DIPLOMAMUNKA A GÖNCI KIS-SERTÉS-HEGY KŐZETEI ÉS AZOK HIDROTERMÁS ÁTALAKULÁSA

Átírás

1 DIPLOMAMUNKA A GÖNCI KIS-SERTÉS-HEGY KŐZETEI ÉS AZOK HIDROTERMÁS ÁTALAKULÁSA Készítette: Horváth Attila Témavezető: Dr. Kiss Gabriella egyetemi tanársegéd Dr. Molnár Ferenc habilitált egyetemi docens Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Kar Földrajz- és Földtudományi Intézet Ásványtani Tanszék Budapest, 2012

2 Tartalomjegyzék 1. Bevezetés Földtani háttér Regionális földtani áttekintés A belső-kárpáti vulkáni ív metallogéniája A Tokaji-hegység földtana Gönc és környékének korábbi kutatói Gönc és környékének földtana Epitermás rendszerek jellemzése Hidrotermás breccsaképződés Vizsgálati módszerek Terepi megfigyelések Makroszkópos és mikroszkópos megfigyelések A vizsgált feltárások andezitjei A vizsgált feltárás riolitjai Gránát Hidrotermás breccsa A megfigyelt jelenségek értelmezése, lehetséges magyarázat Andezit Riolit Gránát Hidrotermás breccsa Összefoglalás Köszönetnyilvánítás Felhasznált irodalom Mellékletek

3 1. Bevezetés A diplomamunkám során a Gönc-Hejce között elhelyezkedő Kis-Sertés-hegy kőzeteivel foglalkoztam. A dolgozat célja a régebbi földtani térképezés eredményeinek pontosítása, a vulkáni kőzetek részletes petrográfiai elemzése és az esetleges hirdrotermás átalakulások elterjedésének vizsgálata volt. A Kis-Sertés-hegy kőzeteiben megjelennek a hidrotermás aktivitás nyomai, melyek közül legfigyelemreméltóbb a hegy északkeleti lábánál található hidrotermás breccsa telér, amelynek közelében gránátkristályok fordulnak elő a riolitban. A hegy nyugati oldalán elhelyezkedő feltárásban andezit és annak hidrotermás átalakulása észlelhető. A dolgozatom fő célkitűzése mellé így a későbbiekben bekerült a breccsa képződési körülményeinek meghatározása, valamint a gránát kristályok eredetének meghatározására is kísérletet tettem. 3

4 2. Földtani háttér 2.1. Regionális földtani áttekintés A Tokaji-hegység a Tokaj-Eperjes-hg déli tagja. Magyarország északkeleti részén található a Zempléni-egységen belül, amelynek az eredetét még nem tisztázták egyértelműen. A Zempléni-egységet nyugatról az észak-északkelet irányú Hernád-vonal, kelet felől az északnyugat irányú Szamos-vonal és dél felől az északkeleti irányú Bodrogvonal határolja. A Tokaji-hegység egy vulkanotektonikus árokban helyezkedik el, amelyet a Belső-Kárpáti neogén vulkanizmushoz kötődően keletkezett miocén vulkanitok töltenek ki nagy vastagságban (Gyarmati, 1977). Az árok közelítőleg 100 km hosszú és km széles, mélysége nyugati és középső részén 1,5 és 2 km között mozog, az aljzat kelet felé haladva egyre kisebb mélységben található, az árok északkeleti részén kibukkan a felszínre (Ilkey-Perlaky és Pentelényi 1978, Zentai 1991). Ez főként prekambriumi metamorf kőzetekből, paleozoos porfiroidokból, homokkőből, konglomerátumból, palákból és triász, jura karbonátokból áll (Ilkey-Perlaky és Pentelényi 1978). A süllyedék a Közép- Magyarországi-vonal menti elmozdulás hatására jöhetett létre, lokális húzásos, transztenziós (pull-apart) medenceként értelmezhető (Horváth 1993). Afrika és Európa kollíziója az eocén elején kezdődött, amely meghatározta a mediterrán térség tektonikáját. A Kárpát-Pannon-régióban az Európa-Afrika konvergencia mégis másodlagos szerepű, a szubdukciós lemezvisszagördülés (rollback) miatt itt extenziós viszonyok uralkodtak a közép miocén elejétől kezdve (Csontos et al., 1991). A kárpáti térségben a szubdukció során lebukó óceáni lemez már elég idős és hideg volt ahhoz, hogy a saját súlyánál fogva az asztenoszférába hatoljon. A közeledő kontinensek hatására a kárpáti térségben az óceáni lemez az ALCAPA- és a Tisza-Dácia-egység alá kezdett szubdukálni. A szubdukció iránya vitatott, ha a Kelet-Európai-platformhoz tartozott az óceáni litoszféra, akkor Ny-i, ha Moesiához, akkor ÉNy-i lehetett. Az óceáni medence a Tethys-óceán egyik ága lehetett, de közvetlen bizonyíték nincs a létezésére (ofiolitok hiánya) (Csontos et al. 1992). Ennek a folyamatnak a terméke a Pannon-medence is, amely lemeztektonikai értelemben egy ívmögötti medence. A kollízió befejeződésének időpontja egybeesik a külső kárpáti takarók deformációjának korával, amely 17 millió éves a Ny- Kárpátokban, 16,5-12 millió a Kárpátok középső részén (Zempléni-egység és Tisza-egység 4

5 É-i része), és millió év közötti a Kárpátok keleti, délkeleti részén (Seghedi et al,2004) (1. ábra). 1.ábra: A Kárpát-Pannon-régió miocén szerkezetfejlődési vázlata. (Seghedi et al., 2005) 2.2. A belső-kárpáti vulkáni ív metallogenetikája A Tokaji-hegység a belső-kárpáti vulkáni koszorú tagja. Ebben a láncolatban több különböző érces övezet található, név szerint az Erdélyi-érchegység (Dél-Apuseni-hg), a nagybányai (Baia Mare) övezet a Kelet-Kárpátokban, és a Nyugat-Kárpátokban a középszlovákiai vulkáni terület. Ez utóbbiba tartozik Telkibánya is. Az érctelepek túlnyomóan vulkáni és szubvulkáni kőzetekhez kapcsolódnak. A telepek zöme rézporfíros és epitermás kifejlődés, amelyek mindegyike viszonylag rövid idő alatt keletkezett, szinte kivétel nélkül a 13 és 10 millió év közti periódusban (Neubauer et al., 2005). Ezek a kifejlődések Neubauer és szerzőtársai (2005) felosztása szerint beilleszthetők az orogenezis különböző fázisai alatt létrejövő ércesedések közül az egyik típusba. Az ércesedések általánosan geodinamikai megközelítéssel 3 csoportba oszthatók: szubdukcióval egyidejű (1), kollíziós 5

6 gránitok ércesedései (2) és az orogenezis késői fázisában a szubdukciós lemezvisszagördüléshez köthető extenziós erőtérben létrejövő hidrotermális ércesedések (3). Az utóbbi csoportba tartozik a Kárpát-Pannon-régió felszínen fellelhető miocén ércesedési rendszere. A mészalkáli vulkánosság a kárpáti területen túlnyomóan heterogén köpeny megolvadásával jött létre, amelyhez a szubdukálódó lemezből és annak üledékeiből változó mértékben fluidomok adódtak hozzá (Seghedi et al, 2004). A fő-, nyomelem- és izotópgeokémiai adatok is szubdukciós környezetre utalnak. A kontamináció igen jelentős a nagybányai és a Ny-Kárpátok (Tokaji-hegység) területén. A szubdukcióra bizonyíték a szeizmikus tomográfia által felfedett nagy sebességű test a Pannon-medence alatt 410 és 660 km közti mélységben (Neubauer et al., 2005 és benne hivatkozások). A Kárpát-Pannon-régió magmatizmusára hatást gyakorolt a Tethys-óceán egy maradványának, a Magura-óceán litoszférájának szubdukciója (Wortel és Spakman 2000, Seghedi et al. 2004, Neubauer et al. 2005). A szubdukciós front közel egész régióra kiterjedő mozgása által az óceáni lemezből származó illók a köpenyt nagy területen metaszomatizálták, ezért hordoznak a terület neogén mészalkáli kőzetei szubdukciós geokémiai jelleget. Ez a metaszomatizáció gyakran felfedezhető az ívmögötti medencék bimodális vulkáni kőzeteinek tanulmányozásakor (pl. a Patagóniai ívmögötti medencére is igaz) (Sillitoe és Hedenquist, 2003, p.21). A mészalkáli vulkáni aktivitás helyszíne az ALCAPA és a Tisza-Dácia-egység északkeleti szegélye volt, egyedül az Erdélyiérchegység volt távol (~200 km) a szubdukciós zónától, viszont ezen a területen a többitől eltérően nem tipikus szubdukciós geokémiai jellegű kőzeteket találunk. A szubdukció végén fontos esemény az alábukó lemez leszakadása, amely által a köpeny felemelkedett és hőt szolgáltatott a magmás tevékenység és az ércesedés kialakulásához (Wortek és Spakman 2000, Seghedi et al., 2004). A Kárpátokban ez a leszakadás közelítőleg 16 millió éve kezdődött és nyugatról kelet, majd délkelet felé haladt tovább, míg a Vrancea-zónában lehetséges, hogy még nem is történt meg. Wortel és Spakman (2000) szerint az egész európai alpi régióban az ércesedések területén az óceáni lemez sekély mélységben szakadt le. A mészalkáli magmatizmus alábbhagyása után alkáli bazaltos magmák törtek felszínre. Ezt a szubdukálódó lemez leszakadásához és az asztenoszféra dekompressziós olvadásához köthetjük (Seghedi et al., 2004). 6

7 Találhatók azonban ércesedést nem tartalmazó területek is a Kárpát-Pannon régión belül. Kérdés, hogy mi szabályozhatja az ércesedés kialakulását. A magmás kőzetek közül a nagy területen elterjedt és a vonal menti elterjedésű mészalkáli kőzetekben egyaránt található ércesedés (Neubauer et al., 2005). Az ércesedéshez alapvetően több feltételnek kell együttesen teljesülnie (Hedenquist és Lowenstern 1994). Szükség van vízre és egyéb könnyenillókra, amelyet a szubdukálódó lemez és annak üledékei juttatnak a köpenybe. Szükség van magas hőáramra, amelyet a vulkáni ívben az óceáni lemez leszakadása miatt, az ívmögötti medencében pedig a kontinentális litoszféra elvékonyodása miatt bekövetkező köpenyfelboltozódás biztosít a Kárpát-Pannon-régióban (Neubauer et al. 2005, Seghedi et al. 2004). A köpenyből részleges olvadás után a kéregbe mélységi és szubvulkáni magmás testek benyomulása történik, amelyek kristályosodása során a könnyenillók elkülönülnek és felfele törekednek, ők közvetítik az érchozó oldatokat és belőlük származik a hő, amely a sekélyebb epitermás szintek konvekciós celláit hajtja. Az érchozó oldatok áramlásához olyan közeg kell, amiben áramolni tudnak, ez leghatékonyabban a vulkáni kőzetek rideg, sok töréssel átjárt zónáiban lehetséges. A nagymélységű törések létrejöttének főleg az extenziós vagy transztenziós feszültségviszonyok kedveznek. Ez a tágulásos feszültségmező a szubdukciós lemezvisszagördülés (rollback) mechanizmus miatt álhatott fenn a miocénben. A nem vagy alig ércesedett Styriai és a Calimani-Harghita vulkáni övezetben az adott időszakban az extenziós vetők és a szubvulkáni testek hiányával magyarázhatjuk az ércesedés hiányát (Neubauer et al., 2005). A hidrotermás tevékenység és a vulkanizmus között tehát szoros kapcsolat áll fenn, amely eredményeként az epitermás érctelepek leginkább vulkáni kőzetek társaságában találhatók. Azonban az újabb kutatások éppen a nem konvencionális, üledékes vagy metamorf kőzetekben létrejött telepek felé irányulnak. Az ércesedés mind a közép-szlovákiai vulkáni területen, mind a nagybányai ércesedésben és mind az erdélyi érchegységben nagyjából 13 és 10 millió év között ment végbe, amely valószínűleg tágulásos szerkezeti eseménnyel magyarázható (Neubauer et al., 2005). A hidrotermás telérek szöget zárnak be a nagy árokszerkezetek irányával, ami alapján transztenziós mozgásokra következtethetünk (Neubauer et al., 2005). Az egyes kéregegységek nagymértékű elforgása ment végbe az ércesedés idején, amely létrehozta a ércesedéssel kapcsolatba hozható transztenziós szerkezeteket. 7

8 2.3. A Tokaji-hegység földtana A mészalkáli magmás tevékenység során létrejött kőzeteket területi eloszlásuk szerint vonal mentén elrendeződő és nagy felszíni elterjedésű csoportokra oszthatjuk (2. ábra). A kora miocénban a nagy területet lefedő savanyú mészalkáli kőzetek megjelenése jelezi az ívmögötti tágulás kezdetét. A tágulás előrehaladtával a neutrális kőzetek vették át a szerepet, szintén nagy területen megjelenve. Ehhez hasonlóan neutrális mészalkáli kőzetek találhatók a kárpáti vulkáni koszorúban is, amely kőzetek közvetlenül a szubdukció során és azzal térbeli kapcsolatban keletkeztek. A középső miocéntől a kvarterig a pontszerű és kis mennyiséget képviselő alkáli kőzetek törtek a felszínre (Pécskay et al., 2006). A vulkanizmus a bádeniben kezdődött vastag riodácittufa egység lerakódásával ( Középső Riolittufa ). A vulkáni anyag felszínrejöttét a Szamos-vonal tette lehetővé, mert a kitörési centrumok ementén sorakoznak fel. A bádeniben az árok süllyedése intenzív volt, amelynek következtében a területet északkelet felől elöntötte a tenger. A savanyú kőzeteket felváltó dácitos, alárendelten andezites láva szubvulkáni szinten rekedt vagy tengerfenékre ömlött ki, amely utóbbi az üledékekkel keveredve peperites kőzeteket eredményezett. A bádeni vulkáni fázis kőzetei csak a Tokaj-hegység északkeleti részén vannak a felszínen (Gyarmati, 1964). A bádeni végén a magmatizmus szünetelt és megkezdődött a terület egyenetlen kiemelkedése, ami a felszínt öblökkel és lagúnákkal tagolttá tette (Bóczán et al., 1966). A szarmata vulkáni kőzetek javarészt szárazföldi vagy szubvulkáni eredetűek. A szarmatapannon fázis elején vastag riolittufák képződtek egyidejűleg kevés riolittal, amelyek ma a Tokaj-hg északi, keleti és déli szegmensében találhatók felszínen (Molnár et al., 2000). A savanyú vulkanitok időbeli sorrendje: ártufa, horzsaköves tufa, perlites tufa, perlit és utolsóként a riolit a víztartalom csökkenésével és a SiO 2 -tartalom növekedésével áll összefüggésben (Mátyás, 1974). A savanyú vulkanizmust követte az andezites-dácitos lávák és piroklasztjaik felszínre jutása, amelyek szubvulkáni szintű intrúzióit is megtalálhatjuk. Az intermedier magmatizmussal egyidejűleg, illetve azt követve, továbbra is megtalálhatjuk a riolitos vulkanizmus jeleit is (Gyarmati). A vulkáni anyagszolgáltatás központjait, kalderáit ma Regéc, Mád, Telkibánya közelében és néhány további kisebb kúpot a hegység középső részén találhatjuk meg (Molnár et al., 2000). A szarmata vulkáni aktivitás késői szakaszában megszilárdult piroxénandezit vagy helyenként riolit, dácit képezi a felső andezit egységet a Tokaj-hg Ny-i és középső részén. A vulkáni aktivitás 8

9 zárásaként olivinbazalt kiömlése zajlott le, amelyet csak fúrásból ismerünk. A szarmata fázisban a posztvulkáni működés legerősebb a vulkáni aktivitás záró részében, a piroxénandezitet követően volt, a szarmata végén szűnt meg (Mátyás, 1974). Összefoglalva mind a bádeni, mind a szarmata vulkáni fázis elején nagy SiO 2 -tartalmú vulkáni termékek keletkeztek, amelyek fokozatosan váltak egyre bázisosabb összetételűvé. A bádeni vulkanizmus megakadt a dácit képződését követően (riolit-dácit), míg a szarmata-pannon fázisban a differenciáció eljutott a bázisoshoz közeli összetételig is: riolit riodácit dácit - savanyú piroxénandezit piroxénandezit kőzetsor jött létre (Gyarmati, 1971). A vulkanizmus fő geokémiai jellemzői közé tartozik az erősen mészalkáli jelleg, a magas SiO 2 -tartalom (a Belső-Kárpáti vulkáni lánc többi tagjához, így a Dunazughoz, Börzsönyhöz, Mátrához, Cserháthoz viszonyítva), az Al 2 O 3 -ban, valamint a vasban való gazdagság. A magas alumínium- és vastartalom miatt a neutrális kőzetekben megnő a bázisos plagioklász és a hipersztén szerepe (Gyarmati, 1971). A riolit magas K- tartalommal, az andezit és a dácit többsége többnyire közepes K-tartalommal bír (Molnár et al., 2000). A Tokaji-hegységi vulkánosság átmenetet képez a szigetív és az aktív kontinentális perem jellegű magmatizmus között (Szabó et al., 1992). Szabó et al. (1992) megállapították, hogy a vulkanizmus bimodális jellege alapján több különböző magmakamra létezhetett az egyes kőzettípusok számára, vagy ugyanabban a magmakamrában a kontamináció eltérő foka hozhatta létre a kőzetváltozatokat. Salters et al. (1988) és Downes et al. (1995) adatai alapján a Sr, a Nd és az Pb izotóparányai erősen kontaminált jelleget jeleznek, valószínűleg metaüledékes és savanyú metamagmás kőzetek asszimilációjával lehet számolni. 9

10 2. ábra: A Kárpát-Pannon-régió kőzeteinek elterjedése. Lexa et al után 10

11 2.4. Gönc és környékének korábbi kutatói Gönc a Tokaj-hegység ÉNy-i részén terül el, közelében található Hejce, Fóny és az aranybányászatáról híres Telkibánya is. A 18.- és a 19.-századi kutatók utazásaik során feljegyzéseket készítettek az útjuk során vizsgált kőzetekről. Az első földtani témájú leírás Fichtel tollából (1791) származik, aki a Telkibánya közelében található perlitre a zeolit elnevezést használta. Townson is hasonló következtetésre jutott 1797-ben. Esmark J. (1798) Fichtel útvonalán járva a zeolit helyett elsőként perlitre módosította a korábbi megjelölést ben Fuker Telkibánya ércelőfordulását írta le, míg Zipser 1817-ben Telkibányán perlitporfírt és obszidiánt, valamint Gönc környékén opálváltozatokat észlelt. Beudant is érintette Gönc környékét, aki a Tokaj-hegység egyik úttörő kutatója volt. Részletesen vizsgálta a hegység kőzeteit Richthofen (1859), elkülönítette egymástól az andeziteket és a riolitokat (trachyt, illetve trachytporfír névvel), elsőként létrehozva a riolit kőzetkategóriát. A riolitokat továbbosztotta fluidális, obszidiános, szferolitos és tiszta perlit változatokra. Hauer (1866) a riolitok litofizáiról értekezett (Ilkey-Perlaki 1967). Magyar kutatóként Szabó József (1867) a Telkibánya környéki obszidiánokról közölt tanulmányt, véleménye szerint a perlit az obszidiánból keletkezik. Wolf (1868) is vizsgálta a különféle riolitokat és próbálta azok kitörési centrumait lehatárolni. Wolf készítette a terület első földtani térképét is 1869-ben. Szádeczky György (1886) figyelmét is a savanyú kőzetek keltették fel. Pálfy Móric (1916, , ) az andezitek zöldkövesedésének értelmezése mellett a vulkáni kőzetek időrendi sorrendjét próbálta megállapítani, valamint az ércesedések genetikájára is dolgozott ki elméletet. Álláspontja szerint a legidősebb kőzet a zöldköves piroxénandezit, amelyet a közönséges riolit, a trachit, az amfibolandezit, a II. piroxénandezit, a III. piroxénandezit követ, a sort az amfiboldácit zárja. A riolit és a III. piroxénandezit viszonya ma is helytálló (Ilkey-Perlaki 1967). A hegység nagy kutatója Liffa Aurél, aki részletes kőzettani, ásványtani, hidrogeológiai vizsgálatokat hajtott végre hosszú munkássága során ban közölt összefoglaló írásában kitért a terület földtani felépítésére, annak morfológiájára és szerkezetére. A vulkáni kőzetek kitörési sorrendjében egyetértett Pálfy Móric véleményével. Az andeziteket piroxén-andezit, amfibol-andezit, zöldköves andezit és riolitos andezit csoportokra osztotta. A riolitok között a közönséges, a malomkő, a szferolitos, a litoidos, valamint az üveges: obszidián, szurokkő, perlit, horzsakő változatokat különítette el. 11

12 Limnokvarcitot írt le a gönci Őrhegyről és több helyen opálváltozatokat észlelt (opál, tejopál, hialit) (Liffa, 1953). Hoffer András (1925, 1929) a tektonikai viszonyokkal foglalkozott részletesen, ő azonosította a Hernád-, a Szerencs-vonalat, és a Gergely-Borsó-hegy vonalát. Részletesen vizsgálta Gönc környezetét Schréter Zoltán (1948). A kőzetek elterjedése mellett kutatta azok keletkezési sorrendjét is, és kis változtatást eszközölve elfogadta Liffa (1953) véleményét. Székyné Fux Vilma és Hermann Mária (1951) szerint a fő piroxénandezit idősebb a riolitnál. Az andezit a riolitvulkanizmus idején kiemelkedéseket képezett, amelyet a riolit körülfolyt. Hermann Mária (1952) egy évvel későbbi munkájában a telkibányai kőzeteket írta le és meghatározta kémiai összetételüket (Ilkey-Perlaki 1967). Ilkeyné Perlaki Elvira számos évet töltött a Tokaji-hegység földtani tanulmányozásával. Behatóan foglalkozott a savanyú vulkanizmus termékeivel. Petrográfiai megfigyelései nagymértékben gyarapították a hegységről szerzett ismereteinket. A Kis-Sertés-hegy szürke lemezes riolitját tömött, lencsés ignimbritként definiálta (Ilkey-Perlaki 1961). Tömör, perlites szerkezetű üveges sávokatt és többnyire agyagásványos lebontáson átment barnás sávokat különített el benne. Üregekben vagy üveglencsék helyén kivált ékalakú tridimitet azonosított. Az alapanyagban megjelenő kalcedonos gömböket utólagos kovásodásnak tartotta (Ilkey-Perlaki 1961) Gönc és környékének földtana A Gönc szomszédságában levő, tőle keletre levő terület földtanát uralkodóan magmás kőzetek határozzák meg, amelyek tájképformáló jelleggel bírnak. Leggyakoribb kőzetváltozat a savanyú piroxénandezit, amely a Tokaji-hegység egészén is igen elterjedt. Genetikája a piroxénandezittel rokon, a magmaképződés során bekövetkezett nagyobb mértékű kéregasszimiláció miatt savanyúbb annál (Gyarmati, 1977). Gönc közelében a Borsó-hegy, a Dobogó-hegy, a Gergely-hegy és még több másik csúcs alkotója. A kőzet sötétszürke-szürke színű, törése egyenetlen. A plagioklász fenokristályok jól kivehetőek, de a piroxénkristályok már kisebbek és jobban beleolvadnak az alapanyagba (Boczán et al., 1966). Fenokristály tartalma % közötti, porfíros elegyrészei korai kiválásuk miatt bázisosabbak, mint az alapanyag. Leggyakoribb fenokristályok a plagioklász, valamint a hipersztén és az augit (Gyarmati, 1977). A teljes kőzetelemzések alapján a 12

13 kőzet nem is valódi andezit, hanem dácit/riodácit, mivel az alapanyag SiO 2 -ben való gazdagsága savanyú irányba tolja el az átlagösszetételt, de a hagyományos elnevezést használjuk. Felszínre jutása a bádeniben kezdődött, a vulkáni működés az alsó-szarmata végén tetőzött (Gyarmati, 1977). Nagy mennyiségben tartalmaz xenolitokat, amelyek közül legelterjedtebbek a magma fejlődés korai szakaszában kristályosodott bázisos összetételű kiválások (Boczán et al., 1966). Gyarmati (1977) a piroxénandezit 3 típusát különbözteti meg: a bontott, a tömbös és a lemezes savanyú piroxénandezitet. A típusok közül a tömbös a legelterjedtebb, szubvulkáni eredetű, ennek megfelelően alapanyaga túlnyomóan pilotaxitos szövetű. Lakkolitokat, dómokat, tömzsöket, valamint szilleket képezhet (Boczán et al., 1966). Vastagsága számottevő, a kevés fúrási adat alapján a 100 m-t meghaladja. A kőzet átalakulások sorát tárja elénk. Gönc közelében elterjedt átalakulás a limonitosodás, hematitosodás, az agyagásványosodás, a kovásodás, a pszeudoagglomerátumos átalakulás. A savanyú piroxénandezit lemezes változata képviseli a kiömlési kőzetet, a vizsgált területen is megjelenik, alárendelt mennyiségben. A Tokaj-hegység számos savanyú vulkáni termékkel rendelkezik, amelyek rendkívül változatos arculatúak és nagy területen mutatkoznak a felszínen. A hegység századbeli úttörő kutatóit is elragadtatták és erősen foglalkoztatták ezek a kőzetek. A savanyú kőzetek között megkülönböztetünk elsődleges és másodlagos eredetűeket. Az elsődleges SiO 2 -gazdag kőzeteket létrehozó magmát riolitos habláva és láva csoportokra osztotta korábbi szakirodalom és nem feltételezett kapcsolatot közöttük. Szöveti változékonyságukat a láva változó illótartalmából eredeztették (Ilkeyné 1967, Boczán et al. 1966). Újabb eredmények szerint azonban az olvadék már a kürtőben elveszíti illótartalmát és habláva ezáltal nem jön létre (Stevenson et al., 1994). A savanyú kőzetek részletes vulkáni fáciestani elkülönítése csak az utóbbi néhány évtizedben történt meg a külföldi szakirodalomban (Manley és Fink 1987). A savanyú vulkáni testek két fő csoportjait nevezhetjük meg: a dómokat és a lávaárakat. A létrejövő morfológiai különbséget részben az olvadék mennyisége, részben a terület lejtőszöge határozza meg. A kisebb tömegű dómok (3. ábra) képződése lehet monogenetikus vagy összetett, az olvadék felhalmozódásának módja alapján endogén vagy exogén. A lávafáciesek kialakulásában legfontosabb szerep a hőmérséklet térbeli-időbeli változásának, a mechanikai igénybevételnek, az illótartalomnak és a nyomásváltozásnak jut (Szepesi és Kozák 2008). A lávaárak (4. ábra) fáciesei vertikálisan, a dómokban viszont szubhorizontálisan követik 13

14 3. ábra: Egy endogén savanyú lávadóm fejlődésének elvi modellje fáciesövekkel (Szepesi és Kozák 2008). 1 mellékkőzet (áthalmozott riolittufa), 2 breccsa (horzsás), 3 üveg (perlites), 4 riolit, 5 belső olvadékmozgás egymást. A savanyú kiömlési kőzeteknek alapvetően két elsődleges fáciese létezik. A dómok vagy lávaárak peremi részei gyorsan hűlnek, ami a teljesen üveges alapanyagú obszidián vagy a perlit változatot hozza létre. A perlit szingenetikus vízfelvétel mellett posztgenetikus hidratációt is szenvedhet, ekkor viszont másodlagos kőzettípusnak számít. A testek centrális zónáiban elsősorban a kőzetüveg kristályosodásával jellemzett riolit található. A peremi részeken, a lávaár bázisán az erős hűlés miatt a szilárduló láva blokkokra töredezik, ami lávabreccsát eredményez. Breccsa létrejöhet csökkent viszkozitású, illóban gazdag zónákban kipattanó mikroexplóziók hatására, továbbá a belső riolitos zónák is tartalmazhatnak breccsákat. A szegélyeken megjelenő breccsák horzsásak, a gázáramlási csatornákat a lávából kiváló illófázisok hozzák létre. A belsőbb részek felé haladva a horzsásodás megszűnik a növekvő nyomás miatt és perlittel, obszidiánnal vagy köztük levő átmeneti tagokkal találkozunk (5. ábra). Még beljebb már a láva megszilárdulása során megindul a kőzetüveg kristályosodása és átmeneti tagokként szferolitos perlit/obszidián és szferolitos riolit találhatóak. A szferolitok még viszonylag gyors hőmérsékletcsökkenést jeleznek, de a szferolitos riolit alapanyaga már lassabb hűlés alatt végbemenő alapanyag kristályosodás eredménye. A legbelső fáciest képviselő 14

15 riolitnak különféle változatai léteznek: az előbb említett szferolitos riolit, a malomkő riolit, a szürke erezésű fluidális riolit, a vörös riolit és a riolitbreccsa. Ezekben az övekben uralkodó a mozaikos szerkezetű ekvigranuláris krisztobalit (Szepesi és Kozák 2008). 4. ábra: Egy savanyú lávaár szerkezete és fáciesövei. (Szepesi és Kozák 2008) alapján. A szürke árnyalat halványodása a olvadék hűlését jelzi 1 Fluidalitás lefutási vonalai, 2 Oszloposság A Gönci-patak völgyében a savanyú piroxénandezitnél alacsonyabb szinten különféle riolitváltozatok lelhetők fel. Az Kis-Sertés-hegy területén a gönci es földtani térképlap alapján (Ilkey-Perlaki 1966) a szürke, erezett, folyási szövetű és a vörös riolit található meg. A vörös riolit elterjedése a legnagyobb a Tokaji-hegységben. A vörös riolit a szferolitos perlit és a fluidális riolit közötti átmeneti zónában erőteljes kovásodás és helyenként agyagásványosodás hatására létrejött változat. Néhány 10 cm vastag gumók, elnyúlt sávok vagy több méter vastag összefüggő réteg formájában jelenik meg (Szepesi és Kozák 2008). Alapanyaga általában szerkezet nélküli, finom likacsokkal tagolt. Olykor lehet vékonytáblás vagy lemezes is. Igen kevés fenokristályt tartalmaz, amelyek közül leggyakoribb a savanyú plagioklász. A kőzetben finomszemcsés hematit található, ez adja a kőzet vöröses színét. A vörös riolit alapanyaga devitrifikált, azaz káliföldpátból és krisztobalitból álló szövedékké vagy szferolitokká alakult (Boczán et al., 1966). 15

16 5. ábra: Az áthalmozott riolittufa és a lávadómolvadék érintkezésén a hűlési ráta függvényében létrejött a terepi megfigyeléseken alapuló elvi fáciessorrend a telkibányai Cser-hegy- Ó-Gönc példáján (Szepesi és Kozák, 2008) A szürke erezésű riolit a második legelterjedtebb riolitváltozat a Tokaj-hegységben és Gönc közelében is fellelhető. A dómok vagy lávaárak centrális részét képezi. Szövetét a láva lamináris vagy örvényszerű áramlásának köszönheti. Ásványos összetétele hasonlít a vörös riolitéhoz. A lemezesség szürke üveges sávok és kristályosodott felzites, mikrofelzites övek elkülönülésében nyilvánul meg (Szepesi és Kozák 2008). A nagyobb mennyiségben jelentkező rózsaszínes illógazdag sáv heterogén, apró litofizákkal tarkított, míg a másik sáv durva, üveges kifejlődésű, amely illókban szegényebb, így devitrifikáció jobban elkerüli, mint a rózsaszínes sávokat (Boczán et al., 1966). Az üveges sáv több K 2 O-ot, viszont kevesebb Fe 2 O 3 -ot tartalmaz litoidos párjához hasonlítva. A kőzet illóban dúsabb részein a több centiméteres nagyságú szferoidok fedezhetők fel. A vörös riolithoz hasonlóan az üvegtelenedés hatására káliföldpát és krisztobalit keletkezik (Boczán et al., 1966). A krisztobalit mozaikos szövetű sávokban vagy szferokristályos foltokban is megjelenhet (Kozák 1994, Szepesi és Kozák 2008). A szürke riolit több helyen hópehely (snowflake) szövettel rendelkezik. Üreg- és repedéskitöltésként legtöbbször tridimit 16

17 található, amely vélhetően a kőzet megszilárdulásának a végén kristályosodhatott az illódús közegből. A litofízákban kiváló tridimit után amorf, ritkán kriptokristályos SiO 2 - változatok töltötték ki a maradék teret (Molnár és Szakáll 1994, Szepesi és Kozák 2008). A gönci Nagypatak völgyében összesült riolittufa is található a felszínen. Boczán és szerzőtársai (1966) szerint ez a kifejlődés átmenetet képez a riolit és a riolit ártufa között. A kőzet kis felszíni elterjedésű. Egymásba illeszkedő üvegtörmelékből áll, amelyek körvonala a hőhatás miatt megolvadt. Kevés (5% alatti) fenokristályt tartalmaz. Hejce és Gönc települések közelében különböző dácitváltozatok bukkannak ki, de felszíni elterjedésük csekély. Gönc és Hejce közelében a piroxéndácit és a piroxénamfiboldácit jelenik meg, az amfibol- (biotit-) dácit nem jellemző. Keletkezésük az andezitekkel rokon, a dácitok esetében viszont a magma felnyomulása során jelentősebb mértékű kéreganyag beolvasztás zajlott le. Hasonlóan az andezitekhez, ezek a kőzetek is sok, főleg autogén zárványt foglalnak magukba. Gyakran jelennek meg az andezit peremi fácieseként (Gyarmati 1977). 17

18 3. Epitermás rendszerek jellemzése Az epitermás ércesedések a vulkáni-hidrotermás rendszerek sekély, 1 km feletti zónáiban képződhetnek (Hedenquist és Arribas, 2000). A hidrotermás tevékenységet a magmatizmus energiája hívja életre. Az epitermás rendszereket több típusba lehet sorolni, elkülönítésük leggyakrabban az érchozó oldat kemizmusa alapján történik. Ez alapján két szélsőtagról beszélhetünk, a vulkáni-hidrotermás rendszerekről és a geotermális mezőkről (6. ábra), amelyek sorrendben a magas szulfidizációs fokú (HS: high sulfidation) és az alacsony szulfidizációs fokú (LS: low sulfidation) teleptípust hozhatják létre (Hedenquist 6. ábra: a) HS- típusú ércesedések, b) LS-típusú ércesedések tektonikai környezete; (Sillitoe és Hedenquist 2003) után módosítva & Arribas, 2000). Ezek az elnevezések a kén oxidációs állapotára utalnak és nem a szulfidásványok mennyiségére (Molnár & Pécskay, 2000). A két szélsőtag között folyamatos az átmenet, újabban elkülönítik az IS (intermediate sulfidation) kategóriát is, 18

19 amely a tulajdonságai alapján a HS és az LS között helyezkedik el (Robert, F. et al., 2007). Gyakran térbeli kapcsolat bizonyítható a porfíros rézérc és a HS-IS teleptípusok között (Hedenquist és Lowenstern, 1994). Ez is jelzi a szubvulkáni intrúziók szerepét az ércesedések létrejöttében, amely elsősorban a többlet hő és a fluidumok biztosításában nyilvánul meg. Az epitermás ércesedésekkel szemben a nagy porfíros rézérc telepek kialakulásának a kompressziós tektonika kedvez, így a HS-IS telepek csak azután jöhetnek létre, amikor az erőtér semlegessé vagy extenzióssá válik (Sillitoe és Hedenquist, 2003). Fontos megemlíteni, hogy az LS típusú ércesedések többnyire más tektonikai környezetben keletkeznek, mint a HS és az IS típusú telepek (6. ábra). Az LS típusú érctelepek számára - amelyek akár a vulkáni íven belül, annak közelében vagy ívmögötti helyzetben is előfordulhatnak - a kifejezett extenziós viszonyok biztosítanak igen kedvező feltételeket. Az ilyen erőtérben zajló szerkezeti változásokhoz gyakran bimodális, bazalt-riolit összetételű vulkanizmus társul. A HS és IS típusú ércesedések általában gyenge extenziós vagy neutrális erőtérben alakulnak ki (Sillitoe és Hedenquist, 2003). Az LS teleptípushoz képest kevésbé jelentős az extenzió szerepe. A lemeztektonikai körülményeken kívül az aranyércesedések kialakulását regionális szinten az adott kéregrész oxidációs állapota, valamint főleg idősebb terrénekben vagy a köpenyben korábban létrejött arany koncentrációk is befolyásolhatják (Sillitoe, 2008). Honnan származik a nagymennyiségű forróvizes oldat, amely az epitermás telepeket létrehozza? Ennek megértéséhez végig kell kísérni az illófázisok útját a magmából való kiválásuktól kezdve. Az epitermás rendszerekhez kapcsolódó neutrális-savanyú mélységi magmás testek mindig tartalmaznak illófázisokat, átlagosan 3-5 % mennyiségben (Hedenquist és Arribas, 2000). Az ilyen összetételű magma a kéregben történő felfele mozgása során 2-3 kbar nyomáson, azaz 6-8 km mélységben telítetté válik az illófázisokra nézve, megindul a fluidumok szegregációja (első felforrás). A mélységi magmás testek magasabban, szubvulkáni szinten elhelyezkedő nyúlványait a mélységi testekben lezajló felforrás ellátja a felszabaduló illókkal, mivel azok saját (szintén felforrás által távozó) illómennyisége nem lenne elegendő egy hidrotermás rendszer fenntartásához. A mélységi testek benyomulásuk után fokozatosan lehűlnek. A kristályosodó fázisok miatt egyre kevesebb hely jut az illóknak, így azok nyomása ismét meghaladja a litosztatikus nyomást, elkezdődik a második felforrás. Az újabban szeparálódott fluidum ezt követően felfele migrál a nagyobb permeabilitású (törésekkel átjárt) kőzettestek mentén. Mozgása során egyre kisebb nyomás hat rá, amely újabb fázisszeparációhoz vezet (harmadik felforrás). A 19

20 keletkező fázisok közül a nagy sótartalmú, sűrű folyadék fázis a mélyben marad, míg a kisebb sűrűségű gőz folytatja útját a felszín felé. Az ólom és a cink (valamint a réz és az arany kisebb része) a túlsós folyadékban marad, míg a Cu, Au nagyobb része, továbbá az As a gőzfázissal távozik (Hedenquist és Arribas, 2000). A gőzfázis később beoldódik a kőzetekben cirkuláló meteorikus vizekbe és megemeli azok hőmérsékletét. Ez a hőenergia indítja be a hidrotermás áramlásokat, amelyben a hőforrásnál feláramást, míg attól távolodva a még érintetlen, hideg meteorikus vizeknél leáramlást találunk (Hedenquist és Arribas, 2000). A törések mentén feláramló oldat sok oldott gázt tartalmaz (CO 2, H 2 S), amelyek a nyomás csökkenése miatt folyamatosan távoznak az oldatból. Ez a forrás elősegíti az arany kicsapódását, mert az Au oldatban tartásáért felelős Au-komplexképző H 2 S eltávozik a rendszerből. Az Au másik komplexképzője, a Cl itt nincs nagy mennyiségben jelen, mert a mélyben maradt a sűrű sós fluidumban. A gázok ezután a vadózus zónában elnyelődnek a pórusvízben és közepesen savas úgynevezett gőzhevített átalakulást hozhatnak létre. A HS típusú ércesedések általában a szubvulkáni intrúzió felett találhatók, bár a felszínalatti vízáramlások eltéríthetik a hidrotermák áramlási útvonalát. A magas szulfidizációs fokú fluidumok döntően magmás eredetűek, viszonylag sekély helyzetű szubvulkáni magmás testből özönlenek felfele, így a neutralizáció felemelkedésük során nem jelentős, továbbá a meteorikus vízzel való keveredés alárendelt, ennélfogva a ph-juk erősen savas és a hőmérsékletük magas. Az alacsony ph miatt intenzív oldódás jellemzi a feláramlási csatornák környezetét, erős az elemmobilizáció. Mivel a ph alacsonyabb, mint a mellékkőzeté, a fluidumok nincsenek egyensúlyban azzal. A Tokaji-hegységben kizárólag LS típusú epitermás ércesedések fordulnak elő. Az LS epitermás ércesedések főleg arany- és ezüst dúsulásként jelentkeznek. Az arany és az ezüst az epitermás ércesedés legfelső szintjében, a fluidumok felforrási zónájában koncentrálódik, alatta az ólom és a cink, az alatt pedig a réz található meg nagyobb mennyiségben (Sillitoe és Hedenquist 2003). Ilyen mélységbeli zonáció figyelhető meg a nagybányai Baia Sprie ércesedésben (Grancea et al. 2002) is, valamint a telkibányai ércesedésnél is találunk ólom és cink dúsulást 1000 m körüli mélységben (Székyné 1970). A fémeknek ez a vertikális eloszlása a fluidumok sótartalmának változásával áll összefüggésben. A legkisebb sótartalmat a legtöbb aranyat tartalmazó ércesedésekben találhatunk, a sótartalom növekedésével az ezüst dominál, végül az ólom és a cink válik uralkodóvá (Sillitoe és Hedenquist 2003). 20

21 A ma jobban elfogadott nézet szerint az LS típusú ércesedések fluidumai közvetlenül egy savanyú mélységi magmás testből származnak, tehát lényegesen mélyebbről, mint a HS típusú ércesedések illókomponensei (Sillitoe és Hedenquist, 2003), amint a 6. ábrán is látható. A korábbi vélemény, mely szerint a nemesfémek az LS típusú ércesedésekben a mellékkőzetből oldódnak ki, visszaszorulóban van (Sillitoe, Hedenquist, 2003). A fémek forrása -hasonlóan a HS típusú ércesedésekhez- egy mélységi magmás test. A magmába a fémek több módon kerülhetnek: a köpenyből, a szubdukálódó lemezből felszabadulva vagy a kéregből annak olvadása által (Hedenquist és Lowenstern, 1994). A hidrotermás oldatok fontos komponensei a Cl, H 2 S, CO 2 (a víz csak részben) is a magmából származnak. A szubdukciós eredetű magmákban igen sok a víz, a CO 2 és a Cl a bázisos magmákhoz viszonyítva, a bazaltok viszont az epitermás telepek számára nagyon fontos kenet tartalmazzák nagy mennyiségben (Sillitoe és Hedenquist, 2003). Az LS típusú ércesedések távolabb helyezkednek el a magmás forrástól, ezért a mélyben levő kőzetekkel való kölcsönhatás neutralizálja a magmás fluidumokat, mielőtt azok az epitermás mélységbe érnének. A fluid-kőzet kölcsönhatásnak köszönhetően a rendszer közel van az egyensúlyi állapothoz, a hőmérsékletük a felszínen alacsonyabb lesz a HS fluidumokhoz képest. A neutrális közeli ph és alacsony hőmérséklet miatt az LS telepekben jellemző telérekhez tartozó átalakulási zóna relatívan vékonyabb, ezért a felderítésük is nehezebb. Ez a kis sótartalmú magmás fluidum keveredhet a meteorikus vízzel és ilyen formában hat a környezetében levő kőzetekre. Az LS típusú telepeket létrehozó geotermális mezők élete során azonban gyakori, hogy magmás komponenset nem tartalmazó meteorikus vizek is okoznak átalakulást a kőzetekben. A fent említett két folyamat két trendet határoz meg az alacsony szulfidációs fokú fluidum fejlődésében, amelyet hidrogén- és oxigénizotópdiagramon jól nyomon lehet követni. A meteorikus víz-mellékkőzet egymásra hatása eltolódást okoz a 18 O mennyiségében pozitív irányban, és meddő kvarcot hoz létre, míg a magmás komponenset tartalmazó meteorikus víz a deutérium-izotóp mennyiségét is megnöveli a meteorikus vízvonalhoz képest és ez a fluidum okolható az ércásványok létrehozásáért. Egy geotermális mező élete során - amely közelítőleg éves nagyságrendű - az első fázisban az ércesedés jön létre és ezt kíséri a meddő kvarc képződése, rendszerint felülbélyegezve az első eseményt (Hedenquist, Lowenstern, 1994). A hidrotermás tevékenység során a fluidum-kőzet kölcsönhatás során sajátos átalakulási zonáció jöhet létre (7. ábra), amely az egyes teleptípusokban a fluidumok eltérő tulajdonságai miatt más és más. Az átalakulási zónák vastagsága a mellékkőzet 21

22 permeabilitásától és egyéb sajátságaitól, valamint a kőzetet átjáró oldat fizikai és kémiai paramétereitől függ. A telérek menti átalakulási zónák a néhány m-től a km-es nagyságrendig terjedhet, ezen zónák vastagsága a növekvő mélységgel csökken, végül propilites átalakulásba mennek át (Molnár, 1997). Telkibányán, a Telkibánya-2 szerkezetkutató fúrás alapján az ércesedés központi részén a kálimetaszomatózis a felszíntől lefele 500 m-ig tart, azalatt propilites átalakulás található (Székyné Fux 1970). A hidrotermák tehát a feláramlási csatornák mentén a környező kőzeteket átalakítják, az átalakulás mértéke a csatornáktól távolodva csökken. A fluid-kőzet kölcsönhatás során olyan ásványegyüttesek jönnek létre, amelyek stabilak az adott ph és hőmérsékleti viszonyok között, feltéve, hogy egyensúly állt fenn a kőzet és a fluidum között. A különböző ásványok különböző hőmérsékleti és ph-beli stabilitással rendelkeznek. Jó ph és hőmérsékletjelző szerepet töltenek be a szűk stabilitással jellemzett ásványok. Az epitermás ércesedéseknél a változó ph és hőmérséklet miatt jól meghatározott zonáció jön létre, az egyes zónákat legpontosabban a bennük kialakult ásványegyüttessel írhatjuk le. Az LS telepek esetében az átalakulások kvarc, adulár, szericit, kalcit együttest eredményeznek a telérek zónájában, míg a káliföldpátosodás övén kívül zöldkövesedés található (7. ábra). A propilites fácies jellemző ásványai a klorit, szmektit, és zeolitok is megjelenhetnek (Molnár, 1997). A felszínhez közeledve, a paleotalajvízszint felett az alunit-kaolinit ásványegyüttes fejlődhet ki a gőzhevített zónában. Ez a fajta átalakulás rendszerint felülbélyegzi a mélyebben elhelyezkedő kálimetaszomatikus átalakulást, amennyiben a hidrotermás tevékenység élete során a talajvízszint alábbszáll. Ekkor a teléres-érhálózatos zónák érhálózatait kaolinit és alunit összetételű mellékkőzet fogadja be. 22

23 7. ábra: Az alacsony szulfidizációs fokú epitermás rendszerek átalakulási zónái, ásványparagenezisei, hőmérsékleti viszonyai és jellemző hasznosítható elemei. Molnár et al. (2000) után 23

24 4. Hidrotermás breccsaképződés Vulkáni környezetben breccsák többféle módon, változatos kifejlődésben keletkezhetnek. A kihűlő viszkózus láva mozgása során autobreccsásodás léphet fel és a láva hirtelen kihűlése (tengerfenékre ömléskor) is eredményezhet fragmentációt. Breccsa továbbá létrejöhet robbanásos vulkáni aktivitás, gravitációs tömegmozgás és hidrotermás tevékenység hatására is (Cas et al., 2011). Sok esetben találunk az előző típusokkal kapcsolatban tektonikai mozgás következtében kialakult breccsákat, mivel a vulkáni aktivitás gyakran fűződik tektonikai eseményekhez. A breccsák nemritkán több képződési fázis során nyerik el végleges formájukat. Az egyes képződési fázisok alatt természetesen eltérő mechanizmusok érvényesülhetnek. A breccsák általánosan elterjedt kőzetnek és/vagy szövettípusnak számítanak az epitermás ércesedések befogadó kőzetei között, de ugyanúgy megtalálhatóak a porfíros és mezotermás teléres jellegű telepekben is. Olyan nyomás és/vagy hőmérséklet viszonyok között keletkezhetnek, amelyek megengedik, hogy a kőzet töréssel válaszoljon az őt ért húzásos vagy összenyomásos feszültségre, más szóval a litoszféra töréses és képlékeny részét elválasztó reológiai határ felett. Alapvetően nyolc mechanizmussal lehet számolni, amelyek felelősek a breccsák létrehozásáért. Legáltalánosabb kiváltó hatás a tektonikai aprózódás, a nyírásos kopás és a litoszféra folyadékainak nyomásváltozása. Az első kettő tényezőt általában nem lehet egymástól elválasztani, mivel egy tektonikus törés mentén a tektonikai aprózódás mellett a kőzetblokkok mozgása miatt az egyes részecskék egymásra hatása, egymás koptatása is bekövetkezik. A térfogatcsökkenés, a térfogatnövekedés, a becsapódás és a kémiai korrózió kevésbé gyakori mechanizmusnak számítanak (Jébrak 1997). A hidrotermás breccsák létrejöttében a fő szerepet az oldatok nyomásváltozása kapja. A hőmérsékletváltozás közvetetten érvényesül. A fluidumok nyomását a mélyben zajló gőzfázis elkülönülése és több egyéb hatás (tektonikai mozgás, rétegterhelés, permeabilitás csökkenés stb.) növelheti meg. A gőzök távozását a felszín közelében a hőmérsékletcsökkenés révén kicsapódó ásványfázisok, leggyakrabban SiO 2 -változatok akadályozzák meg. Hedenquist és Henley (1985) szerint a nagy területre kiterjedő ásványkiválás miatti elzáródás (az angol szakirodalomban self-sealing) helyett inkább kisebb helyekre összpontosuló ásványkiválás miatti nyomásnövekedésre lehet számítani. 24

25 A breccsák szöveti képe árulkodik keletkezésük történetéről (8. ábra). A szöveti elemzés során megfigyelhető a töredékek alakja, a töredékek szemcseméret-eloszlása, a tágulás mértéke és maga a szöveti elrendeződés. E négy fő paraméter segítségével a breccsák jól jellemezhetőek. 8. ábra: A breccsásodás mechanizmusai a hidrotermás rendszerekben. Nagy nyíl a törés terjedését jelzi, a kis nyilak a mellékkőzet elmozdulásának irányát. P f -fluidnyomás. Jébrak (1997) A teléres típusú rendszerek hidrotermás breccsái fejlődésének menetét két küszöbérték használatával három fázisra oszthatjuk. Először a kezdeti törés továbbharapózása közben apró, párhuzamos irányítottságú törések kapcsolódnak össze egy nagyobbá. Ez a folyamat addig tart, amíg a kőzet el nem veszti a fizikai folytonosságát. Ezt a határértéket átlépve a közeg töredékek halmazává alakul. Gyakran találkozhatunk irányított szövettel, amelyet a mozgás irányával párhuzamos hossztengelyű részecskék rajzolnak ki, viszont nagyobb nyomáson a hosszabb tengelyek merőlegesek lesznek a kompresszió irányára. Az első 25

26 fázisban legerősebben a tektonikus aprózódás és a fluidnyomás változás érvényesülhet (Jébrak 1997). A következő fázisban a törések mentén elmozdulások következnek be, amelyek az anyag morzsolódásához vezetnek. Ekkor a breccsásodás módja a részecskék egymással való mechanikai kölcsönhatása. Amint az első fázisban, az összetöredező médium alakja ekkor is sok változáson megy át, a törések térfogata változhat, ami a fluidumok hirtelen nyomásváltozását produkálhatja. Emiatt a hidraulikus breccsásodás is gyakori jelenség. A hidraulikus breccsásodáshoz viszonylag kis mennyiségű energia szükséges, a törések terjedését a kőzetben korábban kialakult gyengeségi felületek megkönnyíthetik. Menetét két részre lehet osztani: a hidraulikus és a kritikus breccsásodásra. A hidraulikus fragmentációt a törésben lévő fluidum nyomásnövekedése okozza. Nyomásnövekedést a törés permeabilitásának vagy térfogatának csökkenése (elmozdulás vagy ásvány kicsapódás miatt) és a fluidum állapotának fizikai változása (felhabzás, forrás) hozhatnak létre. A kritikus breccsásodás mozgatórugója az előzővel ellentétben a fluidum nyomáscsökkenése, amelyet a nyitott terek térfogatnövekedése vagy különböző erek metsződése generálhat. Az effektív nyomás csökkenése miatt a törés faláról lepattogzanak a kőzetdarabok (a mechanizmus hasonlít a gránitok exfoliációjához). A hidraulikus és a kritikus breccsásodás mindig szoros kapcsolatban áll egymással. A keletkező breccsa szövete általában mozaikos, vagyis a töredékek gyakorlatilag in situ helyzetben maradnak, nem fordulnak és mozdulnak el egymáshoz képest lényegesen. A kritikus fragmentáció elegendő tér rendelkezésre állása esetén a töredékek jelentékenyebb elmozdulását eredményezheti (összeomlásos breccsa), vagyis a töredékek elmozdulása és forgása jelentős lehet. A klasztok többnyire szögletesek, csekély méretbeli különbségekkel (Jébrak 1997). A legutolsó, tágulási fázis a hidraulikus folytonosság elérésével veszi kezdetét. Az összekapcsolódó és tágulásban levő törések lehetővé teszik a fluidumok áramlását, így azok nyomása jobban eloszlik, ezért a hidraulikus breccsásodás kevésbé jellemző. A litosztatikus nyomás legnagyobb eséllyel ekkor megy át hidrosztatikusba. A kritikus breccsásodás általános jelenségnek számít ebben a fázisban. A fluidumok miatt helyenként fokozott lehet a kémiai oldódás (Jébrak 1997). 26

27 5. Vizsgálati módszerek A terepi munkához a MÁFI Tokaji-hegység földtani térképe, es sorozatának gönci észlelési térképét használtam fel (Ilkey-Perlaki 1966). Az egyes feltárások, minták helyzetét GPS-szel rögzítettem pontosan. A petrográfiai vizsgálatokhoz 30 µm-es, polírozott csiszolatokat készítettem (60 db) az Ásványtani Tanszéken. Igyekeztem a vizsgálat szempontjából legkedvezőbb metszetet kiválasztani. A csiszolatokat áteső és ráeső fénymenetű mikroszkópok segítségével vizsgáltam (Nikon). A reflexiós mikroszkópos megfigyeléseket Zeiss Axioplan típusú mikroszkópon végeztem, a fényképeket Olympus C5060WZ típusú fényképezőgéppel készítettem. A kőzetekben megjelenő agyagásványok illetve egyéb finomszemcsés ásványok meghatározása érdekében röntgen pordiffrakciós mérések készültek az Ásványtani Tanszék Siemens D 500-as típusú berendezésével (41 kv gyorsítófeszültség, 20 ma csőáram, Cu anód, grafit monokromátor, 0,5 o /perc goniométersebesség, 1 cm/perc papírsebesség, érzékenység: 1*103). Bizonyos ásványok összetételének pontosítását elektronmikroszkópban elvégzett standard mentes energadiszperzív elemzések tették lehetővé. A minták szenezéssel lettek a mérésre előkészítve. A pásztázó elektronmikroszkópos vizsgálatok az ELTE-TTK Földrajz-Földtudományi Intézet Földtudományi Központjának AMRAY 18030i jelű (20keV) és az ELTE TTK Nagyműszeres Kari Kutató és Műszer Centrum FEI Quanta 3D FEG (15 kev, 4nA) berendezésével lettek kivitelezve. A műszerekkel pont- és vonalmenti elemzések lettek végezve. 27

28 6. Terepi megfigyelések A térképezett terület a Kis-Sertés-hegy volt (melléklet), amelynek gerince közel É-D-i irányú és amelyet túlnyomórészt savanyú piroxénandezit épít fel. A hegyen viszonylag kevés számú szálfeltárás található (9. ábra). Északkeleti oldalában a gönci Nagy-patak által feltárva, körülbelül m széles és m magas foltban szürke erezésű riolit található. Határát az andezittel szálfeltárásban nem lehet megfigyelni. A feltárásban a riolit nem teljesen egyveretű. A világos- és sötétszürke lemezpárokból álló riolit elmehet közel 9. ábra: A riolit és a breccsa feltárásának egy részlete. A körvonalak a szálkőzetet jelölik. Sárga pont: mintavétel helye fehér színűig a feltárás délkeleti széle felé, északabbra a breccsa felé pedig a sárgás szín dominál. A sárga színű változatban - amely a breccsától méterre délre egy kibányászott üreg és a breccsa között van jelen - csak ritkán lehet észlelni elmosódott lemezességet. A lemezek a feltárásban közelítőleg déli irányba dőlnek fokkal. A szürke riolitban centiméteres vagy vékonyabb vörös színű sávok találhatók, illetve egy nagyobb foltban (1-2 méteres) is vörös színű a kőzet. Mivel ez csak lokális jelenség, a vörös riolit nem ábrázolható térképen. A riolitot áttöri a vizsgált breccsa, amelynek a térképi pozícióját a 11. ábra mutatja. Megjelenése telérszerű, csapása közel észak-déli: 20/200 o, amely fokos szöget zár be 28

29 a Kis-Sertés-hegy tengelyével. Első és utolsó kibukkanása méter távolságra helyezkednek el egymástól, közöttük a breccsa 2-5 méter széles sávban több foltban bukkan ki. A breccsa csak a riolitban nyomozható, az andezitben nem. A klasztok anyaga világossárga színű riolit. Méretük a milliméter alattitól a centiméterig terjedhet. Alakjuk legtöbbször sarkos. Lemezesség nem ismerhető fel rajtuk. A mátrix szabad szemmel csak a fekete és a barna színű breccsa esetében határozható meg, anyaga kalcedon. A többi változat finomszemcsés kötőanyaga fehér, szürke, sárga vagy barna színű lehet. Ezek keménysége is ritkán marad el a kalcedonétól. A breccsa vertikális és horizontális irányban is változékony. Mind a klasztok átalakulásának módja, mind az azokat összekötő cement anyaga változik a breccsa kibukkanása mentén. A breccsa éles határfelülettel érintkezik az őt befogadó világosszürke riolittal. Több helyen felfedezhetőek a belőle kiinduló, mellékkőzetbe hatoló erekérhálózatok. A breccsában két jelentős méretű törést lehet észrevenni, amelyek iránya eltér egymástól és mindkettő szöget zár be a breccsa csapásával; az egyik körülbelül 90/70 dőlésű, azaz 0/180-as csapású, míg a másik közel függőleges és 60/240 csapású. Mindkettő áttöri a breccsát, bár az KÉK-NyDNy csapású törés igen közel található annak határához. NyDNy csapású töréstől délre fehér kötőanyagú, porlódó breccsát találunk, észak fele haladva fekete kötőanyagú található, a másik törés közelében ismét fehér színű, azt átlépve agya-gos breccsa helyezkedik el. Felfele haladva az eddigiektől elütő, igen tömör, 10. ábra: A breccsába mélyített táró képe. Sárga egyenes: a KÉK-NyDNy csapású vető. Lila körvonal: fehér cementű breccsa (kép bal oldala). Rózsaszín körvonal: fekete cementű breccsa helyzete. keményen összecementált változatok következnek, amelyek változó színezetűek A breccsa a kimélyített üregben horizontálisan különböző részekre tagolható. Az KÉK- (fehéresszürkevilágosbarna) és látszólag erősen kovásodtak. 29

30 11. ábra: A Kis-Sertés-hegy észlelési térképe 30

31 A Kis-Sertés-hegy döntően savanyú piroxénandezitből épül fel. Az andezitnek csupán néhány szálfeltárását lehet észrevenni, főleg a hegyet két oldalról közrefogó patakok völgyének mélyén és egy erdei út bevágásában bukkan ki a felszínre. Az andezit a hegy területén nem teljesen homogén, hanem némi különbségek mutatkoznak a megjelenésében. A színe világosszürkétől a sötétszürkéig változhat, amelyet a piroxén átalakulása során keletkező ásványok vörösre vagy rozsdabarnára festhetnek. A világosszürke andezitnek csak egy kicsiny szálfeltárását lehet megtalálni (a lemezes andezitet leszámítva ez a szálfeltárás helyezkedik el a legmagasabban, 525 m-en, 11. ábra, 1-es pont), amelyben padosság nem ismerhető fel. Másik változat az elterjedtebb sötétszürke andezit, amely a többi feltárás (11. ábra, 2-6 pontok) anyagát adja. Az útbevágásban a sötétszürke andezitből álló kőzettest pados kifejlődésű: a lávapadok vastagsága többnyire 0,5-1 méter közötti. Közel egyenes lefutásúak, a lávapadok határait a kőzetben levő elválásokról ismerjük fel. Hidrotermás tevékenységre utalnak a hegy északnyugati oldalában, a tömbös piroxénandezitben (sötétszürke változat) az útbevágás által 200 méter hosszan feltárva megtalálható agyagásványt, valamint kvarcot, opált tartalmazó erezések, érhálózatok (13. ábra). Az andezitet érintő másodlagos hatásokat itt lehet a legjobban megfigyelni. Messziről is szembetűnő, hogy a kőzettestet számtalan apróbb-nagyobb barnássárga színű, porló anyagból álló ér töri át. Az ereket kitöltő agyagásvány a montmorillonit csoportba tartozik. Az agyagásványos és kvarc, opál anyagú erek kisebb-nagyobb kőzetblokkokat fognak közre. A sűrű érhálózatos részeken a kirajzolódó töredékek többnyire egy irányban megnyúltak, ekkor hossztengelyük az andezit padosságával közel párhuzamos, ezért az átalakulás feltehetően felszíni eredetű. A kevesebb eret tartalmazó helyeken az erezések sokkal ritkábban követik a lávapadosságot, inkább elágazó módon függőleges közeli irányban áttörik a kőzettestet (14. ábra). A feltárás néhány pontján az erek menti átalakulás képe eltér az eddig ismertetettektől. A kőzetet számos agyagásványos ér járja át, de az erekkel érintkező kőzetblokkok igen erősen agyagásványosodtak (15. ábra). A tömbök kézben szétmorzsolódnak, gömbszimmetrikus elválási felületek mentén szétesnek. A kőzetblokkok és az erek határa elmosódó, a blokkok az erős átalakulás hatására kerekítetté váltak. A mátrix színe a kőtömbök anyagára emlékeztet, azonban anyaguk még jobban porlódik. Kvarc ereket ezekben a testekben nem találtam. Ezekre a pontokra a szelvényen pszeudoagglomerátum névvel hivatkoztam. A 31

32 12. ábra: a Kis-Sertés-hegy északnyugati oldalában levő bevágás szelvénye (11. ábra 2-es pont). A felső sor bal oldala a feltárás kezdőpontja, a következő sorok bal oldala illeszkedik a felül levő sor jobb végéhez 32

33 korábbi kutatók találó elnevezése arra utal, hogy a kőzet lekerekített szemcsékből, tömbökből álló vulkáni üledékes kőzetekre hasonlít. A hidrotermás tevékenységre utaló jelek az andezitben és a riolitban is megjelennek. Az andezit átalakulásának jellege agyagásvány és kvarc érhálózatos, míg a riolitban nem találhatók erezések. 13. ábra: Panorámafelvétel az útbevágás egy részletéről. A kevéssé átalakult kőzetben ( ép kőzet felirat, jobb oldalon) a padosság észlelhető. A felvétel bal oldalán agyagásványos erezések figyelhetőek meg. 14. ábra: Közeli fotó egy okkeres érhálózatról (barnássárga színű), amely áttöri az andezit padokat. 33

34 15. ábra: Pszeudoagglomerátum lekerekített kőtömbökkel 34

35 7. Makroszkópos és mikroszkópos megfigyelések 7.1.A vizsgált feltárások andezitjei A Kis-Sertéshegyen nagyobb tömegben az andezit tömbös kifejlődése jelenik meg, míg a lemezes változat csak a hegy északi részén figyelhető meg (11. ábra, 8-as pont). A világosszürke tömbös andezit 16. ábra: Világosszürke tömbös savanyú piroxénandezit mindig pórusos, likacsaiban barna-sárga színű finomszemcsés ásványhalmazok vannak. A piroxénkristályok kitűnnek a világosszürke háttérből, méretük nagyobb a területen található többi változathoz viszonyítva. Jól észrevehetőek a becsillanó gyöngyházfényű földpátok is. A 8-as pontban (11. ábra) megvizsgált mintában számottevő átalakulás nem észlelhető. Szövete pilotaxitos. A plagioklász fenokristályok mérete 0,1 és 2 milliméter közötti, de a piroxénkristályok hosszúsága a 3 millimétert is meghaladhatja. A fenokristályok épek, az alapanyagban kevés montmorillonit vagy szmektit fordul elő. Elvétve feltűnő világossárga-vörösesbarna pleokroizmusú oxiamfibol szemcsék jelennek meg. A sötétszürke andezit szabálytalanul törik, a padokon belül nincs egyéb szerkezet (például szemcseméret-változás). Legjobban a fehér színű plagioklász táblás kristályok tűnnek ki a fenokristályok közül, de a fekete piroxén szemcsék is észlelhetők. Apró (2-4 cm) vöröses és fekete színű xenolitok találhatók benne (11. ábra, 2. pont). Néhány a hegy tetejének közelében (8-as feltárástól DK-re, 11. ábra) törmelékben talált andezit a világos 35

36 andezithez hasonlóan pórusos, bár a pórusok kisebbek bennük és nem igazán jellemzőek. Az andezit vöröses színezetűvé válhat utólagos átalakulás következtében. Az 17. ábra: Hematit által vörösre színezett tömbös piroxénandezit agyagásványosodás terméke ülepített röntgenes mérés alapján vas- és magnéziumtartalmú szmektit. Polarizációs mikroszkópban az alapanyag szövete trachitos jelleget mutat, az alapanyag 50 µm-t nem meghaladó méretű plagioklász lécei gyakran körülfolyják a nagyobb méretű porfírokat. Ezek a lécek többségben vannak a kőzetüveggel szemben, vagyis a kőzet szövete pilotaxitos. Az alapanyag üregeit az átalakultabb részeken szmektit vagy montmorillonit (a vastartalom helyi változásának függvényében) töltheti ki, az alapanyag egésze is erősen agyagásványosodott. A fenokristályok mennyisége 25 és 45 térfogat% között van, amelyek nagyobb részét plagioklász teszi ki (15-30%), a többi fenokristály rombos és monoklin piroxén. A plagioklász igen gyakran oszcillálóan zónás (18. ábra), sok szemcse magja szivacsos szerkezetű, itt és a növekedési zónák mentén olvadékzárványokat tartalmaz. Mérete 50 és 2500 µm közötti. Szimmetrikus zónában mért maximális kioltási szöge 35 fok körüli, ami labradoritos összetételnek felel meg. A kőzet plagioklász fenokristályai több plagioklász generációhoz tartoznak. Külön generációba sorolhatóak azok a kristályok, amelyek a többihez viszonyítva nagyobbak és szemmel láthatóan foszlányosak, szélükön a visszaoldódás nyomai láthatóak (19. ábra). 36

37 gene Feltűnő, hogy egyáltalán nem zónásak és egyenlő vastagságú ikerlemezek alkotják. Belsejük szivacsos, nagy számban fordulnak elő benne olvadékzárványok. A plagioklász 18. ábra: Hipidiomorf zónás plagioklász tömbös savanyú piroxénandezitben fenokristályok másik generációjából kerül ki a plagioklász porfírok zöme, a szemcsék lehetnek zónásak vagy nem zónásak, szabálytalan ikerlemezekkel. Sajátalakúak, körvonalukon nincs jele rezorbciónak. Nagy részük az zónásság mellett kettősikreket is képez. Ugyanúgy megjelennek olvadékzárványok, amelyek többnyire egy szemcse növekedési zónája vagy zónái mentén helyezkednek el. 19. ábra: Rezorbeált körvonalú ikerlemezes plagioklász-fenokristály tömbös andezitben. Nem zónás, montmorillonitosodik Két fajta piroxén (7-15 %), a hipersztén és az augit jelenik meg a kőzetben, a kettő közül általában a hipersztén kicsit nagyobb mennyiségben fordul elő (4-10 %). Mindkét fajta piroxént gyakran övezi opacitos szegély. A hipersztén hosszú oszlopos termetű, hossza a 3 mm közelében is lehet. Gyenge, de jellegzetes pleokroizmusa felismerhető halvány rózsaszín és halvány fűzöld színekkel. Hajlamos az átalakulásra, a hidrotermás erezések felé közeledve (11. ábra, 2-es feltárás) növekvő intenzitással montmorillonittá alakul. Az agyagásvány mibenlétét röntgen pordiffrakciós vizsgálat igazolta. A hipersztént felemésztő agyagásvány viszonylag jól kristályos, lemezkéi az elválásokra merőlegesen helyezkednek el, ezáltal párhuzamosak a hasadással. Megfigyelhető, hogy a magas, másod- vagy harmadrendű interferenciaszínük a törésekre merőlegesen sávosan változik. Jól kivehető, hogy az agyagásványosodás először a hosszanti elválások, törések mentén 37

38 támadja meg kristályokat. A hiperszténből vagy az opacitos koszorúból felszabaduló vasból hematit és limonit keletkezhet. A hematit elszórtan sötétbarna kristályokat képez az alapanyagban vagy ritkán gömbös-vesés bekérgezéseket alkot, melyek a piroxén fenokristályok közelségében találhatóak. A kristályok körvonala kerekded vagy kissé nyúlt, esetleg hatszöghez közelíthet. A hipersztén és az augit több esetben alkot orientált vagy nem orientált összenövéseket. Az augit zömök megjelenésű, ikerlemezessége gyakran 20. ábra: Hipersztén fenokristályok, amelyeket montmorillonit csoportba tartozó agyagásvány emészt fel harántelválások mentén (10x nagyítás) megfigyelhető. Egyes nagyobb kristályai (a nagyobb méretű augit generáció, 21. ábra) másodrendű zöld maximális interferenciaszínnel rendelkeznek, vagyis inkább egirinaugit felé tolódik el az összetételük. Több esetben az egy kristályon belüli kémiai változást tükröző kioltási zónásság is észlelhető. 21. ábra: Zónás és ikerlemezes egirinaugit kristály plagioklász és növekedési zóna mentén rendeződő amfibol zárványokkal 38

39 Ugyanezen kristályokban növekedési zóna szerint elrendeződve elszórtan oxiamfibol szemcsék rajzolódnak ki. A mikroszkópos vizsgálatok tanúsága szerint az augit sokkal ellenállóbb a másodlagos hatásokkal szemben, vékony finomszemcsés opakásványkoszorú övezheti, valamint a legerősebben átalakult mintákban (11. ábra, 2. pont) montmorillonittá alakulhat, de az átalakulás egyik szemcsében se haladja meg az 50 %-ot. A savanyú piroxénandezitben megtalált xenolitok a vizsgált területen az autogén zárványok csoportjába tartoznak (Boczán et al., 1966). Az autogén zárványokat a magma korai kiválású elegyrészeiből összeálló, a fenokristályokkal megegyező összetételű kristályokból álló (plagioklász és hipersztén, augit), jólkristályos aggregátumokként írták le a kiváló korábbi geológusok (Boczán et al., 1966, Gyarmati, 1977). Az utólagos hatások erősen érintik ezeket a gömbölyded alakú xenolitokat, amelyek erős vörös színezetükről és nagy színeselegyrész tartalmukról szabad szemmel is felismerhetőek. Az útbevágásban talált xenolitok mérete az 2-3 centimétert nem haladja meg, leggyakrabban csak néhány 100 µm-es kristálycsomók láthatók. Boczán és szerzőtársai (1966) azonban megemlékeznek savanyú piroxénandezitben talált ököl nagyságú zárványokról is. Vékonycsiszolatban vizsgálva megállapítható, hogy a zárványok teljesen kristályosak és intergranuláris szövetűek (22. ábra). Határuk a befogadó andezittel éles, az őket körülvevő zónában az andezit alapanyagában kis izometrikus és léces opakásvány szemcsék dúsulnak 22. ábra: Autogén zárvány az andezitben (11. ábra, 2. pontból). A képeken a piros vonaltól balra a zárvány látható, attól jobbra a befogadó kőzet fel. Létrejöttük a xenolit átalakulásához köthető. Ásványos összetételük hasonló a befogadó kőzethez, plagioklász és a kétféle piroxén jelenlétével. A kristályok mérete nem üt el az andezit fenokristályainak méretétől. A plagioklász kristályok ellenben a zárványt befogadó andezit fenokristályaival szemben hosszú léces termetűek és zónásság nem ismerhető fel rajtuk. A legerősebben átalakuló fázis a hipersztén. A sok hematit mellett 39

40 limonit és montmorillonit vagy szmektit (az XRD vizsgálat szerint) is képződik, hasonlóan az andezit hipersztén kristályainak átalakulásához. Egy csiszolatban (11. ábra, 2. pont) túlnyomóan kvarcból és kevesebb plagioklászból, valamint biotitból álló zárványt észleltem (23. ábra). A zárvány szemcsemérete homogén, néhány 10 µm-es kerekded, illetve a biotit esetében kissé megnyúlt alakú szemcsékkel. Az ásványos összetétel és az irányítottság, deformáltság hiánya homokkő eredetet sugall. 23. ábra: Homokkő zárvány tömbös andezitben. A xenolit és a befogadó andezit határát piros vonal jelöli. 11. ábra. 2. pont A hegy nyugati lábánál található útbevágásban (11. ábra, 2. feltárás) számos agyagásványos, kvarc, opál erezést lehet megfigyelni a sötétszürke andezitben. Az erek vastagsága az 5 cm-t ritkán haladja meg. Az ereket limonit által világos festett barnássárgára agyagásványos átalakulási zóna kíséri, cm-en belül a kőzet intenzíven átalakult, állaga porló, széteső. Az agyagásványos öv 24. ábra: Piritet tartalmazó kovás ér és opállá alakult mellékkőzet montmorillonit csoporthoz tartozó agyagásványból áll és viszonylag éles vonallal határolódik el a gyengébben átalakult mellékkőzettől, szemben a pszeudoagglomerátummal, amelyben az ér és a befogadó kőzet intenzíven átalakult, határuk elmosódik. Az ér (24. ábra és 11. ábra, 2. feltárás) anyaga XRD felvételek alapján gyakorisági sorrendben kvarc, kalcedon, opál, opakásványok, valamint krisztobalit. Ebben 40

41 a mintában elsőként opál vált ki a mellékkőzet szegélyére kis vastagságban, amely után az ér fő alkotója, a sugaras-legyezőszerű kvarc következik. A fennmaradó üregeket további kalcedon fázisok töltötték ki. Az ásványfázisok szöveti elrendeződése az oldatból való ritmikus kiválást sugallja. Az opakásványok közül a pirit szerepel túlsúllyal, mellette hematit mennyisége is számottevő. A pirit az érben koncentrálódik hintett vagy tömeges megjelenéssel, a mellékkőzet darabjainak egy részét (nem mindet) szegélyezi vagy a piroxén fenokristályok utáni pszeudomorfózákban, illetve azok opacitos szegélyében is feltűnik egyes kisebb andezittörmelék darabokban. Az értől távolabb a pirit nem jelenik meg az opacitos szegélyekben vagy a pszeudomorfózákban. A piritkristályok kisméretűek (1-80 µm), idiomorf vagy hipidiomorf kifejlődésűek négyzetes vagy közel izomorf átmetszetekkel. A hematit a mellékkőzet alapanyagában jelenik meg. Igen alárendelten a pirit hematitosodása is észlelhető volt az érben. Ezen a helyen a csiszolatban néhány hematitosodott piritszemcsének még megmaradt a magja, szélüket azonban hematit emészti fel. Ez az átalakulás egy vékony (pár 10 µm széles) erecskéhez köthető, amely átszeli a nagyobb kvarceret. Az ér mentén csupán 1-2 centiméter vastagságban (24. ábra) a befogadó kőzet teljesen átalakult, csupán a szövete árulkodik az eredeti kőzettípusról. Alapanyaga főleg opállá alakult, míg a plagioklász utáni álalakok nagyobbrészt kvarcból, és kevesebb kalcedonból, opálból állnak. A pszeudomorfózákban elsőként kristályosodó fázis a sugaras kvarc, amit kalcedon és opál követhet (olykor elmaradhatnak), végül ismét sugaras-legyezőszerű kvarc következhet. Az egykori piroxén szemcsék helyét a megmaradt opacitos koszorú rajzolja ki, az agyagásványosan átalakult mag kisebb-nagyobb része felismerhető, a fennmaradó kis üregeket sugaras kvarc tölti ki. Az útbevágás északi végének közelében gyűjtött mintában zeolitosodás figyelhető meg (11. ábra, 2. feltárás). A kőzet erősen morzsolódik, színe sötétebb, mint a többi helyi andezitfajtának. Már szabad szemmel is jól kivehetők a pirit hexaéderek. Mikroszkóppal szemlélve észrevehető, hogy a kőzet erősen átalakult, az agyagásványok (montmorillonit és szmektit) felemésztették a fenokristályok és az alapanyag számottevő részét (25. ábra). A zeolit sugaras legyezőszerű halmazokban üregkitöltésekként jelenik meg. Röntgen pordiffrakciós felvételekkel megerősítve a zeolit a rostos zeolitok családjába tartozó mordenit. Mennyisége a kőzet 10 %-át teszi ki, mérete a néhány µm-től 250 µm-ig terjed. A pirit előszeretettel fordul elő a mordenitben vagy a kőzet szmektittel kitöltött üregeiben idiomorf, hipidiomorf vagy xenomorf alakban. 41

42 Az útbevágás feletti területről törmelékből is került elő hidrotermás tevékenységre utaló jellegekkel bíró kőzetpéldány, amely a SiO 2 anyagú erezések átalakult mellékkőzetére emlékeztet. (11. ábra, 2. és 8. pont között). Az első barnás színezetű fehér, kagylós törésű. 25. ábra: Erősen agyagásványosodott és piritesedett andezitben található szabálytalan körvonalú zeolithalmazok. Mo: mordenit, Au: augit, Pl: plagioklász utáni álalak, Pi: pirit Szabad szemmel vizsgálva homogén szövetűnek látszik. Csiszolatát vizsgálva viszont feltárul a szövete: található benne egy ér, amelyben számos szögletes töredék helyezkedik el, az eret befogadó mellékkőzet is megtalálható. A kvarc, kalcedon anyagú ér mellékkőzetéhez hasonlóan a mellékkőzet uralkodó átalakulási terméke az opál (24. ábra). Az érben eltérően az útbevágásban lévő kvarc erezéstől (24. ábra), itt csak opál észlelhető. A befogadó kőzet a szövete alapján felismerhetően andezit, fenokristályai helyét montmorillonit, kalcedon és opál tölti ki. Egy másik kőzetminta kizárólag kalcedonból és drúzás kvarcból áll (11. ábra, 8. ponttól nyugatra). Feltehetően egy érnek vagy telérnek egy darabja lehet. A lemezes piroxénandezit a hegy északi részén a hegycsúcs közelében jelenik meg (11. ábra, 8. pont). A lemezek 10 cm körüli vastagságúak, hajladozó felülettel érintkeznek egymással. A kőzet sötét színű, igen tömör, nagy fajsúlyú. Szabad szemmel a földpátok észlelhetőek, amelyek üveges fényűek. Ásványos összetétele gyakorlatilag megegyezik a tömbös változatéval. Átalakulás csekély mértékben érinti, csak a lemezek érintkezése mentén tapasztalható felszínközeli hatások eredményeként limonitosodás. Vékonycsiszolati képe alapján a szövete hialopilites. A lemezeken belül két különböző szövetű sáv különíthető el. Az egyik sávban a fenokristályok mennyisége több, méretük nagyobb és az alapanyag kevésbé kristályos és kevesebb mikrolitot tartalmaz, míg a másikban az alapanyag jobban kristályos, de a fenokristályok kisebbek. 42

43 7.2.A vizsgált feltárás riolitjai A riolit elterjedését a Kis-Sertés-hegyen a 11. ábra mutatja. A Tokaji-hegységben fellelhető számos savanyú vulkáni termék közül itt döntően a szürke erezésű riolit fordul elő a felszínen. Vékony sávokban (<10 cm) és kis foltokban vörös riolit jelenik meg benne. A riolit a hegyen egyetlen foltban közelítőleg méter magasságban és 50 méter körüli hosszúságban van feltárva (11. ábra, 7. pont, 27. ábra, 31. ábra, riolit jelölés). A szürke riolit a feltárás egy részében vékony, milliméter alatti vagy 1-2 mm vastag hajladozó lemezekből áll. A lemezek megközelítőleg egyforma vastagságúak, a sötétebb és a világosabb szürke lemezek váltakoznak egymással, a vörös riolit fehér és halványvörös lemezekből áll. A vörös riolit a hematit helyi feldúsulása által jöhetett létre. A lemezesség elmaradhat. Ekkor a riolitok sárgás színűek és citromsárga agyagásványpszeudomorfózák vannak bennük a fenokristályok után (31. ábra, erősen agyagásványosodott riolit jelölés). A lemezes riolit agyagásványos átalakulása révén jöhettek létre. A láva viszkózusságát igazolják a gyakran észrevehető (a kevésbé átalakult riolitban), S betűt leíró lemezek, átbuktatott redőre emlékeztető formájukkal. Az átalakult és a kevésbé átalakult kőzet fajsúlya egyaránt kicsi, keménységük közepes, kissé porózusak. Vas-oxihidroxidok barnásra színezhetik, amely átalakulás főleg a kőzet törésfelületére szorítkozik. 26. ábra: Szürke, világossárga lemezes riolit (nedves felület). A vöröses pontsorok üveges sávok a kőzetben 43

44 A kőzet fenokristályai alapján plagioklász-tartalmú riolit. Fenokristályainak mennyisége igen csekély, néhány százalék, amelyet szinte kizárólag plagioklász tesz ki, amely mellett alárendelt mennyiségben biotit is megjelnik. A riolit gyakran ötödét is kitevő kőzetüregekben teljesen színtelen, igen alacsony interferenciaszínű tridimit jelenik meg, kis mennyiségű kvarc társaságában. A tridimit kristályok jellemzően hosszúkás, ék alakú, kettősikreket alkotnak. A riolit eredeti hólyagüregei között 27. ábra: A Kis-Sertés-hegy riolitfeltárása található olyan összetett üreg is, amelyben a tridimitet káliföldpát, végül kvarc kiválása követte. A plagioklász energiadiszperzív kémiai elemzés alapján andezin (38% anortit tartalom). A sötétebb sávokban vulkáni üveg található, amely világos vagy sötétebb barna színű. A kőzet nagy részét alkotó kőzetüveg a sötét sávokat leszámítva 28. ábra: A lemezes riolit mikroszkópi képe. A barna lemezek üvegesek, a világosabbak devitrifikálódtak. A kőzet a feltáráson belül kevésbé átalakultnak számít. 26. ábra riolitjából készült csiszolat, 31. ábra DK-i része átalakuláson esett át. Erre az utal, hogy az alapanyag a világosabb lemezekben kristályos, határozatlan és elmosódó körvonalú apró méretű kristályokból vagy radiálisan sugaras szferolitokból áll, amely nagyrészt a devitrifikációnak köszönhető. Ez a szöveti kép a feltárásból gyűjtött riolit minták nagy részében (kivételt képeznek a teljesen átalakult 44

45 M M 29. ábra: Átalakult riolit (kalcedon, kvarc, agyagásvány megjelenése). 31. ábra ÉNy-i része. K: kalcedon. D: devitrifikált üveg. Q: kvarc. M: montmorillonit minták) megfigyelhető. A riolit mikroszondás mérése az alapanyagot alkotó fázisok elkülönítését tette lehetővé: a szferolitok magját kvarc és káliföldpát sugaras összenövése alkotja, míg a peremén gyakran zeolit figyelhető meg. A zeolit a kvarc-káliföldpát szferolit továbbnövése lehet. Az előbbi típusban a kvarc a szferokristályok magját alkotja és innen nő tovább káliföldpáttal együtt (29. ábra, q, kfp2, zeo). Az alapanyag fennmaradó kisméretű üregeit kvarc és káliföldpát szabálytalan körvonalú szemcsékként együttesen töltik ki (29. ábra, q és kfp1). Nagy jelentősége van annak a ténynek, miszerint a kvarc- 30. ábra: A szürke lemezes riolit alapanyagának visszaszórt elektronképe. Q: kvarc, Kfp1: szabálytalan káliföldpát szemcsék, Kfp2: kvarccal összenőtt sugaras káliföldpát, Zeo: zeolit 45

46 káliföldpát összenövés földpátjának összetétele eltér az alapanyagban szabálytalan körvonalú káliföldpátokétól (elemzési adatok a mellékletben). A feltáráson belül a riolitot agyagásványosodás is érte, amelynek elterjedését a. ábra mutatja. Feltűnő, hogy a breccsától legtávolabb eső részek nem agyagásványosodtak. Az agyagásvány sok magnéziumot és kevesebb nátriumot tartalmazó szmektit. 31. ábra: A riolit és breccsa feltárásában az intenzíven agyagásványosodott kőzetek elterjedése. Röntgen pordiffrakciós vizsgálat alapján. A keret a 9. ábra helyzetét jelzi. 46

47 Gránát 32. ábra: Szürke lemezes riolitban található gránátkristály. A szemcse alsó részén sajátalakú kristályok körvonala látható a gránátban beöblösödésként, bal oldali része jól láthatóan a gránát sajátalakú része, a többi rész roncsokban maradt meg A feltárás délkeleti pontján (31. ábra) ásványgyűjtők vájtak üregeket, hogy a kőzetben levő gránátokhoz hozzájussanak. Erről a lelőhelyről a kőzet üregeiből gyönyörű sajátalakú példányok kerültek elő. A gyűjtött mintákban is előfordul gránát. A megfigyelések alapján, jóllehet a kristályoknak van sajátalakú oldala, de mindig van olyan oldal, ahol a gránát felemésztődött (29. ábra). A gránát közvetlenül nem érintkezik a riolittal, mindig kvarc veszi körül a rezorbeált részein. A szép sajátalakú lapok nem érintkeznek a kőzettel, hanem üregekben találhatóak. A gránátszemcséket a riolit folyási lemezei körülölelik, a szemcse megzavarja a folyási lemezeket. Több olyan gránátkristály volt megfigyelhető, amelynek körvonala teljesen rezorbeált. Ezek közül több szemcse a riolit folyási lemezességének megfelelően elnyúlt alakot ölt. Közvetlen érintkezés a befogadó kőzettel és a lemezességgel nem tapasztalható, mivel a gránátot minden esetben körülveszi a kvarc. A breccsában talált gránátszemcse a mátrixban található, a riolittal szintén nem érintkezik közvetlenül. A gránátkristályok mérete az 1 centimétert ritkán haladja meg, átalában néhány milliméteresek. Kettő gránátszemcse elektronmikroszkópos vizsgálatoknak lett alávetve. A breccsában talált gránátszemcséből több összetételi analízis készült, amely segítségével sikerült jobban megismerni a gránát kémiai változását (33. ábra). A kristály magjában (33. ábra, 3-6. pont) a magnézium és a kalcium nem éri el az 1 tömegszázalékot. A vas mennyisége jelentős, a mangánt 4-5 tömegszázalékban mutatta ki az elemzés (33. ábra, 4-es pont: almandin 86,97%, pirop 1,64%, grosszulár 1,76%, spessartin 9,63%). A legperemibb részen (33. ábra, 1-es és 2-es pont) viszont jelentős mértékben megnő a magnézium és a kalcium 47

48 mennyisége a vashoz és a mangánhoz képest (1-es pontban: almandin 29,36%, pirop 35,87%, grosszulár 32,40%, spessartin 2,36%). A vonalmenti elemzés (33. ábra, 2- es pont alatti piros vonal) a vonal rövidsége miatt nem tudott kémiai változást kimutatni, csupán gyenge vastartalom csökkenés észlelhető a szemcséből kifele. Az elemzések alapján megállapítható, hogy a gránátok összetétele eltér a hazai andezitekben (Szokolya, Bajdázó-hegy, Csehvár, Nagybörzsöny, Báránybérc, Pilisszentlélek) megfigyelhető gránátokhoz képest (Embey-Isztin és Noske-Fazekas 1983). A gránátban található monacit 34. ábra: A 33. ábrán látható gránát egyik monacitzárványáról készült BSE kép zárvány erősen visszaoldott szegélyű, összetételbeli zónássággal rendelkezik. A rezorbciót mutatja, hogy a zónás sávok nem követik a szemcse jelenlegi körvonalát. A gránátszemcsében számos kvarc zárványt lehet észlelni. A kvarc zárványok rendszerint a gránát töréseivel vannak összekötve. Gyakori a határozott kristályforma alakú kvarc zárvány. 33. ábra: A breccsából előkerült gránátkristály. A gránát a breccsa mátrixában található. A számozott pontok a mikroszondás elemzések pozícióját mutatják. Az adatokat a mellékletben a táblázatok tartalmazzák (G88-as minta) A riolitban található gránátkristályban nem sikerült zónásságot kimutatni (belőle kevesebb elemzés készült). A visszaszórt elektronképen apró sötét foltokat lehet észlelni, amelyek a gránát körvonalával és a benne levő törésekkel és zárványokkal párhuzamosak. Az ezektől beljebb eső területeken a gránát felülete az előbbiektől apróbb foltokkal van tele. A kémiai vonalmenti elemzés nem mutatott ki különbséget a sötét foltok és a 48

49 világosabb terüleet között. Elképzelhető, hogy a mintaelőkészítés, a szenezés okozta a sötét foltok megjelenését. 35. ábra: A riolitban lévő gránát visszaszórt elektronképe. A számok a kémiai elemzések helyét jelzik. A gránát szegélyével és a törésekkel párhuzamosan µm vastagságban világosabb a szemcse. Beljebb sötét foltok találhatóak benne. Az adatokat a melléklet táblázata tartalmazza (G8-as minta) 49

50 7.3.Hidrotermás breccsa 36. ábra: A kis-sertés-hegyi riolit és breccsa feltárásának vázlatos rajza. A nagy keret a 9. ábra, a kisebbik a 10. ábra pozícióját mutatja. A breccsa kötőanyagának és a benne lévő kőzetfragmentumoknak a színe változik a breccsán belül. A breccsa riolit feldarabolódása révén keletkezett, a töredékek mérete széles mérettartományba esik, de legtöbbször néhány millimétertől centiméterig terjed. Alakjuk szögletes vagy gyengén kerekített. Az őket cementáló kötőanyag kalcedon vagy agyagásvány, opál anyagú lehet. A kalcedon mátrixú breccsák törmelékvázúak, míg a többi változat mátrixvázú. A kibányászott üregben a két törés között fekete kötőanyagú, a keletre dőlő töréstől északra agyagos, a másik törés közelében vékony sávban fehér cementű breccsa jelenik meg. A táróban található breccsában (10. ábra és 36. ábra) a klasztok és a cement közötti különbség számottevő. A breccsa telér felsőbb részein, annak csapása mentén előbb barna kötőanyagú breccsát lehet látni, majd világosszürke-világosbarna (mind a klasztok, mind a mátrix) breccsa veszi át a szerepet (36. ábra). Ezen kőzetek megjelenése lényegesen homogénebb, számos esetben nehéz a klasztokat és a kötőanyagot megkülönböztetni. 50

51 Klasztjaik kerekítettebbek az üregben levő breccsához viszonyítva (az agyagos breccsát leszámítva). Általánosságban elmondható, hogy a nagyobb töredékek kevésbé kerekítettek a kicsikhez képest, és hogy a kerekítettebb és kisebb klasztok a breccsa mátrixban gazdagabb részeiben fordulnak elő nagyobb mennyiségben. A klasztok erősen átalakultak, ami a devitrifikált szövetű fragmentumok és a fenokristályok utáni agyagásvány pszeudomorfózák is jeleznek. A fekete cementű breccsa (37. ábra) klasztjaiban vékonycsiszolatban felismerhetőek az irányítottan elhelyezkedő elnyúlt üregek, amelyeket tridimit tölt ki. A breccsa szemcsevázú, a klasztokat a kalcedon cement mintegy beburkolja viszonylag kis (leggyakrabban néhány 100 µm-t nem meghaladó) vastagságban, ezáltal sok helyen nyitott pórustereket hagyva. A mátrix a breccsa %-át teszi ki. A klasztok anyaga át 37. ábra: A fekete mátrixú hidrotermás breccsa vágott felülete. Jól láthatóak a klasztok felszínével párhuzamos átalakulási frontok, amelyekben csupán a vas-oxi-hidroxidok mobilizálódtak van kovásodva, mivel alapanyagát finomszemcsés kvarc (<10 µm-től 30 µm-ig) alkotja, amiben elszórtan viszonylag kis mennyiségű durvábbszemcsés kvarc ( µm) jelenik meg. A klasztok alapanyagában található barna színű vagy színtelen finomszemcsés foltok montmorillonit csoportbeli agyagásványtól és vas-oxi-hidroxidoktól származnak, amelynek mennyisége a 30 %-ot is elérheti. A töredékek peremén vékony sávban az agyagásvány mennyisége felszaporodik. A klasztokban kalcedon csak kis mennyiségben 51

52 észlelhető. A breccsában alárendelten homogén szövetű riolitfragmentumok találhatók, amelyeket áttörő erekben jól kristályos kvarc található, míg a klaszt alapanyagában vélhetően finomszemcsés montmorillonit, kvarc és ortoklász fordul elő. Egykori érkitöltés is megfigyelhető a breccsa klasztjaként, amelyet döntő hányadban mozaikos szövetű kvarc alkot kevés kalcedonnal. A kvarc üreg felé eső vége sajátalakú trapezoéderes formával jellemezhető. Lényeges különbség a fehér változathoz és a breccsa felsőbb részeihez képest, hogy a mátrixban egyáltalán nem található montmorillonit. További fontos eltérés, hogy korai kiválásként kétféle opakásvány ismerhető fel a riolittöredékek szegélyén, melyek a kötőanyag fekete színét eredményezik. A piroluzit teljesen átlátszatlan, ráeső fényben reflexiója közepes. Keresztezett polarizátor mellett körbeforgatva többnyire közel izotróp, de egyes nagyobb szemcsékben jól kivehető világos kékesszürke és világos sárgásszürke anizotróp színhatást mutat. Ahol anizotróp, ott a kirajzolódó kristályok tűsléces alakúak. A másik opakásvány a manganit, amely gyenge 38. ábra: Az opakásványok szövettípusai. 1-nagy kerekded piroluzit szemcsék goethittel körülvéve, 2- radiálisan szerteágazó piroluzit tűk goethittel körülvéve, 3- kerekded belső részből kiinduló piroluzit tűk, 4- karfiolszerű elágazó kristálycsoportok reflexióképességű, áteső fényben sötétbarna színű. Erős belső reflexszel rendelkezik. A piroluzit és a manganit mindig szoros térbeli kapcsolatban vannak. Egymáshoz való térbeli viszonyuk alapján többféle szöveti képet rajzolhatnak ki (38. ábra). Leggyakoribb az az eset, amikor a kis reflexiójú tűs manganithalmazok belsejében a piroluzit radiális vonalak mentén szálasan rendeződik el vagy gömbölyded szemcsék belsejében azok nagy részét teszi ki, csak a szemcsék vékony pereme manganit. Előfordul, hogy a piroluzit a gömbölyded szemcsék vékony peremét alkotja, illetve előző formák kombinációja sem ritka: kerekded belső piroluzit magra manganit következik, amelyben hosszúkás piroluzit szálak helyezkednek el. A manganit nagyobb mennyiségben fordul elő, mint a piroluzit. A 52

53 korai kiválású opakásványok a kalcedon mátrixban megfelelő metszet esetén szigeteket alkotnak, amelyeket körbenő a kalcedon. Ezt az elrendeződést kokárda szövetnek lehet nevezni. A klasztokra kivált opakásványok után a felületre merőlegesen növő sugarasszálas és több különböző sávot alkotó kalcedon következik. A kalcedon egyenes kioltású, pozitív főzónajellegű és kis törésmutatójú (a műgyanta törésmutatójánál kisebb). Utána kis mennyiségben a szűk értelemben vett kalcedon (negatív főzónajelleg, egyenes kioltás) is megjelenhet. A fent említett opakásványok alárendelten utolsó fázisként is azonosíthatóak voltak (39. ábra). Ekkor rendszerint a kalcedon által hagyott negatív formákat töltenek ki. 39. ábra: Késői fázisban kivált piroluzit kalcedon által hagyott üregben ráeső fényben. A piroluzit tűs megjelenésű. Jól kivehetőek az üregbe vezető repedések. Bal oldali kép: 1 N, jobb oldali: +N Olykor olyan repedések is észlelhetőek a kalcedon mátrixban, amely mentén az oldatok az üregbe tudtak hatolni. A szemcsék döntően piroluzit- tűk gömbös bekérgezéseiből állnak, 40. ábra: Fehér kötőanyagú breccsa szélükön vékony manganit sávval. A fehér kötőanyagú breccsa (40. ábra) folyamatos átmenettel érintkezik a fekete cementű breccsával, a benne található fekete dendrites ásványkiválások mennyisége a fekete színű breccsától távolodva csökken. Kötőanyaga eltér a fekete cementű breccsa esetében tapasztaltaktól. Finomszemcsés anyagból áll, amelyet elsősorban opál és montmorillonit tesz ki. A fehér breccsa eltérő színét tehát a fentebb leírt opakásványok hiánya, illetve alárendelt mennyisége okozza. A klasztok anyaga hasonló a fekete kötőanyagú breccsa töredékeihez, többségében körülbelül 2/3-ában- olyan riolittöredékekből áll, amelyeken lemezes szövet nem ismerhető fel. A lemezes riolitfragmentumok sem elhanyagolható 53

54 mennyiségűek (10-20%). Több olyan klaszt található (a fekete mátrixú breccsához hasonlóan), amelyeket mozaikkristályos kvarcér tör át és amely anyagát szintén számottevő mértékben valószínűleg opál és finomszemcsés kvarc adja. Az agyagos sárga színű breccsa az észak-déli csapású töréstől keletre helyezkedik el. Makroszkóposan világosbarna színű és látszólag sok agyagásvány alkotja (41. ábra). Mátrixa porózus, de a kőzet mégis erősen cementált. Szabad szemmel is látszik, hogy a benne található klasztok erősen átalakultak. Töredékei kerekítettebbek a fekete és a fehér mátrixú típushoz viszonyítva. Vékonycsiszolatban szemlélve kitűnik, hogy a klasztok mindegyikének alapanyagát durvaszemcsés kvarc szorította 41. ábra: Barnássárga színű, agyagos kötőanyagú breccsa ki, amelynek szemcsemérete 20 és 100 µm közötti. A kvarcszemcsékben kirajzolódó megőrződött inhomogenitások gyenge irányítottságot mutatnak, ebből a többi breccsaváltozat klasztjaihoz hasonlóan lemezes riolit anyagú alkotórészek feltételezhetőek. A klasztok korábbi üregeit tridimit helyett immár ugyanúgy durvaszemcsés kvarc tölti ki, mint amilyen a klasztok alapanyagában látható. A mátrix aránya a breccsában 25-30%, tehát kevéssel több, mint a fekete kötőanyagú breccsában. A mátrix mikroszkópban nehezen meghatározható, valószínűleg nagy az opál és a finomszemcsés montmorillonit részaránya. Benne apró kvarcszemcsék helyezkednek el, alakjuk és szöveti viszonyaik alapján töredékeknek minősíthetőek. A kivájt üreg felett közvetlenül a breccsa cementje barna színű (42. ábra). Vékonycsiszolatban meghatározható, hogy ez a változat a fekete mátrixú breccsához áll a legközelebb, de fontos különbségek léteznek. A kötőanyagot kalcedon szolgáltatja (agyagásvány nincs), amelyben a barna színt okozó tűs goethit kristályhalmazok foglalnak helyet (42. ábra). Az ásvány áteső fényben gyengén átlátszó, interferenciaszínét elfedi az erős saját színe. Legtöbbször radiálisan egy pontból kiinduló tűkként azonosítható, de előfordulnak zömök téglalap alakú szemcsék is. 54

55 Mangán ásványokra utaló jelek nem találhatóak. Külön figyelmet érdemel, hogy a 42. ábra: Barna mátrixú breccsa. A képen a mátrixot alkotó tűs goethit és kalcedon szferulitok láthatók mátrixban rendkívül apró jellegzetesen erős reflexiójú telt és kevésbé intezív és AuAg- szemcsék is előfordulnak (43. ábra). A breccsa klasztjai feltételezhetően termésarany- durvaszemcsés kvarccá átkristályosodott riolitból állnak, szemben a fekete kötőanyagú breccsa klasztjaival, amelyek anyaga finomszemcsés kvarc. A breccsa és riolit kontaktusától kiindulva a riolitban futó vékony erezés figyelhető meg. Az egyik mintában az erezések kizárólag anyaga opál, mellékkőzetének anyaga durvaszemcsés kvarc. Az opál szabad szemmel sárgavilágosbarna színű. A mellékkőzet darabjai egymáshoz illeszthetőek. A másik megvizsgált esetben az erek anyaga nagyrészt fehér színű opál, de nem elhanyagolható a kalcedon mennyisége sem (44. és 45. ábra). Az opál szabálytalan alakú, kerekített körvonalú szemcséket formáz, amelyeket körülnő az említett kalcedon kis vastagságban. Figyelemre 55

56 méltó, hogy az érkitöltésben olyan üregek helyezkednek el, amelyek alakja negatív kristályformával egyezik meg, és amelyek kitöltése mozaikos kvarc. A körvonal parallelo- 43. ábra: a) A barna mátrixú breccsa mátrixában található elektrumszemcse és b) aranyszemcse 44. ábra: A breccsa-riolit kontaktus közelében talált opál és kalcedon anyagú erezés 56

57 45. ábra: A riolitban nyomozható opál anyagú erezés mikroszkópi képe. 46. ábra: Sajátalakú kristályhalmaz helyét elfoglaló mozaikkristályos kvarc az opálból és kevés kalcedonból álló érben. gramma és rombusz metszettel rendelkezik (46. ábra). Eredetileg kalcit lehetett, amely kioldódott. A mellékkőzet devitrifikált hólyagüreges riolit, amelyben nagyméretű kalcedon szferolitok vannak (29. ábra) és alapanyaga nagyrészt aprószemcsés kvarcból vagy opálból áll. A kőzet üregeit kitöltő tridimit sok üregben megmaradt, azonban az üregek közepén fennmaradó helyeket kvarc és opál töltheti ki. A kőzet fenokristályainak helyét opál foglalja el, de az értől távolodva az agyagásvány pszeudomorfózák átveszik a helyüket. A breccsatestet átszelő törések mentén a kőzet intenzíven össze van töredezve, porlódik. A felaprózott és a törés irányában nyúlt darabok között vékony erezések húzódnak. Az erezések anyaga nem azonos a breccsa mátrixával. A kitöltéseket alkotó, szabad szemmel fekete vagy sötétbarna ásványok mikroszkópban sötét- vagy világosbarna színnel rendelkeznek, formájuk gömbös-vesés. Ebben az esetben is rögzíthető volt a kiválás ritmusos jellege. A goethit több fázisban csapódott ki, helyenként vékony opál réteg előzheti meg. 57

58 Az üreget elhagyva a breccsa megjelenése változik az előzőekhez képest. A tömör, kemény kőzetben a mátrix mennyisége felszaporodik a lent található breccsához viszonyítva: 25-35%. Nincsenek kitöltés nélküli üregek, mint a fekete és a barna kötőanyagú változatokban. A fragmentumok anyaga az üregben található változatokhoz mérten nagyobb mértékben durvaszemcsés kvarccá kristályosodott, de nem elhanyagolható a finomszemcsés kvarc mennyisége sem (30%). Az egyik breccsából származó mintában vélhetően kloritosodott biotitszemcsék és gránát is megjelenik mint a breccsa klasztjai. A gyűjtött minták mátrixában sok: % montmorillonit észlelhető finomszemcsés kvarc mellett. Összefoglalva a breccsa főleg riolitot és kevés kvarcerezést tartalmaz klasztként. A töredékek mérete változatos, milliméter alattitól több 10 centiméteresig terjed. Főleg a nagyobb töredékek közelében a breccsa szemcsevázú, de az apró fragmentumokkal jellemezhető részeken a klasztok általában nem érnek össze, úsznak a mátrixban. A breccsa osztályozatlan, szemcseméreteloszlása egyenletes, kiugró mennyiségű szemcsemérettartomány nincs. A klasztok alakja szabálytalan, szögletesek vagy gyengén kerekítettek, az utóbbiak általában kisebb szemcseméret-tartományba esnek, mint előbbiek. A klasztok felülete egyenetlen, de nincsenek erős beöblösödések. Az egyes töredékek el vannak fordulva egymáshoz képest és nem illeszthetők össze. A breccsa kötőanyaga változik a feltáráson belül: a többféle opakásványt tartalmazó kalcedon mellett a finomszemcsés kvarc, agyagásvány tartalmú mátrix is elkülöníthető. A kalcedon mátrix kevésbé elterjedt, inkább a breccsatest közepén jelenik meg a feltárás alsóbb részén (36. ábra). 58

59 8. A megfigyelt jelenségek értelmezése 8.1. Andezit A Kis-Sertés-hegyet alkotó tömbös savanyú piroxénandezit pados megjelenésű kőzet. A padosság létrejötte a kőzet lehűléséhez köthető. Az andezit megszilárdulása szubvulkáni szinten mehetett végbe, mivel az alapanyaga pilotaxitos szövetű. A felszín felé mozgó magma felhozta a mélyebben kivált autogén zárványokat és a környező kőzetből is magával ragadott darabokat. A hegy tetején található lemezes piroxénandezit lávafolyásnak tekinthető, alapanyaga alig kristályos, hialopilites szövettel (11. ábra, 8. pont). A hidrotermás tevékenység jelei leginkább a tömbös változatban mutatkoznak. A lemezes andezit szálfeltárásában agyagos-okkeres erezések nem jelennek meg. Mindazonáltal a kőzet alárendelt kovásodása jelentkezik néhány törés mentén. A tömbös andezitben található sűrű agyagásványos erek a kőzet intenzív repedésrendszereihez kapcsolódnak. A repedések gyakran követik a lávapadok felületét, ezeket felszíni átalakulásként lehet értelmezni. A hidrotermás hatásra kialakuló erezések áttörik a lávapadokat. A Kis-Sertés-hegy északkeleti oldalában az útbevágásban (11. ábra, 2. pont) többféle átalakulás figyelhető meg. Az erekhez kötődő agyagásványosodás általános jelenségnek számít, míg a kőzetben és a kovás erezésekben megjelenő pirit korlátozottabb területre szorítkozik. A kovásodás és a kovás erek a pirit elterjedéséhez képest is igen behatárolt kiterjedésűek, az agyagásványos erezések közepén figyelhetők meg néhány centiméter vastagságban. A kvarc erezések mentén mellékkőzet csupán 2-3 centiméter szélességben van átkovásodva. A piritet tartalmazó ér mellett olyan opál kitöltésű ér is található, amelyben piritnek nyoma sincs. A megfigyelt különböző ásványos összetételű erezések több elkülönülő szakasszal jellemezhető hidrotermás eseményre utalnak. Az erezések mellett megfigyelt különböző átalakulások közt szerepel az andezit zeolitosodása, amely térben és időben igen behatárolt folyamat lehetett. A pirithez társulhat a kőzet montmorillonitosodása, hematitosodása, zeolitosodása vagy kovásodása is. 59

60 Az andezit vastartalmú ásványaiból (hipersztén) felszabaduló vasból hematit és limonit jöhet létre, amely ásványok széles körben elterjedtek a Kis-Sertés-hegy területén és a 47. ábra: Autogén zárvány üregében kivált gömbös-vesés hematit (vörös színű) Tokaji-hegység többi részén is (47. ábra). Az andezitben észlelhető hidrotermás átalakulásokat: hematitosodás, montmorillonitosodás, kovásodás, piritesedés, zeolitosodás alacsony szulfidizációs fokú fluidum hozta létre. Az andezitet a megfigyelt átalakulások és az agyagásványok minősége alapján az epitermás rendszerek sekély részébe helyezhetjük (48. ábra) Riolit A Kis-Sertés-hegy vulkáni kőzeteit több különböző folyamat alakította a ma észlelhető formájukra, amelyek megkülönböztetése elengedhetetlen a helyes értelmezéshez. Ezen folyamatok térben és időben változó jellege tükröződik az egyes kőzettípusok átalakulásainak mintázatában, egymáshoz való viszonyukban, valamint mikroszöveti jellegeikben. A különböző hatótényezők felülírhatják egymást, amely a meghatározásukat nehezíti. A Kis-Sertés-hegy északkeleti lábánál elhelyezkedő kibukkanásban található savanyú kőzetek átalakulásainak elemzése volt munkám egyik célja. Megállapítást nyert, hogy a feltárásban szürke lemezes riolit fordul elő, amelyben vékony sávban és kis foltban vörös riolit észlelhető. A riolit határa az andezittel nem figyelhető meg szálfeltárásban. Az, hogy ez a határ meleg határnak tekinthető-e, vagyis az andezit ráfolyt-e az egyenetlen felszínű riolitra, kevésbé valószínű, mivel átmeneti üveges alapanyagú (lávaár peremi részein gyors hűlés) andezit szegélyfácies nem került elő. A két kőzettest között leginkább tektonikus 60

61 érintkezés képzelhető el. Arra nézvést, hogy a savanyú testet lávaárnak vagy dómnak tekinthetjük-e, a kisméretű feltárás nem nyújtott információt, ennek eldöntéséhez ugyanis az egyes vulkáni fáciesek egymáshoz viszonyított helyzetét volna szükséges felmérni. A kőzet lemezessége a viszkózus láva lassú mozgásának köszönhető, a kisebb lávaredők a lemezesség kialakulása utáni kismértékű elmozdulásnak tudhatók be. Mikroszkópban egyes mintákban néhány sáv képlékeny elszakadása vagy elnyúlása is látszik, amely a láván belüli viszkózus és kevésbé viszkózus sávok jelenlétére utal. Az elszakadt lemezek közét a riolit saját anyaga tölti ki. A riolit alapanyaga intenzíven devitrifikálódott, ami alapján a savanyú vulkáni testek központi, leglassabban hűlő, viszonylag sok hőtartalékkal rendelkező zónájába helyezhető (Szepesi és Kozák, 2008). A devitrifikáció során létrejövő ásványhalmazok szferolitos-axiolitos szövetűek. Az alapanyagban elhelyezkedő és a folyási lemezesség irányának megfelelően megnyúlt ellipszoid alakú hólyagüregek megléte az olvadék még képlékeny állapotában bekövetkezett illóvesztésre enged következtetni. A kerekdedebb üregek a láva mozgása után alakulhattak ki. A tridimit hólyagüregekben tapasztalt kiválása feltehetően a magma megszilárdulása előtt következett be az illódús oldatok vándorlásának következtében. A hidrotermás breccsa közelében a kibukkanó riolit gyakorlatilag mindenütt át van kovásodva (azaz utólagos SiO 2 -hozzáadódás történt a kiindulási kőzethez). A kovásodás mértéke nem egyenletes a feltáráson belül, de nem mutatható ki zonáció a breccsától való távolság függvényében. A mikroszkópos vizsgálatok alapján a riolitokban kétféle kovásodást lehet megkülönböztetni (ugyanúgy, mint a breccsa klasztjaiban): az uralkodóan finomszemcsés kvarcot eredményező átitatás a legelterjedtebb, míg a másik típusban durvaszemcsés kvarc szorította ki az alapanyagot. A finomszemcsés kvarchoz opál és káliföldpát is társulhat a breccsa riolittöredékeiben. Sokszor megfigyelhető, hogy a tridimittel kitöltött üregeket szferolitos kalcedon növi körbe, amelyek számára az üregek, illetve az alapanyag véletlenszerűen elhelyezkedő pontjai is szolgálhatnak kristályosodási gócként. A szferolitok nagyobbak a devitrifikáció során keletkező kristályoknál és alapanyagbeli pozíciójukat az üregek és a riolit sávjai irányíthatják. Ezen szöveti bélyegek alapján sejthető, hogy a szferolitok később keletkeztek a devitrifikáció termékeinél (a tridimit kiválása az üregekben és az alapanyag-krisztallizáció közel egy időben zajlik). A pásztázó elektronmikroszkópos megfigyelések a finomszemcsés ásványok elkülönítését tették lehetővé. A sugaras kristályokban a káliföldpát összetétele eltér az alapanyagban találhatótól, amely a különböző eredetet támasztja alá. 61

62 Az, hogy a riolit agyagásványosodáson esett át, gyakran csak mikroszkópban figyelhető meg. Ahol intenzívebb, ott makroszkóposan is szembetűnő és leginkább a kőzet átalakult fenokristályai fejezik ki. Magasabb hőmérsékletre jellemző illitet nem sikerült azonosítani. Az agyagásvány minősége és a káliföldpátos, kovás átalakulás alapján a riolit az epitermás rendszerek felszínközeli ( m-re a felszíntől) részére helyezhető (48. ábra). 48. ábra: A riolit, a breccsa és az andezit elhelyezése az epitermás rendszerbe. Piros ellipszis jelzi a feltételezett pozíciót (Molnár et al., 2000) A terület átalakulásait tekintve több hasonlóság is létezik a Telkibánya közeli ércesedéssel. A breccsa közel észak-déli csapása jól egyezik a Telkibányai ércesedést kontrolláló vetők irányával (Molnár et al., 2000). Az átalakulások és az ércesedés jellege hasonlít a Telkibányaihoz, de a Telkibányán meglévő nagyobb mélységre jellemző adulárszericit típusú átalakulás nem volt kimutatható. A Telkibányai ércesedési rendszerben is több helyen találhatóak hidrotermás breccsák, amelyekhez ércesedés kötődik (Székyné- Fux, 1970). 62

63 Gránát A riolitban és breccsában felfedezett gránátokról a következők állapíthatóak meg. A gránát kristályok szöveti sajátságaik alapján valószínűleg a magmában tartózkodtak, mielőtt az felszínre jutott. Ezt látszik alátámasztani az a tény, hogy a szemcsék körvonalai rezorbeáltak, de van néhány sajátalakú oldaluk. Ez egy meglévő idiomorf kristályra enged következtetni, amely később visszaoldódott. A gránát tehát nem volt egyensúlyban az őt felhozó magmával. A gránátot körülvevő kvarckristályok feltételezhetően a későbbi hidrotermás hatás miatt keletkeztek a gránát korábbi paragenezisét kiszorítva. A breccsában lévő gránátszemcse esetében a megfigyelt összetételkülönbség alapján nem lehet kizárni sem a metamorf (xenolit), sem a magmás, sem a metaszomatikus eredetet, mivel mindhárom módon keletkezhetnek zónás kristályok (Embey-Isztin és Noske-Fazekas 1983). A mag nagy vastartalma és a kis magnézium-, kalciumtartalma nem jellemző sem az eklogitos, sem a granulitos kőzetek gránátjaira. A peremi részek azonban már jelentős mennyiségű magnéziumot és kalciumot tartalmaznak. Ez a kémiai változás igen hasonlít a Csehvári (Börzsöny) magmás gránátkristályok reverz zónásságára (Embey- Isztin és Noske-Fazekas 1983). A zárványként tartalmazott monacit-szemcsék alapján a magmás vagy a metamorf eredet egyaránt elképzelhető. A monacit progresszív metamorfózis során gyakran keletkezhet, de gránitos magmákban vagy pegmatitokban is gyakran megjelenik (Koch és Sztrókay, 1962). Metamorf reakciók során monacit a gránátszemcsék körül is létrejöhet (Matthew és Margaret 2004). A gránát kvarczárványaiban talált apatitzárványok is többféle módon kristályosodhatnak. Az apatit kristályosodása magmás, pegmatitos, pneumatolitos vagy hidrotermás környezetben valósulhat meg. A kvarc lehet magmás vagy metamorf eredetű, de a gránátszemcse töredezettsége arra is lehetőséget adhatott, hogy hidrotermás kvarc váljon ki egykori zárványok helyére. 63

64 8.3. Breccsa A területen megfigyelt breccsa kötőanyaga nem vulkáni anyagból áll, ez kizárja az autobreccsa lehetőségét. Tulajdonságai alapján elmondható, hogy nem vulkanoszediment vagy üledékes folyamatok hozták létre, vagyis nem piroklasztit. A telérszerű megjelenés és a vulkáni üveg hiánya a hialoklasztit breccsa eredetet kizárja, amelyek a tengerbe kiömlő láva hirtelen lehűlése és felaprózódása által képződnek. A tektonikus breccsák nyírás hatására irányítottá váló szövetét és a klasztok megnyúlásának jeleit a breccsa fragmentumaiban nem lehet észlelni. A kötőanyagként megjelenő hidrotermás ásványok alapján (kalcedon, opál, káliföldpát, montmorillonit) a breccsa hidrotermás eredetűnek tekinthető. A breccsát alkotó kőzettöredékek sávos és homogén riolit, valamint kalcedon- és polikristályos kvarc (egykori érkitöltés töredéke) is megjelenik. Az egyes kvarc erek klasztként való megjelenése többszöri breccsásodásra, több szakaszra osztható hidrotermás aktivitásra utal. A riolit töredékei változó mértékben kovásodtak át, vannak finomszemcsés kvarcot és sok agyagásványt tartalmazó és durvaszemcsés kvarcot és kevés montmorillonitot tartalmazó töredékek. Ez voltaképpen megegyezik a breccsát körülvevő riolit átalakulási típusaival. A különböző jellegűen átalakult klasztok egymás melletti közeli jelenléte azt tanúsítja, hogy nem a breccsásodási esemény során, annak fluidumai hatására alakultak át, hanem azt megelőzően. A klasztok peremétől befele haladva zonalitás az átalakulás mértékében vagy jellegében döntő többséggel nem tapasztalható. Kivételt ez alól a vas-oxi-hidroxidok felülettel párhuzamos lefutása képez, amely makroszkóposan látványos (. ábra), de mikroszkópban nem észlelhető összetételbeli változás. A klasztok gyenge, helyenként közepes-jó kerekítettsége és változó jellegű és mértékű kovásodása a breccsásodás vertikálisan kiterjedt voltára utal. A kisebb méretű és általában kerekítettebb töredékek valószínűleg hosszabb utat tettek meg a törés mentén, míg a kerekítettséget nem mutató darabok a felszínhez közelebbről származhatnak, feltételezve, hogy a fragmentumok felfele mozogtak. A breccsa szövete néhány részlettől eltekintve nem tekinthető mozaikosnak, az in situ breccsákkal ellentétben a klasztjai egymásoz képest lényegesen elmozdultak és elfordultak. Ebből is viszonylag nagyobb mértékű szállításra lehet következtetni. 64

65 A változatos méretű töredékek leginkább kis energiájú folyamat által jöhetnek létre (Jébrak 1997). A KÉK-NyDNy csapású, breccsán belül megfigyelhető törés közelében a fehér mátrixú breccsában nagy mennyiségű agyagásvány figyelhető meg, továbbá a törés menti fluidumvándorlásra engednek következtetni a megjelenő opál- és goethit-tartalmú erezések. Az észak-déli csapású törés a breccsásodás után jött létre. A riolit képződése és az azt követő események időbeli sorrendiségéről a következők állapíthatóak meg. A riolit megszilárdulása során az alapanyaga jól kristályos struktúrát vett fel a külső lávafáciesekhez viszonyítottan lassú (azonban még mindig gyors) hűlésnek köszönhetően. Az így létrejött káliföldpát-kvarc összenövések szferolitos szövettel rendelkeznek. A láva hűlésével egyidejűleg a gázok expandálása által létrejött hólyagüregeket tridimit töltötte ki. A riolit képződését követően valószínűleg hidrotermás aktivitás hatására a kőzetek átkovásodtak. Teljes biztonsággal azonban nem zárható ki a lávatest hűlése során bekövetkező kovásodás sem. Az átkovásodás jellege az illető kőzet térbeli pozíciójának függvénye. Az agyagásványosodás a breccsatesttől 20 méteren belül észlelhető. A kalcedon szferolitok és kévésen elhelyezkedő tűk nagyobb mérettartományba esnek, mint a devitrifikáció során kialakultak. Az átkovásodott vulkáni termékek permeabilitása igen csekély, ami által a még aktív fluidumok számára akadályt képezhetnek. A hidrotermás rendszerekben gyakori jelenség, hogy a kovás testek miatt a fluidumok nyomása megemelkedik és a nyomás feloldódása során a kőzettest fragmentálódik (Hedenquist és Henley 1985). A breccsa mátrixa változó mértékben tartalmaz agyagásványt, opált, kalcedont és káliföldpátot. Egymástól legjobban a kalcedon, opakásvány anyagú (fekete és barna breccsa) és a montmorillonit, opál anyagú mátrix csoport különül el. A kalcedon mátrixban megfigyelt termés arany szemcsék gazdasági szempontból lehetnek jelentősek, illetve egyértelmű kapcsolatot jelentenek a Telkibánya környékén jól ismert epitermás Au- ércesedéssel. A két különböző összetételű mátrixcsoportot a breccsa-telér kis kiterjedése miatt kevésbé valószínű, hogy egy esemény hozta létre. Elfogadhatóbb az a feltételezés, hogy több (legalább 2) oldatmozgási esemény által jöttek létre. A breccsa keletkezése után két törés jött létre benne, amelyek mentén tobább folytatódott az oldatok mozgása, amire a törésekben kivált opál és goethit utal. 65

66 9. Összefoglalás A dolgozat célja a Kis-Sertés-hegy kőzetei elterjedésének pontosítása, azok hidrotermás átalakulásainak azonosítása volt. A térképezett területen három féle kőzettípust lehetett elkülöníteni. A hegy nagy részét kétéfle megjelenésű andezit alkotja, melyek közül a tömbös andezit fordult elő nagyobb kiterjedésben, a lemezes andezithez képest. Az andezit mellett a hegy keleti völgytalpánál riolit bukkan elő, melyben egy hidrotermás brecssa is megfigyelhető volt, amely telérszerűen helyezkedett el a riolitban. Az andezitben hidrotermás érhálózatok találhatóak. Az átalakulások ezekhez az érhálózatokhoz köthetőek. Benne több helyen is megfigyelhetőek érchozó oldatok nyomai. Legelterjedtebb átalkulásai a montmorillonitosodás, a hematitosodás. Piritesedést korlátozott elterjedéssel a kovás erezésekben és az agyagásványosodott mellékkőzetben egyaránt lehet megfigyelni. A zeolitosodás kevésbé kiterjedt átalakulás, mivel csak pontszerű a megjelenése a hegy északkeleti részén. A devitrifikálódott riolit montmorillonitos és kovás elváltozáson esett át. A riolit átalakulása már a breccsásodási eseményeket megelőzően is megkezdődhetett. Ezt követően képződhetett a riolitban megjelenő, Au-tartalmú hidrotermás breccsa. Majd a végén írd le hogy hova helyezed el a területed az pitermás rendszerben. A megfigyelt ásványparagenezisek és szöveti bélyegek alapján mind a riolit, mind az andezit átalakulása idején az epitermás rendszerek sekély, felszínközeli részébe helyezhető. 66

67 10. Köszönetnyilvánítás Köszönetemet szeretném kifejezni témavezetőmnek Dr. Kiss Gabriellának, akinek a szakmai tudása és türelme nélkül a munka nem készülhetett volna el. Köszönöm Dr. Molnár Ferenc segítségét. Köszönöm Takács Ágnesnek, aki számos gyakorlati és elméleti probléma megoldásában nyújtott felbecsülhetetlen segítséget és szerepe a dolgozat létrejöttében alapvető. Köszönöm Tóthné Király Juditnak a röntgenfelvételek elkészítését. Köszönöm Dr. Dódony Istvánnak a röntgenfelvételek elemzését. Köszönettel tartozok az Ásványtani Tanszék többi dolgozójának és az összes szakdolgozójának. Hálás köszönet illeti Dr. Ditrói-Puskás Zuárdot és Józsa Sándort, akik a petrográfiai elemzésben töltöttek be fontos szerepet. Köszönöm Dr. Zelenka Tibornak a petrográfiai segítségét. Köszönöm Vígh Csabának a gránátok elemzésében nyújtott segítségét. Köszönetet érdemel a Kőzettani Tanszéken található SEM-et működtető Bendő Zsolt, valamint a Fizikai Tanszék elektronmikroszkópját kezelő Dr. Varga Gábor és Dankházi Gábor. A projekt részben az Európai Unió támogatásával és az Európai Szociális Alap társfinanszírozásával valósult meg, a támogatási szerződés száma TÁMOP /B- 09/KMR Végül, de nem utolsósorban köszönöm Kedvesemnek, Nagy Rékának az önzetlen segítségét és türelmét. 67

68 11. Felhasznált irodalom BÓCZÁN B., FRANYÓ F., FRITS J., LÁNG S., MOLDVAY I., PANTÓ G., RÓNAI A., 1966: Magyarázó Magyarország es földtani térképsorozatához, M-34 XXXIV, MÁFI, 199 p. CAS R., GIORDANO G., BALSAMO F., ESPOSITO A., MASTRO L., 2011: Hydrothermal Breccia Textures and Processes: Lisca Bianca Islet, Panarea Volcano, Aeolian Islands, Italy Econ. Geol., v. 106, pp CSONTOS L., NAGYMAROSI A., HORVÁTH F., KOVÁC M. 1992: Tertiary evolution of the Intra-Carpathian area: a model Tectonophysics v. 208, p CSONTOS L., TARI G., BERGERAT F., FODOR L. 1991: Evolution of the stress fields int he Carpatho-Pannonian area during the neogene Tectonophysics 199, DOWNES H., PANTÓ, GY., PÓKA, T., MATTEY, P.B., GREENWOOD, P.B., 1995: Calcalkaline volcanics of the Inner Carpathian arc, Northern Hungary, New Geochemical and oxygen isotope results - Acta Volcanologica, v.7., p EMBEY-ISZTIN A. ÉS NOSKE-FAZEKAS G. 1983: Ont he origin of garnet in magmatic rocks Fragmenta Mineralogica et Paleontologica, 11., p GYARMATI PÁL, 1964: A Tokaji-hegység déli részének andezitfajtái Évi Jelentés1961, 1. pp GYARMATI PÁL, 1977: A Tokaji-hg intermedier vulkanizmusa - MÁFI Évi Jelentés HEDENQUIST J. W., ARRIBAS A. 2000: Epithermal gold deposits: I. Hydrothermal processes in intrusion-related systems, II. Characteristics, examples and origin of epithermal gold deposits. In: Molnár F., Lexa J. & Hedenquist J.W. (Eds.): Epithermal mineralization of the Western Carpathians. Econ. Geol. Guidebook Ser. 31 HEDENQUIST J. W., HENLEY R. W. 1985: Hydrothermal Eruptions in the Waiotapu Geothermal System, New Zealand: Their Origin, Associated Breccias, and Relation to Precious Metal Mineralization Econ. Geol., vol. 80., pp HEDENQUIST J.W. ÉS LOWENSTERN J.B. 1994: The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits Nature, Vol. 370, p

69 HORVÁTH F., 1993: Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian Basin - Tectonophysics, v. 226, p ILKEY-PERLAKI E., 1961: Jelentés a Hejce, Gönc, Telkibánya, Kéked környékén végzett felvételről MÁFI Adattár, p. 23 ILKEY-PERLAKI E., 1966: A Tokaji-hegység földtani térképe, 1:25000, Gönc Magyar Állami Földtani Intézet ILKEY-PERLAKI E., 1967: Magyarázó a Tokaji-hegység földtani térképéhez, es sorozat, Gönc - MÁFI ILKEY-PERLAKI ÉS PENTELÉNYI, 1978: Magyarázó a Tokaji-hegység földtani térképéhez, es sorozat, Hollóháza-Füzérkajata - MÁFI JÉBRAK M., 1997: Hydrothermal breccias in vein-type deposits: A review of mechanisms, morphology and size distribution - Ore Geology Reviews 12 (1997) KOCH S. ÉS SZTRÓKAY K. I. 1967: Ásványtan I-II Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest KOZÁK M., 1994: Telkibánya környékének kőzetföldtani felépítése és fejlődéstörténete - Topographia Mineralogica Hungariae v.2., pp LEXA J., SEGHEDI I., NÉMETH K., SZAKÁCS A., KONECNY V., PÉCSKAY Z., FÜLÖP A., KOVACS M. 2010: Neogene Quaternary volcanic forms in the Carpathian-Pannonian region: A review Central European Journal of Sciences 2010, LIFFA A., 1953: Telkibánya környékének földtana és kőzettana - Földtani Intézet Évkönyve 41., (3): 3-73 MANLEY, C. R. & FINK, J. H. 1987: Internal textures of rhyolite flows as revealed by research drilling. Geology 15, MATTHEW J. K. ÉS MARGARET A. M. 2004: Formation of monazite via prograde metamorphic reactions among common silicates: Implications for age determinations Geochim. et Cosmochim. Acta, vol. 68, No.1, pp MÁTYÁS E., 1974: Volcanic and postvolcanic processes int he Tokaj Mountains on the basis of geological data of raw material prospecting; Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungaricae, Tomus 18, (3-4), pp MOLNÁR F. ÉS SZAKÁLL S. 1994: A Telkibányai ércesedés oxidásványai, Topographia Mineralogica Hungariae v.2., pp

70 MOLNÁR F., 1997: Az epitermás aranyércesedések kialakulásának modellezése ásványtani-genetikai vizsgálatok alapján: példák a Tokaji-hegységből; Földtani Kutatás XXXIV. Évfolyam 1. szám MOLNÁR F., ZELENKA T., MÁTYÁS E., PÉCSKAY Z., BAJNÓCZI B., KISS J., HORVÁTH I. 2000: Epithermal mineralization of the Tokaj Mountains, Northeast Hungary: Shallow Levels of Low-Sulfidation Type Systems. In: Molnár F., Lexa J. & Hedenquist J.W. (Eds.): Epithermal mineralization of the Western Carpathians. Econ. Geol. Guidebook Ser. 31, NEUBAUER, F., LIPS, A., KOUZMANOV, K., LEXA, J., IVAˇZCANU, P.: Subduction, slab detachment and mineralization: The Neogene in the Apuseni Mountains and Carpathians; Ore Geology Reviews 27 (2005) PÉCSKAY Z., LEXA, J., SZAKÁCS, A., SEGHEDI, I., BALOGH K., KONECNY, V., ZELENKA T., KOVACS, M., PÓKA T., FÜLÖP A., MÁRTON E., PANAIOTU, C., CVETKOVIC, V. : Geochronology of Neogene magmatism int he Carpathian arc and intra-carpathian area in Geologica Carpathica, december 2006, 57, 6, SALTERS, J.M., HART, S.R., PANTÓ, GY., 1988: Origin of Late Cenozoic volcanic rocks of the Carpathian Arc, Hungary in L.H. Royden and F. Horváth, eds., The Pannonian Basin, a study in basin evolution - American Association of Petroleum Geologists, Geological Memoirs, v. 45, p SEGHEDI I., HILARY DOWNES, SZABOLCS HARANGI, PAUL R.D. MASON, ZOLTÁN PÉCSKAY 2005: Geochemical response of magmas to Neogene Quaternary continental collision in the Carpathian Pannonian region: A review Tectonophysics 410, SEGHEDI, I., DOWNES, H., SZAKÁCS, A., MASON, P.R.D., THIRLWALL, M.F., ROSU, E., PÉCSKAY, Z., MÁRTON, E., PANAIOTU, C.: Neogene Quaternary magmatism and geodynamics in the Carpathian Pannonian region: a synthesis, Lithos 72 (2004) SILLITOE, R.H., 2008: Special Paper: Major Gold Deposits and Belts of the North and South American Cordillera: Distribution, Tectonomagmatic Settings, and Metallogenic Considerations; Economic Geology, v. 103, pp SILLITOE, R.H. & HEDENQUIST, J.W., 2003: Linkages between Volcanotectonic Settings, Ore-Fluid Compositions, and Epithermal Precious Metal Deposits; Society of Economic Geologists, Special Publication 10, p

71 STEVENSON R. J. ET AL : Physical volcanology and emplacement history of the Ben Lomond rhyolite lava flow, Taupo Volcanic Centre, New Zealand. New Zealand Journal of Geology and Geophysics 37, SZEPESI J. ÉS KOZÁK M., 2008: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója, Földtani Közlöny 138/1, 61-83, 2008 SZÉKYNÉ-FUX VILMA 1970: Telkibánya ércesedése és kárpáti kapcsolatai Akadémiai Kiadó, Budapest, 266 p. SZÉKYNÉ-FUX V. ÉS HERMANN M. 1951: Telkibánya- Alsókéked környékének petrogenezise Földtani Közlöny 81, SZABÓ CS., HARANGI SZ., CSONTOS L., 1992: Review of Neogene and Quaternary volcanism of the Carpathian-Pannonian region: Tectonophysics, v. 208, p WORTEL, M. J. R. AND SPAKMAN, W. 2000: Subduction and Slab Detachment in the Mediterranean-Carpathian Region, Science s Compass, 8 december 2000, vol. 290 ZENTAI P., 1991: Programme of the regional geophysical survey in the Zemplén Mts - Unpublished Research Report No , Eötvös Loránd Geophysical Institute, Hungary 71

72 12. Mellékletek Kfp1 tömeg% hiba Kfp2 Na2O 3,34 0,22 Na2O 4,08 0,29 Al2O3 18,86 0,37 Al2O3 19,47 0,4 SiO2 67,62 0,7 SiO2 68,85 0,73 K2O 10,18 0,16 K2O 7,61 0,14 TOTAL 100 0,84 TOTAL 100 0,9 riolit g8-1 g8-2 g8-3 tömeg% mól% MgO MgO MgO Al2O Al2O Al2O SiO SiO SiO CaO CaO CaO MnO MnO MnO Fe2O Fe2O Fe2O Total Total Total g88-1 g88-2 g88-3 g88-4 MgO Al2O SiO CaO MnO Fe2O Total g88-5 g

73 zárvány g88- monacit1 g88- monacit2 Al2O SiO SiO P2O P2O ThO ThO UO UO La2O Ce2O Ce2O Nd2O Nd2O Fe2O Total Total

74 74