHNÉ FELGENHAUER (1985) szerint sekélytengeri, tengerparti környezetben képződött. VÖRÖS (2010) újraértékelte a korábbi ismereteket a Mészhegyi Formációról. Megállapította, hogy az éles határral, diszkordánsan települ a Templomhegyi Dolomitra. A formáción belül három, üledékhiánnyal települő 11
paraszekvenciát különített el, melyek képződése félárokszerkezethez köthető (VÖRÖS 2009, 2010). Mindhárom cikluson belül felfelé finomodik a szemcseméret (a homokkőtől az aleurolitig, agyagkőig, vagy a sejtes, dolomitos mészkőig). Feltétetelezése szerint a három paraszekvencia a felső-triász három különböző emeletében (karni, nori, rhaeti) képződhetett. VÖRÖS (2009) rámutat arra, hogy a különböző litofáciesek képződése humid és arid időszakok váltakozása következtében módosuló képződési környezetre utal: a homokkövek folyóvízi, a pélitek tavi, a karbonátok (kalkrét, dolokrét) playa környezetet jeleznek. VÖRÖS (2009) szerint a Mészhegyi Formációba sorolható homokkőrétegek megjelenése a karni csapadékos eseménnyel (Carnian Pluvial Event; SIMMS & RUFFEL 1989) párhuzamosítható. Meglátása szerint a formáció laterális vastagságváltozása félárokszerkezettel magyarázható (3. ábra; VÖRÖS 2009).
3. ábra. A villányi Templom-hegy Ny-K csapású szelvénye VÖRÖS (2009) nyomán, módosítva. A félárokban lerakódott képződmények nyugat felé kivastagodnak. Rövidítések: T = Templomhegyi Dolomit Tagozat; M = Mészhegyi Homokkő Formáció; S = Somssichhegyi Mészkő Formáció; V = Villányi Mészkő Formáció; Sz = Szársomlyói Mészkő Formáció
12
A fentiek alapján tehát a Mészhegyi Formációról rendkívül ellentmondásos vélemények alakultak ki, így a képződési környezet tekintetében is: az összlet sekélytengeri, partközeli síkságon (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1981; TÖRÖK 1998) vagy folyóvízi-tavi környezetben rakódhatott le (VÖRÖS 2009, 2010). A képződmény üledékföldtani feldolgozása mellett a modern szemléletű petrográfiai leírása nem történt meg. Az alapszelvényprogram keretében született, kiértékelés nélkül maradt petrográfiai adatok az OFKFV (Országos Földtani Kutató és Fúró Vállalat) kéziratos jelentésében találhatók (HEGYI 1982). A Mészhegyi Formációra eróziós diszkordanciával települ a Somssichhegyi Mészkő Formáció (VÖRÖS 1972, 2010). Előfordulása a Villányi-hegység keleti részén ismert: a Somssich-hegyen 2 m, a Templom-hegyen 1–8 m, míg a Harsány-hegyen akár több mint 40 m vastagságú (VÖRÖS 2010). VÖRÖS (1972, 2010) összefoglalása alapján a formáció alsó részére a szürkéssárga színű polimikt konglomerátum és meszes homokkő jellemző. Rá szürke színű crinoideás mészkő, majd kvarcit- és dolomitkavicsokat tartalmazó mészkő települ. Efölött sárgásszürke, áthalmozott konglomerátum- és mészkőtömböket is tartalmazó homokos-kavicsos mészkő következik. Felfelé egyre csökken a törmelékes összetevők mennyisége, és a formáció felső szakaszán sárgásszürke, fosszíliákban gazdag mészkő, kékesszürke mészkő, majd legfelső részén sötétszürke tűzköves mészkő települ. A formáció bázisán települő homokkő ősmaradványmentes. A felette települő szakasz jellemző ősmaradványai a foraminiferák, ammonoideák, belemnoideák, brachiopodák, echinodermaták (VÖRÖS 1971, 1972). Kora pliensbachi (AGER & CALLOMON 1971; SZENTE & VÖRÖS 1992). A formáció alsó része sekélytengeri, szublitorális, a felső része nyílttengeri környezetben képződött, ami egy felfelé mélyülő üledékes paraszekvenciának feleltethető meg (VÖRÖS 2009, 2010). VÖRÖS (1972, 2010) szerint a formáció dolomitkavicsai a fekü Templomhegyi Dolomitból, a kvarcitkavicsok perm-triász törmelékes sorozatokból vagy a kristályos aljzatból származhatnak. A Somssichhegyi Mészkőre jelentős üledékhézaggal települ a bath-callovi Villányi Mészkő és az oxfordi-tithon Szársomlyói Mészkő (VÖRÖS 2012).
13
4.2. Mecsek A Mecsek földtani felépítéséről és mezozoos képződményeiről BEUDANT (1822) tett először említést. PETERS (1862) "Keuper homokkő" vagy "gresteni homokkő" néven, később BÖCKH (1876) "telepmentes homokkőként" írta le a felső-triász homokkövet. VADÁSZ (1935) törmelékes sorozatot Phyllopoda sp. maradványok alapján a felső-triász rhaeti emeletbe sorolta. A Délkelet-Dunántúl triász képződményeiről ismereteink túlnyomó többsége a nyersanyagkutatásnak köszönhető. A 19. század óta a mecseki feketekőszén, míg az 1950-es évektől a mecseki uránérclelőhelyek felismerését követően értékelődött fel az alaphegységi képződmények gazdasági jelentősége. A szénkutatás alapvetően a jura, az uránkutatás elsősorban a perm befogadó képződményeket érintette, azokat számos kutatófúrás harántolta a Mecsek- és a Villányi-hegység területén egyaránt (FÜLÖP 1994). A Mecseki Ércbányászati Vállalat és a Magyar Állami Földtani Intézet geológusai számtalan új, sokszor kéziratban maradt eredményt adtak közre. A mecseki triász kutatás élenjáró geológusa NAGY Elemér volt, aki a Magyar Állami és Földtani Intézet munkatársaként a mecseki triász képződmények részletes térképezését végezte, új ásvány-kőzettani, őslénytani, rétegtani és üledékföldtani ismereteket szolgáltatott, megalapozta a többnyire ma is érvényes rétegtani beosztást, számos szakcikket (NAGY 1964a, 1964b, 1964c, 1964d) és egy mérföldkőnek számító monográfiát (NAGY 1968) hagyott maga után. Halálát követően a felső-triász képződményeket áttekintő publikáció (NAGY et al. 2008) látott napvilágot. A mecseki kifejlődési területen a középső-triász végi rámpatagolódás nyomán a sekélytengeri körülményeket a tengertől lefűződő lagúnáris, majd édesvízi, tavi üledékképződés váltotta fel (2. ábra; BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004). A ladin sekélytengeri karbonátokra (a Csukmai Dolomitra) a Kantavári Mészmárga Formáció települ (2. ábra), melynek előfordulása a Középső-Mecsekben ismert, vastagsága 100–160 méter. A Kantavári Formáció talpán helyenként kaolinites-sziderites agyagkőrétegek nyomozhatók (2. ábra; Mánfai Sziderit; TÖRÖK 1998), ami a terület szárazra kerülését jelzi. Ezt a képződményt NAGY & RAVASZ-BARANYAI (1968) tufaszórás termékének tekintette, újabban lápi kifejlődésűnek tartják (HAAS et al. 2002). A formáció ladinba sorolható alsó és középső része fekete színű agyagos mészkő, mészmárga, márga, agyagmárga magas szervesanyagtartalommal bír. Gyakori ősmaradványok az ostracodák, phyllopodák, kagyló- és csigamaradványok, növénymaradványok (például characeák). A karniba 14
sorolható felső része agyagos homokkő és aleurolit, alárendelten szideritrétegek váltakozásából áll. A törmelékes felső tagozatból halmaradványok (Dapedus inornatus, Semionotus sp. pikkelyek, Acrodus minimus fogak és uszonytüskék) és csigák kerültek elő (NAGY et al. 2008). A mecseki felső-triász törmelékes rétegsor része a Karolinavölgyi Homokkő, mely a Kantavári Formációból fejlődik ki, vagy diszkordánsan települ a középső-triász karbonátos képződményekre (2. ábra; TÖRÖK 1998). A Mecsek nyugati, középső és keleti részén egyaránt ismert. Felszíni előfordulása Pécstől Vasasig követhető, szerkezetileg lehatárolt kibukkanásai Büdöskút-Darázskút és Váralja környékén ismertek, emellett számos (elsősorban kőszénkutató) fúrás harántolta (NAGY et al. 2008). Vastagsága 400–600 m, kelet felé kivékonyodik. A formáció alsó (karni) része szürke színű, aprókavicsos homokkő, finomszemű homokkő, aleurolit, kőzetlisztes agyagkő, ritkán sziderit váltakozásából épül fel. A jól rétegzett finomszemű homokkő agyagkőklasztokat, aleurolitrétegeket tartalmaz, földpáttartalma jelentős. Meszes, sziderites kötőanyagú kőzettípusok jellemzik. Lagunáris, tavi és delta kifejlődésű. Ostracodák, phyllopodák, hal(Dapedius inornatus, Semionotus sp. pikkelyek, Acrodus minimus fogak és uszonytüskék), kagyló- (Pleuromya ambigua), csiga- (Actaeonina cf. scalaris) és növénymaradványok jellemzik (BÉRCZINÉ MAKK 2004; NAGY 1968; NAGY et al. 2008). A formáció középső (nori?) szakaszát durvaszemű homokkő vezeti be, majd a kavicsos és durvaszemű homokkőtípusok arányának csökkenésével a szürke, alárendelten világoszöld vagy szürkésvörös színű finomszemű homokkő-, aleurolit- és agyagkőrétegek váltakoznak. Kisebb a meszes, nagyobb a hematitos, chamozitos kötőanyag aránya. Kevés phyllopoda és növénymaradvány, gyér spóra- és pollenegyüttes jellemzi. A nori összletet legalsó részén delta, majd uralkodóan tavi és lagunáris üledékképződési környezet jellemzi (NAGY 1968; NAGY et al. 2008). A formáció felső (rhaeti) részét zöldesszürke, világoszöld színű durvaszemcsés, keresztrétegzett homokkő, finomszemcsés homokkő, aleurolit, agyagkő, elszórtan szideritrétegek váltakozása, felső részén szénrétegek betelepülése jellemzi (NAGY 1968; NAGY et al. 2008; WÉBER 1984). Uralkodó a karbonátos, kloritos, chamozitos kötőanyag. Gyakori gyökér- és uszadékfamaradványok, növénylenyomatok, Phyllopoda kőbelek és kagylók fordulnak elő. Alsó részén delta, felső részén folyóvízi meder és ártéri képződési környezet jellemző. Mindezek alapján NAGY (1968) regresszív-transzgresszívregresszív üledékképződési ciklusokat valószínűsített, melyeket a felső-triász három emeletének feleltetett meg. A Karolinavölgyi Homokkő késő-karni–rhaeti korú BÓNA 15
(1983, 1995) palinológiai eredményei alapján. A középső ciklus nori emeletbe tartozása a gyér spóra- és pollenegyüttes alapján azonban bizonytalan. A triász paleoklimatológiai kutatások ugyanakkor arra utalnak, hogy az alapvetően csapadékos késő-triász koron belül a késő-karni–középső-nori korszakban rendkívül száraz klíma volt jellemző. Ez alapján felvetették, hogy a mecseki törmelékes üledékképződés ez idő alatt szünetelt vagy visszaszorult (BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004; HAAS et al. 2002). NAGY (1969) szerint a felső-triász–alsó-jura törmelékes összlet egy gyorsan mélyülő félárokban halmozódott fel, ahol a süllyedés maximuma a terület déli részére tehető (4. ábra). A keresztrétegzettségi adatok alapján az üledékszállítás észak, északészakkelet felől dél felé történt. A lepusztulás döntően granitoid, kevesebb metamorf kőzettípust érintett. A Karolinavölgyi Homokkőben számos kutatófúrás harántolt durvatörmelékes betelepüléseket, melyek tanulmányozása alapján az anyagszállítás fő iránya mellett másodlagos szállítási irány jelölhető ki: a kisebb arányban megjelenő mészkő- és dolomit kőzettípusoknak az üledékgyűjtő medencébe való szállítása délről észak felé történt (NAGY 1968; GYŐRFY 2012).
4. ábra. A Mecsek középső-triász–alsó-jura rétegsorának É-D csapású szelvénye NAGY (1969) nyomán, módosítva. A félárokban lerakódott képződmények dél (és kelet) felé kivastagodnak
16
A Nyugat-Mecsek északi előterében mélyült két fúrás (Szentkatalin Szk-1, Husztót Hu-2) a Karolinavölgyi Homokkő középső- és keleti-mecseki előfordulásaitól jelentősen eltérő kifejlődésű durvatörmelékes összletet tárt fel (2. ábra; WÉBER 1990). Mindkét fúrás karbonátos, főként mészkő, autigén breccsás mészkő, dolomit, dolomitmárga, agyagmárga, márga sorozatot harántolt a durvatörmelékes sorozat alatt, melyek valószínűleg nyílttengeri képződési környezetet jeleznek, koruk anisusi (SZENTE 1997) vagy ladin (BÓNA 1986; NAGY et al. 2008). A karbonátokra a durvatörmelékes összlet diszkordánsan települ. A konglomerátum, homokkő, agyagkő, agyag és szenes agyag ritmusos váltakozásából felépülő összlet törmelékanyaga uralkodóan granitoidokból és metamorfitokból származik (WÉBER 1990; NAGY et al. 2008). Kora késő-triász (WÉBER 1990), esetleg kora-jura (NAGY et al. 2008). A Karolinavölgyi Homokkőből fokozatosan fejlődik ki a 120–1000 mvastagságú felső-triász–alsó-jura (rhaeti-hettangi) Mecseki Kőszén Formáció, mely folyóvízi-deltalápi homokkő, aleurolit, agyagkő váltakozásából és közbetelepülő kőszénrétegekből épül fel (2. ábra; NÉMEDI VARGA 1998; GÖTZ et al. 2011). Efölött alsó-jura sziliciklasztos kőzetek és márgák, valamint középső-felső jura sekélytengeri, majd pelágikus karbonátok következnek (CSÁSZÁR et al. 2013; NÉMEDI VARGA 1998).
17
5. Mintavételezés, vizsgálati módszerek A mintagyűjtés pontos helyét az 1. mellékletben megadott földrajzi koordinátákkal mutatom be. A vizsgált minták többségét a Mészhegyi Homokkő templom-hegyi (siklóbevágás; 5. ábra) és Somssich-hegyi (építkezési terület; 5. ábra) feltárásából gyűjtöttem. A villányi felső-triász mintákat (Mészhegyi Homokkő) "VT" kóddal ("Villányi-hegység, felső-triász") láttam el. A törmelékes üledékes kőzetminták kiválasztásakor kiemelt figyelmet fordítottam a szemcseméret ásványos összetételt befolyásoló hatására (GARZANTI et al. 2009), ezért a pélit, homokkő és konglomerátum kőzettípusokból egyaránt gyűjtöttem mintákat a képződmény minél teljesebb jellemzése céljából. Az összehasonlítás céljából a Templomhegyi Dolomit ("VL" mintakód; "Villányihegység, ladin") templom-hegyi és Somssich-hegyi, valamint a Somssichhegyi Mészkő ("VJ" mintakód; "Villányi-hegység, alsó-jura") templom-hegyi előfordulásából vettem mintát. A Karolinavölgyi Homokkő ("MT" mintakód; "Mecsek, felső-triász") lámpásvölgyi alapszelvényének alsó és felső részéről homokkőmintákat válogattam, elsősorban mikromineralógiai és geokronológiai célú laboratóriumi vizsgálatokhoz.
18
5. ábra. A Mecsek és a Villányi-hegység pre-kainozoos rétegsorának egyszerűsített rétegoszlopa (BARABÁS & BARABÁS-STUHL 1998; BUDAI & KONRÁD 2011; CSÁSZÁR 2005; JÁMBOR 1998; NÉMEDI VARGA 1998; SZEDERKÉNYI 1998; TÖRÖK 1998 alapján) a részletesen vizsgált szelvények feltüntetésével. A mintavétel helyét és az alkalmazott módszereket a jelkulcsban feltüntetett szimbólumok jelölik
A
villányi-hegységi
képződmények
(Templomhegyi
Dolomit,
Mészhegyi
Homokkő) korának pontosítása céljából a palinológiai vizsgálatokhoz homokkő- és pélitmintákat gyűjtöttem. A vizsgálatok a minták szervesanyag-tartalmának és korjelző palinomorfa-tartalmának meghatározására irányultak. Standard palinológiai vizsgálati protokoll alapján HCl (33%) és HF (73%) oldatos feltárás történt a karbonát- és szilikáttartalom eltávolítása céljából, majd telített ZnCl2 oldatot (ρ=2,2 g/ml) került 19
alkalmazásra az eltérő sűrűségen alapuló szeparáláshoz. A maradék szeparátum 15 µm lyukátmérőjű szitán való szitálását követően a szeparátum Eukitt műgyantába lett ágyazva. A mintákat Annette E. GÖTZ (Rhodes University, Grahamstown, Dél-afrikai Köztársaság) tárta fel és értékelte ki. A gerinces makrofosszíliák gyűjtését a feltárásokon, a kőzetanyag kalapáccsal, vésővel és piszkutával való aprólékos átvizsgálásával végeztük. A leleteket a terepen pillanatragasztóval konzerváltuk. A gerinces mikrofosszíliák gyűjtése céljából a kutatómunkám kezdetétől a disszertáció lezárásáig több mint 2 tonna törmelékanyagot (homokkő- és pélitrétegekből) jövesztettünk a siklóbevágásban és az építkezésen. A törmelékanyagot a vizsgálati terület északi előterében található Villány-Pogányi-vízfolyás partjára szállítottuk, ahol szétterítettük és kiszárítottuk, majd benzinmotoros szivattyúval a vízfolyásból vizet vételezve 2 mm, 1 mm, 0,5 mm lyukátmérőjű szitasoron iszapoltuk. A makrofosszíliák laboratóriumi mechanikus preparálását, valamint az iszapolási maradék binokuláris mikroszkóp alatt történő válogatását a Magyar Természettudományi Múzeum Őslénytárában és az Eötvös Loránd Tudományegyetem Általános és Alkalmazott Földtani Tanszékén a MTA-ELTE Lendület Dinoszaurusz Kutatócsoport tagjai végezték. A leletek meghatározását ŐSI Attila (MTA-ELTE Lendület Dinoszaurusz Kutatócsoport) végezte. Az ásványos összetétel megismerése céljából a vékonycsiszolatok polarizációs mikroszkópi kiértékelését végeztem el. A vékonycsiszolatok elkészítéséhez a laza, gyengén cementált törmelékes kőzetminták acetonnal higított Araldit-D műgyantával történő többszöri beeresztését alkalmaztam. A csiszolatokat 30 μm vastagság eléréséig vékonyítottam. A vékonycsiszolatok kiértékelését és a fényképi felvételek elkészítését Nikon OPTIPHOT2-POL (Eötvös Loránd Tudományegyetem, Kőzettan-Geokémiai Tanszék)
és
Zeiss
Axiphot
(Georg-August-Universität
Göttingen,
Abteilung
Sedimentologie und Umweltgeologie) polarizációs mikroszkóppal készítettem el. A fő kőzetalkotó komponensek (kvarc-földpát-kőzettöredék) eloszlásának meghatározásához 300–400 szemcse vonal menti számlálását végeztem el. A teljes kőzetminták ásványos összetételének meghatározásához röntgenpordiffrakciós méréseket végeztem el Rigaku Miniflex 600 készüléken (Pécsi Tudományegyetem, Szentágothai Kutatóközpont, Analitikai Kémia és Geoanalitika Kutatócsoport). A kőzetmintákat (5. ábra) achátmalomban és dörzsmozsárban porítottam. A mérésekkor 40 kV, 15 mA beállítást alkalmaztam. A mért adatokat XDB Phase 20
Analytical Software használatával SAJÓ István (Pécsi Tudományegyetem) értékelte ki (2. melléklet). A röntgenpordiffrakciós eredményeket főként a homokkövek finomszemű mátrix/cement
összetevőinek,
továbbá
a
karbonátos
kőzettípusok
összetételének
meghatározásakor hasznosítottam. A lepusztulást szenvedett kőzettípusok jellemzésére a kavics szemcseméretosztály kiválóan alkalmas, mert a kőzettöredékek közvetlen információt szolgáltatnak az anyakőzetekről. Ezért a Templomhegyi Dolomit építkezési és a Mészhegyi Homokkő siklóbevágási durvatörmelékes előfordulásából 1 mm-t meghaladó szemcséket tartalmazó kőzetmintákat gyűjtöttem. Megismerésükre az aprószemű kavics vizsgálati módszert (FPE = fine-grained pebble examination; BRADÁK et al. 2014) alkalmaztam. A gyengén cementált mintákat egy héten keresztül vízben áztattam, majd a teljes diszpergálást követően 4 mm, 2 mm, 1 mm lyukátmérőjű szitasoron nedves szitálást végeztem. Az így kinyert és frakcionált (1–2 mm, 2–4 mm, 4< mm) törmelékszemcséket ipari szürke cementtel és vízzel alaposan összekevertem. A szemcse-cement keveréket közel 50 mm belső átmérűjű, kör alakú műanyagtégelybe helyeztem úgy, hogy a kiöntött anyag magassága 5–10 mm legyen. A szemcsék súlyuknál fogva lesüllyedtek. A teljes kötést követően (1 hét) a mintatesteket eltávolítottam a műanyag tégelyekből, majd felületüket higított műgyantával itattam át. A megszáradt mintákat csiszoltam, tárgylemezre ragasztottam, vékonyítottam. Binokuláris és polarizációs mikroszkóp alatt határoztam meg a törmelékszemcsék anyagi minőségét. Az FPE módszert továbbgondolva JÓZSA Sándor konzulensemmel (Eötvös Loránd Tudományegyetem) arra jutottunk, hogy a nátrium-poliwolframátos feltárás alkalmas lehet az igen gyakori kőzettöredék-típusok (például különböző kvarcmódosulatok) és a jóval ritkább, esetleg többféle ásványtípust, sőt akár nehézásványt is tartalmazó kőzettöredéktípusok elkülönítésére. Ezért az FPE módszerhez előkészített törmelékszemcsékből nátrium-poliwolframátos (aq) leválasztást (ρ=2,78 g/cm3) végeztem kb. 1,5 cm átmérőjű, kb. 10 cm magasságú kémcsövekben. Az így szétválasztott könnyű- és nehézfrakcióból szemcsepreparátumokat készítettem a fent tárgyalt módon. A nehézásvány-vizsgálatokhoz (MANGE & MAURER 1992) elsősorban finomszemű homokkőmintákat, alárendelten finomhomokos pélitmintákat (5. ábra) válogattam ki. Mintánként kb. 200 gramm mennyiséget mértem be lombikba, 1M nátrium-acetát vizes oldatát adtam hozzá. Napi többszöri keverés mellett az oldatokat 1–2 hétig állni hagytam. 21
A diszpergált mintákat 63–125 µm és 125–250 µm lyukátmérőjű szitákon nedves szitálás útján frakcionáltam. A leválasztótégelybe nátrium-poliwolframát vizes oldatát töltöttem (ρ=2,78 g/ml), majd kb. 5 gramm szitált mintát adtam hozzá. Kb. 5–6 óra alatt a könnyűés a nehézásvány-frakció szétkülönült. A leválasztott 63–125 µm és 125–250 µm szemcseméretű
nehézásványokból
Araldit-D
műgyantába
ágyazott,
különböző
szemcseméretű vizes szilícium-karbid csiszolópapírokon csiszolt szemcsepreparátumokat készítettem. A preparátumokat binokuláris és polarizációs mikroszkóp alatt vizsgáltam a minőségi meghatározás céljából. Egyes 63–125 µm szemcseméretű mintákból nagy fénytörésű
beágyazó
anyaggal
(Meltmount,
n=1,66)
is
készítettem
fedett
szemcsepreparátumokat, melyeken a polarizációs mikroszkóp alatt mintánként 300–400 szemcse vonal menti számlálásával (MANGE & MAURER 1992) mennyiségi-minőségi kiértékelést végeztem (3. melléklet). A nehézásványok jobb megismerésére a hagyományos polarizációs mikroszkópos eljáráson túl nagyműszeres vizsgálatokat alkalmaztam. A 63–125 µm és 125–250 µm szemcseméretű,
polírozott,
fedetlen
nehézásványpreparátumokon
pásztázó
elektronmikroszkópos és energiadiszperzív mikroszondás (EDAX PV9800 típusú energiadiszperzív
spektrométerrel
felszerelt
AMRAY
1830
I/T6
pásztázó
elektronmikroszkóp, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Kőzettan-Geokémiai Tanszék) méréseket végeztem a szemcsék minőségi meghatározása céljából (mintaelőkészítés: szénbevonat; mérési paraméretek: 20 kV, 1 nA, 50 nm). A SEM méréseket és az ásványok kémiai összetételének kiértékelését BENDŐ Zsolt (Eötvös Loránd Tudományegyetem) útmutatásával végeztem el. A 63–125 µm szemcseméretű nehézásványszemcsékből epoxi műgyantába ágyazott, henger alakú mintatesteket készítettem, melyeket csiszoltam és políroztam, majd Raman spektroszkópos méréseket (Olympus BX-41 mikroszkóppal felszerelt Horiba Jobin Yvon HR800-UV spektrométer, Georg-August-Universität Göttingen, Geozentrum Göttingen) végeztem azzal a céllal, hogy minőségi és mennyiségi eredményeket nyerhessek a nehézásványok eloszlásáról. Átlagosan 300–350 szemcsét vizsgáltam mintánként (mérési paraméterek: 100x, 488 nm, 20 mW). A Raman spektroszkópos méréseket és a spektrumok kiértékelését Keno LÜNSDORF és Burkhardt C. SCHMIDT (Universität Göttingen) útmutatása alapján végeztem el. A cirkon egykristály U-Pb méréseket három villányi és két mecseki mintán (5. ábra) végeztük el (Georg-August Universität Göttingen, Geozentrum Göttingen). 22
Egyenként egy kilogramm mennyiségű, finomszemű, üde homokkőmintát gyűjtöttem. A mintákat első lépésben pofás törővel (Mecsekérc Zrt.) kis darabokra törtem, majd a törmelékanyagot üvegpohárba töltöttem, és 1M nátrium-acetát vizes oldatával öntöttem fel. A diszpergált mintákat 63 és 125 µm lyukátmérőjű szitákon nedves szitálással frakcionáltam. Ezt követően a szitálási maradékot 5% ecetsavas oldatban gyakori keverés mellett állni hagytam a karbonáttartalom eltávolítása céljából. A nehézásványokat nehézfolyadékkal (nátrium-poliwolframát (aq), ρ=2,78 g/ml) választottam le. A nehézásvány-szeparátumokon cirkondúsítás céljából mágneses szeparálást
(Frantz
Magnetic Separator) végeztem. A cirkonszeparátumok előállításakor kiemelt figyelmet fordítottunk arra, hogy a vizsgálatra szánt cirkonkristályok kiválasztása véletlenszerűen történjen, ezért a szemcséket a szeparátumok véletlenszerű negyedelésével választottuk ki. A cirkonkristályokat üveglapra rögzített kétoldalú ragasztószalagra tapasztottuk, melyre 25 mm átmérőjű hengert helyeztünk, majd epoxi műgyantába ágyaztuk. A mintatesteket P2500 szilícium-karbid csiszolópapíron csiszoltuk, majd polírozógépen 9, 3 és 1 µm szemcseméretű gyémántpasztával políroztuk a tökéletesen sík felület eléréséig. A cirkonpreparátumokról és a vizsgálat során használt sztenderdekről DUNKL István (GeorgAugust-Universität Göttingen) készített katódlumineszcens felvételeket JEOL JXA 8900 elektron-mikroszondával a kristályok belső szerkezetének megismerésére, így a kormeghatározásra alkalmas homogén belső területtel rendelkező szemcsék kijelölésére. Mielőtt a beágyazott mintatesteket a mintatartóba helyeztük, több lépcsős, híg sósavas, etanolos, ioncserélt vizes tisztítást hajtottunk végre a mintafelszínen jelen lévő ólomszennyezés eltávolítása céljából. A cirkon egykristály U-Pb méréseket LA-SF-ICP-MS (laser-ablation singlecollector magnetic sector-field inductively coupled plasma mass spectrometry) eljárással DUNKL István végezte és értékelte ki (Thermo Finnigan Element 2 tömegspektroszkóphoz csatolt Resonetics Eximer lézer-ablációs rendszer, Geozentrum Göttingen, Georg-AugustUniversität Göttingen) (4. melléklet). A részletes módszertani leírást FREI & GERDES (2009) publikálta. A koradatokat pont menti vizsgálattal gyűjtöttük: a vizsgált kristályfelszínen kijelölt ponton 33 µm átmérőjű lézersugárral (5 Hz, 25%) közel 12 µm mély krátert állítottunk elő. A mérést megelőzően az adott pontot kétszer meglőttük. Hordozógázként héliumot és argont használtunk. 204
238
U,
235
U,
232
Th,
208
Pb,
207
Pb,
206
Pb,
Hg és 202Hg izotópok induktív csatolású plazma tömegspektrométeres mérését végeztük
el. Az adatcsökkentés 100 idősíkban (kb. 10,5 másodpercnek felel meg) mért adat 23
feldolgozásán alapult. A mérés a jel beérkezését követő kb. 1 másodperc elteltével indult. A szélsőségesen eltérő értékeket iteratív Grubbs teszttel (P=5% értéket alkalmazva) ellenőriztük. A korok számításakor a drift és frakcionáció korrekcióhoz standardmintákat alkalmaztunk: elsődlegesen a GJ-1 cirkon referenciakristályt (JACKSON et al. 2004), valamint a további korrekcióhoz másodlagos sztenderdként a Plešovice, FC-1 és 91500 cirkon referenciakristályokat használtuk (PACES & MILLER 1993, WIEDENBECK et al. 1995, SLÁMA et al. 2008). A standard kristályok mérése rendre a publikált ID-TIMS 1σ értékeken belül esett. A drift és frakcionáció korrekciót és az adatcsökkentést UranOS szoftverrel (DUNKL et al. 2008) végeztük. A Hg-korrigált alacsonynak
bizonyult,
ezért
nem volt
204
Pb izotóp jel szintje nagyon
szükség a közönséges ólom-korrekció
alkalmazására. A mintánkénti egykristály korok száma 94–109 közé tehető. Ha a 206
Pb/238U kor fiatalabbnak bizonyult, mint 1,2 milliárd év, akkor elfogadtuk, míg e
küszöbérték felett a 207Pb/206Pb kort vettük figyelembe. Ennek oka, hogy az 1,2 milliárd év alatti és feletti korok esetében más izotóparányok adnak megbízhatóbb kort (GEHRELS et al. 2008; SPENCER et al. 2016). A korok esetében, míg a
207
206
Pb/238U kor a lényegesen kisebb hibával terhelt fiatal
Pb/206Pb kor az idősebb korokra megbízhatóbb. A konkordancia
diagramokat és korspektrumokat Isoplot/Ex 3.0 (LUDWIG 2003) és AgeDisplay (SIRCOMBE 2004) szoftverek alkalmazásával készítettük és értékeltük.
24
6. Eredmények I. Rétegtan, szedimentológia, paleontológia 6.1. A Somssich-hegyi építkezés triász rétegsora A
legfelső
középső-triász
és
felső-triász
rétegsort
részletesen
lehetett
tanulmányozni a Somssich-hegyen 2011-ben létesített mesterséges feltárásokban (6a. ábra). Az építkezési területen két szelvény létesült (6b. ábra). Az északi szelvény a borház nyugati szomszédságában a Templomhegyi Dolomit dél felé meredeken dőlő rétegeit tárta fel, közel 30 méter vastagságban (6b. ábra). A feltárás északi részén a rétegsor alsó szakasza tektonizált, több blokkból áll. Az egész Somssich-hegyi feltárásra jellemző, hogy a feltolódási síkok mentén oszlopos kalcit jelenik meg, mely valószínűleg utólagos (LUKOCZKI & HAAS 2013). Az északi szelvény (a borháztól nyugatra; 6b. ábra) tektonikusan zavartalan, folyamatos rétegsoráról készítettem földtani dokumentációt. Ez a Templomhegyi Dolomit Tagozat felső részét tárja fel. A déli szelvény (a tervezett pálinkaház alapja; 6b. ábra) a Templomhegyi Dolomit Tagozat és a Mészhegyi Homokkő Formáció átmeneti rétegsorát tárta fel mintegy 20 méter vastagságban. A részletes leírást a nyugati fal mentén adom meg (6b,c. ábra), néhány jellegzetes üledékes bélyeg esetén kitekintést teszek a csapásirányú és a keleti fal felé is.
25
6. ábra. (a) A villányi Somssich-hegy és az építkezési terület, valamint a Templom-hegy és a siklóbevágás elhelyezkedése. (b) Az építkezési terület felépítése a fő objektumok jelölésével (ŐSI et al. (2013) alapján, módosítva). Az 'E' betű a 6.1.1. fejezetben tárgyalt sziliciklasztos betelepüléstípust jelöli. (c) Áttekintő fénykép az építkezési területről, a déli gödörről (a pálinkaház alapja) és az épülő borházról. Fotó: CZIRJÁK Gábor; 2012. április
26
6.1.1. Templomhegyi Dolomit Tagozat A tagozat feltárt részlete öt rétegcsoportra osztható a karbonátos-törmelékes kőzettípusok petrográfiai jellege és eloszlása alapján (7. és 12. ábra). Az első és a harmadik rétegcsoportot dolomit- és dolomitmárgarétegek, a második és a negyedik rétegcsoportot sziliciklasztos betelepülések, az ötödik rétegcsoportot dolomitrétegek uralják. Az északi szelvény mentén a zavartalan, folyamatos rétegsor első rétegcsoportjára (7. ábra) jellemző fő kőzettípusok a rózsaszínes szürke, vastagpados dolomit, a szürke, vékonyréteges dolomit, a világossárga dolomitmárga, a sötétsárga márga és a változatos színű agyagkő-betelepülések. A rétegcsoport vastagsága mintegy 15 m. A fő kőzettípusok karbonátos-törmelékes, felfelé finomodó ciklusokat alkotnak a pados dolomittól a márgáig vagy az agyagkőig. Az első rétegcsoport alsó részét a karbonátos litofáciesek dominanciája jellemzi, a rózsaszínes szürke, tömeges, vastagpados, mikrokristályos dolomittípus uralja. A rétegsorban felfelé csökken a padok vastagsága. Szövete homogén, tömör, mikrokristályos. Törése sarkos, szögletes. A domináns rózsaszínes szürke dolomit az alárendelt világossárga dolomitmárgával, sötétsárga márgával váltakozik. Ezek szövete homogén, mikrokristályos, törése sarkos, szögletes, szilánkosan széteső. A dolomitmárga jellegzetes szürke vagy fakólila sávos vagy foltos. A dolomitmárga- vagy márgarétegek felett ritka esetben nagyon vékony, filmszerű, fakózöld vagy tarka agyagkőrétegek települnek. A dolomit-márga(-agyagkő) felfelé finomodó ciklusokon belül az egyes kőzettípusok között fokozatos átmenet jellemző, azonban a márgákra éles, ritkábban fokozatos átmenettel települ az újabb cikluskezdő dolomit. Az agyagokra viszont mindig éles határral települ az újabb cikluskezdő dolomit. Az első rétegcsoport felső részén a dolomitos és a dolomitmárgás-márgás-agyagmárgás kifejlődések egyenlő arányban fordulnak elő. A pados dolomitok kimaradnak. Gyakoribbá válnak a vékony, néhány mmes agyagkövek, melyek nem csak a finomodó ciklusok záró tagjaként jelennek meg, hanem a márgás tagok kimaradásával a dolomitrétegek közé is betelepülnek. Ritka esetben a tarka (élénk vörös-barna-zöld-sárga-lila) agyagok vastagsága az 5–20 cm-t is eléri. A vastag agyagkőrétegekben kisméretű, szögletes dolomit- és dolomitmárgaklasztok fordulnak elő.
27
28
A második rétegcsoportra (7. ábra) a világosszürke, vékonyréteges dolomit- és világossárga dolomitmárga-rétegek közé települő gyakori és vastag sziliciklasztos kőzetek jellemzők. Ez a rétegcsoport közel 2,5 m vastag. A törmelékes betelepülések vastagsága 10–30 cm között változó. A sziliciklasztos betelepülések négyféle típusát különítettem el (a különböző litofáciesek rétegtani helyzetét a 7. ábrán jelöltem): (A) zöld agyagkő és szürke, finomszemű homokkő. A fakózöld-sötétzöld agyagkőrétegben
lencsésen
világosszürke
homokkő
települ,
mely
oldalirányban
kivékonyodik (8a. ábra). A zöld agyagkő laza, morzsolható. Fakósárga és fakóvörös foltos. A szürke homokkő finomszemű, a szemcsék anyaga kalcit, dolomit. Porózus, kissé kötött, meszes kötőanyagú. Párhuzamosan rétegzett (fakólila-fakóvörös sávos vagy zöld sávos) (8b. ábra). Két ilyen egység található a szelvényben.
8. ábra. (a) Lencsésen közbetelepülő zöld agyagkő és szürke homokkő a Templomhegyi Dolomitban. Méretarány: 10 cm. (b) A homokkő párhumazosan rétegzett. Méretarány: 5 cm
(B) tarka agyagkő. Alsó részén laza, morzsolható, fakó világosbarna-vörössötétsárga-fakózöld foltos (9a. ábra). Nyomokban észlelhető, hogy rácshálózatos szerkezetre emlékeztető sávok mentén egészen kifakult, szürkés színű (9a. ábra). Fokozatos átmenettel fejlődik ki belőle a felső része, mely a szelvény más agyagkőtípusainál jóval keményebb, lemezes, szilánkosan széteső. A felső rész sötétbarna színű, fakólila, fakóvörös vagy fakózöld foltos. A foltok olykor kerekded, olykor hosszúkás alakúak, esetenként a rétegzésre merőlegesen megnyúlt formájúak (9a. ábra). Ritkán szögletes, világossárga dolomitmárgaklasztok fordulnak elő az agyagkőben. Ez a 29
réteg megtalálható a déli gödör keleti falában is, ahol az agyagkő jellegzetes tarka színei még jobban elkülönülnek egymástól: alsó részén világosabb barna, felső részén sötétebb barna, legfelső részén az agyagkő márgává fejlődik, színe okkersárga, majd fakózöld színű lesz (9b. ábra). Ezt a betelepüléstípust két rétegtani szintben azonosítottam (7. ábra).
9. ábra. (a) Tarka agyagkő-betelepülés a Templomhegyi Tagozatban. A bal oldai nyíl a rétegzésre merőleges, fakólila, hosszúkás foltot, a jobb oldali nyíl rácsháló mentén kifakult kőzettípust mutatja. (b) Tarka agyagkő színek alapján való horizontális tagoltsága
(C) komplex, mészkérges tarka agyagkő. A tarka (vörös-fakózöld-fakólilafakósárga) agyagkő, kemény, meszes. Gyakran szeptáriás mészkonkréciókat és apró, szögletes dolomit- és dolomitmárga-töredékeket tartalmaz. Az agyagkőréteg alsó és felső részén szaggatottan előforduló, 1–2 cm vastag, karbonátos "kéreg" települ (10a. ábra). A meszes "kéreg" fehér színű, kötött, nagyon kemény. Tömött, mikrokristályos szövetű. Főként a tarka agyagkő fölött számos egymáshoz közel elhelyezkedő, lapult, szeptáriás mészkonkréció települ a tömött, mikrokristályos alapanyagban, vagy a tarka agyagkő hullámos felületén (10b. ábra).
30
10. ábra. (a) Mészkérges tarka agyagkő-betelepülés a Templomhegyi Tagozatban. A nyilak mészkéregszintekre mutatnak. Az agyagkövet övező mészkéreg szaggatottan települ. (b) Szeptáriás mészkonkréciók (nyíllal jelezve) a tarka agyagkőréteg felszínén
(D) komplex, márgás-homokköves-agyagköves betelepülés. Litológiai karaktere alapján felettébb összetett kifejlődés. Alsó részét sötétsárga márga alkotja, mely nagyon vékony, vörös agyagfilmekkel átszőtt. A márga fakólila-fakózöld-fakóvörös foltos. A felső részén jellegzetes, a rétegsorban máshol nem jelentkező, sötétlila színű finomhomokosaleuritos agyagkő települ. Nem alkot egybefüggő réteget, szaggatottan követhető nyomon ugyanabban a rétegtani szintben (11a. ábra). Nyomokban kitöltésszerű megjelenésű, ~5– 10 cm vastagságú, a rétegekre merőlegesen ékelődik be a fekü márgába (11a. ábra). Vékony rétegszerű, 1–2 cm vastag, vagy oldalirányban kivékonyodik. Két fő üledékszerkezeti jelleg jellemzi. Vagy zavart szerkezetű, rétegzetlen (11c. ábra), vagy párhuzamosan rétegzett (11b,d,e. ábra). A rétegzettség a jellegzetes lila szín árnyalatának változásában is kifejeződik, de a sötétlila színtől eltérő és a rétegzéssel párhuzamos fakózöld foltok megjelenésével is szemléletes (11b,d,e. ábra). Fakózöld pettyeket és hosszúkás (rétegzéssel párhuzamos) foltokat tartalmaz, melyek anyaga megegyezik a sötétlila alapanyaggal. A sötétlila réteg színe oldalirányban megváltozik, alsó részén fakólilára, felső részén sötétvörösre vált. Ugyanez a tulajdonság igaz oldalirányban a környezetére is, ami jellemzően fakólila, vörös foltos agyagkő (11c. ábra). A tarka-lila réteg felső részében elszórtan karbonátkonkréciók is találhatók. Ez a komplex betelepüléstípus a rétegsorban egyedi, a fekü "C" betelepüléstípustól mészkéreg határolja, rá fakózöldes szürke, magas agyagtartalmú dolomit települ.
31
11. ábra. (a) Sötétlila homokos agyagkő-betelepülés (nyilakkal jelezve) tarka márgában. (b) Fakózöld foltos, sötétlila homokos agyagkő és környezetében a fakólila, vörös foltos agyag (c) színe alapján elkülönül egymástól. (d,e) A sötétlila homokos agyagkőre jellemző fakózöld foltok felületi csiszolatokon. Méretarány: 1 cm
32
A közel 5 m vastag harmadik rétegcsoport (7. és 12. ábra) – mely az északi és a déli szelvényt köti össze – fő kőzettípusai a világosszürke, meszes dolomit, világossárga dolomitmárga és tarka agyagkő. A rétegcsoportot a dolomitmárga-rétegek uralma jellemzi. A dolomitmárgákhoz képest alárendeltek a dolomitrétegek. A világosszürke dolomit- és a világossárga dolomitmárga-rétegek gyakran vékony, filmszerű, vörös, zöld vagy tarka agyagbevonatokkal
tagoltak.
Elszórtan
lapult,
szeptáriás
karbonátkonkréciókat
tartalmaznak. Mind a dolomitos, mind a dolomitmárgás kifejlődés olyan fakólila, porló meszes agyagos kitöltéseket tartalmaz, melyek esetenként a rétegzésre merőlegesen a fekü felé megnyúlt alakúak. A fakólila agyagban elvétve kerekített karbonátklasztok, vagy gömbhéjas szerkezetű (hagymahéjszerű elválású) karbonátkonkréciók fordulnak elő.
33
12. ábra. A Templomhegyi Dolomit Tagozat és Mészhegyi Homokkő Formáció rétegsora a villányi Somssich-hegyen feltárt déli szelvényben (ŐSI et al. (2013) alapján, módosítva). A nyomtatott nagybetűk (C2' és C?) a 6.1.1. fejezetben tárgyalt sziliciklasztos betelepüléstípusokat jelölik
34
Csapásirányú szelvényben széles és lapos, lencse formájú, vörös agyagos kitöltések fordulnak elő a dolomitrétegek között. Előfordul, hogy ezek a lencsés kitöltések egy rétegtani szintben jelennek meg (13a. ábra). Az agyagos kitöltések szögletes dolomit- és dolomitmárga-klasztokat (1–2 cm) is tartalmazhatnak (13b. ábra).
13. ábra. (a) Egy rétegtani szintben megjelenő lencsés vörös agyagkő-betelepülések (b) szögletes dolomit- és dolomitmárgaklasztokkal. Méretarány: 1 cm. Fotó (a-b): KONRÁD Gyula
A dolomitmárga uralta harmadik rétegcsoportban egy esetben fordul elő vastag (~15 cm) tarka agyagkőréteg, mely a második rétegcsoport komplex, mészkérges tarka agyagkő ("C") betelepüléstípusához hasonló, ezért C2 kóddal szerepel az északi (7. ábra) és C2' kóddal a déli szelvényen (12. ábra). Három részre osztható. Az alsó részén meszesagyagos, igen zavart szerkezetű réteg jelenik meg: a hófehér, meszes, porló alapanyagot sűrűn sárga és vörös agyagos lemezek szövik át, és benne szeptáriás mészkonkréciók fordulnak elő. A tarka agyagkő élénkvörös-fakósárga-fakózöld-fakólila foltos. Sok apró, szögletes dolomit- és meszes dolomittörmeléket, sárgás vagy barnás agyagklasztokat tartalmaz. A tarka agyagkő felső részén fehér, porló, meszes kéreg települ, szeptáriás mészkonkréciókkal. A rétegsorban egyedi, a csapásirányú szelvényben a dolomitmárga-rétegekben lencsésen települő kavicsos homokkő ("E" típus) fordul elő (6b. ábra; 14a. ábra). A lencse szélessége közel 1,5 m, vastagsága közel 30–40 cm. A lencse formája a rossz feltártság miatt (14a. ábra) nehezen meghatározható: az alsó részén homorú, a felső részén lapos (?). Markáns eróziós határral települ, a fekü – markerhorizontnak számító – mészkérges vörösagyagréteget átmetszi. Ez a betelepülés három részre osztható. Az alsó, kavicsos 35
homokkőréteg (~10 cm) polimikt, rosszul osztályozott kavicsanyagot tartalmaz (14b. ábra). A kavicsok anyagát kvarc, mészkő, dolomit, homokkő és agyagkő alkotja. Egy esetben mészkéregből áthalmozott klaszt fordult elő. A kavicsok átlagos mérete 2 cm-nél kisebb, de a kvarckavicsok között előfordulnak 2–5 cm, míg a homokkő-, agyagkő- és dolomitkavicsok között akár 10 cm nagyságúak is. A dolomit- és mészkőkavicsok kissé szögletesek vagy kissé koptatottak. A homokkő- és kvarckavicsok koptatottak. Az agyagkőklasztok koptatottak, jól koptatottak. A mészkéregből áthalmozott klaszt jól koptatott (14b. ábra; fénykép közepén). A kavicsos homokkőre finomabb szemcseméretű kőzettípusok következnek. Rá vékony, 1–5 cm vastagságú, világossárga-világossszürke márga települ (14b. ábra), mely vörös és zöld agyagfilmekkel tagolt. Efölött fakórózsaszín, finomszemű, mátrixvázú homokkő (14b. ábra) következik 10–30 cm vastagságban. Kemény, meszes kötőanyagú, kvarcszemcséket tartalmaz. Helyenként kipreparálódik a nála puhább márgarétegek közül.
14. ábra. Kavicsos homokkő- és homokkő-betelepülés a Templomhegyi Dolomitban. (a) A fénykép bal oldalán a homokkőréteg kipreparálódik a márgarétegek közül. (b) A törmelékes betelepülés három osztatú: alsó részén kavicsos homokkő (kés hegyével mutatva), középső részén vékony, világossárga márga, felső részén rózsaszín homokkő települ
A negyedik rétegcsoportra (12. ábra) a sziliciklasztos betelepülésekkel tagolt, vékonyréteges dolomitos-dolomitmárgás rétegsor jellemző. Ez a rétegcsoport közel 2,5 m vastag. Alsó egyharmad részén vékony dolomit-, dolomitmárga-, agyagmárga-, agyagkőrétegek sűrű váltakozása jellemző. Ezen a rövid szakaszon hat finomodó ritmus különíthető el (a dolomittól az agyagkőig). Az agyagkövekre rendre éles határral 36
települnek a dolomitrétegek. Ezzel szemben a negyedik rétegcsoport felső kétharmad részén a vastagpados dolomitrétegek uralkodnak. Elszórtan a dolomitpadok hullámos felszínére nagyon vékony (néhány mm-es, esetleg cm-es), vörös, zöld vagy lila agyagkő-, vagy sárga márgabetelepülések következnek, kitöltve a hullámos dolomitfelszínek repedéseit is. Ritka esetben komplex szerkezetű agyagkőbetelepülések fordulnak elő. Kis vastagságuk miatt bizonytalanul elkülöníthető egységekből állnak: foltos, tarka agyagkő települ a tömör dolomitra, a felső részén meszes kéreg fordul elő. A meszes kéreg cementáltságának foka laterálisan változó, helyenként nagyon kemény, helyenként morzsolható, esetleg porló. Ezek a betelepülések (12. ábra) nagyon hasonlítanak a "C" típusra. Az ötödik rétegcsoportot (12. ábra) a vastagpados, homogén, mikrokristályos dolomitrétegek dominanciája jellemzi mintegy 3 m vastagságban. Kimaradnak a dolomitmárga- és sziliciklasztos betelepülések. A rétegcsoport legfelső részén települő meszes dolomitpad intraklasztos üledékszerkezetetű (15a. ábra). Ez a záró meszes dolomitpad a legfelső 15–20 cm részén. Lekerekített, fehér színű, meszes dolomit anyagú kőzetdarabokat tartalmaz, melyek jellemző mérete 0,5–3 cm között változik. Ezek a fehér kőzetdarabok szürke-sötétszürke színű, mikrokristályos, meszes-dolomitos alapanyagba ágyazva helyezkednek el (15b. ábra).
37
15. ábra. (a) Fehér színű, meszes dolomit anyagú kőzetdarabok szürke színű mátrixban (nyilakkal jelezve), a Templomhegyi Tagozat legfelső részén. A meszes dolomitra a Mészhegyi Formáció törmelékes sorozata diszkordánsan települ. Méretarány: 1 cm. Rövidítések: TDF = Templomhegyi Dolomit Formáció; MHF = Mészhegyi Homokkő Formáció. (b-c) Üledékszöveti jellegek (kőzetdarabok-mátrix viszonya) felületi csiszolatokon. Méretarány: 1 cm.
A negyedik és az ötödik rétegcsoport a déli szelvény felszínközeli részén (8. ábra; terasz felett) sötétszürke, sötétbarna, fekete színű, durvakristályos, bontott, ezért az eredeti kőzettípusokról és rétegzésről nem hordoz információt.
6.1.2. Mészhegyi Homokkő Formáció A két litosztratigráfiai egység, a Templomhegyi Tagozat és a Mészhegyi Formáció határán, éles feltolódási sík mentén (178/64) vetőbreccsa települ, mely a fekü karbonátos (fehér és szürke meszes dolomit) és a fedő törmelékes kőzettípusok (vörös homokkő és lila vagy zöld agyagkő) anyagát foglalja magába (12. ábra). A déli szelvényben feltáruló Mészhegyi Homokkő Formáció több tektonikus blokkból áll, a rétegek helyzete és vastagsága nehezen meghatározható. Ezért a földtani dokumentációt a feltárás talpán
38
végeztem el, ahol a rétegek települése többnyire zavartalanul nyomon követhető volt (12. ábra). A formációt alkotó törmelékes sorozat három rétegcsoportra osztható. Az első rétegcsoportot szürke és vörös színű, rétegzett homokkövek és agyagkövek, a másodikat szürke és zöldesszürke színű homokkövek és agyagkövek, a harmadikat vörös és zöld színű agyagkövek alkotják. Az első rétegcsoport (12. ábra) ciklusos kifejlődésű. Alsó tagja 0–10 cm vastagságú rózsaszínes vörös vagy vörös színű, durvaszemű-középszemű homokkő. A feltolódás mentén helyezkedik el, csak foszlányokban nyomozható. Rá éles határral 0– 20 cm vastag, nyírt vörös agyagkő települ. Efölött 4 cm vastag, szürke, durvaszemű, normál gradált homokkő következik. Alsó részén 0,5–1 cm nagyságú, megnyúlt formájú, zöld színű (ritkábban zöld-sárga vagy lila) agyagklasztokat tartalmaz. Felső részén táblás ferderétegzés jellemzi. A szürke homokkőre 30 cm vastag, vörös-rózsaszín-szürke, közép– finomszemű homokkő települ. Ezt a rétegcsoportot vályús ferderétegzettség jellemzi (16a. ábra). A rózsaszínes, közép- és finomszemű homokkőlemezek sötétvörös agyagköves lemezekkel váltakoznak ritmusosan. A felfelé finomodó rétegsorban egyre több és vastagabb sötétvörös agyagos lemez települ közbe. Ritkán kisméretű (<0,5 cm) tarka, vörös vagy zöld agyagklasztokat is tartalmaz. Nagyon ritkán az alapszíntől eltérő színű, kerekded foltok figyelhetők meg a homokkőtestben, melyek bioturbációra utalnak (16b,c. ábra). A fedővel való határa éles, hullámos.
39
16. ábra. (a) Vályús ferderétegzett homokkő a Mészhegyi Formáció a déli szelvényében. A felvétel közel 90°-al elforgatott. Méretarány: 5 cm. (b, c) Nagyon ritkán kerekded, a homokkőlaminákat átmetsző foltok (életnyomok (?); nyilakkal jelezve) észlelhetők. A (c) fénykép méretaránya: 5 cm. A (c) fényképet KONRÁD Gyula készítette
A vályús ferderétegzett homokkövek felett éles határral 30 cm vastag, vörös agyagkő következik (17. ábra). A vörös agyagkő nyomokban fakózöld vagy fakólila foltos. Az agyagkőben homokkőlencsék települnek. A homokkőlencsék összetett felépítésűek: belsejük felé haladva összefogazódó fakózöld finomhomokos agyagkőből, fakózöldes szürke finomszemű-középszemű homokkőből, fakórózsaszín finomszemű40
középszemű homokkőből épülnek fel. A lencséket alkotó belső, fakórózsaszín homokköves egységben vékony, vörös agyag- és fakósárga, finomhomokos rétegek települnek. Bizonytalan, bioturbációra utaló üledékszerkezetek fordulnak elő.
17. ábra. Lencsésen települő rózsaszín homokkő (fénykép közepén) vörös agyagkőben. Méretarány: 10 cm
A második rétegcsoport (12. ábra) alapvetően barnásszürke, zöldesszürke, világosszürke, finomszemű homokkövekből és szürkésbarna, finomhomokos pélitekből épül fel (18. ábra). Vastagsága legfeljebb egy métert tesz ki. Sötétbarna, fakóbarna, sötétzöld, fakózöld vagy sárga, nagyon vékony agyagkőrétegek települnek közbe.
41
18. ábra. Zöldesszürke, narancssárga sávos, finomszemű homokkő, barna, vörös sávos, homokos agyagkő és világosszürke, középszemű homokkő települése a Mészhegyi Formációban
A második rétegcsoportból rétegváltakozással fejlődik ki a harmadik rétegcsoport (12. ábra), mely vörös és zöld agyagkövek ritmusos váltakozásából áll (19. ábra). Helyenként a vörös agyagkő szabálytalan alakú, fakózöld vagy fakólila foltos. Ritkán a foltok a rétegzésre merőleges, megnyúlt formájúak. Az egység felső kétharmad része rendkívül deformált, ezért megbízható üledékszerkezeti információt nem hordoz.
42
19. ábra. Vörös és zöld agyagkőrétegek ritmusos váltakozása a Mészhegyi Formációban
6.2. A templom-hegyi siklóbevágás triász rétegsora A templom-hegyi siklóbevágás mintegy 30 m hosszú szakaszán kialakított földtani szelvény három önálló mezozoos formációt tárt fel (20. ábra). A szelvény alsó szakaszát a Templomhegyi Dolomit Tagozat, középső részét a Mészhegyi Homokkő Formáció, felső részén a Somssichhegyi Mészkő Formáció alkotja.
43
44
6.2.1. Templomhegyi Dolomit Tagozat A Templomhegyi Tagozat feltárt szakaszát két fő rétegcsoportra lehet osztani. Az első rétegcsoport
(20.
ábra) vastagpados, tömeges,
homogén,
mikrokristályos,
világosszürke dolomitrétegeket foglal magába. Ezt a dolomitos sorozatot elszórtan nagyon vékony, világossárga, élénksárga vagy fakózöld agyagos filmek tagolják. A második rétegcsoport (20. ábra) uralkodó kőzettípusai a világosszürke dolomit és a világossárga dolomitmárga, alárendelten nagyon vékony, tarka agyagkő- és sárga márgarétegek települnek közbe. Egy esetben fordul elő vastagabb (mintegy 15 cm) tarka agyagkőbetelepülés, mely alsó részén sötétsárga, középső részén sötétvörös és helyenként felső részén pedig tarka (vörös, sárga, szürke, fakózöld) (21. ábra). Az agyagkőréteg középső részén egy rétegtani szintben lencse formájú, oldalirányban kivékonyodó, kemény, meszes, kéregszerű betelepüléseket foglal magába (21. ábra). A meszes betelepülésekhez kapcsolódóan nagyméretű (~5–10 cm), lekerekített, elnyújtott formájú karbonátkonkréciók települnek benne, valamint apró, szögletes dolomittörmeléket tartalmaz. A tarka agyagréteg hullámos felszínén nyomokban porló karbonátkéreg jelenik meg. Ez alapján ez a betelepüléstípus megfeleltethető az építkezésen meghatározott mészkérges, tarka agyagköves betelepüléstípusnak ("C").
45
21. ábra. Dolomit- és dolomitmárga-rétegek közé települő mészkérges tarka agyag a Templomhegyi Tagozatban
Az
első
rétegcsoport
legfelső
tagja
fakósárga
márgából
és
a
belőle
rétegváltakozással kifejlődő fakózöld-fakószürke agyagkő- és fakólila homokkőrétegekből épül fel. Efölött hullámos határral a Mészhegyi Formáció első egységének tekintett szürke homokkő települ (22. ábra).
46
22. ábra. Fakósárga márga, fakózöld agyagkő- és fakórózsaszín homokkőrétegek települése a Templomhegyi Tagozat legfelső részén. A rétegcsoport hullámos felszínére a Mészhegyi Formáció szürke homokkőrétege települ
6.2.2. Mészhegyi Homokkő Formáció A formáció három nagy rétegcsoportra (ciklusra) osztható. Az első és a második rétegcsoport sziliciklasztos és karbonátos-sziliciklasztos kevert kőzettípusok ritmusos váltakozásából épül fel, a harmadik rétegcsoport kizárólag törmelékes kőzettípusokat foglal magába. Az első rétegcsoportot (20. ábra) szürke homokkő, tarka agyagkő és sárga márga alkotja mintegy két méter vastagságban. A szürke homokkő finomszemű, meszes kötőanyagú. Elszórtan nagyon vékony lila és sárga agyagos filmeket tartalmaz, ferderétegzett. A homokkőből fokozatosan fejlődik ki a tarka (sötétvörös-sötétsárgasötétbarna-fakósárga-fakózöld) agyagkő (23. ábra), mely a rétegcsoport legvastagabb (~1 m) egysége. A felső egyharmad részén lencsésen betelepülő, világosszürke, finomszemű homokkőbetelepülések fordulnak elő, melyek elszórtan fakózöld-fakósárga agyagos filmeket tartalmaznak. A tarka agyagkőből fokozatosan fejlődik ki az élénksárga47
világossárga, fehér és narancssárga foltos márga. Elszórtan nagyon vékony, fakózöld, fakósárga, rozsdabarna vagy vörös agyagos betelepülések tagolják. Ritkán rozsdabarna klasztokat tartalmaz, melyek szabálytalan, kerekített formájúak.
23. ábra. Tarka agyagkőben települő világosszürke homokkőlencsék a Mészhegyi Homokkőben
A második rétegcsoport (20. ábra) fő litofáciesei a sziliciklasztos kőzetek (tarka konglomerátum, szürke homokkő, zöld aleurolit és agyagkő) és a sziliciklasztoskarbonátos kevert kőzettípusok (sárga sejtes márga, sárga durvakristályos, meszes márga). A rétegcsoport vastagsága mintegy öt méter. A sziliciklasztos kőzetek a második rétegcsoport alsó felében fordulnak elő (20. ábra). Domináns a halványszürke, durvaszemű-középszemű, felfelé finomodó ritmusokból felépülő homokkő (24. ábra). Kemény, meszes kötőanyagú. A szürke homokkőbe vékony, sötétzöld agyagos rétegek települnek közbe, párhuzamosan rétegzett és ferderétegzett szerkezetek jellemzik. A fekü sárga márga áthalmozott, szögletes klasztjait (1–10 cm); feljebb elszórtan sárgásbarna vagy fakózöld, koptatott agyagklasztokat (1–2 cm) és kevés
48
finom kvarckavicsot is (<0,5 cm) tartalmaz. A szürke homokköves egység felső részén fakózöld-élénkzöld, rétegzett aleurolitrétegek, majd sötétzöld-lila, leveles agyagkőrétegek települnek közbe (24. ábra), melyek szürke, középszemű-finomszemű homokkőlencséket foglalnak magukba.
24. ábra. Világosszürke, durvaszemű-finomszemű homokkő- és közbetelepülő élénkzöld aleurolit-, sötétzöld-lila agyagkőrétegek ritmusos váltakozása a Mészhegyi Formációban. Az aleurolit- és agyagkőrétegek lencsés, szürke homokkőbetelepüléseket foglalnak magukba
A második rétegcsoport sziliciklasztos egységének felső részén a Mészhegyi Formáció rétegsorában egyedi konglomerátum-előfordulás települ (20. ábra). Eróziós felszínre települ. Vastagsága 50 cm, a feltárás talpa felé kivékonyodik (25a. ábra). Mátrixvázú, a meszes, agyagos, homokos alapanyag polimikt kavicsanyagot tartalmaz, amely felfelé finomodik. A kavicsok mérete és anyaga alapján két részre osztható. Alsó részén
nagyon
rosszul
osztályozott,
az
aprókavicstól
a
kőzettömbig
többféle
szemcseméretű klasztot tartalmaz (25b. ábra). Homokkő, aleurolit, agyag, kevesebb dolomit, dolomitmárga és polikristályos kvarc anyagú kavics fordul elő. Felső részén közepen osztályozott, polimikt kavicsanyag települ (25b. ábra). A szemcsék mérete a finomkavicstól a durvakavicsig terjed. Uralkodóak a dolomit-, dolomitmárga és agyagkavicsok. Minden kavicstípus koptatott vagy kissé koptatott.
49
25. ábra. (a) Mátrixvázú, polimikt konglomerátum a Mészhegyi Formációban. (b) A konglomerátum alsó része nagyon rosszul osztályozott (bal oldalon: világosszürke homokkőtömb Placodontia foggal), felső részén közepesen osztályozott (jobb oldalon: agyag-, dolomit- és dolomitmárgaklasztok)
A második rétegcsoport (20. ábra) felső, szilciklasztos-karbonátos, kevert egységét fakósárga-élénksárga-fehér márgás rétegek uralják csaknem másfél méter vastagságban (26a. ábra). Kötött, kemény. Az egész márgás összletre jellemző, hogy sejtes szerkezetű, poligonális hálózatos felépítésű, a poligonok néhány mm vastag falát kalcit alkotja (26b. ábra). Alsó részén gyakoriak a nagyon vékony, fakózöld, fakólila, ritkábban sötétzöld agyagos betelepülések és agyagos kitöltések. Az agyagos-meszes-márgás alapanyagban gyakori narancssárga-rozsdabarna, olykor fekete foltos színű, kerekített klasztok (szideritcsomók?) fordulnak elő. A felső részén nagyon gyakorivá válnak a fakózöld, vörös, lila, barna agyagkőbetelepülések, melyek vastagabbak (akár cm-es), néhol kitöltésszerűen települnek. Több agyagkőréteg rostos, fibrolitos szövetű kalcittal átkristályosodott,
átlagosan
0,5–2
cm
vastagságúak
(26c.
ábra).
Sötétsárga-
sötétnarancssárga klasztokat (szideritcsomók?) tartalmaz (méretük <1 cm), melyeket egyes esetekben kalcitos kéreg von be, vagy átmetszik a poligonális hálózathoz csatlakozó kalcitos erek.
50
26. ábra. (a) Sejtes meszes-agyagos márga a Mészhegyi Formációban. (b) A poligonális kalcitérhálózat átszövi a márgatestet, a rozsdabarna klasztokat bekérgezi vagy átmetszi. (c) A márgába több fibrolitos, fakózöld kalcitér települ
A második rétegcsoport (20. ábra) márgás egységére hullámos határral rendkívül kemény, kötött, helyenként celluláris szerkezetű, rauhwacke jellegű mészkő következik, közel 60 cm vastagságban (27. ábra). Durva- és mikrokristályos szöveti típusok együttes megjelenése jellemzi. Nyomokban felismerhetők a fekü márgás egységre jellemző fakózöld-fakósárga, vékony agyagbelepülések, a poligonális, sejtes szerkezetek, a rozsdabarna klasztok, melyek szintén kalcittal átkristályosodottak. 51
27. ábra. Durvakristályos, celluláris mészkő települése sejtes márgára a Mészhegyi Formációban
A harmadik rétegcsoport (20. ábra) jellegzetes kőzettípusai a szürke, lila, zöld homokkövek és aleurolitok, a lila, zöld és vörös agyagkövek. A rétegcsoport alsó részén (~1 m) átkristályosodott, meszes dolomit hullámos felszínére narancssárgás szürke homokkő települ (20. ábra). Több, felfelé finomodó középszemű-finomszemű ritmusból épül fel. Elszórtan vékony, rozsdabarna és zöld agyagbetelepüléseket tartalmaz. A rétegcsoport középső részén (~4 m) nagyon változatos, lencsésen összefogazódó, rétegváltakozással települő homokkövek, aleurolitok és agyagkövek települnek (28. ábra). A jellemző kőzettípusok a szürkésfehér, durvaszemű-középszemű homokkő, fakózöld, középszemű homokkő, fakólila, finomszemű homokkő, fakózöld, finomszemű homokkő, sötétlila, finomhomokos agyagkő, sötétzöld, finomhomokos agyagkő és sötétvörös, agyagkő. A homokkövek és aleurolitok rendszerint agyagsávosak, rétegzettek. Az agyagkövek foltosak.
52
28. ábra. Homokkövek és agyagkövek rétegváltakozásos települése, lencsés összefogazódása a Mészhegyi Formációban
A harmadik rétegcsoport felső részén (~2 m) homogén agyagkő települ, mely az alsó részén fakózöld, nyomokban fakósárga foltos, a felső részén élénkvörös, fakólila foltos (29. ábra). A törmelékes sorozatot fakózöldes szürke, agyagos finomszemű homokkőréteg zárja (29. ábra).
53
29. ábra. Zöld-vörös agyagkő és fakózöldes szürke, finomszemű homokkő a Mészhegyi Formáció legfelső részén
6.3. A rétegtani és üledékföldtani megfigyelések értékelése 6.3.1. Templomhegyi Dolomit Tagozat A Templomhegyi Tagozat gyakori törmelékes közbetelepülései változatos kifejlődésűek. Képződésük többféle folyamathoz köthető:
A rétegsorban elszórtan előforduló, izolált helyzetű, nagyon kis kiterjedésű, markáns eróziós felszínre települő, jellegzetes lencse formájú, oldalirányban kivékonyodó agyagos (13. ábra), homokos ("A" típus; 8. ábra) és kavicsos betelepülések ("E" típus; 14. ábra) csatornakitöltések lehetnek. Általában önállóan fordulnak elő (8. és 14. ábra), de olykor egy kinevezett rétegtani szint mentén tanulmányozhatók (13. ábra). A kavicsos-homokköves, összetett betelepüléstípus felfelé finomodó sorozatot alkot, többnyire helyi (dolomit-, dolomitmárga), kevesebb exotikus kavicsanyagot (kvarctípusok, homokkő- és pélittöredékek) tartalmaz. A karbonátos rámpa környezetre nem jellemző kavicstípusok a 54
háttérrégió lepusztulására engednek következtetni. Az exotikus kavicsanyag közepesen-jól koptatott jellege alapján feltételezhető, hogy áramló közeg útján szállítódhattak a lepusztulási területről a lerakódás helyére.
A rétegként megjelenő tarka agyagköveket, amelyek rendszerint vörösek, barnák, sárgák, zöldek, sávok vagy foltok mentén kifakultak ("B" és "C" típus; 9. és 10. ábra), paleotalajokként értelmezem (KRAUS 1999; RETALLACK 1988; WRIGHT 1994). Osztályozott, finomszemcsés kőzettípusok. Ritka esetben az alsó részen rácshálózatos üledékszerkezet mentén kifakultak, mely pedogén üledékszerkezetre ('peds'; RETALLACK 2001) emlékeztet. Valószínűleg a vékony talajtakaró kiszáradása és újbóli vízzel telítettsége nyomán kialakult szerkezetre utal (RETALLACK 2001). Cementált rizolitok nem őrződtek meg a laza üledékben, alacsonyrendű növények azonban megtelepedhettek a felszínen: erre a rétegzésre merőleges vagy szabálytalan alakú, az egykori gyökerek holdudvarát őrző kifakult foltok (redukciós foltok) utalnak (9a. ábra; KRAUS & HASIOTIS 2006; RETALLACK 1988, 2001). A paleotalajok megjelenése a tengerszint csökkenését, az üledékképződési környezet szárazra kerülését jelzi. A tarka agyagkövek foltossága (glej foltok) hidromorf hatást tükröz (9b. ábra; KRAUS 1999; RETALLACK 2001). Néhány kivételes esetben megőrződött az agyagkő színek szerinti vertikális többosztatúsága, mely az oxidatív (vöröses-barnás-lilás-sárgás) és a reduktív (zöldes-kékes-szürkés) színek elkülönültségében (felül reduktív, alul oxidatív színek; 9b. ábra) nyilvánul meg. A gyökérzóna és a kezdetleges altalaj kimutatása alapján gyengén feljett talajoknak bizonyulnak (RETALLACK 1988, 2001).
Szintén paleotalajként értelmezem a rétegsorban egyedi, sötétlila színű, finomhomokos-aleuritos kőzettípust ("D" típus; 11. ábra). Ezek az egyedüli paleotalaj-maradványok a rétegsorban, melyeket a rétegzéssel megegyező fakózöld foltosság jellemez, ami hidromorf hatás eredménye lehet. A fakózöld pettyek és foltok anyaga és szemcsemérete megegyezik a sötétlila alapanyaggal. A tarka réteg felső
részében
előforduló
karbonátkonkréciók
szintén
alátámasztják
a
paleotalajként való értelmezést. Hasonó képződményeket a germán kifejlődési terület perm–alsó-triász alluviális rétegsoraiból "Violette Horizonte" néven ismerünk (ORTLAM 1967).
A Templomhegyi Tagozat törmelékes betelepülései gyakran tartalmaznak mészkonkréciókat, melyek lehetnek tömörek, de általában szeptáriás belső szerkezetűek. E konkréciók a csomós kalkrétok ("nodular calcrete") jellemzői 55
(KRAUS 1999; WRIGHT & TUCKER (2009) NETTERBERG (1967, 1980) és GOUDIE (1983) osztályozása alapján). A Templomhegyi Tagozat esetében a kalciumsók talajoldatból történt kicsapódása (CHEN et al. 2002; KRAUS 1999) eredményezhette a karbonátkonkréciók képződését. A konkréciók szeptáriás jellege a kicsapódást követő kiszáradás eredménye (TUCKER 2003). Ez alapján képződésük száraz időszakot jelez, amikor az evaporáció mértéke jelentős volt.
Az
agyagkő-betelepülésekhez
kapcsolódó,
rétegszerűen
vagy szaggatottan
megjelenő, meszes kérgek ("C" típus; 10a. ábra), melyek sok esetben szeptáriás mészkonkréciókat foglalnak magukba (10b. ábra), kalkrétként értelmezhetők. Az angol szakirodalomban "hardpan calcrete"-ként említik azon kalkréttípusokat, melyek kemények, rétegszerűek, komplex belső szerkezetűek, felső határuk éles, alsó határuk fokozatos; "laminar calcrete"-nek nevezik a szintén kemény, rétegszerű, hullámos laminákból felépülő, olykor a keményfelszínek fölött települő mészkérgeket (WRIGHT & TUCKER (2009) NETTERBERG (1967, 1980) és GOUDIE (1983) osztályozása alapján). A Templomhegyi Tagozat esetében a mészkérgek többnyire masszív megjelenésűek, vagy a nagyon vékony, közbetelepülő agyagfilmek szerint rétegzettek. Ez alapján a két morfológiai típus együttes megjelenéséről beszélhetünk. Ezek a kalkréttípusok paleotalajok részét képezik, szárazra kerülést és bepárolódás hatására történt oldatból való kicsapódást jeleznek.
A Templomhegyi
Tagozat
egyes
agyagkő-betelepüléseire
porló,
meszes,
agyagfilmekkel tagolt mészkérgek ("C2" típus; 7. és 12. ábra) települnek. Ezt a típust porló kalkrétként értelmezem ("powder calcrete"; WRIGHT & TUCKER (2009) NETTERBERG (1967, 1980) és GOUDIE (1983) osztályozása alapján). A porló kalkrétok képződését úgy értelmezik, hogy a részleges cementáció okozhatja a porló és a kötött horizontok közötti anyagi különbséget (CHEN et al. 2002). A fent ismertetett, sziliciklasztos betelepülésekben megfigyelt morfológiai típusoktól eltérő jelenségnek tartom a Templomhegyi Tagozat legfelső részének építkezési feltárásában
észlelt,
a
szürke
alapanyagban
kőzetdarabokat
magába
foglaló
üledékszerkezetet (15. ábra). Ez a szerkezet tömör meszes dolomitban jelentkezik. Paleokarsztos térszínként értelmezem. A karsztosodó rétegsorokban a vékony talajtakaró alatt az anyakőzet felrepedezik. A fedő talajtakaró az idős rétegsorokban gyakran lepusztulást szenved, általában nem őrződik meg (TUCKER 2003). Mindezek alapján a paleokarsztos üledékszerkezet olyan eseményt jelez, amikor a karsztosodó kőzettest 56
legfelső részén felrepedezett, majd világosszürke kőzetdarabok közötti teret a sötétszürke, mikrites mátrix cementálta. A felfelé sekélyülő karbonátos rétegsorok ciklusainak legfelső tagja gyakran mutat karsztosodást (TUCKER 2003). A paleokarsztos esemény egyértelműen a terület szárazra kerülését jelzi. A felszíni mállás humid körülményeket feltételez.
6.3.2. Mészhegyi Homokkő Formáció A
Mészhegyi
Formáció
uralkodó
törmelékes
litofáciesei
különböző
üledékképződési környezetekre utalnak:
A rétegsorban egyedi, rosszul osztályozott, polimikt konglomerátum (25. ábra) megjelenése nagy energiájú szállítóközeget feltételez. A felfelé finomodó szemcseméret (alsó részére jellemző kőzettömbtől a felső részén előforduló finomkavicsig)
inkább
folyóvízi
közeget
feltételez.
A
durvatörmelékes
szemcseméretben megjelenő metamorf polikristályos kvarc, mely ebben a szemcseméret-tartományban a formáció rétegsorából máshonnan nem ismert, szintén felveti a hosszabb úton történt szállítást (valószínűleg folyóvíz útján). Azonban a kavicsanyag rossz osztályozottsága megkérdőjelezi a folyóvízi környezetként való értelmezést, és felveti a tömegmozgásos üledékként való definiálás lehetőségét.
A homokkövek ritmusos, felfelé finomodó jellege, ferderétegzett szerkezete, (16. ábra), a pélites kőzetekbe lencsésen betelepülő homokkőtestek, az uralkodóan szögletes szemcsék, összességében folyóvízi környezetben történt lerakódásra utalnak.
A tarka agyagkövek (például 19. és 23. ábra) a foltosság, a kérdéses gyökérnyomok és a rétegzettség hiánya alapján gyengén fejlett, regolit jellegű paleotalajokként értelmezhetők (KRAUS 1999; RETALLACK 2001). Az agyagok foltossága az oxidatív ("reddening") és reduktív színek sűrű váltakozása (például 19. ábra) hidromorf hatást, a talajvízszint ingadozását, tehát időszakos vízzel borítottságot jelez. A paleotalajok gyenge fejlettsége arra utal, hogy képződésük rövid idő alatt zajlott (KRAUS 1999). A homokkő (és konglomerátum) uralta rétegsorban képződésük valószínűleg ártérhez köthető.
57
Elsőként VÖRÖS (2009) vetette fel annak a lehetőségét, hogy a Mészhegyi Formáció kalkrét-dolokrétrétegeket ("sejtes dolomit") foglal magába (27. és 28. ábra). A dolgozatban közölt eredmények nem elégségesek a kalkrétok teljeskörű jellemzéséhez, azonban az aprólékos terepi megfigyeléseim és ásványtani eredményeim nagyban hozzájárulnak keletkezésük megértéséhez. A sejtes márga a jellemző morfológiai bélyegek alapján "alfa kalkrétnek" (TUCKER & WRIGHT 1990; WRIGHT & TUCKER 2009) minősül:
A márgás összlet felületi csiszolaton és vékonycsiszolaton vizsgált mikrites szöveti képe ("dense, micritic to microsparitic groundmass") az alfa kalkrétek jellegzetessége.
Homogén szövetben úszó klasztok ("nodules", "floating sediment grains") a rozsdabarna,
többnyire
szabálytalan
alakú
vagy
gömbölyded
klasztok
szideritcsomók (?) (26b. ábra). A szideritcsomók (?) képződése felszíni kitettséget feltételez, a bepárlódás hatására keményfelszínek és konkréciók képződése indult meg.
A márgatestet átszövő szabálytalan, poligonális, sejtes szerkezet (26b. ábra) repedéshálózatot kitöltő kalcit nyomán alakult ki ("complex cracks and crystallaria"). A kiszáradás hatására a kőzettestben repedések alakultak ki. A szeptáriás repedéseket kalcit töltötte ki. A kalciterek a vékony agyagbetelepüléseket és a jellegzetes rozsdabarna "klasztokat" is átmetszik, a "klasztokat" esetenként bekérgezik. Azaz a kalciterek megjelenése az üledékképződést követő esemény.
A márgatestet több rostos ér szeli át (26c. ábra). Ezek a morfológiai, vékonycsiszolatos (30. ábra) és röngtenpordiffrakciós vizsgálatok (2. melléklet) alapján fibrolitos, ikresedett kalcitnak bizonyultak. A szakirodalomban fibrolitos "satin spar" kristályforma a gipsz ("fibrous gypsum") és kalcit ("fibrous calcite") esetében egyaránt dokumentált (TUCKER 2003). A vizsgálatok alapján nem dönthető el egyértelműen, hogy eredendően kalcit vagy gipsz kristályok alkották-e ezeket az ereket. TUCKER (2003) alapján a fibrolitos gipsz megjelenése leggyakrabban pélites kőzetekhez köthető. Leírása szerint az érett kalkrétokat horizontális rostos erek jellemzik, esetükben fibrolitos kalcit előfordulása jellemző. Ez alapján a márgatestben előforduló fibrolitos erek nem gipsz utáni kalcit pszeudomorfózák.
58
30. ábra. A fibrolitos kalcitér (a) keresztmetszeti felületi csiszolata és (b–c) polarizációs mikroszkópi képe (1N, +N)
A Mészhegyi Formációban a sárga márgás egység felett kötött, kemény, durvakristályos, celluláris mészkő települ (27. ábra). Ez az egység számos tekintetben (relikt sejtes szerkezet, klasztok, agyagbetelepülések) a fekü márgával megegyező, tehát képződésük ugyanazon eseményhez köthető. A két egység közötti különbséget a cementáltság foka jelenti, ami valószínűleg késő diagenetikus jelenség. VÖRÖS (2009) szerint két kalkrét egység különíthető el a formáción belül: ezek az
általa valószínűsített első és második paraszekvencia záró tagjai. Az alsó rétegcsoportot záró sárga márgarétegben (20. ábra) azonban a fent ismertetett, érett alfa kalkrétet jellemző szerkezet csak részben ismerhető fel (fakózöld agyagfilmek, rozsdabarna klasztok), a fejlett poligonális kalcitérhálózat és a fibrolitos kalciterek hiányoznak. Ennek esetében tehát a kalkrétképződés kevésbé előrehaladott szakaszáról beszélhetünk.
6.4. Palinológiai adatok és értékelésük (Villányi-hegység) A templom-hegyi siklóbevágásban a Mészhegyi Homokkő finomszemű törmelékes kőzettípusaiból három, a Somssich-hegyi építkezésen a Templomhegyi Dolomit agyagos betelepüléséből egy, míg a Mészhegyi Homokkő pélitkőzeteiből két mintát gyűjtöttem. Annette E. GÖTZ vizsgálata alapján egy szolgáltatott pozitív eredményt (ŐSI et al. 2013): a Mészhegyi Formáció első rétegcsoportjának tarka agyagrétege (20. ábra) karni korúnak bizonyult.
59
GÖTZ szerint a vizsgált mintában a Patinasporites densus, Infernopollenties sp., Aratrisporites spp., Ovalipollis spp. és Triadispora spp. pollenmaradványok fordultak elő, melyek a karni kort igazolják (ŐSI et al. 2013). A feltárt pollenegyüttes a képződési környezet vonatkozásában nem hordoz érdemi információt. A minta gazdag különböző méretű és formájú opak fitoklasztokban. Ezek mellett nagyméretű áttetsző fitoklasztokat tartalmaz. A feltárt fitoklaszt-maradványok alapján GÖTZ (szóbeli közlés) partközeli képződési környezetet valószínűsít, ahol tömegesen halmozódhattak át a növényi maradványok. E palinológiai adatok szolgáltattak először független koradatot a Mészhegyi Formációról, amelyről a korábbi palinológiai vizsgálatok negatív eredményt adtak (HEGYI 1982), ezért pusztán a települési helyzete alapján soroltak a felső-triászba (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1981; VÖRÖS 2010).
6.5. Gerinces őslénytani adatok (Villányi-hegység) A doktori kutatás kezdetekor reményteljesnek tűnt, hogy korábbi publikációkban (LŐRENTHEY 1907;
IFJ.
LÓCZY 1912; RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1981) említett gerinces
fosszíliák a Templomhegyi Tagozat és a Mészhegyi Formáció újonnan feltárt szelvényeiből előkerülhetnek. Az első leletek (végtagmaradányok) a Somssich-hegyi feltárás déli szelvényéből, a Templomhegyi Dolomit egyik dolomitmárga-rétegéből kerültek elő 2012 tavaszán. A templom-hegyi siklóbevágás letisztításakor felismertük azt a réteget RÁLISCHNÉ FELGENHAUER (1981) dokumentációja alapján, melyből az általa észlelt fehér színű, töredékes csontmaradványok előkerültek. Ez a réteg RÁLISCHNÉ FELGENHAUER (1981) alapján a Mészhegyi Formációhoz, VÖRÖS (2010) szerint a Templomhegyi Dolomit legfelső részéhez sorolható. Üledékföldtani és rétegtani eredményeim, az építkezési rétegsorral történt összehasonlítás alapján a nevezett dolomitmárga-horizont – VÖRÖS (2010) véleményével egyetértésben – a Templomhegyi Dolomit részét képezi. Ez alapján a kutatás kezdetekor a Mészhegyi Formációból egyetlen ősmaradványt sem ismertünk.
60
2012–2015 között az MTA-ELTE Lendület Dinoszaurusz Kutatócsoporttal rendszeres őslénytani ásatásokat végeztünk a Templomhegyi Tagozat, a Mészhegyi és a Somssichhegyi Formáció szelvényeiben. A feltárt diverz fosszíliaegyüttest részletesen ismertettük (ŐSI et al. 2013), eredményeinket e dolgozatban csak kivonatosan mutatom be.
6.5.1. Őslénytani adatok a Templomhegyi Tagozatról A Templomhegyi Dolomit őslénytani vizsgálata elsősorban a Somssich-hegyi építkezés feltárásaira összpontosult, azonban a siklóbevágás feltárásában is végeztünk gyűjtőmunkát. A tagozatból eddig több mint 1500 gerinces fog és csonttöredék került elő. A tagozatot felépítő karbonátos (dolomit, dolomitmárga) és törmelékes (kavicsos homokkő, homokkő, agyagkő) kőzettípusok mindegyikéből dokumentáltunk fosszíliákat. A leletek túlnyomó többsége a világossárga dolomitmárga- és márgarétegekből került elő. A fosszíliákban leggazdagabb rétegnek a Somssich-hegyi északi szelvényben és a déli szelvényben egyaránt megtalálható dolomitmárga bizonyult. Világosszürke dolomitból jelentős arányban, törmelékes betelepülésekből kis számban kerültek elő leletek. A fosszíliák általában rossz megtartásúak voltak, azonnali konzerválást igényeltek. A leletek sok esetben deformáltak, lapítottak voltak. A karbonátos kőzettípusokból jellemzően koptatatlan töredékek kerültek elő. A törmelékes kőzettípusokból uralkodóan kisméretű, töredékes, esetenként koptatott csonttöredékek, csontkavicsok, valamint törött vagy koptatott fogak kerültek elő. Döntően izolált maradványokat (fogak, csigolyák, bordák, függesztőövek és végtagcsontok), továbbá néhány bizonytalanul összetartozó postcranialis elemet dokumentáltunk. A leletek 99%-ban Sauropterygia (Nothosauria, Placodontia) hüllőkhöz sorolhatók (31. ábra).
61
31. ábra. Izolált Sauropterygia maradványok a Templomhegyi Dolomitból (Somssich-hegy, építkezés). (A-G; I) Nothosauria és (H) Placodontia maradványok; (J) azonosítatlan Sauropterygia végtagcsont. A méretarány egységesen 2 cm (ŐSI et al. 2013)
Az egyik legértékesebb lelet egy fogakkal együtt megőrződött, töredékes alsó állkapocs, mely anatómiai jegyei alapján a Nothosaurus genusba sorolható (32. ábra), és nem a márgás rétegekből, hanem a fehér, kemény, dolomitrétegekből került elő.
62
32. ábra. Nothosaurus sp. töredékes alsó állkapocs a Templomhegyi Dolomitból (Somssich-hegy, építkezés). A jobb oldali vázlaton 1–5 számozott fogak/fogmeder, valamint kisebb fogak sorozata (pst) látható (ŐSI et al. 2013)
A Placodontiak vastag zománccal borított, lapos törőfogai akár 4 cm nagyságúak is lehetnek, s a Cyamodus genus jelenlétét valószínűsítik (ŐSI et al. 2013).
6.5.2. Őslénytani adatok a Mészhegyi Formációról A Mészhegyi Homokkő Somssich-hegyi feltárásában mindhárom fő rétegcsoportot vizsgáltuk, azonban makrofosszíliára nem bukkantunk, továbbá a közel fél tonnányi iszapolási maradékból sem került elő lelet. Ezzel szemben a formáció siklóbevágási szelvényéből gazdag leletegyüttest tártunk fel. Egy, a második rétegcsoport konglomerátumrétegében előforduló barnásszürke, finomszemű homokkőtömb közel 2 cm nagyságú, izolált Placodontia fogat foglalt magába (25b. ábra). A kavicsanyag kőzettani megismerését célzó további laboratóriumi vizsgálat
63
(rostálás, iszapolás) során számos csonttöredék és fog (Nothosauria, Placodontia) került elő, melyek mindegyike koptatott vagy törött volt. A Mészhegyi Formáció harmadik rétegcsoportja törmelékes kőzettípusainak iszapolási maradékában számos csontoshal- és porcoshalfog volt azonosítható (34. ábra). A leggazdagabb rétegnek a formáció siklóbevágási feltárásának utolsó, fakózöldes szürke, agyagos, finomszemű homokrétege bizonyult, melyből több mint száz fog és további csonttöredék került elő. A határozható leletek döntően porcoshal- (Lissodus, Palaeobates, és a leggyakrabban előforduló Hybodus) és csontoshal- (Saurichthys, ?Sphaerodus sp.) fogak és pikkelyek voltak, továbbá koptatott, áthalmozott Nothosauria és Placodontia fogtöredékek is előkerültek (34. ábra, Z–B'). Néhány töredékes fog Archosauriformes hüllők maradványára utal (34. ábra, W–X).
64
33. ábra. Gerinces mikrofosszíliák a Mészhegyi Homokkőből (Templom-hegy, siklóbevágás). (A-J) Porcoshal- (Lissodus sp., Palaeobates sp., Hybodus sp.) és (K-V) csontoshalmaradványok (Saurichtys; ?Sphaerodus sp.); (W-X) ?Archosauriformes indet. fog; (Z) áthalmozott Nothosauria fog; (A'-B'. A méretarány A–Z és B' esetében egységesen 500 µm, A' esetében 5 mm (ŐSI et al. 2013)
65
További bizonytalan, határozásra aligha alkalmas váztöredékek (?) és kovásodott növényi törmelékek (?) voltak észlelhetők a Mészhegyi Formáció durvakristályos mészkövéből készített vékonycsiszolat mikroszkópi felvételein (34. ábra), melyekre HAAS János hívta fel a figyelmem.
34. ábra. Bizonytalan váztöredék (?) és kovásodott növényi maradvány (?) a Mészhegyi Formáció durvakristályos sejtes mészkőrétegéből
6.5.3. Őslénytani adatok a Somssichhegyi Formációról A Mészhegyi Formáció fedőjében települő Somssichhegyi Formáció legalsó, közel 50 cm vastag, világossárga színű, durvaszemű bázishomokkövéből régóta ismertek voltak csonttöredékek, azonban határozásuk és értékelésük nem történt meg (BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004; ŐSI et al. 2013). A formáció alsó részének bizonytalan (felső-triász vagy alsójura) kora miatt ezt a rétegcsoportot is vizsgáltuk. Néhány száz izolált és számos esetben töredékes csont- és fogtöredékhez jutottunk hozzá. E fosszíliák rendkívüli hasonlóságot mutatnak a Templomhegyi Tagozatból és a Mészhegyi Formációból megismert együttessel. A leletek kisebb része jó megtartású, nem koptatott, azonban számos töredékes és koptatott lelet, mint például a Nothosauria és Placodontia csontok és fogak, továbbá egyes hal- és cápafogak, -pikkelyek is áthalmozottnak bizonyultak (ŐSI et al. 2013). A bázishomokkő eddig ismert egyetlen gerinctelen lelete egy belemnitesz rosztrum, amely pontosabb meghatározásra nem volt alkalmas (ŐSI et al. 2013).
66
6.6. Az őslénytani adatok értékelése A Templomhegyi Tagozat fosszíliaegyüttese alapján pontosítottuk a képződmény korát és képződési környezetét (ŐSI et al. (2013) alapján):
A Sauropterygia hüllők rendkívül gyakoriak a környező Lettenkeuper (ladin) rétegsorokban: Nothosauria és Placodontia hüllők maradványait a germán (RIEPPEL & WILD 1996; RIEPPEL & HAGDORN 1997; RIEPPEL 2000, 2001a,b) és az alpi (BUFFETEAUT & NOVAK 2008; DALLA VECCHIA 1994; DALLA VECCHIA & CARNEVALE 2011) kifejlődési területről egyaránt ismerjük.
A Nothosaurus sp. leletek taxonómiai besorolásuk alapján (különösen az alsó állkapocs anatómiai jegyei alapján) a középső-triász ladin fajokhoz hasonló (ŐSI et al. 2013).
A Nothosauria leletekkel együtt előforduló Placodontia (Cyamodus sp.) maradványokat taxonómiai besorolásuk alapján ladinnak tartjuk (ŐSI et al. 2013).
A Nothosauria és Placodontia maradványok jelenléte egyértelműen sekélytengeri, jól átvilágított, partközeli képződési környezetet bizonyít. A dolomit- és dolomitmárgarétegekből elkerült Sauropterygia hüllők maradványai legtöbb esetben koptatatlanok, épek, ritkábban töröttek vagy tektonikai hatásra deformáltak. Abrázió nyomai nem mutatkoznak a maradványokon. A leletek sok esetben egymáshoz közel csoportosulnak. Mindezek alapján valószínűsítjük, hogy legfeljebb nagyon rövid útvonalon történő szállítást szenvedtek (ŐSI et al. 2013). Feltételezzük, hogy egyes leletek, melyek egymástól néhány cm vagy dm távolságra tártunk fel, egy egyedhez tartozhatnak (ŐSI et al. 2013). Ezt a feltételezést a jövőbeli csonttérképezés alátámaszthatja.
Az agyagkő-, homokkő- és kavicsos homokkőrétegekből előkerült Sauropterygia hüllők maradványai rendszerint koptatottak, töröttek. Kisméretű (<1–2 cm) postcranialis elemek és fogak kerültek elő. A leletek sporadikusan fordulnak elő adott
rétegen
belül.
Nagyon
ritka
esetben
csoportosulnak
a
vékony
agyagkőrétegekben a koptatott, kisméretű maradványok.
67
A Mészhegyi Formáció fosszíliaegyüttesének vizsgálata alapján újraértékeltük a formáció korát és képződési környezetét (ŐSI et al. 2013):
A gerinces mikrofosszíliák (csontoshal- és porcoshalmaradványok) a germán triász (DELSATE 1992; DUFFIN 1993, 2001; CUNY et al. 1998) és az alpi triász (DALLA VECCHIA & CARNEVALE 2011; KRAINER et al. 2011) kifejlődési területek felsőtriász faunáihoz hasonlítanak. A feltárt leletanyag alapján azonban további, emelet szintű pontosítás nem lehetséges a felső-triászon belül.
A formáció legfelső, harmadik rétegcsoportjában nagyon gyakoriak a porcoshal(Lissodus, Palaeobates, Hybodus) és csontoshal- (Saurichthys, ?Sphaerodus sp.) maradványok, melyek inkább sekélytengeri, mint folyóvízi-tavi környezetet jeleznek (ŐSI et al. 2013). Az ugyanezekből a rétegekből előkerült alárendelt számú Archosauriformes indet. fogak szárazföldi hüllők maradványai, a szárazföld közelségét valószínűsítik (ŐSI et al. 2013).
A Mészhegyi Formációból előkerült Sauropterygia maradványok megegyeznek a Templomhegyi Tagozatból megismert gerinces faunával (ŐSI et al. 2013). A leletek koptatottak, ami a Templomhegyi Tagozat rétegeinek felszínre kerülését és az áthalmozást bizonyítja.
A Placodontia fogat tartalmazó, barnásszürke, finomszemű homokkőtömb (25b. ábra) többszörös áthalmozást bizonyít a Mészhegyi Formáció törmelékes sorozatán belül.
A Somssichhegyi Formáció törmelékes bázisrétegeiből feltárt gerinces fauna vizsgálata alapján arra következtettünk (ŐSI et al. 2013), hogy:
A Somssichhegyi Formációból feltárt fauna a Templomhegyi Tagozatból és a Mészhegyi Formációból megismert gerinces társasággal lényegében megegyező. A koptatott példányok áthalmozást szenvedtek.
Néhány azonosítatlan fogtöredék azonban újabb fajok jelenlétét valószínűsíti.
A formáció bázisán települő homokkőből megismert egyetlen belemnitesz rosztrum és a koptatott leletegyüttes igazolja a formáció legalsó részének sekélytengeri, partközeli környezetben való képződését.
68
7. Eredmények II. Petrográfia, mikromineralógia, geokronológia 7.1. Petrográfiai megfigyelések A kőzettípusok petrográfiai jellemzéséhez ADAMS et al. (1984), GARZANTI & VEZZOLI (2003), PETTIJOHN et al. (1972) módszertanát alkalmaztam. A homokkövek osztályozásakor FOLK (1974), PETTIJOHN (1975), GÖTZE & ZIMMERLE (2000) munkáit vettem figyelembe.
7.1.1. A Templomhegyi Tagozat kavicsanyaga A Templomhegyi Dolomit Somssich-hegyi feltárásából (déli gödör, csapásirányú fal) vett kavicsos homokkő minták 1–2 mm, 2< mm szemcsefrakcióját vizsgálva dolomit-, dolomitmárga-, polikristályos
homokkő-,
pélittöredékeket
kvarckavicsokat,
biotit±kvarctöredékeket
figyeltem
azonosítottam,
gneisztöredékeket, meg.
Rendkívül
továbbá
metamorf
muszkovit±kvarctöredékeket, gyakorinak
bizonyultak
(a
karbonátokon kívül) a sötétlila színű, homokos pélittöredékek és a metamorf polikristályos kvarckavicsok. Ezeken felül semmilyen indexásványt tartalmazó kőzettöredéket sem sikerült találnom, így a további vizsgálódástól eltekintettem.
7.1.2. A Mészhegyi Formáció petrográfiai jellege A Mészhegyi Homokkő homokkőtípusai wacke jellegűek: kvarcwacke, földpátos grauwacke és kőzettörmelékes grauwacke egyaránt előfordul (35. ábra). A vizsgált minták szövete többnyire éretlen. A mátrix mennyisége változó; túlnyomórészt agyagásványokat (főként montmorillonit és kaolinit, kevesebb illit) és szericitet, alárendelten hematitot és goethitet tartalmaz. Nagyon gyakori az agyagos kötőanyag, a durvaszemű homokkövek esetében azonban a durvakristályos kalcitcement jellemző. A szemcsék felületén gyakran vörös vas-oxi-hidroxidos bevonat látható. Nagyon jellemző a jól kristályos, másodlagos illit-szericitnövekedés, a szemcsehatárokon megnövekedett mennyiségű szericit észlelhető.
69
35. ábra. A fő kőzetalkotó komponensek eloszlása a vizsgált mintákban Folk (1974) osztályozása alapján. Rövidítések: Q = kvarc; F = földpát; L = kőzettöredék
A szemcsék szögletesek vagy kissé szögletesek (36. ábra). A szemcseméret függvényében a homokköveket döntően polikristályos kvarc, a finomtörmelékes kőzettípusokat többnyire monokristályos kvarcszemcsék uralják. A monokristályos kvarc egyenes vagy hullámos kioltású. A foltos vagy hullámos, unduláló kioltású polikristályos kvarc rendszerint több mint három, szutúrás határvonalú alszemcséből áll. A polikristályos kvarcok között nagyon gyakoriak a kitüntetett irány szerint megnyúlt formák. Ritkán előfordul rezorbeált, beöblösödést mutató monokristályos kvarc is. A földpátokat a káliföldpátok képviselik. A mikroklin leggyakrabban üde, nagyméretű (akár 200 µm<) töredékként fordul elő, ritkábban bontott, vagy ritka esetben deformált. Az ortoklász üde, ritkábban bontott. A törmelékes csillámokat az üde muszkovit és a fakó, halványzöld, gyakran vörös zárványokat tartalmazó biotit képviseli. A muszkovit a biotitnál nagyobb arányban fordul elő. Kőzetcsiszolatban a muszkovit a rétegzés szerint irányítottan fordul elő, gyakran deformált, kink-band szerkezetű. A kőzettöredékeket számos kőzettípus alkotja. Legnagyobb arányban a finomszemcsés, muszkovit- és/vagy biotittartalmú csillámpala-töredékek, valamint
a megnyúlt
alkristályokból álló, csillámtartalmú 70
gneisztöredékek fordulnak elő. A csillámot nem tartalmazó, megnyúlt kvarckristályokból felépülő gneisztöredékek mennyisége jelentős. Egyedi szemcseként figyeltem fel egy sztaurolitos csillámpala-töredékre. A homokkő-, aleurolit- és agyagkőtöredékek gyakoriak. A hullámos kioltású, azonban deformált, palás szerkezetet nem mutató, muszkovit és/vagy biotittartalmú polikristályos kvarcok aránya jelentős. Alárendelt, ritka összetevők a tűzkőszemcsék, a grafitos kvarctöredékek, a mikrokristályos, felzites vulkanittöredékek és a granitoidtöredékek (kvarc+földpát+csillám).
71
36. ábra. Polarizációs mikroszkópi felvételek a Mészhegyi Formáció (VT) jellemző litofácieseiről. (a) kvarcwacke irányított csillámokkal és magas vas-oxid-tartalmú alapanyaggal a kép felső részén, magas szericittartalommal a kép alsó részén (+N); (b) irányított szövetű kvarcwacke (1N); (c) grauwacke különböző kvarctípusokkal (a fénykép felső részén rezorbeált monokristályos kvarc látható) (+N); (d) kőzettöredékes grauwacke (+N); (e) grauwacke sztaurolitos-csillámos kőzettöredékkel (fénykép közepén) (+N); (f) grauwacke felzites vulkanittöredékkel (fénykép közepén) (+N). Rövidítések: Qm = monokristályos kvarc; Qp = polikristályos kvarc; Kfp = káliföldpát; Mc = mikroklin; Ms = muszkovit; Lm = metamorf kőzettöredék; Ls = üledékes kőzettöredék; Lv = vulkanittöredék; St = sztaurolit
72
A mikroszkópi felbontásban normál gradált ciklusok különíthetők el, melyek nem csupán a szemcseméret, de a mátrix/cement összetételének változása alapján is egyértelműen kijelölhetők. Az elsődleges üledékszerkezetek a diagenezis során fellépő kompakció hatására deformálódtak, amit legszembetűnőbben a törmelékes csillámok (főként a muszkovit) irányítottságának módosulása és kink-band szerkezete jelez. A Mészhegyi Formáció siklóbevágási feltárásának konglomerátumrétegéből vett minták 1–2 mm, 2< mm szemcsefrakcióját vizsgálva dolomit-, dolomitmárga-, homokkő-, pélittöredékeket
azonosítottam,
továbbá
metamorf polikristályos
kvarckavicsokat,
gneisztöredékeket, muszkovit±kvarctöredékeket, biotit±kvarctöredékeket figyeltem meg. További indexásvány hiányában a további vizsgálatoktól eltekintettem.
7.1.3. A Somssichegyi Formáció homokkövei és kavicsanyaga A Somssichhegyi Mészkő bázisán települő homokkövek a fő kőzetalkotó komponensek aránya alapján kvarcarenitnek, szublitarenitnek bizonyulnak (35. ábra). Rosszul osztályozottak, szövetük éretlen. A homokkövek kötőanyaga mikrokristályos kalcit. A kevés mátrix mésziszap eredetű, agyagásványokat (montmorillonit és illit) és szericitet is tartalmaz. A törmelékszemcsék szögletesek, vagy kissé szögletesek. A leggyakoribb törmelékes összetevő a monokristályos és a polikristályos kvarc (37a. ábra). A monokristályos kvarcok között rezorbeált, beöblösödő típus is előfordul. A polikristályos kvarc hullámos kioltású, háromnál több szabálytalan vagy megnyúlt alakú alszemcséből áll, melyek határvonala bonyolult lefutású, szutúrás. A káliföldpátok mennyisége kicsi, üde mikroklin és ortoklász fordul elő. A kőzettöredékek között a muszkovittartalmú gneisz és csillámpala a leggyakoribb. A bioklasztokat tartalmazó kőzettöredékek jelentős aránya figyelemre méltó: durvaszemű homok és finom kavics szemcseméretben vörösesbarna,
sárgásbarna
agyagos
mátrixban ősmaradványokat
tartalmazó kőzettöredékeket azonosítottam.
73
37. ábra. Polarizációs mikroszkópi felvételek a Somssichhegyi Formációról (VJ). (a) kvarcarenit mikrokristályos kalcitcementtel (+N); (b) muszkovitpala-töredék (+N)
A Somssichhegyi Formácó bázishomokköve fölött konglomerátum települ, mely metamorf
polikristályos
kvarc±muszkovit-,
gneisz-,
homokkő-,
mészkő-
és
dolomitkavicsokat tartalmaz. Ritka esetben egyedülálló kavicstípusok fordulnak elő: így az orientált, palás szerkezetet mutató kvarc+kékturmalin-töredéket, valamint muszkovitpalatöredéket (37b. ábra) figyeltem meg.
7.1.4. A Karolinavölgyi Formáció homokkövei A Karolinavölgyi Homokkő finomszemű homokköveit szintén vizsgáltam, melyek a
eloszlás
kvarc-földpát-kőzettöredék
kőzettörmelékes
arkózának
és
alapján
földpátos
szubarkózának,
litarenitnek
szublitarenitnek,
minősülnek
(35.
ábra).
Szemcsevázúak, rosszul osztályozottak, szövetileg éretlenek. Kovás, agyagos, szericites, alárendelten durvakristályos kalcitos vagy kloritos kötőanyagú homokköveket figyeltem meg. A szemcsék koptatottsága a szögletestől a kissé koptatottig fordul elő (38. ábra). A polikristályos kvarc hullámos kioltású, háromnál több, leggyakrabban megnyúlt formájú alszemcsét tartalmaz, az alszemcsék határvonala szutúrás. A monokristályos kvarc aránya alárendelt. A kvarcszemcsék szintaxiális továbbnövekedése általános. A változatos összetételű földpátok nagyon gyakori összetevők, ritkábban üdék, gyakrabban erősen bontottak, olykor csupán foszlányosan ismerhetők fel, vagy pszeudomorfózájuk (például 74
szericit vagy agyagásvány) maradt hátra. Gyakoribb a káliföldpát (mikroklin és ortoklász), mely ritkán pertites. Kevesebb plagioklász (albit) fordul elő. A törmelékes csillámokat a muszkovit és a sötétbarna, zöldes barna biotit képviseli. A leggyakoribb kőzettöredékek a csillámpalák, gneiszek, fillitek. Nagy arányban fordulnak elő üledékes kőzettöredékek, így a homokkő-, aleurolit-, agyagkőtöredékek. Kevesebb a felzites szövetű vulkáni kőzettöredék és a granitoidtöredék. NAGY et al. (2008) által közölt petrográfiai leíráshoz készített diafilmsorozaton idiomorf, sötétbarna színű titanitokat tartalmazó kőzettöredéket (granitoid?) azonosítottam.
75
38. ábra. Polarizációs mikroszkópi felvételek a Karolinavölgyi Formáció (MT) jellemző litofácieseiről. (a) szintaxiális továbbnövekedést mutató kvarcszemcsék arenitben; (b) szublitarenit; (c) szericitesedett földpátok arkózában; (d) földpátféleségek meszes kötőanyagú arkózában; (e) gránittöredék és sziliciklasztos kőzettöredék szublitarenitben; (f) sziliciklasztos kőzettöredék felzites vulkanittöredékekkel (nyilakkal jelezve). Rövidítések: Qm = monokristályos kvarc; Qp = polikristályos kvarc; Kfp = káliföldpát; Pl = plagioklász; Ms = muszkovit; Ser = szericit; Bt = biotit; Lm = metamorf kőzettöredék; Ls = üledékes kőzettöredék; Lv = vulkanittöredék
76
7.2. Petrográfiai eredmények értelmezése Mindkét kifejlődési terület, a Mecsek és a Villányi-hegység felső-triász törmelékes összlete metamorf, üledékes és magmás anyakőzetek lepusztulásából származik, azonban azok aránya alapján élesen eltérnek egymástól:
A villányi pszammitok a fő kőzetalkotó komponensek eloszlása alapján érettebbek, mint a mecseki kőzettípusok (35. ábra).
A homokkövek és homokos pélitek vékonycsiszolatos petrográfiai vizsgálatok alapján a két villányi képződény (Mészhegyi és Somssichhegyi Formáció) egymáshoz hasonlónak bizonyult. Mindkét törmelékes előfordulást a metamorf ásvány- és kőzettöredékek uralma jellemzi. Kevesebb üledékes és magmás összetevő fordul elő.
A durvatörmelék vizsgálata alapján a három villányi képződmény (Templomhegyi Tagozat, Mészhegyi és Somssichhegyi Formáció) összetétele nagyon hasonló egymáshoz, uralkodóan üledékes és metamorf kőzettöredékeket foglal magába. Néhány ritka, kivételes kőzettöredék-típust figyeltem meg, melyek kizárólag adott képződményre jellemzők (például a sötétlila, homokos pélittöredékek a Templomhegyi Tagozatban), azonban egyikük sem bizonyult
származás-
diagnosztikusnak.
Ezzel szemben a mecseki homokkövekben (Karolinavölgyi Formációban) közel azonos arányban fordulnak elő a metamorf és a granitoid ásvány- és kőzettöredékek, de figyelemre méltó a sziliciklasztos kőzettöredékek jelentős mennyisége is. A szakirodalmi adatok alapján az egész Karolinavölgyi Homokkő Formációra jellemző, hogy uralkodóan granitoid- és metamorfit-töredékeket tartalmaz (NOSKENÉ FAZEKAS (1966) in NAGY 1968; NAGY et al. 2008). Ugyanez igaz a formáció peremi kifejlődésére, a Szentkatalin-1 (Szk-1) és a Husztót-2 (Hu2) fúrásokban harántolt rétegsorra is, melyeket rétegtani helyzetük alapján a villányihoz hasonlónak tartottak (WÉBER 1990). Az uralkodóan arkózás homokkövekben ortoklász, mikroklin, plagioklász fordul elő; a kőzettöredékek között gyakoriak a granitoidtöredékek, trachitos kőzettöredékek, savanyú vulkanittöredékek, alárendeltek a fillit-, csillámpala- és homokkőtöredékek. A szakirodalmi adatokkal (NOSKENÉ FAZEKAS (1966) in NAGY 1968; NAGY et al. 2008; WÉBER 1990) összevetve a formáció peremi kifejlődése petrográfiai alapon 77
nagyfokú hasonlóságot mutat a Központi-Mecsek általam vizsgált homokköveivel, viszont eltér a villányi-hegységi összlet jellegzetes, metamorfitok által uralt sorozatától. A törmelékanyag lehetséges forrásterületeit a mikromineralógiai és geokronológiai adatokkal együtt a 8.1. fejezetben értékelem.
7.3. Mikromineralógiai megfigyelések A
mikromineralógiai
vizsgálatokhoz
elsősorban
homokkő-
(finom-
és
középszemű), kevesebb aleurolit- és agyagkőmintát választottam ki a Mészhegyi Formáció esetében.
A
Karolinavölgyi
Homokkő
és
a
Somssichhegyi
Mészkő
esetében
homokkőmintákat vizsgáltam meg. A mintákban a nehézásványok aránya 1–3%-ot ér el, kivétel a Mészhegyi Homokkőből vett pélitminta, melyben 40%-os arányban részesednek (3. melléklet). A nehézásvány-szeparátumokban az opak ásványok aránya a Mészhegyi Homokkő esetén a legmagasabb, 20–40% között változik, míg a Karolinavölgyi Homokkő és a Somssichhegyi Mészkő esetében kevesebb, mint 10%. A Mészhegyi Homokkő és a Somssichhegyi Mészkő leggyakoribb opak ásványa az ilmenit, és annak mállásterméke, a leukoxén, valamint a hematit. Az ilmenit csíkos megjelenésű, a hematit foltos, aggregált. Kőzettöredékek kis mennyiségben vannak jelen a Mészhegyi Homokkő mintáiban (2–10%), közel 15%-os arányban a Somssichhegyi Mészkőben, míg jóval magasabb, 4575%-os arányban fordulnak elő a Karolinavölgyi Homokkőben. A finomszemű homok szemcseméret-tartományban a kőzettöredékek polarizációs mikroszkópi azonosítása csak ritka esetben lehetséges a kis szemcseméret miatt, ezzel szemben a műszeres (pásztázó elektronmikroszkópos vagy Raman spektroszkópos) feldolgozásuk eredményes lehet, ám jóval költségesebb, így e szemcsék további értékelésétől szükségszerűen eltekintettem. A nehézásvány-preparátumokban a csillámok közül a muszkovit és a biotit rendre nagy arányban előfordult, ám a transzparens ásványok értékelésekor ezeket az ásványokat az eloszlást torzító jelentős mennyiségük miatt nem vettem figyelembe A muszkovit víztiszta. A Karolinavölgyi Homokkő biotitszemcséi kloritosodottak, sötétzöld vagy 78
sötétzöldes barna színűek. NAGY et al. (2008) munkájában klorittöredékről számolnak be. A Mészhegyi és Somssichhegyi Formáció kifakult (fakózöld, fakóbarna), gyakran sok zárványt magába foglaló biotitot tartalmaz. Transzparens ásványok a Karolinavölgyi Homokkő mintáiban 13–30%, a Mészhegy Homokkőben 35–45% (kivéve a fent említett pélitmintát, mely esetében 8%-os arányban vannak jelen), míg a Somssichhegyi Mészkő bázishomokkövében 58% arányban fordulnak elő (39. ábra).
39. ábra. A transzparens nehézásványok (63–125 µm) eloszlása a vizsgált mintákban a származásérzékeny nehézásvány arányok (ATi, GZi, RuZi; MORTON & HALLSWORTH 1994, 1999; MORTON et al. 2005) és érettségi index (ZTR; HUBERT 1962) feltüntetésével. Rövidítések: ZTR = cirkon-turmalin-rutil index; ATi = apatit-turmalin index; GZi = gránát-cirkon index; RuZi = rutilcirkon index
7.3.1. A Mészhegyi Formáció mikromineralógiai jellege A
Mészhegyi
Homokkő
transzparens
nehézásvány-társulását
(40.
ábra)
túlnyomórészt cirkon, TiO2 polimorf ásványok (többnyire rutil, kevesebb anatáz és brookit is előfordul), sztaurolit, kevesebb gránát, turmalin, apatit, nyomokban kromit, nyomokban monacit, xenotim, kianit, sillimanit alkotja. 79
40. ábra. A Mészhegyi Formáció jellemző nehézásványai. Méretarány: 63 µm. Rövidítések: Zrn = cirkon; Rt = rutil; Tur = turmalin; Grt = gránát; Ap = apatit; St = sztaurolit
A cirkon színtelen vagy szürke, ritkábban sötétrózsaszín. Az ép, idiomorf szemcsék általában zárványokban gazdagok, gyakran zónás belső szerkezetűek, olykor idősebb, belső magot foglalnak magukba. Lapszegény, nyúlt, prizmás; és kristálylapban gazdagabb, zömök szemcsetípusok különíthetők el. A kissé koptatott vagy koptatott, xenomorf cirkonok mennyisége
jelentős.
Nagyon ritkán kiválóan koptatott
szemcsék
is
megfigyelhetők. A xenomorf szemcsék felülete olykor korrodált, lyukacsos. A vörös, narancssárga vagy barna rutil ritkábban saját alakú, jóval gyakrabban kissé koptatott. A turmalin világosbarna-sötétbarna, világossárga-sötétbarna, rendkívül élénk pleokroizmusa van. A szemcsék alakja változatos, előfordulnak koptatatlan alakok, de sok a kissé 80
koptatott és szögletes szemcse is. A turmalinszemcsék rendkívül sok és sokféle zárványt tartalmaznak. A sztaurolit sárgás színű, szabálytan, szögletes töredékként van jelen. A szemcseperemen gyakran fűrészfogszerű elvégződésű. A sztaurolitszemcsék túlnyomó többsége előrehaladott mállás nyomait mutatja (41. ábra): a szemcsefelszín mart, mélyen felszabdalt, barázdált, gyakran barna-fekete foltos. Ritka esetekben akár tarajos, szkeletális megjelenésű, ami intenzív mállás eredménye. A gránát leggyakrabban szürke, ritkán sárgásszürke, szögletes, kissé szögletes töredékként van jelen. A legtöbb gránát zárványokban
rendkívül
gazdag.
A
gránátszemcsék
felszínén
intenzív
mállás,
visszaoldódás jelei mutatkoznak, tetőcserépszerű, bontott szemcsefelületeket figyeltem meg. Az apatit színtelen vagy szürke, szögletes vagy kissé koptatott, de nagyon ritkán találni koptatatlan típust is. Az apatit sok zárványt foglal magába, köztük nagyon jellegzetes vörös zárványokat is. Az apatitszemcsék túlnyomó többsége erősen mállott, a szemcseperem hullámos, szabálytalan ívű. A kromit sötétbarna színű, szögletes megjelenésű, éles szemcseperemekkel. A monacit csaknem színtelen, fakósárga, koptatott. A kianit szürke színű, szögletes. A sillimanit fakóbarna, fibrolitos megjelenésű.
41. ábra. Intenzív mállás nyomai nehézásványszemcsék felületén. (a) sztaurolitszemcse a Somssichhegyi Formációból (SEM felvétel); (b) gránátszemcse a Mészhegyi Formációból (polarizációs mikroszkópi felvétel). Méretarány: 10 µm
81
7.3.2. A Somssichhegyi Formáció mikromineralógiai jellege A Somssichhegyi Mészkő bázishomokkövének nehézásvány-társulása (42. ábra) rendkívül hasonlít a Mészhegyi Formációéhoz mind az ásványok típusait és tulajdonságait, mind koptatottságát és mállottságát (41. ábra) tekintve. Leggyakoribb összetevő a cirkon és a TiO2 polimorf ásványok (többnyire rutil, kevés anatáz és brookit), rajtuk kívül a sztaurolit, alárendelten turmalin, apatit, gránát, kromit, monacit és kianit fordul elő. A kianit nagyobb gyakorisággal fordul elő a Mészhegyi Formáció nehézásvány-társulásához képest. Figyelmet érdemel, hogy a koptatatlan, kissé szögletes turmalinszemcsék között a sárgásbarna-barna pleokroos turmalin mellett a halványzöld-zöld és a színtelen-kék pleokroizmust mutató típus is előfordul.
42. ábra. A Somssichhegyi Formáció bázishomokkövének jellemző nehézásványai. Méretarány: 63 µm. Rövidítések: Zrn = cirkon; Rt = rutil; Tur = turmalin; Grt = gránát; St = sztaurolit
7.3.3. A Karolinavölgyi Formáció mikromineralógiai jellege A Karolinavölgyi Homokkő akcesszórikus transzparens ásványai (43. ábra) között uralkodó a cirkon, emellett TiO2 polimorf ásványok (többnyire rutil, néhány esetben anatáz, brookit), turmalin, kevesebb apatit és gránát, ritkán kromit és monacit fordul elő. Egy-egy szemcse esetében sillimanitot és sztaurolitot írtam le. 82
43. ábra. A Karolinavölgyi Formáció jellemző nehézásványai. Méretarány: 63 µm. Rövidítések: Zrn = cirkon; Rt = rutil; Tur = turmalin; Grt = gránát; Ap = apatit; Chr = kromit
A cirkon színtelen, szürke vagy sötétrózsaszín. Uralkodóak az koptatatlan szemcsék, melyek között a nyúlt, prizmás, a lapos, prizmás, és a lapgazdag típusok egyaránt előfordulnak. Sok zárványt foglalnak magukba. Gyakoriak a belső zónásságot mutató és idős magot tartalmazó szemcsék. Ritkábban koptatott, xenomorf szemcsék is megfigyelhetők. A turmalin színtelen-barna, világosbarna-sötétbarna, világosbarnasötétzöld
vagy sötétzöld-fekete
pleokroizmust
mutat.
Nagyméretű
(100
µm<),
leggyakrabban saját alakú, törött szemcsékként van jelen, ritkábban kissé koptatott formák azonosíthatók. A turmalinszemcsékben gyakoriak a zárványok, különösen a világosbarnasötétbarna pleokroos turmalin tartalmaz renkívül sok zömök és tű alakú zárványt. A rutil sötétvörös, nagyméretű (100 µm<), koptatatlan, kissé koptatott. Az apatit szürke, koptatatlan, törött szemcsékként van jelen. Sok zárványt tartalmaz. A bontott apatitszemcsék felszínen intenzív mállás nyomai mutatkoznak. A gránát szürke, szögletes vagy kissé szögletes, zárványos töredékként van jelen. A kromit sötétbarna, szögletes. A 83
monacit halványsárga, kissé koptatott. Egy darab sárga, szögletes sztaurolitszemcsét azonosítottam, és egy szürke, nyúlt, törött prizmás sillimanit került elő. Opak ásványok közül a hematitot dokumentáltam.
7.4. Mikromineralógiai eredmények értelmezése A mikromineralógiai vizsgálatok alapján megállapítható, hogy a vizsgált mecseki és villányi-hegységi ásványtársulások mind az ásványok típusait, azok összetételét, alakját és mállottsági fokát tekintve is különböznek egymástól. A Mészhegyi és Somssichhegyi Formáció nehézásvány-társulásai ugyanakkor nagyfokú hasonlóságot mutatnak. A nehézásványtársulásokra a forrásterülettől az üledékgyűjtő medencéig számos tényező hat: a kémiai mállás, a mechanikai aprózódás, a hidraulikus osztályozódás és a diagenetikus hatások (MORTON & HALLSWORTH 1994). Az ásványtársulást felülbélyegző tényezők hatásának csökkentésére származásérzékeny nehézásvány arányokat (MORTON & HALLSWORTH 1994, 1999; MORTON et al. 2005) és érettségi indexet (HUBERT 1962) számoltam (39. ábra). Az érettségi index (cirkon-turmalin-rutil index; ZTR index) az aprózódásnak és a mállásnak leginkább ellenálló három nehézásványtípus (MANGE & MAURER 1992) az egész nehézásványspektrumhoz viszonyított arányát mutatja meg. A származásérzékeny indexek számítása olyan, a diagenezis során stabil ásványok összehasonlításán alapszik, melyek hidraulikai viselkedése azonos, ezáltal mind a diagenezis, mind a hidraulikus osztályozódás a nehézásvány-társulás összetételét befolyásoló hatását kizárhatjuk (MORTON & HALLSWORTH 1994). A ZTR index (39. ábra) alapján a Karolinavölgyi Formáció rendkívül érett törmeléknek (85–94) bizonyult szemben a jóval alacsonyabb ZTR index értékeket mutató, kevésbé érett a Mészhegyi Formációval (42–68) és a Somssichhegyi Formációval (55). Az apatit-turmalin index (ATi) értékek a Karolinavölgyi Homokkő esetében 7–61, a Mészhegyi Homokkő esetében 11–60 szórást mutatnak, míg a Somssichhegyi Mészkő esetében ez az érték 29. A gránát-cirkon index (GZi) értékek az ATi értékeknél kisebb szórást mutatnak, a Karolinavölgyi Formáció esetén nagyon alacsony értékeket (4–6), míg a Mészhegyi Formáció (10–50) és a Somssichhegyi Formáció esetében (26) magasabb értékek adódtak. A rutil-cirkon index (RuZi) a GZi értékekhez hasonlóan szintén kisebb 84
szórást mutat a Karolinavölgyi Formáció (25–32), a Mészhegyi Formáció (28–59) és a Somssichhegyi Formáció (25) esetében. Azaz a GZi és RuZi értékek tekintetében a vizsgált képződmények hasonlóságot mutatnak egymással. A GZi és RuZi értékekhez képest az ATi értékek azonban jelentős eltérést mutatnak. A származásérzékeny index értékeket pontdiagramokon vetettem össze (44. ábra): különbségek nem csak a vizsgált három képződmény között, de adott képződményeken belül is mutatkoznak. A Mészhegyi Formáció esetében, melynek különböző rétegeiből meghatározott nehézásványtársulások az ásványok típusait tekintve egyveretűek, a RuZi és GZi értékek tekintetében kismértékű szórást mutatnak (kivéve a VT-47 mintát, mely kiugróan eltérő értéket mutat), míg az ATi értékek tekintetében jelentősen különböznek egymástól. A Somssichhegyi Formációból vett minta, amely az ásványtípusokat tekintve a Mészhegyi Formációhoz rendkívül hasonló, mind a RuZi, GZi és ATi esetében közepes értékeket mutat, ami a Mészhegyi Homokkő esetében számolt értékek átlagához közelít, tehát a pontdiagramon a Mészhegyi Formáció mintáinak klaszterébe esik. A Karolinavölgyi Formációból vett két minta a RuZi-GZi diagramon hasonlóságot, ezzel szemben a RuZi-ATi és a GZi-ATi diagramokon eltérést mutat egymástól.
44. ábra. A RuZi (rutil-cirkon index) és GZi (gránát-cirkon index) nehézásvány arányok alapján a mecseki és a villányi kifejlődések különböznek egymástól. A mecseki homokkövek a nehézásványösszetétel alapján érettebbek
85
A vizsgált képződmények összevetésekor a leginformatívabbnak bizonyult a ZTR index, a metamorf nehézásványok (sztaurolit, kianit, sillimanit) és a nehézásványspektrumot alkotó "egyéb" nehézásványok háromszögdiagramon való összehasonlítása (45. ábra). Ez alapján minden vizsgált nehézásványtársulást az ultrastabil ásványok döntő többsége jellemez. A diagram jól szemlélteti, hogy a Mészhegyi és Somssichhegyi Formációk esetében az "egyéb" nehézásványok aránya nem éri el a metamorf nehézásványokét, sőt, egyes esetekben utóbbi mennyiségének csupán felét teszik ki, míg egyedül a VT-47 számú minta (Mészhegyi Homokkő) esetén egyezik meg az arányuk. A Karolinavölgyi Homokkőből vett két minta élesen elkülönül az előzőektől, ezeket az ultrastabil nehézásványok dominanciája jellemzi. A mecseki és a villányi-hegységi vizsgált terület
kifejlődései
közötti
eltérés
ebben
az
összefüggésben
nyilvánul
meg
legszembetűnőbben, és ez okozza származásérzékeny index értékekben való eltérést is.
45. ábra. Ultrastabil nehézásványok, közepes fokú metamorf indexásványok és "egyéb" ásványok eloszlása
86
A törmelékanyag lehetséges forrásterületeit a petrográfiai és geokronológiai adatokkal együtt a 8.1. fejezetben értékelem.
7.5. Cirkon egykristály U-Pb kormeghatározás Két mecseki és két villányi-hegységi felső-triász, valamint egy villányi-hegységi alsó-jura korú finomszemű homokkőmintán végeztünk cirkon egykristály U-Pb kormeghatározást. Az adatokat táblázatos formában az 4. melléklet tartalmazza.
7.5.1. Cirkon egykristály U-Pb koradatok A 46. ábra mutatja be a korspektrumokat. A kapott egykristály korok közel 80%-a tekinthető konkordánsnak (90–110%; EGLINGTON & HARMER 1993). A fanerozoos korok esetében jelentősen nagyobb arányban kaptunk konkordáns egykristály korokat a prekambriumi korokhoz képest.
87
46. ábra. Törmelékes cirkon egykristály U-Pb korspektrumok a felső-triász Mészhegyi (VT), az alsójura Somssichhegyi (VJ) és a felső-triász Karolinavölgyi Formációkról. A grafikonok AgeDisplay (SIRCOMBE 2004) szoftverrel készültek. Összeállította: DUNKL István
A
konkordanciagörbétől
való
eltérés
mértéke
jól
korrelál
az
effektív
uránveszteséggel (eU = U[ppm] + Th[ppm] * 0.235). A cirkonkristályok egy része a mállás hatására átalakult, diagenetikus urántartalom-vesztést szenvedett, ez a jelenség a VT-VII minta esetén a legszembetűnőbb (47. ábra). Hasonlóan előrehaladott mállás bélyegei figyelhetők meg a villányi-hegységi minták – elsősorban a Mészhegyi Formáció, de a Somssichhegyi Formáció – nehézásványszemcséinek felszínén is, ez a jelenség a sztaurolit- és gránátszemcsék esetében a leglátványosabb. Valószínűsíthető, hogy a
88
nehézásványok
diagenetikus
következménye.
A kb.
450
átalakulása millió
éves
a
pórusfolyadékok korkomponensek
okozta jól
korrózió
illeszkednek
a
konkordanciagörbére, míg a kb. 320 millió éves korkomponensek attól eltérést mutatnak. Ez azt jelenti, hogy a kb. 450 millió éves cirkonkristályokat kisebb (kb. 500 ppm) mértékben érintette az urántartalom-csökkenés. A legfiatalabb konkordáns korok kb. 200 millió évre tehetők, melyek a MT-1 mintában fordulnak elő. Valószínű, hogy néhány diszkordáns kort (200–224 millió éves
206
Pb/238U korok) mutató cirkonkristály, melyek
effektív uránvesztesége több, mint 1000 ppm, a konkordáns 200 millió éves korokhoz kapcsolódhatnak.
47. ábra. A VT-VII és MT-1 mintákról készített U-Pb konkordanciadiagramok legfiatalabb összetevői (bal felső és jobb felső ábra). A diszkordancia foka jól korrelál a szemcsék effektív urántartalmával (bal alsó és jobb alsó ábra; eU = U[ppm] + Th[ppm] * 0.235). Összeállította: DUNKL István
89
Az összes egykristály-koradatot kumulatív eloszlásdiagramon (48. ábra) tüntettük fel a minták összehasonlítása céljából. Emellett elvégeztük a Kolmogorov-Smirnoff teszt (Excel adatbázis, J. GUYNN, University of Arizona) futtatását a teljes korspektrumra (<3 milliárd éves), valamint egy fiatalabb kortartományra (<1 milliárd éves) egyaránt. A fiatalabb kortartományra való szűkítéssel azt a zavaró hatást kívántuk kizárni, amelyet a csupán sporadikusan előforduló idős, 2–3 milliárd éves korok idéznek elő az eloszlásban. A P<0,002 szignifikancia szint alapján a minták egymástól különböznek, kivéve egy vizsgált mintapárt (a két villányi-hegységi felső-triász mintát), melyek egymástól szignifikánsan nem különböznek (P=0,52).
48. ábra. Kumulatív eloszlásdiagramon ábrázolt cirkon egykristály U-Pb korok. Összeállította: DUNKL István
További két módszert, a "Density plotter" (VERMEESCH 2012) és a "PopShare" (DUNKL & SZÉKELY 2002) szoftvereket alkalmaztuk a konkordáns (90–110%) cirkon egykristály korok további kvantitatív osztályozása céljából (1. táblázat). A két módszer két 90
különböző algoritmuson alapul. A DensityPlotter szoftver a korkomponensek középértékét és a középérték bizonytalanságát adja meg, ezzel szemben a Popshare szoftver a korkomponensek szórására mutat rá az átlag körül. Azonban a két módszer rendkívül hasonló eredményt szolgáltatott: fő korkomponensekként a kb. 320 (350) millió, kb. 450 millió és kb. 590 millió éves korokat jelölték ki. Ezek a korok ugyan eltérő arányban, de minden mintában előfordulnak. Kevésbé élesen különíthetők el a közel 1000, 1500 és 2000 millió éves diffúz korkomponensek. A legfiatalabb, izolált korkomponens 200 millió évre tehető.
1. táblázat. Két különböző módszerrel, a DensityPlotter (VERMEESCH 2012) és a Popshare (DUNKL & SZÉKELY 2002) számított fő korkomponensek. A bekeretezett számok azokat az izolált korkomponenseket jelölik, melyek mindkét módszer esetén hasonló középértékeket eredményeztek, és az adott egykristály korok száma az adott mintában meghaladja az 5%-ot. Összeállította: DUNKL István Mintakód MT-1
Módszer
DensityPlotter s.e. PopShare s.d.
Fő korkomponensek VAR. ORD. KAD. 198 1,1 201 15
326 0,4 322 8
459 1 444 5
580 1,5 538 69
916
2700
600 3
2700
605 1,4 595 65
1034 3
MT-2
DensityPlotter s.e. PopShare s.d.
307 0,9 322 40
VT-50
DensityPlotter s.e. PopShare s.d.
345 1 350 40
465 0,7 458 7
601 1,3 582 103
802 2,2
DensityPlotter s.e. PopShare s.d.
597 0,7 582 69
858 1,8 849 136
1980
329 10
430 0,5 450 8
DensityPlotter s.e. PopShare s.d.
318 0,6 324 14
449 0,7 444 9
600 1,1 542 152
1021
1952
VT-VII
VJ-1
1453 3,7 1478 193
2009 8 1899 640 2304
1687
2676 2366
1934
91
7.6. A cirkon egykristály U-Pb koradatok értelmezése A cirkonkristályokon végzett U-Pb kormeghatározás hasonló korcsoportokat eredményezett a különböző minták esetén, azonban az egyes korcsoportok hiánya vagy jelenléte, továbbá a korkomponensek változó mennyisége alapján jelentős különbség mutatkozik a két vizsgált területegység között, sőt, a mecseki felső-triász rétegsoron belül is. Eredményeink alapján három korcsoport igazolható: egy közel 320 millió éves "variszkuszi", egy közel 450 millió éves "ordovíciumi", míg egy diffúz 540–600 millió éves "kadomi" korcsoport. A Karolinavölgyi Formáció alsó részéről származó minta (MT-1) uralkodóan variszkuszi korkomponenseket tartalmaz, melyek a Karolinavölgyi Homokkő felső részéről (MT-2) és a Somssichhegyi Formáció alsó részéről (VJ-1) származó mintában szintén jelentős arányban fordulnak elő, azonban szembetűnően alacsony arányban vannak jelen a Mészhegyi Formációból származó két mintában (VT-VII, VT-50). Az ordovíciumi korkomponensek a Mészhegyi Formációból származó két minta korspektrumát uralják, továbbá a variszkuszi korokkal megegyező arányban fordulnak elő a Somssichhegyi Formáció alsó részéről származó homokkőmintában. Ezzel szemben a Karolinavölgyi Formációban elenyésző az ordovíciumi korok aránya. A két vizsgált kifejlődési terület korspektruma tehát leginkább az ordovíciumi korkomponensek jelenlétében, illetve hiányában különbözik egymástól. A kadomi korkomponensek minden mintában jelen vannak, legnagyobb arányban a MT-2, legkisebb arányban a MT-1 mintában, míg a villányi-hegységi mintákban gyakoriságuk egymáshoz hasonló.
92
8. Diszkusszió 8.1. Lehetséges lepusztulási területek A mecseki és villányi-hegységi felső-triász és alsó-jura sziliciklasztos kőzetek összetételében vitathatatlan különbségek mutatkoznak. Mindkét kifejlődési terület törmelékes összlete metamorf, üledékes és magmás anyakőzetek lepusztulásából származik, azonban az ásványos összetételük nagyban eltér egymástól, ezért különböző forráskőzetek és forrásterületek valószínűsíthetők. A cirkon egykristály U-Pb koradatok alapján hasonló fő korkomponenseket mutattam ki, azonban ezek eloszlása rendkívül eltérő a mecseki és a villányi kifejlődési területet tekintve között. A törmelékanyag eredetének tisztázása céljából felvázolom a lehetséges forrásterületeket. Elsőként az üledékgyűjtő közvetlen környezetét, a Tiszai-főegység délnyugati részét vizsgálom. Az összehasonlítás alapjául a publikált petrográfiai, mikromineralógiai (2. táblázat) és izotópos koradatok (49. ábra) szolgálnak. A környező területek idősebb üledékes formációit feldolgozó szakirodalomban rendkívül kevés a hagyományos nehézásványszeparálás útján született eredmény, ezért az adatgyűjtést a vékonycsiszolatos ásványtani eredményekre is elvégeztem. Az összehasonlító vizsgálatot ezt követően kiterjesztem a lehetséges távoli forrásterületekre, a Cseh-, Małopolska- és Lysogóry-masszívumokra, melyeknek a Tiszai-főegységgel feltételezett szomszédságát a triász időszaki ősföldrajzi rekonstrukciók vetik fel (CSONTOS & VÖRÖS 2004; GÖTZ & TÖRÖK 2008; HAAS & PÉRÓ 2004; SZULC 2000; TARI 2015).
93
94
95
96
49. ábra. A Mészhegyi Formáció (VT-VII, VT-50), Somssichhegyi Formáció (VJ-1) és Karolinavölgyi Formáció (MT-1, MT-2) cirkon U-Pb korok kumulatív eloszlása és összehasonlítása a lehetséges forrásterületekről gyűjtött cirkon U-Pb korokkal. A szürke oszlopok a vizsgált minták fő korcsoportjait (Var. = variszkuszi; Ord. = ordovíciumi; Kad. = kadomi) és a triász/jura határt (T/J) jelölik. További rövidítések: Mz = mezozoikum; Pz = paleozoikum; Neoprot. = neoproterozoikum; Mezopr. = mezoproterozoikum; Paleoprot. = paleoproterozoikum; Arch. = archaikum. Források: 1
BLACKBURN et al. (2013); 2COMPSTON et al. (1995); 3ŻELAŹNIEWICZ et al. (2008); 4FRIEDL et al. (2004);
5
GEBAUER & FRIEDL(1994); 6KOŠLER et al. (2014); 7DROST et al. (2011); 8ŽÁK et al. (2011); 9JANOUŠEK
& GERDES (2003); 10GERDES et al. (2003); 11HORVAT et al. (2015a); 12HORVAT et al. (2015b); 13KLÖTZLI et al. (2004); 14KOROKNAI et al. (2010)
97
8.1.1. Tiszai-főegység A vizsgált területet elsőként közvetlen környezetével, a Tiszai-főegység délnyugati részén a Mecsek, a Villányi-hegység és a Szlavón-röghegység környezetének kora paleozoos–kora mezozoos aljzatát vetem össze az eredményeimmel (50. ábra).
50. ábra. A Tiszai-főegység viszonya a nagyszerkezeti egységekhez (a) napjainkban (módosítva BELKA et al. 2000; HAAS et al. 2010; KLOMÍNSKÝ et al. 2010; SCHMID et al. 2008 alapján) és (b) a későtriászban (HAAS & PÉRÓ (2004) nyomán, módosítva). Rövidítések: M = Mecsek; V = Villányi-hegység; S = Szlavón-röghegység; KMF = Közép-magyarországi-főegység; MOL = Moldanubikum; BOH = Bohémikum; BRM = Brunovisztulikum és Moravoszilézikum; SAX = Saxothüringikum
8.1.1.1. Baksai és Babócsai Komplexum (közepes fokú metamorfitok) A Tiszai-főegység délnyugati részén, a Mecsek és a Villányi-hegység környezetében a kristályos aljzatot a Somogy-Dráva-medencében a Babócsai Komplexum, míg a Villányi-hegység és a Görcsönyi-hátság területén a Baksai Komplexum alkotja (FÜLÖP 1994; SZEDERKÉNYI 1998). A Babócsai Komplexumot paragneisz, ortogneisz, csillámpala és amfibolit építi fel, míg a Baksai Komplexum további márvány-, mészszilikát-, kloritpala-betelepüléseket, eklogit- és szerpentinittesteket (Görcsönyi Eklogit, Gyódi Szerpentinit) foglal magába. A polimetamorf, zöldpala-amfibolit fáciesű 98
komplexumokat uralkodóan közepes fokú, Barrow-típusú ásványparagenezis (gránátsztaurolit-kianit±sillimanit) jellemzi (2. táblázat; SZEDERKÉNYI 1998). E két komplexumot jelentős szórást mutató, 276±11 millió évtől 348±13 millió évig terjedő variszkuszi K-Ar, Ar-Ar, Rb-Sr korok jellemzik, melyek kihűlési korokként fogadhatók el (LELKES-FELVÁRI & FRANK 2006). A vizsgált képződmények leggyakoribb törmelékes összetevői metamorf kőzetek lepusztulásából származnak, így a finomszemcsés, muszkovit- és/vagy biotittartalmú csillámpala-töredékek, a sztaurolitos csillámpala-töredék, a megnyúlt alkristályokból álló, sok esetben csillámtartalmú gneisztöredékek, egyéb deformált és/vagy megnyúlt alakú alszemcséket tartalmazó polikristályos kvarcféleségek, továbbá a káliföldpátok (ortoklász, mikroklin), a muszkovit és biotit egy része. Metamorf kőzetekből származnak a metamorf nehézásványok, így a sztaurolit, kianit, sillimanit, valamint a zömök, metamikt, xenomorf cirkon, a drávit összetételű turmalin, a rutil, gránát, monacit, xenotim, ilmenit. Hasonló ásványegyüttes ismert a Babócsa és Baksai Komplexumból egyaránt, így a törmelék összetétele alapján annak származtatása megalapozott e közel fekvő egységekből.
8.1.1.2. Psunj és Papuk Komplexum (közepes fokú metamorfitok) A Tiszai-főegység legdélnyugatibb metamorf egységei a Szlavón-röghegység aljzatát képezik. A három fő metamorf komplexum közül a Psunj és a Papuk Komplexum közepes fokú, zöldpala-amfibolit fáciesű regionális metamorfitokat és felzikus intrúziókat tartalmaz (HORVAT & BUDA 2004; BALEN et al. 2006). Közülük a Psunj Komplexum csillámpalát, kloritpalát, paragneiszt, amfibolitot, metagabbrót, márványt, kevesebb metagranodioritot és plagiogránitot foglal magába. A Papuk Komplexumot döntően granitoidok és migmatitok építik fel, melyet amfibolit, gneisz és csillámpala övez. A szlavón közepes fokú metamorfitok kőzettanilag rendkívül hasonlítanak a délkeletdunántúli metamorf kőzetegyüttesre. A Tiszai-főegységből máig kizárólag e területről ismerjük a polimetamorf szerkezetalakulás szakaszainak pontos korát. Számos variszkuszi kihűlési kor ismert a területről, ezeken felül a közepes fokú fő metamorf esemény prevariszkuszi (ordovícium-szilur, ~428–448 millió év) korát és a retrográd kisfokú metamorf esemény variszkuszi (karbon, ~350 millió év) korát igazolták monacit U-Th-Pb
99
elektronmikroszondás vizsgálatok alapján (49. ábra; BALEN et al. 2006; HORVÁTH et al. 2010). A közepes fokú metapélitek ásványos összetétele jó egyezést mutat a Mészhegyi és Somssichhegyi Formációkból megismert ásványegyüttessel. Emellett az ordovícium-szilur metamorf korok megfelelnek az e két formációban uralkodó, viszont a Karolinavölgyi Homokkő esetében csak nyomokban fellelhető (MT-1) ordovíciumi korkomponensnek. A közel 350 millió évre tett variszkuszi metamorfózis kora összeegyeztethető az egyik villányi-hegységi
felső-triász
mintában
(VT-VII)
dokumentált
alsó-karbon
korkomponenssel.
8.1.1.3. Mórágyi Gránit Komplexum A Mórágyi Gránit Komplexum a Tiszai-főegység dél-dunántúli területén fordul elő, a Mecsek aljazatát képezi, és attól északkelet felé tovább követhető a medencealjzatban. A komplexumot
I-típusú,
mészalkáli
jellegű,
magas
K-Mg-tartalmú
monzogránit
(szienogránit–kvarcdiorit), kontaminált monzogránit, hibrid mafikus kőzetek, mafikus mikrogranuláris zárványok és leukokrata telérkőzetek alkotják (KIRÁLY 2010; KLÖTZLI et al. 2004). A kőzetalkotó mennyiségű kvarc, plagioklász, mikroklin, biotit, amfibol és piroxén mellett akcesszóriák fordulnak elő (2. táblázat; KIRÁLY 2010). Cirkon U-Pb izotópos kormeghatározás alapján az intrúzió képződése a karbon időszakra (~337(–354) millió év) tehető (49. ábra; KLÖTZLI et al. 2004; KOROKNAI et al. 2010). A mecseki és villányi-hegységi törmelékes összletek vizsgált mintáiban előforduló monokristályos kvarc, mikroklin fenokristályok, saját alakú cirkon, apatit és titanit is származhat felzikus mélységi magmás kőzetekből. Az intruzió képződésének karbon kora megegyezik a mecseki mintákat uraló, de a villányi mintákban is megjelenő variszkuszi korkomponenssel. A törmelékanyag származtatása a Mórágyi Gránitból tehát elfogadható – főként a Mecsek esetében, amennyiben egy észak-északkelet felé nyitott üledékgyűjtőt feltételezünk a késő-triász során (NAGY 1968). A Villányi-hegység esetében azonban vitatható a granitoid törmelékanyag származtatása a Mórágyi Komplexumból, amennyiben a mintákat uraló metamorf törmelékanyagot a Szlavóniai-röghegység felől származtatjuk.
100
8.1.1.4. Psunj és Papuk Komplexum (granitoidok) A Szlavón-röghegység területén alapvetően kétféle paleozoos granitoid-előfordulás ismert (HORVAT & BUDA 2004; BALEN et al. 2006). A Psunj Komplexum területén monzogránit és granodiorit fordul elő, míg a Papuk Komplexum tömegének túlnyomó részét granodiorit- és plagiogránit-intrúziók alkotják. Ásványos összetételük hasonló a Mórágyi Gránitéhoz (2. táblázat), azonban koruk annál némileg idősebb: mindkét komplexum monzogránit-előfordulása devon korúnak (~380 millió év) bizonyult (49. ábra; HORVAT et al. 2015a,b). A szlavón granitoidok képezhetik az egyik lehetséges forrását a villányi-hegységi törmelékes sorozatnak. A legidősebb variszkuszi korcsoport a VT-50 minta esetében korakarbon (~350 millió év), azonban még ez az érték is fiatalabb mintegy 30 millió évvel a szlavón monzogránitok koránál. Más minták esetében késő-karbon korkomponenseket kaptunk, melyek nagyban eltérnek a szlavón monzogránitok korától.
8.1.1.5. Kisfokú metamorfitok A Mecsek környezetében előforduló nagyon kisfokú és kisfokú metamorf összletek a Szalatnaki Agyagpala Formációba és az Ófalui Formációba tartoznak (2. táblázat; SZEDERKÉNYI 1998). A szilur Szalatnaki Formáció a hegység északi előterében uralkodóan metapélit-metahomokkő sorozatból áll. A devon Ófalui Formáció a hegység déli előterében fordul elő, metapélit, metahomokkő, metakonglomerátum, metabázikus kőzetek, mészkőzárványok, amfibolit és szerpentinit építi fel. A Villányi-hegység északi előterében mélyfúrás harántolta a Túronyi Formációt (karbon?,
perm?),
mely
metapélitekből,
metahomokkőből,
márgás
és
tufás
betelepülésekből épül fel (2. táblázat; JÁMBOR 1998). A Szlavón-röghegység területén a késő-devon–kora-perm? korú Radlovac Komplexumot nagyon kisfokú és kisfokú metapélit, metahomokkő, metakonglomerátum, valamint metadiabáz- és metagabbró-testek építik fel (2. táblázat; BISEVAC et al. 2013). Törmelékanyagát a helyi variszkuszi granitoidokból származtatják.
101
A vizsgált törmelékes összletek mintáiban előforduló kisfokú metamorf pélittöredékeket, a turmalin- és rutilszemcsék egy része kisfokú metamorfitokból származhat. A mecseki minták esetében – északi szállítási útvonalat feltételezve – a Szalatnaki Formációból, a villányi mintákat tekintve a Radlovaci Komplexumból vagy a Túronyi Formációból történhetett a lepusztulás.
8.1.1.6. Ultrabázisos kőzettestek A Mecsek és a Villányi-hegység közötti területen, illetve a Mecsek nyugati és keleti részén is ultrabázisos szerpentinittestek fordulnak elő, melyek vagy metamorfitokba vagy gránitba ékelődnek (2. táblázat; KOVÁCS 2007; SZEDERKÉNYI 1998). A Papuk Komplexumból peridotit-reliktumokat tartalmazó szerpentinit-előfordulást jelentettek (2. táblázat; PAMIĆ et al. 2002). Kromitszemcsék minden általam vizsgált képződményből előkerültek, ezek ultrabázisos kőzetekből származhatnak. A Karolinavölgyi Homokkőből NAGY et al. (2008) szerpentinittöredéket írt le, ami közvetlen bizonyítékul szolgálhat ultrabázitokból történt lepusztulásra.
8.1.1.7. Felzikus vulkanitok A Mecsekből és a Villányi-hegység északi előteréből nagy kiterjedésű, perm korú felzikus vulkanitokat ismerünk (BARABÁS & BARABÁS-STUHL 1998; HIDASI et al. 2015; VARGA 2009). A Gyűrűfűi Formáció robbanásos vulkáni műkődés útján keletkezett összlet, mely kvarc- és földpátfenokristályokat, biotit utáni opak pszeudomorfózákat, kőzetüvegszilánkokat,
horzsakőtöredékeket
tartalmaz.
A
Cserdi
Formációt
vulkanoklasztitok és vulkáni kőzettörmelékeket tartalmazó konglomerátumok építik fel (2. táblázat; HIDASI et al. 2015). A dolgozatban ismeretett vulkanittöredéket,
melyek
felzikus
minták
mindegyike tartalmaz
vulkanitokból
származhatnak.
felzites szövetű A
Mészhegyi
102
Formációban megfigyelt rezorbeált, monokristályos kvarcszemcsék szintén savanyú vulkanitokból származhatnak.
8.1.1.8. Felső-paleozoos–alsó-mezozoos sziliciklasztos kőzetek A Tiszai-főegység délnyugati részén a variszkuszi orogén fázis csúcsát követően a kristályos aljzat hosszú időn keresztül lepusztulási térszíne volt a kontinentális molassz üledékképződésnek (BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004). Így a széleskörűen elterjedt felsőpaleozoos–alsó-mezozoos sziliciklasztos kőzetek túlnyomórészt granitoid- és metamorfittörmelékből állnak. A perm időszaktól kezdődően jelentős mennyiségű felzikus vulkanittörmelék került az üledékgyűjtőbe (JÁMBOR 1998; BARABÁS & BARABÁS-STUHL 1998). Ily módon nagyon nehéz megítélni, hogy mekkora mértékben beszélhetünk a permotriász sziliciklasztos kőzetekből való áthalmazásról, és mekkora mértékben érinthette a lepusztulás elsődlegesen a mélyebb ópaleozoos aljzatot. Az idősebb törmelékes üledékes kőzetekből történt lepusztulást közvetlenül alátámasztják a törmelékes üledékes kőzettöredékek (homoktól a kavics szemcseméretig), melyek minden vizsgált képződéményben előfordulnak. További nehezítő körülmény, hogy nem áll rendelkezésre nehézásvány-szeparátumok alapján történt mikromineralógiai értékelés a Délkelet-Dunántúl idősebb törmelékes üledékes képződményeiről. A vékonycsiszolatok alapján végzett korábbi értékelésekre alapozva kijelenthető, hogy e képződmények többnyire érett nehézásvány-társulást tartalmaznak. A Mészhegyi és Somssichhegyi Formáció esetében a rendkívül széles nehézásványspektrum ellentmond az üledékes formációkból történt áthalmozásnak. A szakirodalmi adatok szerint (2. táblázat) ugyanis az idősebb sziliciklasztos formációk érettebb nehézásvány-társulást foglalnak magukba, így például a metamorf indexásványok többsége (sztaurolit, kianit, sillimanit, stb.) ezekből egyáltalán nem került elő (2. táblázat). A törmelékszemcsék koptatatlan vagy csak kissé koptatott formája szintén arra utal, hogy nem
újraáthalmozás
útján,
hanem
elsődleges
forráskőzetekből
származhat
a
törmelékanyag. A Karolinavölgyi Homokkő nehézásványtársulása a villányi törmelékes rétegsorénál ugyan érettebb, többségében azonban saját alakú nehézásványokat és koptatatlan-kissé koptatott könnyűásványokat tartalmaz. Ez is arra utal, hogy az idősebb 103
sziliciklasztos kőzetekből történt áthalmozás mértéke korlátozott lehetett, azaz főként magmás és metamorf forráskőzetek fordulhattak elő a mecseki rétegsor lehordási területén is.
8.1.2. Az európai kontinens autochton területegységei A Cseh-masszívum déli (Moldanubikum), központi (Bohémikum) és keleti (Brunovisztulikum és Moravo-Szilézikum) nagyszerkezeti egységeinek, valamint a Małopolska- és Lysogóry-masszívumok (50. ábra) aljzatát felépítő proterozoos és paleozoos képződményeket vetem össze az eredményeimmel. Az alábbi fejezetekben tárgyalt sorozatokat a 3. táblázatban mutatom be.
104
105
8.1.2.1. Cseh-masszívum déli része A Cseh-masszívum nagy kiterjedésű déli szegmense a Moldanubikum, mely takarós szerkezetekből épül fel és proterozoos kéregtöredékeket foglal magába (KLOMÍNSKÝ et al. 2010). Legidősebb egysége a mezoproterozoos (~1,3 milliárd év) Dobra Ortogneisz, melyet gránit, granodiorit, tonalit jellemez (49. ábra; GEBAUER & FRIEDL 1994), és a neoproterozoos (~610 millió év) Spitz Ortogneisz, melyet granodiorit és kvarcdiorit épít fel (49. ábra; FRIEDL et al. 2004). A proterozoos alsó kéregre változatos alsó- és középső-paleozoos metaüledékes sorozat települ, melyet a variszkuszi orogén fázis idején nagy nyomású, kis hőmérsékletű deformáció ért. A Monoton Sorozatot paragneisz és leukokrata ortogneisz, a Tarka Sorozatot paragneisz, ortogneisz, közbetelepülő metakvarcit, grafit, csillámpala és amfibolit, míg a Gföhl Egységet granitoidok, peralumíniumos ortogneisz, granulit, eklogit, piroxenit és szerpentinitesedett peridotit alkotják (FINGER et al. 2007; FRIEDL et al. 2004). A metaüledékes kőzetek cirkon U-Pb izotópos kormeghatározás alapján uralkodóan neoproterozoos és paleoproterozoos, alárendelten neoarchaikumi és mezoarchaikumi, kevert protolitokból származnak (49. ábra; KOŠLER et al. 2014). A prevariszkuszi szerkezeti mozgások nyomán kis kiterjedésű, késő-devon korú (~375 millió év) felzikus plutonok nyomultak be a Moldanubikum és a Bohémikum határterületén (49. ábra; KLOMÍNSKÝ et al. 2010; Žak et al. 2011). Az előbbieknél jóval nagyobb kiterjedésű plutonok keletkeztek a kora-karbon variszkuszi orogén fázisban, így például a Dél-bohémiai Batolit (~300–330 millió év) (49. ábra; GERDES et al. 2003). A karbon és perm sziliciklasztos kőzetek a posztvariszkuszi molassz üledékképződés termékei, főként metamorfitokból, alárendelten magmatitokból pusztultak le, és rövid szállítási útvonalon kerültek az üledékgyűjtőbe (NEHYBA et al. 2012). A Moldanubikum területén számos képződmény proterozoos korát vagy proterezoos protolitját igazolták. E proterozoos korok jó egyezést mutatnak a Karolinavölgyi Homokkőben nagy arányban (MT-2), de szórványosan minden mintában előforduló
proterozoos
korkomponensekkel.
A
neoproterozoos
granitodok
kora
megegyezik a minden vizsgált mintában előforduló kadomi korkomponenssel. Ugyan a Moldanubikum korspektrumai
kora-középső-paleozoos olyan
domináns
metaüledékes
ordovíciumi
formációinak
korkomponenst
cirkon
U-Pb
tartalmaznak,
mely
összefüggésbe hozható a villányi-hegységi minták ordovíciumi klaszterével, azonban azok nagyfokú metamorf jellege ellene szól ennek a származtatásnak. A Tiszai-főegység és a 106
Cseh-masszívum kristályos aljzata számos tekintetben mutat hasonlóságot (BUDA 1996). Így például a Moldanubikum káliföldpátban gazdag durbachit-előfordulásai nagyfokú hasonlóságot mutatnak a Mórágyi Gránithoz (BUDA 1996;
VON
RAUMER et al. 2014).
Karbon koruk alapján hasonlóságot mutatnak a Karolinavölgyi Homokkőből vett mintákhoz, és a karbon korkomponens a villányi mintákban is megjelenik. Azonban annak az eldöntésére, hogy a granitoidtörmelék a Cseh-masszívum déli részéről, vagy a Mórágyi Gránitból származik-e, további izotópos és geokémiai adatok szükségesek. A Karolinavölgyi Homokkő érett nehézásványtársulása alapján a törmelékanyag távoli forrásterületről származhat. A nehézásványok uralkodóan koptatatlan kristályformája azonban megkérdőjelezi a hosszabb úton történő, például a Cseh-masszívum területéről történt szállítást, ezzel szemben alátámasztani látszik a rövidebb úton történt szállítást, például a Mórágyi Formációból történő lepusztulást.
8.1.2.2. Cseh-masszívum központi része A Bohémikum aljzatát nem metamorf vagy kisfokú metamorf, neoproterozoos és kora-paleozoos vulkanitok és üledékes kőzetek, főként sziliciklasztos kőzetek építik fel (DROST et al. 2011). A sziliciklasztos kőzetek eredete a moldanubikumi előfordulásokkal megegyező (49. ábra; KOŠLER et al. 2014). A Cseh-masszívum más területegységeihez képest a plutonitok aránya alárendelt, képződésük kadomi, késő-devon és variszkuszi magmás eseményekhez köthető (JANOUŠEK & GERDES 2003; ŽAK et al. 2011). Ezek közül a legnagyobb kiterjedésű granitoidtest a variszkuszi Közép-bohémiai Kompozit Batolit (49. ábra; JANOUŠEK & GERDES 2003). A Moldanubikum és a Saxothüringikum határán közepes fokú, zöldpala-amfibolit fáciesű, ediacarai-kambriumi metaüledékes kőzetek találhatók, melyek kadomi metamorfózist, majd variszkuszi regionális metamorf felülbélyegzést szenvedtek (TIMMERMANN et al. 2006). A proterozoos és kadomi törmelékes alkotórészek a Moldanubikumhoz hasonlóan a Bohémikum területéről is származhatnak. A Bohémikum északnyugati részén előforduló közepes fokú metapélitek összetétele mutat hasonlóságot a villányi törmelékes ásványtársuláshoz, azonban variszkuszi metamorf koruk ellene szól a származás lehetőségének, hiszen a villányi törmelékanyag uralkodóan ordovíciumi metamorfitok lepusztulásából származik. Ugyanakkor a Közép-bohémiai Kompozit Batolit alsó-karbon 107
kora (~350 millió év) hasonlóságot mutat a VT-50 minta idősebb variszkuszi korcsoportjával.
8.1.2.3. Cseh-masszívum keleti része A masszívum keleti szegmense, a Brunovisztulikum és a Moravo-Szilézikum aljzatát neoproterozoos (~565–595 millió év) granitoid (péládul Thaya Batolit, Brno Kompozit Batolit), ofiolit, ortogneisz, metabázit és metaüledékes kőzetek alkotják (49. ábra; SCHULMANN et al. 2005; FRIEDL et al. 2004). A kristályos aljzatra szilur-devon korú kisfokú metaüledékes kőzetek következnek, melyek többnyire kadomi granitoidokból származnak (KOŠLER et al. 2014; KRÖNER et al. 2000; SCHULMANN et al. 2005). A szilur magmás események nyomát (~430 millió év) a kadomi granitoidokba nyomult lencseszerű gránittestek őrzik (49. ábra; LEICHMANN et al. 2013). Permokarbon molassz üledékek lokális
medencékben
rakódtak
le,
döntően
metamorfit,
kevesebb
granitoid
törmelékanyagból épülnek fel (KALVODA et al. 2008; NEHYBA et al. 2012). Erre a területegységre nem vagy csak helyileg jellemző a variszkuszi metamorf felülbélyegzés, valamint hiányoznak a Cseh-masszívum területén széleskörűen elterjedt variszkuszi magmatitok is. A Moldanubikum és a Moravo-Szilézikum határterületét a neoproterozoos aljzat variszkuszi, amfibolit fáciesű metamorfózisa (a sztaurolit-sillimanit zónától a klorit zónáig) következtében uralkodóan közepes fokú metamorfitok, ortogneisz, metapélit, mészszilikát kőzetek jellemzik, továbbá nagyfokú metamorf granulit és eklogit nyomozható, és anatektikus amfibolit is előfordul (KRÖNER et al. 2000; SCHULMANN et al. 2005; ŠTÍPSKÁ et al. 2015; VON HOOSHANG 1993). A kadomi képződmények lehetséges forrásai lehetnek a dolgozatban tárgyalt törmelékes üledékes kőzeteknek, mind az összetételük, mind a koruk alapján. A vizsgált minták mindegyikében, de elsősorban a mecseki mintákban fordul elő jelentős arányban a kadomi korkomponens. A mecseki minták uralkodóan granitoid és alárendelten metamorf összetételű törmelékanyaga szintén felveti a származás lehetőségét. A mecseki mintákban domináns variszkuszi korkomponens (MT-1) azonban ellene szól ennek a származásnak. A villányi minták esetében az uralkodó metamorf indexásványok hasonlóságot mutatnak a moldanubikumi és moravo-szilézikumi határzóna sztaurolitos-sillimanitos metamorf sorozatával. Azok variszkuszi metamorf kora azonban kizárja a származás lehetőségét, 108
hiszen
a
villányi
képződmények
törmelékanyaga
ordovíciumi
metamorfitok
lepusztulásából származik.
8.1.2.4. Małopolska- és Lysogóry-masszívum A
Małopolska-masszívum
aljzata
metakonglomerátum rétegsorból áll,
ediacarai-kambriumi
és túlnyomórészt
kisfokú
metapélit-
vulkanitok és plutonitok
lepusztulásából származik (49. ábra; BELKA et al. 2000; COMPSTON et al. 1995). Ordovícium-karbon korú sziliciklasztos és karbonátos sorozatok a Małopolska- és a Lysogóry-masszívum területéről egyaránt ismertek. A variszkuszi magmatizmus nyomát karbon/perm korú (~300 millió év) granodiorit-előfordulás őrzi a Małopolskamasszívumban (49. ábra; ŻELAŹNIEWICZ et al. 2008). A neoproterozoos és kadomi korok hasonolósága alapján a Małopolska-masszívum törmelékes üledékes kőzetei törmelékanyagot szolgáltathattak a vizsgált területre.
8.2. A törmelékanyag származása A dolgozatban tárgyalt eredmények alapján a karni Mészhegyi Homokkő Formáció döntően metamorf törmelékes összetevőkből áll. A törmelékanyag túlnyomó részét ordovícium korú forráskőzetek szolgáltatták. A pliensbachi Somssichhegyi Mészkő bázisának törmelékanyaga az ásványtani és geokronológiai adatok alapján a Mészhegyi Formációval közel megegyező, tehát a lepusztulási terület a felső-triász és az alsó-jura során változatlan maradt. Mindkét formáció esetében a törmelékanyag közepes fokú érettsége, a koptatatlan vagy csupán kissé koptatott szemcsék, valamint az egy-egy mintára nézve
sokféle
ásványból
álló,
ám
a
rétegsort
tekintve
csaknem
egyveretű
nehézásványzónák alapján arra következtetek, hogy a lepusztulási terület a felhalmozódási térszínhez közel kellett, hogy elhelyezkedjen, és az egész vizsgált időszak alatt változatlan maradt. A metamorf ásvány- és kőzettöredékek széles köre, valamint azok koptatatlan formája is arra utal, hogy a lepusztulás elsődleges forráskőzeteket érintett. A Tiszaifőegység délnyugati részén előforduló idősebb törmelékes üledékes formációk nem tartalmaznak
a
Mészhegyi
és
Somssichhegyi
Formációkhoz
foghatóan gazdag 109
nehézásványegyüttest, ami szintén ellene szól az innen történt áthalmozás lehetőségének. A metamorf törmelékanyag tehát nem az idősebb sziliciklasztos kőzetekből történt áthalmozás útján került az üledékgyűjtőbe annak ellenére, hogy vizsgálataim szerint mindkét képződmény tartalmazza hasonló sziliciklasztos kőzetek töredékeit. A villányi metamorf ásványtársulás nem a Cseh-masszívumból származik: a Moldanubikum és a Moravo-Szilézikum, valamint a Bohémikum és a Saxothüringikum szutúra zónájában előforduló, a villányihoz nagyon hasonló összetételű közepes fokú metamorfitok variszkuszi metamorf kora kizárja a származás lehetőségét (ŠTÍPSKÁ et al. 2015; TIMMERMANN et al. 2006). Ezzel szemben a Tiszai-főegység aljzatában található és a villányi törmelékes összlethez rendkívül hasonló metapélitek a törmelékanyag protolitjául szolgálhattak. A Szlavón-röghegység polimetamorf aljazata olyan közepes fokú parametamorfitokat is magába foglal, melyek összetétele megegyezik a villányi minták törmelékanyagával, s ez az egyedüli területegység a Tiszai-főegységen belül, ahonnan elkülönített ordovíciumi, közepes fokú és variszkuszi, kisfokú metamorf eseményeket ismerünk (BALEN et al. 2006; HORVÁTH et al. 2010). Ez alapján a szlavón ordovíciumi metamorfitok képezhetik a villányi karni és pliensbachi sziliciklasztos kőzetek elsődleges forrását. Számos kétség merül fel azonban a villányi törmelékanyag további összetevőinek származtatását tekintve. Így például a szlavón területről késő-devon granitoidok előfordulását írták le, kadomi magmatizmus nyomait azonban nem ismerjük. Felvethető, hogy a kadomi és a még idősebb, proterozoos cirkonok idősebb üledékes kőzetekből halmozódhattak át. A Psunj és a Papuk Komplexumokat felépítő metamorfitok mind összetételüket, mind a metamorfózis fokát tekintve nagyfokú hasonlóságot mutatnak a Baksai és Babócsai Komplexumokkal. Az utóbbi komplexumokból azonban nem áll rendelkezésünkre cirkon U-Pb koradat, ami korlátozza a további összehasonlítás lehetőségét. A lehordási terület meghatározását az is nehezíti, hogy a szerkezetalakulás nyomán a villányi-hegységi képződmények átbuktatott helyzetbe kerültek, deformálódtak, üledékszerkezeti bélyegek semmisültek meg, ezáltal nem rendelkezünk megbízható adattal az üledékszállítás irányáról. A fentieket összefoglalva az a véleményem, hogy a Mészhegyi Formációt felépítő törmelékanyag lepusztulási forrásterülete a Tiszai-főegységen belül található. További kérdésként merül fel, hogy pontosan hol kerülhetett felszínre a paleozoos polimetamorf aljzat? A kristályos aljzatot fedő üledékek elterjedése és vastagságviszonyai alapján elmondható, hogy (i) a késő-paleozoos molassz üledékképződés lokális, ám nagy 110
kiterjedésű medencékben zajlott, (ii) a kora-triász törmelékes üledékképződés ezeken túlterjedve, a főegység területének nagy részét érintette, (iii) a középső-triász rámpaüledékek a főegység területét egységen lefedték, így a Mecsek- és a Villányihegység, valamint a Szlavón-röghegység területét is (BLEAHU et al. 1994). Napjainkban a Szlavón-röghegység a Villányi-hegységtől mintegy 50 km távolságra, délnyugatra helyezkedik el. Őskörnyezeti rekonstrukciók szerint a Szlavón-röghegység és környezete a triász időszakban a mecseki és a villányi-hegységi területhez viszonyítva délebbre helyezkedhetett el, azaz a feltételezett északi szárazulattól (Cseh-masszívum és Vindeliciai-küszöb) még távolabb fekhetett (ŠIKIĆ & BRKIĆ 1975; ŠIKIĆ et al. 1975 in BLEAHU et al. 1994; KOVÁCS et al. 2011; CSÁSZÁR 2005). Pontosabb helyét és a területek egykori egymástól való távolságát nem ismerjük. A pennini riftesedés nyomán a Mecsekiés a Villányi-egységekben már a középső-triász anisusi korszakban megkezdődött a terület tektonikai feldarabolódása (KONRÁD 1998), ez a folyamat a késő-triászban fokozódott (NAGY 1968; CSÁSZÁR et al. 2013; VÖRÖS 2009), majd a jura időszak során teljesedett ki (VÖRÖS 2012). Ez a regionális léptékű folyamat a Szlavón-röghegységre és környezetére – mint a Villányi-egység részére – is kiterjeszthető lehet. A rétegtani adatokból (in BLEAHU et al. 1994) az következik, hogy a paleozoos aljzat exhumációjához jelentős szerkezeti mozgásoknak kellett bekövetkeznie. Ez az elképzelés ellentmond annak a széleskörűen elfogadott nézetnek, mely szerint az igazán jelentős szerkezeti mozgások a jura időszakban jellemezték a Tiszai-főegység területét. A Karolinavölgyi Homokkőre rendkívül jellemző saját alakú cirkonkristályok, valamint a gazdag és változatos földpáttársaság (mikroklin, ortoklász, plagioklász) döntően felzikus, mélységi magmás kőzetekből történt lepusztulásra utal. Kisebb részt metamorfitokból és sziliciklasztos kőzetekből származó ásvány- és kőzettöredékeket foglal magába. A lehetséges közeli forráskőzetek (a magmás Mórágyi és a metamorf Babócsa Komplexumok, valamint a felső-paleozoos-alsó-mezozoos üledékes képződmények) és a távoli Cseh-masszívumot felépítő formációk petrográfiai és geokronológiai tekintetben is rendkívül sok hasonlóságot mutatnak. A petrográfiai és a geokronológiai adatok szintézise alapján variszkuszi felzikus plutonitok valószínűsíthetők a lepusztulási területen. Variszkuszi plutonok mind a Mecseki-egység (Mórágyi Komplexum), mind a Csehmasszívum (Moldanubikum) területéről ismertek. A nehézásványok gyakori saját alakú megjelenése közelebbi forrásterületet – mint például a Mórágyi Komplexum – valószínűsít. A gyakori neoproterozoos és kadomi, a Moldanubikumra jellemző cirkon U111
Pb korok azonban felvetik az innen történő származás lehetőségét. Másfelől megközelítve a kérdést, az ultrastabil ásványok uralma, ezzel szemben az aprózódásnak és mállásnak kevésbé ellenálló felzikus magmás ásványok (MANGE & MAURER 1992), így például az amfibol vagy a titanit hiánya távolabbi forrásterületet – mint például a Cseh-masszívum déli része – valószínűsít. A variszkuszi magmás komponensek uralma ellentmond a Csehmasszívum keleti részéről (Brunovisztulikum és Moravoszilézikum), a Małopolska- vagy a Lysogóry-masszívumok területéről való származtatásnak: e területekről nem ismerjük a variszkuszi magmatizmus nyomait. Ez alapján kizárom annak lehetőségét, hogy a Tiszaifőegység a Cseh-masszívumtól keletre helyezkedett volna el a jura időszakot megelőzően, ahogy azt GÖTZ & TÖRÖK (2008) és SZULC (2000) rekonstruálta. A fentiek alapján valószínűbbnek tartom, hogy a főegység a Cseh-masszívumtól délre vagy délnyugatra helyezkedett el, s a Moldanubikum területéről érkezhetett a törmelékanyag a mecseki üledékgyűjtő területére.
8.3. Szinszediment vulkanizmus A mecseki felső-triász minták egyike (MT-1) olyan, közel 200 millió éves cirkonszemcséket tartalmaz, melyek jóval fiatalabbak a Tiszai-főegység területéről ismert karbon-perm magmás eseményeknél. Ugyan kevés szemcsét sikerült kimutatni, mégis mindkét algoritmus, a DensityPlotter (VERMEESCH 2012) és a PopShare (DUNKL & SZÉKELY 2002) is önálló klaszterként különítette el (1. táblázat). A triász/jura határon a Közép-Atlanti Magmás Provincia területén kiterjedt vulkanizmust mutattak ki, melynek termékei olyan mafikus kőzettípusok, melyek ritkán és kevés cirkonkristályt foglalnak magukba. E cirkonszemcsék U-Pb kormeghatározása alapján közel 201 millió évre teszik a közép-atlanti magmás események korát (BLACKBURN et al. 2013). A közép-atlanti magmatizmus kora jól összeegyeztethető a Karolinavölgyi Formációból feltárt közel 200 millió éves szemcsék korával, azaz utóbbiak tufaszórás termékeinek tekinthetők. A Karolinavölgyi Formációt fedő Mecseki Kőszén Formációból ("középső tagozat") szintén ismerünk tufitbetelepüléses rétegcsoportokat (NÉMEDI VARGA 1998). Ez alapján valószínűsíthető a két előfordulás közötti kapcsolat, és a Karolinavölgyi Formációból kimutatott cirkonkristályok a nagyléptékű triász/jura vulkanizmust megelőző tufaszórás termékei lehetnek. 112
8.4. Ősföldrajzi kép A dolgozat a Mecsek és a Villányi-hegység földtörténetének azon szakaszát elemzi, amelytől kezdődően a két kifejlődési terület korábban egységes fejlődése elkülönült egymástól (NAGY 1968). Az ezen időszakot reprezentáló ladin és felső-triász sorozatok közül a rétegtani, petrográfiai és őslénytani alapon egyaránt jól feldolgozott mecseki rétegsor mellett a villányi-hegységi karbonátos–törmelékes sorozatról nagyon kevés információ
állt
korábban
megközelítésben
tárgyalom
rendelkezésre. a
A
kutatási
villányi-hegységi
eredményeim
képződmények
alapján
új
keletkezésének
körülményeit, és ütköztetem a korábbi nézetekkel. A Templomhegyi Tagozatot – korjelző ősmaradvány hiányában – települési helyzete alapján a középső-triász ladin emeletbe sorolták (NAGY & NAGY 1976; VÖRÖS 2010). Képződési körülményeiről eltérő nézetek alakultak ki: sekélytengeri, szubtidális (NAGY & NAGY 1976), intertidális (TÖRÖK 1998) vagy szupratidális (BÉRCZINÉ MAKK et al. 2004), esetleg sekélytengeri-lagunáris (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1981) fáciest valószínűsítettek. Az új rétegtani, üledékföldtani és őslénytani megfigyelések alapján a tagozat dolomit- és dolomitmárgarétegei szubtidális környezetben képződtek, ezt megerősítik a koptatatlan Sauropterygia maradványok is. A durvatörmelékes, kavicsos homokkő- és homokkőbetelepülések csatornakitöltések, melyek törmelékanyaga a helyi fekü kőzetanyagon felül allotigén, metamorfit- és sziliciklasztos kőzettöredékeket is magába foglal. A távoli területekről történt megnövekedett, intenzív törmelékbeszállítás eredményeként
a
korábban
karbonátképződéssel
jellemzett
rámpán
gyökeresen
megváltozott az üledékképződés jellege. A lerakódott törmelékekben áthalmozott, koptatott Sauropterygia maradványok fordulnak elő. A karbonátos sorozatba közbetelepülő egyszerű vagy komplex, tarka paleotalajok időszakos szárazra kerülést jeleznek, és a szupratidális övhöz kötődnek. A talajok fejletlensége arra utal, hogy az egyes tengerelöntések között viszonylag rövid ideig tartott a talajosodás. A karsztos üledékszerkezettel záruló Somssich-hegyi rétegsor egyértelműen a terület szárazra kerülését jelzi. Mindezek alapján megállapítató, hogy a Templomhegyi Tagozat sekélyvízi (szubtidális és peritidális) rétegsorának képződése során az üledékképződési környzet egyre sekélyebbé vált.
113
A Mészhegyi Formációt korábban – korjelző ősmaradvány hiányában – települési helyzete alapján sorolták a felső-triászba (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1981; VÖRÖS 2010). A jelen kutatás során született őslénytani adatok alapján először sikerült kimutatni a formáció karni korát. A korábbi nézetek szerint a formáció rétegsora sekélytengeri (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 1985), tavi (VÖRÖS 1972) vagy folyóvízi-tavi (VÖRÖS 2010) környezetben képződött. Az új üledékföldtani megfigyelések alapján a konglomerátum és a homokkövek folyóvízi környezetben képződhettek. A feküből történt és a képződményen belüli többszörös újraáthalmozás (kannibalisztikus reszedimentáció) egyaránt kimutatható. A tarka agyagkövek fejletlen paleotalajok lehetnek, képződésük ártérhez köthető. A sejtes dolomitmárgák kalkrétként értelmezhetők, ártéren képződhettek. Kiszáradási eseményeket jeleznek. Az üledékföldtani és ásványtani jellegek alapján tehát elfogadhatónak tűnik a Mészhegyi Formáció szárazulati viszonyok között történt képződése. A formáció felső részéből előkerült nagyszámú csontos- és porcoshalfog-maradványok alapján azonban sekélytengeri képződési környezet is valószínűsíthető. A tengeri leletek kizárólag a felső (harmadik) rétegcsoportból kerültek elő. Mindezek alapján felvethető, hogy a szárazulati időszakot követően tengerelöntés érte a területet, ahol sekélyvízi, partközeli környezetben folyt tovább az üledékképződés. A különböző törmelékes kőzettípusokat felépítő szemcsék kisfokú koptatottsága ugyanakkor arra utal, hogy az árapályövi környezetben gyors lehetett az üledékképződés és a lerakódott üledékek betemetődése. Mindez összefüggésbe hozható VÖRÖS (2009) által megalkotott paleoklimatológiai modellel, mely a régióból ismert, hasonló szélességi körön fekvő területek analógiája (Germán-medence; REINHARDT & RICKEN 2000; VOLLMER et al. 2008) alapján monszun éghajlatot feltételez, időszakosan intenzív törmelékbeszállítással.
114
9. Konklúzió A kutatás során komplex rétegtani, üledékföldtani, őslénytani, kőzettani, mikromineralógiai és geokronológiai megközelítéssel elemeztem a villányi-hegységi középső-triász–felső-triász
és
alsó-jura
formációkat,
pontosítottam
képződési
környezetüket és korukat. A középső-triász–felső-triász sorozat egy olyan átmeneti időszak terméke, mely során a karbonátos rámpa üledékképződési környezetet fokozatosan szárazföldi környezetek váltották fel. A Templomhegyi Tagozat olyan ciklusos karbonátos sorozatból épül fel, mely szubtidális
és
szupratidális
szélső
tagokat
foglal
magába.
A
dolomit-
és
dolomitmárgarétegek szubtidális környezetben képződhettek. A durvatörmelékes kavicsos homokkő- és homokkőbetelepülések csatornakitöltések lehetnek, amelyek a szupratidális övben keletkezhettek. Az egyszerű vagy komplex agyagkő-betelepülések fejletlen paleotalajok, melyek szintén a szupratidális övhöz kötődnek, szárazulati eseményt jeleznek. A paleotalajok gyakran kalkrétrétegeket foglalnak magukba, képződésük száraz időszakban történt bepárlódáshoz köthető. A tagozat felső részén előforduló intraklasztos üledékszerkezet karsztos eseményt jelez, humid időszakot igazol. A Templomhegyi Tagozat a Sauropterygia leletek alapján ladin korú. A Mészhegyi Formációt uralkodóan szárazföldi üledékképződési környezet jellemzi. A konglomerátum és a homokkövek folyóvízi környezetben képződhettek. A tarka agyagkövek fejletlen paleotalajok, képződésük ártéri környezetben feltételezhető. A sejtes márgák alfa kalkrétek, száraz időszakokra utalnak. Ebben a modellben ellentmondásos a formáció felső részén a csontos- és porcoshalfog-maradványok megjelenése, melyek sekélytengeri környezetet bizonyítanak. Ezek alapján felvethető, hogy a szárazulati kalkrétképződést követően tengerelöntés érte a területet, ahol sekélyvízi, partközeli környezetben folyt az üledékképződés. Ez egyben azt jelenti, hogy a formáció képződési környezete nem távolodott el a tengerparttól, a Templomhegyi Tagozat és a Mészhegyi Formáció képződése közötti időszakasz és maga a Mészhegyi Formáció képződése is földtörténeti értelemben rövid idő alatt zajlott. Ezt erősíti meg a Mészhegyi Formáció alsó részének karni kora is. A Mészhegyi Formációra települő Somssichhegyi Formáció bázishomokköve már egyértelműen jura sekélytengeri képződmény.
115
A villányi-hegységi felső-triász és alsó-jura, valamint a mecseki felső-triász sziliciklasztos kőzetek élesen eltérő petrofáciese, mikromineralógiai jellege és a törmelékes cirkonszemcsék U-Pb koradatainak eloszlása alapján egymástól eltérő származási területet mutattam ki. A Villányi-hegység felső-triász–alsó-jura törmelékes sorozata, a Mészhegyi és Somssichhegyi Formáció törmelékanyagának összetételében és a cirkon U-Pb koradatainak eloszlásában nem mutatható ki különbség, ez alapján azonos lepusztulási területről származnak. Uralkodóan ordovícium korú, közepes fokú, zöldpala–amfibolit fáciesű metamorf
kőzetekből
származnak.
Kevesebb
felső-paleozoos–alsó-mezozoos
sziliciklasztit- és vulkanit- és sziliciklasztos kőzettöredékeket tartalmaznak. A domináns közepes fokú metamorfitok forrásterülete a Szlavón-röghegység és környezete lehet, ahol ordovíciumi-variszkuszi zöldpala-amfibolit fáciesű polimetamorf kőzetek fordulnak elő. A Szlavón-röghegység és környezete aljzatának triász végi exhumációja tektonikus széttagolódás eredményeként valósulhatott meg, ennek tisztázása további szerkezetföldtani megfontolást igényel. A Mecsek felső-triász sziliciklasztos összletének (Karolinavölgyi Formáció) törmelékanyagát a mikromineralógiai és geokronológiai eredmények szerint uralkodóan kadomi és variszkuszi felzikus magmás kőzetek és metamorfitok szolgáltatták, de idősebb sziliciklasztos kőzetekből történt áthalmozás is kimutatható. A törmelékanyag vagy a szomszédos magmás Mórágyi Komplexumból, metamorf Babócsai Komplexumból és felső-paleozoos–alsó-mezozoos sziliciklasztos kőzetekből, vagy a Cseh-masszívum déli részének hasonló kifejlődéseiből származik. A törmelékes cirkon U-Pb koradatok a Mórágyi Komplexum és a Cseh-masszívum déli-délnyugati részének U-Pb szignáljához hasonló értékeket mutatnak. A gyakori proterozoos és kadomi összetevők és az érett nehézásványspektrum alapján felvethető a Cseh-masszívum területéről történő származás. Azonban a variszkuszi magmás komponensek uralma ellentmond a Cseh-masszívum keleti részéréről, illetve a Małopolska- vagy a Lysogóry-masszívumok területéről történt származásnak. Utóbbi területekről nem ismerjük variszkuszi magmatizmus nyomait. Ez alapján a Tiszai-főegység nem a Cseh-masszívumtól keletre, hanem attól délre-délnyugatra helyezkedhetett el a stabil európai kontinensperemről való leválását megelőzően. A mecseki felső-triász rétegsorból szinszediment vulkáni tevékenység nyoma mutatható ki,
116
melynek kora közel 200 millió évvel ezelőttre, a triász-jura határra tehető. Ez a KözépAtlanti Magmás Provincia területén zajló vulkanizmussal függhet össze.
117
10. Köszönetnyilvánítás Nagyon köszönöm SEBE Krisztina és BUDAI Tamás témavezetőim a doktori kutatómunka során tanúsított kiterjedt segítségét. Hálás vagyok, hogy utat mutattak, és mindig
nyitottak
voltak
a
felmerült
kérdések
tisztázására.
Külön
köszönöm
témavezetőimnek, hogy amikor kellett, a megfelelő szakemberekhez irányítottak, megteremtették a konzultáció lehetőségét. A Mecsek és a Villányi-hegység földtani felépítéséről megszerzett tudásom javát KONRÁD Gyula egykori témavezetőmnek köszönhetem, aki az egyetemen eltöltött évek alatt az üledékföldtantól a petrográfiáig a földtan számos területét megismertette velem. Demonstrátorrá, majd doktorandusszá fogadott. Megismertette velem a villányi-hegységi feltárásokat, köztük a Templom-hegyet is, ahol számtalan esetben fordultunk meg együtt. ŐSI Attilát egy, az ELTE Őslénytani Tanszékén szervezett nyílt rendezvényen kerestem fel azzal a kéréssel, hogy csatlakozzon az akkor induló doktori kutatási témámhoz. Köszönöm ŐSI Attila és BOTFALVAI Gábor barátaimnak, hogy szívügyüknek tekintették az általunk létrehívott villányi expedíciót. ŐSI Attila és BOTFALVAI Gábor a kezdetektől fogva motorja volt a rendszeres ásatásoknak és a leletanyag feldolgozásának. Nagyon köszönöm, hogy a leletek anatómiájáról és ősföldrajzi értékelésükről tanulhattam Tőlük. Nagyon hálás vagyok a MTA-ELTE Lendület Dinoszaurusz Kutatócsoport tagjainak és az ELTE egyetemi hallgatóinak, akik segítettek a leletanyag feltárásában. Köszönöm Annette E. GÖTZ a palinológiai feltárással és értékelésével nyújtott segítségét. A doktori kutatás új szakaszának kezdete a petrográfiai és mikromineralógiai vizsgálatokra való felkészülés volt. Nagyon hálás vagyok JÓZSA Sándor konzulensemnek, aki vendéghallgatójává fogadott az Eötvös Loránd Tudományegyetemen. Köszönöm, hogy a laboratóriumi munkától a mikroszkópi értelmezésig a mikromineralógia alapjait Tőle sajátíthattam el, és segített felépíteni a petrográfiai-mikromineralógiai szempontú ősföldrajzi értelmezést. Mindig hálás leszek DUNKL István konzulensemnek, akinek Campus Hungary ösztöndíjas hallgatója voltam a Göttingeni Egyetemen. Nagyon köszönöm, hogy a tudása 118
javát adta át, és a legtöbbet tette azért, hogy a mikromineralógiai és geokronológiai alapokon nyugvó ősföldrajzi értelmezés kiteljesedhessen. A laboratóriumi és műszeres vizsgálatokban nyújott segítségéért hálás vagyok BENDŐ Zsoltnak, JÁGER Viktornak, KARÁDI Györgynek, KOVÁCS Mónikának, KOVÁCS Jánosnak,
Keno
LÜNSDORFNAK,
MÁTHÉ
Zoltánnak,
NAGY
Juditnak,
Irina
OTTENBACHERNEK, SAJÓ Istvánnak, Burkhardt C. SCHMIDTNEK. Köszönöm a Pécsi Tudományegyetem, az Eötvös Loránd Tudományegyetem, a Göttingeni Egyetem, a Krakkói Egyetem, a Szegedi Tudományegyetem, a Magyar Állami Földtani és Geofizikai Intézet és a Magyar Természettudományi Múzeum oktatóinak, hallgatóinak, munkatársainak önzetlen segítségét. Különösen hálás vagyok DEZSŐ Józsefnek, HAAS Jánosnak, HALÁSZ Amadénak, HIPS Kingának, M. TÓTH Tivadarnak, PÁLFY Józsefnek, RÁLISCHNÉ FELGENHAUER Erzsébetnek, RAUCSIKNÉ VARGA Andrea Beátának, SZENTE Istvánnak, Joachim SZULC-nak, SZTANÓ Orsolyának, THAMÓNÉ BOZSÓ Editnek, Hilmar
VON
EYNATTEN-nek, VÖRÖS Attilának. Külön köszönöm HALMAI Ákos
barátom önzetlen és mindenkori támogatását. A doktori kutatás a Pécsi Tudományegyetem Földtudományok Doktori Iskola szervezésében valósult meg. Hálás vagyok DÖVÉNYI Zoltánnak, aki minden felmerült kérdésre és problémára megoldást nyújtott, aki mint doktoranduszt, később mint doktorjelöltet támogatott, bíztatott és ösztönzött. Nagyon köszönöm, hogy kiemelt figyelemmel követte nyomon a villányi kutatást. Hálás vagyok HAVASI Ildikónak, aki a Duna-Dráva Nemzeti Park Igazgatóság geológiai referenseként engedélyezte és érdeklődéssel nyomon követte a villányi kutatómunkát. A támaszom a családom volt, akiknek a támogatása nélkül a legendás villányi ásatások, a pécsi, a budapesti és a göttingeni munka, és a disszertáció fogalmazásával töltött hónapok nem valósulhattak volna meg.
119
11. Irodalomjegyzék ADAMS, A. E., MACKENZIE, W. S., GUILFORD, C. 1984: Atlas of sedimentary rocks under the microscope. – Longman Group UK Ltd., 104 p. AGER, D. V., CALLOMON, J. H. 1971: On the Liassic age of the "Bathonian" of Villány (Baranya). – Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös nominatae, Sectio Geologica, 14, 5–16. ÁRKAI, P., NAGY, G., PANTÓ, Gy. 1975: Types of composition zoning in the garnets of polymetamorphic rocks and their genetic significance. – Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungaricae, 19/1–2, 17–42. ÁRKAI, P., NAGY, G., DOBOSI, G. 1985: Polymetamorphic evolution of the SouthHungarian crystalline basement, Pannonian Basin: geothermometric and geobarometric data. – Acta Geologica Hungarica, 28/3–4, 165–190. ÁRKAI, P., HORVÁTH, P., NAGY, G. 1999: A Clockwise P-T Path from the Variscan Basement of the Tisza Unit, Pannonian Basin, Hungary. – Geologica Croatica, 52/2, 109–117. BALEN, D., HORVÁTH, P., TOMLJENOVIĆ, B., FINGER, F., HUMER, B., PAMIĆ, J., ÁRKAI, P. 2006: A record of pre-Variscan Barrovian regional metamorphism in the eastern part of the Slavonian Mountains (NE Croatia). – Mineralogy and Petrology, 87/1–2, 143–162. BARABÁS A., BARABÁSNÉ STUHL Á. 1998: A Mecsek és környéke perm képződményeinek rétegtana. – In: BÉRCZI I. & JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. és MÁFI kiadványa, Budapest, 187–215. BELKA, Z., AHRENDT, H., FRANKE, W., WEMMER, K. 2000: The Baltica-Gondwana suture in central Europe: evidence from K-Ar ages of detrital muscovites and biogeographical data. – Geol Soc London Spec Publ, 179, 87–102 BÉRCZINÉ MAKK A., KONRÁD Gy., RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E., TÖRÖK Á. 2004: Tiszai Egység. – In: HAAS J. (szerk.): Magyarország geológiája. Triász. ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 303–360. BEUDANT, F. S. 1822: Voyage minéroligique et géologique en Hongrie, pendant l’année 1818. I-III. + Atlasz, Paris
120
BISEVAC, V., KRENN, E., FINGER, F., LUŽAR-OBERITER, B., BALEN, D. 2013: Provenance of Paleozoic very low- to low-grade metasedimentary rocks of South Tisia (Slavonian Mountains, Radlovac Complex, Croatia). – Geologica Carpathica, 64/1, 3–22. BLACKBURN, T. J., OLSEN, P. E., BOWRING, S. A., MCLEAN, N. M., KENT, D. V., PUFFER, J., MCHONE, G., RASBURY, E. T., ET-TOUHAMI, M. 2013: Zircon U-Pb geochronology links the end-Triassic extinction with the Central Atlantic magmatic province. – Science, 340, Issue 6135, 941–945. BLEAHU, M., BORDEA, S., PANIN, Ş., ŞTEFĂNESCU, M., ŚIKIĆ, K., HAAS, J., KOVÁCS, S., PÉRÓ, Cs., BÉRCZI-MAKK, A., KONRÁD, Gy., NAGY, E., RÁLISCH-FELGENHAUER, E., TÖRÖK, Á. 1994: Triassic facies types, evolution and paleogeographic relations of the Tisza Megaunit. – Acta Geologica Hungarica, 37/3–4, 187–234. BODOR S., SZAKMÁNY Gy. 2009: A felső-permi Cserdi Konglomerátum Formáció kavicsanyagának kőzettani és geokémiai vizsgálati eredményei (XV. szerkezetkutató fúrás, Ny-Mecsek). – Földtani Közlöny, 139/4, 325–340. BODOR, S., SZAKMÁNY, Gy., JÓZSA, S., MÁTHÉ, Z. 2012: Petrology and geochemistry of the Upper Permian Middle Triassic siliciclastic formations of the Ibafa-4 borehole (NW-Mecsek Mts., Hungary). – Carpathian Journal of Earth and Environmental Sciences, 7/4, 219–230. BÓNA, J. 1983: Palynological studies on the Upper Triassic and Lower Liassic of the Mecsek Mountains. – Discussiones Palaeontologicae, 29, 47–57. BÓNA J.1986: Husztót–2 számú fúrás kőzetmintáinak palynológiai vizsgálata. – Kézirat, MÉV KMÜ Adattár, Pécs BÓNA 1995: Palynostratigraphy of the Upper Triassic formations in the Mecsek Mts (Southern Hungary). – Acta Geologica Hungarica, 38/4, 319–354. BÖCKH J. 1876: Pécs városa környékének földtani és vízi viszonyai. – Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 4/4, 129–287. BRADÁK, B., KISS, K.,BARTA, G., VARGA, Gy., SZEBERÉNYI, J., JÓZSA, S., NOVOTHNY, Á., KOVÁCS, J., MARKÓ, A., MÉSZÁROS, E., SZALAI, Z. 2014: Different paleoenvironments of Late Pleistocene age identified in Verőce outcrop, Hungary: Preliminary results. – Quaternary International, 319, 119–136.
121
BUDA, GY.1996: Correlation of Variscan granitoids occurring in Central Europe. – Acta Min. Petr. Szeged, Abstract, 37, p. 24. BUDA, Gy., KOLLER, F., ULRYCH, J. 2004: Petrochemistry of Variscan granitoids of Central Europe: Correlation of Variscan granitoids of the Tisia and Pelsonia Terranes with granitoids of the Moldanubicum, Western Carpathian and Southern Alps. A review: Part I. – Acta Geologica Hungarica, 47/2–3, 117–138. BUDAI T., KONRÁD GY. 2011: Magyarország földtana. – Egyetemi jegyzet, PTE, Pécs, 107 p. BUFFETEAUT, E. & NOVAK, M. A. 2008: Cyamodontid placodont (Reptilia: Sauropterygia) from the Triassic of Slovenia. – Palaeontology, 51, 1301–1306. CHEN, X. Y., LINTERN, M. J., ROACH, I. C. 2002: Calcrete: characteristics, distribution and use in mineral exploration. – Cooperative Research Centre for Landscape Environments and Mineral Exploration, Instant Colour Press, Belconnen ACT, 160 p. COMPSTON, W., SAMBRIDGE, M. S., REINFRANK, R. F., MOCZYDŁOWSKA, M., VIDAL, G., CLAESSON, S. 1995: Numerical ages of volcanic rocks and the earliest faunal zone within the Late Precambrian of east Poland. – Journal of the Geological Society London, 152, 599–611. CUNY, G., MARTIN, M., MAZIN, J.-M., RAUSCHER, R. 1998: A new neoselachian shark from the Upper Triassic of Grozon (Jura, France). – Geological Magazine, 135/5, 657–668. CSÁSZÁR G. 2005: Magyarország és környezetének regionális földtana. I. Paleozoikum– paleogén. – Egyetemi tankönyv, ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 328 p. CSÁSZÁR, G., SZINGER, B., PIROS, O. 2013: From continental platform towards rifting of the Tisza Unit in the Late Triassic to Early Cretaceous. – Geologica Carpathica, 64/4, 279–290. CSICSÁK J., SZAKMÁNY Gy. 1998: A Jakabhegyi Homokkő Formáció legfelső, „átmeneti” rétegei kőzettani-geokémiai vizsgálatának eredményei. – Földtani Közlöny, 128/4, 535– 553. CSONTOS, L., VÖRÖS, A. 2004: Mesozoic plate tectonic reconstruction of the Carpathian region. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 210, 1–56.
122
DALLA VECCHIA, F. M. 1994: Reptile remains from the Middle–Upper Triassic of Carnic and Julian Alps (Friuli-Venezia Giulia, Northeastern Italy). – Gortania: Atti del Museo Friulano di Storia Naturale, 15, 49–66. DALLA VECCHIA, F. M., CARNEVALE, G. 2011: Ceratodontoid (Dipnoi) calvarial bones from the Triassic of Fusea, Carnic Alps: the first Italian lungfish. – Italian Journal of Geosciences, 130/1, 128–135. DELSATE, D. 1992: Chondrichthyens mésozoïques du Luxembourg. Note préliminaire. – Bulletin de la Société des Naturalistes Luxembourgeois, 93, 181–193. DROST, K. 2008: Sources and geotectonic setting of Late Neoproterozoic – Early Palaeozoic volcano-sedimentary successions of the Teplá-Barrandian unit (Bohemian Massif): Evidence from petrographical, geochemical, and isotope analyses. – Geologica Saxonica, Journal of Central European Geology, 54, 1–168. DROST, K., GERDES, A., JEFFRIES, T., LINNEMANN, U., STOREY, C. 2011: Provenance of Neoproterozoic and Early Paleozoic siliciclastic rocks of the Teplá-Barrandian unit (Bohemian Massif): Evidence from U-Pb detrital zircon ages. – Gondwana Research, 19/1, 213–231. DUFFIN, C. J. 1993: Mesozoic chondrichthyan faunas 1. Middle Norian (Upper Triassic) of Luxembourg. – Palaeontographica Abt. A, 229, 15–36. DUFFIN, C. J. 2001: Synopsis of the selachian genus Lissodus Brough, 1935. – Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Abhandlungen, 221, 145–218. DUNKL, I., MIKES, T., SIMON, K.,
VON
EYNATTEN, H., 2008: Brief introduction to the
Windows program Pepita: data visualization, and reduction, outlier rejection, calculation of trace element ratios and concentrations from LA-ICP-MS data. –In: SYLVESTER, P. (ed.): Laser ablation ICP-MS in the Earth Sciences: Current practices and outstanding issues. Mineralogical Association of Canada, Short Course, 40, 334340. DUNKL, I., SZÉKELY, B. 2002: Component analysis of detrital FT ages - with visualization of the fitting. – Geotemas, 4, 63, Salamanca. International Workshop on Fission Track Analysis, Cádiz, 4-7 June 2002.
123
EGLINGTON, B. M., HARMER, R. E. 1993: A review of the statistical principles of geochronometry. II: Additional concepts pertinent to radiogenic U-Pb studies. – S Afr J Geol 96, 9–21. FAZEKAS V. 1987: A mecseki perm és alsótriász korú törmelékes formációk ásványos összetétele. – Földtani Közlöny, 117, 11–30 FINGER, F., GERDES, A., JANOUŠEK, V., RENÉ, M., RIEGLER, G. 2007: Resolving the Variscan evolution of the Moldanubian sector of the Bohemian Massif: the significance of the Bavarian and the Moravo-Moldanubian tectonometamorphic phases. – Journal of Geosciences, 52, 9–28 FOLK, R. L. 1974: Petrology of sedimentary rocks. – Hemphill Publishing Company, Austin, Texas, 182 p. FREI, D., GERDES, A. 2009: Precise and accurate in situ U-Pb dating of zircon with high sample throughput by automated LA-SF-ICP-MS. – Chemical Geology, 261, 261–270. FRIEDL, G., FINGER, F., PAQUETTE, J. L.,
VON
QUADT, A., MCNAUGHTON, N. J.,
FLETCHER, I. R. 2004: Pre-Variscan geological events in the Austrian part of the Bohemian Massif deduced from U-Pb zircon ages. – International Journal of Earth Sciences, 93/5, 802–823. FÜLÖP J. 1994: Magyarország geológája. Paleozoikum II. – Akadémiai Kiadó, Budapest, 447 p. GARZANTI, E., VEZZOLI, G. 2003: A classification of metamorphic grains in sands based on their composition and grade. – Journal of Sedimentary Research, 73/5, 830–837. GARZANTI, E., ANDÓ, S., VEZZOLI, G. 2009: Grain size dependence of sediment composition and environmental bias in provenance studies. – Earth Planet Science Letters, 277, 422–432. GEBAUER, D., FRIEDL, G. 1994: A 1.38 Ga protolith age for the Dobra Orthogneiss (Moldanubian Zone of the southern Bohemian Massif, NE-Austria): Evidence from ionmicroprobe (SHRIMP) dating of zircon. – J Czech Geol Soc 39, 34–35 GÉCZY, B. 1971: L’âge du banc `a ammonites de Villány. – Annales Instituti Geologici Publici Hungarici, 54/2, 465–469.
124
GÉCZY, B. 1973: The origin of the Jurassic faunal provinces and the Mediterranean plate tectonics. – Ann. Univ. Sci. Budapest, Eötvös Nom. Sect. Geol., 16, 99–114. GÉCZY B. 1982: A villányi jura ammoniteszek. – Földtani Közlöny, 112, 363–371. GÉCZY, B. 1998: Lower Pliensbachian ammonites of Villány (Hungary). – Hantkeniana, 2, 5–47. GÉCZY, B., GALÁCZ, A. 1998: Bathonian ammonites from the classic Middle Jurassic locality of Villány, South Hungary. – Revue de Paléobiologie 17/2, 479–511. GÉCZY B., GALÁCZ A. 1999: Bath ammoniteszek Villányból. – Földtani Közlöny, 129/2, 191–211. GEHRELS, G. E., VALENCIA, V. A., RUIZ, J. 2008: Enhanched precision, accuracy, efficiency, and spatial resolution of U-Pb ages by laser ablation-multicollectorinductively coupled plasma-mass spectrometry.
– Geochemistry, Geophysics,
Geosystems, 9/3, 13 p. GERDES, A., FRIEDL, G., PARRISH, R. R., FINGER, F. 2003: High-resolution geochronology of Variscan granite emplacement – the South Bohemian Batholith. – Journal of the Czech Geological Society, 48, 53–54. GOUDIE, A. S. 1983: Calcrete. – In: Goudie, A. S., Pye, K. (eds.): Chemical sediment and geomorphology: Precipitates and residua in the near-surface environment. London, Academic Press, 93–131. GÖTZ, A. E., TÖRÖK, Á. 2008: Correlation of Tethyan and Peri-Tethyan long-term and high-frequency eustatic signals (Anisian, Middle Triassic). – Geol Carpath, 59, 307–317 GÖTZ, A. E., RUCKWIED, K., BARBACKA, M. 2011: Palaeoenvironment of the Late Triassic (Rhaetian) and Early Jurassic (Hettangian) Mecsek Coal Formation (south Hungary): implications from macro- and microfloral assemblages. – Palaeobio Palaeoenv, 91, 75– 88. GÖTZE, J., ZIMMERLE, W. 2000: Quartz and silica as guide to provenance in sediments and sedimentary rocks. Contributions to Sedimentary Geology, 21, 1–91. GYŐRFY É. 2012: A Komló környéki fúrásokban feltárt
felső-triász–alsó-jura
képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése. – Földtani Közlöny, 142/1, 3–20.
125
HAAS J. 2004: A magyarországi triász kifejlődési egységei. – In: HAAS J. (szerk.): Magyarország geológiája. Triász. – ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 15–17. HAAS J., HÁMOR G. 1998: Magyarország területe szerkezetfejlődésének összefoglalása. – In: BÉRCZI I. & JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. és MÁFI kiadványa, Budapest, 45–54. HAAS, J., PÉRÓ, Cs. 2004: Mesozoic evolution of the Tisza Mega-unit. – International Journal of Earth Sciences, 93, 297–313. HAAS J., BUDAI T., HIPS K., KONRÁD Gy., TÖRÖK Á. 2002: Magyarországi triász fáciesterületek szekvencia-rétegtani elemzése. – Földtani Közlöny, 132/1, 17–43. HAAS, J., BUDAI, T., CSONTOS, L., FODOR, L., KONRÁD, Gy. 2010: Pre-Cenozoic geological map of Hungary, 1:500000. – Geological Institute of Hungary HAAS J., BUDAI T., CSONTOS L., FODOR L., KONRÁD Gy., KOROKNAI B. 2014: Magyarország prekainozoos medencealjzatának földtana. Magyarázó "Magyarország pre-kainozoos földtani térképéhez" (1:500 000). – Magyar Állami Földtani és Geofizikai Intézet, Budapest, 71 p. HEGYI J. 1982: Déldunántúli mezozoós alapszelvények kőzetmintáinak laboratóriumi anyagvizsgálata (Mecsek - Villányi-hegység). – Kézirat. Országos Földtani Kutató és Fúró Vállalat, Központi Anyagvizsgáló Laboratórium, Komló, 44–48. HIDASI T.,VARGA A., PÁL-MOLNÁR E. 2015: A Gyűrűfűi Riolit kőzetmintáinak vizsgálata a
Mecseki
Ércbányászati
Vállalat
„Vulkanitok,
etalon
kollekció”
csiszolatgyűjteményének felhasználásával: nyugat-mecseki preparátumok. – Földtani Közlöny, 145/1, 3–22. HOLUB, F. V. 1997: Ultrapotassic plutonic rocks of the durbachite series in the Bohemian Massif:
Petrology,
geochemistry and
petrogenetic
interpretation.
–
Sborník
Geologickych Ved, Lozisková Geologie, 31, 5–26. HOFFMANN, K. 1876: Mittheilungen der Geologen der k. ungar. geologischen Anstalt über ihre Aufnahmsarbeiten in den Jahren 1874 und 1875, b). – Verhandlungen der kaiserlich-königlichen geologischen Reichsanstalt (1876/1), 22–24.
126
HORVAT, M., BUDA, Gy. 2004: Geochemistry and petrology of some granitoids from Papuk and Psunj Slavonian Mountains (Croatia). – Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged, 45/1, 93–100. HORVAT, M., KLÖTZLI, U., KLÖTZLI, E., JAMIČIĆ, D., BUDA, Gy. 2015a: Magmatic formation/intrusion age of monzogranite from Omanovac Quarry, Psunj Mt., Croatia. – Abstract book, 5th Croatian Geological Congress, Osijek, 111–112. HORVAT, M., KLÖTZLI, U., KLÖTZLI, E., JAMIČIĆ, D., BUDA, Gy. 2015b: Magmatic formation/intrusion age of monzogranite from Šandrovac quarry, NW Papuk Mt., Croatia. – Mitt Österr Miner G, 161, p. 52. HORVÁTH, P., BALEN, D., FINGER, F., TOMLJENOVIĆ, B., KRENN, E. 2010: Contrasting PT-t paths from the basement of the Tisia Unit (Slavonian Mts., NE Croatia): Application of quantitative phase diagrams and monazite age dating. – Lithos, 117, 269–282. HUBERT, J. F. 1962: A zircon-tourmaline-rutile maturity index and the interdependence of the composition of heavy mineral assemblages with the gross composition and texture of sandstones. – Journal of Sedimentary Petrology, 32, 440–450. JACKSON, S., PEARSON, N., GRIFFIN, W., BELOUSOVA, E., 2004: The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology. – Chemical Geology, 211, 47–69. JÁMBOR 1998: A Tiszai Nagyszerkezeti Egység karbon üledékes képződményei rétegtanának ismertetése. – In: BÉRCZI I. & JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. és MÁFI kiadványa, Budapest, 173– 186. JANOUŠEK, V., GERDES, A. 2003: Timing the magmatic activity within the Central Bohemian Pluton, Czech Republic: Conventional U-Pb ages for the Sázava and Tábor intrusions and their geotectonic significance. – Journal of the Czech Geological Society, 48, 70–71. KALVODA, J., BABEK, O., FATKA, O., LEICHMANN, J., MELICHAR, R., NEHYBA, S., SPACEK, P. 2008: Brunovistulian terrane (Bohemian Massif, Central Europe) from late Proterozoic to late Paleozoic: a review. – International Journal of Earth Sciences, 97, 497–518.
127
KIRÁLY, E. 2010: Magmatic Evolution of the Mórágy Granite (SE Transdanubia, Hungary). – Annual Report of the Geological Institute of Hungary, 41–55. KLOMÍNSKÝ, J., JARCHOVSKÝ, T., RAJPOOT, G. S. 2010: Atlas of plutonic rocks and orthogneisses in the Bohemian Massif. Introduction. – Czech Geological Survey, 95 p. KLÖTZLI, U., BUDA, Gy., SKIÖLD, T. 2004: Zircon typology, geochronology and whole rock Sr-Nd isotope systematics of the Mecsek Mountain granitoids in the Tisia Terrane (Hungary). – Mineralogy and Petrology, 81/1, 113-134. KONRÁD, Gy. 1998: Synsedimentary tectonic events in the Middle Triassic evolution of the SE Transdanubian part of the Tisza Unit. – Acta Geologica Hungarica, 41/3, 327–341. KOROKNAI, B., GERDES, A., KIRALY, E., MAROS, G. 2010: New U/Pb and Lu/Hf isotopic constraints on the age and origin of the Moragy Granite Mecsek Mountains, south Hungary. Acta Mineralogica-Petrographica, Abstract Series, 6, p. 506. KOŠLER, J.,KONOPÁSEK, J., SLÁMA, J., VRÁNA, S. 2014: U-Pb zircon provenance of Moldanubian metasediments in the Bohemian Massif. Journal of the Geological Society London, 171, 83–95. KOVÁCS G. (2007): A Gyódi Szerpentinit test fejlődéstörténete és környezetföldtani vonatkozásai. – PhD értekezés, SZTE, Szeged, 185 p. + mellékletek KOVÁCS, S., HAAS, J., CSÁSZÁR, G., SZEDERKÉNYI, T., BUDA, GY., NAGYMAROSY, A. 2000: Tectonostratigraphic terranes in the pre-Neogene basement of the Hungarian part of the Pannonian area. – Acta Geologica Hungarica, 43/3, 225–328. KOVÁCS, S., SUDAR, M., GRĂDINARU, E., GAWLICK, H. J., KARAMATA, S., HAAS, J., PÉRÓ, Cs., GAETANI, M., MELLO, J., POLÁK, M., ALJINOVIĆ, D., OGORELEC, B., KOLARJURKOVŠEK, T., JURKOVŠEK, B., BUSER, S. 2011: Triassic evolution of the tectonostratigraphic units of the Circum-Pannonian Region. – Jahrbuch der Geologischen Bundesanstalt, 151/3–4, 199–280. KRAINER, K., LUCAS, S. , STRASSER, M. 2011: Vertebrate Fossils from the Northalpine Raibl Beds, western Northern Calcareous Alps, Tyrol (Austria). – Austrian Journal of Earth Sciences, 104, 97–106. KRAUS, M. 1999: Paleosols in clastic sedimentary rocks: their geologic applications. EarthScience Reviews, 47, 41–70.
128
KRAUS, M., HASIOTIS, S. T. 2006: Significance of different modes of rhizolith preservation to interpreting paleoenvironmental and paleohydrologic settings: examples from Paleogene paleosols, Bighorn Basin, Wyoming, U.S.A. Journal of Sedimentary Research, 76, 633–646. KRÖNER, A., ŠTÍPSKÁ, P., SCHULMANN, K., JAECKEL, P. 2000: Chronological constraints on the pre-Variscan evolution of the northeastern margin of the Bohemian Massif, Czech Republic. – In: FRANKE, W., HAAK, V., ONCKEN, O., TANNER, D. (eds.): Orogenic processes: Qualification and modelling in the Variscan Belt. Geological Society, London, Special Publications, 179, 175–197. LEICHMANN, J., HÖNIG, S., KALVODA, J. 2013: New evidence of Caledonian magmatism within the Brunovistulicum, eastern margin if Bohemian massif. – Crustal evolution and geodynamic processes in Central Europe, Plzen, September 16–19 2013. Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, 82, p. 73. LENZ, O. 1872: Aus dem Baranyer Comitat. – Verhandlungen der kaiserlich-königlichen geologischen Reichsanstalt (1872), 290–294. LELKES-FELVÁRI, Gy., FRANK, W. 2006: Geochronology of the metamorphic basement, Transdanubian part of the Tisza Mega-Unit. – Acta Geologica Hungarica, 49, 189–206. LÓCZY L. IFJ. 1912: A Villányi és Báni hegység geológiai viszonyai. – Földtani Közlöny, 42, 672–695, 781–807. LÓCZY, L. IFJ. 1915: Monographie der Villányer Callovien-Ammoniten. – Geologica Hungarica, 1/3–4, 255–502. LÓCZY L. IFJ. 1945: Igazgatói jelentés a m. Kir. Földtani Intézet 1943. évi működéséről. – A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1943-ról, 1–45. LŐRENTHEY I. 1908: Vannak-e juraidőszaki rétegek Budapesten? – Földtani Közlöny, 37, 359–368. LUDWIG, K. R. 2003: User's manual for Isoplot 3.00: a geochronological toolkit for Microsoft Excel. – Berkeley Geochronology Center Special Publication, 4, p. 70. LUKOCZKI G., HAAS J. 2013: Dél-dunántúli középső-triász sekélytengeri karbonátos kőzetek diagenezistörténete. – In: DÁLYAY V., SÁMSON M., HÁMOS G. (szerk.): IV. Kőzettani és Geokémiai Vándorgyűlés Kiadványa. Konferencia helye, ideje: Orfű,
129
Magyarország, 2013.09.12-2013.09.14. Magyarhoni Földtani Társulat, Budapest, 12– 15. MANGE, M. A., MAURER, H. F. W. 1992: Heavy minerals in colour. – Chapman & Hall, 147 p. MÁRTON, E. 2000: The Tisza Megatectonic unit in the light of paleomegnetic data. – Acta Geologica Hungarica, 43/3, 329–343. MÉSZÁROS E., VARGA A., SCHUBERT F., MÁTHÉ Z. 2015: A Horváthertelend–1 fúrásban feltárt paleozoos finomtörmelékes képződményarchív vékonycsiszolatainak kőzettani vizsgálati eredményei (Nyugati-Mecsek). – Földtani Közlöny, 145/3, 215–228. MORTON, A. C., HALLSWORTH, C. 1994: Identifying provenance-specific features of detrital heavy mineral assemblages in sandstones. – Sedimentary Geology, 90, 241–256. MORTON, A. C., HALLSWORTH, C. 1999: Processes controlling the composition of heavy mineral assemblages in sandstones. Sedimentary Geology, 124, 3–29. MORTON, A. C., WHITHAM, A. G., FANNING, C. M. 2005: Provenance of Late Cretaceous to Paleocene submarine fan sandstone in the Norwegian Sea: Integration of heavy mineral, mineral chemical and zircon age data. – Sedimentary Geology, 182, 3–28. NAGY E. 1964a: A Mecsek hegység werfeni képződményeinek üledékföldtani vizsgálata. – MÁFI Évi Jelentés 1961/I., 23–34. NAGY E. 1964b: A Pécs környéki alsótriász kőszénösszlet kifejlődési típusai az Andrásaknai alapszelvényben. – MÁFI Évi jelentés 1961/I., 35–38. NAGY E. 1964c: A mecseki felső- triász kérdés jelenlegi állása. – MÁFI Évi jelentés 1962., 13–18. NAGY E. 1964d: Foraminiferák a Mecsek hegységi anizuszi mészkőből. – Földtani Közlöny, 94/2, 246. NAGY E. 1968: A Mecsek hegység triász időszaki képződményei. – A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 51/1, 1–198.
130
Nagy E. 1969: Ősföldrajz. – In: A Mecsek hegység alsóliász kőszénösszlete. Földtan. Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 51/2, 289–317. NAGY E., NAGY I. 1976: A Villányi-hegység triász képződményei. – Geologica Hungarica, 17, 111–168. NAGY E., RAVASZ-BARANYAI L. 1986: Tufás kaolinit- és sziderit-telepek a mecseki ladini összlet alján. – Földtani Közlöny, 48/2, 213–217. NAGY E., BAGOLYNÉ ÁRGYELÁN G., RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E., SIEGLNÉ FARKAS Á. 2008: A Mecsek hegység felső-triász képződményei. – A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, Budapest, 87–102. NEHYBA, S., ROETZEL, R., MAŠTERA, L. 2012: Provenance analysis of the PermoCarboniferous fluvial sandstones of the southern part of the Boskovice Basin and the Zöbing
Area (Czech Republic,
Austria):
implications
for
paleogeographical
reconstructions of the post-Variscan collapse basins. – Geologica Carpathica, 63/5, 365–382. NÉMEDI VARGA Z. 1998: A Mecsek- és a Villányi-Egység jura képződményeinek rétegtana. – In: BÉRCZI I. & JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. és MÁFI kiadványa, Budapest, 319–336. NETTERBERG, F. 1967: Some road making properties of South African calcretes. – Proc. 4th Reg. Conf. African Soil Mech. Fndn. Engng., Cape Town, 1, 77–81. NETTERBERG, F. 1980: Geology of southern African calcretes, I. Terminology, description, macrofeatures and classification. – Trans. Geol. Soc. S. Africa, 83, 255–283. NOSKENÉ FAZEKAS G. 1966: A Mecsek hegységi felső-triász törmelékes összlet ásványtani vizsgálata. – Kézirat. Nemzeti Múzeum. NOSZKY J. 1961: Magyarország júra képződményei. – A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 49/2, 375–392. ORTLAM, D. 1967: Fossile Böden als Leithorizonte für die Gliederung des Höheren Buntsandsteins im nördlichen Schwarzwald und südlichen Odenwald. – Geologisches Jahrbuch, 84, 485–590. ŐSI, A., POZSGAI, E., BOTFALVAI, G., GÖTZ, A. E., PRONDVAI, E., MAKÁDI, L., HAJDU, Zs., CSENGŐDI, D., CZIRJÁK, G., SEBE, K., SZENTESI, Z. 2013: First report of Triassic
131
vertebrate assemblages from the Villány Hills (Southern Hungary). – Central European Geology, 56/4, 297–335. PACES, J. B., MILLER, J. D. 1993: Precise U–Pb ages of Duluth Complex and related mafic intrusions,
northeastern
Minnesota:
geochronological
insights
into
physical,
petrogenetic, paleomagnetic and tectonomagmatic processes associated with the 1.1 Ga midcontinent rift system. – Journal of Geophysical Research, 98, 13997–14013. PÁLFY M. 1901: Geologiai jegyzetek néhány dunamenti kőbányáról. – Földtani Közlöny, 31, 150–155. PAMIĆ, J., BALEN, D., TIBLJAŠ, D. 2002: Petrology and geochemistry of orthoamphibolites from the Variscan metamorphic sequences of the South Tisia in Croatia – an overview with geodynamic implications. – International Journal of Earth Sciences, 91, 787–798. PARTI G 1989: A Jakabhegyi Homokkő Formáció vörös aleurolit rétegei. – Földtani Közlöny, 119, 59–67. PETERS, K. F. 1862: Über den Lias von Fünfkirchen. – Sitzungsberichte der mathematischnaturwissenschaftlichen Classe der kaiserlichen Akademie der Wissenschaften, 46, 1– 53. PETTIJOHN, F., J. 1975: Sedimentary rocks. – New York, Harper, 628 p. PETTIJOHN, F. J., POTTER, P. E., SIEVER, R. 1972: Sand and Sandstone. – Springer-Verlag, New York, 618 p. PRINZ GY. 1926: Magyarország földrajza. A magyar föld és életjelenségek oknyomozó leírása. 1. kötet. Magyarország földjének származása, szerkezete és alakja. – Danubia, Pécs, 200 p. RAKUSZ GY., STRAUSZ L. 1953: A Villányi-hegység földtana. – A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 41/2, 1–43. RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E. 1981: Templomhegyi Dolomit Formáció. – Kézirat. MÁFI Jelentés villányi-hegységi alapszelvények vizsgálatáról, Budapest, 40 p. RÁLISCHNÉ
FELGENHAUER
E.
1985:
Villányi-hegység,
Villány,
Templomhegyi
siklóbevágás. –Magyarország geológiai alapszelvényei, MÁFI, Budapest, 5 p. RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E. 1987: Villányi-hegység, Villány, Templom-hegyi alsó kőfejtő. – Magyarország geológiai alapszelvényei, MÁFI, Budapest, 5 p. 132
REINHARDT, L., RICKEN, W. 2000: The stratigraphic and geochemical record of Playa Cycles: monitoring a Pangaean monsoon-like system (Triassic, Middle Keuper, S. Germany). – Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 161, 205–227. RETALLACK, G. J. 1988: Field recognition of paleosols. In: REINHARDT, J., SIGLEO, W. R. (eds.): Paleosols and weathering through geologic time: principles and applications. Geological Society of America, Special Paper, 216, 1–20. RETALLACK, G. J. 2001: Soils of the Past. An introduction to paleopedology. – Blackwell Science Ltd., 2nd edition, 404 p. RIEPPEL, O., WILD, R. 1996: A revision of the genus Nothosaurus (Reptilia, Sauropterygia) From the Germanic Triassic, with comments on the status of Conchiosaurus clavatus. – Fieldiana (Geology), new series, 34, 1–82. RIEPPEL, O. HAGDORN, H. 1997: Paleobiogeography of Middle Triassic Sauropterygia in Central and Western Europe. – In: CALLAWAY, J. M., NICHOLLS, E. L. (Eds.): Ancient Marine Reptiles. Academic Press, 121–144. RIEPPEL, O. 2000: Sauropterygia I. Placodontia, Pachypleurosauria, Nothosauroidea, Pistosauroidea. Handbuch der Paläoherpetologie, Teil 12A. – Friedrich Pfeil, 134 p. RIEPPEL, O. 2001a: A new species of Nothosaurus (Reptilia: Sauropterygia) from the Upper Muschelkalk (Lower Ladinian) of southwestern Germany. – Palaeontographica Abt A, 263, 137–161. RIEPPEL, O. 2001b: The cranial anatomy of Placochelys placodonta Jaekel, 1902, and a review of the Cyamodontoidea (Reptilia, Placodonta). – Fieldiana (Geology), new series, 45, 1–104. SCHAFARZIK F. 1904: A Magyar Korona országai területén létező kőbányák részletes ismertetése. – Magyar Királyi Földtani Intézet, Budapest, 413 p. SCHMID, S. M., BERNOULLI, D., FÜGENSCHUH, B., MATENCO, L., SCHEFER, S., SCHUSTER, R., TISCHLER, M., USTASZEWSKI, K. 2008: The Alpine-Carpathian-Dinaridic orogenic system: correlation and evolution of tectonic units. – Swiss J Sci., 101, 139–183. SCHULMANN, K., KRÖNER, A., HEGNER, E., WENDT, I., KONOPÁSEK, J., LEXA, O., ŠTÍPSKÁ, P. 2005: Chronological constraints on the pre-orogenic history, burial and exhumation of deep-seated rocks along the eastern margin of the Variscan orogen, Bohemian Massif, Czech Republic. – American Journal of Science, 305, 407–448. 133
ŠIKIĆ, K., BRKIĆ, M. 1975: Donji trijas u Papuku i Krndiji. – Geol. vjesn., Zagreb, 28, 133–141. ŠIKIĆ, K., BRKIĆ, M., ŠIMUNIĆ, A., GRIMANI, M. 1975: Mezozojske naslage Papučkog gorja. – Radovi Znan. sav. za naftu JAZU, Sekc. Geol. Geof. Geokem., Zagreb, 5, 87– 96. SIRCOMBE, K. N. 2004: AgeDisplay: an EXCEL workbook to evaluate and display univariate geochronological data using binned frequency histograms and probability density distributions. – Computers & Geosciences, 30, 21–31. SIMMS, M. J.,RUFFEL, A. H. 1989: Synchroneity of climatic change in the Late Triassic. – Geology, 17, 265–268. SLÁMA, J., KOŠLER, J., CONDON, D. J., CROWLEY, J. L., GERDES, A., HANCHAR, J. M., HORSTWOOD, M. S. A., MORRIS, G. A., NASDALA, L., NORBERG, N., SCHALTEGGER, U., SCHOENE, B., TUBRETT, M. N., WHITEHOUSE, M. J. 2008: Plešovice zircon - A new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis. – Chemical Geology 249, 1–35. SPENCER, C. J., KIRKLAND, C. L., TAYLOR, R. J. M. 2016: Strategies towards statistically robust interpretations of in situ U-Pb zircon geochronology. - Geoscience Frontiers, 7/4, 581–589. ŠTÍPSKÁ, P., HACKER, B. R., RACEK, M., HOLDER, R., KYLANDER-CLARK, A. R. C., SCHULMANN, K., HASALOVÁ, P. 2015: Monazite dating of prograde and retrograde P-Td paths in the Barrovian terrane of the Thaya window, Bohemian Massif. – Journal of Geology, 56/5, 1007–1035. SZEDERKÉNYI, T. 1974: Paleozoic magmatism and tectonogenesis in Southeast Transdanubia, Hungary. – Acta Geol. Sci. Hung., 18/3–4, 305–313. SZEDERKÉNYI, T. 1976: Barrow type metamorphism in the crystalline basement of Southeast Transdanubia. – Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungaricae, 20/1–2, 47–61. SZEDERKÉNYI, T. 1996: Metamorphic formations and their correlation in the Hungarian part of the Tisza Megaunit (Composite Terrane). – Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged, 37, 143–160. 134
SZEDERKÉNYI T. 1998: A Dél-Dunántúl és az Alföld kristályos aljzata. – In: BÉRCZI I. & JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. és MÁFI kiadványa, Budapest, 93–106. SZENTE, I., VÖRÖS, A. 1992: A Pliensbachian (Early Jurassic) bivalve faunula from the Harsány-hegy: first record of the Domerian substage from the Villány Hills (Southern Hungary). – Fragmenta Mineralogica et Palaeontologica, 15, 95–104. SZENTE, I. 1997: Bivalve assemblages from the Middle Triassic Muschelkalk of the Mecsek Mts, South Hungary: An overview. – Acta Geologica Hungarica, 40/4, 411– 424. SZULC, J. 2000: Middle Triassic evolution of the northern Peri-Tethys area as influenced by early opening of the Tethys ocean. – Annales Societatis Geologorum Polononiae, 70, 1–48. TARI, G. 2015: The palinspastic position of Tisia (Tisza) in the Alpine realm: a view from the outside of the Pannonian Basin. – In: DÁLYAY V., SÁMSON M. (szerk.) 2015: Tisia Konferencia. Pécs, 2015. február 27-28. Magyarhoni Földtani Társulat, Pécs, 29–32. TILL, A. 1906: Der fossilführende Dogger von Villány (Südungarn). – Verhandlungen der kaiserlich-königlichen geologischen Reichsanstalt (1906), 365–368. TILL, A. 1907: Zur Ammonitenfauna von Villány (Südungarn). – Verhandlungen der kaiserlich-königlichen geologischen Reichsanstalt (1907), 121–129. TILL, A. 1909: Neues Material zur Ammonitenfauna des Kelloway von Villány. – Verhandlungen der kaiserlich-königlichen geologischen Reichsanstalt (1909), 191–195. TILL, A. 1910–1911: Die Ammonitenfauna des Kelloway von Villány (Ungarn). – Beiträge zur Paläontologie und Geologie Österreich–Ungarns und des Orients 23, 175–199, 251– 272 (1910); 24, 1–49 (1911). TIMMERMANN, H., DÖRR, W., KRENN, E., FINGER, F., ZULAUF, G. 2006: Conventional and in situ geochronology of the Teplá Crystalline unit, Bohemian Massif: implications for the processes involving monazite formation. – International Journal of Earth Sciences, 95, 629–647. TÓTH, T. M. 2014: Geochemistry of the Görcsöny Ridge amphibolites (Tisza Unit, SW Hungary) and its geodynamic consequences. – Geologica Croatica, 67/1, 17–32.
135
TÖRÖK, K. 1990: New data on the geothermometry and geobarometry of the SomogyDráva basin, SW Transdanubia, Hungary. – Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged, 31, 13–23. TÖRÖK Á. 1998: A Mecsek-Villányi Egység triász képződményeinek rétegtana. – In: BÉRCZI I. & JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. és MÁFI kiadványa, Budapest, 253–279. TÖRÖK Á. 1999: Siklós környéki díszítőkövek földtani és kőzetfizikai vizsgálata. – Földtani kutatás, 36/2, 5–9. TUCKER, M. E. 2003: Sedimentary rocks in the field. – John Wiley & Sons Ltd., 3rd Edition, 234 p. TUCKER, M. E., WRIGHT, V. P. 1990: Carbonate Sedimentology. – Blackwell Science Ltd., 482 p. VADÁSZ E. 1935: A Mecsek hegység. Magyar tájak földtani leírása. – Földt. Int., Budapest, 180 p. VARGA, A. R., SZAKMÁNY, GY., JÓZSA, S., MÁTHÉ, Z. 2003: Petrology and geochemistry of Upper Carboniferous siliciclastic rocks (Téseny Sandstone Formation) from the Slavonian-Drava Unit (Tisza Megaunit, S Hungary) – summarized results. – Acta Geologica Hungarica, 46/1, 95–113. VARGA A., RAUCSIK B., SZAKMÁNY Gy., Máthé Z. 2006: A Bodai Aleurolit Formáció törmelékes kőzettípusainak ásványtani, kőzettani és geokémiai jellemzői. – Földtani Közlöny, 136/2, 201–232. VARGA, A., SZAKMÁNY, GY., ÁRGYELÁN, T., JÓZSA, S., RAUCSIK, B., MÁTHÉ, Z. 2007: Complex examination of the Upper Paleozoic siliciclastic rocks from southern Transdanubia, SW Hungary – Mineralogical, petrographic, and geochemical study. – In: ARRIBAS, J., CRITELLI, S., JOHNSSON, M. J. (eds.): Sedimentary Provenance and Petrogenesis: Perspectives from Petrography and Geochemistry. Geological Society of America, Special Paper, 420, 221–240. VARGA A., RAUCSIK B., KOVÁCS KIS V., SZAKMÁNY Gy. 2008: A felső-paleozoikumi Turonyi Formáció (Szlavóniai-Drávai-terrénum) pelites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői. – Földtani Közlöny, 138/1, 5–20. 136
VARGA A. 2009: A dél-dunántúli paleozoos–alsó-triász sziliciklasztos kőzetek kőzettani és geokémiai vizsgálatának eredményei. – PhD értekezés, ELTE, Budapest, 150 p. VARGA A., RAUCSIK B., SZAKMÁNY Gy. 2014: Az alsó-permi Korpádi Homokkő Formáció törmelékes kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői a Túrony-1 fúrásban (Szlavóniai-Drávai-terrénum). – Földtani Közlöny, 144/3, 211–230. VERMEESCH, P. 2012: On the visualisation of detrital age distributions. – Chemical Geology, 312–313, 190–194. VOLLMER, T., RICKEN, W., WEBER, M., TOUGIANNIDIS, N., RÖHLING, H.-G., HAMBACH, U. 2008: Orbital control on Upper Triassic Playa cycles of the Steinmergel-Keuper (Norian):
A
new
concept
for
ancient
playa
cycle.
–
Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology, 267, 1–16. VON HOOSHANG, A. 1993: Petrographische Untersuchungen an Glimmerschiefern im Bereich Poigen, Fernitz und Langenlois (Moldanubikum). – Jahrbuch der Geologischen Bundesanstalt, 136/1, 19–25. VON RAUMER, J. F., FINGER, F., VESELÁ, P., STAMPFLI, G. M. 2014: Durbachites– Vaugnerites – a geodynamic marker in the central European Variscan orogen. – Terra Nova, 26, 85–95. VÖRÖS, A. 1971: Lower and Middle Jurassic bivalves of the Villány Mountains. – Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös nominatae, Sectio Geologica, 14, 167–208. VÖRÖS A. 1972: A Villányi-hegység alsó- és középső-jura képződményeinek üledékföldtani vizsgálata. – Földtani Közlöny, 102/1, 12–28. VÖRÖS, A. 2009: Tectonically-controlled Late Triassic and Jurassic sedimentary cycles on a peri-Tethyan ridge (Villány, southern Hungary). – Central European Geology, 52/2, 125–151. VÖRÖS A. 2010: A villányi mezozoos rétegsor: visszatekintés új nézőpontból. – Földtani Közlöny, 140/1, 3–30. VÖRÖS, A. 2012: Episodic sedimentation on a peri-Tethyan ridge through the Middle–Late Jurassic transition (Villány Mountains, southern Hungary). – Facies, 58, 415–443. 137
WÉBER B. 1984: Kőszéntelepes összlet a Mecsek hegységi felsőtriászban. – Földtani Közlöny, 114/2, 225–230. WÉBER B. 1990: Ladin és felsőtriász rétegek a Ny-Mecsek északi előterében. – Földtani Közlöny, 120/3–4, 153–180. WIEDENBECK, M., ALLÉ, P., CORFU, F., GRIFFIN, W. L., MEIER, M., OBERLI, F.,
VON
QUADT, A., RODDICK, J. C., SPIEGEL, W. 1995: Three natural zircon standards for U– Th–Pb, Lu–Hf, trace element and REE analyses. – Geostandards Newsletters, 19, 1–23. WRIGHT, V. P. 1994: Paleosols in shallow marine carbonate sequences. – Earth-Science Reviews, 35, 367–395. WRIGHT, V. P., TUCKER, M. E. 2009: Calcretes. An introduction. – In: WRIGHT, V. P., TUCKER, M. E. (eds.): Calcretes. Blackwell Scientific Publications, Reprint Series Volume 2 of IAS, 1–22. ŽÁK, J., KRATINOVÁ, Z., TRUBAČ, J., JANOUŠEK, V., SLÁMA, J., MRLINA, J. 2011: Structure, emplacement, and tectonic setting of Late Devonian granitoid plutons in the Teplá-Barrandian unit, Bohemian Massif. – International Journal of Earth Sciences, 100, 1477–1495. ŻELAŹNIEWICZ,
A.,
PAŃCZYK,
M.,
NAWROCKI,
J.,
FANNING,
M.
2008:
A
Carboniferous/Permian, calc-alkaline, I-type granodiorite from the Małopolska Block, Southern Poland: implications from geochemical and U-Pb zircon age data. – Geological Quarterly, 52, 301–308.
138
Melléklet 1. melléklet. A dolgozatban tárgyalt minták mintavételi helye a villányi-hegységi középső-triász, felső-triász és alsó-jura, valamint a mecseki felső-triász formációkon Mintakód VL-1 VL-2 VL-3
Egység Terület Villány Somssich-hegy
Formáció Templomhegyi Tagozat
Kor középső-triász
Kőzettípus kavicsos finomszemű homokkő
Szélesség É 45.874855
Hosszúság K 18.446168
Villány Villány Villány VL-4 Villány VL-I Villány VL-II Villány VT-I Villány VT-II Villány VT-III Villány VT-IV Villány VT-VII VT-VII-VIII Villány Villány VT-VIII Villány VT-IX Villány VT-XIII Villány VT-XIV Villány VT-XVII Villány VT-XVIII Villány VT-XX
Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy
Templomhegyi Tagozat Templomhegyi Tagozat Templomhegyi Tagozat Templomhegyi Tagozat Templomhegyi Tagozat Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
középső-triász középső-triász középső-triász középső-triász középső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász
kavicsos finomszemű homokkő kavicsos finomszemű homokkő kavicsos finomszemű homokkő meszes dolomit meszes dolomit középszemű homokkő középszemű homokkő finomszemű homokkő agyagos aleurolit finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő agyagkő finomszemű homokkő
45.874855 45.874855 45.874856 45.874710 45.874710 45.874705 45.874704 45.874702 45.874701 45.874696 45.874695 45.874693 45.874689 45.874679
18.446169 18.446169 18.446169 18.446080 18.446080 18.446084 18.446084 18.446084 18.446084 18.446084 18.446084 18.446084 18.446084 18.446085
Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy Somssich-hegy
Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász
finomszemű homokkő középszemű homokkő agyagos finomszemű homokkő agyagos finomszemű homokkő
45.874676 45.874665 45.847662 45.847651
18.446085 18.446085 18.446085 18.446085
VT-XXII VT-XXIII
Villány Villány
Somssich-hegy Somssich-hegy
Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
felső-triász felső-triász
finomszemű homokkő finomszemű homokkő
45.847647 45.874640
18.446085 18.446085
VT-25
Villány
Templom-hegy
Mészhegyi Formáció
felső-triász
finomszemű homokkő
45.875348
18.449122
139
Mintakód VT-26 VT-27 VT-29 VT-30 VT-31 VT-32 VT-33a VT-33b VT-33c
Egység Villány Villány Villány Villány Villány Villány Villány Villány Villány
Terület Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy
Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
Kor felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász
Kőzettípus középszemű homokkő agyagkő durvaszemű homokkő homokos aleurolit durvaszemű homokkő aleuritos agyagkő konglomerátum konglomerátum konglomerátum
Szélesség É 45.875347 45.875339 45.875324 45.875319 45.875311 45.875301 45.875300 45.875300 45.875301
Hosszúság K 18.449123 18.449128 18.449139 18.449141 18.449144 18.449147 18.449148 18.449149 18.449150
VT-40a VT-40b VT-40c VT-41
Villány Villány Villány Villány
Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy
Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász
sejtes márga fibrolitos kalcitér fibrolitos kalcitér celluláris durvakristályos mészkő
45.875298 45.875297 45.875297 45.875295
18.449152 18.449152 18.449153 18.449156
VT-42 VT-44 VT-45 VT-46
Villány Villány Villány Villány
Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy
Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász
középszemű homokkő középszemű homokkő aleuritos agyagkő agyagos finomszemű homokkő
45.875293 45.875281 45.875275 45.875270
18.449158 18.449160 18.449163 18.449164
VT-47a VT-47b VT-47c VT-47d
Villány Villány Villány Villány
Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy
Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász
középszemű homokkő agyagos középszemű homokkő finomszemű homokkő agyagos finomszemű homokkő
45.875266 45.875265 45.875263 45.875262
18.449164 18.449164 18.449164 18.449164
VT-47e VT-47f VT-47g VT-47h
Villány Villány Villány Villány
Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy
Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász
homokos agyagkő homokos agyagkő homokos agyagkő agyagkő
45.875261 45.875260 45.875259 45.875258
18.449164 18.449164 18.449164 18.449164
VT-48b VT-49a
Villány Villány
Templom-hegy Templom-hegy
Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
felső-triász felső-triász
agyagos finomszemű homokkő homokos agyagkő
45.875251 45.875246
18.449164 18.449164
VT-49b VT-50
Villány Villány
Templom-hegy Templom-hegy
Mészhegyi Formáció Mészhegyi Formáció
felső-triász felső-triász
homokos agyagkő agyagos finomszemű homokkő
45.875243 45.875238
18.449164 18.449164
140
Mintakód VJ-1 VJ-III VJ-IV VJ-V MT-1 MT-A MT-B MT-C MT-2
Egység Villány Villány Villány Villány Mecsek Mecsek Mecsek Mecsek Mecsek
Terület Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Templom-hegy Lámpás-völgy Lámpás-völgy Lámpás-völgy Lámpás-völgy Lámpás-völgy
Formáció Somssichhegyi Formáció Somssichhegyi Formáció Somssichhegyi Formáció Somssichhegyi Formáció Karolinavölgyi Formáció Karolinavölgyi Formáció Karolinavölgyi Formáció Karolinavölgyi Formáció Karolinavölgyi Formáció
Kor alsó-jura alsó-jura alsó-jura alsó-jura felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász felső-triász
Kőzettípus finomszemű homokkő konglomerátum konglomerátum konglomerátum finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő
Szélesség É 45.875220 45.875209 45.875588 45.875582 46.113407 46.113405 46.113400 46.108420 46.108305
Hosszúság K 18.449166 18.449172 18.450692 18.450694 18.218652 18.218660 18.218663 18.229604 18.229974
141
2. melléklet. Teljes kőzetminták ásványos összetétele röntgenpordiffrakciós vizsgálat alapján. A kiértékelést végezte: SAJÓ István Mintakód VL-1 VT-I VT-II VT-III VT-IV VT-VII VT-VIII VT-IX VT-XIII VT-XIV VT-XVII VT-XVIII VT-XX VT-XXII VT-XXIII VT-25 VT-26 VT-27 VT-29 VT-30 VT-31 VT-32 VT-40a VT-40b VT-40c VT-41 VT-42 VT-44 VT-45
Kőzettípus kavicsos finomszemű homokkő középszemű homokkő középszemű homokkő finomszemű homokkő agyagos aleurolit finomszemű homokkő finomszemű homokkő agyagkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő középszemű homokkő agyagos finomszemű homokkő agyagos finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő középszemű homokkő agyagkő durvaszemű homokkő homokos aleurolit durvaszemű homokkő aleuritos agyagkő sejtes márga fibrolitos kalcitér (vörös) fibrolitos kalcitér (zöld) celluláris durvakristályos mészkő középszemű homokkő középszemű homokkő aleuritos agyagkő
Qz Mnt Ms 55 65 8 2 70 8 2 50 15 5 50 15 5 50 15 4 45 24 4 25 20 5 42 25 5 38 30 5 65 10 2 30 25 8 30 30 5 40 28 3 40 35 3 40 10 1 50 5 1 25 60 2 50 15 1 30 35 5 55 20 2 30 40 6 10 5 5 2 55 15 2 55 15 2 25 25 6
Kln Mc 5 10 10 10 10 10 20 8 18 12 15 15 15 12 40 5 15 10 15 12 10 12 30 6 25 10 8 20 12 10 25 24 15 12 5 2 5 12 20 8 5 15 15 8 5 5 5 10 10 30
10 15 8
Ilt 5
Dck Ab Hem Gth Chm Ant Cal 25 3
5
15 15
10 10 10
75 80 80 98 5 4
142
Mintakód VT-46 VT-47a VT-47b VT-47c VT-47d VT-47e VT-47f VT-47g VT-47h VT-48b VT-49a VT-49b VT-50 VJ-1 MT-1 MT-1A MT-1B MT-C MT-2
Kőzettípus agyagos finomszemű homokkő középszemű homokkő agyagos középszemű homokkő finomszemű homokkő agyagos finomszemű homokkő homokos agyagkő homokos agyagkő homokos agyagkő agyagkő agyagos finomszemű homokkő homokos agyagkő homokos agyagkő agyagos finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő finomszemű homokkő
Qz Mnt Ms 45 30 3 40 5 1 45 25 3 45 35 3 35 20 5 25 40 5 25 25 8 25 30 6 20 30 8 35 40 5 35 30 7 20 45 10 30 45 5 65 5 65 3 80 3 75 8 60 3 60 5
Kln Mc 10 12 3 8 3 20 7 10 25 15 25 5 30 10 30 5 25 6 12 8 10 18 15 5 10 8 7 8
Ilt
Dck Ab Hem Gth Chm Ant Cal 40
3
5
3 5 5 6 10 7 5
3 3 5 15
5 8 3 25 15
18 2
12 1
Százalékos adatok. Rövidítések: Qz = kvarc, Mnt = montmorillonit, Ms = muszkovit, Kln = kaolinit, Mc = mikroklin, Ilt = illit, Dck = dickit, Ab = albit, Hem = hematit, Ght = goethit, Chm = chamosit, Ant = anatáz, Cal = kalcit.
143
3. melléklet. A nehézásvány-társulások összetétele
Mintakód
Nehézásványtartalom
Opak ásvány
Kőzettöredék
Transzparens ásvány
Megszámolt ásv.
VT-III VT-VII VT-VIII VT-IX VT-XIII VT-XXIII VT-47 VT-50 VJ-1 MT-1 MT-2
2,4 2,1 1,6 28,6 4,4 2,5 2,6 2,6 2,1 2,2 5,0
41,8 43,7 36,5 39,5 36,8 39,4 36,2 38,8 29,9 9,5 26,1
22,4 16,1 14,2 51,8 19,0 13,0 20,9 15,5 10,1 76,8 43,8
35,7 40,1 49,1 8,6 44,0 47,5 42,7 45,5 59,9 13,6 30,0
118 154 176 100 201 175 173 176 172 100 100
Transzparens nehézásványok eloszlása Zrn idiomorf 10,2 13,6 13,1 16,0 21,4 18,3 6,4 15,3 15,7 51,0 38,0
Zrn xenomorf 9,3 16,2 19,3 30,0 16,9 7,4 8,1 11,4 11,6 9,0 8,0
TiO2 polymorf 28,8 26,0 16,5 18,0 20,9 16,6 19,1 19,9 17,4 20,0 22,0
Tur
St
Ap
Grt
6,8 9,7 8,0 4,0 4,0 8,0 9,2 3,4 11,0 5,0 26,0
28,8 27,3 28,4 16,0 27,9 36,6 40,5 31,8 27,9 1,0 0,0
9,3 1,3 2,3 4,0 4,0 6,9 1,7 5,1 4,7 8,0 2,0
4,2 4,5 11,9 12,0 4,5 5,7 14,5 11,4 9,9 4,0 2,0
Ky
Sil
Chr
Mnz
Xtm
0,8 0,6
0,8 0,6
0,8
0,6 0,5 0,6 0,6 0,6
0,6 1,0
0,6 0,6 0,6 1,0
0,6
2,0
Százalékos adatok (kivéve megszámolt ásványok: darabszám). Rövidítések: Zrn = cirkon, Tur = turmalin, St = sztaurolit, Ap = apatit, Grt = gránát, Ky = kianit, Sil = sillimanit, Chr = kromit, Mnz = monacit, Xtm = xenotim.
144
4. melléklet. A cirkon egykristály U-Pb geokronológiai vizsgálat eredményei. Összeállította: DUNKL István
Minta
Szemcse
U Pb [ppm] [ppm]
Th U
208
Pb 206 Pb
206
Pb 238 U
±1s [%]
0,05130 0,04707 0,04971 0,03933 0,05021 0,07796 0,09734 0,08140 0,05296 0,06004 0,09263 0,04549 0,05078 0,04060 0,23104 0,05025 0,25462 0,04849 0,02909 0,05115 0,05018 0,07074 0,08889 0,28322 0,04852 0,15276 0,04802 0,10268
0,9 0,8 0,8 0,9 0,9 0,8 0,9 0,9 0,8 0,9 1,3 0,9 0,9 0,8 0,9 0,9 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,9 0,8 0,8 0,8 1,0 0,8
207
Pb 235 U
±1s [%]
0,4176 0,3904 0,3572 0,3175 0,8200 0,6390 0,8172 0,7579 0,4048 0,6048 1,1317 0,4851 0,3713 0,4713 3,9301 0,3761 5,3562 0,4801 0,3936 0,3832 0,3976 0,5715 0,7542 4,5501 0,4524 1,5236 0,3763 1,0368
1,9 1,3 1,3 1,7 1,6 1,4 1,6 1,6 1,3 1,6 2,2 1,9 1,6 1,3 1,4 1,7 1,2 1,3 1,4 1,4 1,3 1,4 1,8 1,2 1,3 1,3 2 1,3
207
Pb 206 Pb
±1s [%]
rho
0,0590 0,0602 0,0521 0,0586 0,1185 0,0594 0,0609 0,0675 0,0554 0,0731 0,0886 0,0773 0,0530 0,0842 0,1234 0,0543 0,1526 0,0718 0,0981 0,0543 0,0575 0,0586 0,0615 0,1165 0,0676 0,0723 0,0568 0,0732
1,6 1,0 1,1 1,4 1,3 1,1 1,4 1,3 1,0 1,3 1,8 1,7 1,3 1,0 1,1 1,4 0,9 1,1 1,2 1,1 1,1 1,2 1,5 0,9 1,0 1,0 1,7 1,0
0,50 0,60 0,59 0,52 0,58 0,57 0,56 0,60 0,61 0,55 0,58 0,49 0,56 0,64 0,65 0,54 0,68 0,60 0,57 0,60 0,60 0,57 0,53 0,66 0,61 0,61 0,51 0,62
Pb 238 U
±2s [Ma]
207
Pb 235 U
±2s [Ma]
207
Pb ±2s 206 Pb [Ma]
Disc. I. [%]
Disc. II. [%]
322,5 296,5 312,8 248,7 315,8 483,9 598,8 504,5 332,7 375,9 571,1 286,8 319,3 256,6 1339,9 316,1 1462,3 305,3 184,8 321,6 315,6 440,6 549 1607,5 305,4 916,4 302,3 630,1
6,0 4,5 4,8 4,2 5,7 7,5 10,4 9,2 5,2 6,4 14,2 5,2 5,4 4,0 22,0 5,6 21,7 4,8 3,0 5,1 4,9 6,9 9,9 21,8 4,7 13,2 6,1 9,7
354,4 334,7 310,1 280 608 501,7 606,5 572,8 345,1 480,3 768,6 401,6 320,6 392,1 1620 324,1 1878 398,1 337 329,4 339,9 459 570,7 1740 379 939,9 324,3 722,3
11,4 7,4 7,0 8,2 14,5 11,1 15,0 13,8 7,6 12,2 24,2 12,7 8,6 8,2 22,7 9,2 21,1 8,9 8,2 7,6 7,7 10,6 15,4 19,3 8,2 15,6 11,3 13,6
568,6 609,4 290,6 550,3 1933 583,5 635,2 854,3 430,1 1016 1396 1130 330,4 1297 2006 382,6 2375 980,4 1589 384,8 509,4 552,3 658,1 1904 857,1 995,5 485,1 1020
9 11,4 -0,8 11,2 48,1 3,5 1,3 11,9 3,6 21,7 25,7 28,6 0,4 34,6 17,3 2,5 22,1 23,3 45,1 2,4 7,1 4 3,8 7,6 19,4 2,5 6,8 12,8
43,3 51,3 -7,6 54,8 83,7 17,1 5,7 40,9 22,7 63 59,1 74,6 3,4 80,2 33,2 17,4 38,4 68,9 88,4 16,4 38 20,2 16,6 15,6 64,4 7,9 37,7 38,2
206
MT-1 6 7 8 9 10 11 12 13 14 20 21 22 23 24 25 26 27 28 34 35 36 37 38 39 40 41 47 48
214 1489 698 389 300 376 152 257 857 336 142 364 408 2775 83 247 301 923 4048 770 767 288 191 371 1120 394 132 347
95 658 498 104 121 61 45 69 369 145 65 132 112 1054 8 180 54 355 1659 192 290 58 72 214 342 119 88 64
0,57 0,55 0,88 0,33 0,51 0,20 0,36 0,34 0,53 0,54 0,57 0,45 0,34 0,47 0,12 0,90 0,22 0,48 0,51 0,31 0,47 0,25 0,47 0,72 0,38 0,37 0,83 0,23
0,188 0,206 0,303 0,129 0,334 0,074 0,124 0,134 0,181 0,213 0,261 0,211 0,115 0,197 0,07 0,304 0,092 0,203 0,222 0,105 0,166 0,089 0,162 0,245 0,164 0,124 0,303 0,124
36,1 22,9 24,5 31,5 23,7 25,4 29,7 26,5 23,4 27,4 35,3 33,6 29,7 19,4 19,8 31,7 16,8 22,4 22,6 24,8 23,7 26,2 32,3 16,6 21,9 21,1 38,6 21,5
145
Minta
Szemcse 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 36 37 38 38 39 40 6 7 8 9 10 11
U [ppm] 434 1232 2719 907 663 394 117 3414 444 207 697 441 211 1031 455 606 307 72 256 328 405 1249 637 638 267 1213 252 292 499 351 365 709
Pb [ppm] 216 526 1717 581 379 119 29 1202 45 311 101 96 13 101 27 26 119 86 193 116 38 55 232 232 80 1020 112 235 48 113 188 45
Th U 0,61 0,50 0,79 0,80 0,72 0,37 0,30 0,43 0,13 1,85 0,18 0,27 0,08 0,12 0,07 0,05 0,48 1,48 0,94 0,50 0,12 0,05 0,45 0,45 0,37 1,04 0,55 0,96 0,12 0,40 0,64 0,08
208
Pb 206 Pb 0,206 0,202 0,315 0,284 0,237 0,13 0,1 0,254 0,042 0,652 0,081 0,092 0,054 0,043 0,035 0,015 0,161 0,433 0,334 0,155 0,063 0,018 0,155 0,154 0,134 0,368 0,196 0,334 0,089 0,132 0,238 0,027
206
207 Pb ±1s Pb 238 235 U [%] U 0,05103 0,8 0,3840 0,04561 0,7 0,5323 0,03500 0,7 0,4211 0,05177 0,6 0,4351 0,04854 0,7 0,4086 0,09499 0,7 0,7710 0,05033 0,9 0,3824 0,03358 0,6 0,5069 0,07141 0,6 0,5521 0,09800 0,7 0,8165 0,05025 0,7 0,4333 0,05094 0,7 0,3661 0,07339 0,7 0,6409 0,04569 0,7 0,3971 0,06311 0,7 0,5147 0,08901 0,6 0,7906 0,05116 0,7 0,3739 0,55624 0,7 16,3371 0,05429 0,7 0,4400 0,09732 0,7 0,8351 0,09106 0,8 1,0716 0,05300 0,6 0,3852 0,05125 0,6 0,3963 0,05164 0,9 0,3992 0,05038 0,8 0,3857 0,04935 0,6 0,4101 0,04695 0,9 0,3797 0,07724 0,7 0,6513 0,11705 0,4 1,4600 0,05307 0,6 0,3924 0,05133 0,6 0,4658 0,05764 0,5 0,4348
±1s [%] 1,8 1,3 1,3 1,4 1,5 1,4 2,2 1,2 1,4 1,6 1,6 1,6 2,1 1,4 1,5 1,3 1,7 1,3 2 1,5 1,4 1,3 1,4 1,5 1,7 1,2 1,8 1,3 1,1 1,5 1,6 1,2
207
Pb 206 Pb 0,0546 0,0846 0,0873 0,0610 0,0610 0,0589 0,0551 0,1095 0,0561 0,0604 0,0625 0,0521 0,0633 0,0630 0,0592 0,0644 0,0530 0,2130 0,0588 0,0622 0,0854 0,0527 0,0561 0,0561 0,0555 0,0603 0,0587 0,0612 0,0905 0,0536 0,0658 0,0547
±1s [%] 1,6 1,2 1,1 1,2 1,4 1,2 2,0 1,1 1,3 1,4 1,4 1,4 2,0 1,2 1,4 1,1 1,6 1,1 1,8 1,3 1,2 1,1 1,2 1,2 1,5 1,1 1,6 1,2 1,0 1,4 1,5 1,1
rho 0,43 0,50 0,50 0,45 0,42 0,47 0,42 0,48 0,44 0,43 0,44 0,43 0,35 0,47 0,44 0,46 0,43 0,53 0,36 0,47 0,55 0,49 0,48 0,58 0,44 0,51 0,48 0,50 0,41 0,41 0,38 0,41
206
Pb 238 U 320,9 287,5 221,8 325,4 305,6 585 316,6 212,9 444,6 602,7 316,1 320,3 456,5 288 394,5 549,7 321,7 2851,1 340,8 598,7 561,8 332,9 322,2 324,6 316,8 310,5 295,7 479,6 713,6 333,3 322,7 361,3
±2s [Ma] 4,7 3,7 2,9 3,9 3,9 7,4 5,6 2,5 5,4 8,0 4,3 4,3 6,4 3,8 5,1 6,3 4,7 31,4 4,8 8,2 8,2 4,1 4,1 5,5 4,6 3,8 5,0 6,2 6,0 4,0 3,9 3,5
207
Pb 235 U 330 433,3 356,8 366,8 347,8 580,3 328,8 416,3 446,4 606,1 365,5 316,7 502,9 339,6 421,6 591,5 322,5 2897 370,3 616,5 739,5 330,9 338,9 341,1 331,2 348,9 326,8 509,3 914 336,1 388,3 366,5
±2s [Ma] 9,9 9,4 7,9 8,4 9,1 12,4 12,2 8,5 10,3 14,7 9,8 8,7 16,8 8,2 10,5 11,6 9,7 24,9 12,3 14,0 14,7 7,3 7,8 8,7 9,6 7,2 10,1 10,7 12,9 8,6 10,5 7,5
207
Pb 206 Pb 394,9 1307 1366 637,3 640,9 562,3 416,3 1791 455,4 618,8 692,7 290,6 719,6 709,4 572,5 755,4 328,8 2929 559,1 682,4 1324 316,7 455,4 455,2 433,3 613,4 554,3 644,8 1435 355,6 800,7 400,1
±2s [Ma] 35,9 23,1 22,4 26,6 30,3 27,2 44,1 20,6 28,6 31,6 30,9 33 42,2 27 30 24,5 36,1 19,2 40,6 28,9 23,3 25,8 26,9 27,6 34,2 23,2 34,8 25,2 19,4 31,3 31,6 25,2
Disc. I. [%] 2,8 33,6 37,8 11,3 12,2 -0,8 3,7 48,9 0,4 0,6 13,5 -1,1 9,2 15,2 6,4 7,1 0,3 1,6 8 2,9 24 -0,6 4,9 4,8 4,3 11 9,5 5,8 21,9 0,8 16,9 1,4
Disc. II. [%] 18,8 78 83,8 48,9 52,3 -4 24 88,1 2,4 2,6 54,4 -10,2 36,6 59,4 31,1 27,2 2,2 2,7 39 12,3 57,6 -5,1 29,3 28,7 26,9 49,4 46,6 25,6 50,3 6,3 59,7 9,7
146
Minta
Szemcse 12 13 14 15 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 20 21 22 23 24 25 26 27
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 506 202 0,49 0,18 0,04818 0,6 2082 1460 0,86 0,741 0,03815 0,5 405 135 0,41 0,141 0,05138 0,7 507 229 0,55 0,198 0,03052 0,7 156 122 0,96 0,288 0,43227 0,5 351 88 0,32 0,101 0,05487 0,6 414 237 0,71 0,264 0,11048 0,5 322 154 0,59 0,207 0,04893 0,8 366 142 0,48 0,163 0,05175 0,6 453 139 0,38 0,125 0,08350 0,5 614 2 0,01 0,002 0,05208 0,6 353 123 0,43 0,146 0,05353 0,6 105 56 0,66 0,228 0,04985 1,0 113 68 0,74 0,251 0,05143 1,1 585 332 0,69 0,214 0,09900 1,4 159 30 0,23 0,074 0,08908 1,7 893 415 0,56 0,177 0,05237 1,4 412 177 0,52 0,175 0,03262 1,7 2365 513 0,26 0,116 0,04801 1,3 455 329 0,88 0,281 0,05412 1,6 114 22 0,24 0,074 0,05706 2,0 286 339 1,44 0,455 0,05366 1,7 1896 634 0,40 0,13 0,04624 1,3 917 70 0,09 0,028 0,05010 1,4 185 87 0,58 0,202 0,04171 2,0 131 54 0,50 0,155 0,12083 1,7 172 31 0,26 0,099 0,19619 1,7 348 195 0,68 0,217 0,05103 1,6 604 229 0,46 0,142 0,06951 1,4 419 64 0,19 0,061 0,08216 1,4 572 116 0,25 0,078 0,05215 1,4 390 105 0,33 0,099 0,09140 1,4
207
Pb 235 U 0,4449 1,3295 0,3877 0,2160 9,6112 0,4099 1,2240 0,3831 0,3830 0,6794 0,3956 0,4054 0,3677 0,3792 0,8540 0,7564 0,3939 0,2394 0,4861 0,3938 0,4560 0,3969 0,4625 0,3661 0,3778 1,1176 2,5692 0,3674 0,5767 0,6493 0,3776 0,7455
±1s [%] 1,4 1,2 1,5 1,5 1 1,5 1,1 1,7 1,5 1,1 1,2 1,5 2,6 2,5 2,7 3,7 2,8 4 2,6 3,2 5,1 3,6 2,6 2,8 4,5 3,5 3 3,4 2,9 3 3 2,9
207
Pb 206 Pb 0,0670 0,2528 0,0547 0,0513 0,1613 0,0542 0,0804 0,0568 0,0537 0,0590 0,0551 0,0549 0,0535 0,0535 0,0626 0,0616 0,0546 0,0532 0,0734 0,0528 0,0580 0,0537 0,0726 0,0530 0,0657 0,0671 0,0950 0,0522 0,0602 0,0573 0,0525 0,0592
±1s [%] 1,3 1,0 1,4 1,4 0,9 1,4 1,0 1,5 1,4 1,0 1,1 1,3 2,4 2,2 2,4 3,2 2,5 3,6 2,2 2,8 4,7 3,2 2,2 2,5 4,0 3,1 2,4 3,1 2,5 2,6 2,7 2,5
rho 0,41 0,44 0,42 0,43 0,47 0,40 0,44 0,47 0,40 0,42 0,46 0,44 0,39 0,43 0,51 0,47 0,49 0,43 0,51 0,49 0,39 0,46 0,50 0,50 0,44 0,48 0,58 0,46 0,49 0,47 0,45 0,49
206
Pb 238 U 303,3 241,4 323 193,8 2315,9 344,3 675,5 307,9 325,2 517 327,3 336,2 313,6 323,3 608,6 550,1 329,1 206,9 302,3 339,7 357,7 336,9 291,4 315,2 263,4 735,4 1154,8 320,9 433,2 509 327,7 563,8
±2s [Ma] 3,5 2,4 4,1 2,5 18,0 4,0 6,3 4,7 3,7 4,8 3,6 4,2 6,2 6,6 16,0 18,2 8,8 7,0 7,7 10,3 13,8 10,8 7,4 8,8 10,1 23,2 36,6 9,8 11,7 13,7 8,7 15,2
207
Pb 235 U 373,7 858,7 332,7 198,6 2398 348,8 811,6 329,4 329,2 526,4 338,5 345,5 317,9 326,4 626,8 571,9 337,2 217,9 402,2 337,1 381,5 339,4 386 316,8 325,4 761,8 1292 317,7 462,4 508,1 325,3 565,6
±2s [Ma] 9,0 13,5 8,8 5,6 18,1 8,8 12,7 9,4 8,3 9,5 7,1 8,6 14,2 13,8 25,7 32,2 16,3 15,8 17,1 18,4 32,8 21,0 16,7 15,5 25,0 37,7 44,2 18,8 21,3 23,8 17,0 24,9
207
Pb 206 Pb 837,3 3202 401,3 256 2469 378,7 1206 483,7 357,5 567,5 416,2 409,2 349,6 349 693,5 659,7 393,8 338,7 1026 319,2 528,4 356,4 1001 328,9 796,6 840,2 1528 294,9 610,1 503,9 308,1 573
±2s [Ma] 27,8 18,2 31,7 32,4 16,1 30,9 20,8 32,7 30,9 23,2 24,6 29,8 54 50,4 50,3 69,2 55,5 82,6 45 63,3 103 73 45,9 56 84 63,8 46,3 69,9 54 57,6 62 54,3
Disc. I. [%] 18,8 71,9 2,9 2,4 3,4 1,3 16,8 6,5 1,2 1,8 3,3 2,7 1,4 1 2,9 3,8 2,4 5,1 24,9 -0,8 6,2 0,7 24,5 0,5 19 3,5 10,6 -1 6,3 -0,2 -0,7 0,3
Disc. II. [%] 63,8 92,5 19,5 24,3 6,2 9,1 44 36,3 9 8,9 21,4 17,8 10,3 7,4 12,2 16,6 16,4 38,9 70,5 -6,4 32,3 5,5 70,9 4,2 66,9 12,5 24,4 -8,8 29 -1 -6,4 1,6
147
Minta
Szemcse 28 29 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 155 169 1,35 0,417 0,05414 1,8 639 334 0,64 0,214 0,05131 1,4 143 114 0,97 0,321 0,09804 1,6 571 406 0,87 0,278 0,03537 1,5 259 131 0,61 0,194 0,04954 1,6 1605 480 0,37 0,153 0,04477 1,3 1390 1161 1,02 0,34 0,05291 1,3 319 48 0,18 0,056 0,07146 1,5 306 127 0,51 0,166 0,05223 1,6 361 121 0,40 0,132 0,07219 1,5 290 138 0,58 0,178 0,05140 1,6 1231 421 0,41 0,166 0,04867 1,3 378 89 0,29 0,091 0,05114 1,6 131 84 0,78 0,294 0,05286 2,0 625 245 0,48 0,147 0,05056 1,4 666 275 0,51 0,165 0,05169 1,4 1223 949 0,94 0,421 0,03307 1,4 674 511 0,92 0,373 0,05526 1,4 172 134 0,94 0,297 0,05128 1,9 861 92 0,13 0,031 0,27412 1,3 626 315 0,61 0,189 0,21506 1,3 567 306 0,66 0,226 0,05165 1,4
207
207
Pb 235 U 0,5240 0,4294 0,9376 0,2531 0,3621 0,4895 0,3955 0,5609 0,3746 0,5766 0,3868 0,6134 0,3744 0,6001 0,3680 0,3887 0,5082 0,6817 0,4384 5,1129 4,7624 0,4366
±1s [%] 4,3 2,9 3,5 3,4 3,7 2,7 2,5 3 3,5 3,1 3,8 2,7 3,5 4,6 2,9 2,8 3,2 2,9 4,1 2,4 2,4 3,4
Pb 206 Pb 0,0702 0,0607 0,0694 0,0519 0,0530 0,0793 0,0542 0,0569 0,0520 0,0579 0,0546 0,0914 0,0531 0,0823 0,0528 0,0545 0,1115 0,0895 0,0620 0,1353 0,1606 0,0613
±1s [%] 3,9 2,5 3,1 3,0 3,3 2,4 2,2 2,6 3,1 2,7 3,4 2,4 3,1 4,1 2,5 2,5 2,8 2,6 3,7 2,0 2,1 3,1
7,7732 2,9765 2,3097 9,9737 14,3121 0,2743 0,8884 0,3954
12 11 13 9,6 11 10 15 16
0,1414 0,0921 0,1212 0,1693 0,1932 0,0566 0,0698 0,0538
11,3 9,8 11,6 9,1 9,6 9,7 14,4 15,1
0,42 0,49 0,46 0,45 0,44 0,48 0,51 0,49 0,45 0,48 0,43 0,49 0,45 0,44 0,49 0,50 0,45 0,48 0,46 0,55 0,53 0,42
Pb 238 U 339,9 322,5 602,9 224,1 311,7 282,3 332,3 444,9 328,2 449,3 323,1 306,3 321,5 332 318 324,9 209,7 346,7 322,4 1561,7 1255,7 324,7
Pb 206 Pb 934,4 628,7 909,7 281,4 329,7 1180 380,3 488,8 286,4 527,4 394,8 1455 333 1254 319,5 393,4 1824 1414 674 2168 2462 650
±2s [Ma] 79,8 54 64,2 69 76,1 47,3 48,7 58,1 71,2 59 76,3 45,3 70,2 81,2 58,1 55,5 52 49,9 78,8 36 35,6 66,1
Disc. I. [%] 20,6 11,1 10,2 2,2 0,7 30,2 1,8 1,6 -1,6 2,8 2,7 36,9 0,4 30,4 0,1 2,6 49,7 34,3 12,7 15 29,4 11,7
Disc. II. [%] 63,6 48,7 33,7 20,4 5,5 76,1 12,6 9 -14,6 14,8 18,2 79 3,5 73,5 0,5 17,4 88,5 75,5 52,2 28 49 50,1
0,40 0,36 0,37 0,32 0,40 0,32 0,32 0,32
2162,6 183,1 2205 235,6 2245 1358 92,6 1402 166,8 1469 834,5 72,4 1215 185,8 1974 2292,9 120,0 2432 185,2 2551 2772,2 192,2 2771 209,8 2770 222,7 14,5 246,1 45,1 475,7 569,6 52,5 645,5 150,3 921,1 335,1 32,8 338,3 93,4 360,7
196 187 208 152 158 214 296 340
1,9 3,1 31,3 5,7 -0,1 9,5 11,8 1
3,7 7,5 57,7 10,1 -0,1 53,2 38,2 7,1
rho
206
±2s [Ma] 11,9 8,7 18,8 6,7 10,0 7,3 8,4 12,7 10,1 12,8 10,3 8,0 9,8 13,1 8,9 9,0 5,9 9,5 12,1 37,3 29,6 8,9
207
Pb 235 U 427,8 362,7 671,6 229,1 313,8 404,6 338,4 452,1 323,1 462,3 332 485,7 322,9 477,3 318,1 333,4 417,3 527,8 369,1 1838 1778 367,9
±2s [Ma] 30,1 17,5 34,8 13,9 20,2 18,2 14,5 22,1 19,4 22,9 21,5 21,1 19,3 35,4 16,0 16,2 21,9 24,4 25,8 41,8 41,4 20,9
207
MT-2 6 7 8 9 10 11 12 13
33 179 109 657 54 2047 153 251
19 60 32 98 24 1201 57 129
0,83 0,47 0,41 0,21 0,63 0,82 0,56 0,71
0,256 0,165 0,256 0,07 0,173 0,315 0,203 0,197
0,39859 0,23449 0,13821 0,42715 0,53732 0,03515 0,09237 0,05336
4,9 3,8 4,6 3,1 4,2 3,3 4,8 5,0
148
Minta
Szemcse 14 15 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 36 37 38 39 40
206 207 U Pb Th 208Pb Pb ±1s Pb 206 238 235 [ppm] [ppm] U Pb U [%] U 681 328 0,67 0,224 0,05587 3,5 0,4149 62 35 0,82 0,247 0,29546 4,4 4,2179 65 13 0,29 0,078 0,10604 6,0 0,9403 83 62 1,05 0,337 0,10197 5,7 0,8153 265 77 0,40 0,121 0,08595 4,2 0,6934 402 82 0,28 0,168 0,20764 3,3 3,2050 131 86 0,92 0,227 0,52941 3,4 12,4348 129 40 0,44 0,133 0,34398 3,6 5,1785 324 68 0,29 0,088 0,18637 3,3 1,9446 817 74 0,13 0,083 0,15571 3,2 4,2486 543 9 0,02 0,006 0,06177 3,7 0,4436 89 35 0,56 0,179 0,55497 4,0 17,0297 86 56 0,92 0,295 0,10768 6,2 0,6991 200 124 0,86 0,249 0,28236 3,5 3,5853 135 80 0,84 0,248 0,24931 3,7 3,3523 151 50 0,46 0,142 0,30619 3,5 3,9732 242 58 0,33 0,104 0,09729 4,2 0,7581
207
206
±1s [%] 12 12 26 22 12 9,9 9,8 10 10 9,6 11 10 26 10 11 10 13
Pb 206 Pb 0,0539 0,1035 0,0643 0,0580 0,0585 0,1120 0,1704 0,1092 0,0757 0,1979 0,0521 0,2226 0,0471 0,0921 0,0975 0,0941 0,0565
±1s [%] 11,3 11,5 25,1 21,4 11,4 9,3 9,2 9,7 9,6 9,0 10,8 9,4 25,3 9,5 9,8 9,8 11,8
0,29 0,36 0,23 0,26 0,34 0,33 0,34 0,34 0,33 0,33 0,32 0,39 0,24 0,35 0,36 0,33 0,33
Pb 238 U 350,4 1668,7 649,7 626 531,6 1216,2 2739 1905,8 1101,7 932,9 386,4 2845,8 659,2 1603,2 1434,9 1721,9 598,5
rho
±2s [Ma] 23,8 130,6 74,0 68,4 42,8 73,3 151,6 117,9 67,7 55,5 27,7 184,6 77,8 100,4 96,7 105,5 47,6
207
Pb 235 U 352,4 1678 673 605,4 534,9 1458 2638 1849 1097 1684 372,8 2937 538,3 1546 1493 1629 572,9
±2s [Ma] 71,9 212,4 271,7 212,5 103,8 158,8 193,5 184,3 141,2 164,2 72,6 205,5 230,2 167,9 171,0 176,3 112,7
Disc. Pb ±2s I. 206 Pb [Ma] [%] 365,3 256 0,6 1689 212 0,5 751,9 531 3,5 529,3 468 -3,4 549 250 0,6 1831 169 16,6 2561 154 -3,8 1786 177 -3,1 1087 193 -0,5 2809 148 44,6 289 247 -3,7 2999 151 3,1 53,8 603 -22,5 1469 181 -3,7 1577 183 3,9 1510 185 -5,7 472,5 261 -4,5 207
41 42 43 44 45 51
174 114 170 311 185 867
26 42 43 104 58 94
0,21 0,52 0,35 0,47 0,45 0,16
0,032 0,134 0,104 0,155 0,242 0,252
0,08974 0,30395 0,26517 0,08398 0,05375 0,25395
4,1 4,2 3,5 3,9 6,7 3,0
0,5495 4,0944 3,5361 0,6582 0,3930 8,5790
14 11 10 12 33 9,6
0,0444 0,0977 0,0967 0,0568 0,0530 0,2450
13,4 10,5 9,7 11,8 31,9 9,1
0,29 0,37 0,34 0,31 0,20 0,31
554 43,7 444,7 103,3 0,1 1710,9 126,6 1653 193,0 1581 1516,2 95,4 1535 171,0 1562 519,9 38,6 513,5 102,4 485,5 337,5 43,9 336,5 196,0 329,9 1458,8 78,2 2294 182,9 3153
0,4 196 183 260 724 145
-24,6 -3,5 1,2 -1,2 -0,3 36,4
52 53 54 55 56 57 58 59 60 66
50 240 58 202 157 156 102 687 110 145
25 194 30 100 80 82 88 104 35 11
0,72 1,12 0,74 0,69 0,71 0,74 1,22 0,21 0,44 0,10
0,3 0,325 0,218 0,219 0,196 0,213 0,342 0,065 0,136 0,036
0,10251 0,33306 0,36704 0,29066 0,51090 0,27046 0,55914 0,07253 0,36873 0,17605
6,9 3,3 4,5 3,2 3,3 3,6 3,5 3,6 3,6 3,9
0,0000 5,3278 6,1012 4,2178 12,9620 3,4445 15,0582 0,5388 6,6171 1,7754
12 9,9 12 10 9,8 11 10 11 10 12
0,0000 0,1160 0,1206 0,1053 0,1840 0,0924 0,1953 0,0539 0,1302 0,0731
9,1 9,4 10,6 9,6 9,3 10,0 9,3 10,4 9,7 11,4
0,60 0,33 0,39 0,32 0,33 0,34 0,35 0,33 0,35 0,32
629,1 1853,2 2015,5 1644,8 2660,5 1543,1 2863,1 451,4 2023,4 1045,4
0 169 189 176 154 191 153 233 171 231
0 1,1 -1,3 1,9 0,6 -1,9 -1,6 -3,1 1,9 -0,9
83,4 0 0,0 107,4 1873 177,6 157,0 1990 211,0 94,2 1678 173,3 143,1 2677 194,6 98,7 1515 175,2 162,6 2819 199,3 31,5 437,6 79,5 127,1 2062 192,4 75,5 1037 162,9
0,1 1896 1965 1719 2689 1475 2788 366 2100 1018
Disc. II. [%] 4,1 1,2 13,6 -18,3 3,2 33,6 -6,9 -6,7 -1,4 66,8 -33,7 5,1 -1125,4 -9,1 9 -14 -26,7 553918 -8,2 2,9 -7,1 -2,3 53,7 629026 2,2 -2,6 4,3 1,1 -4,6 -2,7 -23,3 3,7 -2,7
149
Minta
Szemcse 67 68 69 70 71 72 73 74 75 81 82 83 84 85 86 87 88 89 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 20 21 22 23 24 25 26
206 207 U Pb Th 208Pb Pb ±1s Pb 206 238 235 [ppm] [ppm] U Pb U [%] U 114 33 0,41 0,101 0,19629 3,9 2,0572 371 40 0,15 0,039 0,35227 3,2 5,8476 101 9 0,12 0,028 0,54099 3,7 15,4479 99 32 0,46 0,159 0,11059 4,5 1,2674 273 211 1,07 0,334 0,11018 3,8 0,9836 263 73 0,39 0,109 0,32020 3,3 4,4084 1203 585 0,70 0,385 0,04734 3,6 0,5809 146 43 0,42 0,187 0,17429 4,2 2,8877 233 41 0,25 0,286 0,12457 3,7 2,8190 434 188 0,60 0,19 0,08003 3,5 0,6457 292 97 0,46 0,143 0,06982 4,2 0,5423 540 119 0,31 0,151 0,06134 4,1 0,5335 192 80 0,58 0,24 0,23277 3,6 3,7842 214 85 0,56 0,16 0,25603 3,5 3,4043 136 58 0,60 0,196 0,28730 3,8 3,9152 123 44 0,50 0,163 0,23686 4,0 2,7649 177 3 0,02 0,003 0,50901 3,4 12,3811 115 46 0,56 0,178 0,35373 3,6 6,4203 188 75 0,45 0,144 0,25323 0,9 3,2919 207 115 0,63 0,21 0,10003 1,0 0,8387 629 236 0,43 0,169 0,04804 1,0 0,4486 86 37 0,49 0,169 0,15636 1,1 1,5159 281 119 0,48 0,149 0,27313 0,9 3,7583 1186 107 0,12 0,125 0,08187 2,0 1,3572 69 35 0,58 0,191 0,17386 1,2 1,7709 483 205 0,48 0,175 0,27497 1,3 5,2853 124 33 0,31 0,096 0,19962 0,9 2,1581 65 32 0,56 0,202 0,09108 1,3 0,8211 212 136 0,73 0,227 0,26485 0,8 3,5986 175 42 0,27 0,094 0,09837 1,0 0,8350 99 32 0,37 0,112 0,28038 0,9 3,8337 64 42 0,74 0,231 0,22482 1,0 2,8374 172 17 0,11 0,037 0,08740 1,1 0,6801 1043 287 0,31 0,104 0,05284 0,9 0,3973 164 81 0,57 0,189 0,05282 1,1 0,4064
±1s [%] 12 10 10 15 11 10 11 12 11 12 13 12 11 11 11 12 11 11 2 2,3 2,2 2,7 1,9 2,6 2,6 2,1 2,2 3,5 1,9 2,3 2,1 2,3 2,6 2,2 2,9
207
Pb 206 Pb 0,0760 0,1204 0,2071 0,0831 0,0648 0,0999 0,0890 0,1202 0,1641 0,0585 0,0563 0,0631 0,1179 0,0964 0,0988 0,0847 0,1764 0,1316 0,0943 0,0608 0,0677 0,0703 0,0998 0,1202 0,0739 0,1394 0,0784 0,0654 0,0985 0,0616 0,0992 0,0915 0,0564 0,0545 0,0558
±1s [%] 11,4 9,5 9,7 14,2 10,4 9,8 10,0 11,0 10,2 11,1 12,1 11,6 10,3 10,3 10,3 11,0 9,9 10,5 1,8 2,1 2,0 2,4 1,7 1,7 2,3 1,7 2,0 3,2 1,7 2,1 1,9 2,1 2,3 2,0 2,6
rho 0,32 0,32 0,36 0,30 0,34 0,32 0,34 0,36 0,34 0,30 0,33 0,34 0,33 0,32 0,34 0,34 0,32 0,32 0,47 0,43 0,43 0,43 0,46 0,76 0,45 0,60 0,42 0,38 0,43 0,43 0,42 0,43 0,45 0,41 0,39
206
Pb 238 U 1155,3 1945,4 2787,6 676,1 673,8 1790,7 298,2 1035,7 756,8 496,3 435,1 383,8 1349 1469,5 1628 1370,3 2652,4 1952,4 1455,1 614,6 302,5 936,5 1556,7 507,3 1033,3 1566 1173,3 561,9 1514,6 604,9 1593,3 1307,3 540,2 331,9 331,8
±2s [Ma] 83,2 109,2 168,7 58,0 48,6 104,2 21,0 80,4 52,7 33,9 35,1 30,7 88,1 91,5 108,5 99,5 147,1 121,2 24,6 11,8 5,7 20,0 24,1 19,7 22,4 35,1 20,0 14,2 22,1 11,4 24,7 23,8 11,9 5,8 7,2
207
Pb 235 U 1135 1954 2843 831,2 695,5 1714 465 1379 1361 505,8 440 434,1 1589 1505 1617 1346 2634 2035 1479 618,4 376,3 936,8 1584 870,7 1035 1867 1168 608,7 1549 616,4 1600 1366 526,8 339,7 346,3
±2s [Ma] 172,3 182,1 208,3 177,1 114,4 178,1 81,0 185,5 169,4 94,8 93,4 88,6 183,8 177,7 185,5 182,7 207,1 204,4 31,6 21,7 14,0 33,2 30,4 31,1 34,2 36,0 30,9 31,9 30,6 21,6 33,5 35,1 21,1 12,7 16,8
207
Pb 206 Pb 1096 1962 2883 1272 766,2 1621 1404 1959 2499 549,1 465,6 710,9 1925 1556 1602 1308 2620 2120 1514 632,6 860,3 937,6 1620 1960 1038 2220 1157 786,7 1597 659,1 1609 1458 469,5 393,2 444,4
±2s [Ma] 229 170 158 278 219 182 192 196 172 242 268 246 185 193 192 214 165 184 34,1 45,5 41,7 50,1 31,6 30,9 47,4 29,6 40 67,2 32,8 45,3 35,2 40,1 50,8 45 58,6
Disc. I. [%] -1,8 0,4 2 18,7 3,1 -4,5 35,9 24,9 44,4 1,9 1,1 11,6 15,1 2,4 -0,7 -1,8 -0,7 4,1 1,6 0,6 19,6 0 1,7 41,7 0,1 16,1 -0,5 7,7 2,2 1,9 0,4 4,3 -2,5 2,3 4,2
Disc. II. [%] -5,5 0,8 3,3 46,8 12,1 -10,4 78,8 47,1 69,7 9,6 6,6 46 29,9 5,6 -1,6 -4,8 -1,3 7,9 3,9 2,9 64,8 0,1 3,9 74,1 0,5 29,5 -1,4 28,6 5,1 8,2 1 10,3 -15 15,6 25,3
150
Minta
Szemcse 27 28 29 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 6 7
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 493 256 0,59 0,215 0,19500 0,8 316 39 0,14 0,047 0,17228 0,8 404 66 0,21 0,053 0,10464 0,8 170 73 0,48 0,166 0,16613 0,9 137 103 0,84 0,275 0,31517 1,1 244 101 0,47 0,142 0,28312 0,8 350 88 0,29 0,097 0,09975 0,9 377 163 0,49 0,165 0,04979 0,9 321 209 0,74 0,252 0,04742 1,1 88 61 0,78 0,264 0,09507 1,2 485 629 1,46 0,743 0,10718 1,2 778 150 0,22 0,131 0,07121 1,3 1293 393 0,35 0,133 0,04038 0,8 65 22 0,39 0,118 0,35674 0,9 199 161 0,92 0,285 0,27149 0,9 230 82 0,40 0,128 0,26420 0,8 280 166 0,68 0,216 0,10905 0,8 164 107 0,74 0,245 0,10468 1,0 94 95 1,26 0,413 0,09235 1,4 77 39 0,58 0,183 0,05539 1,4 483 187 0,44 0,155 0,04412 0,9 194 32 0,19 0,082 0,12820 1,7 41 18 0,50 0,165 0,17638 1,3 104 28 0,31 0,096 0,30990 0,9 78 58 0,84 0,278 0,10027 1,2 26 11 0,47 0,16 0,26943 1,6 250 31 0,14 0,044 0,27867 0,8 123 72 0,66 0,273 0,21534 1,0 125 70 0,64 0,212 0,07102 1,1 63 37 0,67 0,217 0,10611 1,3 137 53 0,44 0,147 0,09965 1,1 462 210 0,52 0,181 0,11429 0,8 154 74 0,55 0,17 0,25225 0,9 245 126 0,59 0,227 0,38611 1,1 82 38 0,54 0,158 0,24144 1,4
207
Pb 235 U 2,3595 1,7493 0,8947 1,6357 5,7944 3,8987 0,8708 0,3552 0,3496 0,7919 2,2397 0,8560 0,3159 5,9970 3,7063 3,4225 0,9466 0,8795 0,7849 0,4258 0,3098 1,4126 1,8639 4,7326 0,8722 4,1137 4,0145 3,1964 0,5481 0,9463 0,8394 1,0999 3,2085 9,9981 2,8420
±1s [%] 1,9 1,9 2 2,1 2,2 1,9 2 2,3 2,5 2,8 3,3 2,2 2 2,1 1,9 1,9 2,1 2,4 3 3,7 2,2 2,8 2,8 2,1 3,1 2,9 1,9 2,4 2,8 3,2 2,5 2 2,1 2,2 2,8
207
Pb 206 Pb 0,0878 0,0736 0,0620 0,0714 0,1333 0,0999 0,0633 0,0517 0,0535 0,0604 0,1516 0,0872 0,0567 0,1219 0,0990 0,0940 0,0630 0,0609 0,0616 0,0558 0,0509 0,0799 0,0766 0,1108 0,0631 0,1107 0,1045 0,1077 0,0560 0,0647 0,0611 0,0698 0,0923 0,1878 0,0854
±1s [%] 1,7 1,8 1,8 1,9 1,9 1,7 1,8 2,1 2,2 2,6 3,1 1,8 1,8 1,9 1,7 1,7 1,9 2,2 2,6 3,4 2,0 2,2 2,5 1,9 2,9 2,5 1,7 2,2 2,6 2,9 2,2 1,8 1,9 1,9 2,4
rho 0,44 0,41 0,42 0,44 0,50 0,44 0,43 0,42 0,43 0,42 0,35 0,58 0,43 0,44 0,44 0,42 0,41 0,43 0,47 0,39 0,40 0,61 0,45 0,43 0,40 0,54 0,43 0,40 0,38 0,42 0,45 0,42 0,44 0,51 0,51
206
Pb 238 U 1148,4 1024,6 641,5 990,8 1766,1 1607,1 612,9 313,2 298,6 585,5 656,4 443,4 255,2 1966,7 1548,4 1511,3 667,2 641,8 569,4 347,5 278,3 777,6 1047,2 1740,2 616 1537,9 1584,7 1257,2 442,3 650,1 612,4 697,6 1450,1 2104,8 1394,2
±2s [Ma] 17,2 15,0 10,2 16,8 33,5 24,1 10,2 5,8 6,1 13,3 14,5 10,9 4,2 31,4 23,5 21,3 10,8 12,7 15,5 9,7 4,9 24,9 24,5 27,3 14,6 43,7 23,0 21,8 9,2 16,5 12,9 10,9 24,5 39,7 35,4
207
Pb 235 U 1230 1027 648,9 984 1946 1613 636 308,6 304,5 592,3 1194 627,9 278,7 1975 1573 1510 676,3 640,7 588,3 360,2 274 894,3 1068 1773 636,8 1657 1637 1456 443,8 676,2 618,8 753,3 1459 2435 1367
±2s [Ma] 26,7 25,1 19,2 26,6 37,6 31,4 19,4 12,1 12,9 25,5 47,4 20,6 9,6 36,9 31,0 30,1 20,7 23,1 26,9 22,7 10,7 33,2 37,7 35,0 29,7 48,6 31,0 37,1 20,3 31,5 23,1 21,1 33,1 40,2 41,9
207
Pb 206 Pb 1377 1032 674,6 969,2 2142 1622 719 273,9 349,4 618,4 2364 1365 481,3 1985 1606 1507 706,8 637,1 661,7 442,4 237,6 1195 1112 1812 711,4 1812 1705 1760 451,4 764,1 642,5 922,5 1473 2723 1324
±2s [Ma] 32,6 36 39 38,9 33,1 32,7 39,5 47,4 50,3 55,5 53,7 34,7 39,5 34,1 32,7 33,1 40,9 47,2 56,6 76,5 47,2 43,3 50,7 34,4 61 45,2 32 40,2 57,9 60,7 47,9 37,3 36,5 31,3 46,2
Disc. I. [%] 6,7 0,2 1,1 -0,7 9,2 0,4 3,6 -1,5 1,9 1,1 45 29,4 8,4 0,4 1,5 -0,1 1,3 -0,2 3,2 3,5 -1,6 13 2 1,9 3,3 7,2 3,2 13,7 0,3 3,9 1 7,4 0,6 13,5 -2
Disc. II. [%] 16,6 0,7 4,9 -2,2 17,6 0,9 14,8 -14,4 14,5 5,3 72,2 67,5 47 0,9 3,6 -0,3 5,6 -0,7 13,9 21,4 -17,1 34,9 5,8 4 13,4 15,1 7,1 28,6 2 14,9 4,7 24,4 1,5 22,7 -5,3
151
Minta
Szemcse 8 9 10 11 12 13 14 15 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45
206 207 U Pb Th 208Pb Pb ±1s Pb 206 238 235 [ppm] [ppm] U Pb U [%] U 277 36 0,16 0,089 0,12622 1,1 1,4647 127 174 1,58 0,562 0,42217 1,1 11,3265 322 174 0,63 0,229 0,04306 1,3 0,3095 327 116 0,41 0,129 0,11140 0,9 0,9495 508 230 0,52 0,171 0,22754 0,8 2,9205 157 114 0,84 0,258 0,15525 1,2 1,5244 276 37 0,18 0,047 0,34843 1,1 6,0036 1679 428 0,30 0,197 0,02069 1,8 0,1965 149 83 0,63 0,212 0,08672 1,2 0,6833 102 75 0,84 0,281 0,09418 1,4 0,8085 271 71 0,30 0,11 0,23205 0,9 3,5317 290 79 0,32 0,101 0,05070 1,1 0,3733 151 90 0,69 0,228 0,08365 1,2 0,6617 383 142 0,43 0,147 0,09138 1,0 0,7448 214 82 0,46 0,167 0,19769 1,0 2,4459 566 175 0,34 0,113 0,05481 1,0 0,4010 186 68 0,43 0,136 0,14933 1,2 1,4675 245 203 0,95 0,322 0,25555 1,9 7,1832 111 36 0,37 0,116 0,22659 1,2 2,7611 87 49 0,65 0,22 0,09256 1,4 0,7782 72 51 0,83 0,425 0,11736 1,5 2,1677 475 152 0,37 0,131 0,04990 1,2 0,3683 67 71 1,23 0,42 0,31647 1,2 4,9854 265 31 0,14 0,043 0,35975 1,0 6,2792 851 283 0,39 0,133 0,05046 1,1 0,3639 80 37 0,54 0,196 0,22957 1,3 3,2834 1190 207 0,20 0,18 0,11930 1,3 3,1514 65 32 0,57 0,185 0,24704 1,3 3,1541
207
±1s [%] 2,6 2,2 2,8 2,5 2,1 2,6 2,3 3 3,1 3,4 2,3 2,9 3 2,5 2,6 2,8 2,7 3 2,6 3,4 4,1 2,6 2,8 2,4 2,5 2,8 2,6 2,7
Pb 206 Pb 0,0842 0,1946 0,0521 0,0618 0,0931 0,0712 0,1250 0,0689 0,0572 0,0623 0,1104 0,0534 0,0574 0,0591 0,0897 0,0531 0,0713 0,2039 0,0884 0,0610 0,1340 0,0535 0,1143 0,1266 0,0523 0,1037 0,1916 0,0926
±1s [%] 2,3 1,9 2,5 2,3 2,0 2,3 2,0 2,3 2,8 3,1 2,1 2,7 2,7 2,3 2,4 2,6 2,4 2,3 2,3 3,1 3,8 2,4 2,5 2,2 2,2 2,5 2,2 2,4
1,1 1,1 1,5 1,2 1,3
0,0662 0,1781 0,0554 0,1065 0,0639
1,0 0,9 1,4 1,0 1,1
±2s [Ma] 16,6 40,7 6,9 12,2 18,1 20,3 35,9 4,7 12,2 15,7 21,6 7,1 11,9 11,1 22,3 6,6 20,0 48,9 29,3 15,0 20,7 7,4 35,8 34,9 6,7 31,0 18,5 32,8
207
0,45 0,49 0,47 0,38 0,36 0,45 0,48 0,61 0,39 0,41 0,39 0,40 0,40 0,41 0,40 0,35 0,45 0,63 0,47 0,41 0,37 0,45 0,41 0,43 0,44 0,46 0,52 0,48
Pb 238 U 766,3 2270,3 271,8 680,9 1321,6 930,3 1927,1 132 536,1 580,2 1345,2 318,8 517,9 563,7 1162,9 344 897,2 1467,1 1316,6 570,6 715,3 313,9 1772,5 1981 317,3 1332,3 726,5 1423,2
Pb 235 U 916 2550 273,8 677,9 1387 940,2 1976 182,2 528,8 601,6 1534 322,1 515,7 565,2 1256 342,4 917,1 2134 1345 584,4 1171 318,4 1817 2016 315,1 1477 1445 1446
±2s [Ma] 31,4 41,1 13,4 25,0 32,4 31,8 39,8 9,9 25,6 31,2 36,0 16,1 24,1 21,7 37,8 16,2 32,7 53,5 39,6 30,0 58,0 14,5 47,9 42,5 13,6 43,8 40,2 41,9
Pb 206 Pb 1296 2781 291,3 667,9 1490 963,6 2028 895,6 497,4 683,1 1806 345,8 505,9 571,3 1420 331,9 965,3 2857 1391 638,4 2151 351,1 1868 2051 299 1692 2756 1480
±2s [Ma] 45,3 32 56,4 50,1 38 47,2 35,8 48,5 62,9 66,3 38,2 60,4 59,7 49,5 45,7 59 49,3 38,2 45 66 67 53,5 46,3 38,8 51,4 45,9 36,9 45,2
Disc. I. [%] 16,3 11 0,7 -0,4 4,7 1,1 2,5 27,5 -1,4 3,6 12,3 1 -0,4 0,3 7,4 -0,5 2,2 31,3 2,1 2,4 38,9 1,4 2,4 1,7 -0,7 9,8 49,7 1,6
Disc. II. [%] 40,9 18,4 6,7 -1,9 11,3 3,5 5 85,3 -7,8 15,1 25,5 7,8 -2,4 1,3 18,1 -3,6 7,1 48,7 5,3 10,6 66,7 10,6 5,1 3,4 -6,1 21,3 73,6 3,8
0,46 0,56 0,37 0,49 0,53
593,8 2446,2 449,8 1507,6 741,5
5,7 24,3 4,7 15,8 10,1
641,4 2551 446,3 1607 740,4
10,5 19,9 10,6 19,4 14,2
812,5 21 2635 16,1 428,2 30,8 1741 20 737,2 24,6
7,4 4,1 -0,8 6,2 -0,1
26,9 7,2 -5,1 13,4 -0,6
rho
206
207
VT-VII 6 7 8 9 10
362 92 241 98 140
208 27 59 36 50
0,64 0,34 0,27 0,41 0,40
0,223 0,1 0,094 0,129 0,131
0,09650 0,46149 0,07228 0,26348 0,12191
0,5 0,6 0,5 0,6 0,7
0,8807 11,3323 0,5520 3,8700 1,0735
152
Minta
Szemcse 11 12 13 14 15 21 22 23 24 25 26 27 28 29 29 30 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 51 52 53 54 55 56 57 58 59
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 365 67 0,20 0,064 0,07516 0,6 409 184 0,50 0,19 0,06772 0,6 357 43 0,14 0,044 0,07310 0,6 298 95 0,36 0,117 0,11338 0,5 96 61 0,71 0,236 0,15295 0,7 561 72 0,14 0,053 0,07196 0,5 301 553 2,09 0,657 0,09535 0,6 1459 669 0,51 0,527 0,05787 0,5 971 95 0,11 0,272 0,05501 0,6 544 182 0,35 0,127 0,07618 0,6 447 182 0,45 0,21 0,08332 0,5 138 35 0,29 0,092 0,07859 0,6 51 129 2,83 0,938 0,09642 0,8 38 54 1,74 0,545 0,09873 1 38 54 1,75 0,548 0,09886 1,1 456 132 0,32 0,141 0,09315 0,6 559 286 0,57 0,362 0,05722 0,5 288 195 0,76 0,507 0,08663 0,7 298 83 0,31 0,108 0,07185 0,5 361 128 0,40 0,127 0,11547 0,5 225 28 0,14 0,058 0,12313 0,6 137 76 0,63 0,2 0,41941 0,5 500 39 0,09 0,029 0,07293 0,6 388 135 0,39 0,147 0,11322 0,6 1774 671 0,42 0,686 0,06242 0,7 244 85 0,37 0,194 0,09442 0,7 463 69 0,17 0,056 0,07290 0,5 320 99 0,35 0,144 0,14049 0,7 415 40 0,11 0,055 0,07410 0,5 533 220 0,46 0,155 0,05332 0,6 207 59 0,32 0,104 0,07280 0,6 367 80 0,25 0,082 0,08443 0,6 1071 190 0,20 0,365 0,05436 0,6 386 39 0,11 0,037 0,10372 0,6 168 63 0,42 0,167 0,08683 0,6
207
Pb 235 U 0,5831 0,5960 0,5646 0,9864 1,5273 0,5824 0,7761 1,6422 1,1405 0,6141 0,9853 0,6047 0,8064 0,9792 0,9932 1,0306 1,0331 2,4128 0,5904 1,0085 1,1652 9,8423 0,5642 1,0915 2,4190 1,1947 0,5749 1,5162 0,6574 0,3870 0,5691 0,6821 1,3143 0,8758 0,7951
±1s [%] 1,2 1,2 1,2 1,2 1,3 1,1 1,2 1 1,2 1,2 1,1 1,5 2,1 2,4 2,3 1,8 1,2 1,4 1,6 1,1 1,2 1 1,2 1,2 1,2 1,3 1,2 1,2 1,3 1,3 1,5 1,2 1,1 1,2 1,5
207
Pb 206 Pb 0,0563 0,0638 0,0560 0,0631 0,0724 0,0587 0,0590 0,2058 0,1504 0,0585 0,0858 0,0558 0,0607 0,0719 0,0729 0,0802 0,1309 0,2020 0,0596 0,0633 0,0686 0,1702 0,0561 0,0699 0,2811 0,0918 0,0572 0,0783 0,0644 0,0526 0,0567 0,0586 0,1754 0,0612 0,0664
±1s [%] 1,1 1,1 1,0 1,0 1,2 1,0 1,0 0,9 1,0 1,0 1,0 1,4 1,9 2,2 2,1 1,7 1,1 1,2 1,6 1,0 1,0 0,9 1,0 1,1 1,0 1,1 1,1 0,9 1,2 1,2 1,4 1,0 0,9 1,0 1,4
rho 0,46 0,47 0,53 0,46 0,49 0,44 0,47 0,51 0,49 0,48 0,45 0,41 0,39 0,43 0,46 0,33 0,44 0,51 0,32 0,46 0,53 0,53 0,50 0,45 0,55 0,52 0,42 0,57 0,42 0,44 0,39 0,48 0,52 0,51 0,38
206
Pb 238 U 467,2 422,4 454,8 692,4 917,5 448 587,1 362,6 345,2 473,3 515,9 487,7 593,4 606,9 607,7 574,2 358,7 535,6 447,3 704,4 748,6 2257,8 453,8 691,4 390,3 581,6 453,6 847,4 460,8 334,9 453 522,5 341,2 636,2 536,8
±2s [Ma] 5,0 4,7 5,6 7,0 11,2 4,4 6,2 3,7 3,9 5,1 5,1 5,9 9,4 12,0 12,4 6,3 3,7 7,6 4,5 6,8 9,2 20,9 5,1 7,3 5,1 7,7 4,4 10,3 4,8 3,7 5,1 5,7 3,7 7,2 6,1
207
Pb 235 U 466,5 474,7 454,5 696,9 941,4 466 583,3 986,6 772,7 486,1 696,3 480,2 600,4 693,2 700,3 719,2 720,5 1246 471,1 708,1 784,4 2420 454,3 749,2 1248 798,1 461,2 936,9 513 332,1 457,5 528,1 852 638,7 594
±2s [Ma] 9,1 9,3 8,9 11,8 16,5 8,6 10,4 12,9 12,7 9,0 11,5 11,9 19,2 24,3 23,6 18,1 12,5 20,9 12,4 11,2 13,5 19,0 8,5 13,1 17,5 14,8 8,7 14,1 10,3 7,4 10,9 9,8 12,2 11,0 13,9
207
Pb 206 Pb 463,1 736 453 711,5 997,8 555,8 568,6 2873 2350 547,2 1333 444,6 627,1 984,1 1010 1203 2111 2843 588,9 719,8 887,8 2560 456,6 926 3369 1463 499,2 1154 753,1 312,9 480 552,1 2609 647,7 819,3
±2s [Ma] 24,5 23,3 23,4 22,6 24,2 22,9 22,9 15,9 18,7 22,7 20,4 31,8 42,1 44,4 41,9 33,1 20 21,5 34,1 21,1 22,1 16 22,6 23,3 17,6 22,4 23,9 19,5 24,8 26,9 30,3 23,3 16,5 21,9 30,1
Disc. I. [%] -0,2 11 -0,1 0,6 2,5 3,9 -0,7 63,2 55,3 2,6 25,9 -1,6 1,2 12,4 13,2 20,2 50,2 57 5,1 0,5 4,6 6,7 0,1 7,7 68,7 27,1 1,6 9,6 10,2 -0,8 1 1 59,9 0,4 9,6
Disc. II. [%] -0,9 42,6 -0,4 2,7 8 19,4 -3,2 87,4 85,3 13,5 61,3 -9,7 5,4 38,3 39,8 52,3 83 81,2 24 2,1 15,7 11,8 0,6 25,3 88,4 60,2 9,1 26,6 38,8 -7 5,6 5,4 86,9 1,8 34,5
153
Minta
Szemcse 60 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 36 37 38 39
206 207 U Pb Th 208Pb Pb ±1s Pb 206 238 235 [ppm] [ppm] U Pb U [%] U 212 72 0,38 0,124 0,07156 0,6 0,5514 131 171 1,46 0,468 0,09333 0,6 0,7695 120 131 1,25 0,394 0,10250 0,8 0,8403 157 44 0,32 0,123 0,09550 0,6 0,7864 495 88 0,20 0,117 0,08656 0,5 0,9321 369 133 0,41 0,146 0,05225 0,6 0,3928 395 174 0,49 0,22 0,07438 0,6 0,9118 324 54 0,19 0,07 0,08787 0,5 0,7027 147 92 0,75 0,271 0,08710 0,6 0,7179 90 38 0,46 0,142 0,51048 0,8 14,4682 98 78 0,89 0,289 0,10274 0,7 0,8660 340 109 0,35 0,117 0,07354 0,6 0,5566 71 59 0,89 0,297 0,09810 0,9 0,8074 1091 446 0,45 0,566 0,05497 0,7 1,7574 567 110 0,22 0,13 0,28887 0,6 5,7774 326 76 0,26 0,092 0,07110 0,7 0,5698 487 170 0,38 0,111 0,06849 0,6 0,5677 313 49 0,18 0,056 0,07423 0,7 0,5738 137 32 0,25 0,085 0,07283 0,7 0,5598 398 50 0,14 0,072 0,20874 0,6 2,6782 842 581 0,75 0,341 0,05524 0,6 0,7027 164 43 0,32 0,131 0,11100 0,8 1,0053 332 8 0,03 0,01 0,07207 0,6 0,5640 20 5 0,26 0,092 0,13777 1 1,3484 356 98 0,30 0,112 0,26242 0,7 5,5301 232 28 0,13 0,047 0,07031 0,7 0,5721 262 75 0,31 0,109 0,08992 0,6 0,7578 201 66 0,36 0,132 0,08585 0,7 0,7216 407 52 0,14 0,073 0,06812 0,6 0,6267 1120 243 0,24 0,259 0,11380 0,8 2,4032 36 38 1,16 0,373 0,16859 0,9 1,7246 749 8 0,01 0,029 0,05292 0,6 0,4662 102 59 0,63 0,213 0,05126 0,8 0,3656 203 54 0,29 0,094 0,10357 0,7 0,8617 26 28 1,16 0,352 0,34894 0,9 5,8523
±1s [%] 1,4 1,7 1,6 1,5 1,2 1,4 1,6 1,2 1,7 1,2 1,4 1,3 1,9 1,3 1 1,3 1,2 1,4 1,7 1 1,2 1,4 1,2 2,5 1,1 1,5 1,3 1,5 1,3 1,2 2 1,2 2,3 1,4 1,5
207
Pb 206 Pb 0,0559 0,0598 0,0595 0,0597 0,0781 0,0545 0,0889 0,0580 0,0598 0,2056 0,0611 0,0549 0,0597 0,2319 0,1451 0,0581 0,0601 0,0561 0,0557 0,0931 0,0923 0,0657 0,0568 0,0710 0,1528 0,0590 0,0611 0,0610 0,0667 0,1532 0,0742 0,0639 0,0517 0,0603 0,1216
±1s [%] 1,3 1,5 1,4 1,3 1,1 1,3 1,5 1,1 1,5 0,9 1,2 1,2 1,7 1,2 0,8 1,1 1,0 1,2 1,5 0,9 1,0 1,2 1,1 2,3 0,8 1,3 1,1 1,4 1,1 0,9 1,8 1,0 2,2 1,2 1,3
rho 0,40 0,38 0,47 0,44 0,44 0,40 0,38 0,45 0,38 0,68 0,48 0,47 0,46 0,49 0,57 0,53 0,50 0,47 0,41 0,56 0,50 0,58 0,51 0,41 0,62 0,47 0,49 0,43 0,49 0,64 0,46 0,49 0,36 0,49 0,57
206
Pb 238 U 445,5 575,2 629 588 535,2 328,4 462,5 542,9 538,4 2658,7 630,4 457,5 603,2 345 1635,9 442,8 427 461,6 453,2 1222,1 346,6 678,5 448,6 832 1502,2 438 555 531 424,8 694,8 1004,3 332,4 322,2 635,3 1929,5
±2s [Ma] 5,0 7,0 9,1 7,2 5,4 3,7 5,3 5,6 6,6 35,2 8,1 5,5 10,1 4,4 16,8 5,9 4,8 6,0 6,1 13,0 4,0 10,8 5,5 15,9 17,9 5,8 6,8 6,8 5,2 10,0 16,7 3,7 5,2 8,1 29,4
207
Pb 235 U 445,9 579,4 619,3 589,2 668,7 336,4 658 540,4 549,4 2781 633,4 449,3 601 1030 1943 457,9 456,5 460,5 451,4 1323 540,4 706,5 454,1 866,9 1905 459,4 572,7 551,6 494 1244 1018 388,6 316,4 631,1 1954
±2s [Ma] 10,3 14,7 15,2 13,2 11,6 8,2 15,3 10,0 14,3 22,7 13,4 9,6 17,4 17,4 17,6 9,7 8,6 10,5 12,3 15,6 10,1 14,7 9,0 29,2 18,5 10,9 11,4 13,1 10,0 16,9 25,4 7,5 12,6 12,9 26,8
207
Pb 206 Pb 447,9 596,3 584 593,8 1149 392,4 1402 529,9 595,5 2871 644,1 407,8 592,5 3065 2289 534,6 608 454,9 442,3 1489 1473 796,5 482,3 957,1 2378 567,9 643,7 637,9 829,3 2382 1047 738 273,3 615,8 1981
±2s [Ma] 29,4 33,5 31,8 29,2 21,6 29,8 28,5 23,7 33,9 15,9 27,2 26,4 37,2 20,1 15,7 24,8 22,5 28 34,4 17,4 20,6 25,1 23,7 46,6 15,7 28,7 24,7 30,3 23,7 16,6 35,7 21,8 49,9 26,1 23,2
Disc. I. [%] 0,1 0,7 -1,6 0,2 20 2,4 29,7 -0,5 2 4,4 0,5 -1,8 -0,4 66,5 15,8 3,3 6,5 -0,2 -0,4 7,6 35,9 4 1,2 4 21,2 4,7 3,1 3,7 14 44,1 1,3 14,4 -1,9 -0,7 1,3
Disc. II. [%] 0,5 3,5 -7,7 1 53,4 16,3 67 -2,5 9,6 7,4 2,1 -12,2 -1,8 88,7 28,5 17,2 29,8 -1,5 -2,5 17,9 76,5 14,8 7 13,1 36,8 22,9 13,8 16,8 48,8 70,8 4 55 -17,9 -3,2 2,6
154
Minta
Szemcse 40 41 42 43 44 45 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 66 67 68 69
206 207 U Pb Th 208Pb Pb ±1s Pb 206 238 235 [ppm] [ppm] U Pb U [%] U 207 49 0,26 0,087 0,09035 0,6 0,7352 1074 521 0,53 0,587 0,05879 0,6 1,8727 141 37 0,29 0,093 0,09997 0,7 0,8478 417 163 0,43 0,195 0,05269 0,7 0,5321 185 60 0,37 0,171 0,07347 0,7 0,6921 124 149 1,31 0,39 0,45809 0,7 10,4392 431 112 0,29 0,104 0,07426 0,6 0,6101 441 23 0,07 0,129 0,07613 0,7 0,9658 328 78 0,26 0,111 0,07561 0,7 0,7990 110 27 0,27 0,093 0,11022 0,7 0,9845 167 19 0,13 0,043 0,07154 0,6 0,5523 249 40 0,18 0,059 0,07136 0,6 0,5642 414 46 0,12 0,042 0,11150 0,6 0,9807 106 24 0,25 0,084 0,06925 0,7 0,5296 283 263 1,01 0,376 0,12644 0,6 1,2827 185 83 0,49 0,159 0,15602 0,6 1,5505 398 6 0,02 0,007 0,07239 0,6 0,5806 408 158 0,42 0,148 0,07160 0,7 0,5794 514 5 0,01 0,007 0,09222 0,7 0,7887 427 216 0,55 0,251 0,10068 0,6 1,3037
207
±1s [%] 1,3 1,1 1,5 2,5 1,6 1,1 1,2 1,8 1,9 1,7 1,7 1,3 1,1 2 1,3 1,2 1,3 1,4 1,2 1,2
Pb 206 Pb 0,0590 0,2310 0,0615 0,0733 0,0683 0,1653 0,0596 0,0920 0,0766 0,0648 0,0560 0,0573 0,0638 0,0555 0,0736 0,0721 0,0582 0,0587 0,0620 0,0939
±1s [%] 1,1 0,9 1,3 2,4 1,5 0,9 1,1 1,7 1,7 1,5 1,6 1,1 1,0 1,8 1,1 1,1 1,1 1,2 1,0 1,1
1,4 1,8 1,7 1,2 1,4 1,2 1,1 1,2 1,5 1,4 1,3 1,3 1,1
0,0619 0,0565 0,1168 0,0719 0,0877 0,0641 0,1307 0,0601 0,0680 0,0564 0,0662 0,0544 0,1618
1,1 1,5 1,4 0,9 1,2 1,0 0,9 1,0 1,2 1,2 1,1 1,1 0,9
±2s [Ma] 6,6 4,6 7,8 4,3 6,3 26,9 5,5 6,0 6,2 9,0 5,6 5,4 7,5 6,2 8,7 10,6 5,1 6,2 7,1 7,5
207
Pb 235 U 559,6 1072 623,4 433,2 534,1 2475 483,6 686,3 596,3 695,9 446,5 454,2 694 431,5 838,1 950,7 464,8 464,1 590,5 847,4
±2s [Ma] 11,2 15,2 13,6 17,9 13,6 20,8 9,6 18,5 17,0 17,0 12,6 9,6 11,5 14,0 14,3 15,5 9,5 10,7 10,9 14,3
207
0,48 0,56 0,46 0,26 0,44 0,59 0,50 0,36 0,36 0,42 0,37 0,48 0,51 0,38 0,48 0,49 0,46 0,50 0,53 0,51
Pb 238 U 557,6 368,3 614,2 331 457 2431,1 461,8 473 469,9 674 445,4 444,3 681,5 431,6 767,5 934,6 450,6 445,8 568,7 618,4
Pb 206 Pb 567,7 3059 657,1 1021 878,4 2510 588,8 1468 1112 767,5 452 504,8 734,8 431,2 1030 988,1 536,1 556 675,2 1507
±2s [Ma] 25,2 16,8 28,2 49,7 30,8 16,5 23,9 33,2 35,3 32,4 36,2 25,5 21,3 41,2 22,8 22,7 25,1 27,4 22,5 20,9
Disc. I. [%] 0,4 65,6 1,5 23,6 14,4 1,8 4,5 31,1 21,2 3,2 0,2 2,2 1,8 0 8,4 1,7 3,1 4 3,7 27
Disc. II. [%] 1,8 88 6,5 67,6 48 3,2 21,6 67,8 57,7 12,2 1,5 12 7,3 -0,1 25,5 5,4 16 19,8 15,8 59
0,59 0,51 0,61 0,59 0,53 0,57 0,60 0,57 0,52 0,52 0,55 0,55 0,61
460,4 461,9 1591,8 906,2 656,9 573,7 2001,6 587,1 571,8 445,4 729,7 370,3 2322,5
7,3 8,0 30,2 11,7 9,0 7,5 22,3 7,9 8,4 6,4 9,8 5,1 26,7
497,1 463,5 1733 928,6 844,4 609,3 2054 591,6 635,3 449,3 750,3 372,6 2404
11,1 13,3 29,1 14,2 15,8 11,0 19,0 11,1 13,9 10,4 13,6 8,0 20,9
670,1 471,7 1908 982,3 1376 743,8 2107 608,7 868,5 469,5 812,1 387 2474
24,9 34,3 25,3 19,8 23 21,3 16,3 22,3 26,3 27,5 22,8 24,6 16,6
7,4 0,4 8,1 2,4 22,2 5,8 2,6 0,7 10 0,9 2,7 0,6 3,4
31,3 2,1 16,6 7,7 52,3 22,9 5 3,5 34,2 5,1 10,1 4,3 6,1
rho
206
VT-50 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 21 22 23
750 192 90 464 426 667 417 550 223 368 278 681 153
110 46 100 44 70 45 188 158 94 57 181 115 49
0,18 0,29 1,39 0,12 0,21 0,08 0,56 0,35 0,52 0,19 0,81 0,21 0,40
0,07 0,105 0,462 0,045 0,155 0,033 0,171 0,117 0,215 0,067 0,319 0,064 0,12
0,07403 0,07428 0,28009 0,15093 0,10727 0,09308 0,36411 0,09535 0,09275 0,07153 0,11986 0,05912 0,43372
0,8 0,9 1,1 0,7 0,7 0,7 0,6 0,7 0,8 0,7 0,7 0,7 0,7
0,6316 0,5785 4,5105 1,4957 1,2971 0,8222 6,5614 0,7907 0,8695 0,5566 1,0937 0,4433 9,6742
155
Minta
Szemcse 24 25 26 27 28 29 30 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 66 67 68 69 70 71 72 73
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 415 56 0,17 0,109 0,15944 0,7 287 45 0,19 0,071 0,08366 0,7 174 44 0,32 0,115 0,07422 0,9 1023 447 0,54 0,352 0,05506 0,9 367 32 0,11 0,047 0,07966 0,7 252 87 0,43 0,141 0,07221 0,8 250 59 0,29 0,096 0,07158 0,8 280 43 0,19 0,067 0,07314 0,8 252 81 0,40 0,154 0,07435 0,8 407 139 0,44 0,179 0,07586 0,7 1676 642 0,47 1,049 0,07383 0,7 367 71 0,24 0,258 0,08668 0,8 825 452 0,68 0,229 0,31343 0,6 57 22 0,47 0,15 0,16259 1 129 29 0,28 0,094 0,08416 0,9 247 80 0,40 0,172 0,08926 0,8 172 42 0,30 0,101 0,12960 0,8 496 39 0,11 0,077 0,07478 0,7 133 28 0,26 0,094 0,07175 0,9 249 83 0,41 0,134 0,14121 0,7 186 42 0,28 0,101 0,07269 0,9 201 54 0,33 0,135 0,12119 0,8 73 14 0,24 0,089 0,12442 0,9 112 64 0,70 0,255 0,37837 0,7 278 72 0,32 0,187 0,16030 0,8 628 168 0,33 0,11 0,05279 0,7 450 190 0,52 0,174 0,10162 0,7 239 93 0,48 0,163 0,05244 0,8 899 277 0,38 0,484 0,09471 0,7 162 74 0,57 0,189 0,09648 0,8 696 91 0,16 0,054 0,05982 0,7 463 229 0,61 0,214 0,05450 0,7 433 148 0,45 0,542 0,10377 0,9 293 65 0,28 0,134 0,08409 0,8 343 34 0,12 0,143 0,07113 0,8
207
Pb 235 U 2,8994 0,6749 0,6098 0,8928 0,6330 0,5719 0,5591 0,5808 0,6742 0,7226 4,3008 1,4827 5,3696 1,5887 0,6852 0,9121 1,1832 0,7782 0,5783 1,3388 0,6189 1,1866 1,1993 8,9330 2,2302 0,3880 0,8583 0,3832 2,7896 0,8071 0,4494 0,4155 3,3432 0,8300 0,9264
±1s [%] 1,3 1,3 1,9 3,3 1,3 1,5 1,6 1,4 1,6 1,5 1,2 1,4 1,1 2 1,8 1,6 1,5 1,4 1,9 1,3 1,8 1,5 1,9 1,2 1,3 1,4 1,3 1,7 1,3 1,6 1,3 1,4 1,3 1,7 1,8
207
Pb 206 Pb 0,1319 0,0585 0,0596 0,1176 0,0576 0,0574 0,0566 0,0576 0,0658 0,0691 0,4225 0,1241 0,1243 0,0709 0,0590 0,0741 0,0662 0,0755 0,0585 0,0688 0,0618 0,0710 0,0699 0,1712 0,1009 0,0533 0,0613 0,0530 0,2136 0,0607 0,0545 0,0553 0,2337 0,0716 0,0945
±1s [%] 1,0 1,1 1,6 3,1 1,1 1,3 1,3 1,2 1,3 1,4 0,9 1,1 0,8 1,7 1,6 1,4 1,2 1,2 1,6 1,0 1,6 1,3 1,6 0,9 1,0 1,1 1,0 1,5 1,1 1,4 1,1 1,2 1,0 1,5 1,6
rho 0,57 0,55 0,47 0,28 0,53 0,53 0,52 0,53 0,51 0,46 0,62 0,56 0,61 0,50 0,47 0,49 0,54 0,50 0,50 0,57 0,47 0,53 0,48 0,62 0,64 0,54 0,56 0,48 0,53 0,50 0,54 0,51 0,67 0,47 0,43
206
Pb 238 U 953,6 517,9 461,5 345,5 494,1 449,5 445,7 455 462,3 471,4 459,2 535,9 1757,5 971,2 520,9 551,2 785,6 464,9 446,7 851,5 452,3 737,4 756 2068,7 958,4 331,6 623,9 329,5 583,3 593,7 374,5 342,1 636,4 520,5 443
±2s [Ma] 12,9 7,4 7,8 6,1 6,7 7,0 7,0 6,7 7,0 6,4 6,4 7,8 19,9 17,5 8,5 8,4 11,5 6,2 8,1 11,6 7,4 11,0 12,8 26,3 14,4 4,7 8,4 5,3 7,5 9,1 5,0 4,8 10,6 8,0 6,5
207
Pb 235 U 1382 523,7 483,4 647,9 497,9 459,3 450,9 465 523,3 552,2 1694 923,3 1880 965,8 529,9 658,2 792,8 584,5 463,3 862,7 489,2 794,4 800,3 2331 1191 332,9 629,2 329,4 1353 600,8 376,9 352,8 1491 613,6 665,8
±2s [Ma] 19,2 11,0 14,4 31,4 10,6 11,2 11,4 10,8 12,7 13,1 19,1 16,6 18,2 24,6 15,1 15,9 16,1 12,3 14,0 14,9 14,3 16,4 20,8 22,0 17,7 7,7 11,8 9,8 19,1 14,6 7,9 8,4 20,5 15,7 17,4
207
Pb 206 Pb 2123 548,9 588,9 1920 515,7 508,6 477,7 514,4 798,9 901,4 3991 2015 2018 953,6 568,8 1044 813,2 1081 546,7 891,6 665,6 957,9 925,7 2570 1641 341,7 648,4 329 2933 627,8 391,4 424 3077 974,3 1518
±2s [Ma] 19,2 24,8 36 56,4 25,4 28,5 29,7 27,2 28,4 28,4 16,1 21 16 35,2 35,4 29,2 26,2 24,5 35,9 22,2 35 26,1 34,2 17,1 18,8 26,2 22,8 34,9 18,9 30,4 24,1 27,5 17,2 30,9 30,7
Disc. I. [%] 31 1,1 4,5 46,7 0,8 2,1 1,2 2,1 11,6 14,6 72,9 42 6,5 -0,6 1,7 16,3 0,9 20,5 3,6 1,3 7,5 7,2 5,5 11,3 19,5 0,4 0,8 0 56,9 1,2 0,6 3 57,3 15,2 33,5
Disc. II. [%] 55,1 5,6 21,6 82 4,2 11,6 6,7 11,5 42,1 47,7 88,5 73,4 12,9 -1,8 8,4 47,2 3,4 57 18,3 4,5 32 23 18,3 19,5 41,6 2,9 3,8 -0,1 80,1 5,4 4,3 19,3 79,3 46,6 70,8
156
Minta
Szemcse 74 75 81 82 83 84 85 86 87 88 89 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 32 36 37 38
206 207 U Pb Th 208Pb Pb ±1s Pb 206 238 235 [ppm] [ppm] U Pb U [%] U 247 74 0,37 0,143 0,07367 0,8 0,6215 28 6 0,24 0,081 0,08987 1,5 0,6915 907 353 0,48 0,924 0,07467 0,7 3,7104 389 119 0,38 0,122 0,07347 0,7 0,5835 278 40 0,18 0,064 0,06993 0,8 0,5765 190 64 0,42 0,177 0,09050 0,8 0,9138 176 53 0,37 0,123 0,07331 0,9 0,5689 334 57 0,21 0,083 0,07299 0,8 0,6145 1217 16 0,02 0,119 0,05931 0,8 0,7919 113 11 0,12 0,054 0,08094 1 0,6462 151 20 0,17 0,069 0,08389 0,9 0,7027 470 63 0,15 0,05 0,07396 0,9 0,5636 878 148 0,19 0,064 0,07463 0,8 0,5753 461 218 0,54 0,177 0,07815 0,8 0,6113 525 38 0,08 0,16 0,07626 0,9 1,1019 694 105 0,17 0,258 0,08936 0,8 1,7148 766 157 0,23 0,097 0,09239 0,8 0,8638 452 153 0,39 0,157 0,09704 0,8 0,9526 1680 815 0,55 0,836 0,10076 0,8 4,5352 271 37 0,16 0,081 0,14405 0,9 2,3139 10 0 0,04 0,311 0,07027 3,2 1,5061 1081 23 0,02 0,009 0,11518 0,8 1,0087 1222 473 0,45 0,711 0,06259 0,8 2,6279 505 213 0,47 0,344 0,05466 0,9 0,9978 918 185 0,23 0,321 0,07514 0,8 1,5822 143 56 0,44 0,139 0,36819 0,8 6,6682 44 34 0,88 0,294 0,10278 1,5 0,9185 289 52 0,20 0,122 0,08509 0,9 0,8908 597 373 0,72 0,247 0,11174 0,7 1,0239 196 47 0,26 0,092 0,51618 0,8 12,8290 163 26 0,18 0,072 0,27888 0,9 5,5135 187 6 0,04 0,012 0,11207 0,9 0,9396 280 8 0,04 0,014 0,08379 1 0,6853 697 291 0,48 0,423 0,09150 0,7 2,1598 195 164 0,96 0,324 0,09799 1,1 0,9014
±1s [%] 1,7 3 1,1 1,4 1,5 1,5 1,8 1,5 1,8 2,1 1,7 1,9 1,7 1,8 1,8 1,7 1,7 1,8 1,6 1,6 7,7 1,5 1,6 2,2 2,4 1,6 3,7 2,1 1,6 1,5 1,8 2 2 1,5 2,4
207
Pb 206 Pb 0,0612 0,0558 0,3604 0,0576 0,0598 0,0732 0,0563 0,0611 0,0968 0,0579 0,0608 0,0553 0,0559 0,0567 0,1048 0,1392 0,0678 0,0712 0,3264 0,1165 0,1555 0,0635 0,3045 0,1324 0,1527 0,1314 0,0648 0,0759 0,0665 0,1803 0,1434 0,0608 0,0593 0,1712 0,0667
±1s [%] 1,5 2,6 0,9 1,2 1,2 1,3 1,5 1,3 1,6 1,8 1,5 1,7 1,5 1,6 1,6 1,5 1,4 1,6 1,4 1,4 7,0 1,3 1,4 1,9 2,2 1,4 3,4 1,9 1,4 1,3 1,5 1,8 1,7 1,3 2,1
rho 0,49 0,51 0,61 0,51 0,54 0,51 0,53 0,54 0,46 0,47 0,52 0,46 0,47 0,45 0,48 0,46 0,50 0,46 0,48 0,52 0,41 0,50 0,50 0,43 0,34 0,50 0,40 0,42 0,46 0,52 0,53 0,45 0,49 0,48 0,47
206
Pb 238 U 458,2 554,8 464,2 457 435,8 558,5 456,1 454,2 371,4 501,7 519,3 460 464 485,1 473,8 551,8 569,7 597,1 618,9 867,5 437,8 702,8 391,4 343 467 2020,9 630,7 526,5 682,9 2683 1585,7 684,8 518,7 564,4 602,6
±2s [Ma] 7,3 16,4 6,1 6,3 6,8 8,2 8,2 7,2 6,0 9,4 9,2 7,7 7,1 7,6 7,8 8,4 9,2 9,5 8,9 13,9 26,8 10,1 6,2 6,1 7,4 26,8 17,9 8,7 9,4 34,5 26,3 11,9 9,6 7,6 13,2
207
Pb 235 U 490,8 533,7 1574 466,7 462,2 659,1 457,3 486,4 592,2 506,1 540,4 453,9 461,4 484,4 754,3 1014 632,2 679,4 1738 1217 932,8 708,2 1309 702,7 963,2 2068 661,6 646,8 715,8 2667 1903 672,7 530 1168 652,5
±2s [Ma] 13,0 25,5 18,1 10,5 11,0 14,5 12,9 11,8 16,2 16,5 14,7 13,9 12,7 14,0 19,2 22,1 15,8 18,0 26,3 23,4 96,1 15,6 24,4 22,0 29,9 27,6 36,7 19,7 16,4 28,7 30,5 19,9 16,2 20,5 23,5
207
Pb 206 Pb 645,8 444,7 3752 514,6 595,9 1020 463,4 641,4 1564 526,1 630,4 423 448,7 481,2 1711 2217 862,7 963 3601 1903 2407 725,6 3493 2130 2377 2116 768,3 1093 820,8 2655 2269 632,5 578,8 2570 828,9
±2s [Ma] 31,6 58,5 15,9 26,9 27,3 26,4 33,2 27,8 30,5 40,1 32,4 37,8 33,8 36,2 29,6 27 30,4 33,2 22,7 25,9 119 28,4 23,5 34,7 38,8 24,5 72,5 37,6 29,9 22,5 26,6 39 37,3 22,6 44,9
Disc. I. [%] 6,6 -3,9 70,5 2,1 5,7 15,3 0,3 6,6 37,3 0,9 3,9 -1,4 -0,6 -0,1 37,2 45,6 9,9 12,1 64,4 28,7 53,1 0,8 70,1 51,2 51,5 2,3 4,7 18,6 4,6 -0,6 16,7 -1,8 2,1 51,7 7,6
Disc. II. [%] 29 -24,8 87,6 11,2 26,9 45,3 1,6 29,2 76,3 4,6 17,6 -8,7 -3,4 -0,8 72,3 75,1 34 38 82,8 54,4 81,8 3,1 88,8 83,9 80,3 4,5 17,9 51,8 16,8 -1 30,1 -8,3 10,4 78 27,3
157
Minta
Szemcse 39 40 41 42 43 44 45 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 560 64 0,13 0,156 0,07452 0,8 391 82 0,25 0,169 0,08427 0,8 909 126 0,16 0,162 0,09786 0,7 316 139 0,50 0,161 0,24588 0,7 148 101 0,78 0,251 0,10027 0,9 80 30 0,43 0,14 0,13135 1,1 452 98 0,25 0,127 0,11561 0,8 491 207 0,48 0,158 0,07202 0,8 346 58 0,20 0,061 0,07494 0,8 388 11 0,03 0,05 0,07582 0,8 389 193 0,57 0,189 0,09990 0,8 934 324 0,40 0,188 0,07511 0,8 183 109 0,68 0,219 0,11181 0,9 270 98 0,42 0,135 0,07336 1 278 107 0,43 0,149 0,05029 1 226 52 0,27 0,087 0,07458 0,9 197 11 0,06 0,027 0,07910 1 157 140 1,03 0,36 0,27439 0,9 414 29 0,08 0,039 0,07519 0,8 82 44 0,62 0,196 0,34807 0,9 195 64 0,37 0,119 0,07410 1 284 77 0,32 0,115 0,08711 0,9 1610 1623 1,15 1,275 0,08472 0,8 665 356 0,61 0,21 0,09244 0,8 1311 137 0,12 0,146 0,22301 0,9 215 237 1,27 0,406 0,09978 0,9 296 34 0,13 0,044 0,07352 0,9
207
207
Pb 235 U 1,0011 0,9845 1,3882 3,1832 0,8554 1,2302 1,2146 0,5719 0,5751 0,7147 0,8417 0,8349 0,9733 0,5719 0,3805 0,5675 0,6305 4,4943 0,6263 6,2618 0,5776 0,6952 5,5876 0,8044 4,5915 0,8235 0,5636
±1s [%] 2,3 1,9 1,5 1,5 2,3 2,5 1,6 1,8 1,9 1,9 1,7 1,7 2 2,1 2,3 2,2 2,3 1,7 1,8 1,8 2,3 2 1,5 1,8 1,7 2,1 2,1
Pb 206 Pb 0,0974 0,0847 0,1029 0,0939 0,0619 0,0679 0,0762 0,0576 0,0557 0,0684 0,0611 0,0806 0,0631 0,0566 0,0549 0,0552 0,0578 0,1188 0,0604 0,1305 0,0565 0,0579 0,4784 0,0631 0,1493 0,0599 0,0556
±1s [%] 2,2 1,7 1,3 1,3 2,0 2,2 1,4 1,7 1,8 1,8 1,5 1,5 1,8 1,8 2,0 1,9 2,0 1,4 1,6 1,6 2,1 1,8 1,3 1,6 1,4 1,9 1,9
0,3936 0,3832 0,3976 0,5715 0,7542 4,5501
1,4 1,4 1,3 1,4 1,8 1,2
0,0981 0,0543 0,0575 0,0586 0,0615 0,1165
1,2 1,1 1,1 1,2 1,5 0,9
±2s [Ma] 6,8 8,1 8,1 18,6 11,1 16,3 10,1 6,6 7,2 7,0 9,7 7,3 12,1 8,4 6,1 8,5 9,7 23,9 7,6 30,3 8,6 9,6 7,8 9,2 20,6 10,9 8,3
207
Pb 235 U 704,4 695,9 883,9 1453 627,6 814,4 807,3 459,2 461,3 547,5 620,1 616,3 690,2 459,3 327,4 456,4 496,4 1730 493,8 2013 462,9 535,9 1914 599,3 1748 610 453,8
±2s [Ma] 23,6 18,8 17,8 23,7 21,2 28,2 18,2 13,6 14,4 16,3 16,2 15,9 20,2 15,4 12,6 15,9 17,8 27,7 13,9 32,0 16,9 16,7 26,8 16,1 27,7 19,5 15,3
207
0,33 0,43 0,47 0,48 0,42 0,43 0,46 0,42 0,42 0,40 0,47 0,47 0,46 0,46 0,44 0,44 0,45 0,52 0,47 0,50 0,43 0,46 0,50 0,48 0,53 0,44 0,45
Pb 238 U 463,3 521,6 601,9 1417,2 616 795,6 705,3 448,3 465,9 471,1 613,8 466,9 683,2 456,4 316,3 463,7 490,7 1563,1 467,3 1925,4 460,8 538,4 524,2 570 1297,7 613,1 457,3
Pb 206 Pb 1576 1309 1677 1506 669,7 866,4 1100 514,3 438,6 879,7 643 1212 713 473,9 407,1 420 522,8 1938 618,5 2104 473,5 525,2 4176 712 2338 598,5 436,3
±2s [Ma] 41,2 33 25,2 26 44,1 46,9 29,3 36,8 39,4 36,7 33,3 30,2 38,1 41,1 45,5 43,4 44,4 26 34,1 28,2 45,6 39,1 21,7 33,5 24,8 41,5 41,8
Disc. I. [%] 34,2 25 31,9 2,5 1,8 2,3 12,6 2,4 -1 14 1 24,3 1 0,6 3,4 -1,6 1,1 9,6 5,4 4,4 0,5 -0,5 72,6 4,9 25,7 -0,5 -0,8
Disc. II. [%] 70,6 60,2 64,1 5,9 8 8,2 35,9 12,8 -6,2 46,4 4,5 61,5 4,2 3,7 22,3 -10,4 6,1 19,4 24,4 8,5 2,7 -2,5 87,4 19,9 44,5 -2,4 -4,8
0,57 0,60 0,60 0,57 0,53 0,66
184,8 321,6 315,6 440,6 549 1607,5
3,0 5,1 4,9 6,9 9,9 21,8
337 329,4 339,9 459 570,7 1740
8,2 7,6 7,7 10,6 15,4 19,3
1589 384,8 509,4 552,3 658,1 1904
22,6 24,8 23,7 26,2 32,3 16,6
45,1 2,4 7,1 4 3,8 7,6
88,4 16,4 38 20,2 16,6 15,6
rho
206
VJ-1 34 35 36 37 38 39
4048 770 767 288 191 371
1659 192 290 58 72 214
0,51 0,31 0,47 0,25 0,47 0,72
0,222 0,105 0,166 0,089 0,162 0,245
0,02909 0,05115 0,05018 0,07074 0,08889 0,28322
0,8 0,8 0,8 0,8 0,9 0,8
158
Minta
Szemcse 40 41 47 48 49 50 51 52 53 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 41 42 43 44 45 51 52 53 54 55 56 57 58 59
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 1120 342 0,38 0,164 0,04852 0,8 394 119 0,37 0,124 0,15276 0,8 132 88 0,83 0,303 0,04802 1 347 64 0,23 0,124 0,10268 0,8 465 42 0,11 0,041 0,06782 0,8 751 95 0,16 0,101 0,06444 0,8 265 155 0,73 0,254 0,09270 0,8 537 187 0,43 0,161 0,06402 0,8 463 159 0,42 0,166 0,06315 0,8 200 24 0,15 0,092 0,13636 1,2 497 184 0,46 0,155 0,05005 0,9 675 131 0,24 0,111 0,05069 0,8 388 78 0,25 0,079 0,31201 0,8 337 160 0,59 0,195 0,12783 0,8 342 51 0,19 0,141 0,11406 0,9 242 56 0,29 0,084 0,33156 0,8 302 27 0,11 0,044 0,07105 0,9 385 39 0,13 0,043 0,06856 0,8 173 38 0,28 0,191 0,19007 0,8 218 44 0,25 0,086 0,06824 0,9 1006 148 0,18 0,072 0,12633 0,8 783 3 0,00 0,003 0,05278 0,6 338 24 0,09 0,031 0,09401 0,7 206 165 0,99 0,33 0,10450 0,7 294 51 0,22 0,08 0,24383 0,6 419 62 0,19 0,06 0,05332 0,6 328 17 0,06 0,023 0,05450 0,7 849 187 0,28 0,108 0,08655 0,6 347 285 1,00 0,393 0,07358 0,8 429 33 0,10 0,039 0,07888 0,6 202 77 0,48 0,161 0,09603 0,7 610 9 0,02 0,018 0,05492 0,7 604 204 0,42 0,16 0,11752 0,6 1643 99 0,07 0,077 0,06503 0,8 235 95 0,50 0,173 0,05332 0,8
207
Pb 235 U 0,4524 1,5236 0,3763 1,0368 0,5461 0,6592 0,7774 0,5280 0,5521 2,8244 0,3667 0,4443 5,1211 1,2649 1,8952 5,9924 0,5876 0,5469 4,2136 0,5478 2,7060 0,3944 0,7870 0,9003 4,8399 0,3910 0,4009 0,7347 0,6362 0,6171 0,7755 0,4090 1,0762 0,6735 0,3923
±1s [%] 1,3 1,3 2 1,3 1,4 1,3 1,5 1,4 1,5 1,6 1,5 1,4 1,2 1,4 1,4 1,2 1,6 1,5 1,4 1,7 1,2 1,3 1,4 1,4 1,1 1,5 1,6 1,2 1,6 1,3 1,6 1,4 1,3 1,5 1,8
207
Pb 206 Pb 0,0676 0,0723 0,0568 0,0732 0,0584 0,0742 0,0608 0,0598 0,0634 0,1502 0,0531 0,0636 0,1190 0,0718 0,1205 0,1311 0,0600 0,0579 0,1608 0,0582 0,1554 0,0542 0,0607 0,0625 0,1440 0,0532 0,0534 0,0616 0,0627 0,0567 0,0586 0,0540 0,0664 0,0751 0,0534
±1s [%] 1,0 1,0 1,7 1,0 1,1 1,0 1,3 1,1 1,2 1,1 1,3 1,2 0,9 1,1 1,1 1,0 1,4 1,3 1,1 1,4 0,9 1,1 1,2 1,2 1,0 1,3 1,4 1,0 1,3 1,2 1,4 1,3 1,1 1,3 1,6
rho 0,61 0,61 0,51 0,62 0,59 0,61 0,56 0,58 0,57 0,75 0,56 0,58 0,62 0,57 0,65 0,61 0,53 0,55 0,59 0,53 0,63 0,47 0,49 0,46 0,52 0,44 0,47 0,52 0,54 0,46 0,45 0,45 0,46 0,50 0,45
206
Pb 238 U 305,4 916,4 302,3 630,1 423 402,6 571,5 400 394,7 824 314,8 318,8 1750,6 775,5 696,3 1845,9 442,5 427,5 1121,7 425,5 766,9 331,5 579,2 640,7 1406,6 334,9 342,1 535,1 457,7 489,5 591,1 344,6 716,3 406,2 334,9
±2s [Ma] 4,7 13,2 6,1 9,7 6,6 6,1 9,2 6,1 6,5 18,9 5,2 5,2 23,1 11,4 12,0 24,6 7,3 6,9 16,8 7,4 11,0 3,9 7,4 8,0 15,0 4,2 4,9 6,6 7,5 5,8 7,9 4,4 7,8 6,0 5,3
207
Pb 235 U 379 939,9 324,3 722,3 442,5 514,1 584 430,5 446,4 1362 317,2 373,3 1840 830,1 1079 1975 469,3 442,9 1677 443,6 1330 337,5 589,5 651,9 1792 335,1 342,3 559,3 499,9 488,1 582,9 348,2 741,8 522,8 336
±2s [Ma] 8,2 15,6 11,3 13,6 9,8 10,4 13,5 9,5 10,8 24,5 8,3 9,0 20,6 15,6 18,7 21,9 12,2 10,9 22,6 12,1 18,1 7,3 12,2 13,6 19,4 8,3 9,1 10,6 12,5 10,5 13,9 8,5 13,2 12,3 10,3
207
Pb 206 Pb 857,1 995,5 485,1 1020 545,1 1047 633,1 596,8 722 2349 334,9 727,1 1942 979,5 1964 2113 602,9 524,1 2464 538,5 2406 379,2 629,2 690,7 2276 336,8 343,8 659,2 698,3 481,5 551,3 371,9 819,5 1072 344
±2s [Ma] 21,9 21,1 38,6 21,5 24,5 21,2 27,4 24,3 26,5 19,4 29 25,2 18 23,6 20 18,4 30,1 28,2 19,8 31,5 17,4 25,5 25,9 27 18,1 30 31,6 23 28,8 26,8 30,7 29,1 23,7 26,7 36,6
Disc. I. [%] 19,4 2,5 6,8 12,8 4,4 21,7 2,1 7,1 11,6 39,5 0,8 14,6 4,8 6,6 35,5 6,5 5,7 3,5 33,1 4,1 42,3 1,8 1,7 1,7 21,5 0,1 0,1 4,3 8,4 -0,3 -1,4 1 3,4 22,3 0,3
Disc. II. [%] 64,4 7,9 37,7 38,2 22,4 61,5 9,7 33 45,3 64,9 6 56,2 9,9 20,8 64,5 12,6 26,6 18,4 54,5 21 68,1 12,6 7,9 7,2 38,2 0,6 0,5 18,8 34,5 -1,7 -7,2 7,3 12,6 62,1 2,6
159
Minta
Szemcse 60 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 5 6 7 8
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 281 15 0,08 0,043 0,06811 0,9 356 85 0,29 0,112 0,04968 0,7 401 184 0,56 0,268 0,06904 0,7 397 95 0,31 0,114 0,06969 0,7 547 188 0,42 0,143 0,10061 0,6 1267 251 0,24 0,11 0,07389 0,6 323 43 0,17 0,059 0,38443 0,6 707 143 0,25 0,087 0,05078 0,6 501 24 0,06 0,019 0,06860 0,7 1082 488 0,56 0,225 0,07563 0,6 1224 411 0,41 0,154 0,05302 0,6 87 16 0,24 0,09 0,08313 2 487 35 0,10 0,052 0,04677 1,5 846 454 0,71 0,407 0,04926 1,4 104 69 0,88 0,277 0,05153 2,5 252 84 0,44 0,24 0,07679 1,5 317 18 0,08 0,022 0,05404 1,6 293 43 0,19 0,062 0,06953 1,6 85 53 0,83 0,249 0,05491 2,6 52 46 1,17 0,329 0,35484 1,6 196 110 0,75 0,23 0,11952 1,5 204 65 0,42 0,18 0,08590 1,6 338 42 0,16 0,065 0,07290 1,4 498 364 0,98 0,302 0,10153 1,3 370 113 0,41 0,146 0,07423 1,5 466 158 0,45 0,137 0,05494 1,4 571 188 0,44 0,151 0,02947 1,5 292 71 0,33 0,098 0,05080 1,6 183 59 0,43 0,377 0,09287 1,8 251 42 0,23 0,071 0,07190 1,6 331 25 0,10 0,033 0,07235 1,5 501 317 0,72 0,262 0,04781 0,7 121 36 0,34 0,132 0,10376 0,9 582 27 0,06 0,043 0,06774 0,7 986 111 0,13 0,118 0,05343 0,6
207
Pb 235 U 0,5317 0,3941 0,6411 0,5970 0,8506 0,6663 8,5738 0,3762 0,5263 0,7050 0,4299 0,7167 0,3834 0,7023 0,3887 0,7752 0,4153 0,5474 0,4019 6,1047 1,1262 0,9667 0,5773 0,8340 0,5775 0,3999 0,2173 0,3717 1,8275 0,5652 0,5790 0,4930 0,9525 0,5937 0,6245
±1s [%] 1,7 1,6 1,5 1,4 1,3 1,3 1,2 1,5 1,6 1,3 1,3 5,3 3,3 2,9 6,3 3,9 3,5 3,6 6,4 3,1 3,4 3,6 3,3 2,9 3,2 3,2 3,6 4,1 4,8 3,8 3,4 1,6 2 1,4 1,3
207
Pb 206 Pb 0,0566 0,0575 0,0673 0,0621 0,0613 0,0654 0,1618 0,0537 0,0556 0,0676 0,0588 0,0625 0,0595 0,1034 0,0547 0,0732 0,0557 0,0571 0,0531 0,1248 0,0683 0,0816 0,0574 0,0596 0,0564 0,0528 0,0535 0,0531 0,1427 0,0570 0,0580 0,0748 0,0666 0,0636 0,0848
±1s [%] 1,4 1,4 1,3 1,3 1,2 1,1 1,1 1,3 1,4 1,2 1,2 4,9 3,0 2,5 5,8 3,6 3,1 3,2 5,9 2,7 3,1 3,2 3,0 2,5 2,8 2,9 3,3 3,8 4,5 3,5 3,0 1,4 1,8 1,2 1,2
rho 0,55 0,45 0,45 0,45 0,46 0,48 0,49 0,42 0,46 0,48 0,47 0,38 0,45 0,49 0,39 0,38 0,46 0,46 0,40 0,52 0,45 0,45 0,42 0,46 0,47 0,44 0,42 0,40 0,37 0,42 0,44 0,44 0,44 0,46 0,48
206
Pb 238 U 424,8 312,5 430,4 434,3 618 459,6 2097 319,3 427,7 470 333 514,8 294,6 310 323,9 477 339,3 433,3 344,6 1957,7 727,8 531,2 453,6 623,3 461,6 344,8 187,2 319,4 572,5 447,6 450,3 301,1 636,4 422,5 335,5
±2s [Ma] 7,6 4,3 5,6 5,5 7,0 5,3 21,2 3,9 6,0 5,9 4,0 20,1 8,6 8,4 15,6 13,7 10,7 13,6 17,3 55,5 21,3 16,6 12,2 15,6 13,6 9,6 5,6 10,2 19,8 14,0 12,9 4,1 10,5 5,3 4,2
207
Pb 235 U 432,9 337,4 503 475,3 625 518,4 2294 324,2 429,4 541,8 363,1 548,7 329,6 540,2 333,4 582,7 352,7 443,3 343 1991 765,9 686,8 462,7 615,8 462,9 341,5 199,7 320,9 1055 454,9 463,8 406,9 679,4 473,2 492,7
±2s [Ma] 11,9 9,0 11,8 11,0 12,2 10,3 22,2 8,2 11,2 11,3 8,0 45,6 18,7 24,1 36,0 34,8 21,2 25,7 37,9 55,3 37,2 36,1 24,6 26,6 24,1 18,9 13,2 22,8 64,1 28,4 25,3 10,6 19,7 10,7 10,5
207
Pb 206 Pb 476,4 512,3 848,5 678,8 650,2 787,2 2474 359,4 438,2 856,6 560,3 692,5 584,1 1686 400,2 1020 441,7 495,5 332,4 2026 878,8 1237 508,2 588,4 469,3 319,5 349,2 331,9 2261 492,2 531,4 1063 824,5 727,2 1310
±2s [Ma] 31,4 31,2 28 27,9 25,3 23,8 19,1 30,6 31,7 25 25,8 105 64,4 46,4 129 72,9 69,9 69,8 134 47,5 63,4 62,9 65,8 55,3 63,1 66,1 74,3 85,8 77,1 77,1 66,5 28,8 37,5 26,9 23,4
Disc. I. [%] 1,9 7,4 14,4 8,6 1,1 11,4 8,6 1,5 0,4 13,3 8,3 6,2 10,6 42,6 2,8 18,1 3,8 2,3 -0,5 1,7 5 22,6 2 -1,2 0,3 -1 6,2 0,5 45,8 1,6 2,9 26 6,3 10,7 31,9
Disc. II. [%] 10,8 39 49,3 36 5 41,6 15,2 11,2 2,4 45,1 40,6 25,7 49,6 81,6 19,1 53,2 23,2 12,6 -3,7 3,4 17,2 57 10,7 -5,9 1,6 -7,9 46,4 3,8 74,7 9,1 15,3 71,7 22,8 41,9 74,4
160
Minta
Szemcse 9 10 11 12 13 14 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44
206 U Pb Th 208Pb Pb ±1s 206 238 [ppm] [ppm] U Pb U [%] 81 78 1,10 0,37 0,04933 0,9 569 192 0,38 0,139 0,08252 0,6 1389 6 0,01 0,021 0,04707 0,6 102 34 0,38 0,121 0,19731 0,7 311 40 0,15 0,048 0,07089 0,6 130 64 0,56 0,185 0,05044 0,8 186 83 0,51 0,204 0,27946 0,8 302 47 0,18 0,059 0,07251 0,7 1594 502 0,36 0,391 0,05077 0,7 294 31 0,12 0,046 0,07141 0,7 175 63 0,41 0,217 0,06044 0,8 208 77 0,42 0,143 0,07095 0,7 205 39 0,22 0,075 0,08750 0,8 213 79 0,43 0,137 0,07531 0,7 204 128 0,72 0,241 0,10115 0,7 283 42 0,17 0,054 0,07186 0,7 247 28 0,13 0,043 0,07172 0,7 145 106 0,84 0,283 0,05086 0,9 650 85 0,15 0,075 0,05726 0,8 113 43 0,44 0,145 0,04728 1 275 104 0,43 0,144 0,08321 0,6 319 169 0,61 0,209 0,08943 0,7 1416 143 0,13 0,077 0,14044 0,7 118 127 1,24 0,447 0,08667 0,8 451 41 0,10 0,034 0,07118 0,6 37 13 0,39 0,138 0,11234 1,1
207
Pb 235 U 0,3642 0,6862 0,4092 2,1733 0,5562 0,3710 6,1991 0,5672 1,1811 0,5638 0,5534 0,5490 0,7457 0,5794 0,8361 0,5589 0,5472 0,3728 0,4962 0,3430 0,6787 0,7408 2,3291 0,7191 0,5548 1,0168
±1s [%] 3,2 1,3 1,4 1,5 1,5 2,5 1,3 1,7 1,4 1,7 1,7 1,8 1,7 1,7 1,5 1,6 1,6 2,1 1,4 2,6 1,5 1,5 1,2 2,1 1,4 2,9
207
Pb 206 Pb 0,0536 0,0603 0,0630 0,0799 0,0569 0,0534 0,1609 0,0567 0,1688 0,0573 0,0664 0,0561 0,0618 0,0558 0,0600 0,0564 0,0553 0,0532 0,0629 0,0526 0,0592 0,0601 0,1203 0,0602 0,0565 0,0657
±1s [%] 3,0 1,2 1,2 1,3 1,4 2,4 1,1 1,5 1,2 1,6 1,5 1,7 1,5 1,5 1,3 1,5 1,5 1,9 1,2 2,4 1,4 1,3 1,0 1,9 1,2 2,7
rho 0,30 0,46 0,45 0,47 0,43 0,33 0,56 0,43 0,49 0,41 0,46 0,39 0,45 0,43 0,47 0,40 0,42 0,41 0,57 0,38 0,42 0,47 0,58 0,37 0,43 0,37
206
Pb 238 U 310,4 511,2 296,5 1160,8 441,5 317,2 1588,6 451,3 319,2 444,7 378,3 441,9 540,7 468,1 621,1 447,4 446,5 319,8 358,9 297,8 515,3 552,1 847,2 535,8 443,2 686,3
±2s [Ma] 5,7 6,1 3,5 15,3 5,5 5,0 21,3 6,2 4,1 6,1 5,9 6,1 7,9 6,5 8,2 5,7 6,0 5,4 5,8 5,8 6,3 7,3 10,9 7,9 5,1 14,0
207
Pb 235 U 315,4 530,5 348,3 1173 449 320,4 2004 456,2 791,8 454 447,2 444,4 565,7 464,1 617 450,8 443,2 321,7 409,1 299,4 526 562,8 1221 550,1 448,1 712,3
±2s [Ma] 17,2 11,2 8,0 21,4 11,1 13,8 23,5 12,3 15,0 12,7 12,5 13,2 14,9 12,6 13,8 11,9 11,8 11,6 9,8 13,4 12,7 12,7 16,8 17,7 9,9 30,3
207
Pb 206 Pb 352 614,8 709,8 1194 487,8 343,6 2465 481 2545 501,4 819,2 457,2 667,7 444,3 601,9 468,4 425,8 335,8 703,3 312,3 572,8 606,4 1960 609,9 473,4 795,1
±2s [Ma] 68,4 26,3 26,1 27,1 30,7 53,6 19,8 33,7 21 35 32,4 37,5 33,2 34,3 28,7 33,2 33,3 43,4 25,7 54,3 30,7 28,4 18,1 41,8 27,6 57,5
Disc. I. [%] 1,6 3,7 14,9 1 1,7 1 20,7 1,1 59,7 2 15,4 0,6 4,4 -0,9 -0,7 0,8 -0,8 0,6 12,3 0,6 2 1,9 30,6 2,6 1,1 3,6
Disc. II. [%] 11,8 16,9 58,2 2,8 9,5 7,7 35,6 6,2 87,5 11,3 53,8 3,3 19 -5,4 -3,2 4,5 -4,9 4,8 49 4,6 10 8,9 56,8 12,1 6,4 13,7
Az U- és Pb-tartalom és a Th/U arány a GJ-1 referenciacirkon nominális koncentrációja alapján számított. Korrigált izotóparányok: a háttérzaj, drift és frakcionáció korrekció a GJ-1 referenciacirkon nominális ID-TIMS értékei alapján történt. A 207Pb/235U arány a korrigált 7/6 és 6/8 arányok (207Pb/206Pb/(238U/206Pb*1/137.88)) alapján számított. A rho érték a 206Pb/238U/207Pb/235U korrelációs koefficiens. A Diszkordancia I a 100*(1-(206Pb/238U kor)/(207Pb/235U kor)), a Diszkordancia II a 100*(1-(206Pb/238U kor)/(207Pb/206Pb kor)) képlet alapján számított.
161
