A TOARCI (KORA-JURA) ÓCEÁNI ANOXIKUS ESEMÉNY VIZSGÁLATA A MECSEKBEN ÉS A GERECSÉBEN DIPLOMAMUNKA
Készítette: Müller Tamás Témavezető: Dr. Pálfy József
Eötvös Loránd Tudományegyetem Általános és Alkalmazott Földtani Tanszék Budapest, 2015 1
Tartalomjegyzék 1. Bevezetés és célkitűzések ................................................................................................. 4 2.A toarci óceáni anoxikus esemény általános jellemzése .................................................... 5 3. Földtani felépítés ............................................................................................................ 14 3.1. A Mecsek késő-triász és kora-jura fejlődéstörténete ................................................. 14 3.1.1. A Réka-völgyi toarci feketepala kutatástörténete ................................................ 17 3.2. A Gerecse kora-jura fejlődéstörténete ....................................................................... 18 3.2.1. A toarci esemény kutatástörténete a Gerecsében ................................................ 19 3.3. Terepi megfigyelések a vizsgált szelvényekben ........................................................ 20 3.3.1. Réka-völgy .......................................................................................................... 20 3.3.2. Tölgyhát .............................................................................................................. 23 3.3.3. Kisgerecse............................................................................................................ 24 4. Mintagyűjtés és vizsgálati módszerek ............................................................................. 26 4.1. Réka-völgy ................................................................................................................ 26 4.2. Tölgyhát és Kisgerecse .............................................................................................. 28 4.3. A Réka-völgyi szelvény szénizotópadatai ................................................................. 30 4.4.A tölgyháti és kisgerecsei szelvények szén- és oxigénizotóp-adatai .......................... 32 4.4.1. Szénizotóp-adatok ............................................................................................... 32 4.4.2. Oxigénizotóp-adatok ........................................................................................... 33 4.5. A vizsgált szelvények karbonáttartalma .................................................................... 36 4.5.1. Réka-völgy .......................................................................................................... 36 4.5.2. Tölgyhát ............................................................................................................... 37 4.5.3. Kisgerecse............................................................................................................ 37 4.6. A gerecsei szelvények mangán adatai ....................................................................... 38 5. Diszkusszió ...................................................................................................................... 38 5.1 A vizsgált szelvények és δ13C adataik összehasonlítása............................................. 38 5.2.1. A Réka-völgyi szelvény nagyfelbontású δ13Corg görbéjének jellemzése............. 41 5.2.2. Tölgyháti és kisgerecsei szelvények δ13Ccarb görbéi ............................................ 42 5.3. Kemosztratigráfiai korreláció .................................................................................... 44 5.3.1 Kemosztratigráfiai korreláció más európai szelvényekkel ................................... 45 2
5.3.2. A vizsgált szelvények rétegtani helyének pontosítása kemosztratigráfiai módszerekkel ....................................................................................................................... 49 5.4 Üledékhézagok és kondenzáció a Gerecsében ........................................................... 50 5.5. Környezeti változások a Réka-völgyi szelvényben ................................................... 53 6. Következtetések ............................................................................................................... 56 7. Összefoglalás ................................................................................................................... 57 Abstract ................................................................................................................................ 58 Köszönetnyilvánítás ............................................................................................................ 58 Irodalomjegyzék .................................................................................................................. 60 Függelék .............................................................................................................................. 66
3
1.Bevezetés és célkitűzések Az alsó-toarciban szervesanyagban gazdag fekete palák jelennek meg világszerte a rétegsorokban. Ezeknek a paláknak a megjelenése és az elterjedése globális léptékű óceáni anoxikus eseményt jelez. Az anoxikus esemény egy olyan földtörténeti időszak, amikor globálisan kedvező feltételek alakulnak ki az óceánokban anomálisan nagy szerves anyag tartalmú
üledékek
képződéséhez.
Az
anoxiával
egyidőben
jelentős
anomáliák
tapasztalhatóak az egyes globális geokémiai rendszerekben, amelyek közül a szénizotóprendszerben látható ez a legmarkánsabban. A globális szénkörforgásban fellépő zavar pozitív szénizotóp-anomáliaként jelentkezik, amelyet feltűnő, éles negatív eltolódás „tüske” szakít meg a toarci óceáni anoxikus esemény csúcspontján. A szénizotópanomáliával egyidőben másodrendű kihalási esemény sújtja az élővilágot. A kihalási esemény párhuzamosan zajlik egyes környezeti rendszerek megváltozásával, mint például a karbonátprodukcióban mutatkozó krízis vagy a kontinentális mállás intenzitásának megnövekedése és a nutriens-beáramlás fokozódása a tengerekbe. A különbözö geokémiai rendszerekben fellépő anomáliák egyfajta jelet hagynak hátra az üledékes rétegsorokban, ezek jelentkezhetnek regionális, de akár globális léptékben is. Az anomáliák jellegzetes bélyegei korrelálhatóak egymással a különböző rétegsorokban, így rétegtani információt is nyújtanak. Ez a rétegtani módszer a kemosztratigráfia, amely ugyan rendkívül praktikus, de gyakran nehezen alkalmazható egyéb sztratigráfiai, például biosztratigráfiai eszközök nélkül. A toarci óceáni anoxikus esemény jelentős környezeti változásai okozta geokémiai anomáliák ideális lehetőséget teremtenek e módszer alkalmazásához. A szakdolgozat célja elsőként a Mecsekben Réka-völgyi és a Gerecsében a tölgyháti és kisgerecsei toarci szelvények stabil szénizotópos vizsgálata az anoxikus esemény tükrében. További cél az izotópos jelek sztratigráfiai alkalmazási lehetőségeinek vizsgálata, a szelvények egymással és más európai rétegsorokkal való korrelációjuk elvégzése és rétegtani helyük pontosítása. A kapott eredmények hozzájárulhatnak a toarci anoxikus esemény lefolyásának pontosabb megismeréséhez és okainak jobb megértéséhez.
4
2.A toarci óceáni anoxikus esemény általános jellemzése
1. ábra: A toarci óceáni anoxikus esemény feketepaláinak elterjedése a világban (Jenkyns et al. 2002 alapján)
Az anoxikus események olyan diszkrét időszakok a földtörténetben, amikor az oxigén minimum zóna intenzíven kiterjed szerte a világóceánokban és ez a drasztikusan megváltozott kémiai állapot nagy mennyiségű szervesanyag felhalmozódását teszi lehetővé az üledékekben feketepalákat eredményezve (Jenkyns, 2010). A kora jurára, jelenlegi ismeretek szerint körülbelül 183 millió évvel ezelőttre tehető a toarci óceáni anoxikus esemény (Pálfy & Smith, 2000). Az anoxikus eseményt reprezentáló időszakot két szakaszra, azaz két különálló eseményre lehet osztani (Boulila et al. 2014). Az egyik a pliensbachi-toarci határesemény, a másik a nagyobb léptékű kora-toarci esemény, amely időben ammoniteszek alapján a Tenuicostatum és Falciferum (≈Serpentinum) Zónákra tehető (Jenkyns, 1988). A két esemény a stabil izotóp és az őslénytani adatok alapján is elkülönülni látszik (Cecca & Macchioi 2004; Dera et al. 2010). A kora-toarci esemény igen jelentős és drasztikus változásokat eredményezett, felborult a globális szénkörforgás és mindehhez az élővilágot érintő másodrangú kihalási esemény is társult (Jenkyns, 1988; Jenkyns, 2010; Cecca & Macchioni 2004; Mattioli et al. 2009; Caswell et al. 2009). Az utóbbi esemény jellegzetes és általánosan elterjedt képződménye a szervesanyagban gazdag feketepala, amelyek oxigénszegény vagy már majdhogynem oxigénmentes környezetben, azaz anoxikus vagy már euxin körülmények között a bentosz élet teljes 5
hiányában jöttek létre (Jenkyns, 1988; Jenkyns, 2010). Ezeknek a globálisan elterjedt feketepaláknak (1. ábra) a teljes szerves szén tartalma (TOC) jellemzően igen magas. Európában éles eltérés mutatkozik ezekben az értékekben. Az északnyugat-európai epikontinenális tenger képződményeiben a TOC nagyon magas, a 20%-ot is elérheti (Röhl et al. 2001), ezzel eszemben délen a Tethysi-Európa pelágikus képződményeiben ez átlag 5% körüli
(Jenkyns
et
al
2001;
Sabatino et
al.
2009).
A
megnövekedett
szervesanyagtartalommal egyidőben a karbonáttartalomban nagy esés tapasztalható. Általános
krízis
mutatkozik
a
karbonátprodukcióban,
amely
tükröződik
a
karbonátplatformok szinte teljes eltűnésében (Trecalli et al. 2012), a medence rétegsorokban
a
karbonát
felhalmozódás
lecsökkenésében
és
a
fő
pelágikus
karbonáttermelők, a Schizophaerellák méretcsökkenésében is (Suan et al. 2008b; Mattioli et al. 2009). Az esemény során a globális szénkörforgásban jelentős mértékű perturbáció tapasztalható. Ez a jelenség a stabil szénizotópok arányának megváltozásában nyilvánul meg és egyaránt kimutatható a tömeges tengeri karbonátokban, a tengeri szervesanyagban, biogén karbonátokban, de a szárazföldi eredetű szervesanyagokban (pl. faanyagok) is (2. ábra) (Röhl et al. 2001; Hesselbo et al. 2007; Jenkyns, 2010). A szénizotóp-összetételben jelentkező anomáliát először a δ13C görbén jelentkező pozitív kilengésként sikerült azonosítani (Jenkyns & Clayton 1986; Jenkyns, 1988). Később a nagyobb felbontású vizsgálatoknak köszönhetően kiderült, hogy a pozitív anomália mellett, ezt megelőzően egy igen jelentős negatív kilengés (2. ábra; 3. ábra), vagy még kifejezőbben, „tüske” is tapasztalható, körülbelül 5-7‰-es kilengést mutatva a δ13C görbén (Hesselbo et al. 2000; Kemp et al. 2005; Hermoso et al. 2009). A negatív kilengés a rétegsorokban általában közvetlenül azon a ponton kezdődik ahol a szervesanyagtartalom is elkezd növekedni (3. ábra) (Röhl et al. 2001). Több elmélet is született annak magyarázatára, hogy, hogyan kerülhetett, geológiai értelemben hirtelen ilyen nagy mennyiségű könnyű
12
C a globális
szénkörforgásba. Az egyik lehetséges forrás az eseménnyel egy időben működő KarooFerrar nagy magmás provincia kiterjedt trap bazalt vulkáni tevékenységéből származó 12Cben gazdag széndioxid (Pálfy & Smith, 2000; Suan et al. 2008a; Jenkyns, 2010). Másik lehetséges forrás a selfeken a tengerfenék üledékeiben tárolt bakteriális eredetű metánhidrát (δ13Cmetán ≈ −60‰) disszociációja, kigázosodása, amely nyomán az atmoszférába kerülő nagy mennyiségű metán járulhat hozzá a
12
C többlethez (Hesselbo et al. 2000;
Kemp et al. 2005; Cohen et al. 2007). Harmadik lehetséges forrás a Karoo-medencében található nagy vastagságú permotriász kőszénrétegeknek a benyomuló bazalttelérek 6
hatására történő termális metamorfózisa, amelynek során nagy mennyiségű könnyű szénizotópban gazdag széndioxid szabadulhat fel (McElwain et al. 2005). Hermoso et al. (2012) szerint ennek hatása sokkal gyengébb lehet és kevésbé valószínű. Mostanra a negatív δ13C anomáliára a felsorolt lehetőségek közül a legelfogadottabb magyarázat a metán-hidrát disszociáció és a vulkanizmus (4. ábra) (Jourdan et al. 2008; Suan et al. 2010). A nagyfelbontású δ13C görbéken erőteljes ciklicitást látunk az esemény alatt, amely összefüggést mutat a Föld pályaelemeinek periodikus megváltozásával (Kemp et al. 2005; Huang & Hesselbo, 2013). Kemp et al. (2005) a Yorkshire-i toarci szelvényen mért nagyfelbontású δ13Corg görbéjén három (Cohen et al. (2007) szerint négy) jól elkülöníthető, lépcsőzetes, 2-3‰-es hirtelen negatív esés tapasztalható amelyeket, a gázhidrát precessziós ciklusok szerinti disszociációjának tulajdonítanak. A δ13C görbe asztronómiai ciklusai lehetőséget kínálnak az esemény időtartamára vonatkozó becslésekre. Több munka is tesz arra kísérletet, hogy a spektrális analízis matematikai módszereit felhasználva a szénizotóp-anomália időbeliségét meghatározzák. Ezek alapján a kora-toarci esemény időtartamára 300 és 900 ezer év közötti hosszúságú intervallumokat becsülnek a különböző szerzők (20. ábra) (Kemp et al. 2005; Suan et al. 2008a; Huang & Hesselbo, 2013).
2. ábra: Nagyfelbontású karbonáttartalom, oxigénizotóp, széniizotóp (teljes kőzeten (fekete), brachiopoda vázakon (zöld), belemniteszen (kék), és faanyagon (piros négyzet)) és kalciumizotóp (teljes karbonát (piros), brachiopoda (kék)) görbék a Peniche-i toarci szelvényből. (Brazier et al. 2015 alapján. Oxigénizotóp adatok Suan et al. 2008a, szénizotóp adatok Hesselbo et al. (2007) alapján)
7
A vulkáni eredetű széndioxid valamint a felszabaduló és a légkörben széndioxiddá oxidálódó metán erős üvegházgázok, melyek intenzív felmelegedést válthattak ki (4. ábra). A Yorkshire-i szelvényben belemnitesz rosztrumokon mért δ18Obel és Mg/Ca adatok (3. ábra) azt mutatják, hogy a tengervíz hőmérsékletemelkedése akár 6-7°C is lehetett a középső Tenuicostatum Zónától a Falciferum Zónáig (Bailey et al. 2003). Portugáliában a Peniche-ben található toarci szelvényben brachiopodák vázanyagát vizsgálták, ott 4-5°C-os növekedést feltételeznek (2. ábra) (Suan et al. 2010). Mindazonáltal a hőmérsékletbecslés sok hibával és bizonytalansággal bírhat, például az édesvíz-beáramlás módosító hatása nem zárható ki (Bailey et al. 2003). A megemelkedett hőmérséklet a hidrológiai ciklus felgyorsulását is eredményezhette (4. ábra). Az egyes régiónkban jelentősen megnövekedő csapadékráta intenzív kontinentális mállásban és a tengerekben megnövekedett folyóvízi édesvíz-beáramlásban nyilvánult meg (4. ábra) (Jenkyns, 2003; Cohen et al. 2004). A mállásintenzitás könnyen alkalmazható indikátorai az agyagásványok. A kora-toarci esemény során számos európai szelvényben, többek közt a mecseki Réka-völgyben is kimutatható a kaolinit dominanciája az agyagásványok között (21. ábra) (Raucsik & Varga 2008; Dera et al. 2009; Branski, 2010). A kaolinit megjelenése a kémiai mállás intenzitásának növekedését jelzi. A tethysi régióra tett megállapítások szerint az esemény idején ebben a térségben extrém csapadékos, monszunszerű éghajlat feltételezhető (Dera et al. 2009). A kontinentális mállás megnövekedésére további bizonyítékul szolgálhatnak az ozmium és stroncium izotóprendszerek. Ezeknek az elemeknek a radiogén izotópjai nagyobb mennyiségben vannak jelen a kontinentális kéregben ezért annak intenzív mállását jelezhetik, ha részarányuk megnő a világtengerekben. A
87
Sr/86Sr görbén az
anoxikus esemény alatt folytonos eltolódást látunk az egyre inkább radiogén értékek felé és ez egybeesik a δ13C görbén tapasztalt negatív kilengéssel is (3. ábra) (McArthur et al. 2000; Jenkyns, 2010). Az
187
Os/188Os izotóprendszer szintén radiogén értékek felé tolódik el, de
ez másképp reagál, rövidtávú, pár tízezer éves változásokat mutat és abszolút értéke területenként nagyon változó ezért az feltételezhető, hogy ez a rendszer valószínűleg a lokális hatásokra válaszol és inkább egy adott területen a folyó általi beszállítás mértékéről nyújthat információt.
187
Os/188Os alapú becslések alapján az északnyugat-európai
epikontinentális tenger területére vonatkoztatva a szárazföldi mállási ráta akár 400-800%al való megnövekedése is feltételezhető a toarci esemény alatt (Cohen et al. 2004; Jenkyns et al. 2010). Az intenzív mállási ráta megnövekedésére további bizonyíték az üledékekben a detritális proxik (pl. Rb/Al, Zr/Al, K/Al, Ti/Al), megugró aránya, amely jó korrelációt mutat a δ13C negatív eltolódásával (Kemp & Izumi 2014; Montero-Serrano et al. 2015). 8
3. ábra Kemosztratigráfiai táblátaz a Yorkshire szelvény Jet Rock feketepalájából. A stroncium, szén és oxigén izotópok valamint a Mg/Ca arány belemniteszen lett mérve. A szürke sáv a toarci óceáni anoxikus esmény időintervallumát fedi le (Jenkyns, 2003; stabilizotóp adatok McArthur et al. (2000) alapján).
Feltételezhető, hogy a légkörben megnövekedett CO2 a tengervízbe beoldódva annak savasodását válthatta ki. Az esemény alatt, kiterjedt karbonátprodukciós krízis tapasztalható, szinte teljesen eltűnnek a karbonátplatformok, a pelágikus és medence rétegsorok egyaránt lecsökkent karbonátprodukciót mutatnak (Suan et al. 2008b; Trecalli et al. 2012). A δ13C negatív kilengésével egy időben a δ44/40Ca értékek is határozott negatív eltolódást mutatnak (2. ábra), amelyet bizonyos mértékben a savasodásnak tulajdonítanak, de valószínűbb, hogy a tengervízben a
40
Ca részarányának megnövekedése inkább az
intenzív szárazföldi mállás hatására történhetett (Brazier et al. 2015). Az
erőteljes
felmelegedés
következtében
felgyorsult
hidrológiai
ciklus
eredményeképpen intenzívvé váló kontinentális mállás, folyóvízi beszállítás és óceáni feláramlás, megnövekedett nutriens-beáramlást eredményezett (4. ábra). Ez a felszíni vízrétegekben megnövekedett bioproduktivitáshoz, ami nagy szervesanyag-fluxushoz és végső soron a lerakódó üledékekben megemelkedett teljes szerves széntartalom (TOC) értékéhez
vezetett
(4. ábra) (Jenkyns,
2010).
A megnövekedett
szervesanyag
produktivitásra utalhat többek közt a nitrogénizotóp-rendszerben jelentkező anomália 9
(δ15N mint produktivitás proxi). A δ15N görbe értékeiben pozitív kilengést tapasztalunk, amely pozitív korrelációt mutat a TOC értékek maximumával és a δ13C negatív kilengésével (Jenkyns et al. 2001). Ennek magyarázata az oxigénminimum zóna kiterjedése lehet. Az erősen lecsökkent oldott oxigéntartalmú feláramlási zónák vizében a denitrifikáció vált az uralkodó reakcióvá és a fő oxidáló a nitrát lett. A folyamat során a 15
N izotóban gazdag nitrát tovább szállítódott a feláramlásokkal ahol a fotikus zónában a
plankton szervezetek azt felhasználták, nagy produktivitást eredményezve és velük az üledékek δ15N aránya pozitív irányba tolódott el. (Jenkyns et al. 2001; Jenkyns, 2010). A nagy mennyiségű szervesanyag oxidációja révén az aljzaton egyre inkább oxigénben szegény környezet alakult ki (Jenkyns et al. 1988; Röhl et al. 2001). Az anoxia kialakulásában segíthetett a folyóvizek édesvízbeáramlása is, amely hozzájárult a vízoszlop rétegződéséhez, megszüntetve az alsó és felső vízrétegek közötti keveredést (Farrimond et al. 1989). Az előrehaladó anoxia a denitrifikációs fázistól a szulfátredukciós fázisig tart (Jenkyns, 2010; Gill et al. 2011). A legvégső esetben, amikor a tengervízben már nincs jelen oldott oxigén, euxin környezet alakul ki. Ilyenkor a vízoszlopban szabad H2S van jelen, és ha van vas a rendszerben, akkor bakteriális közvetítéssel frambiodális pirit képződik. Ezek a framboidok aprók (<5µm) és eloszlásuk változása az üledékekben jól jelzi az anoxikus vízrétegek kiterebélyesedését vagy visszahúzódását (Wignall & Newton 1998). Az euxinia egy szélsőséges állapota, amikor a szulfidos vízréteg eléri a fotikus zónát.
Ez
a
környezet
kedvező
bizonyos
zöld
kénbaktériumoknak,
amelyek
életműködéséhez fény és szabad H2S szükséges. A kora-toarci esemény feketapala képződményeiből kimutathatóak ennek a baktériumnak a biomarkerei, amelyek jól jelezhetik időnként mennyire extrém módon kiterjedhetett az anoxia (Jenkyns, 2010; van de Schootbrugge et al. 2013). Az esemény során a redoxállapotok megváltozását redoxérzékeny elemek gyakoriságaránya és izotópjai is bizonyítják. A globálisan kiterjedt euxin vízrétegek egyik fő indikátora a kénizotóp rendszerben tapasztalható pozitív anomália. Az esemény alatt a δ34SCAS (karbonáthoz kötött kén, amely a tengervíz kénizotóp összetételét mutatja) értékekben, a δ13C görbével összhangban ~6‰-es pozitív kilengés tapasztalható, amely az esemény után csak nagyon lassan áll vissza az esemény előtti értékekre. Ezt úgy értelmezik, hogy nagy területen, globálisan alakulhatott ki olyan környezet ahol bakteriális eredetű pirit tudott képződni és eltemetődni, elvonva az óceánvizéből a könnyű
32
S izotópot (Gill et al. 2011). Az euxinia időbeli változásáról a
δ98/95Mo értékek ciklikus megugrása és leesése nyújt információt. Yorkshire-ban δ98/95Mo és a δ13Corg görbe oszcillációja jó korrelációt mutat az esemény fő időszaka alatt. Az 10
értelmezés szerint az euxin vízrétegek tér és időbeli változása szoros összefüggést mutat a rövid metán-hidrát disszociációs eseményekkel, jellemzően ilyenkor terebélyesedtek ki az euxin víztömegek (Pearce et al. 2008). Főleg
az
alpi-mediterrán
régió
alsó-toarci
pelágikus
képződményeinek
jellegzetessége, hogy gyakran nagy mennyiségben tartalmaznak mangánt, amely esetenként, például Úrkúton gazdasági jelentőségű érctelepeket is alkothat (Jenkyns et al. 1991; Haas, 2012). A mangános rétegek rendszerint a feketepala alatt vagy ciklikusan közbetelepülve jelennek meg, eredetileg mangán-karbonátokként váltak ki az üledékben a redox határon, majd később feloxidálódtak. A megfigyelések arra engednek következtetni, hogy a mangándúsulás feltétele egy laterálisan nagy kiterjedésű oxigénszegény, de még nem szulfidos vízréteg, jellemzően az az állapot, amikor nitrát-redukció van jelen az oxigénminimum-zónában mielőtt a szemcseközi pórusvíz redoxállapota elérné a leginkább anoxikus körülményeket (Jenkyns, 2010). A mangán eredete vitatott, elképzelhető, hogy hidrotermás eredetű, de szárazföldi mállás is lehet a forrása (Haas, 2012). Polgári et al. (2012) képződési modellje szerint a mangán oxidos, hidroxidos formában aerob körülmények között csapódott ki kemolitoautotróf baktériumuk közreműködésével, majd reduktív környezetbe kerülve (akár áthalmozva) az üledék-tengervíz hatáfelületen bakteriális redukció révén mangán-karbonátok képződtek (Haas, 2012). A kora-toraciban beállt környezeti változások a szárazföldi és tengeri élővilágban globális méretű tömeges kihalást vontak maguk után (Aberhan & Fürsich, 2000; Cecca & Macchioni, 2004). Becslések szerint a kihalási esemény során a tengeri családok körülbelül 5%-a, és a nemzetségek 26%-a halt ki (Caswell et al. 2009). A kihalást leginkább a bentosz csoportok szenvedték el. Amikor az anoxia a legkiterjedtebb volt (Exaratum Szubzóna), az teljesen kizárta a bentosz élet lehetőségét, habár ahogy a redox határ ingadozott időnként kialakulhattak „bentosz szigetek”, kiemeltebb aljzati területek, ezt benépesíthették bentosz élőlények, brachiopodák és kagylók és így túlélhették az időszakot (Röhl et al. 2001). Az aljzaton kialakult anoxikus környezet legkevésbé a brachiopodáknak kedvezett, azon belül is az Athyridida rendet viselte meg leginkább (Vörös, 2002). A kihalást feltehetően nem csak az anoxia válthatta ki, más megváltozott környezeti tényezők is szerepet játszhattak. Ahogy már említésre került a hidrológiai ciklus felgyorsulásának eredményeképpen egyes területeken nagy mennyiségű édesvizet szállíthattak be a folyók (4. ábra). Az is feltételezhető, hogy a felmelegedés hatására sarki eredetű csökkent szalinitású vizek áramlottak déli irányba. Így a tengervíz felső rétegeiben a szalinitás lecsökkenhetett, kedvezőtlen
feltételeket
előidézve
egyes 11
csoportoknak.
Továbbá
a
légkörben
megnövekedett CO2 mennyisége a tengervízbe beoldódva olyan pH változást idézhetett elő, amely megnehezíthette a mészkiválasztást egyes szervezetek számára (Mattioli et al. 2004; Mattioli et al 2009). Az egyes életközösségekre valószínűleg az esemény ideje alatti globális traszgresszió is kedvezőtlen hatást gyakorolt, így ez az összetett kihalási esemény egyik oka is lehet (Hallam & Wignall 1999; Ruban, 2009)
4. ábra: Folyamatábra az óceáni anoxikus események dinamikájáról (Jenkyns (2003) alapján módosítva).
Összegezve, a toarci óceáni anoxikus esemény nagyon bonyolult és összetett példája annak, hogyan reagál a Föld, mint rendszer a hirtelen és nagyléptékű változásokra. Amióta a jelenséget felismerték több elmélettel és modellel is próbálták megérteni a folyamatot (Küspert, 1982; Jenkyns, 1988; Röhl et al. 2001; Wignall et al. 2005) (modellek helyett összetett folyamatábra, lásd. 4. ábra). Vitatható az is, hogy egyáltalán globális 12
lehetett-e ez a jelenség, ugyanis a kora-jura óceáni lemezek teljesen szubdukálódtak így nem tudhatjuk biztosan mennyire is volt „óceáni” és „globális” az „óceáni anoxikus esemény”. Egyedül Japánból ismert olyan szelvény, amelynek képződményei óceáni környezetre utalnak (Gröcke et al. 2011). Továbbá az eseménnyel kapcsolatban lényeges kérdés, hogy a globális jeleket mennyire befolyásolják regionális és lokális hatások. Másik probléma, hogy a kutatások zömmel az egykori Tethys medencéjére és különösen az északnyugati epikontinentális tenger területére koncentrálódnak. A jövőben az egész folyamat megértéséhez elengedhetetlen, hogy minél több és nagyobb felbontású adatot szerezzünk és ehhez új, eddig nem, vagy nem kellő részletességgel vizsgált szelvények feldolgozása is szükséges.
13
3. Földtani felépítés 3.1. A Mecsek késő-triász és kora-jura fejlődéstörténete A Pannon-medence délnyugati szegmensében(5.a ábra), a középmagyarországi lineamenstől délre eső Tisza nagyszerkezeti egységben, azon belül a Mecseki fácieszónában található a Mecsek-hegység (Csontos et al. 2002). A Tiszai-egység magyarországi területén egyedül itt és a Villányi-hegységben bukkannak felszínre az
5. ábra: A Mecsek-hegység leegyszerűsített földtani térképe (a) és a Réka-völgyi szelvény elhelyezkedése a térképen (b). (Raucsik & Varga (2008); Földtani térkép Nagy (1968), szerkezetföldtani adatok Csontos et al. (2002) alapján. 1 — gránit, 2 — perm, 3 — triász, 4 — jura, 5 — kréta, 6 — neogén, 7 — térképezett/feltételezett áttolódás, 8 — transzform vető, 9 — oldaleltolódás. b) 1 — patak, 2 — turistaút, 3 — műút, 4 — település
14
egység sajátos pre-neogén képződményei (5.a ábra). A Tiszai-egység az kora-jurában még a Variszkuszi Európa déli peremén lehetett, innen a bathban szakadhatott le és összetett forgási és lemezsodródási folyamatok során elérkezett jelenlegi helyére (Csontos, 1992). A riftesedési folyamat már a késő-triászban megkezdődött, az extenzió következtében a Mecseki-zónában félárkok keletkeztek. Ebben a sajátos tektonikai környezetben kiterjedt üledékgyűjtők jöttek létre, amelyekben nagy vastagságban rakódtak le kezdetben tavi majd sekélytengeri delta üledékek (Nagy, 1968). A késő-triászban rakódott le a ~500m vastag a Karolinavölgyi Homokkő Formációnak nevezett sziliciklasztos sorozat, amely főleg arkózás homokkőből, aleurolitból és agyagból áll, a képződmény alsó részén kőszenes rétegekkel. Ősmaradványok alapján az üledék lerakódása tavi, lagúna vagy delta környezetben történhetett. Felfelé haladva fokozatos átmenetet mutat a fedő kőszenes sorozatba (Nagy, 1968; Bóna, 1995). A legkésőbbi rhaetitől kezdve a kora liászig parallikus kőszénmocsarak alakultak ki a területen, a Mecseki Kőszén Formáció jellegzetes üledékes sorozatotát hátrahagyva. Hasonló alsó-liász képződmények többfelé előfordulnak az alp-kárpáti régióban, amelyeket összefoglalóan gresteni fáciesnek neveznek és tipikusan a Tethys európai selfjén képződöttnek gondolják (Haas, 2001). A szenes rétegek vastagsága általában 150-300 m, de helyenként az 1200 m-t is elérheti. A képződmény ciklusos
felépítésű,
arkózás
homokkő,
aleurolitos,
agyagos
és
kőszénrétegek
váltakozásából épül fel (Nagy, 1968; Haas, 1995). A formáció középső tagozata már hettangi, főleg folyami jellegű ártéri, csatorna és mocsári üledékek váltakoznak, de felfelé a molluszkák alapján már brakkvízi környezet valószínűsíthető. A felső tagozat alsószinemuri, az üledékek alapján a képződési környezet árapály síkság és mocsári lehetett. Néhány réteg már crinoideákat is tartalmaz jelezve, hogy időnként normálsós tengeri környezet lehetett (Nagy, 1968). A mecseki alsó-jura rétegsor egy transzgresszíós sorozat, fokozatosan mélyülő üledékképződési környezettel (Némedi-Varga, 1998). A Mecseki Kőszénre települ a felső-szinemuri Vasasi Márga, amely finomszemcsés homokkőből és sötétszürke márgákból áll crinoideás mészkő közbetelepülésekkel. A formáció vastagsága 250 ― 650 m körüli a Mecsekben. A rétegsor alsó részén nagyon gyakoriak az ősmaradványok, amelyek alapján sekélytengeri környezet feltételezhető. Egyes rétegekben kőzetalkotó mennyiségű a Lyogryphaea, ezért „gryphaeás márgának” is hívják. A képződmény felső része egyre mélyebb vízi üledékképződési környezetet mutat. A fokozatos kimélyülést jelzi például az ammoniteszek és belemniteszek megjelenése is (Császár et al. 2007). A szinemuri későbbi szakaszában a kimélyülő tendencia folytatódik, amely feltehetően az eusztatikus tengerszintváltozás és a folyamatos süllyedés együttes 15
eredménye. Nyílt
tengeri, hemipelágikus
üledékek rakódtak le
(Hosszúhetényi
Mészmárga), erre utal a képződmények terrigén eredetű alkotóinak lecsökkent mennyisége és a mésziszap tartalom növekedése is (Raucsik & Merényi, 2000; Haas, 2001). Az európai perem szintén jellegzetes képződménye ez az erősen bioturbált márga, amelyet sajátos megjelenése miatt „foltos márgának” is hívnak, a Mecsekben 2,000 m vastagságot is elérhet. Ugyanez, vagy legalábbis nagyon hasonló képződmény a Keleti-Alpok allgäui fácieséből „Fleckenmergel” néven ismert (Némedi-Varga, 1998). A felső-pliensbachiban folytatódik a foltos márga képződése, de megjelennek benne áthalmozott crinoideás mészkövek
és
ritmikusan
változó
kevert
karbonátos-sziliciklasztos
kőzetek
(Mecseknádasdi Homokkő). A finom- és középszemcsés homokköveken megfigyelhető gradáció és kersztlemezesség zagyárakból kiülepedett turbiditekre utalnak (Haas, 2001; Raucsik & Varga 2008b). A márgasorozatban a homokkövek megjelenésének az oka lehet tengerszintesés vagy klímaváltozás is, a pliensbachi későbbi szakaszára visszaszorul a terrigén beszállítás és ismét a foltos márga lesz a domináns (Haas, 1994). Az alsó- és középső-toarcit homokkövekkel megszakított ~ 150 m vastag Óbányai Aleurolit Formáció márgás aleurolitja képviseli. Ebben található a ~ 10 m vastag a toarci óceáni anoxikus eseményt képviselő szervesanyagban gazdag feketepala, a Rékavölgyi Formáció. A képződmény különlegessége, hogy az üledékképződés idején uralkodó anoxia lehetővé tette halmaradványok jó megtartásban való megőrződését (Dulai et al. 1992). A feketepala felett visszatér a homokkövekkel tagolt foltos márga. A felső-toarcitól a bajóciig közel 200 m-es vastagságban következik a Komlói Mészmárga Formáció, ritmikus képződménye. Ősmaradvány tartalma pelágikus üledékképződési környezetre utal, tartalmaz többek közt Bositra kagylókat, radioláriákat, ammoniteszeket és belemnitesz rosztrumokat (Raucsik & Varga, 2008b). A bajóci végén megkezdődik a Pennini-óceánág kinyílása és a Tiszaiegység leválása Európáról, aminek következtében a területen jelentősen megváltozik az üledékképződés jellege. A kimélyülés és süllyedés miatt mélytengeri üledékképződési környezet alakult ki, alárendelt terrigén beszállítással (Haas, 1994). A középső-jurában már a Dunántúli-középhegység képződményeihez nagyon hasonló kondenzált pelágikus üledékeket találhatunk a Mecsekben. Ez a folyamat megfigyelhető az ősmaradvány együttesek megváltozásában is, egyes mediterrán eredetű ammonitesz és brachiopoda fajok megjelenésével (Géczy, 1973; Vörös, 1993).
16
3.1.1. A Réka-völgyi toarci feketepala kutatástörténete A Réka-völgyben felszínre bukkanó toarci korú képződményekről először Peters (1862) tesz említést, aki nagyon hasonlónak véli a Sváb Jura bitumenes, „Posidonomyás” paláihoz. Vadász (1935) csak említést tesz arról, hogy a toarci márga felső részén laminált feketepala rétegek találhatóak, valamint faunalistát közölt a toarci emeletről. Forgó et al. (1966) behelyezi a rétegsort a felső-toarciba, valamint átveszi Vadász (1935) faunalistáját. Földi et al. (1967) szintén megemlítik feketepala jelenlétét a Mecsek liász rétegsorából és rövid leírást is ad róla. Fülöp (1971) arról ír, hogy a mecseki alsó-toarciban bitumenes palák vannak a rétegsorban. Jenkyns (1988) toarci óceáni anoxikus esményről szóló munkájában említést tesz arról, hogy a Réka-völgyi feketepala az esemény rekordja és párhuzamba állítja a Németországban „Posidonienschiefer” néven ismert képződménnyel. Galácz (1991) munkája az első, amely részleteiben is foglalkozik a Réka-völgy pliensbachi-toarci képződményeivel. Precíz leírást ad a rétegsorról és leírja azok ősmaradványtartalmát. Dulai et al. (1992) a rétegsort őslénytani, szedimentológiai és szerves geokémiai szempontból vizsgálták. Megállapításaik szerint a feketepala éretlen II. típusú kerogént tartalmaz, továbbá Jenkyns (1985) modelljét a toarci óceáni anoxikus eseményről felhasználva magyarázzák meg a feketepala képződésének körülményeit. Kiss (2005) a szelvény foraminifera vizsgálatát végezte el. A képződmény szerves geokémiai és izotóp-geokémiai vizsgálatát Varga et al. (2007) végezték el. Munkájuk során nagyobb elemszámú mintával dolgozva megerősítették, hogy a feketepala kerogénje éretlen II. típusú, a képződmény potenciális szénhidrogén anyakőzet, kedvező körülmények között képződhetett belőle szénhidrogén. Végeztek a szelvényen stabilizotópos vizsgálatokat is (δ13Corg, δ13Ccarb, δ18Ocarb) (21. ábra). Az izotópgörbék kis felbontása miatt az adatok nem használhatóak fel más toarci szelvényekkel való korrelációra, emellett a szelvény nem kellően részletes biosztratigráfiája is hátrányt jelent. Raucsik & Varga (2008a,b) agyagásványtani szempontból vizsgálták a szelvényt, kiugró kaolinit csúcsot (21. ábra) kimutatva az agyagásvány spektrumban. Értelmezésük szerint a kaolinit csúcs a toarci esemény alatti intenzív kontinentális mállás eredménye, amelyből meleg, nedves szubtrópusi-trópusi klímát feltételeznek a térségben. A megnövekedett szárazföldi mállási ráta további bizonyítékául szolgálnak Varga et al. (2009) nehézásvány vizsgálatai, megállapítva, hogy a lepusztulási terület a Görcsönyi-hátság irányában lehetett. Badics és Vető (2012) magyarországi anyakőzetekről írt összefoglaló munkájukban tárgyalják a Mecseki-zóna alsó-jura képződményeinek szénhidrogén-anyakőzet és palagáz potenciálját. 17
Véleményük szerint a toarci feketepala bár potenciális képződmény ilyen szempontból, de a terület kréta szerkezetfejlődése és paleogén lepusztulása kedvezőtlen helyzetet teremtett. A szelvényen a legutóbbi munkát Baranyi (2012) végezte. Vizsgálatai során szerves vázú mikrofosszíliák alapján leszűkítette a Tenuicostatum/Falciferum Zónák határát a Rékavölgyi
szelvényben,
elvégezte
a
dinoflagelláták
taxonomiai
besorolását
és
következtetéseket vont le a toarci óceáni anoxikus esemény során történt őskörnyezeti változásokról.
3.2. A Gerecse kora-jura fejlődéstörténete A Gerecse területén a késő-triászban, ahogy az egész Dunántúli-középhegységben és az alpi térségben is, a nagy kiterjedésű, a Tethys peremét szegélyező dachsteini karbonátplatform volt jelen. A triász időszak végén, a jura kezdetén az Atlanti-óceán kinyílása következtében meginduló riftesedés a későbbi Pennini-óceán területén általános süllyedést
eredményezett
a
térségben,
amelyhez
blokkosodás
társult
sajátos
üleddékképződési környezetet teremtve. A triász és a jura képződmények között a határ éles, szögdiszkordánsan települnek az alsó-jura rétegek (Császár et al. 1998). A hettangiban a Gerecse területén a Dachsteini Mészkőre a rózsaszín, helyenként testszínű vagy szürke, általában vastagpados Pisznicei Mészkő települ (Császár et al. 1998). A képződmény alsó három métere intraklasztos, bioklasztos, az üledék jellege alapján sekélytengeri nagy energiájú közegben rakódhatott le. Ősmaradvány tartalma nem túl gazdag, brachiopodák fordulnak elő valamint alárendelten crinoideák. A formáció felső szakasza jellegzetes vörös, gumós mészkő, amelyben egyre gyakoribbak a crinoidea vázelemek és rossz megtartású ammoniteszek is megjelennek. A képződmény legfelső rétegei pliensbachi korúak. A Pisznicei Mészkő felső szakaszát régebben Tűzkövesárki Mészkőnek is nevezték (Konda, 1986; Császár et al. 1998).. A Pisznicei Mészkő képződési környezete hátságokra és mélyebb medencékre tagolt tengerfenék lehetett, ahol a hátságokon üledékhézagos a rétegsor a medencékben pedig folyamatos, de kondenzált. A hátságoktól távolodva fokozatosan kivékonyodnak a rétegek. A képződmény kora (főleg brachiopodák alapján) középső-hettangi―pliensbachi (Dulai, 1998; Császár et al. 1998). A Gerecse és a Dunántúli-középhegység egyik sajátos szinemuri képződménye a Hierlatzi Mészkő (Császár et al. 1998). A kőzet általában neptuni telérkitöltésként jelentkezik, ősmaradványokban,
crinoideában,
brachiopodában
nagyon
gazdag,
de
apró
ammoniteszeket is tartalmaz. Képződése a folytatódó blokkosodáshoz kapcsolódó 18
hasadékkinyílásokhoz köthető (Vörös & Galácz, 1998). Megjelenése a hátságok peremi környezetében jellemző, a medence rétegsorokban általában kimarad. A gerecsei rétegsorok pliensbachi képződménye a mangángumós és a mangánosan bekérgezett intraklasztokat tartalmazó vörös gumós mészkő, amely kifejlődést Törökbükki Mészkő néven említik (Császár et al. 1998; Sasvári et al. 2009). A Gerecsében a toarci egy ~ 30 cm vastag agyagos, mangános réteggel kezdődik, alja keményfelszín, a rá következő 10 cm tarkaagyag majd erre települ a sötétszürke agyag. A képződményt az Úrkúti Mangánérc Formációba sorolták és egyedül a Tölgyháti kőfejtőben található meg, a Gerecse más területein unkonformitás tapasztalható ebben az időintervallumban (Császár et al. 1998). A toarci későbbi szakaszában vékonyréteges, vörös, gumós, változó agyag és mésztartalmú márga rakódott le. Ez a képződmény a ~ 3 m vastag Kisgerecsei Márga (Konda, 1986; Vörös & Galcz, 1998), képződési környezete az üledékek megjelenése alapján a hátságok lejtői lehettek. A képződmény ammonitesz faunája nagyon gazdag, északnyugat-európai formákat is tartalmaz, jelezve, hogy a Tethys ezen térsége kommunikált az északeurópai tengerekkel a toarciban (Géczy, 1984; Géczy & Szente, 2006; Géczy et al. 2008). A Kisgerecsei Márgára éles határral települ az ammoniteszekben gazdag vörös, gumós, helyenként agyagos Tölgyháti Mészkő, ennek kora toarci-aaleni. A kőzet pelágikus karbonát, a medencékre jellemző, Gyakori ősmaradványa a Bositra kagyló, teknői gyakran réteglemezkéket alkotnak (Wernli & Görög, 2000). A középső-jurában alapvetően megváltozik az üledékképződés jellege, tűzkövek következnek a rétegsorban (Lókúti Radiolarit) (Császár et al. 1998)
3.2.1 A toarci esemény kutatástörténete a Gerecsében A Gerecsében a toarci óceáni anoxikus esemény képződményeit nagyon kevés munka tárgyalja. Az esemény kimutatásával csak Jenkyns et al. (1991) és Jenkyns & Clayton (1986) foglalkoztak. Mindkét munka a Géczy Barnabás által a gerecsei szelvények toarci rétegein végzett precíz és nagy felbontású ammonitesz rétegtanra alapul (Géczy, 1985). Jenkyns & Clayton (1986) a bánya-hegyi rétegsort vizsgálták oxigén és szénizotópokkal. Vizsgálataik során megtalálták az eseményt jelző pozitív 4 ‰-es δ13C eltolódást, mintázási felbontásuk azonban nem volt kellően nagy, ezért nem jelentkezik negatív anomália a Falciferum Zóna alján. Jenkyns et al. (1991) vizsgálatai a kisgerecsei feltárásban történtek. Itt a Tenuicostatum Zóna vékony, de pozitív irányú eltolódás tapasztalható a δ13C görbén és a Falciferum Zóna alján 3,8‰ –es maximum figyelhető 19
meg, de a felbontás itt sem volt még kellően nagy, nem látszik negatív eltolódás a δ13C görbén. Egyedül a Tölgyháti-kőfejtőben található meg az Úrkúti Mangánérc Formációba sorolt, ~30 cm vastag helyenként oxidos mangángumókat tartalmazó, alsó részén tarka, felső részén szürke agyag. A képződményt mangánérc-genetikai szempontból Polgári et al. (2000) vizsgálta. Véleményük szerint ez az agyag lehet a toarci óceáni anoxikus esemény rekordja a Gerecsében.
3.3. Terepi megfigyelések a vizsgált szelvényekben 3.3.1. Réka-völgy
6. ábra: A Réka-völgyi szelvény pontos helye (piros pötty) topográfiai térképen
A feketepala feltárás a Kelet-Mecsekben, Óbányától délre található a Halász-patak egyik bal oldali mellékvölgyében (5.b ábra; 6. ábra). A mellékvölgy kétfelé ágazik, mindegyik feltárja a képződményt, de a teljes rétegsor a keleti vízmosásban mutatkozik meg. A bejáratnál a foltos márga ciklikus üledékei találhatóak ~0,5 m vastag homokkőpadok és ~1 m vastag agyagos és meszesebb márgarétegek váltakoznak. A homokkőpadok finom- és középszemcsés turbiditek, sziliciklasztosak vagy crinoidea vázelemekből
és
ezek
keverékéből
állnak,
kovásan
cementáltak,
gyakran
keresztlemezesek, síklemezesek vagy gradáltak. A márgák szürkék, lemezesek. Felfelé haladva a vízmosásban megjelenik a feketepala kifejlődést, a legfelső ~ 2,5 m lemezes foltos márga (csillámos aleurolitos, 2-0,5 cm vastag lemezekből áll) egy körülbelül 20 cmes intervallumban vált át agyagos feketepalába. Ez a kifejlődés, méréseink szerint ~ 12,5 m vastag, monoton 1-0,5 cm (néhány rétegben papír vékonyságú, „papershale”) vastag 20
lemezekből áll, amelyek jellemzően a szelvény alján vékonyabbak és felfelé egyre többször megjelennek vastagabb lemezes intervallumok. A réteglapok gyakran csillámosak vagy halpikkelyek is előfordulhatnak rajtuk. A feketepala sorozatot időnként homokkő (a fekü foltos márga homokköveivel egyező fáciessel) közbetelepülések szakítják meg, ezek gyakran lencsések, laterálisan kiékelődnek, talpuk eróziós. A feketepalában és a foltos márgában is gyakran láthatóak milliméteres vagy annál vékonyabb, a rétegzésnek megfelelő fehér karbonátban gazdag „sávok”, amelyek valószínűleg algavirágzási események nyomai. A fedő foltos márga a feküvel megegyező kifejlődés, de mésztartalma valamivel nagyobb ezért helyenként keményebb is.
7. ábra: A Réka-völgyi szelvény természetes feltárása (a,b) és a mintavételezéshez végzett árkolási munka.(c=RA szelvény , d=RC szelvény)
21
8. ábra: A Réka-völgyi kiárkolt szelvények. Vörös szaggatott vonal a szelvények összefűzéséhez megállapított szintek.
22
3.3.2. Tölgyhát
9. ábra: Csillaggal jelölt pont a Tölgyháti-kőfejtő pontos helyét jelzi
A mintázott rétegsor a Tölgyháti-kőfejtő felső szintjén található (9. ábra; 11.a ábra). A felvett szelvény ~60 cm vörös, vöröseslila, mangángumós, finomkristályos helyenként kicsit agyagos mészkővel indul. Megjelenése vastagréteges (15-20 cm), réteghatárai sztilolitosak. Ősmaradványai crinoidea vázelemek és néhány belemnitesz. A képződmény jellegei alapján a Törökbükki Mészkő (Császár et al. 1998, Sasvári et al. 2009). A legfelső rétegének tetejére 5-6 cm vastag fekete, mangános keményfelszín következik. Az erre települő képződmény ~ 30 cm vastag agyag, az alsó 10 cm okkersárga tarkaagyag, felső része sötétszürke, lemezesen széteső, szervesanyagban gazdag (Úrkúti Mangánérc Formáció (Konda, 1988)). Felette vékonyréteges (2-4 cm), sötétvörös, gumós, meszes márga következik, agyagosabb vörös közbetelepülésekkel, amelyek levelesen szétesnek. Ősmaradványai crinoideák, ostracodák, ammoniteszek, ammonitesz embriók és feljebb Bositra kagylók. A képződményt Konda (1988) a Kisgerecsei Márgának Formációba sorolta.
23
3.3.3. Kisgerecse
A szelvényt a MÁFI, az 1970-es években az alapszelvény program keretében mélyített kutatóárkában vettük fel, amely egyben a Kisgerecsei Márga típusszelvénye is (10. ábra; 11.b ábra) (Konda, 1986). A bánya felső részén egy ~2-es falszakasz mintázása történt meg, ahol két képződmény fordul elő. A fekü vörös, finomkristályos vastagpados (~ 15 cm), crinoideás mészkő sztilolitos réteghatárokkal (Törökbükki Mészkő). Erre éles határral települ barnásvörös gumós, vékonyrétegzett márga, keményebb meszesebb és puhább agyagosabb rétegekkel és gyakori crinoidea maradványokkal (Kisgerecsei Márga).
10. ábra: A kisgerecsei-kőfejtő pontos helye, piros pöttyel megadva.
11. ábra: A Tölgyháti-kőfejtő vizsgát rétegsora (a). 1. Törökbükki Mészkö, 2. Úrkúti Mangánérc Formáció, 3. Kisgerecsei Márga. Jobbra a Kisgerecse feltárása a mintagyűjtés fázisában (b) (Fotó: Pálfy József).
24
12. ábra: A, a Tölgyháti-kőfejtő megmintázott rétegsora, B, a kisgerecsei szelvény mintázott rétegsora. Litosztratigráfia Császár et al (1998) alapján. Kisgerecsei ammonitesz biosztratigráfia Kovács (2012) alapján. Tölgyháti Bifrons zóna Géczy (1980) alapján.
25
4. Mintagyűjtés és vizsgálati módszerek
4.1. Réka-völgy A terepi mintagyűjtést 2014. 08. 25-30. végeztük a Réka-völgyben. Elsődleges célunk volt, hogy a toarci óceáni anoxikus eseményt reprezentáló szénizotóp anomália kimutatásához nagy felbontásban gyűjtsünk kőzetmintákat stabilizotóp vizsgálathoz. Másodlagos cél volt az ősmaradvány gyűjtés, mivel a szelvény ammonitesz rétegtanilag gyengén feldolgozott, ez utóbbi műveletre nem került sor az idő szűkössége miatt. Továbbá kísérletet tettünk a szelvény nagyfelbontású karbonáttartalom-vizsgálatára, amely ciklussztratigráfiai következtetésekre szolgált volna. A feketepala rétegsor Galácz (1991) alapján ~ 12 m vastag a feltáró vízmosásban. Ez meglehetősen jó közelítés, méréseink alapján pontosan 12,6 m a feketepala sorozat. A képződmény teljes vastagságának megmintázásához, annak dőlése és a talajjal való fedettsége miatt árkolásra volt szükség. Négy árkot ástunk (7. ábra), hogy lefedjük a fekü foltos márga felső részét, a teljes feketepala sorozatot és a fedő foltos márga egy részét. Az árkokat csákánnyal ástuk, helyenként jelentős mennyiségű talajt eltávolítva. A négy árkot rétegtani sorrendben felfelé haladva RA (4 m), RB (4 m), RC (8 m) és RD (7 m) névvel láttuk el (7. ábra). A mintagyűjtést 5 cm-es sűrűséggel végeztük, vésővel ~ 1 cm vastag lemezeket kiszedve a szelvényből, egyes helyekről pl. a kemény kovás homokkövekből és márgákból nem mintáztunk. A minták nevében a szelvénynév és a szelvényben lévő magassága centiméterben szerepel (pl. RA-125). Végeredményben 460 db mintát vettünk (RA: 75 db; RB: 80 db; RC: 165 db; RD: 140 db). Ammoniteszeket csupán a szelvény felső részén a foltos márgában találtunk. A minták tömegspektrométeres méréséhez való előkészítése több fázisból állt. Először apró, kb. 3-6 g tömegű darabokat törtünk le figyelve arra, hogy maradjon még kellő mennyiségű minta a további vizsgálatokhoz, majd ezeket a kisseb darabokat fogkefével alaposan megmostuk és megszárítottuk. A folyamat ezen része az ELTE Általános és Alkalmazott Földtani Tanszékének laborjában történt. A további előkészületeket és a stabilizotóp mérést a Plymouth-i Egyetem laboratóriumában végeztem, ahol először csökkentettük a mintaszámot (a rendelkezésre álló rövid idő miatt) minden második minta elhagyásával, így maradt 230 db minta. A vizsgálatokhoz az anyagot achát mozsárban leporítottam, majd véletlenszerűen kiválasztva pár mintát sósavval reagáltattam. A kísérletek során kiderült, hogy a minták karbonát-tartalma erősen 26
változó (sok minta esetén egyáltalán nem volt reakció) ezért a stabilizotóp mérést karbonát helyett szervesanyagon végeztük. Ehhez a porított mintákból 0,5 g-ot véve centrifuga csövekbe helyeztem, majd, hogy a karbonátot eltávolítsam sósavval reagáltattam őket. Fél óra múlva megismételtem a folyamatot, majd jól felrázva a mintákat egy óra hosszat állni hagytam, utána pedig két percre centrifugába raktam őket. Az ülepedési idő lejárta után egy pipettával leszívtam az oldatot az üledék fölül és 10 ml desztillált vízzel töltöttem fel a csövet. Ezután tíz percig ülepedni hagytam majd kipipettáztam a folyadékot és újra megtöltöttem 10 ml desztillált vízzel, az egész műveletet tíz alkalommal megismételve. A következő fázisban a mintákat 24 órán át 30°C-on szárítottuk (Gallenkamp1952 BS3L típusú
szárítószekrényben).
A
stabilizotóp
mérésnél
Isoprime
Microcube
tömegspektrométert (13. ábra) használtunk, ~ 100 µg mennyiségű mintát helyezve kis kapszulákba, amelyeket ezután a műszerbe helyeztünk. A kapott eredményeket a nemzetközi Vienna Pee Dee Belemnite (V-PDB) standardhoz viszonyítottuk ezrelékben megadva. A műszer kalibrálása három nemzetközi standardel a USGS 40 (l-glutamin sav, δ13C = -26.389‰), a USGS 24 (grafit, δ13C = -16.049‰) és a IAEA CH-7 (polietilén, δ13C = -32.151‰) történt meg. A karbonáttartalom mérését az ELTE Általános és Alkalmazott Földtani Tanszékének laborjában végeztük, Schreiber-féle kalciméterrel. Ezt a vizsgálatot ultra nagy felbontásban 5 cm-ként végeztük az RA, RB, RC szelvények mintáin, az RD szelvényből csak az alsó 2 méterrel dolgoztunk. Az eszközt feltöltöttük NaCl 10%-os oldatával (5 l oldathoz 10 ml nH2SO4-t és 2 ml metilvörös indikátort adtunk). A mintákat leporítottuk majd 0,5 g-ra kimértük őket. Az eszközbe behelyezve 10%-os HCl-al reagáltattuk a port, majd a skálázott csövön figyeltük a fejlődő CO2 mennyiségét. Az értéket leolvastuk, az alábbi egyenletet használva pedig kiszámoltuk a minták CaCO3 tartalmát tömegszázalékban.
Ahol p=nyomás (állandónak tekintve, 1015 hPa), a 0,16 és 0,75 az eszköz paramétereitől függő állandók, a CO2(ml) a fejlődő gáz űrtartalma, m(g) a minta bemért tömege grammban, T(K) a labor levegőhőmérséklete kelvinben (állandónak tekintve, 296 K).
27
4.2. Tölgyhát és Kisgerecse
A Gerecséből származó mintákat Pálfy József és Gregory Price gyűjtötték. A gyűjtést két szelvényen végezték, a Kisgerecsei-kőfejtő tetején és a Tölgyháti-kőfejtőben. A cél az volt, hogy a toarci óceáni anoxikus esemény stabil szén- és oxigénizotópos vizsgálatához gyűjtsenek mintát. A mintavételezést nagy felbontásban végezték, akkumulátoros fúróval megfúrták a mintavételi pontokat és az így keletkezett kőzetport felfogták. A Tölgyháti kőfejtőben egy 2,2 m-es szakaszt mintáztak, az alsó 0,95 m-ert 2 cm-ként, felette pedig 10 cm közökkel. A minták neveit TG (Tölgyhát) előjellel látták el és utána írták a szelvénybeli magasságát centiméterben (pl. TG 60). A Kisgerecsei-kőfejtőben 2,29 m szakaszt mintáztak, az alsó 1,99 m-t 2cm-es, felette 10 cm sűrűséggel. A mintákat a litológiának megfelelően kétféle névvel látták el, az alsó szakaszon a Tűzkövesárki Mészkőből GL (Gerecse Limestone) néven, a felső szakaszon a Kisgerecsei Márgából GM (Gerecse Marl) néven. A GL mintákat felfelé növekvő negatív előjelekkel látták el (pl. GL -15), míg a GM mintákat felfelé növekedő pozitív előjellel látták el (pl. GM +35). Az izotópos méréseket szintén Plymouthban végezték az egyetem laborjában. Teljes kőzetből mértek ezért a folyamat nem igényelt különösebb előkészületet. A már eleve por állagú mintákból 0,2-0,5 mg körüli mennyiségeket helyeztek kapszulákba és ezt követően a tömegspektrométerbe. A vizsgálat ugyanazzal az Isoprime Microcube (13. ábra) műszernek a használatával történt, mint a Réka-völgyi minták esetén. A kapott nyers adatok szintén a Vienna PeeDee Belemnite (V-PDB) standardhoz lettek kalibrálva az NBS-19 nemzetközi standard használatával. A reprodukciós hiba a δ13C és a δ18O esetén is ± 0,2‰-en belül volt. A Ca és Mn elemek mérését szintén a Plymouth-i Egyetemen, a teljes kőzet porított mintáiból végezték. A mitákat rövid idejű savas feltárás után Varian 725-ES ICP-AES (Induktív Csatolású Plazma Atomemissziós Spektrométer) berendezéssel vizsgálták. A kapott eredményeket excel táblázatban kaptam meg, ahol a Ca tömegszázalékos a Mn pedig ppm formában lett megadva.
28
13. ábra: A Plymouth-i Egyetem Isoprime Microcube típusú IR MS berendezése (felső két kép). Balra lent: szárítószekrény, jobbra lent: a mérés előkészítéshez szánt eszközök.(Fotó: Kesjár Dóra)
4.3. A Réka-völgyi szelvény szénizotópadatai
A szénizotópos vizsgálat során összesen 178 mintát mértünk meg, amelyből mindössze 2 nem szolgáltatott megfelelő eredményt. A kapott adatok görbévé való szerkesztéséhez először meg kellett becsülni a négy szelvény (RA, RB, RC, RD) egymással való átfedéseinek mértékét (8. ábra). Az átfedő szakaszokon szükséges volt a minták ritkítása ezért a mért adatokból összesen 168 darabot használtam fel a δ13Corg görbe megszerkesztéséhez. A szelvény teljes hosszában erősen negatív értékek a jellemzőek (14. ábra). A maximum érték –27,6‰, a minimum pedig –32,9‰, a számított átlaguk –31,3‰. A görbe a teljes szelvényt lefedi 0―2130 cm-ig. A görbe erőteljes ingadozást mutat, két szakaszra osztható, az alsó 460 cm-ben két nagy ugrás látható, felette több kisseb szakasz következik, amelyekben az értékek hirtelen megugranak, majd fokozatosan lecsökkennek (14. ábra). Az alsó 460 cm-en a két ugrás ~4,5‰-es, 0-180cm-ig fokozatosan pozitív irányba tolódnak az értékek –30,3‰-ről égészen –27,6‰-ig. Ebből a pontból indul az első határozott negatív kiugrás, –31,8‰-ig tart 210 cm-en. Felfelé 380cm-ig szakaszosan lépnek az értékek pozitív irányba –28,5‰-ig. Innen határozott, szakaszos negatív eltolódás figyelhető meg 460cm-ig, ahol eléri a görbe a –32,5‰-et. Ezt követen fokozatos negatív trendet látunk továbbra is erősen ingadozó értékekkel, több határozott ~2‰ körüli megugrással és eséssel, amelyek egészen 1440 cm-ig vehetőek ki jól. Feljebb, egészen a 29
szelvény tetejéig nem látunk ilyen finom változatosságot a görbén, viszont az értékek egyre pozitívabbak felfelé, –31,5‰ környéki értékekről –29‰ körüli értékekre csökken (14. ábra). Összességében, a görbe alsó 460cm-ben negatív trendet mutatnak az adatok, majd ~1610 cm-ig tartósan negatívak, felette a szelvény tétjéig viszont pozitív trend figyelhető meg az értékeken (14. ábra).
30
14. ábra: A Réka-völgyi szelvényből felállított nagyfelbontású δ13Corg és karbonáttartalom görbe.
31
4.4.A tölgyháti és kisgerecsei szelvények szén- és oxigénizotóp-adatai 4.4.1. Szénizotóp Tölgyhát A tölgyháti szelvényből 58 db minta szénizotóp-mérése (δ13Ccarb) történt meg, amelyből 53 db nyújtott felhasználható adatokat, a maradék 5, szürke agyag litológiájú minta nem tartalmazott elegendő mennyiségű karbonátot a mérésekhez. Tiszta karbonát esetén 0,2–0,5 mg anyagmennyiség szükséges a műszeres méréshez, ha nincs a mintában elég karbonát növelni kell a mennyiséget, de a műszer korlátai miatt maximum 3 mg anyagmennyiség alkalmazható, ami hozzávetőleg 10–15 t% karbonáttartalomnak felel meg.. A maradék 5 minta karbonáttartalma ennél jóval alacsonyabb. A V-PDB standardhoz viszonyított adatokat Excel táblázatba vittem (a hibás, nyilvánvalóan kiugró adatokat nem használtuk fel), majd azokból görbéket szerkesztettem (16. ábra). A legkisebb mért érték – 5,8‰, a legnagyobb 3,5‰. A görbe lefutása alapján három szakaszra osztható. Az alsó 66 cm-es szakaszon, amely a Törökbükki Mészkő felső részét jelenti (12. ábra), az értékek – 0,6 és 2‰ között ciklikusan változnak, de összességében enyhe pozitív trendet mutatnak. A következő ~19 cm-es szakasz a negatív kilengés intervalluma (16. ábra). Az okkersárga tarkaagyagban 7 cm-en belül 0,7‰-ről –5,8‰-re esnek az értékek, összesítve 6,5‰ maximális negatív kilengést mutatva. A szürke, levelesen széteső agyagból nincsenek használható adatok. A negatív kilengés pozitívba visszahajló szakasza a vörös gumós Kisgerecsei Márga alsó 4 cm-ében látható, ahol –1,5-ről 2,3‰-re ugranak az értékek. A görbe harmadik, felső, 1,2 m-es szakasza a vörös gumós márgában minimális változatosságot mutat. Az értékek 2,7 és 3,5‰ között változnak, 175 cm-ig folyamatosan növekednek, majd enyhén csökkennek. Összességében a görbén enyhe eltolódás figyelhető meg a pozitív értékek felé, amelyet 66 és 86 cm között markáns negatív eltolódás szakít meg (16. ábra). Kisgerecse A kisgerecsei szelvényből 49 minta lett vételezve geokémiai vizsgálatokhoz, ebből a stabilizotóp-mérésnél mindössze 2 nem szolgáltatott megfelelő eredményt. A mérési eredményeket a V-PBD standardhoz viszonyítva ezrelékben adtuk meg. A szelvény δ13C görbéjén (15. ábra) a maximum érték 4,2‰, a minimum 2,1‰. A görbe alsó 29 cm-es szakasza a Törökbükki Mészkőben halad, ahol az értékek 2,6‰-ről fokozatosan, enyhe szórással emelkednek 2,9‰-ig. A szelvényben felfelé, az unkonformitás fölött, már a 32
Kisgerecsei Márgában a δ13C értékek ugyanúgy gyengén növekvő tendenciát, de erősebb szórást mutatnak a görbe 54 cm-es szakaszán, 2,7 és 4,2‰ közötti adatokkal. Tovább haladva felfelé 76 cm és 149 cm között fokozatosan csökkennek az értékek 3,7‰-ről 2,6‰-re. A szelvény legfelső szakaszán 149 cm és 229 cm között ismét enyhe növekvő tendencia tapasztalható 2,6‰-ről 2,9‰-re. A görbét egészében enyhe pozitív eltolódás jellemzi, amelyet az unkonformitás két szakaszra választ. Az unkonformitás alatt enyhe pozitív trend látható az értékekben, felette egy darabig stagnálnak, majd negatív trendet mutatnak.
4.4.2. Oxigénizotóp-adatok Tölgyhát Az oxigénizotóp-görbe lefutása nagyban hasonlít a szénizotópgörbééhez, azzal a különbséggel, hogy a δ18O szórása sokkal nagyobb, értékei tágabb intervallumban váltakoznak. Ez a görbe is három szakaszra osztható (16. ábra). Az adatok közül a legnegatívabb érték –10,4‰, míg a leg pozitívabb –1,1‰. A szelvény alsó 50 cm-ében a legnagyobb a szórás, az értékek –10,4‰ és –2,3‰ között ugrálnak. Összességében a görbének ebben az intervallumában pozitív trendet lehet megfigyelni. Felfelé haladva a középső szakaszon 52 és 74 cm között negatív trendet mutatnak az adatok. Két határozott megugrás jelentkezik, 52 és 64 cm között –2,2‰-ről –6,2‰-re, majd vissza –3,5‰-re, majd fokozatosan egyre negatívabbak lesznek az értékek egészen –8,4‰-re lecsökkenve. 84 és 86 cm között a negatív trend pozitívba vált, –4,6‰-ről –1,3‰-re ugorva. A görbe legfelső, harmadik szakaszán, a szelvényben 88 és 220 cm között nem tapasztalunk lényeges változást, –2,1‰ és –1,1‰ között gyenge szórással váltakoznak az adatok. A δ18O görbe karaktere és a rajta tapasztalható trendek nagy hasonlóságot mutatnak a δ13C görbén láthatóval, és az egyes szakaszokban megfigyelhető megugrások jellemző minimumai és maximumai tökéletesen egybeesnek a két görbén. Kisgerecse Összességében nem látszik szignifikáns trend vagy bármilyen feltűnő jellegzetesség 18
a δ O görbén (15. ábra). A szelvény 229 cm-es szakaszán a legpozitívabb egy kiugró érték –0,9‰, a legnegatívabb érték pedig –2,7‰. A mért adatok átlagértéke –2,1‰. Két kiugró értéktől eltekintve a szórás 1‰ körüli vagy annál kisebb is lehet a szelvény egyes szakaszain. Gyenge oszcilláció tapasztalható az értékekben, amely leginkább a szelvény 33
sűrűbben megmintázott alsó egy méterében figyelhető meg. A tölgyháti szelvénnyel ellentétben a kisgerecseiben nem tapasztalható jó egyezés a δ18O és δ13C adatok között,
15. ábra: Nagyfelbontású δ13Ccarb, δ18Ocarb, CaCO3 és Mn görbék a Kisgerecse-kőfejtő rétegsorából.
sem nagyobb trendek, sem kisebb léptékű párhuzamok nem figyelhetőek meg.
34
35
16. ábra: A vizsgált Tölgyháti rétegsor nagyfelbontású δ 13Ccarb, δ18Ocarb, karbonáttartalom és mangántartalom görbéi. A szaggatott szürke vonal az azonos magasságban lévő pontokat köti össze.
4.5. A vizsgált szelvények karbonáttartalma
4.5.1. Réka-völgy A CaCO3 tartalom meghatározást 5 cm-es felbontásban végeztük. A mintákból nyert tömegszázalékos adatokat Excel táblázatba gépeltem majd görbéket szerkesztettem belőlük (14. ábra). Összesen 318 mérés készült: az RA és RB szelvényekből 75-75, az RCből 135, az RD-ből pedig 33 darab. Az RA szelvényben az adatok 0 és 27,9% között értékeket vesznek fel. Az ezekből felállított görbe két elkülöníthető szakaszra osztható. Az alsó 320 cm-en négy olyan intervallum különíthető el, ahol a karbonáttartalom először fokozatosan növekszik, majd hirtelen leesnek az értékek. Ezek sorrendben a 0–85 cm, 85–140 cm, 140–225 cm valamint 225–320 cm közötti intervallumok. Mindegyik szakaszban fokozatos növekedés tapasztalható 10% alatti értékekről egészen ~22–27% közötti maximumokig, majd hirtelen esés következik be újra 10% alatti értékekre. A görbe felső szakasza 320-tól 400 cm-ig terjed, ahol a karbonáttartalom gyakorlatilag 0%, maximálisan 1,1%-ot ér el. A következő, RB szelvényben a minimum érték 0%, a maximum eléri a 34,8%-ot. A görbe alsó szakaszán 7-8% körüli értékekről indulva lépcsőzetesen növekszik 22,2%-ig (50 cm) a karbonáttartalom. Ezt követően fokozatos csökkenés látható 1,1%-ra (70 cm) majd hirtelen ugrás következik 22,6%-ra arról pedig leesik 0%-ra (85 cm). Ez a szakasz felett a szelvény 85 cm és 165 cm közötti intervallumában a görbén 10% alatti értékek jelennek meg, amelyek többsége zérus. Innen hirtelen növekedés indul meg 29,7%-ig és egészen 260 cmig tapasztalhatóak magas értékek (34,8%), amelyeket hirtelen, ~20%-os esések szakítanak meg erősen oszcillálóvá téve a görbe ezen szakaszát. 260 cm-től karakteres lépcsőzetes csökkenés látható 11,8%-ról nullára. A görbe legfelső részén, egészen 400 cm-ig az értékekben ismét oszcilláló, növekvő trendet láthatunk egészen 19,8%-ig. A leghosszabb RC szelvényben egészen 460 cm-ig az értékek átlaga 17,9%, kismértékű szórást mutatnak néhány kiugró értékkel. Ebben az alsó szakaszban a maximum 41,8% kiugró érték, a minimum pedig 0%. Az intervallum négy részre tagolható, amelyeket hirtelen leugró minimum értékek választanak el, ezek 25–150 cm, 150–240 cm, 240–335 cm és a 335–460 cm-ek közötti tartományok. Az egyes egységeken belül az adatok konzisztensen közelítenek az átlaghoz. Feljebb 460–550 cm-ig fokozatos, oszcilláló csökkenést mutatnak az értékek 12,7%-ról egészen nullára. 550–635 cm-ig újra emelkedő trend figyelhető meg 60,7%-ig, majd lépcsőzetes csökkenő trendet követve 775 36
cm magasságot elérve lecsökkennek az értékek 6,1%-ra. Ebben a szakaszban jelentkezik, kiugró értékként az RC szelvény 75,5%-os maximuma is 685 cm-nél. Végül a görbe legfelső 45 cm-ében újabb emelkedő trend látható, az utolsó adat kiugró, 70,8% karbonáttartalommal. A legfelső RD szelvényben az alsó 45 cm-es szakaszon nem látható feltűnő változás, az értékek 12% körül alakulnak. Feljebb a 45–90 cm közötti intervallumban fokozatos a karbonáttartalom növekedése 5,2%-ról egészen 57,4%-ra. Ezt fokozatos csökkenés követi a 150 cm-es magasságig, ahol 15,2%-ra esnek az értékek. Innen egészen 200 cm-ig a görbén nem figyelhető meg szignifikáns változás, 19% körül mozog a karbonáttartalom. Az ennél magasabb szintekből származó minták mérésére nem került sor. 4.5.2. Tölgyhát A tölgyháti szelvényből összesen 57 minta főelem-geokémiai adataiból képeztünk CaCO3-tartalom
adatokat,
amelyekből
görbét
(16.
ábra)
szerkesztettem.
A
karbonáttartalom értékek eloszlása a szelvény mentén nagyon hasonló tendenciát mutat, mint a δ18O és δ13C görbék, így a CaCO3 görbét is három eltérő trendet mutató szakaszra lehet osztani. Az alsó 66 cm-en ugyanúgy oszcilláló (10–20% szórást mutatnak az adatok), de növekvő trendet látunk, 56,3%-ról egészen 88%-ig, amely a maximum értéket is jelenti a szelvényben. A következő intervallumban, 76 cm-ig, három ugrásban csökken le a karbonáttartalom 88%-ról egészen 2,6%-ra. Innen a 82 cm-es magasságig a görbe enyhe növekedést mutat, de ez gyakorlatilag stagnálásnak tekinthető, 5,6%-ra változnak az értékek. Feljebb hirtelen, egyenletes növekedés látható 88 cm-ig, ahol a CaCO3 mennyisége 79,9%-ra emelkedik. A görbe felső, harmadik szakaszán (220 cm-ig) nem látni jelentős változást, enyhe szórással mozognak az értékek a 79,2%-os átlag körül. 4.5.3. Kisgerecse A szelvényből 49 minta adataiból számoltunk karbonáttartalmat és szerkesztettem görbét (15. ábra) az így kapott eredményből. Jelentős változás nem tapasztalható. A legalsó 29 cm-ben, amely még a Törökbükki Mészkőre korlátozódik, az értékek kisebb ugrásokkal 75–88% között váltakoznak. Az unkonformitás felett a Kisgerecsei Márgában meglehetősen nagy szórást mutatnak az adatok 51–87% között. Enyhén csökkenő trend figyelhető a görbe lefutásában a szelvény tetejéig, de a görbe rendszertelen ugrálása a nagyobb felbontású 39–79 cm közötti szakaszon sokkal inkább szembetűnő.
37
4.6. A gerecsei szelvények mangán adatai A tölgyháti szelvény mangántartalmának vizsgálatához 58 ppm-ben megadott mérési adatot használtunk fel, amelyekből görbét (16. ábra)szerkesztettem. Akárcsak a többi tölgyháti adatsor esetében, a Mn-tartalom tekintetében is a görbe három szakaszra osztható. A szelvényben egészen 74 cm-ig erősen ingadozóak az értékek 849–10534 ppm között. Négy kiugró, 7000 ppm feletti csúcs figyelhető meg, ezektől eltekintve ~4000 ppm körül váltakoznak az értékek. A görbe 76–84 cm közötti szakaszán tapasztalhatóak a legkisebb értékek, itt jelentkezik a görbe minimuma (64 ppm). A felső intervallumban 84– 220 cm között fokozatos növekedés figyelhető meg 340 ppm-ről 3350 ppm-re, majd a mangántartalom csökkenni kezd és beáll 1300 és 2500 ppm közé. Mangántartalom meghatározást 49 mintán végeztük el a kisgerecsei szelvényben (15. ábra). A kapott adatokból szerkesztett görbe nem mutat trendszerű változást. A legnagyobb mért érték 957 ppm, míg a legkisebb 310 ppm. Az unkonformitás alatt, a vörös mészkőben 579 és 957 ppm között ingadoznak az értékek. Az unkonformitás felett a görbe értékei 310 és 629 ppm között változó a mangántartalmat mutatnak. 5. Diszkusszió
5.1 A vizsgált szelvények és δ13C adataik összehasonlítása A két terület ahonnan a vizsgált szelvények származnak, a Mecsek és a Gerecse a kora- jurában nagyon különböző ősföldrajzi és lemeztektonikai helyzetben volt, ezért az üledékképződésük jellege és sebessége nagyban eltér egymástól. A Tiszai-egység Mecsekizónája a variszkuszi Európa déli peremén helyezkedett el (Csontos & Vörös 2004). A toarci képződmények a nagy vastagságú foltos márgába tartoznak, ami a variszkuszi Európa selfjének elterjedt hemipelágikus üledéke (Némedi-Varga, 1998). Egyetlen jól elkülönülő szintje az alsó toarciban megjelenő, 12,6 m vastag, szervesanyagban gazdag feketepala, a Rékavölgyi Aleurolit Formáció (Raucsik, 2012). Ez a képződmény litológiai tulajdonságai
alapján
anoxikus
környezetben
képződhetett.
A
kora
és
pontos
biosztratigráfiai elhelyezése némileg bizonytalan, mivel csupán néhány korjelző ammonitesz példány került elő, amelyek Galácz (1991) szerint a Falciferum Zónát jelzik, tehát a toarci óceáni anoxikus eseménnyel egyidősek. 38
A Gerecse ezzel szemben a Tethys-óceán nyugati medencéjének peremén helyezkedett el, a Tiszai-egységtől jóval délebbre (Csontos & Vörös 2004). Az Atlantióceán kezdeti kinyílásával egyidőben, a Neotethys folytatódó tágulásának következtében blokkosodás és süllyedés indult meg a területen, amely kiemelt hátakat és medencéket eredményezett (Haas, 2012). Az üledékképződés a kora-jurában mindvégig uralkodóan karbonátos jellegű, jellegzetes képződményei az alpi térségben is gyakori „ammonitico rosso” jellegű vörös mészkövek (Császár et al. 1998). A felső-pliensbachi és alsó-toarci képződmények pontos rétegtani, biosztratigráfiai helyzete itt is némileg bizonytalan. Egyedül a kisgerecsei szelvényben mutatták ki az összes alsó-toarci ammonitesz zónát, ahol egy mindössze 5 cm-es réteg jelzi a Tenuicostatum Zónát (Géczy 1985; Kovács 2012). A Falciferum (≈Serpentinum) Zóna jelenléte pedig csak néhány szelvényben kimutatható. Általában unkonformitás jelentkezik az alsó-toarci intervallumában (Császár et al. 1998). A Tölgyháti-kőfejtőben található egyedül olyan képződmény, az Úrkúti Mangánérc Formációba besorolt ~30 cm vastag szürke és barna agyag, amely feltehetően megegyezik az eseményt szerte a Tethys területén és globálisan is jellemző alsó-toarci feketepalával (Polgári et al. 2000), de a képződmény pontos biosztratigráfii és kronosztratigráfiai helyzete ősmaradványok hiányában nem ismeretes (Császár et al. 1998). Összehasonlítva a Mecsek és a Gerecse toarci képződményeit, mindkét területen található a rétegsorban olyan képződmény, amely szedimentológiai bélyegei alapján anoxikus környezetben rakódhatott le. Az eltérő üledékképződési környezet miatt a rétegsorok vastagságában nagy különbség mutatkozik. A toarciban a Mecsekben viszonylag nagy üledékképződési ráta és feketepala lerakódása jellemző az anoxia ideje alatt, ezzel szemben a Gerecsében ebben az időben rendkívül kondenzált, lemezes megjelenésű agyagos üledék vagy unkonformitás jelenik meg (12. ábra). A nagyon eltérő üledékképződési folyamatok és környezetek miatt a két szelvény szénizotóp-adatai
is
különböznek.
A
Réka-völgyi
szelvényben
az
alacsony
karbonáttartalom miatt szerves anyagon történt a szénizotóaparány-mérés, ezzel szemben a tölgyháti és kisgerecsei szelvények uralkodóan karbonátos rétegsoraiban praktikusabb volt a teljes kőzet karbonátjának szénizotópmérése. A Réka-völgyi szelvény δ13Corg értékek igen negatívak –28 és –33‰ közötti tartományban látszólag ciklusosan változó lefutású görbét kirajzolva (14. ábra), amelynek közepe negatívabb, viszont a görbe felső és alsó szakasza pozitív irányba hajlik. A tölgyháti szelvény δ13Ccarb görbéjén (16. ábra) ezzel szemben látványos, ~6‰-es negatív eltolódást tapasztalható, amelyet hosszan elnyúló 39
pozitív trend követ. A kisgerecsei δ13Ccarb adatok a szelvényben megjelenő unkonformitás miatt is teljesen más képet mutatnak (15. ábra). Az üledékhézag alatt ciklikus trend tapasztalható, közvetlen fölötte nincs nyoma trendnek az izotópértékekben, de feljebb pozitív eltolódást mutat a δ13Ccarb görbe. A δ13C görbéken a részletek legjobban a Rékavölgyi adatokon látszódnak, ahol több szakaszban –4 és –2‰ körüli esések tapasztalhatóak az értékekben, jellegzetes oszcilláló karaktert mutatva. Hasonló mintázat a tölgyháti δ13Ccarb görbén a negatív eltolódás szakaszán (16. ábra). A karbonáttartalom adatokban szintén eltérnek a trendek a mecseki és a gerecsei szelvények között. A tölgyháti szelvényben
mészkövek
alkotják
a
rétegsort,
ezek
egyértelműen
nagyobb
karbonáttartalommal bírnak, azonban meglehetősen jó korrelációt is mutat egymással a δ13Ccarb és a CaCO3 tartalom görbe (16. ábra). Figyelemre méltó ez a párhuzam, a szénkörforgás felborulása és a karbonátprodukció egyidejű visszaesése között. Ezzel szemben a Réka-völgyi szelvényben, ahol ciklusosság kimutatásának céljából vizsgáltuk, a karbonáttartalom alacsony (átlagosan 15,7%) (14. ábra). Agyagmárga és feketepala alkotják a rétegsort és csak igen gyenge korrelációt mutat a δ13Corg és a karbonát görbe egymással. A gyenge korreláció valószínűleg részben a méréseink hibájából ered, a vizsgálat során kiderült, hogy CO2 mellett H2S gáz is fejlődött, amely pontatlanná tette az eredményeinket. A karbonát mellett a gerecsei szelvényekből mangán adatok is rendelkezésre állnak. Ezek az értékeikben ugyan eltérőek a két szelvényben, de összességében nem mutatnak szignifikáns trendet (15. ábra; 16. ábra). A két szelvény közül a tölgyháti alsó 66 cm-ében (Törökbükki Mészkő) meglehetősen magas, pár 1000, de akár 10000 ppm-es értékeket mutat a mangántartalom (16. ábra). Terepi megfigyeléseink alapján ez a képződmény mangángumókat és mangános bekérgezésű intraklasztokat tartalmaz, ezért lehetnek ennyire kiugróak az értékek, amelyek érdekes módon feljebb, a „mangános agyagnak” (Polgári et al. 2000) is nevezett ~30 cm szürke agyagban pár 1000 ppm-ről 114 és 34 ppm közötti értékekre esnek. Polgári et al. (2000) az Úrkúti Mangánérc Formációba sorolja a képződményt, kiugróan magas mangántartalma alapján, amelyet mi az adatainkban nem tapasztaltunk ezek alapján a formációba való besorolása kétes. A kisgerecsei rétegsorban nem voltak mangángumók a képződményekben és az Mn-tartalom értékei is csak 300-1000 ppm között váltakoznak (15. ábra), amelyek viszonylag alacsonyak a tölgyháti értékekhez képest.
40
5.2. A vizsgált alsó-toarci szelvények δ13C görbéinek összehasonlítása más szelvényekkel A toarci óceáni anoxikus esemény karakterisztikus bélyegei az egyes stabilizotóprendszerekben jelentkező anomáliák (Jenkyns 2010). Ezek közül globális jellege miatt a szénizotóp-rendszer az egyik legfontosabb, ezért az esemény kimutatására és vizsgálatára, továbbá az időszak képződményeinek kemosztratigráfiai korrelációjára leginkább alkalmas eszköz (Hesselbo et al. 2007; Hermoso et al. 2012; Kafousia et al. 2014). A vizsgálatokra többféle anyag is alkalmazható. A globális szénkörforgás felborulásának nyoma az összes szénrezervoárban jelentkezik ezért annak nyoma kimutatható a tengeri tömeges és biogén karbonátokban valamint a tengeri és szárazföldi eredetű szerves anyagban is (2. ábra) (Röhl et al. 2001; Suan et al. 2010; Hesselbo & Pieńkowski 2011). Az anoxikus eseményt jellemző anomáliák közül kezdetben a kis mintázási felbontás miatt csak a pozitív eltolódást észlelték a δ13C görbén a Tenuicostatum és Falciferum (≈Serpentinum) Zónákban (Jenkyns & Clayton 1986; Jenkyns 1988; Jenkyns et al. 1991). Ahogy egyre inkább lehetőség nyílt a nagyobb felbontású vizsgálatokra, felismerték a δ 13C görbén jelentkező karakterisztikus negatív „tüskét” a két alsó-toarci ammonitesz zóna határán, megszakítva a korábban észlelt pozitív trendet (Hesselbo et al. 2000; Jenkyns et al. 2003). További részletes vizsgálatokkal kimutatták, hogy a negatív eltolódás szakaszos jelleget mutat, hirtelen negatív irányú esésekkel, amit Kemp et al. (2005) a selfek üledékeiben tárolt metán-hidrát asztronómiai ciklusok szerinti időszakos disszociációjának tulajdonít. A kora-toarci δ13C görbék fenti tulajdonságai, azaz a pozitív eltolódás, a negatív „tüske” és a ciklusosság mind olyan kulcsfontosságú elemek, amelyek az esemény azonosítását lehetővé teszik és felhasználhatóak a globális szénkörforgás zavarainak vizsgálata mellett rétegtani korrelációs célokra is.
5.2.1. A Réka-völgyi szelvény nagyfelbontású δ13Corg görbéjének jellemzése A szelvényből felállított nagyfelbontású δ13Corg görbén –30,9‰-es átlag körül változó értékeket tapasztalunk (14. ábra), mindez a tengervízben a
12
C arányának jelentős
megnövekedését jelenti a toarciban a Mecseki Zóna üledékgyűjtője területén is. A görbe középső szakasza erősen negatív, de alsó és felső szakaszán pozitív irányba tolódnak el az értékek (14. ábra). A legnegatívabb δ13Corg értékek hasonlóak más európai szelvényekhez is. Ezekben a szelvényekben, pl. Yorkshire-ban vagy Valdorbiában megfigyelhető, hogy a δ13Corg görbe negatív eltolódása –25‰ körüli értékekről indulva, ~6–7‰-es esés után 41
egészen –31 és –34 ‰ közötti értékekig csökken (19. ábra) (Kemp et al. 2005; Sabatino et al. 2009) A Réka-völgyi szelvény δ13Corg görbéjén nem látjuk az esemény kezdetét jelző általánosan jelentkező pozitív eltolódást (14. ábra) (Jenkyns, 1988), a megmintázott szakasz –28 és – 33‰ körüli értékei látszólag azt mutatják, hogy a görbe fő szakasza a negatív eltolódás intervallumában halad, de az alsó és felső szakaszon az értékek pozitív irányú változást mutatnak (14. ábra). A Réka-völgyi δ13Corg görbén két jól kivehető, ~3–4‰ körüli és hét ~2‰-es hirtelen negatív esést láthatunk az értékekben, amelyek egymásutánisága ciklikus jelként értelmezhető (14. ábra). Ez a megfigyelés összhangban van a negatív eltolódás intervallumának más európai szelvényeken (pl. Yorkshire, Valdorbia, Sancerre) is tapasztalható szakaszos jellegével (Hesselbo et al. 2000; Sabatino et al. 2009; Hermoso et al. 2009). Az egyes rövid megugrások jelzik azokat az időszakokat, amelyben Kemp et al. (2005) szerint hirtelen nagy mennyiségű 12C került az atmoszféra-hidroszféra rendszerbe, a feltételezett gáz-hidrát disszociáció miatt. A Réka-völgyi görbe nagy hasonlóságot mutat a Yorkshire-i szelvény δ13Corg görbéjén tapasztalt változásokkal. A két görbe az értékek abszolút értékeiben és lefutásának részleteiben is jó egyezést mutat (19. ábra). Valószínűleg a mecseki szelvényben is azoknak az asztronómiai ciklusoknak a jelét látjuk, amelyet más toarci δ13C görbéken is feltételeznek.
5.2.2. Tölgyháti és kisgerecsei szelvények δ13Ccarb görbéi A Tölgyháti-kőfejtő alsó-toarci rétegsorban található ~30 cm vastag agyagréteg az egyik legkondenzáltabb rekordja a toarci óceáni anoxikus eseménynek. A közel két méteres
17. ábra: szén és oxigénizotóp keresztdiagramok a gerecsei szelvények adataiból.
42
szelvényből felvett δ13Ccarb görbén kétféle trend figyelhető meg (12. ábra). A görbe alsó részén gyenge pozitív eltolódás tapasztalható 0,7 ‰ körüli értékekkel. Ez szakasz a szelvény alsó 66 cm-ére, a felső pliensbachi Törökbükki Mészkőre korlátozódik, tehát a toarci eseménynél idősebb szénizotóp jelet mutat (16. ábra). Az esemény kezdetét máshol jelző pozitív eltolódás nem mutatható ki a keményfelszínnel jellemzett üledékhézag miatt. A keményfelszín felett a ~30 cm vastag agyagos rétegcsoportban határozott negatív „tüske” jelentkezik a δ13Ccarb görbén, ahol az értékek 0,7‰-ről egészen –5,8‰-ig csökkennek (16. ábra). Ez a szakasz feleltethető meg a más alsó-toarci szelvényekben is tapasztalható negatív eltolódással (Hesselbo et al. 2000). A negatív csúcs felett ismét egyre pozitívabbak az értékek, egészen 3,5‰-ig növekednek, amely szakasz ugyanúgy párhuzamba hozható más európai szelvények δ13C görbéinek a negatív eltolódás utáni szakaszával (Hesselbo et al. 2007). A kisgerecsei szelvényben az unkonformitás felett a δ13Ccarb görbén jelentkező pozitív trend ugyanúgy a negatív eltolódást követő, pozitív trenddel jellemzett szakasszal feleltethető meg (15. ábra). Az üledékhézag alatti, szelvényben ~30 cm vastagságban vizsgált képződmény pliensbachi korú, a toarci óceáni anoxikus eseményt megelőző δ13C háttérértéket mutatja. A szelvényekből származó δ13Ccarb és δ18Ocarb adatokat korrelációs diagramon ábrázolva a stabilizotópok diagenetikus elváltozásra történő hatásait becsülhetjük meg (17. ábra) (Jenkyns & Clayton 1986; Gómez et al. 2008). A kisgerecsei adatokban nem túl nagy a változatosság, az δ18Ocarb értékek –2,2‰ körül szórnak és láthatólag a δ18Ocarb mentén nagyobb a változékonyság (17. ábra), mindez arra utal, hogy nem történt jelentős diaganetikus elváltozás a képződményekben (Gómez et al. 2008). A tölgyháti szelvény adataiban azonban kiugróan alacsony, –10‰ körüli δ18Ocarb értékek is vannak, amelyek diagenetikus hatást feltételeznek. Ezek az erősen negatív értékek azonban csak a szelvény alsó 66 cm-ében lévő pliensbachi mészkőre jellemzőek, ezért nincs különösebb jelentősége a δ13Ccarb görbe ezen részének a toarci esemény vizsgálatánál.
43
5.3. Kemosztratigráfiai korreláció A kemosztratigráfia a sztratigráfia egy speciális ága, amely segítségével az üledékes kőzetekben egyes geokémiai rendszerek regionális vagy globális változásokra történő anomális eltéréseit alkalmazzuk korrelációs célokra a különböző rétegsorok között, ezáltal lehetőség nyílik a képződmények relatív korának meghatározására. A módszer működésének feltétele, hogy a vizsgált geokémiai anomáliáról feltételezzük, hogy geológiai értelemben rövid idő alatt, valamint mindenhol egy időben jelentkezik. Sok esetben nehéz, vagy nem egyértelmű a kemosztratigráfiai adatok önmagukban való értelmezése, ezért szükséges más, független sztratigráfiai módszerek, pl. a biosztratigráfia alkalmazása is. Az ilyen összetett, több sztratigráfiai módszert felvonultató vizsgálatokat integrált sztratigráfiának nevezik. A kemosztratigráfia módszerének bemutatására egy egyszerű, lokális példa a Rékavölgyi RA és RB szelvények korrelációja (18. ábra) a nagyfelbontású karbonáttartalomgörbék alapján. Az RA szelvényben 320 cm-es magasságban a CaCO3 tartalom nullára esik és a szelvény felső 80 cm-ében végig nulla vagy ahhoz nagyon közeli értéket mutat (1,1%). Az RB szelvényben ezzel párhuzamosan 85 cm-nél tapasztalható, hogy az értékek nullára esnek és 80 cm-en keresztül alacsonyak maradnak egy-két ~6%-os kiugrással (mintázásból adódóan, esetleg algavirágzáshoz köthető, epizodikusan meszesebb rétegek megjelenése miatt).
44
18. ábra: Kemosztratigráfiai korrelációs példa nagyfelbontású CaCO3-tartalom görbe alapján a Rékavölgyi RA és RB szelvények esetén. A szürke szaggatott vonal mutatja az összepasszoló rétegtani szinteket.
5.3.1 Kemosztratigráfiai korreláció más európai szelvényekkel A toarci óceáni anoxikus esemény δ13C rekordja nagyon hasonló trendet mutat a világ különböző szelvényiben (Jenkyns, 2003; Gröcke et al. 2011; Kemp & Izumi 2014) , ezért ez a módszer jó korrelációs lehetőséget teremt azok között (Kafousia et al. 2014). A legjobban feldolgozott szelvények Európában vannak a Tethys és az északnyugat-európai epikontinentális tenger üledékes sorozataiban. Az északnyugat-európai területek legjobban feldolgozott és legnagyobb felbontású δ13Corg görbéjét a Yorkshire-i szelvény adataiból állították fel (19. ábra) (Kemp et al. 2005). Ezen a görbén 6-7‰-es negatív eltolódás tapasztalható, amelynek csúcsa a Tenuicostatum/Falciferum Zónák határára és a Falciferum Zóna alján az Exaratum Szubzónára tehető. Nagyon hasonló trend figyelhető meg a németországi Dotternhausen melletti kőfejtő toarci rétegsorának δ13Corg görbéjén (19. ábra) is (Röhl et al. 2001; Schmid-Röhl et al. 2002), habár ez az adatsor sokkal kisebb felbontású. 45
A
tethysi
területek
rétegtanilag
egyik
legjobban
feldolgozott
szelvénye
Valdorbiában (19. ábra), Olaszországban található (Sabatino et al. 2009). Az innen rendelkezésre álló nagyfelbontású δ13Corg és δ13Ccarb görbéken a negatív eltolódás a Tenuicostatum Zónában mutatkozik, nem megy át a Serpentinus Zónába. Az európai toarci szelvények közül a Portugáliában található Peniche-i szelvényből készült a legnagyobb felbontású δ13Ccarb adatsor (2. ábra; 19. ábra) (Hesselbo et al. 2007). A szelvényben a Luzitániai-medence alsó jura rétegsora tárul fel, ahol az ammonitesz biosztratigráfia is részletesen kidolgozott, ami lehetővé tette, hogy a toarci emelet GSSP-jét is itt jelöljék ki. Peniche-ben a negatív kilengés a Levisoni (≈Falciferum) Zónára tehető. A pozitív trend pedig előtte a Polymorphum (≈Tenuicostatum) Zónában indul meg (Hesselbo et al. 2007). Hesselbo et al. (2007) négy kulcsfontosságú szintet jelölt ki a toarci δ13C görbéken, elsősorban a Peniche-i szelvényre alapozva (19. ábra). Az 1. szint a pliensbachi/toarci határnak felel meg, ahol rövid, kis amplitúdójú negatív eltolódás azonosítható. Ehhez hasonlót az általunk vizsgált szelvények δ13C görbéin nem tapasztalunk (19. ábra). A következő, 2. szint a negatív kilengés kezdetét jelöli ki (19. ábra), amely a Peniche-i szelvényben ammonitesz rétegtanilag a Polymorphum/Levisoni Zónák határára tehető, Yorkshire-ben ez a Tenuicostatum Zóna legtetején jelentkezik, Dotternhausenben a Tenuicostatum/Falciferum Zónák határára esik, Valdorbiában pedig a Tenuicostatum Zóna közepén figyelhető meg. Ez a szint a Réka-völgyi szelvényben jól azonosítható, a kisgerecseiben az unkonformitás miatt nincs nyoma, ellenben Tölgyháton is jól kivehető, közvetlen a keményfelszín felett, a meginduló negatív δ13C eltolódással azonosítható. A 3. szint azt a pontot jelöli ki a δ13C görbéken ahonnan felfelé már nincs negatív irányú változás, hanem már pozitív trend jelentkezik az értékekben (19. ábra). Ez a szint nehezebben kijelölhető, ammonitesz-zónahatárokkal sem esik egybe. A szervesanyagtartalomban (TOC) sztratigráfiailag Peniche-ben ezen a ponton mutatkoznak a maximum értékek (Hesselbo et al. 2007), azonban a többi európai szelvényben már csak a háttérnek megfelelő TOC értékeket mértek ebben a szintben. Varga et al. (2007) TOC adatai magas értékeket mutatnak a Réka-völgyi feketepalában (21. ábra), de a nagyfelbontású δ13Corg görbén, némi bizonytalansággal megadható a 3. szint, amely a foltos márga szakaszára esik. Tölgyháton a 3. szint már sokkal bizonytalanabb, Kisgerecsén pedig ezt a szintet is még az unkonformitással jellemzett üledékhézaggal párhuzamosíthatjuk (19. ábra). A legfelső, 4. szint a negatív eltolódás végét jelöli ki, ahol a δ13C görbe visszaáll az anomáliát
megelőző
értékekre
(19.
ábra). 46
Kisgerecsén
és
Tölgyháton
kis
bizonytalansággal, de kijelölhető a 4. szint, a Réka-völgyben ellenben nincs adatunk a szelvénynek ebből a magasságából. Összefoglalva, a Réka-völgyben nagyobb vastagságban van jelen a δ13Corg anomália mint azt korábban feltételeztük. A vizsgált szakaszban azonosítható a Hesselbo et al. (2007) által definiált 2. és 3. szint. Az 1. és 4. szintek a vizsgált szakasz talpa alatt és teteje felett várhatóak. A tölgyháti szelvényben az agyag bázisán a keményfelszín az 1. és 2. szinteket foglalja magába, az agyag tetején, a Kisgerecsei Márga talpán pedig kijelölhető a 3. szint, a 4. szint pedig a márgában található. Kisgerecsén a pliensbachi tetején, toarci bázisán jelentkező unkonformitásban összeolvadnak az 1., 2., és 3. szintek, a 4. szint önkényesen húzható csak be.
47
48
19. ábra: Kemosztratigráfiai korreláció a fontosabb európai szelvények szénizotóp görbéivel és a Réka-völgyi, valamint a kisgerecsei és tölgyháti szelvények görbéivel. 1, 2, 3, és 4 a Hesselbo et al. (2007) által a Peniche szelvényen meghatározott szintek a toarci szénizotóp-görbéken. Az ábra alap szerkezete és a görbék Huang és Hesselbo (2013) alapján lettek módosítva. (izotópgörbék: Peniche, Hesselbo et al. (2007); Yokshire, Kemp et al. (2005);Dotternhausen, Röhl et al. (2001); Valdorbia, Sabatino et al- (2009).
5.3.2. A vizsgált szelvények rétegtani helyének pontosítása kemosztratigráfiai módszerekkel A vizsgált rétegsorok pontos biosztratigráfiai besorolása a kisgerecsei szelvény (Géczy, 1984; Jenkyns et al. 1991; Kovács, 2012) kivételével bizonytalan. A Réka-völgyi szelvény feketepala rétegeinek korát Galácz (1991) azonosította, néhány korjelző ammonitesz példány alapján az alsó-toarci Falciferum Zónába sorolta be azt, de ezeknek a példányoknak a helye a szelvényben nehezen azonosítható, a példányok rossz megtartásúak, korlátozottan nyújtanak rétegtani információt. A Gerecsében a Tölgyhátikőfejtő rétegsorának toarci és aaleni rétegek tartalmazó szakaszának ammonitesz-faunáját Géczy (1979; 1980) dolgozta fel, de a felső-toarci Bifrons Zónánál nincs idősebb rétegtani szint pontosan meghatározva, erről nem található megfelelő információt nyújtó irodalom. Az alsó-toarci és a felső-pliensbachi rétegeknek is bizonytalan a pontos kora a Tölgyhátikőfejtőben. A δ13C görbék lefutása alapján megadható a rétegek relatív kora. A tölgyháti szelvény toarci rétegeinek pontos elhelyezéséhez analógiaként használhatóak fel más tethysi szelvények, ahol a biosztratigráfia kellően pontos és kemosztratigráfiai eszközök is rendelkezésre állnak, valamint a kisgerecsei szelvény ahol nagyfelbontású biosztratigráfia és δ13Ccarb adatok állnak rendelkezésre és, amelyet Jenkyns et al. (1991) is részletesen feldolgozott. Géczy (1984) és Jenkyns (1988) alapján a gerecsei mediterrán toarci ammonitesz-fauna nagy hasonlóságot mutat az olaszországi szelvények faunájával. A mediterrán térségben a negatív eltolódás időszaka a Tenuicostatum Zónára tehető (Sabatino et al. 2009). A tölgyháti szelvényben a negatív δ13Ccarb eltolódás kizárólag a ~30 cm vastag agyagos rétegre korlátozódik a Törökbükki Mészkő és a Kisgerecsei Márga közötti Úrkúti Mangánérc Formációba sorolt agyagban, mediterrán analógiák alapján ez a réteg a Tenuicostatum Zónának felel meg. A görbe felső szakaszán, a negatív eltolódás végén, már a Kisgerecsei Márgában a pozitív trend valdorbiai analógia alapján a Serpentinum Zónára tehető. Ez összhangban van a kisgerecsei δ13Ccarb görbe tulajdonságaival is, ahol az unkonformitás felett jelentkező pozitív eltolódás 5 cm vastag, a Tenuicostatum Zónába sorolt (Géczy, 1984; Kovács, 2012) réteggel indul, majd folytatódik a Serpentinum (≈Falciferum) Zónában és átnyúlik a Bifrons Zónába is (12. ábra). A kisgerecsi Tenuicostatum Zóna a pozitív δ13Ccarb trend alapján már a negatív eltolódás utáni szakaszt mutathatja, tehát az 5 cm már a zóna legteteje lehet (Valdorbiában is a Tenuicostatum Zónában ér véget a negatív anomália és még azon belül indul a pozitív). A δ13Ccarb görbén a negatív eltolódás alatti 66 cm-es szakasz mutat ugyan enyhe pozitív 49
trendet, de az eltolódás nem elég markáns (~0,7‰), ahhoz, hogy biztosan lehessen belőle kemosztratigráfiai információt kinyerni, valószínűleg jelentős üledékhiány után indul meg a negatív eltolódás, amire bizonyíték lehet a mangános keményfelszín jelenléte is közvetlen az anomália előtt. A fekü Törökbükki Mészkő kora végig pliensbachinak tekinthető (Császár et al. 1998), rétegtani helyzetének pontosabb megadása nem lehetséges a δ13Ccarb görbe alapján, habár δ13Ccarb görbék hasonló, 0-1‰ körüli értékeket mutatnak a felső-pliensbachi Spinatum Zónában Peniche-ben (Hesselbo et al. 2007). A pliensbachitoarci határ az ~5 cm-es, keményfelszínnel záródó réteg tetejével azonosítható (19. ábra). A mediterrán térségben a negatív δ13C anomália a Tenuicostatum Zóna középső részén jelentkezik, ezt jellemzően pozitív anomália előzi meg a legkorábbi toarciban (Sabatino et al. 2009), mivel ilyet a tölgyháti δ13Ccarb görbe nem mutat ilyet, ezért valószínű, hogy a keményfelszín és az üledékhiány a legkorábbi toarcit is magába foglalja. Az agyag üledékképződése a Tenuicostatum Zóna közepétől kezdődhetett meg és majdnem a végéig tarthatott, amely egybeesik más mediterrán tethys-i szelvényekben (Valdorbia) is a feketepalák megjelenésével. A negatív eltolódás után visszatérő pozitív trend már valószínűleg a Serpentinum Zónával azonosítható, határa a Bifrons Zónával nem adható meg kemosztratigráfiai alapon.
5.4 Üledékhézagok és kondenzáció a Gerecsében A gerecsei alsó-toarci rétegsorok kondenzáltak, és különböző mértékű üledékhiány tapasztalható a rétegsorokban. A δ13C görbék kemosztratigráfiai korrelációja révén, és más szelvények
ciklussztratigráfiai
adatainak
felhasználásával
lehetőség
nyílik
az
üledékhézagok hosszának, valamint a rétegsorok kondenzált szakaszaiban az ülepedés időtartamának megbecslésére. Az alsó-toarci szelvények ciklussztratigráfiai vizsgálatát több szelvényen és több módszerrel is elvégezték. Suan et al. (2008a) a Peniche-i szelvény nagyfelbontású karbonáttartalom-görbéjén
valamint
a
Dotternhausen
rétegsora
feketepaláinak
szürkeárnyalati adatain spektrális analízis matematikai módszerével mutatott ki asztronómiai ciklusokat. Eredményeik alapján a kora toarcit ≥1,9 millió évre, míg a δ 13C anomália teljes időtartamát ~900 ezer évre, azon belül a negatív eltolódás időintervallumát ~600 ezer évre becsülték (20. ábra).
50
Hasonló megközelítéssel, Huang és Hesselbo (2013) Peniche, valamint Yorkshire, Dotternhausen és Valdorbia szelvényein végeztek ciklussztratigráfiai vizsgálatokat, ugyanúgy a spektrális analízis matematikai módszereit felhasználva, de karbonáttartalom helyett a szelvények nagyfelbontású δ13C görbéit vették alapul vizsgálataiknál. Penicheben a negatív δ13C eltolódás intervallumát 620 ezer évre, a Polymorphum Zóna hosszát ~860 ezer évre és a Levisoni Zónát ~1,58 millió évre becsülték hosszú excentricitási ciklusokon alapuló számításaikkal (20. ábra). A két tanulmány eredményeit felhasználva, kemosztratigráfiai korreláció után más európai szelvények ciklussztratigráfiai adatai alapján becsléseket tehetünk a kisgerecsei szelvény unkonformitással jellemzett üledékhézaga hosszának, illetve a Tölgyhátikőfejtőben a ~30 cm vastag agyagréteg képződésének időtartamáról. Huang és Hesselbo (2013) eredményei alapján a kisgerecsei unkonformitás legalább 1,52 millió év üledékhiánynak felel meg. A tölgyháti szelvényben a negatív 13C eltolódás alatt az alsó-toarci idősebb része hiányzik és esetleg a felső-pliensbachi egy része is, ezért a keményfelszín által képviselt üledékhézag nem lehet rövidebb 900 ezer évnél. Az agyagréteg képződési ideje és a vele együtt jelentkező negatív δ13Ccarb eltolódás időtartama 620 ezer évre tehető.
51
20. ábra: A Peniche szelvény ciklussztratigráfiai becslései, korrelációja a gerecsei szelvényekkel és az unkonformitások valamint kondenzációk becsült időtartama. A Peniche szénizotóp görbe Huang és Hesselbo (2013) alapján lett módosítva. Ciklussztratigráfiai becslések: a piros Huang és Hesselbo (2013) szerint, a kék Suan et al. (2008a) alapján.
Az
üledékhézagok
és
a
kondenzált
rétegsorok
jelenlétére
magyarázatul
szolgálhatnak a toarci óceáni anoxikus esemény során bekövetkezett környezeti változások. Az esemény alatt a globális szénkörforgás felborulása azt jelzi, hogy nagy mennyiségű izotóposan könnyű szén kerülhetett az óceán-atmoszféra rendszerbe, széndioxid vagy metán (ami a légkörben széndioxiddá oxidálódik) formájában (Hesselbo et al. 2000; Jenkyns, 2010). A tengervízbe beoldódó nagy mennyiségű széndioxid, annak pH-ját savas irányba tolhatta el (4. ábra), amely kedvezőtlen körülményeket teremthetett a karbonátproduktivitás, azaz a mészkiválasztó élőlények számára (Mattioli et al. 2004, 2009; Trecalli et al. 2012). Ezek alapján a gerecsei karbonátos rétegsorokban a toarci óceáni anoxikus eseményt képviselő kondenzált agyagok és üledékhézagok jelenthetnek akár kalcifikációs krízist is az üledékgyűjtő területen. A tölgyháti szelvényben a ~30 cm-es agyag alsó 15 cm tarkaagyag rétegében fokozatosan esik a karbonáttartalom a nagyfelbontású CaCO3 görbén. Mindez nagyon jó korrelációt mutat a δ13Ccarb görbén tapasztalható negatív eltolódással. Ez akár magyarázható azzal is, hogy a szénkörforgásban fellépő zavarral párhuzamosan a karbonátprodukcióban is krízis zajlik, amely bekövetkezhet óceáni savasodás hatására is. Az üledékhézagok és a keményfelszínek más megközelítést is adhatnak ennek a problémának. A toarci óceáni anoxikus esemény során a légkörben az üvegházgázok megnövekvő mennyisége globális felmelegedést válthatott ki, aminek hatására a légkör és az óceán áramlási rendszerei felgyorsulhattak (Jenkyns, 2003; Jenkyns, 2010), így az óceáni feláramlások is intenzívebbek lehettek. A sebes fenékáramlatok gátolhatták az üledék akkumulációját az aljzaton, üledékhézagokat és mangános keményfelszíneket eredményezve a toarci óceáni anoxikus esemény ideje alatt. Tölgyháton, az agyagréteg bázisán jelentkező keményfelszín, adataink szerint időben egybeesik az esemény korai szakaszával, a kisgerecsei szelvényben pedig az esemény kezdetét és fő időszakát is átfogja az ott jelen lévő unkonformitás. Ezek a megállapítások alapján elképzelhető, hogy a gerecsei üledékhézagok a megváltozott áramlási rendszerek eredményei is lehetnek.
52
5.5. Környezeti változások a Réka-völgyi szelvényben A toarci óceáni anoxikus esemény alatt lezajló környezeti változások globális felmelegedéshez kapcsolódnak (Jenkyns, 2003). A gyorsan bekövetkező erőteljes felmelegedés a hidrológiai ciklus felgyorsulásával járhatott, amely a tethysi régióban megnövekedő csapadékrátával járt, intenzív terrigén behordással társulva a tengeri üledékgyűjtőkben (Montero-Serrano et al. 2015). Dera et al. (2009) szerint a toarciban az anoxikus esemény ideje alatt szezonális, monszunszerű klíma alakulhatott ki, extrém módon megnövekedő szárazföldi mállási rátával. A mállásintenzitás kimutatásának egyik rendkívül hatékony módja az agyagásvány-vizsgálat (Raucsik & Varga 2008, Branski, 2010). A kontinentális kéreg intenzív mállása során a földpátok mállásából kaolinit keletkezik, ami a folyóvízi behordással eljut a tengerekbe, leülepedve kaolinit-csúcsot mutatva az üledékek agyagásvány-összetételében (Raucsik & Varga 2008). A Réka-völgyi szelvény feketepaláiban szintén tapasztalható kaolinit-csúcs, jelezve a háttér területen anomálisan megnövekedő mállási rátát és a toarci óceáni anoxikus esemény klimatikus hatását is. Raucsik és Varga (2008) adataira támaszkodva összevethető volt a nagyfelbontású δ13Corg görbe és a kaolinit-csúcs egymáshoz való viszonya. Ehhez először a szelvények korrelációja volt szükséges, amelyet a Raucsik és Varga (2008) által „szürke agyag” néven említett, jól követhető vezető szint segítségével végeztem. A szelvényünkön ~ 6,5 m magasságban van a szerzők szelvényének talpa, az általuk mintázott szakasz teteje pedig ~ 15,7 m-re esik. Raucsik és Varga (2008) szelvénye ugyan csak a δ13Corg görbe felső részének egy szakaszát fedi, de jól láthatóan a kaolinit mennyiségének megnövekedése egyidejű a δ13C anomália negatív eltolódásának szakaszával, jelezve, hogy a Mecsek területén is éreztette hatását a monszunszerű éghajlatváltozás. A környezet redox viszonyainak egyre inkább reduktívvá válását jelezheti az üledékek megnövekedett szervesanyag-tartalma (TOC). Varga et al. (2007) néhány mintából magas, 2,14 és 8,12% közötti TOC értékeket közölnek. A magas szervesanyagtartalom, a δ13Corg anomália és a feketepala szedimentológiai bélyegei, anoxikus környezetre utalnak az üledékképződés idején (Röhl et al. 2001). A TOC adatok is alkalmazhatóak kemosztratigráfiai korrelációra. A toarci óceáni anoxikus esemény ideje alatt a TOC csúcs általában a δ13C negatív csúcs felső, pozitív trenddel jellemezhető szakasza előtt jelenik meg az északnyugat-európai szelvényekben (Jenkyns & Clayton 1997). Varga et al. (2007) TOC adatai ugyan nem elég nagy felbontásúak és nem fedik le
53
az egész szelvényt, de a magas, ~8% körüli értékek felvetik annak lehetőségét, hogy egy nagyobb felbontású adatsor alkalmas lehet a fent említett célokra. A kora-toarci környezeti változások és az anoxikus esemény lefutásának kérdéseire a Réka-völgyi szelvényben Baranyi (2012) palinológiai vizsgálatokkal kereste a választ. Kutatása során a Réka-völgyben feltáruló pliensbachi-toarci rétegsoron belül a palinomorfák eloszlása alapján öt fázist különített el, amelyekből paleokörnyezeti következtetéseket vont le. Az 1. fázisban, a feketepala alatt eutróf környezetet feltételez, amely szárazföldi mállásból származó tápanyag-beáramlással magyarázható, ezt a nagyarányú szárazföldi eredetű szervesanyag jelenléte is bizonyítja. A 2. fázis átmenetet jelent a toarci feketepalába. Változatlan klimatikus és tápanyag-ellátottsági körülmények mellett eurihalin formák jelenek meg, amelyek alacsony sótartalmú vizekre utalnak. A tápanyag
további
növekedése
megnövekvő
bioproduktivitást
eredményezett.
A
szervesanyag bomlása anoxikus aljzatot teremtett és a csökkent szalinitású felszíni vizek a vízoszlop rétegződését válthatták ki. A feketepalában eltűnnek a dinoflagelláták („blackout” esemény). A 3. fázisban a feketepalában prasinophyták és szferomorfák dominálnak. Baranyi (2012) eredményei alapján anoxikus körülményeket feltételez, amely esetenként a fotikus zónát is elérhette. A 4. és 5. fázis a feketepala felett, az anoxia megszűnte utáni időszakot mutatja a szerves mikrofosszíliák alapján. Ebben a fázisban a szárazföldi eredetű palinomorfák dominálnak és a szerves vázú mikroplankton lassú rehabilitációját figyelhető meg. Az öt fázisból a 2., 3. és a 4. esik a most vizsgált δ 13Corg görbe intervallumába. A 2. zónában, a foltos márga tetején és a feketepala alján, az anoxia kezdeti fázisára utalnak a szerves vázú mikrofosszíliák, ezzel párhuzamosan a δ13Corg görbén szakaszos, két nagyobb ugrásban negatív eltolódást tapasztalunk. Az északnyugateurópai szelvényekben ez a szakasz feleltethető meg az anoxia kialakulása időszakának (Jenkyns, 2010). A 3. fázisban, a feketepalában kiterjedt anoxiára utalnak a szerves mikrofosszíliák, ezzel együtt a δ13Corg értékekben ciklikus oszcilláció zajlik a legnegatívabb értékek körül. A toarci óceáni anoxikus esemény ideje alatt a szénizotópgörbe negatív eltolódásos szakasza a Yorkshire-i szelvényben egybeesik δ34Scas pozitív eltolódásával (Gill et al. 2011). A kénizotóprendszer anomáliája globálisan kiterjedt anoxiát sejtet, amely időnként elérhette a fotikus zónát (Jenkyns, 2010). A 4. fázisban a feketepala feletti márgában a δ13Corg értékek már pozitív trendet mutatnak, jelezve a szénkörforgás normalizálódását és ezzel egy időben a szerves mikrofosszíliák alapján is stabilizálódni látszik a környezet az anoxikus esemény után.
54
21. ábra: Raucsi és Varga (2008) szelvénye és agyagásvány összetétel adatai a Réka-völgyi feketepalából (balra), Varga et al. (2007) kisfelbontású geokémiai adatai (középen) és az általunk készített nagyfelbontású δ13Corg görbe és szelvény (jobbra) összehasonlítása. A két szelvény közötti pontos korrelációt a szaggatott piros vonal jelzi. A két szelvény méretarányosra lett állítva egymáshoz képest.
55
6. Következtetések Ebben a munkában a mecseki Réka-völgy és a gerecsei tölgyháti, valamint kisgerecsei szelvények geokémiai vizsgálatára került sor. A mért adatokból a toarci óceáni anoxikus esemény szénizotópos és egyéb geokémiai módszerekkel történő kimutatását és az esemény környezeti hatásainak vizsgálatát tűztük ki célul, valamint a nyert adatok rétegtani alkalmazhatóságának lehetőségét vizsgáltuk. Az egyes szelvényekből, igen nagyszámban begyűjtött mintákból nagyfelbontású δ13C és δ18O, valamint CaCO3 és Mn görbéket szerkesztettünk. A δ13C adatokból mindhárom szelvényben azonosítottunk különböző mértékű anomáliát. A Réka-völgyi szelvényben a δ13Corg görbén fokozatos negatív eltolódást tapasztaltunk az értékekben –28‰ körüli értékekről egészen –32‰-es értékekig. Feljebb a görbén ciklikus trend követhető a legnegatívabb értékek körül majd a görbe teteje felé pozitív trendet figyeltünk meg egészen ~ –29‰-es értékekig. Következtetéseink szerint a görbén látható trendek a toarci óceáni anoxikus esmény karakteres szénizotóp anomáliájának nyomai. A Gerecsében a Tölgyháti-kőfejtőben a pliensbachi-toarci határon unkonformitás jelentkezik, felette szürke agyag települ, amelyben a δ13Ccarb görbe értékei látványos ~6‰es negatív tüskeként jelentkeznek, amely szintén a toarci óceáni anoxikus esemény negatív eltolódásával azonosítható, továbbá felette a Kisgerecsei Márgában az esemény végét jelző pozitív anomália is azonosítható. A Kisgerecsei-kőfejtő rétegsorában unkonformitás miatt csak az esemény utáni pozitív eltolódás nyoma vehető ki, ahol ~ 2,5‰-ről ~ 4‰-re nőnek az értékek. A szelvényekből kapott szénizotóp adatokat felhasználtuk korrelációs célokra egymással és más európai szelvényekkel, amelyhez Hesselbo et al. (2007) által a Peniche szelvényben a szénizotóp görbén értelmezett 4 szintet alkalmaztuk. A Réka-völgyi szelvényen 2 ponton jó a korreláció. Tölgyháton a keményfelszín és 2 szintet foglal magába. Kisgerecsén három szint esik az unkonformitásba. A korreláció révén lehetőség nyílt az a gerecsei szelvényekben a pliensbachi-toarci határon jelentkező üledékhézag időtartamának megbecslésére, amely a kisgerecsei szelvényben > 1,52 millió év. Tölgyháton a két emelet határán a keményfelszín időtartama > 900 ezer év. A szürke kondenzált agyag lerakódása 620 ezer vagy 450 ezer év lehetett.
56
Párhuzamot állítottunk más szerzők (Baranyi, 2012; Raucsik & Varga 2008a, Varga et al. 2007) adataival a Réka-völgyben a nagyfelbontású szénizotóp görbénkel, hogy a környezeti változásokról vonjunk le információt, és jó egyezést találtunk az adatok között. 7. Összefoglalás A kora-jurában a toarci korszakban jelentős környezeti változások hatottak az óceán-atmoszféra rendszerre, amelyek kiterjedt paleoóceanográfiai jelenséghez, óceáni anoxikus eseményhez vezettek. Ez a jelenség legjobban a globális szénkörforgásban jelentkező anomáliában mutatkozik meg, de más biogeokémiai rendszerekben is kimutatható hatása. A toarci óceáni anoxikus eseményt legjobban a fő időszaka alatt jelentkező, a szénizotóp rendszerben tapasztalható negatív eltolódással lehet jellemezni, amely nagy mennyiségű izotóposan könnyű szenet feltételez beinjektálódni a globális rendszerekbe. Ez a negatív és az ezt megelőző pozitív anomáliák felhasználhatóak kemosztratigráfiai korrelációkra is. Az általunk vizsgált mecseki és gerecsei szelvényekben nagy felbontású szénizotóp adatokat állítottunk fel, hogy a jelenséget vizsgálhassuk. A mecseki alsó-jura rétegsorban vastag hemipelágikus képződményeket találunk, amely sorozatba az alsó-toarciban közbetelepül 12,6 m vastag szervesanyagban gazdag feketepala. Ezzel szemben a gerecsében pelágikus karbonátok képviselik ezt az időszakot, amelyekben az toarci óceáni anoxikus eseménnyel egyidőben keményfelszínek, üledékhézagok és a Tölgyháti-kőfejtőben kondenzált agyagréteg jelenik meg. A vizsgált szelvények adatiból nagyfelbontású szénizotóp görbéket állítottunk fel. A Réka-völgyi szelvényben kimutattuk a negatív anomáliát és fel véltük fedezni a kemosztratigráfiailag más európai szelvényekkel is korrelálható szinteket. Ezt ugyanúgy megtettük a gerecsei szelvények esetén, szintén nagyfelbontású adatokkal dolgozva. A Tölgyháti és gerecsei szelvényeken, következtetéseket vontunk le a toarci óceáni anoxikus esemény idején a területek zajló üledékképződési és környezeti folyamatokról, Tölgyháton úgyszintén kimutattuk a negatív anomáliát, de e mellett a gerecsei szelvényekben az eseményt lezáró pozitív anomália is kimutatható volt. Szénizotópos korreláció segítségével más európai szelvényeken végzett ciklussztratigráfiai adatokra támaszkodva megbecsültük a gerecsei szelvényekben tapasztalt unkonformitás időtartamát és a kondenzált rétegek ülepedési idejét. Továbbá a Réka-völgyben következtetéseket és összefüggéseket állapítottunk meg az esemény idején lezajló környezeti változásokról a korábbi, a szelvényen
végzett
tanulmányok
és
57
saját
adataink
alapján.
Abstract In the Early Toarcian (~183 Ma) major global environmental changes took place in the ocean-atmosphere system, including the much studied and widely discussed Toarcian Oceanic Anoxic Event (T-OAE). The interrelated events are characterized by strong perturbations of the carbon cycle and other biogeochemical systems. A hallmark of the T-OAE is a major negative carbon isotope excursion (CIE), reflecting the injection of large amount of isotopically light carbon into the ocean-atmosphere system. This negative δ13C spike and a subsequent broad positive anomaly are key signals for chemostratigraphical correlation. We obtained new, high-resolution carbon isotope data from three localities from two different tectonic units in Hungary, representing two different types of depositional environment. In the Réka Valley section of the Mecsek Mts., a thick siliciclastic Lower Jurassic succession of hemipelagic sediments is interrupted by 12,6 m of organic-rich black shales in the Lower Toarcian. By contrast, pelagic carbonates dominate the Lower Jurassic in the Gerecse Mts. However, the T-OAE is also reflected by a major change in sedimentation here in both the Tölgyhát quarry and Kisgerecse quarry sections, where a manganiferous hardground on top of the reddish pelagic limestone is overlain by 30 cm of gray and brown clay, followed by nodular marlstone in the Tölgyhát quarry. We obtained high-resolution δ13Corg and carbonate content data from the Réka Valley section (Mecsek Mts.) and δ13Ccarb and δ18Ocarb data from both the Tölgyhát and Kisgerecse quarry sections (Gerecse Mts.), where redox-sensitive trace element concentrations, Mn and carbonate content were also analysed. The δ13Corg record from the Réka Valley section is characterized by very negative values (averaging -32 ‰), with apparently cyclic changes. This pattern may hint to astronomical control, but the similarly high-resolution carbonate content data appear only weakly cyclic. In the δ13Ccarb curve from the Tölgyhát quarry a pronounced positive excursion is preceded by a sharp negative excursion of -6 ‰, the latter is restricted to the gray and brownish clay. On the other hand, in the Kisgerecse section only the positive excursion is detected and the unconformity at the base of the nodular marlstone represent a hiatus precluding the preservation of the negatic CIE. Comparison with detailed cyclostratigraphies and the Early Toarcian carbon curve from other sections (e.g. Peniche, Yorkshire), the duration of this gap can be estimated. In the Gerecse Mts., both the hiatus and the presence of the thin clay interval interbedded into pelagic carbonates suggests a crisis in local carbonate productivity during the CIE which might can be related to ocean acidification coincident with the T-OAE. Our high-resolution CaCO3 data show high and stable values in the section prior to the T-OAE, followed by a stepwise drop to very low values (>5 wt%) during the negative CIE. A similar trend occurs in the manganese content. Relatively high values immediately before the CIE can be interpreted to represent prevailing suboxic conditions during the early diagenesis of carbonates. The new high resolution isotope data allow chemostratigraphic 58
correlation among the studied sections, as well as with other European Toarcian successions (e.g. Peniche, Yorkshire, Dotternhausen and Valdorbia). The switch to organic-rich sedimentation in the siliciclastic northwestern Tethyan shelf (Mecsek) was coeval with a temporary carbonate shutdown in the pelagic southwestern Tethyan region (Gerecse), both forced by the environmental and biotic events related to the T-OAE.
Köszönetnyilvánítás
Szeretném megköszönni témavezetőmnek Dr. Pálfy Józsefnek, hogy ez a szakdolgozat létrejöhetett. Mindig készségesen rendelkezésemre állt, ha kérdésem volt, elektronikusan és személyesen is Az utolsó percekig segítette a munkámat. Külön köszönöm neki, hogy külföldön is szakmai tapasztalatot szerezhettem. Szeretnék stabilizotópos
köszönetet
vizsgálatok
mondani révén
Plymouth-ban
értékes
Gregory
tapasztalatokkal
Price-nak,
gazdagította
aki
a
szakmai
fejlődésemet. Továbbá köszönet jár mindenkinek, aki az igen nagyszámú minta előkészítésében, az anyaggyűjtésben vagy hasznos tanácsaival segített. Külön köszönet jár a mintagyűjtésben részt vet, kemény fizikai munkát végző csapatnak. Név szerint: Pálfy József, Temes Mihály, Dallos Zsolt és Komlósi Dániel.
59
Irodalomjegyzék Aberhan, M. & Fürsich, F. T. 2000: Mass origination versus mass extinction: the biological contribution to the Pliensbachian-Toarcian extinction event. — Journal of the Geological Society, London 157, 55-60. Badics, B. & Vető, I. 2012: Source rocks and petroleum systems in the Hungarian part of the Pannonian Basin: The potential for shale gas and shale oil plays. — Marine and Petroleum Geology 31/1, 53-69. Bailey, T. R., Rosenthal, Y., Mcarthur, J. M., Van De Schootbrugge, B. & Thirlwall, M. F. 2003: Paleoceanographic changes of the Late Pliensbachian-Early Toarcian interval: a possible link to the genesis of an Oceanic Anoxic Event. — Earth and Planetary Science Letters 212/3-4, 307-320. Baranyi, V. 2012: A Réka-völgyi felső-pliensbachi―alsó-toarci szelvény palinológiai vizsgálata: a kora-toarci óceáni anoxikus esemény hatása a szerves vázú mikroplankton közösségre.― Szakdolgozat, ELTE TTK, Őslénytani Tanszék, 110 p. Bóna, J. 1995: A Mecseki Kőszén Formáció palynológiai vizsgálati eredményeinek összefoglalása (Results of the palynological investigation of the Mecsek Black-Coal Formation). — In: Némedi Varga Z. (szerk.): A mecseki feketekőszén kutatása és bányaföldtana (Research and Mining Geology of the Black-Coal Deposit in the Mecsek Mountains). Miskolci Egyetem (University of Miskolc), Miskolc, pp. 261-281. Boulila, S., Galbrun, B., Huret, E., Hinnov, L. A., Rouget, I., Gardin, S. & Bartolini, A. 2014: Astronomical calibration of the Toarcian Stage: implications for sequence stratigraphy and duration of the early Toarcian OAE. — Earth and Planetary Science Letters 386, 98-111. Branski, P. 2010: Kaolinite peaks in early Toarcian profiles from the Polish Basin - an inferred record of global warming. — Geological Quarterly 54/1, 15-24. Brazier, J.-M., Suan, G., Tacail, T., Simon, L., Martin, J. E., Mattioli, E. & Balter, V. 2015: Calcium isotope evidence for dramatic increase of continental weathering during the Toarcian oceanic anoxic event (Early Jurassic). — Earth and Planetary Science Letters 411/0, 164-176. Caswell, B. A., Coe, A. L. & Cohen, A. S. 2009: New range data for marine invertebrate species across the early Toarcian (Early Jurassic) mass extinction. — Journal of the Geological Society 166, 859-872. Cecca, F. & Macchioni, F. 2004: The two Early Toarcian (Early Jurassic) extinction events in ammonoids. — Lethaia 37/1, 35-56. Cohen, A. S. & Coe, A. L. 2007: The impact of the Central Atlantic Magmatic Province on climate and on the Sr- and Os-isotope evolution of seawater. — Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 244/1-4, 374-390. Cohen, A. S., Coe, A. L., Harding, S. M. & Schwark, L. 2004: Osmium isotope evidence for the regulation of atmospheric CO2 by continental weathering. — Geology 32/2, 157-160. Császár G, Görög Á, Gyuricza Gy, Siegel-Farkas Á, Szente I, Szinger B 2007: A Vasasi Márga földtani, őslénytani és üledékföldtani jellegei a Zsibrik és Ófalu közötti területen. ― Földtani Közlöny, 137(2): 193-226 Császár, G., Galácz, A. & Vörös, A. 1998: A gerecsei jura – fácieskérdések, alpi analógiák (Jurassic of the Gerecse Mountains, Hungary: facies and Alpine analogies). — Földtani Közlöny (Bulletin of the Hungarian Geological Society) 128/2-3, 397-435. Csontos, L. & Voros, A. 2004: Mesozoic plate tectonic reconstruction of the Carpathian region. — Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 210/1, 1-56. 60
Csontos, L., Benkovics, L., Bergerat, F., Mansy, J.-L. & Wórum, G. 2002: Tertiary deformation history from seismic section study and fault analysis in a former European Tethyan margin (the Mecsek–Villány area, SW Hungary). — Tectonophysics 357/1, 81-102. Csontos, L., Nagymarosy, A., Horvath, F. & Kovác, M. 1992: Tertiary evolution of the Intra-Carpathian area: A model. — Tectonophysics 208/1-3, 221-241. Dera, G., Neige, P., Dommergues, J. L., Fara, E., Laffont, R. & Pellenard, P. 2010: Highresolution dynamics of Early Jurassic marine extinctions: the case of PliensbachianToarcian ammonites (Cephalopoda). — Journal of the Geological Society 167, 21-33. Dera, G., Pellenard, P., Neige, P., Deconinck, J. F., Puceat, E. & Dommergues, J. L. 2009: Distribution of clay minerals in Early Jurassic Peritethyan seas: Palaeoclimatic significance inferred from multiproxy comparisons. — Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 271/1-2, 39-51. Dulai, A. 1998: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri (kora-jura) brachiopoda faunája a Keleti-Gerecsében és a tatai Kálvária-dombon (Hettangian and Early Sinemurian (Early Jurassic) brachiopod fauna of the Pisznice Limestone in the eastern Gerecse Mts. and in the Kálvária Hill at Tata. — Földtani Közlöny 128/2-3, 237-263. Dulai, A., Suba, Z. & Szarka, A. 1992: Toarci (alsójura) szervesanyagdús fekete pala a mecseki Réka-völgyben.Toarcian (Lower Jurassic) organic-rich black shale in the Réka Valley (Mecsek Hills, Hungary). — Földtani Közlöny 122./1., 67-87. Farrimond, P., Eglinton, G., Brassell, S. C. & Jenkyns, H. C. 1988: Toarcian anoxic event in Europe: an organic geochemical study. — Marine and Petroleum Geology 6/5, 136148. Forgó, L., Moldvay, L., Stefanovits, P. & Wein, Gy., 1966: Magyarázó Magyarország 200000-es földtani térképsorozatához : L-34-XIII. Pécs. — Budapest, Magyar Állami Födtani Intézet. 196 p. Földi, M., Hetényi, R., Nagy, I., Bilik, I. & Hámor, G. 1967: Magyarázó a Mecsekhegység földtani térképéhez. M. 1:10000-es sorozat: Hosszúhetény. — Budapest, Magyar Állami Födtani Intézet. 71 p. Fülöp, J. 1971:-b: Les formations jurassiques de la Hongrie. — Annales Instituti Geologici Publici Hungarici, 54, 31-46. Galácz, A. 1991: A mecsek-hegységi toarci fekete pala őslénytani vizsgálata. — ELTE TTK, Őslénytani Tanszék. 32 p. Géczy, B. 1979: Jelentés, Tölgyhát, jura ammoniteszek — Kézirat, MFGI Adattár, XX p. Géczy, B. 1980: Jelentés, Tölgyháti aaleni és toarci ammoniteszek— Kézirat, MFGI Adattár, XX p. Géczy B (1973) Plate tectonics, pelogeography int he East-Mediterranean Mesozoic.― Acta Geologica Hungarica 17 (4):421-428 Géczy, B. & Szente, I. 2006: Middle Toarcian Ammonitina from the Gerecse Mts, Hungary. — Acta Geologica Hungarica 49/3, 223-252. Géczy, B. 1984: Provincialism of Jurassic ammonites, examples from Hungarian faunas. – Acta Geologica Hungarica, 27/3–4, pp. 379–389. Géczy, B. 1985: Toarci Amonites zónák a Gerecse hegységben. — Földt. Közl. 115, 363368. Géczy, B., Kovács, Z. & Szente, I. 2008: Remarks on the Toarcian–Aalenian fossil assemblage of the Kis-Teke Hill, Gerecse Mts (Hungary). — Hantkeniana 6, 33-55. Gill, B. C., Lyons, T. W. & Jenkyns, H. C. 2011: A global perturbation to the sulfur cycle during the Toarcian Oceanic Anoxic Event. — Earth and Planetary Science Letters 312/3-4, 484-496.
61
Gomez, J. J., Goy, A. & Canales, M. L. 2008: Seawater temperature and carbon isotope variations in belemnites linked to mass extinction during the Toarcian (Early Jurassic) in Central and Northern Spain. Comparison with other European sections. — Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 258/1-2, 28-58. Gröcke, D. R., Hori, R. S., Trabucho-Alexandre, J., Kemp, D. B. & Schwark, L. 2011: An open ocean record of the Toarcian oceanic anoxic event. — Solid Earth 2/2, 245-257. Haas, J. 1994: Magyarország földtana Mezozóikum. — Budapest, ELTE Természettudományi Kar. 119 p. Haas, J. 2001 (ed.): Geology of Hungary. — Eötvös Kiadó, Budapest, 317 p. Haas, J. 2012: Influence of global, regional, and local factors on the genesis of the Jurassic manganese ore formation in the Transdanubian Range, Hungary. — Ore Geology Reviews 47, 77-86. Hallam, A. & Wignall, P. B. 1999: Mass extinctions and sea-level changes. — EarthScience Reviews 48, 217–250. Hermoso, M., Le Callonnec, L., Minoletti, F., Renard, M. & Hesselbo, S. P. 2009: Expression of the Early Toarcian negative carbon-isotope excursion in separated carbonate microfractions (Jurassic, Paris Basin). — Earth and Planetary Science Letters 277/1-2, 194-203. Hermoso, M., Minoletti, F., Rickaby, R. E. M., Hesselbo, S. P., Baudin, F. & Jenkyns, H. C. 2012: Dynamics of a stepped carbon-isotope excursion: Ultra high-resolution study of Early Toarcian environmental change. — Earth and Planetary Science Letters 319320, 45-54. Hesselbo, S. P. & Pienkowski, G. 2011: Stepwise atmospheric carbon-isotope excursion during the Toarcian Oceanic Anoxic Event (Early Jurassic, Polish Basin). — Earth and Planetary Science Letters 301/1-2, 365-372. Hesselbo, S. P., Gröcke, D. R., Jenkyns, H. C., Bjerrum, C. J., Farrimond, P., Morgans Bell, H. S. & Green, O. R. 2000: Massive dissociation of gas hydrate during a Jurassic oceanic anoxic event. — Nature 406/27 July 2000, 392-395. Hesselbo, S. P., Jenkyns, H. C., Duarte, L. V. & Oliveira, L. C. V. 2007: Carbon-isotope record of the Early Jurassic (Toarcian) Oceanic Anoxic Event from fossil wood and marine carbonate (Lusitanian Basin, Portugal). — Earth and Planetary Science Letters 253/3-4, 455-470. Huang, C. & Hesselbo, S. P. 2014: Pacing of the Toarcian Oceanic Anoxic Event (Early Jurassic) from astronomical correlation of marine sections. — Gondwana Research 25/4, 1348-1356. Jenkyns, H. & Clayton, C. 1997: Lower Jurassic epicontinental carbonates and mudstones from England and Wales: chemostratigraphic signals and the early Toarcian anoxic event. — Sedimentology 44, 687-706. Jenkyns, H. C. & Clayton, C. J. 1986: Black shales and carbon isotopes in pelagic sediments from the Tethyan Lower Jurassic. — Sedimentology 33/1, 87-106. Jenkyns, H. C. 1988: The early Toarcian (Jurassic) anoxic event: Stratigraphic, sedimentary, and geochemical evidence. — American Journal of Science 288, 101151. Jenkyns, H. C. 2003: Evidence for rapid climate change in the Mesozoic-Palaeogene greenhouse world. — Philosophical Transactions of the Royal Society of London Series a-Mathematical Physical and Engineering Sciences 361/1810, 1885-1916. Jenkyns, H. C. 2010: Geochemistry of oceanic anoxic events. — Geochemistry Geophysics Geosystems 11.
62
Jenkyns, H. C., Géczy, B. & Marshall, J. D. 1991: Jurassic manganese carbonates of Central Europe and the Early Toarcian anoxic event. — Journal of Geology 99, 137149. Jenkyns, H. C., Gröcke, D. R. & Hesselbo, S. P. 2001: Nitrogen isotope evidence for water mass denitrification during the early Toarcian (Jurassic) oceanic anoxic event. — Paleoceanography 16/6, 593-603. Jenkyns, H. C., Jones, C. E., Gröcke, D. R., Hesselbo, S. P. & Parkinson, D. N. 2002: Chemostratigraphy of the Jurassic System: applications, limitations, and implications for paleoceanography. — Journal of the Geological Society, London 159, 351-378. Jourdan, F., Feraud, G., Bertrand, H., Watkeys, M. K. & Renne, P. R. 2008: The Ar-40/Ar39 ages of the sill complex of the Karoo large igneous province: Implications for the Pliensbachian-Toarcian climate change. — Geochemistry Geophysics Geosystems 9, Q06009. Kafousia, N., Karakitsios, V., Jenkyns, H. C. & Mattioli, E. 2011: A global event with a regional character: the Early Toarcian Oceanic Anoxic Event in the Pindos Ocean (northern Peloponnese, Greece). — Geological Magazine 148/4, 619-631. Kafousia, N., Karakitsios, V., Mattioli, E., Kenjo, S. & Jenkyns, H. C. 2014: The Toarcian Oceanic Anoxic Event in the Ionian Zone, Greece. — Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 393, 135-145. Kemp, D. B., Coe, A. L., Cohen, A. S. & Schwark, L. 2005: Astronomical pacing of methane release in the Early Jurassic period. — Nature 437/7057, 396-399. Kiss, H. 2005: A Réka-völgyi toarci rétegek foraminifera vizsgálata. — Szakdolgozat, ELTE TTK, Őslénytani Tanszék, 110 p. Konda, J. 1986: Gerecse, Süttő, Kisgerecsei kőfejtő — Magyarország geológiai alapszelvényei, 8 p. Konda, J. 1988: Gerecse, Lábatlan, Tölgyháti kőfejtő — Magyarország geológiai alapszelvényei, 8 p. Kovács, Z. 2012: Lower Toarcian Ammonitida fauna and biostratigraphy of the Gerecse Mountains (Hungary). — Fragmenta Palaeontologica Hungarica 29, 1-48. Küspert, W. 1982: Environmental changes during oil shale deposition as deduced from stable isotope ratios. —: Cyclic and Event Stratification. Springer, Berlin, pp. 482501. Mattioli, E., Pittet, B., Palliani, R. B., Rohl, H. J., Schmid-Rohl, A. & Morettini, E. 2004: Phytoplankton evidence for the timing and correlation of palaeoceanographical changes during the early Toarcian oceanic anoxic event (Early Jurassic). — Journal of the Geological Society 161, 685-693. Mattioli, E., Pittet, B., Petitpierre, L. & Mailliot, S. 2009: Dramatic decrease of pelagic carbonate production by nannoplankton across the Early Toarcian anoxic event (TOAE). — Global and Planetary Change 65/3-4, 134-145. McArthur, J. M., Donovan, D. T., Thirlwall, M. F., Fouke, B. W. & Mattey, D. 2000: Strontium isotope profile of the Early Toarcian (Jurassic) Oceanic Anoxic Event, the duration of ammonite biozones, and belemnite paleotemperatures. — Earth and Planetary Science Letters 179, 269-285. McElwain, J. C., Wade-Murphy, J. & Hesselbo, S. P. 2005: Changes in carbon dioxide during an oceanic anoxic event linked to intrusion into Gondwana coals. — Nature 435/7041, 479-482. Montero-Serrano, J.-C., Föllmi, K. B., Adatte, T., Spangenberg, J. E., Tribovillard, N., Fantasia, A. & Suan, G. Continental weathering and redox conditions during the early Toarcian Oceanic Anoxic Event in the northwestern Tethys: insight from the
63
Posidonia Shale section in the Swiss Jura Mountains. — Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 429, 83-99. Nagy, E. 1968: Triasbildungen des Mecsek-Gebirges. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 51, 1-198. Némedi Varga, Z. 1998: A Mecsek- és a Villányi-Egység jura képződményeinek rétegtana [Jurassic stratigraphy of the Mecsek and Villány Units]. — In: I. Bérczi & Á. Jámbor (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana [Stratigraphy of geological formations of Hungary]. MOL Rt. & MÁFI, Budapest, pp. 319-336. Pálfy, J. & Smith, P. L. 2000: Synchrony between Early Jurassic extinction, oceanic anoxic event, and the Karoo-Ferrar flood basalt volcanism. — Geology 28/8, 747-750. Pearce, C. R., Cohen, A. S., Coe, A. L. & Burton, K. W. 2008: Molybdenum isotope evidence for global ocean anoxia coupled with perturbations to the carbon cycle during the early Jurassic. — Geology 36/3, 231-234. Peters, K. 1862: Über den Lias von Fünfkirchen. — Sonder-Abdruck aus dem XLVI. Bde. der Sitzungsb. der kais Akad. der Wissenschaften, 49, 1-53. Polgári, M., Szabó, Z., Szederkényi, T., (szerk.) (2000): Mangánércek Magyarországon Grasselly Gyula akadémikus emlékére – MTA Szegedi Akadémiai Bizottsága, Szeged, p. 675. Polgari, M., Hein, J. R., Toth, A. L., Pal-Molnar, E., Vigh, T., Biro, L. & Fintor, K. 2012: Microbial action formed Jurassic Mn-carbonate ore deposit in only a few hundred years (Urkut, Hungary). — Geology 40/10, 903-906. Raucsik, B. & Merényi, L. 2000: Origin and environmental significance of clay minerals in the Lower Jurassic formations of the Mecsek Mts, Hungary. — Acta Geologica Hungarica 43/4, 405-429. Raucsik, B. & Varga, A. 2008a: Climato-environmental controls on clay mineralogy of the Hettangian-Bajocian successions of the Mecsek Mountains, Hungary: An evidence for extreme continental weathering during the early Toarcian oceanic anoxic event. — Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 265/1-2, 1-13. Raucsik, B. & Varga, A. 2008b: Az alsó-toarci feketepala Réka-völgyi szelvényének ásványtani jellemzése (Óbányai Aleurolit Formáció, Mecsek hegység): őséghajlattani következtetések. — Földtani Közlöny 138/2, 133-146. Röhl, H.-J., Schmid-Röhl, A., Oschmann, W., Frimmel, A. & Schwark, L. 2001: The Posidonia Shale (Lower Toarcian) of SW-Germany: an oxygen-depleted ecosystem controlled by sea level and palaeoclimate. — Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 165/1-2, 27-52. Ruban, D. A. 2009: Brachiopod decline preceded the Early Toarcian mass extinction in the Northern Caucasus (northern Neo-Tethys Ocean) : A palaeogeographical context. — Revue de Paléobiologie 28 /1, 85-92. Sabatino, N., Neri, R., Bellanca, A., Jenkyns, H. C., Baudin, F., Parisi, G. & Masetti, D. 2009: Carbon-isotope records of the Early Jurassic (Toarcian) oceanic anoxic event from the Valdorbia (Umbria-Marche Apennines) and Monte Mangart (Julian Alps) sections: palaeoceanographic and stratigraphic implications. — Sedimentology 56/5, 1307-1328. Sasvári, Á., Csontos, L. & Palotai, M. 2009: Szerkezetgeológiai megfigyelések a gerecsei Tölgyháti-kőfejtőben. — Földtani Közlöny 139/1, 55-66. Schmid-Rohl, A., Rohl, H. J., Oschmann, W., Frimmel, A. & Schwark, L. 2002: Palaeoenvironmental reconstruction of Lower Toarcian epicontinental black shales (Posidonia Shale, SW Germany): global versus regional control. — Geobios 35/1, 1320.
64
Suan, G., Mattioli, E., Pittet, B., Lecuyer, C., Sucheras-Marx, B., Duarte, L. V., Philippe, M., Reggiani, L. & Martineau, F. 2010: Secular environmental precursors to Early Toarcian (Jurassic) extreme climate changes. — Earth and Planetary Science Letters 290/3-4, 448-458. Suan, G., Mattioli, E., Pittet, B., Mailliot, S. & Le?Cuyer, C. 2008a: Evidence for major environmental perturbation prior to and during the Toarcian (Early Jurassic) oceanic anoxic event from the Lusitanian Basin, Portugal. — Paleoceanography 23/1, PA1202. Suan, G., Pittet, B., Bour, I., Mattioli, E., Duarte, L. V. & Mailliot, S. 2008b: Duration of the Early Toarcian carbon isotope excursion deduced from spectral analysis: Consequence for its possible causes. — Earth and Planetary Science Letters 267/3-4, 666-679. Trecalli, A., Spangenberg, J., Adatte, T., Follmi, K. B. & Parente, M. 2012: Carbonate platform evidence of ocean acidification at the onset of the early Toarcian oceanic anoxic event. — Earth and Planetary Science Letters 357, 214-225. Vadász E. 1935: A Mecsek hegység. — Magyar tájak földtani leírása, 1, 180 p. van de Schootbrugge, B., Bachan, A., Suan, G., Richoz, S. & Payne, J. L. 2013: Microbes, mud and methane: cause and consequence of recurrent Early Jurassic anoxia following the end‐Triassic mass extinction. — Palaeontology 56/4, 685-709. Varga, A., Mikes, T. & Raucsik, B. 2009: A mecseki toarci feketepala Réka-völgyi szelvényének előzetes petrográfiai és nehézásvány-viszgálati eredményei. — Földtani Közlöny 139/1, 33-54. Varga, A., Raucsik, B., Hámorné Vidó, M. & Rostási, Á. 2007: Az Óbányai Aleurolit Formáció fekete palájának izotóp-geokémiai és szénhidrogén-genetikai jellemzése (Isotope geochemistry and characterization of hydrocarbon potential of black shale from Óbánya Siltstone Formation). — Földtani Közlöny (Bulletin of the Hungarian Geological Society) 137/4, 449-472. Vörös, A. & Galácz, A. 1998: Jurassic palaeogeography of the Transdanubian Central Range (Hungary). — Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 104/1, 69-84. Vörös, A. 1993: Jurassic microplate movements and brachiopod migrations in the western part of the Tethys. — Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 100, 125145. Vörös, A. 2002: Victims of the Early Toarcian anoxic event: the radiation and extinction of Jurassic Koninckinidae (Brachiopoda). — Lethaia 35/4, 345-357. Wernli, R. & Görög, Á. 1999: Protoglobigerinids (Foraminifera) acid extracted form Bajocian limestones (Hungary). — Revista Espanola de Micropaleontología 31/3, 419-426. Wignall, P. B., Newton, R. J. & Little, C. T. S. 2005: The timing of paleoenvironmental change and cause-and-effect relationships during the early Jurassic mass extinction in Europe. — American Journal of Science 305/10, 1014-1032.
65
Függelék Réka-völgyi szelvény δ13Corg adatai RA270 RA280 RA290 RA300 RA310 RA320 RA330 RA350 RA360 RA370 RA0 RC460 RC480 RC490 RC500 RC510 RC520 RC540 RC550 RC580 RC600 RC610 RC670 RC680 RC700 RC710 RC720 RC740 RC750 RC770 RC780 RC800 RC810 RD00 RD110 RD140 RD170 RD190 RD20 RD200 RD230
-30,1 -30,0 -29,4 -30,1 -30,4 -30,5 -32,6 -32,0 -31,8 -31,6 -30,3 -32,1 -31,8 -30,7 -31,3 -30,8 -31,3 -32,0 -31,6 -31,6 -32,7 -31,7 -31,4 -31,3 -32,0 -31,1 -30,6 -30,9 -31,6 -31,8 -31,3 -32,4 -31,8 -30,9 -24,8 -31,6 -31,7 -31,7 -30,7 -31,7 -31,2
RB00 RB10 RB20 RB50 RB60 RB70 RB80 RB90 RB100 RB110b RB120 RB130 RB140 RB150 RB160 RB170 RB180 RB190 RB200 RB210 RB220 RB230 RB240 RB250 RB260 RB270 RB280 RB290 RB300 RB300 RB310 RB320 RB330 RB340 RB360 RB370 RB380 RB390 RB400 RB400
-31,8 -30,5 -30,3 -28,5 -30,5 -30,2 -31,8 -30,9 -31,5 -32,0 -31,5 -32,4 -31,8 -31,4 -30,5 -30,7 -31,7 -31,6 -31,2 -31,2 -30,9 -30,7 -30,9 -30,6 -31,5 -31,2 -31,4 -30,7 -32,6 -30,4 -32,4 -32,1 -31,6 -31,7 -31,02 -30,8 -31,5 -30,7 -30,5 -30,4 66
RC100 RC110 RC130 RC140 RC150 RC160 RC190 RC200 RC210 RC220 RC230 RC240 RC250 RC260 RC270 RC280 RC290 RC310 RC320 RC330 RC340 RC340 RC350 RC360 RC370 RC380 RC390 RC400 RC410 RC420 RC430 RC440 RC450 RC470 RC530 RC560 RC590 RC640 RC660 RC690 RC730
-31,1 -31,2 -31,9 -32,0 -31,4 -31,8 -31,4 -31,5 -31,6 -31,4 -31,6 -31,1 -31,6 -32,9 -32,3 -32,2 -32,2 -31,9 -31,3 -31,1 -32,3 -31,3 -31,6 -31,2 -31,3 -31,1 -30,9 -30,9 -30,9 -31,2 -31,5 -32,7 -32,8 -32,0 -32,0 -31,9 -31,7 -31,9 -31,7 -30,9 -30,8
RD90 RD130 RD180 RD220 RD270 RA0 RA10 RA100 RA110 RA120 RA140 RA160 RA180 RA190 RA20 RA200 RA210 RA220 RA230 RA240 RA250 RA260 RA30 RA40 RA50 RA60 RA70 RA80 RA90 RC460 RC480 RC490 RC500 RC510 RC520 RC540 RC550 RC580 RC600 RC610 RC670
-31,6 -31,7 -29,4 -31,5 -31,9 -30,3 -30,3 -30,0 -29,7 -29,9 -29,2 -28,9 -27,6 -28,5 -29,7 -30,8 -31,8 -31,5 -31,0 -30,6 -30,3 -30,4 -29,8 -28,7 -30,1 -30,0 -28,9 -29,9 -29,8 -32,1 -31,8 -30,7 -31,3 -30,8 -31,3 -32,0 -31,6 -31,6 -32,7 -31,7 -31,4
RD30 RD320 RD350 RD380 RD40 RD410 RD450 RD460 RD490 RD500 RD520 RD530 RD540 RD550 RD560 RD570 RD580 RD590 RD610 RD620 RD630 RD690 RD70 RD700 RD710
-31,2 -31,2 -30,7 -30,4 -31,6 -29,9 -31,0 -31,2 -30,3 -29,6 -29,2 -29,6 -29,0 -29,0 -27,8 -28,1 -29,4 -29,3 -29,9 -29,7 -29,3 -28,9 -32,0 -29,5 -29,0
RC760 RC790
-31,7 RC680 -32,0 RC700 RC710 RC720 RC740 RC750 RC770 RC780 RC800 RC810
Kisgerecsei szelvény geokémiai adatai Minta GM +200 GM +180 GM +160 GM +140 GM +120 GM +100 GM +90 GM +80 GM +70 GM +60 GM +50 GM +47 GM +45
H (m) 329 309 289 269 249 229 219 209 199 189 179 176 174
d13C
d18O
Ca (%)
CaCO3
Mn
2,9 2,7 2,7 2,6 2,6 3,1 2,9 3,1 3,1 3,4 3,4 3,7 3,8
-1,9 -2,0 -2,6 -2,3 -2,1 -2,0 -2,6 -2,3 -2,2 -2,0 -1,9 -2,1 -1,9
23 21 23 29 22 29 30 31 30 32 29 31 29
57 51 57 74 54 73 75 77 76 80 72 77 72
312 263 318 539 314 482 555 536 602 440 496 524 495
67
-31,3 -32,0 -31,1 -30,6 -30,9 -31,6 -31,8 -31,3 -32,4 -31,8
GM +43 GM +41 GM +39 GM +37 GM +35 GM +33 GM +31 GM +29 GM +27 GM +25 GM +23 GM +20 GM +18 GM +16 GM +14 GM +11 GM +9 GM +7 GM +5 GM +3 GM +1 GL -1 GL -3 GL -5 GL -7 GL -9 GL -11 GL -13 GL -15 GL -17 GL -19 GL -21 GL -23 GL -25 GL -27 GL -29 KGL -1 KGL -3 KGL -5 KGL -7 KGL -9 KGL -11 KGL -13
172 170 168 166 164 162 160 158 156 154 152 149 147 145 143 140 138 136 134 132 130 128 126 124 122 120 118 116 114 112 110 108 106 104 102 100 99 97 95 93 91 89 87
3,2 4,2 3,3 3,5 3,7
-2,5 -1,4 -2,3 -2,0 -2,1
3,7 3,6 3,3 3,3 3,2 3,0 3,4 3,6
-2,1 -2,2 -2,3 -2,2 -2,4 -2,1 -2,4 -2,3
3,6 3,6 3,3 3,2 3,0 2,7 2,9 2,9 2,6 2,8 2,6 2,7 2,1 2,7 2,6 2,6 2,2 2,7 2,7 2,6 2,5 2,3 2,3 2,2 2,6 2,5 2,4 2,4
-2,1 -1,8 -1,6 -1,9 -2,3 -2,3 -2,7 -0,9 -2,2 -2,4 -2,4 -2,4 -1,9 -2,3 -2,3 -2,4 -2,1 -2,0 -2,4 -2,3 -2,0 -2,2 -2,3 -2,2 -1,8 -2,1 -2,3 -1,6
25 35 28 33 33 32 32 31 22 22 29 29 30 31 29 24 33 32 33 30 30 32 33 34 33 35 32 33 32 33 31 33 32 32 34 34 32 31 31 32 30 32 35 68
62 87 71 84 81 80 81 77 55 56 74 73 75 77 73 60 82 81 82 75 76 80 83 86 83 88 80 82 81 83 77 83 81 81 85 84 79 77 77 79 74 81 88
462 458 540 570 629 526 585 537 310 304 528 526 557 561 550 381 419 349 476 544 560 714 664 957 794 817 720 579 737 723 695 625 643 726 763 655 706 712 817 640 683 773 669
KGL -15 KGL -17 KGL -19 KGL -21 KGL -23 KGL -25 KGL -27 KGL -29 KGL -31 KGL -33 KGL -35 KGL -37 KGL -39 KGL -41 KGL -43 KGL -45 KGL -47 KGL -49 KGL -60 KGL -70 KGL -80 KGL -90 KGL -100
85 83 81 79 77 75 73 71 69 67 65 63 61 59 57 55 53 51 40 30 20 10 0
2,6 2,7 2,7 2,5 2,4 3,0 3,0 2,5 2,4 2,4 2,6 2,4 2,4 2,9 2,4 2,5 2,7 2,8 2,7 2,6 2,7 2,4 2,4
-2,3 -2,4 -2,1 -2,0 -2,5 -2,0 -2,1 -3,8 -2,3 -2,8 -1,7 -2,2 -2,4 -1,3 -2,5 -1,7 -2,1 -2,1 -1,6 -2,2 -1,4 -2,6 -2,1
34 32 33 31 32 32 35 30 33 32 34 36 32 32 35 29 34 34 34 30 32 30 34
86 80 83 76 81 80 87 75 82 79 85 90 79 79 87 72 84 86 84 76 79 74 86
CaCO3(t%)
Mn (ppm) 2899 4138
Tölgyháti szelvény geokémiai adatai d13C d18O
Minta TG 0 (2ml) TG 2 TG 4 TG 6 TG8 TG10 TG12 TG 14 TG 16 TG 18 TG 20 TG 22 TG 24
H(m) 0 0,02
0,7 0,8
0,04 0,06 0,08 0,1 0,12 0,14 0,16 0,18 0,2 0,22 0,24
0,6 -0,6 0,7 0,3 0,2 0,4 1,5 1,4 1,5 1,4 0,7
-8,5 10,4 -9,0 -9,2 -7,4 -9,5 -6,9 -9,0 -2,6 -5,6 -4,6 -5,7 -9,2
Ca(%) 22,5 74,7
56,3
30,2 26,2 22,3 29,6 25,7 28,6 29,1 31,2 31,9 30,6 32,2
75,4 65,5 55,8 74,0 64,2 71,4 72,8 77,9 79,8 76,5 80,6 69
3848 1751 3632 5104 4405 9056 1450 3020 3605 2324 5410
816 833 789 731 859 846 932 700 799 789 701 871 752 551 923 723 841 818 700 706 588 795 810
TG 26 TG 28 TG 30 TG 32 TG 34 TG 36 TG38 TG40 TG 42 TG 44 TG 46 TG 48 TG 50 TG 52 TG 54 TG 56 TG 58 TG 60 TG 62 TG 64 TG 66 TG 68 TG 70 TG 72 TG74 (A)TG 76 (B)TG 76 TG 78 TG 80 TG 82 TG84 TG 86 TG 88 TG 90 TG 92 TG95 TG105 TG115 TG125 TG135A TG135B TG155 TG175
0,26 0,28 0,3 0,32 0,34 0,36 0,38 0,4 0,42 0,44 0,46 0,48 0,5 0,52 0,54 0,56 0,58 0,6 0,62 0,64 0,66 0,68 0,7 0,72 0,74 0,76 0,76 0,78 0,8 0,82 0,84 0,86 0,88 0,9 0,92 0,95 1,05 1,15 1,25 1,35 1,35 1,55 1,75
0,4 0,3 0,2 1,5 0,7 0,7 0,8 1,7 1,5 -0,3 0,3 -0,5 2,0 1,9 1,4 0,1 0,1 -0,4 1,3 0,7 0,7 -2,4 -1,6 -5,4 -5,8
-9,0 -9,7 -9,6 -3,6 -6,8 -9,3 -6,8 -3,6 -4,2 -7,4 -9,3 -4,8 -2,3 -2,2 -3,5 -4,5 -5,5 -6,2 -5,4 -3,5 -3,8 -5,3 -4,8 -7,1 -8,4
-1,5 2,3 2,7 2,7 2,7 3,1 3,0 3,2 3,2 3,5
-4,6 -1,3 -1,5 -1,3 -1,5 -2,1 -1,1 -1,4 -1,9 -1,8
3,5 3,5
-1,7 -1,8
25,2 28,2 23,0 32,4 30,0 31,0 32,2 26,7 34,0 33,8 28,7 35,0 31,2 30,2 31,7 22,1 28,1 30,9 23,4 27,7 35,2 23,6 24,6 13,3 17,7 1,0 1,3 1,8 1,4 2,2 7,5 26,5 32,0 30,9 32,2 28,1 33,4 27,5 33,3 32,0 30,3 30,3 32,1
63,0 70,6 57,4 80,9 75,1 77,6 80,4 66,7 85,1 84,5 71,8 87,6 77,9 75,5 79,3 55,2 70,3 77,3 58,6 69,4 88,0 58,9 61,5 33,3 44,3 2,6 3,3 4,4 3,6 5,6 18,7 66,2 79,9 77,3 80,4 70,4 83,5 68,7 83,3 79,9 75,6 75,7 80,3 70
5159 3671 3568 2285 10534 5319 2701 5890 2832 5083 3184 2228 2387 2441 2434 5651 5732 7993 1608 9562 1284 849 1669 1478 3567 67 181 81 79 340 263 1394 1987 1565 2211 3350 2108 1529 2328 2490 2744 1453 1761
TG195 TG 220
1,95 2,2
3,3 3,1
-2,5 -2,3
34,9 35,3
87,2 88,3
71
1391 1208
