Glaukonitképződés hazai kora-harmadkori üledékekben

Átírás

1 Frag. Min. Pal Glaukonitképződés hazai kora-harmadkori üledékekben ö. BON DOR LI VIA Természettudományi Múzeum Asvány-Kó'zettára Budapest A vizsgálat célja a Dunántúli Középhegység medencéinek eocén, valamint az Északkeleti Középhegység oligocén és miocén glaukonitos kőzeteinek kutatásával a glaukonit elegyrész keletkezésének megismerése volt. A feldolgozás során meg kellett vizsgálni: 1. A glaukonitos kőzetek elhelyezkedését az egyes rétegsorokban, azaz megismerni a glaukonitot időben és térben körülvevő üledékek képződését A glaukonit méretbeli és alaki sajátságait. 3. Az üledékes ásványtársulás többi tagjának sajátságait és származás át. 4. A glaukonit vegyi összetételét. 5. A glaukonit kristályszerkezetét (Röntgenelemzés). E vizsgálatok eredményét összevetve kerülhetett sor annak megállapítására, hogy a glaukonit miből, milyen földtani körülmények között és milyen ásványképződési folyamat, illetve szerkezeti átrendeződéssel jött létre. A glaukonitkutatás irodalmának rövid ismertetése A glaukonitot Berthier, S. fedezte fel 1819-ben, és Brognie ;, A. közölte az első kémiai elemzést 1823-ban. Ehrenburg, C.G.í raminifera vázakban találta, ezért kizárólag szerves eredetű, k

2 tartotta. Bailey, G ban recens tengeri üledékekben is észlelte. A tengerkutatások során előkerült glauko,i.rói Murray, J. - Renard, A. azt állapította meg, bogy főkévé ^lo.eg és meleg tengeráramlások találkozásánál keletkezik, a_ ásvány káliumtartalma a tengervízből származik, Murray, <-. - JFni iippi, E. ortoklasz és káliumtartalmú csillám mállásából származtatja.glinka, K.D, és Cayeux, L. szerint augitból képződött. Hummel K, a glaukonitot létrehozó halmirolizisben nagy szerepet tulajdonit a hideg áramlatoknak és az oxigén-tartalomnak. Heim, 1. áramlások okozta tengeralatti denudációval és szedimentációval magyarázza a keletkezést. Hadding, A. az általa v'-zsgált svédországi glaukonitot állati ürülékből, foraminifera vázat kitöltő agyagos részecskékből, földpátokból, piroxénekből és csillámokból származtatja. A sekélytengeri, szublitorális képződmény szerinte mozgó vizben, lassú szedimentációval keletkezett, az oxigéndús közeg, és a meleg vizet kedvelő élőlények élettere kedvezőtlen a képződéshez. Galliher, E. W. /17/ a kaliforniai Monterey öböl recens glaukonitját vizsgálta. Térképet készített az elterjedésről, melyről leolvasható, hogy gránit és metamorf parti kőzetek esetén biotitból keletkezik, bomlás során a vas oxidálódik, a káliumot megtartja a biotit, az aluminium részlegesen eltávozik, hidratáció, duzzadás és végül a szerkezet átalakulásával fejeződik be a folyamat. Megállapítja, hogy a biotit glaukonittá alakulása feketeiszap környezetben történik, a tengeri üledékek lassú lerakódása során. A barna biotit a szélektől befelé fokozatosan zölddé változik, a lemezek felduzzadnak, végül világoszöld, porózus szemcsék keletkeznek, A tengerviz alkáliafém tartalmú oldata, lassú ülepedés és hosszú diagenezis segitik elő a glaukonit keletkezését. Burst, J, E. /10/ szerint a geológusok sokszor csillámot, vagy montmorillonitot néznek glaukonitnak.a glaukonitot nagy vastartalmú illitnek tekinti. A redoxpotenciál félig oxidált, félig redukált környezetet mutat. Szerinte négyféle úton keletkezik: koprolitból, foraminifera üregekben, biotitból és agyagszemcsék agglomerációja útján. Az elpusztult organikus anyag oxidáló

3 t e n g e r i tartomány "ban i s t u d j a b i z t o s i t a n i a h e l y i redukáló környezetet. Röntgenvizsgálat alapján négy típust különit el, e- lektronmikroszkóppal kettőt. Valeton, I» /46/ északnémetországi oligocén és miocén glaukonitos homokkövet Vizsgálva arra a megállapításra jut, hogy részben skandináviai metamorf csillámásványokból, főként biotitból, részben finomszemü * agyagos halmazokból keletkezett. A szemcsenagysági vizsgálatokból megállapítja, hogy a glaukonit nem a törmelékes szemcsékkel szállitódott az üledékgyiijtőbe, hanem a diagenezis során,meghatározott kémiai környezetben keletkezett. A túlnyomóan 0,1-0,6 mm átmérőjű szemcsék csillámból képződtek. A biotitból történő átalakulást a mikroszkópi megfigyelések és a röntgenvizsgálatok egyaránt alátámasztják; utóbbiak egész sorozata mutatja a fokozatos átalakulást. Ugyanakkor a dioktaéde- 'res csillámtól a montmorillonitig és a klorit-csoportbeli duzzadó ásványokig is számos átmenetet talált. A képződés helyéül a jüttja környezetet jelöli meg. Urban, H. /44/ a westfallai alsó kréta vizsgálata során foglalkozik a glaukonit kérdésével, kemizmusával, a glaukonit-szeladonit problémával és a glaukonit keletkezésével. Ehlmann, A.J. Hullings, N. C., Glover, E. /15/ a különböző szinü és fajsúlyú glaukonitminták kémiai elemzésének és röntgendiffrakciós vonalainak összehasonlításából megállapítják, hogy a mikroorganizmusok héjával kevert sötétzöld ásvány agyagból keletkezett,mely vizfelvétellel, kálium csökkenéssel porózus, világoszöld szemcsévé alakul. Záruba, Q. - Tyroleróva, P* /50/ a glaukonitos kőzetek loncseréjét és kőzetmechanikai sajátságait tanulmányozták. Turnau Morawska, M. /42, 43/ a tátrai kréta albai emeletének kőzetét vizsgálva azt állapítja meg, hogy a glaukonit nincs korhoz és kőzettani jellemzőkhöz kötve, csak megfelelő üledékképződési viszonyokhoz. Grim, E. E* /18/ a glaukonit szerkezeti kutatásait összegezve dioktaéderes i l l i t szélsőséges kémiai összetételű tagjának tartja.

4 A magyarországi glaukonitos kőzetekkel Böckh, H., id. Noszky, J. /28, 29/, Szentes, F. /39/ sztratigráfiai. szempontból foglalkoztak. Hermann, M. /21/ az ipolytarnóci lábnyomos homokkő glaukonitját másodlagosnak találta. Korim, K. /23/ sekélytenger i, de partoktól távoli képződménynek tekinti. Szerinte a mészkő és glaukonit képződése ellentétes körülményekre utal. Fülöp, J. - Meisel, J. - Libor, 0. /16/ a bakonybéli glaukonit-fcal foglalkoztak, később Libor, 0. behatóan tanulmányozta a glaukonit kémiai sajátságait. Mintavételi helyek és vizsgálati módszerek Ez a dolgozat eocén, oligocén és miocén korú. glaukonitos kőzetek vizsgálati eredményeit összegezi. A következő jelzésű mélyfúrások kőzeteiből készült vizsgálat: Solymár 97; Csolnok 695; Tokod 350 és 482; Mogyorósbánya 83, 87 és 88; Bajót 3O; Tatabánya 1162; Bókod I388; Fehérvárcsurgó 8 és 12; Balinka 217, 219, 223, 224, 234, 235, 239, 243, 263 és 265; Dudar 220, 221 és 222; Eplény 61; Úrkút 159; Halimba 849, 850, 855, 860 és 914; Kolontár 10; Nyirád-medence 61, 71 és 72 (1, ábra). Vizsgálat készült továbbá demjéni, szomolyai és egri mélyfúrásokból, egri és Szécsény-Istenmezeje közötti felszíni feltárásokból. Vizsgálati módszerek: szemcseeloszlási vizsgálat, kémiai elemzés, röntgenvizsgálat, DTA, színképelemzés. A vizsgálatok gerincét az ásványok optikai úton történt meghatározása képezte. Az ásványok minőségi és mennyiségi meghatározása polarizációs mikroszkóppal, totálrefraktométerrel és univerzál-asztallal történt vékonycsiszolatból, valamint fajsúly szerint elkülönített, kanadabalzsamba ágyazott ásványokból.

5 1. ábrái Vázlatos térkép a dunántúli eocén glaukonitos kőzetek mintavételi helyeiről. Fig. 1.: Sketchy map showing the occurences of the worked Eocene glauconitic rocks.

6 I. A GLAUKONITOS KŐZETEK FÖLDTANI MEGJELENÉSE 1. EOCÉN a/ Glaukonitos szintek a Pilis-, Gerecse-,Vértes-hegység medencéiben Solymári mélyfúrásból 2 m vastag, eocén korú glaukonitos homokkő került elő, melynek CaCO^ tartalma 3%. A bromoformnál kisebb és nagyobb fajsúlyú frakcióban egyaránt megfigyelt glaukonitot jelentős mennyiségű p i r i t kiséri. Az allotigén ásványszemcsék minőségi és mennyiségi megoszlása metamorf eredetre utal (/7/ dolgozat 1. táblázata). A kismennyiségü, de optikailag sajátos viselkedésű földpát tufaszórásból származik. Csolnoki mélyfúrásból származó, 3 m vastag glaukonitos márga eocén korát a nummuliteszes mészkőhöz viszonyított helyzete rögziti. A vizsgált kőzetek közül ez volt az egyetlen, amelyben a glaukonit fajsúlya nem érte.el a bromoformét,szinte egészében a könnyű ásványok között maradt, ahol is mennyisége 91.3% volt. A kisérő ásványok közül a magnetit, biotit, cirkon és közönséges amfibol vulkáni tufaszórásból származik. Az epigén eredetű ásványokat a pirit és a biotit kloritosodása képviselik. A glaukonitos márga : feletti rétegösszlet több tufás szintet tartalmaz. A tokodi 350-es mélyfúrásból ismert glaukonitos mészkő, márga és agyagmárga szintek kora ősmaradványokkal igazolhatóan középső eocén. A felső szint mikroszkóp alatti válogatással dúsitott. glaukonitjából kémiai elemzés készült, melynek összehasonlító értékelése későbbi fejezetben következik. A tokodi 482-es fúrásban harántolt glaukonitos agyagmárga tufaeredetű magnetitet, ilmenitet, blotitot és andezin összetételű földpátot, valamint epigén eredetű piritet, dolomitot és agyag-

7 ásványokat.tartalmazott. A vegyelemzés és röntgenvizsgálat egybehangzóan több dolomitot mutatott ki a kötőanyagban, mint kal citot. Az ilmenit jelenlétét a vegyelemzés TiO^ tartalma Is i - gazolja. Az epigén ásványképződés, illetve átalakulás intenzív és sokrétű volt, amit a biotit kloritosodásán és a földpát szericitesedésén kivül a röntgenelemzéssel kimutatott dickit, ill i t és montmorillonit bizonyít. Három mogyorósbányai fúrás több glaukonitos szintet tárt f e l, melyek eocén kora csak feltételezhető. Egyedülálló esetként CaCO-, mentes kőzetben, finomszemü kvarchomokkőben jelentkezett glaukonit. A glaukonit mennyisége egy rétegen belül is változik. A réteg aljétól a tetejéig 40%-ról 90%-ra nő. Másutt glaukonitdús lencsék figyelhetők meg a kőzetben. A vegyelemzés rendszerint a glaukonit mennyiségének megfelelően nagy K^O és elég nagy FeO tartalmat mutat, egy esetben K-ban szegény glaukonitra utalnak az elemzési adatok. Az egyik minta színképelemzése jelentős mennyiségű stronciumot mutatott k i, melyet a Ca rejt, a Li az alkáliák pozíciójában foglal helyet, a Ni pedig minden bizonnyal a glaukonit Mg-jához tartozik. A kimutatott nyomelemek genetikai vonatkozásaira későbbi fejezetben kerül sor, A röntgenelemzés minden esetben egyezett az optikai megfigyelésekkel, a glaukonit kisebb, vagy nagyobb mennyiségét is kimutatta a jól kristályosodott ásványok mellett, A metamorf lepusztitási területet jelző turmalin, staurolit, disztén, epidot, zoizit mellett mindenütt jelentős a tufaeredetü magnetit, apatit, földpát, kvarc és biotit, némely mintában számottevő a közönséges amfibol. Egy mintában kőzetüveg is mutatkozott. Az epigén eredetű kalcit, p i r i t és markazit - a fent emiitett kivételtől eltekintve - sehol sem hiányzott a glaukonit mellől.

8 Bajóti mélyfúrás nummuliteszes mészkővel rogzithető eocén rétegsorából olyan glaukonitos mészmárga került elő,mely nem tartalmaz tufaeredetü ásványokat. E kőzetek térfogatszázalékát nagy K^O tartalmú glaukonit alkotja. Tatabányán szintén ősmaradványokkal meghatározott rétegösszletből két glaukonitos szintet tárt fel a mélyfúrás. A mészmárgában tufaeredetü ásványok között, a mészkőben pedig szerves vázat kitöltve figyelhető meg a glaukonit. Az agyagos frakció DTA görbéje montmorillonitot és kaolinitet mutatott, igazolva azt a megfigyelést, hogy a kisebb szemnagyságban egyre kevesebb a glaukonit. Bokodi mélyfúrásból olyan középső eocén mészmárga vált ismertté, melyben 0,1-0,06 mm átmérőjű, tufaszórásból származó magnet i t, amfibol, földpát és kvarc kiséri a glaukonitot. b/ Glaukonitos szintek a Bakony-hegység medencéiben Móron középső eocén rétegsorban egy 6 m vastag, és mélyebben egy 70 cm vastag glaukonitos márgaréteget tárt fel a mélyfúrás. A 20-30% glaukonitot tartalmazó kőzetek ásványai az eddigi megfigyelésekkel egyezően tufaeredetüek ( l. és 2«táblázat). Jelentős különbség azonban az epigén eredetű kovakiválás, Valamint a nagymennyiségű kalcit pszeudomorfóza földpát és amfibol után. A Balinkai-medencéből megvizsgált 10 mélyfúrás összesen 36 gla ukonitos szintet harántolt. A glaukonitos mészkő és márga rétegek a középső eocén nummuliteszes mészkő szintjének kb. 80 m vastag szakaszára jellemzők, A 36 kőzet közül 34-ben jelentős mennyiségű tufaeredetü ásványt lehetett megfigyelni a 8-20% glaukonit mellett. A földpát nagyrészt montmorillonittá alakult, ritkán kalcittá. A szines szilikátok átalakulása alárendeltebb. A glaukonit és a tufaeredetü ásványok mennyisége-az egyik fú- 64

9 rásban egyenes arányban, más fúrásokban forditott arányban változik. A kisszámú tufitréteg közül csak egy tartalmazott jelentős mennyiségű glaukonitot. A kötőanyagban a kalcit mellett jelentős szerep jut a dolomitnak. A baünkai kőzetminták vizsgálata szerint a glaukonit mennyisége nem mutat összefüggést a kötőanyagban levő kalcittal, dolomittal és kovával. A montmorillonit mennyisége azonban mutat korrelációt a glaukonittal,mégpedig fordított arányú változást. A dudari fúrásokban a glaukonitos rétegek az előbbieknél több törmelékes elegyrészt tartalmazó agyagmárgák és homokkövek voltak. Egy részük biztosan középső eocén, másik részük azonban ennél fiatalabb, de bizonytalan korú. A tufaeredetü ásványokkal együtt található glaukonit mellett kaolinit, i l l i t, montmorillonit reflexiós vonalai jelentek meg a röntgenfelvételeken. A baünkai és dudari terület nehézásványaiban adódó különbségek között legszembetűnőbb az utóbbi terület fúrásaiban rendszeresen jelentkező nagyobb gránát tartalom. 5 mintában korund is e- lőfordult, mely a baünkai területen teljesen hiányzott. Két dudari fúrásból bizonytalan korú, de feltehetően felső eocén regressziós konglomerátum rétegekből magmás kavicsok kerültek elő. A vékony vivianit réteggel bevont kavicsok a vékonycsiszolatok vizsgálata és a vegyelemzés alapján andezitnek bizonyultak, melyből röntgenelemzéssel plagioklászt, kaolinitet, kevesebb montmorillonitot és kalcitot, valamint kevert szerkezetű (kaolinit + i l l i t ) agyagásványt lehetetb meghatározni, A csiszolat térfogatos kimérésekor 67,9% alapanyagot, 0,4% amfibolt és biotitot, 13,4% földpátot és kvarcot, 2,3% magnetitet, 9,8% agyagásványt és kalcitot találtam. A 0,2-0,6 mm átmérőjű porfiros földpát kristályok után pszeudomorfózaként apró földpát ok halmaza, vagy kőzet alapanyag figyelhető meg, az eredeti kristályból csak foszlányok maradtak. Ez a jelenség a már megszilárdult, vagy éppen megszilárduló kőzet újbóli magmás beolvasztására utal. c c

10 A glaukonitképződés szempontjából - ha nem is közvetlenül, de közvetve - fontos kérdés, hogy a konglomerátum anyagát milyen irányú folyóviz szállította, hol volt a lehordási terület, mely egybeesik az eocén vulkáni tevékenység színhelyével. Bár a kavicsok üledékszállitási távolsága is lehet elég nagy, mégis e- zek jelenlétében joggal feltételezhetjük, hogy a tufás szintek szórt anyaga a kutatás és értelmezhetőség határán belüli vulkáni tevékenység terméke. A halimbai mélyfúrások rétegtanilag bizonyíthatóan eocén korú glaukonitos mészkő és márga rétegeket harántoltak, A glaukonitos rétegek általában kevés tufaeredetü ásványt tartalmaznak, viszont e rétegek között sok t u f i t és tufás szint helyezkedik el. Ez utóbbi rétegekben sok a földpát átalakulásából származó montmorillonit. A Bakony-hegység medencéi közül i t t találjuk a legtöbb vulkáni szórt anyagot. A kolontári fúrás középső eocén korú glaukonitos mészmárgát harántolt. Ugyanez a kőzet csak szines szilikátot, mig a felette települő tufás szintek kvarcot, plagioklászt és káliföldpátot is tartalmaznak tufás elegyrészként. A földpát zöme montmorillonittá alakult, a biotit pedig klorittá. A kötőanyagban egyedül i t t jelent meg a kalcit mellett ankerit. Eehérvárcsurgói, feltehetően eocén korú rétegekből, valamint a Nyirádi-medence fúrásaiból, az u.n. glaukonitos-rákos szintből több mészkő és mészmárga réteg kapta a "glaukonitos" jelzőt. A röntgenelemzés megcáfolta a korábbi meghatározást. Tehát a v i lágoszöld szinü, ősmaradványok -vázát kitöltő anyag nem bizonyult glaukonitnak.

11 a/ A rétegtani "besorolás kérdése Ezen glaukonitelőfordulások kora már közel sem definiálható o- lyan jól,mint az eocén glaukonitos rétegeké. A klasszikus földtani kutatásoktól napjainkig számos geológus, köztük Böckh, H., id. Noszky, J., Szentes, P., Majzon, L, és Csepreghyné Meznerics, I. foglalkoztak e rétegek korával. A glaukonitelőfordulást és ennek kapcsán az ásványegyüttes vizsgálatát is érinti e sztratigráfiai kérdés, hiszen a vizsgálat kezdetén még rupélinek vélt rétegek korát Báldi,T. kattinak tartja. A katti emeletbe tartozó rétegként vizsgált glaukonitos homokkő összletet Csepreghyné Meznerics, I. azóta a miocénba sorolta. A továbbiakban a rétegtani kategóriákat ezen legújabb rétegtani szemléletnek megfelelően alkalmazom. E sztratigráfiai kérdés nem érinti azt a tényt, hogy az ebben a fejezetben tárgyalandó glaukonit fiatalabb az előbbi fejezetben tárgyaltnál. A lehordási terület és a vulkáni tevékenység szempontjából nem hanyagolható el a rétegtani átsorolás. D/ Idősebb glaukonitos rétegek Eger környékéről A Demjén-Szomolya környéki mélyfúrások glaukonitban dús agyagmárga és homokos agyag rétegeket harántoltak. A katti réteg a l io tigén ásványtársulásában a tufaeredetü földpát, amfibol, magnetit uralkodik, de mellette majdnem mindenütt megtalálható a metamorf eredetű turmalin. Az epigén pirit minden mintában számottevő mennyiségű. Egri mélyfúrásból és felszini feltárásból - rétegtanilag,és ásvány-kőzettani lag i s - a demjénivel azonos glaukonitos agyagmárga szintek váltak ismertté. Az egri, felszini glaukonitos réteg és a Windt téglagyár agyag-

12 fejtőjének rétegtani viszonyát ben mélyfúrással tisztázták. A fúrási rétegsor vizsgálata a glaukonit keletkezésének tisztázása szempontjából is hasznos volt. Az ismétlődő vulkáni tevékenységről tanúskodó rétegek és lencsék alsó részéről hiányzik a glaukonit, felfelé azonban egyre nő a mennyisége, a 90%-ot is eléri. A glaukonit mennyiségének növekedésével párhuzamosan a tufaeredetü ásványtársulás összetétele is változik (/5/ dolgozat, 1. táblázat), egyre több lesz a mafikus elegyrész (magnetit, és közönséges amfibol), A vulkáni szórt anyag andezit összetételiig Az epigén ásványok közül a pirit és nontronit tűnik ki állandó jelenlétével. c/ Fiatalabb glaukonitos rétegek Salgótarján környékéről A Szécsénytől Istenmezejéig húzódó, ún. glaukonitos homokkőből 153 minta vizsgálati eredménye bizonyltja, hogy az egész összlet glaukonitja egységes keletkezésű. A< kőzetek fűzöld szinét a 2-20% glaukonittartalom mellett egyéb zöldszinü ásványok okozzák, A kavicsos homokkő, durvaszemü, és középszemü homokkő rétegek fő elegyrésze a kvarc, mely a 0,1-0,2 mm-es szemcsetartományban 26-77%. A földpát ugyanebben a szemcsetartományban 2-34% között változik, jelentős még a muszkovit, biotit, klorit. A változó gránáttartalom az egyes mintákban meghaladja a 40 %-ot is. A disztén és epidot kismennyiségü, de a kettő közül az egyik mindig szerepel az ásványegyüttesben (/31/ dolgozat 1, és 2, táblázata). Az ásványos összetétel szerint az egész összlet törmelékanyaga metamorf és savanyú mélységi magmás kőzet lepusztításából származik.

13 I I. A GLAUKONITOS KŐZETEK ÁSVÁNYAINAK JELLEMZÉSE 1. MAGNETIT A tufás kőzetmintákban a magnetitszemcsék többsége idiomorf, ép és nem koptatott. A solymári területen, és a Bakonyban egyes baünkai és naümbai mintákban, valamint egyik egri kőzetben az oktaéder alak jellemző. A többi mintában jellegzetesen lapos, torzult, hatszöges körvonalú kristályai vannak. Ezek felülete fényes, fekete, sokszor olvadék folyási nyomok láthatók rajta. A hatszöges lapon gyakori a magmás rezorbció útján keletkezett háromszögalakú bemélyedés, vagy szabálytalan rajzolat. A /7/ dolgozat 1. táblázatában egyes minták magnetit, ilmenit és hematit tartalmát együtt adtuk meg, mivel ezek optikai úton nem voltak elkülöníthetők. A két ditrigonáüs bázislap, egy proto-, és egy deuteroromboéder alkotta, vöröses árnyalatú, nem mágnesezhető kristályok ilmenit és hematit szemcsék. A szemcséket eldörzsölve részben vörös, részben fekete por figyelhető meg. Kevés kristály felületén látható leukoxén. A legtöbb esetben a hatszöges, fekete szinü, fényes felületű, folyási nyomokat tartalmazó kristályok a ferromágneses jelleg és a vegyelemzés FeO.Fe20^ aránya alapján magnetitnek minősültek. Az ilmenithez és hematithoz hasonló termetű, 14 lapú kombináció hexaéder+oktaéder alakegyüttes,mely egyik trigirje irányában megrövidült. Az egyik solymári minta vegyelemzése azt mutatja, hogy i t t a magnetit rácsába jelentős magnézium is beépült. Tehát úgy látszik, hogy a vulkáni működés során nagy hőmérsékleten keletkezett opak elegyrészek rácsába a vasat magnézium és nagymennyiségű titán helyettesíthette, ez utóbbi titanomagnetit keletkezéséhez vezetett,mely néha ilmenittel együtt fordul elő. Vannak olyan tufás minták, ahol a 0,1-0,2 mm-es szemcsetartományban a magnetit dominál, a szines szilikát elenyésző,és van-

14 nak olyan biotitos kőzetek, aboi viszont a magnetit hiányzik. Ez azonban önmagában nem elégséges, hogy különböző jellegű vulkáni kitörésre gondoljunk. Több esetben megfigyelhető volt,hogy a biotitos mintában 0,1 mm alatt jelentős mennyiséget ért el a magnetit*ennek oka az,hogy a lemezes biotitot a partközeli tengervíz mozgása rendszerint továbbviszi a nagyfaj súlyú magnetitnél, és ez utóbbi a finomszemü törmelékben halmozódik fel. A salgótarjáni glaukonitos homokkő magnetitjenek egy része a- laktalan töredék, másik része pedig oktaéderes. öt mintában a magnetit fényes felületű és hatszögesre torzult. Ugyenezen öt mintában tufaeredetü földpát és magnetit figyelhető meg. 2. KORÜND A dorogi területről 6 minta, a bakonyi területről pedig 7 minta tartalmaz korundot. Ezek kerekded,vagy szinte ideálisan fejlett hatszöges kristályok, melyek mért fénytörése 1,77 volt. A legtöbb szemcsén jó tengelykép volt észlelhető, egytengelyű negativ jelleggel; anomálisan szétnyílt tengelyű (2V=-2 5 ) kép is mutatkozott. Agyagos kőzeteken feltört magma kontakt hatásának tulajdonithatók a korund-kristályok. 3. CIRKON A cirkon a vizsgált dorogi minták 85%-ában, a bakonyi minták 46%-ában, az oligocén és miocén mintákban szintén előfordult. Mennyisége csekély. 69 mintában az 1%-ot sem érte el, és sehol sem haladta meg a 4%-ot. A származás megállapításánál az jelent i a legfőbb nehézséget,hogy az ásványegyüttes jellegétől szinte függetlenül, majdnem mindenütt megtalálható kis mennyiségben. Előfordulhat a kristályos masszívumban, melynek lepusztito't és esetleg már áthalmozott törmelékét a folyók Ide szállíts- ~;ák. A vulkáni működés során kirepült anyagban ugyancsak

15 várható a jelenléte azoknál a kőzeteknél, melyek az eocén vulkánosságnál szóba jöhetnek. Egy mogyorósbányai, egy gyermelyi kőzetben, valamint a solymári 84-es fúrásban nagyon erősen koptatott cirkon található, ez hosszú szállítást, vagy többszöri áthalmozást szenvedett. Három esetben a cirkonhoz tapadt kőzettörmelékben pleokroos udvar látható, bizonyítva annak tórium tartalmát. A legtöbb nehézásvá::y preparátumban és pár vékonycsiszolatban azonban teljesen ép, idiomorf kristályok mutatkoznak. Többnyire zömök oszlopok, pár mintában nyúlt oszlopok, sőt tüalakúak a kristályok, és u- tóbbiak sok zárványt is tartalmaznak. 4. APATIT A Dorogi-medencéből 29 mintában, a bakonyi területről 86 mintában mutatkozott apatit, helyenként feltűnően nagy mennyiségben. Kevés az alaktalan szemcse, minden mintában az idiomorf, ép kristályok vannak túlsúlyban. A színtelen szemcsék egy részén megfigyelhető az egyoptikai tengelykép és negativ jelleg. A kristályok többsége teljesen ép, csak levegőben szállított, hatszöges oszlopos. Gyakran csak a hexagonális prizma, hexagonális dipiramis és bázislap jelenik meg, de vannak bonyolultabb formakombinációk is. A solymári 84-es fúrásban a kristályok két vége nem egyformán fejlett. Vannak viztiszta kristályok, de e- lőfordulnak erősen zárványosak is, egy tokodi és egy fehérvárcsurgói mintában az ép apatit cirkon zárványt tartalmazott. Az oszlopos kristályok egy részén a kioltás ferde, 0,5-2,0 -os optikai anomália figyelhető meg, a 2V= 2-3, ritkán nagyobb. Az anomális szemcsék optikai jellege változik, de gyakoribb a pozitív jelleg. A tokodi 488-as fúrásban volt olyan kéttengelyű, negativ apatit, mely elég erő-; diszperziót mutatott: r>)>v. Az optikailag anomális szemcsék meghatározásában mikrokémiai re? 1 ció segített, (NH^)^MoO^ oldat.

16 54 mintában barnaszinü apatitot észleltünk, melyeket először a Dorogi-medencében figyeltem meg (7)«Ezek a szemcsék majdnem mindig oszloposak, de csak ritkán ismerhető fel a hexagonális prizma és a tetőző lapok. Egyik mogyorósbányai fúrásban jelentkező barna apatiton megfigyelhető a hexagonális prizma, hexagonális dipiramis és a bázislap. Ezek a szemcsék vörösbarnák, erősen pleokroósak, egyenes, vagy 1-3 kioltásúak. A "c" tengellyel párhuzamosan rendkivül sok zárványláncot tartalmaznak, ez mintegy hosszanti sávozottságnak látszik. Interferenciaszíne elsőrendű sárga, egy részük egytengelyű negativ, de a zöme kéttengelyű pozitiv. Ammóniummolibdátos mikrokémiai reakcióval mindezek a szemcsék apatitnak bizonyultak. A szintelen és barna apatit között vannak átmenetek, egyes kristályok fele szintelen, fele barna. Egyes szemcsék erősen mágnesezhetők, ez a jelenség eddig nem ismeretes az irodalomban.a vas kationt az apatitrács a Ca poziciók helyén nem tartalmazhatja,tehát csak zárványoktól származhat. Csánk E,-né 1964-ben a dorogi oligocén rétegekből barnaszinü cerapatitot i r t le, valószinü, hogy hasonló megjelenésű szemcsékben talált cériumot. Az irodalomban egyetlen hasonló előfordulást találtam. Bulgáriában vulkáni és piroklasztikus kőzetekben találtak barna apat i t o t ( l ), mely a leírás szerint azonos a hazai üledékekben megfigyelt kristályokkal. Atanasov, G. vizsgálatai szerint a barna szin a "c" kristálytani tengellyel párhuzamosan rendeződött hematit zárványoktól ered. A hematit pedig a vulkáni kitöréskor martitesedett magnetit. Az apatitkristályok, különösen a szintelen változat, egyes üledékekben a vegyi átalakulás különböző stádiumait mutatja, Kalcitosodás figyelhető meg, mint vegyi átalakulás, ez általában a szemcse végén, szélein indul meg. Egy solymári fúrásból származó apatit oszlop egyik végén kezdődő kalcitosodás körtealakúan nyúlt be a kristály közepébe.

17 A (7) dolgozat 1. ábráján a tufás szines szilikátok függvényében ábrázoltam az apatit mennyiségét. Olyan minta nem volt,ahol tufás szilikátásvány nélkül fordult volna elő az apatit, A 29 mintából 27-et ábrázoltam, mert kettőben nem érte el a 0,5%-ot. 24 minta tufás szines szilikátjainak mennyisége JO-98% közé e- sik. Tehát erősen tufás mintákban figyelhető meg az apatit, ez annyira törvényszerű, hogy a szintelen és barna apatitok tufás eredetéhez nem férhet kétség. Egyetlen pont esik ki a mezőből, a 12, minta, amely több, mint 90% piritet tartalmaz, valószínűleg tufás magnetit piritesedett* A bakonyi területen hasonló összefüggés látható, bár sok tufaszórásból hiányzott az apatit, ahol viszont előfordult, mindenütt tufás ásványok társaságában jelentkezett. Az oligocén és miocén rétegekben is megfigyelhetők az ép kristályok. apatit 5. BIOTIT Az eocén rétegekben kevés koptatott biotit szemcse figyelhető meg, a kőzetek többségében a biotit tufaszórásból származik.ezt nemcsak a mennyisége, és az ásványegyüttes bizonyltja, hanem a biotitszemcsék megjelenése is. Legtöbb esetben pszeudohexagonális tábla. Egy tokodi fúrásban hexagonális oszlopokként figyelhető meg, és ez teljesen kizárja a viz útján történt szállítás feltevését. Az üde szemcsék barnák, vörösbarnák, majdnem egyoptikai tengelyüek, vagy 2 3 a tengelyszög. A vörösbarna lemezeknél gyakoribbak a hasadási vonalak, mint a barna szinüeknél. A halmirolitos, vagy diagenetikus vegyi átalakulás során a biotitszemcsék zöld szinüvé váltak és végül klorittá alakultak. Az átalakulást sok esetben egyetlen kristályon is meg lehetett f i gyelni. A mogyorósbányai fúrásokban sok az olyan biotit, amely-

18 nek egyik fele barna szinü, másik zöld és ez utóbbi részen le csökken a kettőstörés. A gyermelyi fúrásban vörösbarna biotitot keskeny zöld szegély vesz körül. A biotitban előforduló zárványok közül leggyakoribb a magnetit. Sok a batszöges átmetszetü magnetit zárvány, vagy a kiesett magnetit kristály belyét jelző batszöges lyuk. A magnetit zárványok uralkodólag a zöld és barnászöld biotitban találhatók. Ugyanazon mintában a barna és vörösbarna biotitok zárványmentesek, mig a zöld biotitban és a klorittá alakult biotitban nagyon sok a magnetit zárvány. Apatit és földpát zárvány is megfigyelhető. Több biotitos mintában sok a szintelen csillám, melynek fénytörése n_> 1,6, kettőstörése kicsi, interferenciaszíne elsőrendű szürke. Fajsúlya és fénytörése alapján nem lehet muszkovit. A röntgenvizsgálat az optikai adatokkal egybehangzóan hidrobiot i t mellett szól. A miocén glaukonitos homokkő biotitja mindenütt koptatott,gyakran klorittá és glaukonittá alakult. 6, AMFIBOL A tufaszórások egy részére több-kevesebb amfibol is jellemző. A zöldszinü, rostos, pleokroós amfibol 1-5, ritkábban k i - oltású. Több barnaszinü, az előbbihez hasonló optikai tulajdonságú szemcse is előfordul. A gyermelyi fúrásban pedig szintelen, 12 kioltású, vasmentes változat mutatkozott. Minden szemcse üde, csipkézett végü. A bakonyi területen inkább az amfibol uralkodik a biotitszemcsékkel szemben,itt egyes tufás mintákban oszlopos, másutt rostos kif ejlődésü. Az oszlopos kristályok néhol terminális lapokat is tartalmaznak. Gyakori az ikerkristály. A szemcsék szine halvány zöldtől, sárgás-zöldtől a majdnem opak zöldesfeketéig

19 minden átmenettel képviselt. Egy olaszfalul mintában egyazon szemcse két vége eltérő szinü volt, zöld és zöldesbarna. Különböző bakonyi lelőhelyek tufaeredetü amfiboljainak optikai tengelyszög értékeit megmérve a következő eredmény adódott: A piroklasztikum földpátjálhoz hasonlóan az amfibol kristályok is terület szerinti különbözőséget mutatnak. A móri, dudari és balinkai területről származó amfibolok tengelyszög értékei jelentősen különböztek egymástól, egy mintán, sőt egy területen belül azonban meglehetősen közeliek a tengelyszög értékek. Az egyik halimbai minta nehézásványos összetétele olyan egyszerű volt, hogy ennek ismeretében és a vegyelemzés alapján kiszámoltam az amfibol kristálykémiai képletét (7. táblázat). Az el enyésző mennyiségű cirkont elhanyagoltam, a Ti-t rutilra, a foszfort apatitra számoltam, mely utóbbi reális, a Ti azonban mind a magnetitben, mind az amfibolban helyet foglalhat. Erősen koptatott, már nem meghatározható, bontott amfibol szemcsék osak ritkán jelentkeznek, ezek a piroxénekkel együtt előrehaladott kloritosodást mutatnak. A (7) dolgozat 1. táblázatában kloritosodott láncszilikát néven tüntettük f e l. 7. KLORIT A metamorf származású klorit pikkelyek jól megkülönböztethetők a tufás eredetüektől. Előbbiek nem sima lemezek, hanem kőzettörmelékhez hasonlóak, gyakran kvarccal összenőve találhatók. A tufás biotit átalakulási termékeként megfigyelhető klorit sima lemez, sokszor hatszöges, uralkodóan a pennin fordul elő, de egyes mintákban jelentős a proklorit. Leggyakoribb zárvány a magnetit, ritka a rutiltű..

20 A gránátszemcsék között van szintelen, rózsaszinü és vörös, szabálytalan alakú és ép, idiomorf kristály. A rózsaszinü gránátok a legelterjedtebbek, kevesebb a vörös és szintelen, mely változatok ugyanazon mintában együttesen is előfordulnak. A fénytörés és szin alapján az andradit látszik uralkodó mennyiségűnek, melynek van kisebb ferrivas tartalmú,tehát grosszulárral alkotott elegytagja. Az ép gránátkristályokon rendszerint deltoidikozitetraéder ismerhető fel. Egy baünkai fúrásban cirkon és apatit tűket,egy dudari mintában zoizit zárványt tartalmazó gránát jelentkezett. Megpróbáltam a tufás minták gránátjai t a magnetit függvényében ábrázolni, de semmiféle rendszeres összefüggés nincs, holott a szálütás és üledéklerakódás során a fajsúly és az izometrikus alak következtében nagyjából párhuzamosan kellene változnia a két ásvány mennyiségének. 9. TURMALIN Solymári és mogyorósbányai fúrásokban sok a nagyon erősen koptatott turmalin. A többi mintában az oszlopos kristályok uralkodnak, épek a prizmalapok, de tetőző forma csak elvétve ismerhető fel. Szine barna, zöld, egy esetben szintelen és egy mintában kék turmalin is mutatkozott. A pleokroizmus nagyon erős, rendszerint sárgásbarnából zöldesfeketébe vált át a szin. Gyakori jelenség, hogy egyazon kristály különbözően szinezett, pl, a szemcse belseje zöld, a széle barna. Nem ritka az optikai a- nomália, rendszerint kétoptikai tengelyüek, és pozitiv jelleget mutatnak. A 2V kicsi, de nagyon erős a tengelydiszperzió. Egy solymári fúrásban a barnásfekete turmalin kristályok elég erősen mágnesezhetők, ezt magnetit zárványok okozzák. Gyakoriak a zárványok, különösen a magnetit, néha közel opakká teszik a kristályt. Epigén továbbnövekedést csak egy esetben lehetett megfigyelni.

21 A dorogi- mintákból a turmalin mennyiségét a gránát függvényében ábrázoltam a (7) dolgozat 2. ábráján. A pontok oly nagy szórást mutatnak, hogy nem lehet genetikai kapcsolat a két ásvány között. Ha a gránát a turmalinnal együtt minden esetben metamorf lenne, mivel mindkettő nagyon ellenálló, nagyjából párhuzamosan kellene változniuk. Ez a diagram azt bizonyltja, hogy a gránátszemcsék jelentős része nem metamorf, hanem magmás eredetű. A turmalinban gazdag JO. minta jellegzetesen metamorf ásványtársulásában alig van gránát. Hasonlóan alakul az összetétel a 29, és 47. mintában, ahol szintén hiányzik, illetve elenyésző a tu fás ásvány. Az ábra szaggatott vonalát megközelítő pontok olyan minták, melyekben a két ásvány korrelációt mutat, azaz mindkettő metamorf eredetű. A szaggatott vonal bal oldalán a metamorf, jobb oldalán pedig a tufás ásványokat tartalmazó minták helyezkednek el. A bakonyi területen másképpen alakulnak az összefüggések az e- gyes ásványok között. A minták jelentős részében a gránát és turmalin közelítően arányos, mely mindkettőnek metamorf eredetét igazolja. Viszont több fúrás egész rétegsorában rendszeresen jelentkező, elég jelentős mennyiségű gránát mellől a turmalin teljesen hiányzik, vagy csak 1-2 szemcsével képviselt. U- gyanitt a gránát és egyéb metamorf ásványok között sincs korreláció. Ilyen esetben a gránát vulkáni tufaszórásból származik. 10. ZOIZIT A dorogi területen 30 mintában, a bakonyi területen mindössze 19 mintában figyelhető meg zoizit kisebb-nagyobb mennyiségben. Legtöbbször oszlopos kifejlődésü, ritkán szabálytalan alakú. Az ép, idiomorf kristályoknak gyakran mindkét végén jól fejlett dipiramis látható, különösen a karcsú, oszlopos egyéneknél. Általában jó tengelyképet ad, kétoptikai tengelyű pozitiv, a ten gelyszög változó, rendkívül erős a tengelydiszperzió, v i. A tengelyszög változása azt mutatja, hogy változó a vastartalom, tehát ezen mintákban van átmenet az epidot felé.a zoizitot mint

22 bázisos kőzet metamorfizált kőzetféleségének ásványát, vagy kontakt ásványt, esetleg, mint saussuritesedett kőzet ásványát ismerjük. A dorogi terület mintáit alapul véve több diagram segítségével próbáltam tisztázni a származást. Nagyon érdekes a gránát és zoizit összefüggése, melyet a (7) dolgozat 3. ábrája mutat. Határozott genetikai kapcsolat látszik a két ásvány között. Egyetlen zoizites minta sincs, mely tufás ásványoktól mentes lenne. A 6.minta feltűnően kevés gránát mellett viszonylag jelentős zoizitot tartalmaz. Ebben a mintában azonban 90% a tufás magnetit, de jelentéktelen a gránát. Az 53*» 5. és 60. minta egyöntetűen uralkodóan biotitos piroklasztikumot tartalmaz. A következő, szaggatott vonallal j e l zett terület ugyancsak uralkodölag biotitos tufaszórást jelez, egy kivétellel hornblende nélkül. A 42., 43* és 50. pontok kevés magnetitet,sok biotitot és jelentős gránátot tartalmazó piroklasztikumot jelentenek kevés közönséges amfibóllal. A 37., 67., 15.I 39.» 3-, 38* és 49.pontok magnetitben, gránátban gazdag, biotitban szegény tufát mutatnak közönséges amfibol nélkül. A 63., 52.) 57. és 59*pontok tufás ásványaira kis magnetit és biotit tartalom, nagyon sok gránát és viszonylag sok közönséges amfibol jellemző. A 44. és 55. minta nem i l l i k bele egyik mezőbe sem, de ez azzal magyarázható, hogy az egyik erősen pi- rites, a másik nagyon erősen glaukonitos kőzet. Ha a zoizit metamorf lenne, ilyen összefüggések nem állhatnának elő* A kérdés további vizsgálatához még két diagramot készítettem. A (7) dolgozat 4. ábrája a zoizit nélküli minták gránát tartalmát tünteti fel. (Gránát nélküli zoizitos minta nincs.) Csak 13 minta fordult elő, amely 15% feletti gránátot tartalmaz és zoizitmentes.miután a gránát jelentősebb részének piroklasztikus eredete bizonyitást nyert, és a zoizit legtöbb mintában a gránáttál együtt figyelhető meg,ez a második bizonyítékot szolgáltatja arra, hogy a zoizit is tufás eredetű. A (7) dolgozat 5«ábrája a zoizitot a biztosan metamorf epidot, 78

23 andaluzit, disztén, szillimanit és st.aurolit függvényében ábrázolja. Mindössze 19 esetben jelentkeztek együtt (ábrázolható mennyiségben). Ez rendkivül kevés, a pontok szóródásából pedig azt látjuk, hogy nincs párhuzamos növekedés, tehát nincs genetikai kapcsolat a metamorf ásványok és a zoizit között. A fenti összefüggések alapján kénytelenek vagyunk feltételezni, hogy a zoizit is piroklasztikus ásványként került az üledékgyűjtőbe. A bakonyi területen nem adódnak ilyen összefüggések. így a gránát és zoizit közötti kapcsolat nem látszik olyan határozottan, mint az előbbinél. Bár a zoizitos minták mind gránát tartalmúak, de szép számmal fordul elő gránát tartalmú kőzet, melyből hiányzik a zoizit. A minden bizonnyal metamorf eredetű disztén, staurolit, epidot ásványtársaság és a zoizit között nem látszik korreláció. Mindenesetre figyelemre méltó, hogy 9 zoizitos mintában az előbbi metamorf ásványok egyike sincs képviselve. A 94. minta ( l. táblázat), mely a halimbai 855-ös fúrásból származik, rendkivül jellemző példa arra, hogy a nehézásványos összetételből - pusztán az ásványok mennyiségét feltüntető táblázatból - még nem szabad genetikai következtetést levonni. Ez a minta jelentéktelen magnetit, apatit, biotit, disztén és staurolit mellett kloritot (51,3%)» gránátot(20,8%) és nagymennyiségű zoizitot (25,0%) tartalmaz. Tipikusan metamorf eredetűnek tűnik az ásványtársaság, holott az eredeti kőzet meszes kötőanyagú, tufás homokkő. A klorit tufás biotitból keletkezett halmirolitos-epigenetikus átalakulás során, a gránát ugyancsak vulkáni szórt anyag. ' Ez egyúttal a bakonyi területen az egyetlen minta, melyben a zoizit minden kétséget kizáróan vulkáni eredetű, hiszen bármely metamorf kőzet lepusztitásakor ilyen nagymennyiségű zoizit mellett a kisérő ásványoknak is nagy mennyiségben kellett volna eljutniuk az üledékgyüjtőbe.

24 A legtöbb tufás mintában jelentkezett közel idiomorf kvarc, sok mintában felismerhető volt a dihexaéderes forma, vagy ennek magmás rezorbcióval sima, tojásalakúra gömbölyített változata. A tufaszórásból eredő kvarcszemcsék feltűnően viztiszták, még zárványok előfordulása esetén is. Gyakoriak az ásványi zárványok. Ritmusos növekedést is meg lehetett figyelni; egy prizma és romboéder kombinációjú, karcsú kvarckristály továbbnőtt zömökebb, majd harmadszor még zömökebb kristállyá. Az optikai orientációban 0,5 eltérés teszi ezt észrevehetővé. Egyik mogyorósbányai fúrás minden mintájában olyan tömegben jelentkeztek oszlopos turmalin zárványok, hogy a kvarc a nehézásványok között vált le. Egy solymári mintában plagioklász ikerkristály volt látható zárványként. Mindenütt az erősen tufás kőzetekben lehetett megfigyelni azt a jelenséget, hogy a viztiszta, esetleg idiomorf kvarckristályok keresztezett nikolok között nem oltottak ki, interferenciaszínük változott. Bár ezt a jelenséget elsősorban az unduláló k i olt ású metamorf kristályoknál, ritkábban a telérkvarcnál, vagy üregekben fennőtt kvarcnál észlelik, i t t az emiitett keletkezés közül egyik sem jöhet szóba. Ugy látszik a kristálytufa keletkezésénél is fellépnek olyan, pontosan még nem tisztázott tényezők, melyek zavart kristálynövekedést és ennek következtében az emiitett optikai viselkedést okozzák. Lehet, hogy a fent lei r t, nem teljesen azonos optikai orientációban történt továbbnövekedés nem ritka a magma feltörésénél és ez okozza a rendellenes optikai viselkedést.

25 a/ Tufaeredetü fölapátok Általában viztiszták, néha ikerlemezesek a kristályok, gyakoribb azonban az a jelenség, hogy keresztezett nikolok között forgatva a tárgyasztalt, nem oltanak ki a szemcsék, hanem az emiitett kvarckristályokhoz hasonlóan változtatják interferenciaszínüket. A tárgyasztallal párhuzamos ikerösszenövési sik o kozhatja a' fenti jelenséget. Sok viztiszta, tufás földpát kétoptikai tengelyű pozitiv, közepes tengelyszögü, nagyon erős keresztezett diszperziót mutat, V ^ i. A földpát és amfibol későbbi, beható optikai vizsgálatának eredményétől remélhető az egyes tufás szintek időbeli és térbeli szabályszerűségének kideritése. Az univerzal-asztallal végzett, tájékozódó jellegű mérések során a tufás rétegek jól elkülönültek a földpátok anortit tartalma szerint. Az ikertörvények azonban hasonlóak a különböző mintákban. b/ A miocén homokkő összlet földpátjai A miocén glaukonitos homokkő összlet minden mintájában jelentős a földpát mennyisége, nagyon gyakoriak a több mm átmérőt is elérő idiomorf kristályok, Uralkodólag káliföldpátot, kevesebb keskeny ikerlemezes plagioklászt lehetett megfigyelni. Gyakori a zöld festődés, mely a hasadási sikok mentén beszivárgott ol datból, vagy kolloid-oldatból történt kiválás, Epigén átalakulás a földpát krictályok szericitesedése, karbonátosodása és kaolinitesedése is. Ritkább a kovásodás. Az előbbi átalakulások epigén volta nemcsak Löldtani analógiák alapján állitható, hanem közvetlen megf ^ r^cl^i-ek.ilapj' i. Nógrádme-

26 gyer, Kishartyán, Sósiiartyán környékén inkább szericitesedés, Istenmezeje környékén pedig a földpátok karbonátosodása jellemző. A földpát-kristályok univerzal asztallal történt behatóbb optikai vizsgálata útján kívántam eldönteni az allotigén ásványok származását. A (31) dolgozat 2. ábrája tünteti fel a Magyargéc, Nógrádmegyer, Kishartyán, Sóshartyán, Ságújfalu körüli mintavét e l i területeket. Az I. területről származó minták sok káliföldpátot és kevés plagioklászt tartalmaztak. A káliföldpátokon ikerösszenövés nem fordult elő, egy részük ortoklásznak, egy részük mikroklinnak, a tpbbi pedig ortoklasz és mikroklin közötti átmenetnek bizonyult. A plagioklász szemcsék poliszintetikus ikertagjainak a- nortit tartalma 23-30% között változott. A I I. mintavételi területről gyűjtött mintákban a földpátszemcsék zöme ikerkristály, de egy kivételtől eltekintve káliföldpátnak bizonyultak. Manebachi,-karlsbadi és jobb bavenol ikertörvényt lehetett meghatározni, A mikroklin kristályok a j e l legzetes albit+periklin törvényt mutatták. A Nógrádmegyertől északra fekvő I I I. területről egyetlen plagioklász szemcsét mértem, melynek albit-ala komplex ikertörvény szerint összenőtt ikertagjai 30%, 32% és 29% anortit tartalmúak voltak, A többi kristály ortoklásznak és ortoklász-mikroklin közötti átmenetnek bizonyult, A IV. területről vett minták az uralkodó káliföldpát mellett és két mérhető plagioklászt tartalmaztak. A "tartan" ikerrácsozat nem volt megfigyelhető. A kisszámú plagioklász kristály albitala és aklin = komplex manebach-ala törvény szerinti iker, melyek anortit tartalma 30% körüli, egy esetben 23 és 25%. Kishartyántól északra, az V, mintavételi területről származik több olyan kőzet, melyben az előbbiekhez hasonlóan kizárólag káliföldpátot találtam. Ezek között manebachi iker is előfor-

27 dult. A VI. mintavételi területről is uralkodólag káliföldpátok kerültek elő. Kevés esetben és különböző területekről származó mintákban megfigyelhető volt olyan ikerképződés, melynél az összenövési sik az (100) laphoz esik közel. A hibaháromszög középpontjától 90 ra eső összenövési sik póluspont párhuzamos, vagy komplex iker törvényre utal, Burri, C ben publikált munkája nyomán (8) ezek az ikerkristályok X-karlsbad = aklin B törvény szerint képződtek, A Szilaspogony közeléből származó minták sok káliföldpátot tartalmaztak, ortoklászt, ortoklasz és mikroklin közötti átmeneti kristályt és több mikrokiint. A mikroklinon sem ikerrác sozatot, sem egyetlen törvény szerinti összenövést nem lehetett megfigyelni, Az istenmezejei mintában szintén' csak káliföldpátot észleltem, közte ikerképződés nélküli mikrokiint. Egy nagyobb földpátkristályban alaktalan kvarcszemcse helyezkedett el. A földpátkristályok kristálytani állandóihoz viszonyított optikai orientációit meghatározva, az alábbiakban összefoglalt megállapításokat tehetjük: A nagykiterjedésű földtani képződmény különböző térbeli pontjairól származó kőzetminták földpátjai között nem található f i gyelemreméltó különbség, a következtetések az egész képződményre érvényesek. A földpátok között a káliföldpátok uralkodnak, a plagioklász mindössze 17%. A káliföldpátok túlnyomó része nem ikerkristály. Az Ikerösszenövés nélküli szemcsék között ortoklasz, kevés mikroklin és a kettő közötti, átmeneti rendezettségü szerkezet található, A mikroklinnak ez a megjelenése ritkaságnak számit. Ezen tipusnál az optikai orientációt csak a hasadási irányokhoz lehetett v i szonyítani, a kiértékelés a Nikitinidiagramon történt. /(7)dolgozat 3. ábra.)

28 A mikroklin ikerrácsozat megjelenése könnyen mérhető és értékelhető alhit+periklin ikertörvény szerinti összenövést jelent. Ennél a megjelenésnél az összenövési sik póluspontjai a Nikitin diagramon is egyértelműen a mikroklin póluspontjaihoz esnek közel. Az ortoklasz kristályok között ritka az ikerképződés, elvétve található karlshadi, manebachi és jobb bavenoi iker. Ezért meghatározásuk - e kivételes esetektől eltekintve - a hasadások alapján és a Nikitin diagram segítségével történt. A mikropertites*szételegyedést inkább az ortoklasz,mint a mikroklin kristályoknál lehetett megfigyelni, Antipertit nem mutatkozott és ez a genetikai meggondolások álapján érthető, Áz ortoklasz, mint alacsony hőszintü káliföldpát, nagy mélységben, lassan lehűlő tömeg kristályosodására utal. A pertites szételegyedés is bizonyítja,hogy elegendő idő állt rendelkezésre az alacsony hőmérsékleten stabil káliföldpát szerkezet kialakulásához. A mikroklin savanyú metamorf kőzet elegyrésze lehetett, vagy a gránit,esetleg granodiorit ortoklasz kristályaiból keletkezett. Ez utóbbit bizonyltja az ortoklasz és mikroklin közötti átmeneti kristályok, a középmikroklinok sokasága. A rendezettségre törekvés és ennek fokozatos megvalósulása az időtényezőnek, vagy a savanyú magmás kőzetet ért tektonikai hatásnak köszönhető, Wenk, H,E.E, vizsgálatai a legújabb eredményeket szolgáltatják a káliföldpátok trinklinizációjának fizikai - kémiai-geológiai feltételeihez (48), Az ő adataira támaszkodva állapithatjuk meg, hogy a vizsgált földpátok anyakőzete, a gránitpluton lehűlése, a nagy hőmérséklet/idő gradiens az ortoklasz keletkezésének kedvezett. A kis hőszintü, de a Si/Al eloszlása szerint eléggé rendezetlen ortoklasz szerkezet ionmigrációval fokozatosan rendezettebbé, azaz egyre növekvő triklinitású földpáttá, szélső esetben teljes mikroklinná alakult. Ennek a folyamatnak az időtényezőn kivül a megfelelő hőmérsé'k- 84

29 l e t i és nyomásviszonyok is kedveztek. Nagy felmelegedés nem érhette a gránittömeget, mert az ismét a rendezetlenebb szerkezetnek kedvezett volna. Wenk, H.B.E. (48) 500 C-rban adja meg a határt. Az alpi hegységképződés övébe eső, de kisebb tektonikai igénybevételnek kitett területen - a Kárpátok szegélyéhez közel - a megfelelő nyírófeszültség nagy volt, de a gránittömeg hőmérséklete nem emelkedett jelentősen. A 17% plagioklász mind komplex ikertörvény szerint összenőtt ikerkristály,normál és parallel ikertörvényt nem találtam. Legtöbb az albit-ala komplex törvény szerinti iker, de az ala = komplex manebach-aklin és az aklin= komplex manebach-ala is e lőfordul. A plagioklászok anortit tartalma 23-32%-ig változik. Zónás plagioklász a kevés tufás szint kivételével nincs és ez egyértelművé teszi a származást. Mirmekitet nem lehetett megfigyelni, holott ez éppen a földpát anyakőzetének típusára, gránitra, gneiszre jellemző. Törmelékről lévén szó, a mirmekites kvarc és földpát különálló szemcsék formájában is érkezhetett volna az üledékgyüjtőbe. Ezzel azonban nem lehet megmagyarázni a mirmekit teljes hiányát, ilyen nagyszámú csiszolat vizsgálatakor kellett volna jelentkeznie, ha előfordul az anyakőzetben. Hiányát azzal magyarázom, hogy a gránit földpátjai a gránitpluton keletkezésekor képződtek, nem érte a gránittömeget későbbi kálimetaszomatózis. A (7) dolgozat 3. ábráján, a Nikitin diagramon feltüntetett pontok jó áttekintést nyújtanak az egész összlet földpátjairól. A pontok három területen sűrűsödnek. Jelentős része az ortoklasz és mikroklin (OOl) síkjának póluspontjai köré tömörül, a ß optikai szimmetriatengely döféspontja közelében. A másik csoport a f optikai szimmetriatengely közelében helyezkedik el, az ortoklasz és mikroklin (OIO) lapjainak póluspontjai között. E- zen a területen, a ^ mentén helyezkednek el a 23-32% anortit tartalmú plagioklászok is.a harmadik csoport az et optikai szimmetriatengely közelében tömörül.

30 A mért 2 Y értékek olyannyira szórnak, hogy a mérés pontosságát nem találom kielégítőnek, és ezt elsősorban az ikerrácsos és pertites szerkezet zavaró hatásának tulajdonítom. 13. GLAUKONIT a/ Ásványt jelöl e a glaukonit név? A klasszikus irodalom több recens előfordulás ismerete ellenére különleges képződménynek tartja a glaukonitot és mint az e- gyetlen tengerben keletkezett szilikátot tárgyalja. Az utóbbi évtizedekben az egyre pontosabb kristályszerkezeti vizsgálatok műszeres és tudományos feltételeinek megteremtésével ismét az érdeklődés homlokterébe került a glaukonit. Első és legfontosabb kérdésként az merül f e l, hogy ásvány-e a glaukonit, és ha igen, meg kell állapítani az ásványtani j e l lemzőit, elsősorban a kristályszerkezetét. Az agyagásványok megismerésének előrehaladásával a glaukonit elvesztette különleges, kitüntetett helyzetét, mert mind szerkezetileg, mind genetikailag jól beilleszthető az agyagásványok körébe, A földtani korhoz, vagy időszakhoz kötött megjelenés régebbi állítása is megdőlt. Az újabb szemléletű glaukonitkutatás eredményeként a "glaukonit" ásványnév jogosultsága megerősítést nyert, ásványtani adatai ismertek, mégis nehéz eldönteni egy adott lelőhely glaukonit járói, hogy ásvány-e, és megegyezik-e az irodalomban ismert ásvánnyal, A terepi geológus sokszor glaukonltnak gondol olyan zöld szemcséket, melyek különböző agyagásványok keverékei* Ez a probléma nemcsak külföldi szerzők (10) munkáiból ismert, hanem előfordult hazai glaukonitjaink esetében is. Mivel e kérdés eldöntése csak röntgenelemzés és vegyelemzés segítségével történhet, szeparálási nehézségek miatt egyes esetekben meg kellett maradni a külső analógiákra támaszkodó feltevéseknél*

31 A Bakony-hegység eocén rétegeihői a terepi geológus által leirt glaukonitos mészkő és márga rétegek röntgendiffrakciós felvétele legtöhh esetben nem mutatott glaukonitot (pl. Nyirád-medence fúrásai). Gélszerű, rosszul kristályosodott agyagásvány jelentkezett, egyes esetekben a kaolinithez, más esetekben a montmorillonithoz közeli reflexiós vonalakkal, vagy kaolinit és i l l i t közötti átmeneti szerkezettel. Ezekben a mintákban a K-tartalom kisebb, mint a típusos glaukonitot tartalmazókban. A balinkai 223-as fúrás 133»5 m-ben harántolt glaukonitos, homokos márgájában lévő 2 cm-es, glaukonitszerű lencse vegyelemzése és röntgenelemzése nem glaukonitra, hanem montmorillonitra utal. Feltételezhető, hogy a ki nem preparálható, agyagásványszerü és köbéiként jelentkező, világoszöld-szinü, halmazpolarizációs a- nyag is ilyen, vagy hasonló kémiai összetétellel rendelkezik. Ezt a feltevést igazolják a röntgenfelvételek is, melyek nem mutatnak illitszerü szerkezetet. Tehát ez a zöldszinü, kolloid oldatból rosszul kristályosodott, kaolinit, Vagy montmorillonit szerkezetté rendeződő anyag nem tekinthető glaukonitnak. Hasonló nehézség adódott egy szilaspogonyi homokkő zöld szemcséinek meghatározásában. A kiválogatott szemcsék röntgendiffrakciós felvétele két esetben kvarcból és földpátból álló kőzet vegyi átalakulása útján keletkezett különböző agyagásványokat mutatott. Egy esetben pedig glaukonit határozható meg röntgenelemzéssel. b/ Fizikai tulajdonságok A dunántúli eocén rétegekben megfigyelt glaukonitszemesék kerekded, vagy ovális alakúak, egy esetben sokszögletüek voltak. Uralkodólag 0,2-0,6 mm átmérőjűek. Szinük élénkzöld, smaragdzöld, egy mogyorósbányái mintában b*xrjuászöld magot élénkzöld szegély vett körül. Fajsúlya 2,9 g/cm"' körül változik. Halmazpolarizációs,de két esetben nagyobo kris-

32 tályegyénen elsőrendű sárga interferenciaszín volt megfigyelhető. Egy móri mintából származó szemcse elég rossz, de értékelhető tengelyképet adott, mely kétoptikai tengelyű, negativ j e l legű kristályt mutatott. Elvétve kalcedonkéreg, vagy sugarasan kriptokristályos szegély vette körül a glaukonitot. Apatit és földpát zárványok is megfigyelhetők voltak glaukonitban. Az oligocén rétegekből származó glaukonitszemcsék csak abban térnek el az előbbiektől, hogy sötétebb zöldek és szabdalt fe lületűek, gyakran körbefutó, keskeny bevágódások láthatók rajtuk, A'világoszöld foltok és kőbelek nem bizonyultak glaukonitnak. A miocén glaukonitos homokkőben a glaukonitszemcsék egy része sötétzöld, vagy smaragdzöld, kerekded, felületén apró lyukakkal, amelyekben néha csillámfoszlány ismerhető fel. Könnyen szétnyomhatók a szemcsék apró, -lemezes részecskékre. A másik tipus világoszöld, földesebb, agyagásványosabb külsejű. I t t még feltűnőbbek a szemcse felületi mélyedéseiben előforduló csillámfoszlányok, A fajsúly tág határok között változik, 2,70-2,89 g/cm3 fölötti értékig, tehát a fajsúly szerinti elkülönítés nem sikerült, A törésmutató. 1,618-1,630 között változik, Halmazpo larizációt mutat, igy sem pontos kettőstörést, sem tengelyszöget meghatározni nem tudtam, A biotit, klorit és glaukonit mennyiségének meghatározása, a szemcsék megszámolása nagyon nehéz, ugyanis a három ásvány közötti átmenet gyakori. Az üde biotit kevés, a legtöbb biotit szemcse a klorit, vagy glaukonit irányába mutató átalakulás valamely stádiumát képviseli, A sok glaukonitot tartalmazó kőzetek egy része a vizet zöldre festi, és ez a színeződés hetek múlva sem tűnik el, Libor 0, szerint ezt kolloid részecskék okozzák. Sósavban is megfigyelhető a zöld szin,itt azonban kémiai oldás történik, mert ferrovas és ferrivas reakciót mutat az oldat,

33 c/ Vegyi összetétel és kristályszerkezet Pár csepp kénsav jelenlétében a fluorhidrogén teljesen feloldja a glaukonitot. Lúgban az oldódás legcsekélyebb jelét sem mutatja, holott az irodalomban találkozunk olyan adattal, hogy lúgban teljesen feloldódik. Tokodi mélyfúrásból eocén, két egri mélyfúrásból oligocén glaukonitot sikerült szeparálni. A tokodi glaukonit vegyelemzési a- datait összehasonlítva 73» irodalomból ismert elemzéssel (Hendrich - Eoss, Correns, Smulikowski, K., Libor, 0. adataival) a következő különbségek adódnak: Az S10 2 tartalom közel áll az elemzések 47»0-50,5%-os átlagához. Libor, 0. a bakonybéli felső eocén márgában 44% SiO^-t talált. Ugyanakkor az elemzésében rendkivül nagy a CaO és az izzitási veszteség értéke. Ez arra utal, hogy a glaukonitot nem sikerült tökéletesen elválasztania a mészmárgától,igy természetesen az összes adat módosul, és nem lehet összehasonlítani a többi komponenst sem. A tokodi glaukonit AlgO^ értéke nagyon kicsi, az ^e^o^ jó átlagértéket mutat. Az FeO azonban rendkivül nagy, a 73 elemzésből mindössze 6 múlja felül ezt az értéket. A kiugró ferrovas tartalom nem származhat elemzési hibából, egyrészt azért, mert két különböző feltárásból, két különböző módszerrel közel azonos eredményt kaptam, másrészt pedig az elemzés módja nem engedi meg a pozitív, csak a negativ hibát, mert redukciós folyamat nem játszódik le, legfeljebb oxidációs, ami a ténylegesnél k i sebb értéket adhat, A CaO és MgO az átlagnál jóval több, mindössze négy elemzés mutat ennél nagyobb MgO tartalmat. Az Na 2 0 a nagy szórást mutató adatok közül nem ugrik ki. A K^O elég sok, a 73 elemzésből csak ÍJ K-tartalma haladja me^ ezt az értéket, A ferrioxid és ferro- 2 FeO, oxid aránya nagyon kicsi, az oxidációs fok ^ e Q - ^ = 7» 72, a külföldi adatok között cp-ak 9-n^volt ennél kisebb arányszáma,

34 Az egyik egri fúrásból válogatott glaukonit vegyelemzésében az SiC>2 kicsit kevesebb, az Al^O^ több az átlagnál, az Fe 2 0j k i sebb, az FeO pedig nagyobb, A CaO mennyisége nagy, az MgO vi szont jól beilleszthető az elemzések átlagába, MnO-t is tartalmaz, ami egészen kivételes, A kőzetből készült röntgenfelvételen a glaukonit reflexiós vonalai kis intenzitásúak. Az egri Windt téglagyár területén mélyült fúrás szeparált glaukonit jának röntgendiffrakciós felvételét Mihejev, V.l. könyvének adatai alapján értékeltem, A Missouriból és a Leningrádimedencéből származó glaukonittal, illetve a vezuvi szeladonittal összehasonlitva a következő eredmény adódott: A 10,0 2-ös glaukonitcsúcs 2-es, illetve l-es intenzitású az irodalomban. Az egri glaukonit pedig a szeladonithoz hasonlóan nagy csúcsot ad 10,1 A-nél, A következő kis csúcs 5,02-^es d értéknél figyelhető meg, tehát a szeladonithoz áll közelebb, A 4,54 es csúcs szintén a 4,52-es szeladonit csúcshoz esik közelebb, és intenzitása is sokkal nagyobb, mint a glaukonit csúcsoké, A 4,37-es d érték a leningrádi szilur glaukonithoz hasonló, de intenzitása nagyobb. A 4,18-as érték a szeladonithoz, a 3,63-as elnyújtott csúcs intenzitásában a szeladonithoz és a missouri glaukonithoz hasonlóan jelentkezik, A 3,08 intenzitásában a glaukonithoz áll közelebb. Több kisebb csúcs után a 2,588 d értékű csúcs nagy intenzitású, de ez mind a glaukonitnál, mind a szeladonitnál erős, A 2,485-ös kis csúcs csak a szeladonithoz áll közelebb. Tehát a röntgendiffrakciós felvétel d értékei szerint az egri glaukonit szerkezete közelebb áll az irodalomban ismertetett vezuvi szeladonithoz, mint a missouri és leningrádi glaukonithoz. Ez az egri glaukonit fizikai tulajdonságaiban nem hasonlít a Salgótarján környékihez, külsőre és vegyi összetétel tekintetében a tokodi eocén glaukonithoz hasonló, A két egri fúrásból származó ásvány vegyi összetétele meglehetősen eltér egymástól, a K 2 0 mennyisége azonban közeli érték, A különböző parttávol-

35 ságból adódó különböző szemnagyságú és ütemű üledéklerakódás Is okozhatott eltérést a kémiai összetételben, hiszen a durvábbszemű üledékben a mozgó viz utólagos változást is okozhatott, A háromféle szeparált glaukonitból készült kémiai elemzés alapján megpróbáltam következtetni a szerkezetre (8. táblázat). Arra nem volt mód, hogy ugyanazon glaukonitból készült röntgenelemzés alapján számítsuk ki és állapítsuk meg a szerkezetet,de a kémiai összetételt összevetve az irodalmi adatokkal, nincs o- kunk kételkedni abban, hogy a szerkezet is azonos az irodalomban ismertetett glaukonit szerkezettel. Berry, L. G, - Mason, B. ásványtan könyve és Grim, B. ásványtani könyvének szerkezeti a- datai alapján történt az adatok értelmezése. Az 1. glaukonit mintában (8. táblázat) a Si.Al = 7*4*1, tehát sokkal kevesebb az AI, mint a muszkovitban, vagy a biotitban. A vegyelemzés adatai közül a P^^-tel apatitot számoltam, a +H 2 0-t pedig az izzitási veszteség és a -H 2 0 ismeretében számítottam. Az izzitási veszteségből levonva a -H 2 0-t és hozzáadva a 2FeO ^ Fe 2 0^ oxidációból keletkező súlytöbbletet, megkaptam a +H" A glaukonit összetevőinek súlyszázalékából a- tomszázalékot, ebből atomkvocienst, majd ionszámot számoltam. Végül 12 JO+/OH/J anionbázisra történt a kationok megadása. A tetraéderes környezetben mindössze 0,42 Al helyettesit Si-t, viszont több az AI, mint amennyit az oktaéderes pozíciókban ülő kétértékű kationok (0,75) kompenzálása a tetraéderes környezetben Si helyettesítéssel megkövetel (0,58 Al-t helyettesit Si), A 12-es környezetű, rétegközi kationok száma 0,83, ezek vegyértéke 0,92, tehát sokkal több, mint amennyi a Si Al-mal való helyettesítése miatt szükséges. Az oktaéderes koordinációban lévő ionok száma 1*82, nem éri el a dioktaéderes szerkezet követelte 2,00-t. A vegyérték 6,00 helyett 4,71, és ezt a hiányt a K+Ca sem tudja kompenzálni. A 2. glaukonit minta (8. táblázat) oktaéderes környezetű kat-

36 ionjainak száma 12 [O+/OH/] anionbázisra 1,84, de ezek között több az AI, mint az előző esetben. Az elektrosztatikus egyensúly számításánál itt is hiány mutatkozik a pozitiv töltésekben. A 3. glaukonit minta vegyelemzésekor meghatározták a +H 2 0-t, igy a számitásnál kisebb a hibalehetőség.ennek ellenére a kris tálykémiai összetétel nagyon hasonló az előbbiekhez (8. táblázat). A tetraéderes Si-Al helyettesítés 0,45, az oktaéderes környezetű ionok száma 1,89, a rétegközi,12-es környezetű ionoké 0,63. A tetraéderes környezetű Al számát meghaladó rétegközi ionszám (K, Ca, Na), az irodalom (14) szerint jellemző a glaukonitra, tehát a fenti három minta nem mond ellene a glaukonit összetétel ezen követelményének, A K mennyiségének alsó határát (14) 1/3-nak adják meg, mindhárom fenti minta K tartalma messze meghaladja ezt az értéket, tehát ezen kritériumnak is megfelel. Az (OH) ion mindig 2,00 feletti, rendre 2,82, 2,60 és 2,85. Az oktaéderes környezetű kationok pozitiv töltéseiben mutatkozó hiány is mindhárom mintánál közeli érték. Az elektrosztatikus egyensúlynak ez a látszólagos hiánya azzal magyarázható, hogy a vegyelemzéssel meghatározott +H 2 0 nem lehet teljes egészében szerkezetileg kötött (OH) ion. Az egyik lehetőség az, hogy az (OH) mellett H 2 0 is résztvesz a szerkezeti felépítésben; a másik feltevés szerint az adszorbeált viz egy része nagyobb hőmérsékleten távozik el (14). Az irodalomban a H 2 0 bizonytalansága miatt annak figyelmen kivül hagyásával történik a kristálykémiai összetétel számitása. Tehát az eocén és oligocén szeparált glaukonitszemcsék nemcsak fizikai tulajdonságaikban, hanem kristálykémiai szempontból is nagyon hasonlók. Egy baünkai glaukonitos márgának oldási maradékát vegyelemezve is történt kristálykémiai számitás (8, táblázat, 4, minta), i t t azonban fennáll annak lehetősége, hogy a 10%-os sósav megtámad-

37 hattá a glaukonitot. Mivel az integráláskor (2. táblázat, Ba 224, 327,1-530» m ) összesen 0,9% földpátot,-kvarcot és szines szilikátot találtam, ezeket elhanyagoltam. Ennek a mintának rendkivül kicsi volt az Al tartalma. Tetraéderes.kötésben nincs is Al, csak Si, ennek ellenére 0,61 a 12-es környezetű kation. Az oktaéderes környezetű kationok száma még kisebb, mint az előző mintáknál, A rétegközi kationok száma a- lapján ez a minta is glaukonitnak minősült. Egy balinkai mészmárga mintában 2 cm-es, zöldszinü agyagásvány lencsét lehetett megfigyelni, melynek fizikai tulajdonságai a glaukonitéval egyeztek. Kristálykémiai képletében a Si:Al - 3,4:0,6, az oktaéderes kötésű ionok száma 1,51. A kis K tartalom és a nagy Al tartalom szerint ez az anyag nem lehet glaukonit, hanem montmorillonit, A röntgenelemzés is montmorillonitnak mutatta ezt az agyagásványt. Az oktaéderes pozíciókban a vas és magnézium helyettesítések a tiszta montmorillonittói a nontronit és szaponit irányába mutató eltérést jelentenek. Az illitszerű, vagy montmorillonitszerű kristálykémiai összetételtől való eltérés tendenciája egyezik az előző mintákéival, de az eltérés i t t a legnagyobb, A 2. táblázat Ba ,5-199,5 m jelzésű mintája volt az e- gyetlen eocén tufit minta, melyben nagymennyiségű "glaukonitot" is meg lehetett figyelni mikroszkóppal, A röntgenelemzés azonban csak'montmorillonitot mutatott, glaukonitot nem, d/ Glaukonit-szeladonit kérdés' A vizsgált glaukonitok a röntgenelemzés és vegyelemzés alapján némely szeladonitra emlékeztetnek. A glaukonit és szeladonit hasonlóságával, illetve különbözőségével foglalkozó viták nem tekinthetők lezártnak, A legtöbb ásványtan könyvben, mint két különböző ásványfajjal találkozunk, melyek összetétele és f i z i kai tulajdonságai többé-kevésbé hasonlók.

38 Strunz, H. szerint (37) a vegyi összetétel különböző, a szeladonit kevés Al-t,a glaukonit pedig többet tartalmaz. Ramdohr,P» (33) hasonló vegyi összetételűnek tartja a két ásványt. Berry, L.G. - Mason, B. szerint (3) a kémiai összetétel és a szerkezet azonos, csak a keletkezés különböző. A magyarországi glaukonitok vizsgálata az utóbbi véleményt támasztja alá. A röntgenfelvétel alapján a két ásvány szerkezete lényegében a- zonos, illetve azonos tipusú kristályrácsban az egyes pozíciókban ülő elemek kisebb minőségi és mennyiségi változása a rács méreteinek kisebb változását vonja maga után. A hazai glaukonitok vegyelemzésén kivül Smulikowsky, K. (j>6) nagyszámú vegyelemzése és egyéb irodalmi adatok alapján azt mondhatjuk, hogy a kémiai összetétel tág határok között változik. Az egyes glaukonitok közötti vegyi különbözőség nagyobb, mint a glaukonitként és szeladonitként leirt ásványok között. Smulikowsky, K, vegyelemzései között nem egyet találunk, melynek Al-tartalma kisebb,mint a szeladonité. Vagyis a két ásványt kémiai összetétel alapján elkülöníteni nem lehet. Genetikai a- lapon sem mindig könnyű határt vonni a két ásvány között (24). I I I. A GLAUKONIT KELETKEZÉSE 1. A HELYBEN KELETKEZÉS KÉRDÉSE A különleges képződésünek tartott glaukonit viszonylag gyakori megjelenését allotigén módon, azaz glaukonitos üledékek mállási maradékának áthalmozásával könnyebb lenne magyarázni. Ezt azonban a megfigyelések és részletes vizsgálatok kizárták. A vizsgált magyarországi kőzetek glaukonitja kivétel nélkül autigén. Egyértelmű a keletkezés azoknál a kőzeteknél, ahol a glaukonit ásványszemcséket vesz körül, vagy az ásványszemcsék felületéhez simuló biotit egyes részei alakultak át glaukonittá.

39 A tipusos glaukonit kerekded szemcséi viz útján történt szállítást bizonyíthatnának. Ezeknél a szemcséknél azonban kivétel nélkül megfigyelhető az autigén keletkezést mutató szemcsenagysági eloszlás* A szemcseeloszlási görbék (2/A és 2/B ábra) igazolják azt a törvényszerűséget, hogy a sok glaukonitot tartal mazó kőzetekben a glaukonit a törmelékes ásványszemcséknél nagyobb szemnagyságban dúsul. A glaukonit tartalmat levonva legtöbb esetben a kisebb szemnagyság felé tolódik el a maximum. A kvarchoz közeli fajsúlyú, izometrikus glaukonitszemcséknek áthalmozás esetén az adott üledék törmelékes kvarc, földpát szemcséivel azonos szemnagyság! tartományban kellene leülepedniük. Ez az egyik bizonyíték, hogy a glaukonit és kvarc nem le hetnek együtt szállított és leülepedett ásványok. A másik bizonyíték az ásványok mennyiségi arányából adódik. A mechanikailag kevéssé ellenálló glaukonit sok esetben az ellenálló kvarc, gránát, magnetit stb. együttes mennyiségénél sokkal több, és e tényből következtetve a lepusztitási területre, valószínűtlen kőzet valószínűtlenül nagy elterjedését kellene felt étéleznünk. 2. A GLAUKONITKÉPZŐDÉS KIINDULÁSI ANYAGA a/ Biotit és amfibol átalakulásából A biotitból történt glaukonitképződés a Salgótarján környéki glaukonitos homokkőben fokról-fokra követhető. I t t viszont f e l merült az a kérdés, hogy az átalakulás iránya nem a biotit felé mutat-e. A biotit kristályokban megjelenő glaukonit gócok és a kőzet szöveti képe a biotit elsődleges előfordulását igazolják. A biotitra jellemző zárványok a már teljes egészében glaukonittá alakult szemcsében is előfordulnak. A kőzetek ásványos öszszetétele és a ritkán, de alőforduló biotitot kőzettörmelékek azt bizonyítják-, hogy a biotit nem epigén, hanem a többi törmelékes ásvánnyal együtt került az üledékgyüjtőbe. A glaukonitban felismert ásványi zárványokat döntő bizonyiték-

40 2/A ábra: Szemcseeloszlási görbék Fig. 2/A: Curves of the distribution of granulation. 1. Úrkút 159. sz. fúrás, 136,10 m. Mészkő oldási maradékának szemcseeloszlása. - Úrkút, deep-boring 159, 136,10 m. The solution residue of limestone. 2. Az 1. minta oldási maradékának szemcseösszetétele a glaukonit-tartalom nélkül. - The solution residue of sample 1, without glauconite. 3. Tatabánya II63. sz. fúrás, 21,5-21,8 m. Mészkő oldási maradékának szemcseösszetétele. - Tatabánya, deep-boring II63, 21,5-21,8 m. Solution residue of limestone. 4. A 3. minta oldási maradékának szemcseösszetétele a glaukonittartalom nélkül. - The solution residue of the sample 3» without glauconite. 5. Bókod I388. sz. fúrás, 20,7-23,3 m - Mészkő oldási maradékának szemcseösszetétele. - Bókod,deep-boring I388, 20,7-23,3 m. The solution residue of limestone. 6. Az 5. minta oldási maradékának szemcseösszetétele a glaukonittartalom nélkül. - Solution residue of the sample 5, without glauconite. 7. Demjén - Szomolya 16. sz, fúrás, 210,0-214,6 m. Iszapolási maradék szemcseeloszlása. - Demjén-Szomolya, deep boring 16, 210,0-214,6 m. The residue of sluicing. 8. A 7. minta szemcseeloszlása glaukonittartalom nélkül. - The residue of sluicing of the sample 7 without glauconite. 9. Demjén-Szomolya 1. sz. fúrás 94,1-100,3 m. Iszapolási maradék szemcseeloszlása. - Demjén - Szomolya, deep-boring 1, 94,1-100,3 m. The residue of sluicing. 10. A 9* minta szemcseeloszlása glaukonittartalom nélkül. - The residue of sluicing of the sample 9, without glauconite.

41 9. 10.

42 2/B ábra: Szemcseeloszlási görbék. Fig. 2/B: Curves of the distribution of granulation. 11. Demjén-Szomolya 4. sz. fúrás. Iszapolási maradék szemcseeloszlása. - Demjén-Szomolya, deep-boring 4. The residue of sluicing* » minta szemcseeloszlása glaukonittartalom nélkül. - The residue of sluicing of the sample 11, without glauconite. 13. Demjén-Szomolya 5.sz.fúrás, 95,0-99,5 m. Iszapolási maradék szemcseeloszlása. - Demjén-Szomolya, deep-boring 5, 95,0-99,5 m* The residue of sluicing. 14. A 13. minta szemcseeloszlása glaukonittartalom nélkül.- The residue of sluicing of the sample I3, without glauconite. 15. Demjén-Szomolya 5«sz. fúrás. Mészmárga oldási maradékának szemcseösszetétele* - Demjén-Szomolya, deep-boring 5. The solution residue of calcareous marl. 16. A 15. minta oldási maradékának szemcseösszetétele a glaukonittartalom nélkül. - The solution residue of the sample 15, without glauconite. 17. Eger, 2. sz. fúrás. Iszapolási maradék szemcseösszetétele,- Eger, deep-boring 2. The residue of sluicing. 18. A 17. minta szemcseösszetétele glaukonittartalom nélkül. - The residue of sluicing of the sample 17, without glauconite. 19. Egri felszini minta iszapolási maradékának szemcseösszetétele* - The residue of sluicing of a sample from Eger, 20. A 19. minta szemcseösszetétele glaukonittartalom nélkül, - The residue of sluicing of the sample 19, without *glauconite.

43 19. 20

44 nak tartom a biotitból (vagy más, magmából származó anyagból) történt átalakulás mellett. Ebhez azonban meg kell cáfolni a jelenség egyéb magyarázatát. Magnetit, apatit és földpát zárvány az adott ásványegyüttesen belül csak a biotitban fordul e- lő. Ha kolloidális kiválásinak tételezzük fel a glaukonitot, és belsejében az emiitett zárványokat nem zárványként, hanem körülölelt szemcsékként fogjuk fel, rögtön felvetődik a kérdés, hogy miért nem a legnagyobb számban előforduló ásványszemcsét,a kvarcot vette körül. A földpát még magyarázható gyakorisága a- lapján, de az apatitnak és magnetitnek a kvarchoz viszonyított kis mennyisége ezt egészen valószínűtlenné teszi. Nem egyetlen fajta ásványi zárvány figyelhető meg, igy nem gondolhatunk arra, hogy annak felületén a megfelelő mikrokémiai feltételek mellett csapódott ki a glaukonit. A biotit > glaukonit átalakulás menete a következő: 1. A kiindulási anyag üde, barna, vagy vörösbarna biotit másodrendű interferenciaszínnel, éles tengelyképpel, kis tengelyszöggel. 2. Ebből zöld, lemezességét megőrző biotit lesz, az előbbihez hasonló optikai tulajdonságokkal, 3. A továbbiakban a zöld, lemezes szemcse kezd megduzzadni és a lemezek közötti hasadások mentén,valamint a felületen megindul az agyagásványos bomlás. A lemezes, zöld biotit felduzzadásakor előfordul, hogy kis foltokban megmarad a csillám, i t t kisebb mértékű a duzzadás, igy keletkeznek a glaukonit felületén lévő lyukak, melyekben csillám ül. 4. Halmazpolarizációs, kerekded glaukonitszemcse keletkezik. A vizsgált glaukonitokban, a biotitból történt átalakulással számolva, a két ásvány vegyi összetételének összehasonlításakor legszembeötlőbb változás az SiC^ növekedésében észlelhető.tehát az átalakuláskor a biotitból az SiCv^-n kivüla legtöbb komponens egy része eltávozott, de az Al ból távozott a legtöbb. A K-ból az Al-nál kevesebb, az összvasból Is kevés ment el, de a ferro vas nagyrészt ferrivé oxidálódott.

45 Az irodalomban a glaukonit nagy vas- és kálium-tartaimának magyarázatát jelölik meg az ásvány keletkezésénél a legfőbb geokémiai problémaként. A biotitból keletkezés esetén (a Salgótarján környékinél ez minden kétséget kizáróan bizonyított) nem ebben, hanem az Al eltávozásának okában látom a legfőbb geokémiai problémát. Nem könnyű a magyarázat, mert igaz ugyan, hogy a hőmérséklet csökkenésével a szilikátokban az Al koordinációja nő, és igy a tengerben keletkezett ásványban lecsökken a négyes kör ^ezetü Al száma, de az a kérdés,hogy miért nem marad ugyanott Uatos koordinációban. Miért stabilisabb hatos koordinációban a VES magnézium és kalcium, mint az aluminium, ez a következő kérdés. b/ Vastartalmú oldatból 3 vagy kolloid oldatból törtéit kiválással A szerves vázakat kitöltő, zöldszinü agyagásvány, valamint a szeszélyes körvonalú, zöld foltok oldatból, vagy kolloid oldatból történt kiválás mellett tanúskodnak. Irodalmi adatok szerint (14) laboratóriumi körülmények között is sikerült glaukonitot előállítani kolloid-oldatból* A keletkezésnek ez a módja azonban alárendelt a vizsgált üledékekben. Az igy keletkezett agyagásvány, vagy heterogén ásványegyüttes a legritkább esetben bizonyult glaukonitnak, mint ezt az előzőekben részleteztem. c/ Vulkáni üvegből A vulkáni tufaszóráshoz kapcsolódó glaukonit esetében kevés szemcsét találunk biotit glaukonit átmenetként. Igy ké'iéle keletkezés valószínűsíthető: 1. I t t is biotitból és részben lafibolból keletkezett, de olyan tökéletes volt az átalakulás, hogy csak "íievés mintában látható egy egy átmeneti szemcse

46 2. Nem biotitból keletkezett. a/ Elsőként a kolloid-oldatból történt kiválás merülhet fel. A K-t a tengervízből adszorbeálhatná, mert a K hidratált ionrádiusza kisebb,mint a tengervízben nagy mennyiségben levő Na ioné, amely nem épülhet be a glaukonit szerkezetébe (38). Ezt a kol- loidális kiválást bizonyltja a foraminifera vázakat kitöltő glaukonit. A nagy vastartalom magyarázata kissé nehezebb, éppen a szines szilikátok gyér előfordulása, vagy hiánya miatt ezekben a mintákban. Ez a képződés korlátozottan mindegyik glaukonitos kőzetben előfordul. b/ A másik keletkezés mellett a következő érvek szólnak (de minden kétséget kizáróan nem tudjuk bizonyítani): A glaukonitban legdúsabb minták esetében meglepő volt az a pár glaukonitszemcse, amely nemcsak kis földpátzárványt, hanem e- gyik részén magmás, pontosabban vulkáni kőzet szövetét mutatta. Ugyanúgy meglepő az a tény, melyet dr. Kopek Gábor számos fúrás rétegsorának ismeretében általános törvényként látott, hogy a tufás, vagy tufitos rétegekkel váltakozó felső eocén rétegösszlet alatt nagyon erősen glaukonitos rétegek mutatkoznak. Lehet, hogy semmi összefüggés nincs a két képződmény között, pusztán azt jelenti, hogy a glaukonitképződésnek kedvező földtani időszak után - minden okozati összefüggés nélkül - szakaszos vulkáni tevékenység (talán nagyon távoli) kezdődött. Mivel az Eger. környéki oligocén rétegekben a piroklasztikum és glaukonit együtt fordul elő, nehéz okozati összefüggés nélküli,véletlen jelenségként felfogni. A glaukonitképződés és a későbbi tufaszórás okozati összefüggése magyarázható olyképpen, hogy a vulkáni tevékenységet megelőző, távolabbi preorogén mozgások parteltolódással, süllyedésemelkedéssel úgy változtatták meg a tengert,hogy ott glaukonitképződésre alkalmas fizikai-kémiai viszonyok támadtak. Bár bizonyosnak tartom, hogy volt kolloidális oldatból is kivá- 102

47 lás, valamint lehetségesnek tartom az utóbbi magyarázatot is, mégis felvetődik más megoldás. Á túlnyomórészt szórt vulkáni a- nyagot, pontosabban kristálytufát szolgáltató, - orogén fázissal egybe nem eső - vulkáni tevékenység kezdetén még ki nem kristályosodott anyagot, vulkáni üveget, vagy kriptokristályos anyagot felszínre juttató vulkáni tevékenységből származtatom azokat a szemcséket, melyeknek agyagásványos bomlása a glaukonit kristálykémiai összetétele irányában történt. Mig a savanyú ki' -stálytufa halmirolitos bomlása során montmorillonit keletkezik, a még nem differenciált, intermedier jellegű, elég nagy vastartalmú magmaanyag bomlásának a glaukonitos összetétel felelhet meg. A glaukonitnak ezt a keletkezését a következők bizonyitjákí 1» A glaukonit földpát, apatit és magnetit zárványai. A későbbi kristálytufában éppen ezek az ásványok fordulnak elő nagyobb mennyiségben, 2. Pár glaukonitszemcse egy részén vulkáni kőzet szöveti képe látható. 3. Andezit kavicsban (dudari fúrás) hasonló agyagásványos átalakulás figyelhető meg. 4. A kristálytufát megelőzően jelentkezik, ritkábban azzal e- gyütt. Egyetlen esetben sem fordult elő, hogy ne lehetett volna nyoma vulkáni tevékenységnek a glaukonitos rétegek felett, vagy között. 5. A felrepedező kéreghez hasonló képet mutató szemcsék tömege pl* az egri glaukonitok között* 6. A részletezett 5 glaukonit elemzés rendszeres eltérést mutat mind az i l l i t, mind a montmorillonit kristálykémiai összetételétől. Ha figyelembevesszük is a +^0 körüli bizonytalanságot, még minőig marad eltérés az említett szerkezeti típusoktól. Az Si feleslegben látszik a többi kationhoz viszonyítva, A mikro-

48 szkópi vizsgálat, de főleg a röntgenelemzés azt bizonyitja,hogy nem kvarckristályok szennyezik a mintát. Semmiféle más ásvány nem mutatható ki a glaukonit mellett.ha a glaukonit, vagy montmorillonit reflexiós vonalai jelentkeznek a glaukonitként elkülönített anyag röntgendiffraktogrammján, mindegyik esetben rosszul kristályosodott anyagra utalnak. Egy esetben szeladonit, a többi esetben montmorillonit vonalak elemezhetők a szeparált anyag röntgenfelvételéből. Mindezt bizonyítéknak látom arra, hogy nam kolloid-oldatból vált k i, hanem magma differenciált anyagából keletkezett. A vulkáni kitöréskor ez a Si-ban, Ee-ben gazdag olvadék, vagy oldat a tengerben kis cseppekre válva halmirolitos átalakulást szenvedett. A hirtelen lehűlés az agyagásványok keletkezésének kedvezett, de nem volt tökéletes ez a kristályosodás. 7. A Be, Co, Cr, Mn, Ni, Sn és V jelentkezése a glaukonitban. A Mn és Y az agyagokban erősen feldúsulhat, mégis a nyomelemek alapján magmás eredetre következtethetünk. Ezen a nyomon elindulva kellene további vizsgálatokkal olyan adatokhoz jutni, melyek vagy bizonyítják, vagy cáfolják a glaukonit keletkezésének ezt a módját, Tufit és andezit kavics-minták nyomelemtartalmát megnézve talán fényt lehetne deríteni a dunántúli eocén és egri oligocén glaukonit közötti különbség okára, amely különbözőség a Be, Mn, V tartalomban jelentkezett. Arra nincs adat,hogy szárazföldi, vagy tengeri kitörésből származik a glaukonittá alakult anyag, az andezit kavicsokban észlelt halmirolitos bomlás alapján (nem a kavics felületéhez közel, hanem annak egé3z anyagában) a tengeri kitörés valószínűsíthető. Az egyes mintákban jelentős mennyiségű kova is visszavezethető tengeralatti kitörésekre. 3. A GLAUKONIT ÜLEDÉKKÉPZŐDÉSI PELTÉTELEI Megállapítva,hogy a szines szilikátok a glaukonitképződés alap 104

49 anyagát szolgáltatják a fentiekben részletezett helyeken és rétegekben, felvetődik a kérdés, miért nem tartalmaz glaukonitot számos, szines szilikátban gazdag tengeri üledék. Meg kell vizsgálni a képződés egyéb feltételeit. Az eocén mészkőben, márgában a glaukonit kerekded szemcséket alkotva a CaCO- kicsapódásánál előbb vette fel alakját,mint ezt a szöveti kép mutatja* Tengernek parthoz közeli részén történt a glaukonitképződés, egy esetben pedig deltaüledékben. Ez utóbbinál kevésbé tökéletes a glaukonittá alakulás. A glaukonitképződés hideg tengeráramlatokhoz kötött feltétele nem helytálló. Számtalan bizonyíték van arra, hogy kifejezetten melegvizi fauna életterében és nem annak kipusztulás! övében keletkezett a glaukonit. A Dunántúli Középhegységben nagy-foraminiferás rétegek, az Északkeleti Középhegységben szintén heterosteginás, glaukonitos márgarétegek cáfolják a hideg áramlatok szükségességét. Az oxidációs-redukciós körülmények az élőlények oxigén igényének határain belül változtak, de az átlagnál valamivel redukáltabb környezetet kell feltételezni. Az üledékhézag, vagy lassú üledéklerakódás nem szükséges feltétel, hiszen a salgótarjáni homokkő esetében rendkivül gyors volt az üledéklerakódás. Keletkezése függetle'n az üledék szemnagyságától és a mésztartalomtól is. A szerves vázakat kitöltő glaukonit képződésében a szerves anyag nem alapanyagot szolgáltatott, henem mikrokörnyezetben olyan oxidációs-redukciós viszonyokat és ph-t teremtett,mely az adott környezetben instabilissá vált biotitnak stabilis glaukonitszerkezetté történő átalakulásához a szükséges energiaküszöböt biztosította.

50 A biotit kloritos és glaukonitos bomlásának együttes megjelenése nem ellentmondás, hiszen a tengeri üledékekben a klorit és i l l i t gyakran együtt jelentkeznek, a glaukonit pedig lényegében illit-szerkezet, vagy ahhoz közel áll. A DTA görbe is ez utóbbit igazolja. Egy istenmezeje! glaukonitos mintából válogatott apró szemcsék DTA görbéje C között kisebb, széles endoterm, 550 -nál egészen lapos és C között kicsi, de éles endoterm csúcsot adott. Az egri glaukonit kissé eltér az előbbitől, C között nagyobb, között egészen kis endoterm csúcsot adott. Az első endoterm csúcs az adszorbeált viz eltávozását jelzi, C között a szerkezeti viz távozik el, C között roppan össze a kristályrács. Mindkét görbe az illitre emlékeztet, i l l i t szerkezetű, de rosszul kristályosodott agyagásványt jellemez. A 80% glaukonit +20% meszes anyag összetételű kőzetben a színképelemzés során feltűnően sok nikkel volt. A tengervízből,oldatból, vagy kolloidális oldatból kivált ásvány esetében nincs magyarázat ilyen nikkel tartalomra. Ezt valószínűleg a biotit szemcse hozta magával. A többi színképelemzés is fontos genetikai következtetésekre jogosit (9, táblázat). Az első minta az egri Windt téglagyár területén mélyült fúrásból szeparált glaukonit, a másik kettő pedig dorogi mélyfúrásból származik. Az utóbbiak közül az egyik (2. minta) glaukonitban nagyon szegény mészmárga, a másik (3«minta) ugyanannak a mészmárgának glaukonitban nagyon dús része, E két minta nyomelemtartalmának összehasonlítása csökkenti azt a hibalehetőséget, amely a rosszul szeparált glaukonit "szenynyező" kötőanyagának nyomelemeiből adódik, Igy világosan látható, hogy melyik elemet viszi a glaukonit és melyiket a kötőanyag, jelen esetben a mészmárga, A nyomelemek közül nagy mennyiséget csak a Sr és Ba ér el, melyek közül a Ba csak a mészmárgában dúsul f e l, a glaukonitban egy nagyságrenddel kisebb mennyiségű. A Sr viszont a glaukonit-

51 ban is jelentős, minden bizonnyal a Ca r e j t i. A B kifejezetten a glaukonitban dúsul, a tengervízből' származtatható, esetleg vulkáni tevékenységből. A Cr és Ga a glaukonitban több, mint az anyakőzetben.a Ni-tartalom viszont a mészmárgában sem kevesebb. Meglepő az ón jelenléte, mely kifejezetten a glaukonithoz kötött, és mindkét lelőhelyen azonos. Agyagos kőzetek óntartalma elérheti a 40 g/t-t, igy előfordulhat, hogy a glaukonit, mint üledékes agyagásvány adszorbeálta. A Ti csekélyebb, mint az a- nyakőzetben. Az egri és dorogi glaukonit eltér a Co, Cr, Mn és V tartalomban. Mindegyik emiitett nyomelem az egri glaukonitban fordul e- lő nagyobb mennyiségben, sőt a Mn a dorogi glaukonit esetében valószínűleg a mészmárgában rejtőzik. IV. FÖLDTANI. ŐSFÖLDRAJZI ÖSSZEFOGLALÁS 1. EOCÉN A középső eocén öblökkel erősen tagolt partvonalú tengerében a CaCO^ és csekély mennyiségű CaMgfCO,^ kiválása mellett montmor i l l o n i t, kaolinit és rosszul kristályosodott, nagyobb vastartalmú agyagásvány is keletkezett. A mikrorétegezett és lencsés kőzetek erősebb vizmozgásra utalnak. Az alpi hegységképződés pireneusi szakaszát megelőző vulkáni tevékenységből származó földpátok halmirolitos bontást szenvedtek és agyagásványokká alakultak. Az erősen glaukonitos kőzetek arra engednek következtetni, hogy a kezdeti, tengeri kitörések során uralkodó vulkáni üveg és kevesebb kristály került közvetlenül a tengerbe. Erre utalnak a

52 ködés kezdetén a magmából túlnyomórészt még ki nem kristályosodott anyag került a felszinre, viszont később, a felső eocénben már inkább kristálytufa jutott a vulkáni kürtőből a levegőbe, lehullva pedig egy része a tengerbe. Annak ellenére, hogy a vulkáni tufa nagy távolságokat tehet meg a levegőben, a dunántúli eocén tufavizsgálatok arra engednek következtetni, hogy a kitörési központ közel volt. A Pilis-, Gerecse-, Vértes-hegység medencéiben mélyitett fúrások vizsgálatával (a Bakony-hegységre ez nem vonatkozik) a következő megállapításokat tehetjük: 1. Sztratigráfiailag bizonyíthatóan eocén rétegekben egyidejű vulkáni tevékenység által szolgáltatott piroklasztikum jelentkezett. 2. A kitörés időpontja nem lehetett távolabb 100 km-nél. 3. A piroklasztikum mészalkáli, intermedier - kőzet - jellegű. 4. A sokszor ismétlődő kitörések azonos magmafészekből származhatnak. Egyes erupciók előtt a magma erősebb differenciálódása mehetett végbe. 5. Az apatit, zoizit és gránát rendszeres megjelenéséből arra következtetünk, hogy a vulkáni kitörés mészkő, esetleg dolomit területen történt és ezek az ásványok beolvasztás, illetve kontakt hatás eredményeként jöttek létre. Ilyen módon nem gondolhatunk a Velencei-hegység szubvulkáni andezitjéhez kapcsolódó vulkáni működésre, mert ez a kristályos alaphegység a paleozoikumtól kiemelt helyzetben lévén, a közvetlen környékén nincs mezozóos mészkő, a karbon mészkő távolabb van és kis tömegű lehet. A kitörés helyét a Dunazug-, Börzsöny-, vagy a Selmád-hegység területén valószínűsíthetjük, A nagybörzsönyi eocén vulkánossá-

53 got az újabb irodalom cáfolja, ezt a kérdést további vizsgálatokkal szándékozunk kutatni. A bakonyi terület medencéiből származó piroklasztikum vizsgálata még folyamatban van, de az eddig elvégzett vizsgálatok azt bizonyítják, bogy közel volt a kitörési központ. A Börzsöny- és a Selmeci-begység területéről nem származtatható a piroklasztikum, ugyanis a móri, balinkai, dudari és halimbai tufaanyag különbözik egymástól. A magnetit, apatit, amfibol, biotit relativ mennyiségi különbsége önmagában nem utalhat különböző idejű, vagy különböző kitörési központból származó vulkáni tufára. Viszont az ásványok minőségi, ásványtani jellemzőit illető differenciáltsága az előbbi különbséggel együtt már különböző tufaszórást jelent. Balinkai és halimbai tufás kőzet amfibol kristályainak tengelyszög értékei a két területen különbözők, u- gyanakkor egy mintán belül nem mutatnak nagy szórást az adatok. A földpátok anortit tartalma között is 10% eltérés mutatkozott az egyes medencékben. A földtani megfigyelések a felső eocén ezen rétegeiben folyamatos üledékképződésre utalnak,igy nehéz elképzelni, hogy azonos, távolabbi vulkánból származó, de különböző idejű szórt anyaggal találkozunk az egyes medencékben. Ha nagy távolságról jött a szórt vulkáni anyag, akkor az egymástól 10 km nagyságrendű távolságra eső lelőhelyek mindegyikére el kellett jutnia, és nyomának kell lennie az üledékes kőzetekben, ha ott tenger volt,és ha a későbbi kiemelkedés során nem pusztultak le ezek a rétegek. De éppen ezt bizonyitja a földtani megfigyelés, hogy regressziós és transzgressziós nyomokat nem találunk a rétegösszletben. Igy pedig fel kell tételeznünk, hogy a vizsgált kisebb medencék egymástól való távolságának nagyságrendjénél nem volt távolabb a kitörés helye* A Börzsöny-hegységből nem származhat a vulkáni anyag egyrészt annak nagy távolsága miatt, másrészt a legújabb vizsgálati eredmények szerint az egész hegység miocén vulkáni képződmény. Viszont nagyon jól egyezik a magyarországi, harmadkori vulkáni működésre vonatkozó törvényszerűséggel az a feltevés, hogy kö-

54 zel DNy-ÉK-i vonal mentén, Hahót, Balaton, Velencei-hegység vonalában, az alpi hegységképződés! öv centrumától, annak széle felé nyomuló magma szolgáltatta a vulkáni anyagot (j>2). Andezites összetételű magmára utalnak az ásványok és az andezit kavicsok, mely utóbbiak vulkáni, vagy szubvulkáni kőzet lepusztitásából származhatnak* Az apatit a magma és a mezozóos mészkövek, dolomitok kapcsolatára vezethető vissza. A zoizit kis mennyisége és a gránát korlátozott területi megjelenése azt mutatja, hogy a dorogi tufákhoz hasonló kontakt hatás i t t elmaradt, illetve csak a Dudar környékén előforduló tufa esetében volt jelentősebb. A felső eocén tufás rétegek a Dunántúlon azt bizonyitják, hogy a glaukonitképződésnek szükséges, de nem elégséges feltétele a nagy Vastartalmú, szines szilikát jelenléte a tengerben. Az öblök rosszabb szellőzési viszonyai kedveztek a glaukonit és pir i t keletkezésének. 2. OLIGOCÉN Eger tágabb környékén az oligocén katti emeletében sekély,csendesvizü tenger volt, melynek kismértékű fenékingadozásai okozták, hogy a finomszemü üledék szemnagysága szűk határok között, de sokszor változott. A partoktól távolabb eső tengerbe a metamorf lepusztitási területről származó törmelékből csak kevés jutott el, A tenger oszcillációját a viszonylag közeli vulkáni tevékenység térszinformáló hatása is okozhatta. A szines szilikát és vulkáni üveg a reduktívabb, gyengén lúgos tengervízben glaukonittá alakult. 3. MIOCÉN Az ásványtani vizsgálatok azt bizonyitják, hogy ez a Szécsény- 110

55 tői Istenmezejéig nyomozható, nagyvastagságú összlet egységes, a törmelék származása azonos, sem a lehordási területhen, sem a szállítási irányban nem történt jelentős változás az üledéklerakódás idején. E nagykiterjedésű törmelékes kőzet azonos területről kapta anyagát. Az oligocén végén, vagy a miocén elején Szécsény, Salgótarján, Istenmezejétől nem nagy távolságra, feltehetően 50 km-en belül kristályos masszívum volt a felszínen, melynek lepusztított törmeléke a folyóvizek útján erre a területre került.ez a kristályos masszívum gneiszből, gneiszgránitból és metamorf szegélyből állhatott. A nagymennyiségű káliföldpát szélsőségesen savanyú kőzet lepusztításából származik, mégis a csekély mennyiségű plagioklász 20% feletti anortitot tartalmaz. Ez utóbbi a gránitot szegélyező metamorf kőzetekből is származhat.az irodalmi adatok szerint (35) a gránit és gneisz albitjának anortit tartalmát 20-25%, az 5%-nál kevesebb K-t tartalmazó gneisz anortit tartalmát pedig 25-30%-nak találták. A mért anortit százalékok nagyon jól e- gyeznek az irodalmi adatokkal. E nagyvastagságú és -kiterjedésű glaukonitos homokkő összlet Vadász, E ben közölt véleményével egyezően deltaüledéknek mutatkozott. A legújabb mélyfúrások alapján Bartkó, L. is annak minősítette. Ezen üledékes kőzetben a rétegzettség és álrétegzettség, mint szöveti irányítottság jelentkezik a vékonycsiszolatban. Az üledéklerakódással egyidejű, távoli és csekély vulkáni tevékenység az alpi hegységképződés szávai fázisára tehető. A délre és délkeletre eső terület eocén és oligocén képződményeiből nem találunk törmeléket, ez is igazolván, hogy déli és délkeleti irányból nem volt figyelemreméltó törmelékszállítás. A homokkőben látható nagyszámú törés tektonikai hatásokra A törések csapásiránya túlnyomórészt É-D-i és ÉK-DNy-i. utal.

56 A Vepor-hegységet, vagy annak déli folytatását képező, az o l i gocén végén még felszinen lévő kristályos alaphegység vonulatot jelölhetjük meg lepusztitási területként Ezúton szeretném kifejezni köszönetemet Dr.h.c. Vadász Elemér és Dr. Sztrókai Kálmán Imre professzoraimnak, akik a szakmai tanácsadáson túl a felmerülő gyakorlati kérdésekben is a legmesszebbmenő támogatásban részesítettek. Köszönetemet fejezem ki Dr. Eülöp Józsefnek, a Magy. Áll. Földtani Intézet igazgatójának, aki engedélyezte, hogy segédvizsgálatok készüljenek részemre az Intézethen és azoknak, akik ezeket a vizsgálatokat elvégezték* Dr. Kopek Gábornak a dunántúli kőzetmintákért és földtani-rétegtani megállapításainak közléséért, dr. Kiss Jánosnak, dr. Emszt Mihálynak, Nagy István: Zoltánnénak és Bognár Lászlónak ásványos és vegyi összetétel meghatározásokban nyújtott segítségükért ugyancsak őszinte köszönetet mondok

57 Irodalom - References 1. ATANASÖV,G. ( ): Notes on the brown apatite in volcanic rooks. Ann. de l'univ, de Sofia, Fac. de Geol. et Geogr., Liv. 1, Geol. 60: BARTH, T.W.F. - C.CORRENS et P. ESKOLA (i960): Die Entsteh ung der Gesteine. Berlin, pp BERRY, L.G. et B. MASON (1959): Mineralogy. San Francisco, pp BONDORjL. (i960): Magyarországi glaukonitos kőzetek üledéktani vizsgálata. Földt. Közi., 90: BONDORjL. (I964): Die mineralogische-petrographische Untersuchung der Bohrung in der Ziegelei von Eger. Ann.Hist. Nat. Mus., 56: BONDORjL. (1965): Untersuchung glaukonitischer oligozän Gesteine im Nordöstlichen Mittelgebirge. Ann.Hist. Nat. Mus.., 57* BONDOR,L. (1966): Sedimentäre und pyroklastische Mineralien aus den eozänen Schichten NO Transdanubiens. Ann.Hist. Nat. Mus., 58: BURRI, 0. (1964): Versuch einer einfachen Systematik der wichtigsten Plagioklas-Zwillings-Gesetze. Schweiz.Min.Petr. Mitt., 44: BURRI, C. - R.L. PARKER et E.WENK (1967): Die optische Ori entierung der Plagioklase. Stuttgart, pp * BURST, J. F. (1958): Mineral heterogenity in "glaukonite" pellets. Am. Min., 43* * 11. CSÁNK, E. (1964): A Piliscsév 4. sz* fúrás oligocén képződményeinek üledékkőzettani vizsgálata. Magy. Áll. FÖldt.Int. Évi jelentése 1961-ről. 1964: CSEPREGHY-MEZNERICS, I. (1962): Das Problem des Chatt Aquitans in wissenschaftlicher Beleuchtung. Ann. Hist. Nat.Mus DANA, J. D, (1958, I960, 1962): The system of mineralogy. Vol.1, Elements, sulfides, sulfosalts, oxides. New York.pp, 834. Vol.2«Halides, nitrates, "borates, carbonates, sulphates, phosphates, arsenates, tungstates, molybdates,etc. New

58 York,pp. II23. "Vol. 3. Silica mineral. New r York, pp DEER, W.A. - R.A. HOWIR et J. ZUSMANN (1965)t Rock forming minerals. Vol. 2. Chain silicates. London, pp Vol. 3. Sheet silicates. London, pp Vol. 4. Framework silicates. London, pp EHIMANN, A.J. - N.C. HULLINGS et. E. GLOVER (i960): Stages of glaukonite formation in modern foraminiferal sediments. Bull. Geol. Soc. Amer. 71: pp FÜLÖP, J. - J. MEISEL et 0. LIBOR (1954): A bakonybéli glaukonitos terület földtani és kémiai vizsgálata. Föld.Közi., 84: GALLIHER, E. W. (1935): Geology of glaukonite. Bull. Amer. Petrol Geol. 19: GRIM, R. E. (1962): Applied clay mineralogy. New York, pp GRUNER, J.W. (1935): The structural relationship of. glauconite and mica. Amer. Min., 10: HEIM, A. (1924): Über submarine Denudation und chemische Sedimente. Geol. Runschau, 15: HERMANN, M.(1940): Der untermiozäne Glaukonit-Sandstein von Ipolytarnóc. Ann. Mus. Nat. Hung., 33: KOCH,S. et K. SZTROKAY (1967): Ásványtan. Budapest, pp KORIM, K. (1949): Magyarországi glaukonitos üledékek. Bány. Koh. Lapok, 82: KUBÖVICS, I. (1966): A kálimetaszomatózis szerepe a nyugatmátrai kőzetképződésben. Föld. Közi., 96: LAVES, F. et K. VISWANATHAN (1967): Relations between optic axial angle and triolinicity of potash feldspars, and their significance for the definition of "stable" and "unstable" states of alkali feldspars. Schweiz. Min. und Petr. Mitt., 47: MAJZON, L.: A magyarországi oligocén mikropaleontológiai vizsgálata. MS. 27. MAJZON, L. (1942): Ujabb adatok Sóshartyán és Szécsény v i dékének oligocén korú rétegeihez. Földt.Int. Évi Jel ról: NOSZKY, J. (1912): A salgótarjáni szénterület földtani v i szonyai. Koch Emlékkönyv, Budapest, p

59 29. NOSZKY, J.(I94O): A Cserhát-hegység földtani viszonyai. Magyar Tájak Földtani Leirása. Pp, NAGELSCHMIDT, G. : X-ray investigations on clay. Part 3., Zeit. Krist., 97* pp ÖRKÉNYI- BONDOR, L. (1969): The allothigenic minerals of a glauconitic sandstone sequence in the vicinity of Salgótarján. Ann. Hist. Nat. Mus, 61: PANTO, Gy.: A Börzsöny-hegység É-i részének harmadidőszaki vulkanizmusa. MS. 33. RAMDOHR, P. (1954): Klockman's Lehrbuch der Mineralogie. Stuttgart, pp REINHARD, M, (1931): Universal Drehtischmethoden. Basel, PP RIMSAITE, J. (1967): Optical heterogenity of feldspars observes in diverse Canadian rocks. Schweiz» Min» und Petr. Mitt., 47: SMULIKOWSKY, K. (1954): The problem of glauconite. Pols.Ak, Nauk. Are. Min., 18: STRUNZ,H. (1957): Mineralogische Tabellen. Leipzig, pp SZÁDECZKY, K.E. (1957): Geokémia. Budapest, pp.68c, 39. SZENTES, F. (1943): Salgótarján és Pétervására közötti te rület. Magyar Tájak Földtani Leirása, pp SZÉKY - FUX, V. et A. BARABÁS (1953)* A dunántúli felső eocén vulkánosság. Földt. Közi., 83: L SZÉKY - FUX, V. (1957): Dunántúli harmadkori vulkánosság. Föld. Közi., 87: TURNAU - MORAWSKA, M. et M. LINDER (i960) : Wapien glaukonitowy z albu Wielkiej Równi w. Tatrah. Acta Geol, Pol,, 10: TURNAU - MORAWSKI, M. et M. LINDER ( 1959 h Mulowcw glaukonitowe eocenu tatrzanskiego. Acta Geol. Pol», 9: URBAN, H. (1957)* Glaukonit in der Unterkreide Westfalens und seine Entstehung. Tonindustriezeitung, 81: VADÁSZ, E, (i960): Magyarország földtana. Budapest, pp VALETON, I. (1958): Zur Bildung von Glaukonitsedimenten in Nordwestdeutschen Tertiär, Mitü.aus dem Geol. Staatinst, in Hamburg, 27:

60 47«VENDEL, M. (1959): A kőzetmeghatározás módszertana. Budapest, pp WENK, H. E. E. (1967): Triklinität der Alkalifeidspäte in lepontinischen Gneissen. Schweiz. Min. und Petr. Mitt., pp WONES, D.E. - D.B. TATLOCK et D. LIMBACH (1967): Coexisting orthoclase and microcline in altered volcanic rocks, West Humboldt Range, Pershing Country, Nevada. Schweiz. Min. und Petr. Mitt., 47: Genetic of Glauconit in Early-Tertiary Sediments from. Hungary By Livia ö. BONDOR Hungarian Natural History Museum Mineralogical-Petrological Department Budapest ABSTRACT The scope of this study involves the determination of the genesis of glauconite originating from Eocene. Oligocène and Miocene strata of Hungary. 1, Investigating the stratigraphie position of glauconitic rocks the following results have been obtained: Within the basins of the Bakony mountains 116 (Fig. 1. ) a glauconi-

61 tic-conchoidal coiiipex of a thickness of about 80 m is characterized by glauconitic limestones, marls and sandstones. Above or between the glauconitic layers some beds containing pyroclastic minerals regularly occur. The glauconite content amounts to a maximum of 46 percent (Table 2,), In the vicinity of Eger, the glauconitic tuffaceous marl and sandy clay beds of the Chattian stage contained a maximum of 90 percent of glauconite (5). In the surroundings of Salgótarján a thick complex of Miocene sandstone contained 2 to 20 percent of glauconite (3I)- 2. Investigation of the sedimentary mineral association showed that most of the heavy minerals occuring in Eocene and Oligocène glauconitic beds are of pyroclastic and only a few of metamorphic origin (Table 1 and /7/), In the Miocene beds the heavy minerals were found to be of metamorphic origin (3I), 3. Having carried out the physical, chemical and X-ray analyses of the glauconite, two types of clearly different origin could be distinguished. Table 8 shows the crystallochemical composition of separated glauconite. The lack of cations with ochtahedral environs is caused by the fact that +^0 cannot be a structurally completely bound (OH) ion. 4* The origin of the glauconite in question may be described as follows! All the specimens under examination are authigenic. Evidence thereof are, texture and grain size distribution (Figs 2/A and 2/B). s In the Eocene and Oligocène strata the glauconite derives from pyroclastic biotite (photos 5, 6, 7, 8, 11, 12 and I3), amphibole (photos 12 and 18) and volcanic glass (photos 16, 19 and 20), i t underwent halmyrolitic transformation, while the minorpart separated out of colloidic solutions in the skeletons of fossils.

62 In Miocene strata.it formed of biotite of metamorphic origin as a result of halmyrolisis and diagenesis (photos 1, 2, 3 and 4). Evidences of the transformation of "volcanic glass" into glauconite in Eocene and Oligocène rocks are as follows: a/ The feldspar, apatite and magnetite inclusions of glauconite (photos 9, 10, 14, 15 and 17). In the younger crystal tuff precisely the above minerals occur in greater quantities. b/ The texture of volcanic rocks on the surface of seveial glauconite grains. q/ In-andesitic gravels (boring at Dudar) a similar decomposition of the clay minerals can be observed. d/ Glauconite forms before crystal tuff, rarely together with it.there was not one specimen without traces of volcanic activity either above or between glauconitic beds. e/ The big mass of grains showing a similarity to splitup crust, e.g. among glauconite specimens from Eger. f/ In one case seladonite, in a l l others montmorillonite lines could be detected in the X-ray photograph of the separated material. g/ The great lack of Al cannot be explained by an origin from biotite. h/ Beside Fe 2 + there is much Mg 2+. i/ Presence of Be, Co, Cr, Mn, Ni, Sn and Y in traces (Table 9). The formation of glauconite, during Miocene time, took place on the near-shore part of sea, in deltaic sediments.

63 The necessity of cold marine currents i n the formation of glauconite is contradicted by its formation within the living space of big Foraminifera. The formation of glauconite is independent of the velocity of sedimentation, grain size and limestone content. In the formation of glauconite f i l l i n g up organic skeletons the organic material did not serve as a basic substance, on the contrary, i t produced characteristic oxidation-reduction conditions and ph in microenvironments, ensuring the necessary energy threshold for the transformation of unstable biotite into glauconite. 5. Geology, paleogeography Within the Middle Eocene sea, articulated by embayments, of Transdanubia, beside the precipitation of CaCO^ and CaMg/COy^, the formation of montmorillonite, kaounite and some clay minerals of poor crystallization and of greater ferrous content took place. The pyroclastics of the Bakony mountains derive from eruption centers different from those of the Pilis, Gerecse and Vértes mountains. In the wider surroundings of Eger, within the Chattien stage of Oligocène, a calm nea took place and, from the far shore, only a minor volume of detritus reached the place of formation of glauconite. The oscillation of the sea was engendered by a relatively near volcanic activity. At the end of Oligocène, in the beginning of Miocene, at a slight distance from Szècsény-Salgotarjan-Istenmezeje, probably within an area of 50 km, a crystalline massif was to be found on the surface, the disintegrating detritus of which reached

64 the sea shore and the delta area by way of water currents. The detritus has been yielded by the Vepor mountains or their Southern margin consisting of gneiss, granite and metamorphic rocks

65

66 1. fénykép. Kvarcszemcséket körülölelő biotit egy része glaukonitosodott (Nógrádmegyer), \\ nikol, r50x Pbotogr. 1. Some part of the biotite surrounding quartz grains became glauconite (Nógrádmegyer). j nicol, 150x. 2. fénykép. Kvarcüsemcséket körülölelő biotit egy része glaukonitosodott (Nógrádmegyer). x nikol, 150x. Pbotogr. 2. Some part of the biotite surrounding quartzgrains became glauconite (Nógrádmegyer). x nicol, 15 Ox. 5. fénykép, Glaukonitban lemezesség nyomai (Nógrádmegyer). x nikol, 15Ox. Pnotogr. 5» Sheetness can be recognized in the glauconite (Nógrádnt,-^yer). nicol, 150x, 4. fénykép* GLaxikonitban lemezesség nyomai (Nógrádmegyer). x nikol, 150x. Photogr. 4. Sheetness can be recognized in the glauconite (Nógrádmegyer). x nicol, 150x,

67

68

69

70

71 5. fénykép. Zöld biotit (Ba 224, 306,3-309,9 m). \\ nikol,50x. Pbotogr. 5. Green biotite (Ba 224, 306,3-309,9). II nicol, 50x. 6. fénykép. Photogr fénykép. Pbotogr. 7» Zöld biotit, glaukonit és montmorillonit (Ba 224, 309,9-312,3 m), x nikol, 90x. Green biotite, glauconite and montmorillonite (Ba 224, 309,9-312,3 m), x nicol, 90x. Biotit glaukonit átmeneti tag, lemezes és felduzzadt (Ba 224, 348,3-348,8 m). II nikol, 120x. Sbeet and swollen mineral transition from biotite to glauconite (Ba 224, 348,3-348,8 m). l nicol, 120x. 8. fénykép. Pbotogr* 8, Lemezes glaukonit (Ba 223, 327,5 m).h nikol, 80x. Sbeet glauconite (Ba 223, 327,5 m). H nicol, 80x.

72 9. fénykép. Glaukonitban biotit zárvány (Ba 243, 375,7-376,2 m), il nikol, 80x. Pbotogr. 9. Biotite inclusion in glauconite (Ba 243, 375,7-376, 2 m). Il nicol, 80x. 10. fénykép. Glaukonitban biotit zárvány (Ba 243, 375,7-376,2 m), x nikol, 80x. Pbotogr. 10. Biotite inclusion in glauconite (Ba 243, 375,7-376,2 m), x nicol, 80x. 11. fénykép. Biotit glaukonit átmenet (M 1, 719,3-720,8 m). ) nikol, 90x. Pbotogr. 11. Transition from biotite to glauconite(m 1, 719,3-720,8 m), ti nicol, 90x. 12. fénykép. Amfibol glaukonit átmenet(ba 265, 432,5-434,7 m). H nikol, 12Ox. Pbotogr. 12. Transition from amphibole to glauconite (Ba 265, 432,5-434,7 m), fl nicol, 120x.

73

74

75

76

77 ÍJ. fénykép. Biotit, mely a végein kezd glaukonitosodni (M 1, 719,3-720,8 m), x nikol, 90x. Photogr. 13. The edge of the biotite became glauconite (M 1, 719,3-720,8 m), x nicol, 90x. 14. fénykép. Biotitban földpát zárvány, mellette glaukonit (Ba 224, 334,0-337,5 m)* N nikol, 60x. Photogr. 14. Feldspar inclusion in biotite beside a glauconite grain (Ba 224, 334,0-337,5 m). nicol, 60x. 15. fénykép. Biotitban földpát zárvány (Ba 224;309,9-312,3 m). Ii nikol, LSOx. Photogr. 15. Feldspar inclusion in biotite (Ba 224, 309,9-312,3 m). \\ nicol, 180x fénykép* Glaukonitosodott vulkáni közét (H 849, 187,0-187,5 m), x nikol, 40x. Photogr. 16. A piece of volcanic rock which started to became glauconite (H 849, 187,0-187,5 m), x nicol, 40x,

78 17. fénykép. Pöldpát zárványok glaukonitban (M 1, 720,8-722,6 m), x nikol, 120x. Photogr. 17. Feldspar inclusions in glauconite (M 1, 720,8-722,6 m), x nie0.1, 120x. 18. fénykép. Amfibol maradvány glaukonitban (M 1, 803,0-803,3 m). H nikol, 90x. Photogr. 18. Relies of amphibole in glauconite (M 1, 803,0-803,3 m). H nicol, 90x. 19. fénykép. Csöves szerkezetű glaukonit (M 1, 803,0-803,3 m). x nikol, 120x. Photogr. 19. Tubular structured glauconite (M 1, 803,0-803,3 m), x nicol, 120x. 20. fénykép. Zöld, agyagásványos bomlásnak indult kőzetüveg (Ba 224, 337,5-338,2 m). H nikol, 120x. Photogr. 20. Rock-glass which began to change in to green claymineral. (Ba 224, 357,5-338,2 m). \\ nicol, 120x.

79