A SZILVÁS-KŐI VULKANIZMUS FELSZÍNFEJLŐDÉSE SZAKDOLGOZAT

Átírás

1 EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR FÖLDRAJZ- ÉS FÖLDTUDOMÁNYI INTÉZET TERMÉSZETFÖLDRAJZI TANSZÉK A SZILVÁS-KŐI VULKANIZMUS FELSZÍNFEJLŐDÉSE SZAKDOLGOZAT Készítette: MEGYERI MÁTÉ FÖLDRAJZ ALAPSZAK Témavezető: DR. KARÁTSON DÁVID EGYETEMI DOCENS BUDAPEST 2013

2 2 Tartalomjegyzék 1. Bevezetés A Nógrád-gömöri bazaltvidék és Szilvás-kő földrajzi elhelyezkedése Földtani felépítés Óidő Középidő Újidő A harmadidőszaki vulkanizmus a Kárpát-medencébe Mészalkáli savanyú és intermedier vulkanizmus Medencebelseji alkálibazalt vulkanizmus A Nógrád-gömöri bazaltvulkanizmius Szilvás-kő Freatomagmás működésre utaló jelek Bányászat A Szilvás-kő terepbejárása I. rétegfal II. rétegfal Laboratóriumi vizsgálatok Minták Mintaelőkészítés Szitálás Eredmények Összegzés Köszönetnyilvánítás Irodalomjegyzék Ábrajegyzék... 67

3 3 1. Bevezetés A Szilvás-kő (vagy Szilváskő) 625 m magas bazalthegy Nógrád megyében, Salgótarjántól keletre attól mintegy 10 km-re található a Szlovák Magyar határtól 1 kmre délre. A hegy a Nógrád-gömöri bazaltvidék részét képezi. A bazaltvidék kisebbik hazai része a Karancs-Medves Tájvédelmi Körzet területén fekszik, de a nagyobb része Szlovákiában található. A Szilvás-kő valójában három, részben különálló tagból áll, melyek mindegyike bazaltból épül föl és hosszú gerincet alkotnak (Prakfalvi P. et al. 2007). A terület egésze az ország többi részéhez képest a legújabb földtudományi ismeretek tekintetében fehér foltnak számít Magyarországon. Az első írások még a 18. századból valók. A 19. század elején megnőtt a terület tudományos alapú vizsgálata, többek közt olyan neves kutatók által, mint Kubinyi Ferenc, ám nehéz megközelítése és periférikus helyzete miatt a tudományos vizsgálatokat elsősorban mindig is a nyersanyag utáni kutatás ösztönözte. Ez összefüggött az ekkor itt feltárt széntelepekkel tól folyt itt bányászat. A szénbányászatnak köszönhető a Szilvás-kő mai felépítményében végbement egyedülálló változások, nevezetesen az alábányászás miatt megsüllyedt, illetve felnyílt tetőszint. Bár bazaltterületről van szó, a Nógrád-gömöri bazaltvidék vulkanológiai megkutatottsága alacsony szintű. Szlovákiában a terület tudományos vizsgálatában mind vulkanológiai mind egyéb tekintetben is sokkal előrébb járnak. Magyar részről a legkiterjedtebb és legalaposabb kutatásokat Jugovics Lajos végezte még az 1900-as évek közepén, de az utóbbi időben kezd nőni a tudományos érdeklődés a terület iránt. Nem csak egyszemélyes kutatások, hanem nemzetközi együttműködések is folynak. Ilyen például az a geopark, amelyet szlovák-magyar kooperációval hoztak létre, és amelynek célja a terület természeti értékei bemutatása, kutatása és védelme. A geopark az elmúlt években kiépített egy tanösvényt a Szilvás-kőn is, amin keresztül ismerhetjük a különböző vulkáni formákat, a kő- és szénbányászat emlékeit és tájátalakító hatásait. Dolgozatom célja, hogy laboratóriumi vizsgálattal és a vulkanológia új szemléletű megközelítésével és eredményeivel megállapítsam és bemutassam a Szilvás-kőn

4 4 lezajlott bazaltvulkanizmus menetét, ezen belül adatokat találjak a feltételezett freatomagmás működésre és lehetőség szerint bizonyítsam azt. 2. A Nógrád-gömöri bazaltvidék és Szilvás-kő földrajzi elhelyezkedése A Nógrád-gömöri bazaltvidék, mint a neve is jelzi, az egykori történelmi vármegyék területén fekszik. A területet kettéosztja az államhatár. Az egykori Gömör vármegyében található területek ma Szlovákiában található. A magyarországi rész és vele együtt a Szilvás-kő is a Karancs-Medves Tájvédelmi Körzet területén található, ezen belül a medvesi területet képezi. A magyar akadémiai tájbeosztás szerint a medvesi rész a Medves-vidék nevű kistájhoz tartozik, ez pedig az Északkelet-magyarországi-középhegység nagytájhoz. A Karancs-Medves Tájvédelmi körzet a Bükki Nemzeti Park Igazgatósága alá tartozik. Szilvás-kő közelében található Zagyvaróna, Rónafalu és Rónabánya települések. Az utolsó tulajdonképpen ÉNy felől ráfekszik a hegy lábára (1. ábra). 1. ábra: A Szilvás-kő és környezetének domborzati viszonyai a Google Earth kivágatán (saját szerkesztés)

5 5 3. Földtani felépítés Ebben a fejezetben vázlatos áttekintést adok a terület földtani felépítéséről. Ezen belül a harmadidőszak fiatalabb üledékeit fogom részletesebben kiemelni, mert a bazaltvulkáni terület kutatása szempontjából ezek az érdekesek. Ugyanis ezek befolyásolhatták leginkább a terület vulkanizmusának, így a szilvás-kői vulkánosságnak a jellegét. A felszín alatti földtani felépítés és a szerkezeti elemek megismeréséhez nagyban hozzájárultak a vulkanizmus során kiszakított és felszín közelbe hozott xenolitok Óidő Az aljzatát az AlCaPa lemeztömb egységei adják. Őket a Diósjenői-vonal választja el, amely KÉK-NyDNy irányban húzódik keresztül a bazaltvidéken (Balla Z. 1989). A vonaltól északra a Vepori és Gömöri szerkezeti egységek helyezkednek el. Legalul található a Vepori egység, anyaga gneisz és csillámpala (Hovorka, D. LUKÁČIK, E. 1972). Ezen takarós helyzetben van a Gömöri egység. A Gömöri egység kora 385 millió évre tehető, anyaga metamorfizált fillit, karbonátok és savanyú vulkanitok (OFKFV 1971). A vonaltól délre a Bükki egység fekszik, kora millió év és üledékei sekélytengeri, lagunáris környezetben keletkezhettek (Kéri J. 1973, Fülöp J. 1990, 1994) Középidő A bazaltvidéken eddig mezozós képződményeket nem találtak, bár ez lehet ismerethiány miatt is.

6 Újidő Harmadidőszak A mezozoikumban létrejött kőzetlemeztömbök (AlCaPa, Tisza-Dácia) a harmadidőszak során közelítenek mai helyükre. A kiemelkedő hegyláncok leválasztják a kárpát-pannon térséget több más medencével együtt a Tethys-óceánról. A létrejött medencerendszerben alakul ki a Paratethys-óceán. A harmadidőszak elején a kárpátpannon térséget az alpi hegységképződés orogenezise alakítja. Az óceáni medencék többsége bezárul, kettő kivételével, északon a Magura-óceán, délen a Dinári-hegység helyén lévő óceán. A két óceáni medence között a két kőzetlemeztömb helyezkedik el. Az eocén végére a két kőzetlemeztömb a mainál délkeletibb helyzetben, innen kilökődnek északkelet felé a növekvő kompresszió hatására. A kilökődés során a köztük és az Európai platform között elhelyezkedő Magura-óceán lemeze szubdukál. A folyamat a miocén elejére véget ér. A Magura-óceán teljes záródása előtt a kárpátpannon térségben az üledékképződés négy nagy üledékgyűjtő területen zajlott, ezeket a területeket a paleogén medencék. A Nógrád-gömöri bazaltvidék a Budai Paleogén medencéhez tartozott, a medence területe a Dunántúli-középhegységtől az Északiközéphegységig terjedt (Nagymarosy A. 2010). Paleocén A paleocénban még nincs tengerelöntés a területen ezért nem képződött üledék. Eocén A középső eocénban kezdődik a transzgresszió (tengerszint növekedés) délkelet felől a Budai Paleogén medencében, de majd csak a késő eocénban éri el a tenger az Északi-középhegység déli részét. Az Északi-középhegységben késő eocéntől képződnek üledékek a pelogénban (a harmadidőszak első része, millió év). A bazaltvidéken ekkor még nincs üledékképződés. Fontos megemlíteni ebből a korból a periadriai

7 7 vulkanizmust is, amely mészalkáli jellegű vulkanizmus volt. Előfordulásai Magyarországon: a recski mélyszinti vulkanizmus és rézércesedés, a Nadapi Andezit, a Szentmihályi Andezit (Nagymarosy A. 2010). Oligocén Az oligocénban a Budai-vonal mentén eltérő módon alakult a Budai Paleogén medence fejlődése. A Budai-vonal északkelet-délnyugat irányba futott, a Budaihegységgel párhuzamosan, annak képzeletbeli meghosszabbítása. A vonaltól nyugatra eső területek kiemelkedtek és lepusztultak, a vonaltól keletre folytatódott az üledékképződés. A bazaltvidék a vonaltól keletre helyezkedett el. A kora oligocénban kiscelli korszakban nőtt a tengerszint, így újabb területek kerültek víz alá. A bazaltvidéken ekkor kezdődött az üledékképződés (Nagymarosy A. 2010). A kiscelli korszakban keletkezett a Kiscelli Agyag Formáció. Kora millió év, normál sósvízi, tengeri környezetben, m mélységben keletkezett (Balogh K et al. 1966, Hámor G. 1985, OFKFV 1971). Nagy vastagságú üledék ( m). Anyaga: agyagos kőzetliszt, finomhomokkal és mészmárgával. Képződése a kiscelli-egri korszakok határáig tartott (Nagymarosy A. 2010). Benne porózusabb rétegek (Báldi T. 1983, 1998, Nagymarosy A. 2010). A kora oligocén későbbi szakaszában az egri korszak idején a paleogén medence egyes területei mélyültek, más területek kiemelkedtek és sekélyebbek lettek. Az Északiközéphegység és vele együtt a bazaltvidék is mélyült (Nagymarosy A. 2010). Ekkor az egri korszakban keletkezett a Szécsényi Slír Formáció. Kora: millió év. Normál sósvízi, nyílttengeri környezetben, mélyebb területen keletkezett (Báldi T. 1997). Anyaga a slír vagy más néven apoka, amely finomszemű medenceüledék (agyag, finomhomokos aleurolit). A Kiscelli Agyagból folyamatosan fejelődött ki. Keletkezése az egri korszaktól az alsó-miocén eggenburgi korszakáig tartott. Benne porózusabb rétegek.

8 8 Miocén A kora miocén eggenburgi korszaka és az ide átnyúló egri korszak a vége a Budai Paleogén medence a középső egri korszaktól tartó folyamatos üledékciklusának. A kora miocén végére a teljes paleogén medence feltöltődött, kiemelkedett, majd egy új üledékciklus vette kezdetét. Az eggenburgi korszak elején még egy újabb transzgresszió zajlott az egész paleogén medencében. A Budai-vonalnak ekkor víz alatti küszöb szerepe volt, a vonaltól keletre mélytengeri viszonyok között még folytatódott a Szécsényi Slír képződése, a vonaltól nyugatra szubtrópusi sekélytenger helyezkedett el, ahol sekélytengeri üledékek keletkeztek. Az eggenburgi korszak további szakaszaiban regresszió (tengerszint csökkenés) zajlott, melynek során feltöltődött a Paratethys és egyben a paleogén medence. A feltöltődés a tenger északi peremterületeiről érkező folyók által történt (Hámor G. 2001, Báldi T. 2003, Nagymarosy A. 2010). A regesszió alatt képződött a Pétervásárhelyi Homokkő Formáció. Kora millió év. Normál sósvízi környezetben, változó tengermélységekben keletkezett. Főleg a Salgótarjáni-medencében (Hámor G. et al 1978, Nagymarosy A. 2010). Anyaga: glaukonitos, karbonátos kötőanyagú finom és középszemű homok, homokkő (Hámor G. 1985). Vastagsága m. Az eggenburgi korszak második felében is tovább folytatódott a feltöltődés, de már sekélytengeri, lagunáris környezetben, ami fokozatosan ment át szárazföldibe. Az üledékekben is ezt a folyamatosságot lehet látni. Ekkor keletkezett a Zagyvapálfalvai Formáció. Kora millió év. Képződési területe tengerparti folyótorkolat lehetett. Alsóbb rétegsorokban kvarckavicsos, kavicsos rétegek. A kavicsok a szomszédos északi hegyekből származnak (Vass, D. 1992). A formáció fő tömegét kvarchomok adja. Az agyagos rétegek torkolati holtágakban és ártéri tavakban képződhetett (Eötvös E. 1958, Hámor G. 1985). A korszak végére teljesen feltöltődött a Budai Paleogén medence. Az eggenburgi korszak végétől és az ottnangi korszak elejétől teljesen új szerkezetfejlődés és üledékciklus vette kezdetét a kárpát-pannon térségben. Megkezdődött a mai Pannon-medence kialakulása. Az ottnangi korszak elején még

9 9 kiemelkedések és lepusztulások zajlottak, majd ezután ismét süllyedés kezdődött. Az újbóli süllyedés oka mint már említett a Magura-óceán szubdukciója és a szubdukcióval járó részben azzal egyidejűleg, részben később fellépő ív-mögötti medenceképződés (Nagymarosy A. 2010). Az ottnangi korszak elején keletkezett a Gyulakeszi Riolittufa Formáció vagy a hármas tagolásnak megfelelő régebbi nevén alsó riolittufa, amely az első jele a mészalkáli savanyú és intermedier vulkanizmusnak. A vulkanizmus a szubdukció, valamint a kéregvékonyodás következtében kialakuló köpenydiapír (illetve magmaképződés) eredményeképpen bontakozott ki a Pannon-medence egészén. Kora: millió év. Anyaga: riolit, dácit és andezit. A mészalkáli vulkanizmusra jellemző, a nagy erejű robbanásos kitörések, a piroklaszt-árak és a hullott anyag nagy mennyisége, amelyek részben freatomagmás működésre utalnak. A savanyú vulkanizmus id. Novszky Jenő nyomán hármasosztatú (több szakaszban zajlott). Az első vulkáni képződmény az alsó riolittufa/gyulakeszi Riolittufa (Ravaszné Baranyai L. 1985). A vulkanizmus szárazföldi és vízi környezetben is zajlott. A szárazföldire utaló jelek a riolittufában a deltajellegű ártéri növényzet elszenesedett maradványai, ugyanakkor nedves környezetre utal az árpiroklasztitok zeolitosodása, amely akkor lép fel, ha az árüledék vízzel érintkezik. Az ezzel meginduló, folytatódó, nagyszabású harmadidőszaki vulkanizmusról bővebben egy külön fejezetben fogok beszámolni. Az ottnangi korszak későbbi szakaszában a Salgótarjáni-medence újabb lassú süllyedésnek indult (újabb transzgresszió) (Nagymarosy A. 2010). A vulkáni működés után keletkezett a Salgótarjáni Kőszén Formáció. A Salgótarjáni Barnakőszén Formáció Nógrádmegyeri Tagozata folyódeltabeli, ártéri, mocsári és szárazföldi üledékekből áll. Anyaga: kavicsos durvaszemű homok és tarkaagyag. A Salgótarjáni Barnakőszén Formáció Kisterenyei Tagozata tulajdonképpen a kőszén. Ekkor szubtrópusi, meleg, nedves éghajlat sűrű növényzettel és mocsaras területekkel (Simoncsics P. 1959). Háromszor zajlott szénképződés. Az egyes szénképződések során keletkezett telepek fentről lefelé lettek számozva. A különböző telepek különböző környezetekben keletkeztek. III. telep (legalsó) még édesvízi, mocsári környezetben keletkezett. A II. és I. telepek a lassú süllyedés miatt már

10 10 tengerparti, csökkent sósvízi környezetben keletkeztek (Hámori G. 1997). A szén a korábbi tarkaagyagra, vagy ha az hiányzott közvetlenül a riolittufára települt. Magyarországon csak a III. telep szenei találhatóak meg, mert a későbbi korokban a lepusztulás miatt a többi telep eltűnt a hazai területekről. A III. telep szenei is csak olyan helyen maradtak meg, ahol a későbbi bazaltvulkanizmus befedte és megvédte az eróziótól. Az ottnangi korszak után a terület tovább mélyült. A kárpáti korszakban a transzgresszió során jött létre az Egyházasgergei Homokkő Formáció. Tengerparti, partszegélyi keletkezésű. Anyaga: főleg karbonátos kötőanyaggal cementált homok, agyagos, kőzetlisztes és kavicsos részekkel. Vastagsága 20-30m. Porózus szerkezete miatt, rendkívül jó víztartó. Vele párhuzamosan, de a partoktól távolabb, mélyebb területeken keletkezett a Garábi Slír Formáció. Anyaga: finomabb szemű agyagos üledékek. A kialakulása közben egy újabb mélyülés miatt a korábbi part menti területek is mélyebb víz alá kerültek. Ezeken az új területeken agyagos aleurit és agyagmárga rétegek keletkeztek. Vastagsága m (Hámori G. 1985, 1998). A kárpáti korszak középső szakaszában lelassult a medencemélyülés és feltöltődés kezdődött. Szárazulattá vált a bazaltterület, sekélytengerek csak időnként alakultak ki. A felerősödő szerkezeti mozgások miatt megindult az andezit-vulkánosság. Ekkor keletkezett a Karancsi Andezit Formáció, amely az andezit-vulkánosság egy mélyebb szinti, szubvulkáni terméke. A vulkánosság kezdetben heves víz alatti robbanásos jellegű kitörésekkel (feltehetően freatomagmás működés) indult, a működés során vastag piroklasztit rétegek és hialoklasztitok (a láva vízzel való érintkezése során keletkezett törmelék) keletkeztek. A vulkanizmus több fázisban zajlott, közötte dácitos vulkanizmussal, amely a középső riolittufa szintet eredményezte (Tari Dácittufa Formáció). A bazaltterületen az andezit-vulkánossághoz kötik a karancsi és sátorosi szubvulkáni lakolitot (id. Noszky J. Hermann M. Nemesné Varga S. 1952, Ódor L. 1962, Szabó CS. 1980, Ravaszné Baranyai L. Ilkeyné Perlaki E. Prakfalvi P. 1998). A lakolitok oligocén és miocén üledékek közé nyomultak be, amelyek később lepusztultak, így felszínre kerülhettek az andezit testek. Később hidrotermás ércesedés zajlott.

11 11 A kárpáti korszak után a középső miocénben egy szubtrópusi szigettenger volt a kárpát-pannon térségben. A szubdukció továbbra is tart. A harmadidőszaki vulkanizmus ekkor éri el a tetőfokát. A medence belsejében nyírásos és beszakadásos jellegű árkok, mélyedések alakultak ki, innen a szigettenger jelleg. A bádeni korszak végére el kezdett kiédesedni a tenger (Müller P. 2010) (2. ábra). 2. ábra: A kora bádeni tenger a kárpát-pannon térségben (Müller P. 2010, Hámor G. et al. nyomán) A középső miocén végére, a szarmata korszakra a tenger a gyengén sósvizű Pannon-tóvá alakult. A tó fokozatosan feltöltődött és a pliocén elejére (5,4 millió éve) eltűnt. A szarmata során tovább folyt az erős tektonikai feldarabolódás és újabb árkos mélyedések keletkeztek. A pannon korszakban a tektonikai mozgások gyengültek és az elvékonyodott, de meleg medencei kőzetlemez lassú hűlése során süllyedésnek indult (termikus süllyedés). A szarmata korszakból megörökölt árkos, szigetes tószerkezet lassan feltöltődött. A feltöltést az északról érkező folyók végezték. A feltöltés során a tó

12 12 északi partja egyre délebbre húzódott. A folyótorkolatoknál lagúnák és változatos vízi világ jött létre. Az egész Kárpát-medencében egy delta rendszer alakult ki. Végül a pliocén kezdetére teljesen feltöltődött a medence (Müller P. 2010). Fluvio-lakusztikus vízrendszer maradt vissza, ami ősföldrajzilag mocsaras környezetet jelent. Ilyen környezetben jelent meg a medencebelseji alkálibazalt-vulkanizmus, ami teljesen eltért a korábbi mészalkáli savanyú és intermedier vulkanizmustól. Ekkor keletkezett a Salgóvári Bazalt Formáció. A vulkanizmus heves, explóziós (robbanásos), freatomgamás jelleggel működött, sok kis vulkáni központtal. A működés nagy része rövid volt, olykor csak egyszeri kitörés. 8 millió éve kezdődött és 0,4 millió évig tartott. A freatomagmás működés oka a térszín korábbi vízborítása, pontosabban a víztartalmú üledékek képződése, hiszen a vulkánosság még a Pannon-tó teljes feltöltődése előtt megkezdődött. A vulkáni építmények és a piroklasztitok mára teljesen lepusztultak. Csak a magmakamrákat és a krátereket összekötő vulkáni csatorna láva általi kitöltései maradtak meg. Ezeknek két csoportja van, a diatrémák, amelyek mélyebb szintű (néhány száz m mély), egyszeri heves működés után visszamaradt kürtőkitöltések és a neckek, amelyek hosszabb ideig működő központok csatornakitöltései. A lávára jellemző, hogy nagyméretű ásvány- és kőzetzárványok találhatóak bennük, ezek 70 km mély magmakamrát sejtetnek. A zárványok megléte azt mutatja, hogy a magmafeláramlás nagyon gyors volt, különben a zárványoknak vissza kellett volna olvadniuk a lassan feltörő magmában (Dienes I. 1971, Jánosi M. 1984, Embey-Isztin A. Dobosi G. 1997, Harangi SZ. 2000). A bazaltvidék vulkanizmusát 6 fázisra osztották. A Szilvás-kői vulkanizmus a 3. fázisban, 2,9-2,6 millió év között zajlott (Vass, D et. al. 1992). Negyedidőszak A pleisztocén és holocén korszakok már kutatásom fő szempontján kívül esnek, ezért csak rövid bemutatásra szorítkozom. A pleisztocén során jelentős kéregmozgások, kiemelkedések zajlottak. A bazaltvidéken helyenként 300m-es kiemelkedés is végbemehetett. Ugyanekkor jelentős mértékű éghajlatváltozás (elsősorban lehűlés). A kiemelkedések és az éghajlatváltozás

13 13 felerősödő eróziót eredményezett. Ez okozta a bazaltvulkáni felépítmények jelentős lepusztulását. A folyamatos éghajlatváltozást jól mutatják a kialakult folyóteraszok, amelyek a glaciális és interglaciális szakaszok váltakozását jelzik. A teraszok anyaga kavics, homok és agyag. A glaciális fagyaprózódás jelei a bazalthegyek oldalában található törmeléklejtők, kőfolyások, kőtengerek. A mai völgyekben már holocén korú ártéri folyóüledékeket találunk (pl. agyag). 4. A harmadidőszaki vulkanizmus a Kárpát-medencébe 1 A vulkanizmus a miocén elején kezdődött és egészen a pleisztocén végéig tartott. A vulkanizmust a képződött kőzetek eloszlása, kora, kőzettani-kőzetkémiai jellemzői és vulkáni működés sajátosságai alapján két nagy csoportba oszthatjuk: mészalkáli savanyú/ intermedier és alkálibazalt vulkanizmus. A mészalkáli vulkanizmus hamarabb lezajlott, mint az alkáli bazaltos vulkanizmus, de vannak olyan területek ahol tovább tartott és ezért párhuzamosan folyt a kettő (pl. Keleti-Kárpátok déli része). A vulkanizmus kiváltó oka az ekkor kialakulóban lévő Kárpát-medencében lejátszódó magának a medencének a kialakulásához vezető tektonikai folyamatok voltak. A Külső-kárpáti flismedencét, egyre jobban beszűkítette a két lemeztömb, amely a Magura-óceánból szakadt le, beszorult a két lemeztömb (AlCaPa, Tisza-Dácia) és aljzata szubdukálódott (alábukott). A felső, nem alábukó kontinentális kőzetlemezen extenziós (tágulásos) erőtérben mészalkáli vulkanizmus jelent meg. Vulkáni ív képződött, amely jobbára párhuzamosan futott a szubdukció vonalával (ív menti vulkanizmus). Továbbá ugyan ennek a kőzetlemeznek a belső területein is jelentős extenziós folyamat ment végbe, aminek a következtében medenceszerkezet alakult ki. A terület alatt elvékonyodott a kéreg, ez köpenydiapír kialakulásához vezetett (=köpenyfelboltozódás). A kéregelvékonyodás miatti csökkenő nyomás és a diapír okozta esetleges hőtöbblet miatt magma keletkezhetett. Itt elsődlegesen a 1 A harmadidőszaki vulkanizmus a Kárpát-medencében című fejezethez Szakács S., Karátson D., és Harangi Sz kiadású Pannon Enciklopédiában szereplő munkáik szolgáltak alapul.

14 14 köpenydiapírban differenciálódó magmából savanyú robbanásos vulkanizmus, illetve a köpeny mélyebb részeit..megcsapolva alkálibazalt vulkanizmus játszódott le. Fentieknek megfelelően a vulkáni képződmények a Kárpát-medence belső területeire esnek: vagy követik a kárpáti ívet, vagy szerte szétszórtan megtalálhatóak a medence belsejében Mészalkáli savanyú és intermedier vulkanizmus Szakdolgozatom témájának szempontjából nem lényeges, ezért csak röviden mutatom be. A vulkanizmusnak e típusán belül további két csoportot lehet megkülönböztetni, ahogy a neve is mutatja a savanyú és az intermedier vulkánosságot. A Kárpátmedencében két eltérő környezetben zajlott a mészalkáli vulkanizmus. Északnyugaton, illetve a Kárpát-medence utóbb elsüllyedt alföldi és az Erdélyi-medencére eső területein a miocén elején kezdődött, a medencesüllyedéssel egy időben, tengeri, majd tavi környezetben. Keleten viszont a miocén végétől már szárazulattá váló területeken. A vulkáni termékekben ez jól tükröződik. ÉNy-on jellemzőek a freatomagmás bélyegek, maarok, hialoklasztitok, tufitok, K-en normális rétegvulkánok alakultak ki A savanyú vulkanizmus Eredete nem teljesen tisztázott. Köthető az ív mögötti medence vulkanizmusához is vagy az ív jellegű vulkanizmushoz is, mindenképpen a magma differenciálódása útján jött létre. A neogén vulkanizmus első jelentős szakaszát jelöli millió évvel ezelőtt zajlott a miocén eggenburgi-ottnangi korszakaitól az alsó szarmatáig. A vulkánosság jellemzői a magas szilíciumtartalmú magmák, például riolit, dácit, a kitörések hevesek, robbanásosak voltak, felszínre hozott magma nagy térfogatú. Kitörési központjaik ismeretlenek. A vulkánosság termékei hatalmas területen vannak jelen, az egész medencére kiterjedtek, de mára a medencesüllyedés miatt zömükben eltemetődtek. Termékei ignimbritek (savanyú piroklasztárak kőzetei) és hullott tufák. Már korábban említettem, hogy ignimbriteket három szintbe sorolják, ami a vulkáni

15 15 tevékenység három fő szakaszát jelzi (alsó-, középső- és felső-tufaszint). A három szint termékei ugyanakkor nem egy-egy hatalmas robbanás során jöttek létre, hanem több kitörésnek köszönhető. Az alsó-riolittufa kora 19,6 millió év, radiometrikus módszerrel határozták meg. A középső-riolittufa sokkal nagyobb területen található, sok helyen nem is riolitos hanem dácitos vagy andezites összetételű. Kora 16,5 millió évre tehető. A középső és részben a felső-riolittufa szint a vele párhuzamosan képződött intermedier vulkanitok közé települ. A felső-riolittufa szint korát 14,3 és 11 millió év közé teszik Intermedier vulkanizmus Főleg a kárpáti vulkáni-ív mentén zajlott. Magmája a szubdukció során az alábukó vízzel átitatott kőzetlemezből felemelkedő H 2 O és a lemez által alásodort ugyancsak vízzel átitatott üledékek hatására a köpeny részleges beolvadásával keletkezett. Ennek oka, hogy a könnyen illók lecsökkentik a köpeny olvadáspontját. Az így létrejövő többnyire bazaltos olvadék többlépcsős folyamat során kerül a felszínre, ez alatt a magmakamrákban differenciálódik, így a felszínre már savanyúbb magmák is kerülhetnek. A Kárpátokban az ilyen vulkánosság termékei andezit, riolit, dácit, bazaltandezit, de néhol felszínre jut a bazalt is. A folyamat olyan hosszú lehetett, hogy mire a felszínre jutott a magma a szubdukció már be is fejeződhetett. Az intermedier vulkánosságra jellemzőek voltak a rétegvulkánok, a lávadómok, a váltakozó működés, lehetett explóziós (robbanásos) és effuzív (kiömléses), keletkezhettek törmeléklavinák is. E vulkánosság részben egyidős a középső- és felső-riolittufa fázisokkal. Legöregebb tagjai a medence nyugati területein millió évesek, ezeket a korábban már említett oligocén kori periadriai vulkanuzmus folytatásának lehet tekinteni, de általában a többi részen 16 millió év körüliek a vulkáni megnyilvánulások. A vulkánosság a kora szempontjából bizonyos fokú vándorlást mutat nyugatról keleti, délkeleti irányba, elsősorban a Keleti-Kárpátokban, ahol ennek oka a nem párhuzamos lemezek ütközése, szubdukciója, amelyek szöget zártak be, ezért a területeiken eltérő időközökben zajlott az alábukás és az általa okozott mészalkáli vulkanizmus is (bezáródó,,olló jelenség). Legfiatalabb szakasza a Keleti-Kárpátokban található, ahol csak ezer éve ért véget a vulkanizmus.

16 Medencebelseji alkálibazalt vulkanizmus A neogén vulkanizmus másik típusa 12 millió évvel ezelőtt kezdődött. A medencefejlődés tágulásos szakaszában vagy az a medence alatti köpenyt hőtöbbletet érhette, ami a Kanári-szigeteki forrófolt felől eredt és egész Nyugat- és Közép- Európában éreztette hatását (Harangi Sz. 2010). Ezzel a hőtöbblettel már elegendő bazalt keletkezhetett és elég gyors volt a feláramlása ahhoz, hogy a felszínre kerülhessen. Emiatt lehetséges az, hogy az ekkor keletkezett bazaltok bizonyos forrófoltokra jellemző geokémiai vonásokat viselnek, például a Nógrád-gömöri bazaltok is, de mivel ezzel egyidőben a szubdukció is zajlott, ezért a bazaltok szubdukciós jellemzőket is tartalmazhatnak, ilyen pl. a feldúsult K, Rb és Pb elemek nagyobb aránya. A vulkanizmus eredményeként létrejött bazaltvulkánok elszórtan találhatóak a Kárpátmedencében, de kisebb vulkáni mezők lehatárolhatóak. A Balaton-felvidék és a Bakony félszáz vulkáni központot tartalmaz, koruk 2-8 millió év. A Kisalföld déli részén néhány központ van, koruk 3-5 millió év. A Stájer-medence bazaltvulkánjainak, kora 2-4 millió év. Nógrád-Gömör és Selmecbánya környékének, kora 0,5-6millió év (korábban Vass D. és társai 8 millió évesnek datálták a vulkánosság kezdetét [VASS, D. 1992]). Végül a Prsányi-hegység vulkánjainak, kora 0,35-2 millió év. Tehát a vulkánosság legfiatalabb tagjai Nógrád-Gömör és a Persányi-hegység területén vannak A Nógrád-gömöri bazaltvulkanizmius E pontban röviden összefoglalom a bazaltvidékre vonatkozó ismereteinket. A bazaltvulkanizmus, mint láttuk 6-8 millió éve jelent meg a területen és 0,5 millió éve ért véget, így legfiatalabbak közé tartozó vulkáni építmények jöttek létre a Kárpátmedencében (Harangi Sz. 2010). A vulkáni működés többnyire robbanásos, mégpedig freatomagmás jellegű volt. Sok kis vulkáni építmény alakult ki, gyakoriak a maarok és

17 17 salakkúpok (Prakfalvi P. et al. 2007). A bazaltvidéken összesen 171 különálló bazalt és bazalttufa-előfordulás található, ebből 35 db a magyar oldalon (Jugovics L. 1968). A vulkáni képződmények elhelyezkedésében és méretében érdekes rendszer figyelhető meg. Salgótarján környékén a sok kis tömegű hasadékkitöltés, bazalttellérek és kráterkitöltések, ettől északra a somoskői Várhegy és a Medves vonalától a bazaltelőfordulások nagyobb tömegűek és önállóak (Jugovics L. 1968). A vulkanizmus oligocén és miocén képződményekre települt. A Somoskő Csákányháza Ragyolc vonaltól délre, Salgótarján környékén a vulkanitok főként miocén rétegekre települtek, e vonaltól északra pedig riolittufára és oligocén homok és homokkőrétegekre (Jugovics L. 1968). A lávára jellemző az oszlopos és pados elválás, a tömeges bazalt ritka. A bazalt kőzetanyag többnyire tömött szövetű, de előfordulhat hólyagos bazalt is (Jugovics L. 1968). A lávában sok az idegen zárvány, xenolit (idegen kőzetdarab) és xenokristál (idegen kristály), amelyeknek elemzése alapján akár 70 km mélységben keletkezett magmát feltételeztetnek (Prakfalvi P. et al. 2007). Ezek azt bizonyítják, hogy a magmafeláramlás gyors volt (1-5 m/s), nem történt meg a zárványok visszaolvadása (Prakfalvi P. et al. 2007, Harangi Sz. 2010). A területen nagymértékű lepusztulás volt, ezért a vulkáni működés során keletkezett piroklasztitok nagyrésze már erodálódott, csak ott maradtak meg, ahol a lávatakaró befedte őket. A kitörésközpontok többsége már lepusztult és csak a vulkáni csatornák kitöltéseit láthatjuk (Prakfalvi P. et al. 2007). A terület vulkánosságát K/Ar kormeghatározással hat szakaszra osztották. A számozás a legidősebbtől kezdődik. Az első szakasz 8-6,4 millió éve volt Patakalja (Podrečany), Pinc (Pinciná) és Jelsőc (Jelšovec) környékén; a második szakasz 5,5-3,7 millió éve, a Salgó, a Kis-Salgó, a Pogányvár, a Somos-kő, a Bagolyvár, a Szár-kő és a Monosza tartoznak ide; a harmadik szakasz 2,9-2,6 millió éve, az ajnácskői Vár-hegy, a Békás-tó krátere, a Hegyes-kő vulkánja, a Szilvás-kő, valamint a Medves egy része tartoznak ide; a negyedik szakasz 2,3-1,6 millió éve, Balogfala melletti Guda tűzhányója és az ebből kifolyt várgedei lávaár és a terbelédi lávaár tartoznak ide és folytatódott a Medves működése; az ötödik szakasz 1,5-1,1 millió éve, ekkor a Dobogó, a Ragács, bucsonyi vulkán, bolgáromi és korláti lávatakarói keletkeztek. A hatodik szakasz

18 18 korának meghatározásánál az épen maradt kőzetek hiányában nem a K/Ar módszert alkalmazták, hanem a közeli folyóteraszokat, ennek alapján éves kort határoztak meg (Vass, D. 1992) (3. ábra). 3. ábra: A Nógrád-gömöri-bazaltvidék. Jelmagyarázat: 1 országhatár; 2 tájhatár; 3 vízfolyások; 4 település; 5 bazaltkibukkanás; 6 fő törésvonal; 7 egyéb törésvonal; 8 Somos-kő Medves vonal; 9 Csákányháza Ragyolc Somos-kő vonal; 10 Szilvás-kő (saját szerkeztés, a Karancs Medves TVK c. könyv alapján, szerk.: Horváth G. Pintér Z.)

19 19 5. Szilvás-kő A harmadik bazaltvulkáni szakaszban képződött Szilvás-kő amit a bevezetőben említettem tulajdonképpen három bazaltképződményből áll, amelyek dél-délkeleti észak-északnyugati irányú gerincet alkotnak. Legnagyobb tagja a Nagy-Szilvás-kő (625m) ami a kutatásom fő tárgya, további tagjai a Kis-Szilvás-kő (615m) és a Bagó-kő (515m). A szilvás-kői vulkanizmus 3,8-2,2 millió év között zajlott és több fázisban mehetett végbe. A hegy alapzata miocén korú széntartó (III. telepi szén) üledékekből áll, amelyek minden bizonnyal vizet tartalmaztak, ezért freatomagmás kitöréssel indult meg a működés. Első közelítésben is erre utalnak a sok láva eredetű szemcsét tartalmazó, hullámos rétegek a hegy tetőszintjében. Jugovics Lajos 1968-ban publikált cikkében ugyanakkor még lávaöntő működést határoz meg, mint kezdő működési szakaszt (Jugovics L. 1968). A hegy tetején lévő az említett alábányászás hatására kialakult hasadékokban feltáruló rétegsorok robbanásos termékek, nevezetesen piroklaszt-árak és piroklaszt-torlóárak üledékeire engednek következtetni, amelyek bazaltvulkanizmus esetén jellemzően a freatomagmás működés sajtosságai (Karátson D. 1998, Prakfalvi P. et al. 2007). Vizsgálatom során a piroklasztitok, ár és torlóár eredetét valamint a működés freatikus voltát igyekszem igazolni. Ezt követően a működésben változás állt be, a kitörések már nem voltak olyan hevesek és kisebb lávafolyások indultak meg. A mai hármas kúp alkotta hegyet három kipreparálódott vulkáni csatornakitöltés alkotja, azaz neck-ek (Prakfalvi P. et al. 2007). Fontos kérdés, hogy ezek vajon egyetlen hosszú hasadék kitöltésének maradékai, esetleg önálló csatornából épültek fel, avagy egy központi csatorna és annak parazitakráterei alkotják a hármas kúpot. A Szilvás-kő alatti szénbányászás során tapasztaltak az utolsó feltevést erősítik, mivel a bányászat során nem találkoztak a Nagy-Szilvás-kő csatornáján (kürtőjén) kívüli más vulkáni csatornával. Valószínű tehát, hogy a Nagy-Szilvás-kő csatornája a bányászott szint fölött ágazott szét és alkotott parazitacsatornákat. A felszínen található szálban álló bazalt, ami összeköti Nagy- Szilvás-követ és Bagó-követ, ezek alapján a parazitacsatorna kipreparálódott anyaga (4. ábra).

20 20 4. ábra: Földtani szelvény a Szilvás-kőn keresztül (szerk.: Prakfalvi P. 2007, in: Kiss G. et al. 2007) 6. Freatomagmás működésre utaló jelek A freatomagmás kitörés akkor lép fel, ha a magma kisebb még felfűthető mennyiségű vízzel vagy vízzel telített üledékkel érintkezik. Ilyenkor a hőenergiájának egy része mechanikus energiává változik, ez pedig robbanásos kitörést eredményez. Bármilyen vulkáni működéstípusnál kialakulhat. A freatomagmás kitöréskor a fragmentáció vagyis a részekre szakadás mértéke nagyobb (azaz a keletkező törmelék szemcsemérete kisebb) lehet az eredeti típusú kitörésnél. A bazaltvidék földtani felépítéséből láthatjuk, hogy az a kritériuma a freatomagmás működésnek, hogy a magma vízzel telített kőzettel találkozzék teljesül. Hiszen már a harmadidőszak elejétől tengeri, sekélytengeri és, folyódelta üledékek váltakoztak és ezek üledékanyagai nem csak kötött vizet tartalmazhatnak, de több helyen kiemelten porózusos szerkezetük miatt jó víztartóak (5. ábra). Ráadásul a vulkanizmus idején zajlott a sok homokos üledéket magában foglaló Pannon-beltenger kiédesedése, majd a Pannon-tó feltöltődése. Ekkor a bazaltvidéken folyódeltai, mocsári (fluvio-lakusztrikus) környezet volt jellemző, nedves, csapadékos, mainál enyhébb éghajlat. A feláramló bazalt ebbe a környezetbe érkezett, így megvoltak az alapfeltételek a freatomagmás működéshez.

21 21 További bizonyítékok lehetnek erre a felszínformák: a maarok, salakkúpok, valamint a vulkanizmus során keletkezett jellegzetes piroklasztitok. A piroklasztitok vizsgálatára remek terep a szilvás-kői hasadék. Már említettem, hogy a szilvás-kői piroklasztitok egy csoportja, torlóárra utaló jelleget mutat. A torlóár-piroklasztitok általában vékony (<1m), jól rétegzett kis térfogatú képződmények. Ezek első látásra is azonosíthatók (13. ábra) Ezen felül felismerhetők még Szilvás-kőn bombabezsákolódások és keresztrétegzések, amely bélyegek ugyancsak a torlóárak sajátjai. Torlóárak bazaltvulkanizmus során világszerte igen jellemzőek (altípusa: Surtsey, Izland). 5. ábra: A Szilvás-kő környékének földtani térképe. Szembetűnő hogy a hegy alapkőzetei porózus szerkezetűek és jó víztartóak (saját szerkesztés, a Magyar Állami Földtani Intézet digitális Magyarország 1: földtani térképe alapján.)

22 22 7. Bányászat A bazaltvidéken régóta, a 13. század óta folyik bányászati tevékenység. Eleinte még csak a bazaltkövet bányászták, majd 1848-ban megnyílt az első szénbánya Inászon és egészen 1993-ig a Nógrádi Szénbánya Rt. megszűnéséig folyt a kitermelés. Szilváskőn a bazaltkő bányászatnak köszönhető hogy láthatóvá váltak a bazaltoszlopok. Majd itt is megjelent a szénbányászat a 20. század elején és a század során alábányászták a hegyet. Az első tárnát a Bagó-kő oldalában nyitották, a bányászat során kitermelték a miocén rétegekben lévő szenet, ezután felhagytak a műveléssel, de a bányát úgymond visszarabolták azaz a bezáráskor a használható anyagokat kivették, például a támfákat. Ennek az lett a következménye, hogy 1917 májusában az alábányászott hegy beroskadt és több emeltnyi mélységű, 350m hosszúságú hasadékrendszer keletkezett (Gaál L. Eszterhás I. Horváth G. 2007). A bányászat során kikerülték a központi bazalttelért így csak a hegy külső peremén lépett fel anyaghiány, ahol a beroskadás történt. A telér középen támasztotta alá a felette lévő bazaltrétegeket így azok középen hasadtak ketté (Ozoray Gy. 1960). A hasadékrendszer ÉÉK-DDNy-irányban húzódik és kettészeli a Nagy-Szilváskő csúcsszintjét. Ennek hála módunk van bepillantást nyerni a rétegek felépítésbe és megfigyelni a robbanásos működés termékeit, illetve az őket fedő lávakőzeteket. A hasadékok keletkezésük óta sokat töltődtek, de még ma is elérik az 5-8m mélységet. Alapjuk általában több méter széles, de olykor vállszélességig szűkülnek. A hasadékrendszer sajátos mikroklímája van, hogy a télen bekerült hó firn állapotban sokáig, akár nyárig megörződik (6. ábra). Ezt főleg a hasadékrendszer legmélyebb pontjában tapasztalhatjuk (14m mély), ahol megül a hideg levegő. Ugyan ilyen módon alakultak ki, bár szerényebb méretekben a Kis-Szilváskő hasadékai. Egy másik jellegzetessége a beroskadáskor keletkezett álbarlangok vagy kozekvencia barlangok. A hegyen eddig 30 barlangot tartanak számon, de a mai napig tart a feltérképezésük. A barlangok összhosszúsága 350 m (Eszterhás I. 2003). A barlangok Nagy- és Kis-Szilváskőn egyaránt megtalálhatóak. Hasonló sajátossággal bírnak, mint a mélyebb hasadékok, azaz a környezetüknél jóval hidegebb

23 23 mikroklímával rendelkeznek így itt is sokáig megmarad a firn, sőt egyes barlangokban egész évben megmaradnak a jégképződmények (Eszterhás I. 2003). 6. ábra: Firn a szilvás-kői hasadékrendszer legmélyebb pontjában (május) (saját felvétel) 8. A Szilvás-kő terepbejárása Tanulmányomhoz elengedhetetlen volt, hogy több alkalommal is helyszíni bejárást, megfigyeléseket tegyek a Szilvás-kőn. Ezek során vizsgáltam a Nagy- Szilváskő rétegsorait, valamint ekkor gyűjtöttem a laboratóriumi vizsgálatokhoz szükséges mintákat. A Nagy-Szilváskőt a DK-i irányból felvezető turistaösvényen közelítettem meg. Az első vizsgálati terület a hegy K-i oldalában a kőbányászat során felszínre került oszlopos bazalt. A m magas sziklafalban kétharmadáig, tömött szövetű, szögesen elvált oszlopos bazalt található, ami után hirtelen átmenet nélkül pados lemezes szerkezetűvé válik, majd ismét oszlopos elválású bazalt követi (7. ábra).

24 24 7. ábra: A DK-i fal bazaltoszlopai, a fal felsőrészén húzódik (a képen kevéssé kivehető) a bazalt oszlopos és pados elválása közti határ (saját felévétel) Tovább haladva a turistaösvényen a csúcs ÉNy-i oldalán félköralakban mélyül egy másik egykori bánya. Az itt talált bazalt nem azonos a K-i oldalon talált tömör bazalttal: lyukacsos szerkezetű és könnyen darabokra esik. A feltárásban alul gyengén oszlopos, középen tömeges megjelenésű, tetején pedig lemezes szerkezetűen válik el (8. ábra).

25 25 8. ábra: 1 lemezesen elvált bazalt; 2- tömeges bazalt. A képen nem látható a legalsó helyzetű, gyengén oszlopos elválást mutató rész (saját felvétel) A csúcsrészen lévő hasadékok közül a főhasadékban találhatóak azok a rétegfalak, amelyeket tanulmányoztam. A hasadék DK-ÉNy-i irányú, kezdete nem sokkal a bazaltorgona fal tetejétől indul. Az oszlopok felőli végén a hasadék falában egy konzekvencia barlang mélyül a bazaltba. A barlangtól nem messze tovább a hasadékban található az első általam vizsgált piroklasztit fal, amely egészen egy breccsás bazaltláva kibukkanásáig terjed. Az szóban forgó rétegek a hasadék egy kis részét képezik. Csak az egyértelmű, jól vizsgálható falrészekre koncentráltam. Ezek a

26 26 részek a hasadék DK-i kezdetétől két szakaszban találhatóak, és össz-hosszúságuk csak töredéke a teljes, több száz méteres hasadéknak. A vizsgált rétegfalak mindig a hasadék DNy-i fala, mert az ÉK-i fal általában lankásabb, törmelékkel, növénnyel és földel fedett. Az első rétegfalban több szintet lehet megállapítani. A fal magassága 3-3,5m. A rétegek általában szinttartóak, de az alsóbbak enyhe meredekséggel eltűnnek a talajban. Ez a rétegfal m-en át követhető, majd ÉNy-i végét hirtelen elmetszi minden átmenet nélkül egy breccsás láva. A lávától kezdve meredeken mélyül és vállszélességig szűkül a hasadék, itt mind a két oldalt több méter magas a lávafal. A breccsás láva után ismét kitágul a hasadék és ugyan-úgy, mint előtte a DNy-i szinte függőleges oldal rétegei jól láthatókká válnak, míg szemben az ÉK-i fal hasonló a korábbihoz, alacsonyabb és fedett lesz. A második rétegfalnál is jól elkülöníthetőek a rétegek a piroklasztit-összletben. Ez a rétegfal 5-6 m magasságú. A vizsgálható rétegfal itt is legfeljebb 10 méter hosszú. Ezután a rétegek már nem különíthetőek el, sok a törmeléktakarás, ez a helyzet jellemző a hasadékrendszer feléig ahonnan már csak breccsás vagy tömeges lávát lehet látni egészen a végéig I. rétegfal A konzekvenciabarlangtól a breccsás lávaösszletig terjedő szakasz leírása. A rétegben vöröses, barnás színű piroklasztok találhatóak, a fal barlanghoz közelebbi oldalán a tömeges láva egy rétegzetlen piroklasztit-összletbe megy át minden átmenet nélkül. Ez az összlet a fal aljától a tetejéig kb 5 méter hosszan tart. Ezután a falban egy törés látható. Innen kezdődik a rétegzett szakasz. Az első 5 méter piroklasztit-rétegét nem vizsgáltam. A jól feltárt következő falszakaszon világosan elkülöníthető rétegeket lehet látni. A fal kétharmadáig vastagabb rétegek húzódnak, amelyek között vékonyabban bemélyült határrétegeket lehet látni. A felső egyharmadban vékony rétegek sorozata húzódik, amelyek váltakozva preparálódtak ki. A piroklasztitban 8 réteget határoztam meg.

27 27 1. réteg A réteg a fal 1 m-es szintjében helyezkedik el, alatta a piroklasztit-összlet rétegzetlen. Fél méter vastagon tárul fel, de lehet, hogy vastagabb. Rozsdabarna színű, lapillikövekből (2-64 mm) áll. Viszonylag jól osztályozott. A lapilli helyenként zsinóros megjelenésű. A réteg gyengén cementált. A felismert bélyegek alapján szórt piroklasztitra következtetek. A réteg fokozatosan ereszkedik, majd eltűnik a föld alatt (9., 12., 15. ábra). 9. ábra: Az 1. réteg szemcséi. A lávaeredetű szemcsék olykor tömeges megjelenésűek, másszor zsinórokba rendezettek. Jól látszik a réteg lapilli váza (saját felvétel)

28 28 2. réteg Feketés színű, az 1. és 3. rétegnél mélyebben elhelyezkedő, szinttartó viszonylag jól osztályozott réteg, benne kisebb lapilli kövekkel. A réteg átlagosan 10 cm vastag. Fokozatosan ereszkedik, majd eltűnik a föld alatt (12., 15. ábra). 3. réteg Vörös színű réteg rajta helyenként kórházzöld, zúzmók alkotta máz. A réteg kb. fél méteres vastagsággal indul, de fokozatosan vastagszik. A mátrixa durva szemű, lapillikő szemcsevázú átlagosan nagyobb szemcseméret figyelhető meg, mint az 1-es rétegben. Osztályozatlan. Benne hatalmas vulkáni bombák fordulnak elő (>256 mm). Feltehetőleg piroklaszt-ár üledéke, erre az egyenetlen vastagsága (völgykitöltés?), illetve a rossz osztályozottság utal, valamint a bene található bombák sem becsapódásosak, inkább az árra jellemzően magával sodorta őket. A rétegben két nagy bomba (>30cm), az egyik sugarasan elvált bazaltláva darab, a másik egy xenolit amely valószínűleg a hegy aljzatából való. A xenolitról ránézésre nem lehet megállapítani, hogy riolittufa-e vagy homokkő. A réteg fokozatosan ereszkedik lefelé, majd a feltárás felénél eltűnik a föld alatt. Nagyon erősen cementált, ha valóban ár üledék, akkor ez vagy összesülés miatt alakult ki vagy a színe alapján elképzelhető, hogy valamilyen vasvegyület okozta (10., 12., 14., 15. ábra).

29 ábra: A 3. réteg közelről. A réteg azon helyein ahol nincs rajta máz jól, látszódik az élénkvörös szín és a lapilli szemcseméret (saját felvétel) 4. réteg Színe ugyan olyan, mint a 2. rétegé, azaz feketés színű, a körülötte lévő rétegeknél jobban bemélyedő, szinttartó, viszonylag jól osztályozott réteg, benne kisméretű lapillivel. Átlagos vastagsága 10 cm. Különbség, hogy a feltárás elején még jól kivehető, de ahol a 3. rétegen is megjelenik a kórházzöld máz, rajta is ugyan-úgy megjelenik, és a felette lévő 5. rétegen is. Ezen a részen a máz egységes felületté változtatja a rétegeket, a szemcséket nem lehet kivenni, mert a máz teljesen beborítja, de ahol hiányzik, ott a korábbi, máznélküli réteggel közel azonos magasságban előtűnik ugyan-olyan tulajdonságokkal, és jól látszik, hogy egyenletesen húzódik a 3. réteg és az 5. rétege között (12., 14., 15. ábra).

30 30 5. réteg A 3. réteghez nagyon hasonló. Vöröses színű, helyenként korházzöld mázzal, rosszul osztályozott, de attól eltérően finomabb vázú, a lapillikövek kisebb szemcseméretűek. Ez réteg is vastagszik, majd utána szinttartó lesz, a feltárás végéig látható. Kevésbé cementált, de így is erősen az. Nagyjából a réteg közepén egy sugarasan elvált enyhén hólyagos bazaltbomba figyelhető meg, ugyan-azon a helyen ahol a 3. rétegben is (11., 12., 14., 15. ábra). 11. ábra: Az 5. réteg közelről. A képen jól látszódik a réteg nagy részét befedő zöldes színű zuzmó-,,máz. Ez olykor a szemcséket is eltakarja, és összefüggő felszínt képez (saját felvétel)

31 ábra: Részlet az I. rétegfalból réteg; 2 2. réteg; 3 3. réteg; 3a Sugaras elválású bazaltbomba; 3b Aljzatból származó xenolit; 4 4. réteg; 5 5. réteg (saját felvétel) 6. réteg A 2. és 4. rétegekkel azonos. Fekete, mélyebb bevágódott réteg. Általában 10cm vastag, szinttartó. Érdekessége, az elején megfigyelhető (vélt vagy valós) elágazás, a réteg látszólag kettéoszlik és a 7. réteget foglalja magában (14., 15. ábra).

32 32 7. réteg Nagyon hasonló a 3. és 5. rétegekhez. A feltárásban jobb kéz felé jelentősen megvastagszik. A kórházzöld máz ennek felszínén is megtalálható. Cementáltsága olyan, mint a 3. rétegé. Sajátossága, hogy a feltárás elején még hiányzik, csak a 6-os réteg elágazásától indul pár centiméteres vastagsággal és hirtelen, de fokozatosan fél méteresre vastagodik a feltárás közepéig, onnantól pedig szinttartóan húzódik egészen a végéig. Továbbá a 6. réteg fölött a feltárás elején van egy ugyancsak fél méteres réteg, ami egyből ilyen vastagon kezdődik. Feltehetőleg a feltárás barlang felőli falától indult, de azon részen már erodálódott, ezért hiányzik. Ez a nem besorolt réteg a vizsgált falrész közepéig elvékonyodik, majd eltűnik, ott ahol a 7. réteg eléri a maximális vastagságát. A 7. réteg és e besorolatlan réteg között a 6. réteg felső elágazása található, míg el nem tűnik a feltárás közepén. Kérdés, hogy a 7-es és a besorolatlan réteg között van e valamilyen kapcsolat. Elképzelhető lehet, hogy mivel mind két esetben az árpiroklasztitokra jellemző tulajdonságúak, ezért egy ár eredményei, aminek a részei különböző gyorsaságúak voltak és így egymásra rakódhattak. Erre utaló jel lehet, hogy a 6. réteg kiágazásából ered a 7-es, ráadásul a 6. mind két ága azonos tulajdonságú, valamint hogy a besorolatlan réteg ugyan úgy tűnik el, ahogy a 7-es megjelenik, gyorsan, de fokozatosan vékonyodva és a maximális vastagságuk is hasonló. A nem besorolt rétegből és a 7. rétegből használható mintát nem lehetett begyűjteni a nagyfokú cementáltsága miatt, így más, alaposabb vizsgálatra lesz szükség, hogy a kérdéses kapcsolatot alátámaszthassuk (14., 15. ábra). 8+ rétegsor A vitatott 7. réteg fölött a feltárás tetejéig, nagyszámú vékony réteg figyelhető meg, amelyek eltérő módon preparálódtak ki. A rétegek egy része a 2., 4. és 6os rétegekkel hasonlóságot mutat, más rétegei pedig finomabb szeműek, akár pusztán

33 33 hamufrakcióból állnak. Az összletben sok helyen öklömnyi nagyságú bombák láthatóak. A tulajdonságai alapján egy torlóár sorozat lehet. A rétegfal teteje erősen erodált (13.,14., 15., 16. ábra). 13. ábra: A képen a 8+ torlóár sorozat kis rétegei. Jól látszik a különböző mértékű kipreparáltság (saját felvétel) Ezt a feltárást a már említett breccsás lávaösszlet zárja, illetve vágja el. A piroklasztitrétegek ugyanis hirtelen érnek véget, a láva átmenet nélkül, közel függőleges vonallal metszi el őket. A piroklasztitrétegek itt csaknem vízszintesen futnak, a határnál sem kezdenek el emelkedni, meghajlani, ami azt mutatná, hogy a láva megszilárdulása után keletkeztek és arra rárakódtak. Ez alapján a breccsás láva (lávabreccsa vagy esetleg sekély telér) a piroklasztitrétegeket eredményező kitörés(ek) után keletkezett (16. ábra).

34 ábra: Az I. rétegfal részlete réteg; 4 4. réteg; 5 5. réteg; 6 6. réteg; 7 7. réteg; 8+ torlóár sorozat (saját felvétel) 15. ábra: Az I. rétegfal teljes rétegsora réteg; 2 2. réteg; 3 3. réteg; 4 4. réteg; 5 5. réteg; 6 6. réteg; 7 7. réteg; 8+ torlóár sorozat; ba besorolatlan réteg (saját felvétel)

35 ábra: Az I. rétegfal ÉNy-i vége, ahol a rétegsorokat lefejezi a breccsás láva. 8+ a torlóár sorozat rétegei; H a torlóárrétegek és a breccsás láva közti határ; BR breccsás láva (saját felvétel) 8.2. II. rétegfal A második vizsgált rétegfalon hasonló jellegű piroklasztitrétegek figyelhetők meg, mint az elsőn, csak sokkal kevesebb szintet lehet megkülönböztetni. Biztonsággal csak két réteg meglétét állapítottam meg. A fal jól megfigyelhető feltárása hasonló hosszan fut ÉNy-i irányba, mint az első, azután vizsgálatra alkalmatlan lesz. Itt a rétegeket római I.-el és II.-el jelöltem. I. réteg A réteg a breccsás láva oldalának meredek szintjét követi. Hirtelen megvastagszik a feltárás közepén, néhány 10 centiméterről közel 2m vastagra majd rövidesen ismét pár

36 36 10 centiméterre vékonyodik úgy, hogy meredeken emelkedik a réteg. Völgykitöltő jelleget mutat. Lapillikőből áll, a hamutfrakció hiányzik. A korábbi feltárásban található megvastagodó rétegeknél jóval kevésbé cementált. Színe is eltérő, a vöröses helyett fekete színű, de rajta is megtalálható a,,korházzöld máz. Benne nagyméretű, sugarasan elváló bombát nem találni. Ennek alapján a máz valószínűleg nincs hatással a cementáltságra. A cementáltság okát feltehetőn az ár eredetben kell keresni, nevezetesen az ár-üledékek, ha túl nagy hőmérsékletűek, vörösesen elszíneződhetnek és összesülhetnek. Az első feltárás összes erősen cementált rétege vöröses elszíneződésű, míg az I-es sötét, feketés színű. Így elképzelhető hogy egy kisebb hőmérsékletű árnak az üledéke. Innen lehet az eltérő cementáltság (17. ábra). II. réteg Az I-es réteg felett az első falhoz hasonlóan a feltárás felső részében itt sok vékony, eltérő módon kipreparálódott réteg található. A rétegek eltérő összetételűek, vannak vékony, csak hamufrakcióból állók, és vastagabb lapillit is tartalmazó rétegek. Ezt is egy torlóár üledéksorozatnak határoztam meg. Ebben a sorozatban konkrét torlóárra utaló jeleket lehet látni, amik egyben a freatomagmás működésre is utalnak. Az összlet egészében találhatunk bezsákolódott öklömnyi bombákat valamint keresztrétegzéseket. Ha a bezsákolódás nem is csak a torlóárra igaz, a keresztrétegzés mindenképpen e folyamatk sajátja a benne lévő turbulens áramlások miatt (17. ábra).

37 ábra: A teljes II. rétegfal. I I. réteg; II II. réteg; BR breccsás láva (saját felvétel) 9. Laboratóriumi vizsgálatok A laboratóriumi vizsgálat során a meghatározott piroklasztit rétegek szemcseeloszlását vizsgáltam. Azért választottam ezt a módszert, mert ez szolgáltatja a legnagyobb adatmennyiséget, ha piroklasztitokat vizsgálunk, valamint nagyon jó jellemzést ad azok eredetéről. Eredetük lehet szórt, ár vagy torlóár. Az eltérő eredet eltérő szemcseeloszlást és osztályozottságot eredményez (R.A.F. Cas & J.V.Wright, 1998). A módszer eredményeivel meg tudom határozni, hogy az egyes rétegek milyen eredetűek. Három eredet lehetséges: egyszerű szórt, ár üledék vagy torlóár üledék. A rétegek eredetéből, sorrendjéből következtetni lehet a vulkáni működés jellemvonásaira, és meg lehet határozni a vulkánosság típusát (pl hawaii, stromboli), illetve jellegét (freatomagmás vagy magmás robbanásos). A módszer alapja az a megállapítás, hogy a piroklasztitok osztályozottsága az eredetüktől nagyban függ. A szórt piroklasztitok legfőbb jellemvonása, hogy jól osztályozottak, tehát szűk szemcsetartományban