Vulkáni-törmelékes kızetek vizsgálata a Visegrádi-hegységben

Átírás

1 EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR Földrajz- és Földtudományi Intézet Természetföldrajzi Tanszék Vulkáni-törmelékes kızetek vizsgálata a Visegrádi-hegységben DIPLOMAMUNKA Készítette: KÓSIK SZABOLCS geográfus Témavezetı: DR. KARÁTSON DÁVID egyetemi docens Budapest 2006.

2 TARTALOMJEGYZÉK fı 1. Bevezetés, célkitőzések 1. oldal 2. A Visegrádi-hegység kutatástörténete 3. oldal 3. A miocén vulkanizmus háttere: a kárpát-pannon térség fejlıdéstörténetének vázlata 5. oldal 3.1. A Pannon-medence geodinamikai fejlıdése 5. oldal 3.2. A Kárpát-medence intermedier mészalkáli vulkanizmusa 5. oldal 4. A Visegrádi-hegység földtani felépítése 8. oldal 5. A Visegrádi-hegység vulkáni kızettípusai 11. oldal 5.1. Dácitok, riodácitok 11. oldal 5.2. Andezitek 12. oldal 6. A vulkáni törmelékkızetek keletkezésének és jellemzıinek áttekintése 14. oldal 7. Vulkanológia és petrográfia 17. oldal 7.1. A minták leírásának metodikája 17. oldal 7.2. A minták leírása 18. oldal 7.3. A petrográfiai vizsgálatok során kapott eredmények 38. oldal A kızetek keletkezési módjának igazolása informatikai módszerek segítségével 38. oldal 8. Terepi szedimentológiai megfigyelések 42. oldal 8.1. A szedimentológiai megfigyelések alapjai 42. oldal 8.2. A Zsivány-sziklák szedimentológiai vizsgálata 42. oldal A Zsivány-sziklák elhelyezkedése és kialakulása 42. oldal A Zsivány-sziklák szelvényeinek vizsgálata 44. oldal 8.3. A Vasas-szakadék szedimentológiai vizsgálata 49. oldal 8.4. A litoklasztokból készült vékonycsiszolatok számítógépes kiértékelése 52. oldal A vizsgálat során kapott eredmények 52. oldal Újabb adatok a Zsivány-sziklák rétegsoraihoz 54. oldal A Rám-szakadékban és a Tost-szikláknál kapott eredmények 55. oldal 2

3 9. Összefoglalás 56. oldal 9.1. A vulkáni-törmelékes kızetek vizsgálata során kapott eredmények 56. oldal 9.2. A hegység vulkanizmusával és felszínfejlıdésével kapcsolatos eredmények 56. oldal 9.3. A további vizsgálódás fıbb irányainak lehetıségei 57. oldal Köszönetnyilvánítás 59. oldal Irodalomjegyzék 60. oldal 3

4 1. Bevezetés, célkitőzések Diplomamunkámban a Visegrádi-hegység vulkáni-törmelékes kızeteinek vizsgálatával foglalkozom. Annak ellenére, hogy a hegység területének jelentıs részén piroklasztikus breccsák és azok áthalmozott üledékei vannak a felszínen (Karátson et al. 2006), egy-egy területre vonatkozó részletesebb vizsgálatokat eddig nem folytattak a jelen munka témájában. Saját vizsgálataim során a vulkáni-törmelékes képzıdmények elsıdleges vagy másodlagos (áthalmozott) voltának kiderítésére törekedtem, elsısorban a kızetfeltárások részletes kızettani, vulkanológiai, vulkanoszedimentológiai elemzésével. Terepbejárásaim során a hegység 17 kızetfeltárását tanulmányoztam és 38 kızetmintát győjtöttem be nagyrészt vulkáni-törmelékes kızetekbıl. A mintákat elsısorban a vulkáni anyag mátrixából vettem, mivel ezek jóval több információval szolgálnak a szállítási folyamatokról, a hegységben lejátszódó anyagáthelyezıdésekrıl, sıt részben a hegység miocén felszínfejlıdésérıl is, mint a lávaanyagot reprezentáló litoklasztok. A győjtés és a kızetek makroszkópos leírása után került sor a vékonycsiszolatok elkészítésére. A petrográfiai vizsgálatokat követıen az egyes mintákat a Karátson Dávid és munkatársai által a közelmúltban összeállított (Karátson et al. benyújtott tanulmány), a hegységben található lávakızetek osztályozására vonatkozó elvek alapján csoportosítottam. Egyes mintavételi helyeken (pl. Vasas-szakadék, Zsivány-sziklák) részletes szedimentológiai megfigyelésekre is sor került, és a kızettani adatok, illetve a kémiai összetétel ismeretében ezeken a területeken a lerakódó üledékek litológiájának relatív idıbeli változásáról is kaptam információkat. A kızettani vizsgálatok mellett a lerakódás körülményeire is próbáltam következtetni. Ehhez megvizsgáltam az egyes minták kristályainak és juvenilis alkotórészeinek szemcseméretét, a kristályok osztályozottságát, kerekítettségét. Szedimentológiai jellegő vizsgálatomhoz fotóstatisztikai módszert is segítségül hívtam, amellyel a minták irányítottságát és kerekítettségét határoztam meg. Sajnálatos módon a fényképezést mőszaki problémák is hátráltatták, így a minták egyelıre csak kis hányadán volt lehetıségem a fotóstatisztikai vizsgálatok elvégzésére. A 17 mintavételi hely közül két helyen piroklasztitokat is sikerült találni, de a többi helyen a hegységet másodlagos, epiklasztikus (ezen belül gyakran blokk- és hamuárakból továbbhalmozott) kızetek fedik. Az epiklasztitok kızettani besorolása jóval összetettebb a bennük föllelhetı lávakızetekénél, mivel gyakran több fajta andezit is 1

5 keveredik. Vannak azonban olyan törmelékes kızetek is, amelyek ásványtani szempontból teljesen egyveretőek és megfeleltethetıek a kiömlési, szubvulkáni kızettípusoknak. Diplomamunkámban az egyes típusok vulkáni-törmelékes kızetek típusainak hegységen belüli elterjedését felderítve próbálom a vulkáni felépítményt és az egykori felszínalakító folyamatokat rekonstruálni. 2

6 2. A Visegrádi-hegység kutatástörténete A Visegrádi-hegység elsı az egész hegységre kiterjedı vizsgálatát Koch végezte (1871a, 1871b, 1871c, 1872, 1874), amelynek eredményeit az 1877-ben elkészült monográfiájában foglalta össze. Ebben a munkában jelent meg az elsı fı földtani térkép a hegységrıl. Szabó (1872, 1894) a hegység Börzsönnyel való kapcsolatát említette meg, ill. az andezitek képzıdését magmakeveredéssel magyarázta. Schafarzik (1902) elkészítette a hegység pontosított földtani térképét, valamint beszámolt tektonikai megfigyeléseirıl is. Szőcs (1934, 1937) kızettani kutatásait Pilismarót és Dobogókı környékén végezte. A hegység egészérıl Lengyel (1925a, 1925b, 1926, 1927, 1950, 1951, 1953) közölt kızettani vizsgálatokat, vizsgálta az alaphegység és a vulkáni kızetek viszonyát, megbecsülte a vulkánosság kezdetét és elkülönítette szakaszait. Vendl (1928) megfigyelte, hogy a Visegrádi-hegység és a Pilis közötti határ tektonikus eredető, az északi területek alatt a triász kızetek a mélybe süllyednek, s erre települnek rá a harmadidıszaki képzıdmények. Schafarzik és Vendl (1929, 1964) a hegység geológiai felépítését egy kirándulásvezetıben ismertették. Cholnoky (1937) a hegység vulkánmorfológiai rekonstrukciójában három kitörési központot különített el. Az egyik a Dobogókıtıl É-ra lévı kettıs kaldera, melyek kettıs berogyás során keletkeztek. Az idısebbik formának a Dobogókı peremét tartotta, míg ennek közepén a fiatalabb Keserős-hegy íves gerince terül el. A második a visegrádi központ volt, mely kisebb lávafolyásokból épül fel. Ennek oldalkrátereinek tekintette a visegrádi Várhegyet és a Csódi-hegyet. A harmadik központ a Nagy-Csikóvár volt. Wein (1939) megfigyelte, hogy a tufák a mőködés kezdeti stádiumában vízben ülepedtek le, s csak késıbb szárazföldön. Megállapította, hogy a tufák vastagsága a kitörési centrum felé növekszik. A vulkáni mőködés kezdetét burdigálai-helvéti (eggenburgi-ottnangi határ) határra, a végét a tortonaira (bádeni) teszi. Zelenka (1958, 1960) földtani és kızettani vizsgálatokat végzett a hegység déli részén, ahol a vulkáni és az üledékes kızetek viszonyát vizsgálta. Foglalkozott a vulkáni mőködés szakaszaival ill. a vulkáni mőködés és a tektonika kapcsolatával is. Balla és Korpás (1980) a Dunazug-hegységben a vezetıszintek hiánya miatti nehézkes térképezésrıl írtak. Balla és Mártonné Szalay (1980) paleomágneses mérésekkel kísérelte meg a Dunazug-hegység és a Börzsöny szerkezetének rétegtani felosztását és párhuzamosítását. Korpás et al. (1998) kiadták az 1982-es magyarázót a Börzsöny és a 3

7 mő Visegrádi-hegység 1:50:000 méretarányú földtani térképéhez, amely a legpontosabb összefoglaló a területrıl. Both (2001) a pomázi Kı-hegy vulkanológiaivulkánmorfológiai viszonyait vizsgálta diplomamunkájában, Bendı (2002) szintén diplomamunka keretein belül végzett petrográfiai vizsgálatokat a visegrádi Várhegy környékén. Karátson et al. (2006) a Keserős-hegyi vulkánt lávadómcsoportként értelmezték, É felé nyitott mélyedését U-alakú hegycsuszamlással magyarázták, amelynek morfológiájához utóbb a Dunakanyar is igazodott (1. ábra). 1. ábra: A Visegrádi-hegység ısföldrajzi képe a pleisztocén elején (Karátson et al. in 2006 alapján, módosítva) 4

8 3. A miocén vulkanizmus háttere: a kárpát-pannon térség fejlıdéstörténetének vázlata értelmezhetı (Fodor és Csontos 1998). Az aljzata fıként takarós szerkezető, szerkezetileg 3.1. A Pannon-medence geodinamikai fejlıdése A Pannon-medence, mint tektonikai egység csak az alsó miocéntıl létezik és a kárpáti ívvel párhuzamosan lezajló szubdukcióhoz kapcsolódó ív mögötti medenceként eredető Tisza-Dácia lemez található. A két mikrolemezt a Közép-magyarországi vonal fıként két egység alkotja. Az afrikai kapcsolatokkal rendelkezı ALCAPA egység a medence északi részén helyezkedik el, míg tıle délre, a származását tekintve európai választja el egymástól (Csontos, 1995, Fodor és Csontos 1998). Az alpi kompressziós zónából a korai miocénben az ALCAPA blokk keleti irányú kilökıdést szenvedett (Kázmér és Kovács, 1985). A találkozó két egység kezdetben ellentétes irányú forgása után a középsı miocénban a két mikrolemez együttes keleti irányú mozgása zajlott. A mai helyük felé mozgó ALCAPA és Tisza-Dácia lemezek alá fokozatosan Ny-ról DK-i irányban alábukott az itt hullámzó bádeni tenger vékony aljzata, melynek következményeként létrejöttek a Kárpátok külsı győrt hegyláncai, valamint kialakult a Pannon-medence. A medenceképzıdés két fázisban zajlott, a litoszféra extenziója a korai és középsı miocénban (szin-rift fázis) a szubdukálódó lemez kelet felé való hátrálásának ( roll back hatás) tulajdonítható. Az elvékonyodást az alábukó lemezzel együtt hátráló takarófront szívó hatása is fokozta (Csontos, 1995). A középsı miocéntıl kezdıdıen a medence termális süllyedése (poszt-rift fázis) egészen a pliocénig zajlott. A Pannonmedencében ma is tapasztalható feszültség az Adriai-lemez észak felé tartó mozgásának, az általa kifejtett kompressziónak tulajdonítható (Fodor és Csontos 1998) A Kárpát-medence intermedier mészalkáli vulkanizmusa A Kárpát-Pannon térség fejlıdésének egyik legmeghatározóbb eseménysora volt a miocéntıl a pleisztocénig, majdnem 20 millió éven keresztül tartó vulkáni aktivitás (Szabó et al. 1992, Pécskay et al. 1995). A vulkánosság a Pannon-medence és a Kárpátok 5

9 kialakulásának szerves velejárója volt. A Kárpát-medencében a vulkáni kızetek szinte az egész térségben elıfordulnak, felszínen fıként a Kárpátok belsı hegykoszorúja mentén, míg a medence belsejében általában fiatalabb üledékek települnek a vulkáni összletre. A vulkanitok kora, kızettani jellemzıi, ill. a vulkáni mőködés sajátosságai alapján négy csoportba osztható (Harangi 2001). 1) magas SiO 2 -tartalmú vulkáni kızetek; 2) mészalkáli intermedier vulkáni képzıdmények; 3) káli és ultrakáli magmás kızetek; 4) alkálibazalt vulkanitok. A továbbiakban a Visegrádi-hegységet is felépítı intermedier mészalkáli vulkanizmust mutatom be. Az intermedier mészalkáli vulkanitok a szubdukció varratvonalától kb. 200 kmrel beljebb kerültek a felszínre, legkorábban Dél-Lengyelországban, a Felvidék Ny-i részén és a Börzsöny-Visegrádi-hegységben. Ettıl K-, majd DK-felé mintegy 700 km-es hosszúságban húzódik az egyre fiatalodó vulkáni hegységek sorozata. A nyugati és északi területeken a vulkáni öv széles vonulatban húzódik, néhol a 400 km-t is eléri. Az Eperjes- Tokaji-hegységtıl keletre elkeskenyedik, a Keleti Kárpátokban csak néhány kilométer. A Kárpátok vonulatán kívül még az Erdélyi-középhegységbıl és a Mecsekbıl is ismeretesek hasonló korú andezites kızetek. A geokémiai vizsgálatok alapján elmondható, hogy az alábukó lemez hidratált ásványokat tartalmazó üledékeket vitt magával. A nagyobb nyomás és hımérséklet hatására a hidratált ásványokból víz és egyéb illók szabadulnak fel, melyek fölfelé mozgásuk során a felsıbb köpenyrészeket átitatták (köpenymetaszomatózis). Ezzel párhuzamosan az olvadáspont lecsökkenésével megindul a felsı köpenyrész parciális olvadása, s bazaltos magmák jöttek létre. A keletkezett magmák többszöri differenciálódást követıen kerültek a felszínre. A hazai intermedier vulkanitok termékei kızettani szempontból fıleg andezitek, dácitok, riolitok, kisebb részben bazaltandezitek-bazaltok közé sorolhatók. Ezek a kızetek változatos kitöréstermékekbıl álló rétegvulkáni szerkezeteket építenek fel, melyek központjában kráterek vagy kalderák vannak (Konecny et al., 1995; Karátson, 1995; Karátson et al. 2000; 2001). A vulkánok lábainál áthalmozott törmelékmezık húzódnak, melyek közé néhol ár-piroklasztitok, lávaárak települnek. A vulkáni felépítmények általában periodikus kiömléses és robbanásos mőködéssel keletkeztek, melyet a mőködés szüneteiben meginduló gravitációs mozgások és a víz áthalmozó tevékenysége módosított. A vulkánosság kb. 16,5 millió éve kezdıdött az ív nyugati végén (Közép-Szlovákiai Vulkáni terület, Börzsöny, Visegrádi-hegység.; Pécskay et al., 1995; Karátson et al., 2000). A nyugati területek vulkánjai 16-9 millió évvel ezelıtt mőködtek. A vulkáni aktivitást fıként andezites, dácitos vulkánosság jellemezte, a végsı 6

10 fázisban bazaltandezites magmák törtek fel. Az Északkeleti-Kárpátok hegységei 14-9 millió éven át voltak aktívak (Pécskay et al. 1995). A legfiatalabb vulkáni képzıdmények a Keleti-Kárpátokban Kelemen-és Görgényi-havasok ill. a Hargita területén találhatók. A mőködés a Kelemenben kb. 9,5 millió éve kezdıdött, s délfelé tolódva néhány tíz ezer éve fejezıdött be a vulkáni ív DK-i végét jelentı Csomádban (Pécskay et al. 1992, Szakács et al. 1993). A vulkáni tevékenység okát illetıen a kutatók véleménye nem egységes. Szabó et al. (1992) és Downes et al. (1995) szerint az intermedier vulkanizmus kiváltója a szubdukció volt. Mások, mint pl. Harangi (2001) csak a Keleti-Kárpátok szubdukciós eredetét látják valószínőnek, a Nyugati-Kárpátokban a vulkánosság eredetét a litoszféra extenziójával magyarázzák. 2. ábra: A neogén intermedier vulkáni kızetek a Kárpát-Pannon régióban (Pécskay et al nyomán, Pannon Enciklopédia, Szakács és Karátson 2002) 7

11 4. A Visegrádi-hegység földtani felépítése A Visegrádi-hegység vulkáni képzıdményei nyugati irányban Esztergomig fellelhetık, a Pilistıl egy DK-ÉNy-i irányú vetırendszer választja el, amely mentén a Visegrádi-hegység feküképzıdményei mélybe süllyedtek. A vulkáni képzıdmények keleti határa a Duna vonala mentén húzható meg, míg az északi részen a Duna nem jelent földtani értelemben választóvonalat, mivel a Börzsönyben is hasonló jellegő vulkanizmus zajlott. Az alábbiakban részletesen áttekintett képzıdmények ismerete fontos a hegység fejlıdésének rekonstruálásához. A hegység aljzatát képezı legidısebb kızetekrıl keveset tudunk, a felszakított aleurolitokat márgákat csak zárványokból ismerjük (Korpás et al. 1998). A középsıtriászt a Budaörsi Dolomit képviseli (Szentes 1968), majd a felsı-triászban sekélyvízi körülmények között települt erre Fıdolomit összlet. A Fıdolomitot a Dachsteini Mészkı fokozatosan váltja fel (Szentes 1968). Jura képzıdmények nem ismertek a hegységben, a Pilisben is csak nagyon kevés helyen (Nagy 1969). A krétában a Fıdolomit és a Dachsteini Mészkı karsztos töbreiben bauxit és bauxitos üledékek halmozódtak föl (Zelenka 1958; Szentes 1968). A felsorolt mezozoós képzıdmények felszínen csak a szomszédos Pilisben és Esztergom környékén fordulnak elı, a Visegrádi-hegység középsı része felé haladva egyre nagyobb mélységben helyezkednek el. A nyugati területek eocén képzıdményei a Lencsehegyi, Csolnoki, Tokodi és Szépfölgyi formációk, amelyek a kıszénbányászat következtében részben felszínen részben bányákban lettek feltárva. A DK-i részen a sekélytengeri körülmények között kifejlıdött Szépvölgyi Mészkı ismeretes, ami szenes rétegekkel kezdıdik, utalva a területet érintı fı transzgressziós folyamatra. A mészkıre Budai Márga települ, amely már az oligocén során fokozatosan megy át a mélytengeri körülményeket reprezentáló Tardi Agyagba. Mélytengeri környezetben az anoxikus Tardi Agyag képzıdése a nem anoxikus Kiscelli Agyagba megy át. Ezt követıen regresszió zajlott, melynek során Hárshegyi keletkezett a partközeli területeken (Wein, 1939; Korpás et al. 1998). Az elsı vulkáni képzıdmények feküjét a Budafoki Homok és az alatta található Törökbálinti Homokkı képviseli. A középsı-miocén során keletkeztek a hegység tömegét felépítı mészalkáli vulkáni képzıdmények. Zelenka a vulkánosság megindulását a stájer orogén mozgásokkal hozza összefüggésbe (Zelenka 1960). A vulkánosság kezdete a bádeni korszak elejére tehetı, és a radiometrikus koradatok alapján a vulkanizmus a bádeniben 8

12 véget is ért (Korpás et al. 1998, Karátson et al és benyújtva). A vulkanizmus két szakaszra bontható. Korpás et al. (1998) szerint a korai szakasz 15,2-14,8 millió év között zajlott, a mőködést sekélytengeri, tengerparti mocsári környezetben meginduló freatomagmás kitörések jellemezték. Karátson és munkatársai (2006) a korai szakaszt 16 millió évnél korábbra teszik és sekélytengeri környezetet rekonstruálnak, majd a szárazulativá váló mőködés egy-másfél millió évig tartott. A kezdeti szakasz termékei egyrészt a felszín alatt kis mélységben megszilárduló telérkızetek, szubvulkáni testek (lakkolitok) vagy lávadómok, dagadókúpok (extrúziók), másrészt ún. freatomagmás robbanásos kitörések nyomán képzıdött horzsakı-tartalmú vulkáni törmelékek voltak, melyek kızettani szempontból dácitos- andezites összetételt mutatnak. Jellemzı kísérıásvány a gránát. A hegység zömét létrehozó vulkáni mőködés a folyamat második szakaszában zajlott. A kisebb vulkáni kúpok helyett nagyobb robbanásos jellegő, lávadómcsoportok keletkezése volt jellemzı. Ezek kitöréstermékei kızettanilag a piroxén-, amfibol andezitekhez sorolhatók, vulkanológiai szempontból fıleg blokk- és hamuár üledékek, lávabreccsák (és ezek áthalmozott változatai) találhatók. A lávakızetek szerepe alárendelt. A vulkáni képzıdményeket egyenetlenül fedik a negyedidıszak üledékei. A pleisztocénbıl fıleg homok, kavics, lösz és lejtıtörmelékek lerakódása említhetı, a holocén során lejtıtörmelékek és folyóvízi hordalékok lerakódása ill. talaj képzıdése volt a jellemzı (3. ábra). 9

13 3. ábra: A Visegrádi-hegység földtani felépítése (Karátson et al. benyújtott tanulmánya alapján) 10

14 fı 5. A Visegrádi-hegység vulkáni kızettípusai Karátson Dávid és munkatársai a közelmúltban dolgozták ki a visegrádi-hegységi tömör vulkáni kızetek új beosztását (Karátson et al. benyújtva). Az egyes dácit -és andezit változatokat a kızetek ásványos összetétele alapján határozták meg. Ezek alapján kétféle dácitot és négyféle andezitet különböztettek meg a hegységben. összetételő kızetek képzıdése. Ásványtani összetételük alapján két csoportját lehet 5.1. Dácitok, riodácitok A vulkánosság kezdeti idıszakához köthetı a magasabb SiO 2 tartalmú dácitos megkülönböztetni. 1a Biotit dácit: szürke vagy enyhén zöldesszürke árnyalatú kiömlési vagy kis mélységben megszilárdult kızet. A kızet szövete a hialopilitestıl a trachitosig változik jellemzıen magas üvegtartalommal, gyakran megfigyelhetı az irányítottság is. Az alapanyag általában inhomogén, gyakoriak a barnás hipokristályos részek az átlátszóbb, színtelen mikrofenokritályokban gazdag, elsısorban hipokristályos mátrixban. Az alapanyag/fenokristály arány magasabb, mint a hegység andezitjeiben. A fı fenokristályok a plagioklász földpát, a biotit, általában opacitos szegéllyel és az almandin gránát. A piroxének és az amfibolok teljesen hiányoznak. Járulékos elegyrész az apatit és a cirkon. Ez a kızettípus a hegység D-DNy-i részén bukkan a felszínre ( pl. Árpád-vár, Lom-hegy). 1b Hipersztén dácit: világosszürke kis mélységben megszilárdult vagy kiömlési kızet. Szövete hialopilites, a fenokristályok megjelenése ritka. Az alapanyag hipokristályos, nagy a színtelen üveg részaránya, a tős megjelenéső plagioklász és ortopiroxén mikrofenokristályok, és az igen kevés opak mikrokristály szerepe alárendelt. A fenokristály összetételt a plagioklászok, a hipersztén és a biotitok adják. Az 1 mmesnél nem nagyobb biotitok rezorbeált, s teljesen opacitosodott jellege a xenokristály eredetet valószínősíti. A gránátok megjelenése kevésbé gyakori, mint a biotit dácitban, sıt néhol teljesen hiányzik. Ez a kızettípus a hegység déli részén néhány erısen erodálódott lávadómnál (pl. Peres-hegy) jelenik meg, ill. a jól ismert dunabogdányi Csódi-hegy tömegét építi fel. 11

15 5.2. Andezitek A hegység területének kb. a 90 %-án az andezitek az uralkodók. Az ásványösszetétel alapján 4 andezitváltozat elkülönítése vált lehetségessé. A vulkanizmus során a magma összetételében viszonylag gyors változások következtek be, ami kihatott a képzıdı andezitek összetételére is. Az újabb terepi vulkanológiai és kızettani adatok alapján a vulkanizmus kezdeti szakaszában egy rövid andezites mőködés zajlott, amit a dácitos kızetek megjelenése követett. A vulkanizmus késıbbi szakaszában ismét, most már nagy tömegő andezites mőködés zajlott. A magmák kémiai összetétele a mőködés fiatalodásával egyre bázikusabbá válik. 2a Biotitos andezit: sötétszürke, barnásszürke színő kiömlési kızet. A kızet szövete hialopilites, nagy üvegtartalommal. Az alapanyag aránya a fenokristályokhoz képest igen magas. Az egyetlen megkülönböztetı bélyege a kızettípusnak, hogy az alapanyagban az opak ásványok teljesen hiányoznak. A fenokristály összetételt a plagioklász, amfibol, biotit és a magnetit alkotja, a hipersztén ritka vagy teljesen hiányzik. A hipersztének szegélyén mutatkozó opacitos jelleg a kristályok xenolitikus eredetét jelzi, míg a biotitok komagmás eredetőek. 2b Piroxén amfibol andezit (Keserős-hegyi típus): A kızet színe oxidáltságától függıen világosszürke vagy vöröses lehet, azonban kémiai és ásványtani összetételét tekintve teljesen egyforma. A különbséget a magmatest fölsı fı részén a felszíni közelség miatti oxidáció okozhatta. A kızet szövete hialopilites, az alapanyagban a mikrofenokristályok megjelenése igen gyakori. A fenokristály összetételt a plagioklász ill. a hipersztén és az oxiamfibol alkotja, járulékos elegyrész a magnetit. A biotit általában hiányzik, de ritkán járulékos elegyrészként megjelenhet. Az apatit igen ritka, s csak ebben az andezit típusban jelenik meg. 2c Piroxén amfibol andezit (Szent Mihály-hegyi típus): A kızet színe barna vagy szürkésbarna. A kızet szövete uralkodóan hialopilites, de az üvegtartalom függvényében trachitos változatok is elıfordulnak. A fenokristály összetételt a plagioklászok, a hornblende és a hipersztén alkotja. Járulékos elegyrész a magnetit. Az amfibol/hipersztén arány jóval kisebb, mint a Keserős-hegyi típusban. A hornblende gyakran opacitosodott valamint a hiperszténeken is megfigyelhetı fı az e fajta átalakulás. Az opak ásványok két mérettartományban vannak jelen, a közbülsı méretek teljesen hiányoznak. 12

16 2d Bazaltos andezit: A kızet színe sötétszürke, barnásszürke, pilotaxitos szövettel. A fenokristály összetételt a felzikus elegyrészek közül a plagioklászok, a mafikus elegyrészek közül két piroxén, az augit és a hipersztén alkotja. A plagioklász színes elegyrész arány a bazaltos andezitben a legnagyobb. Járulékos elegyrészként a magnetit mellett az amfibol is megjelenhet. Az amfibolok szinte teljesen opacitosodtak (4. ábra). Keserős-hegyi andezitnek határozott csiszolat mikroszkópos képe (11A minta) A vöröses, opacitosdott hipidiomorf oxiamfibolok és a szomszédságukban lévı penetrációs ikerösszenövést mutató hipersztén alkotják a kızettípus mafikus ásványait. Szent Mihály-hegyi típusú andezitbıl vett minta vékonycsiszolati képe (3. minta). A kép közepén az alapanyag átalakulása során képzıdı agyagásvány, a szaponit figyelhetı meg. Határozó ásványa a hornblende. jellegze- fı Bazaltos andezit vékonycsiszolati képe (4. minta) A kızettípus tessége a piroxének nagy aránya és a monoklin piroxének megjelenése. Határozó ásványa az oxiamfibol. Határozó ásványa az augit. 4. ábra: A mintavétel során begyőjtött andezittípusok vékonycsiszolati képei 13

17 6. A vulkáni törmelékkızetek keletkezésének és jellemzıinek áttekintése A hazai földrajzi irodalomban a vulkáni képzıdmények legújabb osztályozása még csak szőkebb körben terjedt el, ezért szükségesnek éreztem a területen megjelenı képzıdmények rövid ismertetését. A Visegrádi-hegységben található összleteket a lerakódás idejét tekintve két csoportba lehet osztani. Az egyikbe azok a képzıdmények tartoznak, melyeket elsıdleges vulkáni folyamatok hoztak létre. Ezeket piroklasztitnak vagy autoklasztitnak hívjuk. A piroklasztitok piroklaszt-árak lerakódása után keletkeznek. Ezen belül a blokk és hamuárak piroklaszt-árak lávadómok és viszkózus lávafolyások gravitációs, ill. hegycsuszamláshoz vagy robbanáshoz kapcsolódó összeomlásához köthetı (Karátson, 1998). sőrőségő részük mélyedésekben halad, a szélek felé kihígulhatnak, itt gyakran A blokk- és hamuárak kis térfogatú (kevesebb, mint 1 km³) piroklaszt-árak, melyek a hamutól a blokkig terjedı mérető részeket is tartalmazhatnak. A nagyobb turbulensen mozognak. Vertikálisan több km magasságig kiterjedı forró felhı alakulhat ki, melybıl hamu hullik. Az üledékei általában vékony rétegeket alkotnak, de sokszor több ilyen réteg települ egymásra. A blokkok, melyek akár a több méteres átmérıt is elérhetik, csak a lerakódás után hőlnek ki. A kihőlés zsugorodás közben megy végbe, mely gyakran sugaras repedéshálózat kialakulásával jár. A magas hımérséklet jelzıje lehet még a blokkok helyenkénti vöröses elszínezıdése is. A blokkok és a lapillik általában szögletesek, a hamufrakció szögletes üveghamu szemcsék, kristálytöredékek alkotják. Az összesülés csak kivételes esetben mehet végbe, a szegregációs csatornák jelenléte is igen ritkának mondható. Ennek oka, hogy a részecskesőrőség az ignimbritekhez képest kisebb, így hamar hıt veszít, továbbá a szemcsék kevés gázt tartalmaznak. Üledékeikben gyakori a fordított gradáció. A szélek felé keresztrétegzett torlóár-üledékekbe mehet át, tetején ritkán az izzófelhıbıl kiülepedett szórt hamuüledék takarja (Karátson 1998). 14

18 A másik csoportba a másodlagos, eróziós folyamatok (fıleg törmeléklavinák, törmelékárak) által létrehozott képzıdmények tartoznak. Összefoglaló néven továbbiakban epiklasztitnak hívom ezeket az utólagos áthalmozást szenvedett kızeteket. A vulkáni törmeléklavinák szemcsemérete igen tág határok között mozoghat. Tartalmazhat nem vulkáni törmeléket is, ha a vulkán feküjét is éri az összeomlás. A mozgás nagyobb tömbök megindulásával kezdıdik egy meredekebb hegyoldalon, majd a mozgás közben aprózódik fel kisebb-nagyobb darabokra. A mozgás sebessége ritkán a 100 m/s-t is eléri (Karátson, 2001; Francis & Self, 1987). Keletkezését több tényezı befolyásolhatja, ilyen a csúcsrégió lejtıszögének megnövekedése, a vulkáni termékek egyenetlen eloszlása a felépítményben vagy a vulkán besüllyedése a puhább aljzatba. Fontosak még a vetıkhöz köthetı elmozdulások, a hidrotermás elbontás, az aszimmetrikus erózió vagy abrázió (Karátson, 2001). A törmeléklavinák keletkezése vagy a vulkáni mőködéshez kapcsolódik, pl.: egy nagy erısségő kitörés, vagy egy nagyobb magnitúdójú földrengés hatására indul meg a hegycsuszamlás. A törmeléklavina általában hullámos felszínt hoz létre. Másik jellegzetes forma a vulkán patkó alakú sebhelye, ahonnan az anyag megindult (Karátson 2001; Francis & Self 1987). A vulkáni törmeléklavinák üledékét a szemcseméret és a keveredettség mértéke alapján blokkfácies vagy mátrixfácies jellemzi. A blokkfáciest a nagymérető, a vulkán eredeti rétegsorából származó kızettömbök jellemzik. Mozgás közben az ütközések hatására a tömbök széttörnek, de mivel lamináris mozgás miatt a széttöredezett darabok együtt maradnak. Ezeken a tömböket általában derékszögő repedési mintázat figyelhetı meg. A mátrixfácies a kızettömbök széttöredezésével, valamint a meglévı és az újonnan kialakuló mátrix keveredésével keletkezik. A szállítás távolságával általában növekszik a nem vulkáni anyagok részaránya. A törmeléklavinák igen nagy távolságot tehetnek meg még kis lejtıszögő területeken is. Campbell (1989) szerint csak a talajközeli részen emésztıdik fel a szemcsék mozgási energiája. Ha nagyobb mennyiségő víz is jelen van, a törmeléklavina mozgása során fokozatosan laharba mehet át. A laharok vizes mátrixú, törmelékfolyások, melyek konszolidálatlan üledékekbıl alakulnak ki. Adott laharesemény során a mozgás a törmelékár és normál folyóvízi áramlás közötti tartományban megy végbe. Elıfordul, hogy a megolvadó jégsapka szolgáltatja a vizet, vagy a krátertó vize zúdul le a hegy oldalán. Azonban egy nagyobb csapadékhullás is elıidézheti laharok létrejöttét. Sebességük a m/s-t is elérheti. 15

19 Üledéke osztályozatlan, ahol a mátrix finomszemcsés, mállott, agyagos, de a törmelékkel nem azonos anyagú. Többféle laharüledék ismeretes. A csatornafácies normálgradált durvaszemcsés üledék alkotja, a szélek felé az ártéri fáciesben inverz-normál szimmetrikus gradáció a jellemzı. A nagyobb szemcsék mögötti terekben üledéklerakódás jellemzı. A lahar és folyóvíz közti átmeneti részt a keresztrétegzettség, a legfinomabb szemcsék lerakódása jellemzi (Scott 1988, Karátson 1998). 16

20 7. Vulkanológia és petrográfia 7.1. A minták leírásának metodikája A leírásokban elıször a mintavétel helyét mutatom be (6. ábra), majd makroszkópos leírást adok az adott kızetrıl (I). Ezt követi a vékonycsiszolatok részletes petrográfiai jellemzése (II). A petrográfiai jellemzés az alapanyag leírásával, majd a fenokristályok leírásával folytatódik, ezt követi a juvenilis elegyrészek a litoklasztok és a másodlagos alkotórészek számbavétele, bemutatása, végül a szöveti jelleg leírása következik. Ettıl a lávakızetek esetében természetesen eltérek. A minták leírását követıen az egyes minták keletkezési körülményeirıl és szedimentációjáról próbálok képet adni, ill. beillesztem a Karátson Dávid és munkatársai által megalkotott osztályozási rendszerbe (III) (Karátson et al. benyújtva). A minták száma után helyenként zárójelben Karátson et al. (2006) cikkben szereplı számozást tüntettem fel. 6. ábra: A mintavételi helyek elhelyezkedése. Szaggatott vonallal a Keserős-hegyi kaldera pereme (Karátson et al. 2006) 17

21 7.2. A minták leírása 1. minta I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: Az 1 minta lelıhelyéhez Tahitótfaluból a Vörös-kıre induló sárga, majd sárga kör jelzésen haladva juthatunk el. A turistautat keresztezı Nyulas-patak völgyében, az úttól 50 m-re fellelhetı 5 m átmérıjő legurult andezitblokkból történt a mintavétel. A kızet rózsaszínes, lilás árnyalatú kemény andezit. A felszínén néhol vöröses, oxidált réteg jelenik meg. A színtelen elegyrészt a maximum 2-3 mm-es földpát fenokristályok, a színes elegyrészt az oszlopos megjelenéső akár 5 mm-es nagyságot is elérı barnás színő amfibolok képviselik. II: Vékonycsiszolat leírása A rózsaszínes alapanyag hialopiltes szövető, melybe utólag karbonátos cementanyag került. A felzikus elegyrészt a plagioklászok képviselik. Az átlagos méretük 500 µm, a maximális nagyság 2000 µm. A plagioklászok általában idiomorfok vagy hipidiomorfok, táblás megjelenésőek, gyakran zónásak. A mafikus elegyrészeket az oxiamfibolok képviselik. Az oxiamfibolok idiomorf oszlopos megjelenésőek, gyenge irányítottságot mutatnak. Átlagos méretük 600 µm, a legnagyobbak a 3000 µm-t is elérik. III: Következtetések A kızet valószínőleg tengerbe lerakódott, a Keserős-hegyi típusba tartozó lávakızet. A víz alatti megszilárdulását a karbonátos cementanyag miatt feltételezhetjük. Érdekes, hogy piroxének nem lelhetık fel a mintában, azonban ez nem zárja ki, hogy egy másik mintavétel során sem találnánk a kızetben. 2. minta I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: Az 1. mintától a sárga körön továbbhaladva a Vörös-kı irányába, a hegyoldal legmeredekebb részén történt a mintavétel. A kızet világosszürke alapanyagában sok horzsakı ill. litoklaszt. A litoklasztok aránya igen magas, színük alapján legalább háromféle litoklaszt megkülönböztethetı. A litoklasztok általában 4-5 mm-es nagyságúak, a legnagyobbak csak ritkán haladják meg az 1 cm-t. A horzsakövek kisebbek, mint a litoklasztok. Néhány nem túl nagy fenokristály a mátrixban felismerhetı, ezek valószínőleg amfibolok. 18

22 II: Vékonycsiszolat leírása A lávabreccsa mátrixa apró kristálytöredékekbıl áll, melyben a mafikus elegyrészek közül fıleg xenomorf, általában 250 µm-es (max. 900 µm-es) hornblende fenokristályok és hipidiomorf, általában 150 µm-es hipersztén fenokristályok találhatók. Színtelen elegyrész a plagioklász, melyek kristályai általában hipidiomorf táblás megjelenésőek, átlagos nagyságuk 500 µm, a legnagyobbak a 1500 µm-es nagyságot is elérik. Két 2 mm-es és egy 1 cm-es átmérıjő horzsakı található a mintában. A horzsakövekben a kevés és kismérető hipersztének és hornblendék mellett kb. 250 µm-es nagyságú plagioklász fenokristályok találhatók, melyek között kicsi a hézag. A vékonycsiszolatban lévı litoklasztokat aprókristályos szövet jellemzi, melyben erısen opacitosodott amfibolok, valószínőleg hornblendék ill. töredezett hipersztének ismerhetık fel. III: Következtetések A kızet epiklasztit, amely fıleg a Szent Mihály-hegyi típusú andezit ásványösszetételét mutatja, mind a mátrix, mind a horzsakövek ill. litoklasztok tekintetében. A kızet törmelékár üledékének tekinthetı. 3. (36.) minta (Vörös-kı) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A mintavétel a Vörös-kın, a hegytetın történt, kis kızetkibúvásból mely a mőtárgytól délre 20 m-re található. A kızet szürkésbarna alapanyagában max. 1 cm-es szürke andezit litoklasztok, ill. 5 mm-es horzsakövek találhatók. A 2. mintához képest a litoklasztok sokkal homogénebbek színüket illetıen. A mátrixban 1-1,5 mm-es plagioklász fenokristályok és 2-3 mm-es amfibol fenokristályok is felismerhetık. II: Vékonycsiszolat leírása A szürke mátrixban a fenokristályok közül a földpátok aránya a legnagyobb. A plagioklász kristályok általában idiomorf táblás megjelenésőek, idınként zónásak, átlagos nagyságuk µm, a maximális 2 mm, de méretüket tekintve tág intervallumban mozognak. A színes elegyrészek közül az amfibolok egy oxiamfibolt leszámítva hornblendék, melyek erıteljesen opacitosodtak. A piroxéneket a hipersztének képviselik, melyek általában gyengén opacitosodtak, megjelenésüket tekintve leggyakrabban 19

23 idiomorfok. Átlagos méretük µm (max µm). A hipersztének aránya nagyobb, mint az amfiboloké. A hialopilites szövető kb. 3 mm nagyságú andezit litoklasztban a plagioklászok mellett hipersztén és hornblende fenokristályok ismerhetık fel. A mátrixban helyenként sávos elrendezıdésben jelennek meg a kızet bomlása során kialakuló agyagásványok. III: Következtetések A kızet másodlagos áthalmozást szenvedett, tehát epiklasztit. A mátrix és a bezárt litoklasztok is a Szent-Mihály hegyi típusú andezit anyagára jellemzı ásványos összetételt mutatják. Kerekítettség a kristályokon és a litoklasztokon nem ismerhetı fel, ezért valószínőleg egy törmelékár üledékének tekinthetı. 4. minta (Kövecses-hegyi kıfejtı) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: Szentendre ÉNy-i határában a Száraz-patak forrásától É-i irányban elhagyott kıfejtı, mely a patakvölgybıl a dús növényzetnek köszönhetıen nem megközelíthetı. Sötétszürke színő, általában erısen mállott kiömlési kızet, melyben 1 mm-nél kisebb plagioklász fenokristályok találhatók. A többi kızetalkotó a kis méret miatt makroszkóposan nem ismerhetı fel. II: Vékonycsiszolat leírása A szürke mátrix pilotaxitos szövető. A felzikus elegyrészeket a plagioklászok képviselik, melyek csak ritkán zónásak. Átlagos méretük µm körül mozog (max µm). Helyenként teljesen mállott, valószínőleg amfibolok is fellelhetık, de a színes elegyrészek közül a piroxének aránya a meghatározó. Augit és hipersztén is megjelenik a kızetben, átlagos méretük 200 µm (max. 300 µm). A kızet mátrixában viszonylag jelentıs a másodlagos ásványok, szaponit szerepe. III: Következtetések A kızet a hegység kései, bázikusabb mőködése során keletkezett bazaltos andezit. 5A. (69A.) minta (Vasas-szakadék) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A Cseresznye-hegy oldalában kialakult csuszamlásos eredető Vasas-szakadék D-i falának alsó részébıl történt a mintavétel. 20

24 A sárgásbarna színő mátrixban legalább három fajta andezit litoklaszt és horzsakövek úsznak. A horzsakövek változó nagyságúak, a legnagyobb 2 cm átmérıjő. A litoklasztok kisebbek, két jellemzı mérettartományba esik a nagyrészük, a kisebbek 3-4 mm-esek, míg a nagyobbak 1 cm körüliek. Az anyag rosszul osztályozott. A mátrixban és némelyik litoklasztban 1-2 mm-es amfibol fenokristályok jól felismerhetık. II: Vékonycsiszolat leírása A mátrixban a leggyakoribb fenokristályok az általában töredezett, hipidiomorf, csak ritkán zónás plagioklászok. Átlagos nagyságuk µm (max µm). A mafikus elegyrészek közül az amfibolok 1000 µm-nél sosem nagyobbak, xenomorfok, s általában teljesen opacitosodtak. A hipersztének oszlopos megjelenésőek, átlagos nagyságuk 400 µm (max. 700 µm). A horzsakövekben plagioklászok, hornblendék és hipersztének is felismerhetık. A mintában két nagyobb litoklaszt található. Az egyikben a mikrokristályos, üvegmentes szövetben szétmállott amfibolok és plagioklászok ismerhetık fel, míg a másikban hipersztén is megjelenik. A mállott amfibolok hornblendéknek látszanak. III: Következtetések A kızet epiklasztit, mely anyagát tekintve Szent Mihály-hegyi típusú andezit eredető. A kızetanyag egy törmelékár üledékének tekinthetı. 5B. (69B.) minta (Vasas-szakadék) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A Cseresznye-hegy oldalában kialakult csuszamlásos eredető Vasas-szakadék É-i falának alsó részébıl történt a mintavétel. A szürkés alapanyagban max. 5 mm-es litoklasztok ismerhetık fel. A litoklasztok színüket tekintve szürkések, bennük a fenokristályok túl aprók, így felismerésük csak mikroszkóp alatt lehetséges. A mátrixban ritkán egy-egy, a litoklasztoknál nem nagyobb horzsakı is elıfordul. A fenokristályok szabad szemmel nehezen vagy egyáltalán nem azonosíthatók. II: Vékonycsiszolat leírása A sok helyen agyagásványosodott mátrixban a plagioklászok gyakran mutatnak zónásságot. Átlagos méretük µm (max µm). Az amfibolok teljesen mállottak, csak nehezen állapítható meg, hogy zöldamfibolok. A hipersztének bár töredezettek, jobb megtartásúak, átlagos nagyságuk 200 µm. Az alapanyagban gyakran másodlagos ásványok jelennek meg. 21

25 A kismérető litoklasztokban a földpátokon kívül, teljesen opak szétesett hornblende kristályok jelennek meg. III: Következtetések A kızet epiklasztit, mely anyagát tekintve Szent Mihály-hegyi típusú andezit eredető. A kızet az 5A mintához hasonlóan törmelékár üledékének tekinthetı. 6. minta I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: Szentendre ÉNy-i határában a Dömörkapu felé vezetı aszfaltút bevágásában, a Lajosforrási elágazástól m-re egy 2-3 m vastagságú világos portufa rétegbıl került sor a mintavételre. Fehér, világosszürke színő finomszemcsés portufa. Litoklasztok vagy horzsakövek nincsenek benne, rétegzésre utaló mintázattól mentes. Kevés kristály van benne, melyek színe fekete, méretük µm-körüli, azonosításuk csak mikroszkóp segítségével lehetséges. II: Vékonycsiszolat leírása Az alapanyag 99 %-ban üveg (glass shard). Az alapanyagban igen ritkán apró plagioklász és biotit darabkák találhatóak. A kristályok kerekítetlenek, koptatásra utaló bélyeg nem jelenik meg. Gradáció vagy irányítottság szintén hiányzik. III: Következtetések Azon ritka minták egyike, mely primer eredető, tehát piroklasztit. Nagy valószínőséggel a dácitos robbanásos mőködés kiülepedett terméke. 7B. minta I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A Zsivány-szikláktól a kék jelzésen lefelé haladva a Kakashegy İrház felé kb. félúton, a turistaútból kiálló szálkızetbıl történt a mintavétel. A világosszürke alapanyagban 1-4 mm-es amfibol fenokristályok és 1-3 mm-es plagioklász fenokristályok úsznak. A lávakızet szövetében gyenge irányítottság figyelhetı meg. Az amfibolok aránya viszonylag magas. II: Vékonycsiszolat leírása A világosszürke alapanyagban már elsıre szembetőnı a sok nagymérető töredezett kristály. A hipidiomorf plagioklászok általában 1000 µm nagyságúak (max µm). A színes elegyrészeket a hornblendék és a hipersztének képviselik. A 22

26 zöldamfibolok általában idiomorf, ritkábban hipidiomorf oszlopos megjelenésőek, átlagos nagyságuk µm (max µm). A hipersztének általában xenomorf megjelenésőek. A néhány kismérető piroxén mellett egy 1000 µm-es is megjelenik. III: Következtetések A lávakızet a Szent Mihály-hegyi típusú andezitek közé sorolható, az ásványos összetétele azzal teljesen megegyezik. 8 2/1. minta (Zsivány-sziklák) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A mintavétel helye a Zsivány-sziklák, mely Dobogókıtıl légvonalban kb m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a 2. fal 2. rétegébıl történt. A világosszürke alapanyagban 1-2 cm-es horzsakövek és 1 cm-esnél nem nagyobb andezit litoklasztok ismerhetık fel. A kétféle színő litoklasztokon és a horzsaköveken is a kerekítettség felismerhetı. A mátrixban lévı amfibol fenokristályok körül gyakran kb. 1 mm-es udvarban limonitos mállás figyelhetı meg. II: Vékonycsiszolat leírása A színtelen elegyrészeket itt is a plagioklászok képviselik. A hipidiomorf megjelenéső földpátok átlagos nagysága 400 µm (max µm). Az alapanyagban zöldamfibolok és oxiamfibolok egyaránt elıfordulnak. Az amfibolok általában µm nagyságúak, az oxiamfibolok általában valamivel kisebbek. Az amfibolok gyakran opacitosodtak. Az oxiamfibolok mennyisége a hornblendékhez képest kisebb, arányuk %. A piroxéneket a hipersztén képviseli. A néhány kisebb hipidiomorf kristály mellett egy idiomorf 1500 µm-es darab is megjelenik a csiszolatban. A horzsakövek a vékonycsiszolatban rossz megtartásúak, csak a földpátok ismerhetık fel bennük. A litoklasztok közül egy nagyobb 5 mm-es átmérıjő az, amelyben a plagioklászokon kívül mállott zöldamfibolok felismerhetık. III: Következtetések A kızet epiklasztit, melynek anyaga több forrásból származik, megtalálható benne a Keserős-hegyi típusú andezit anyaga is. Azonban a mátrix nagyobb hornblende/oxiamfibol aránya ill. a litoklasztok ásványösszetétele miatt a kızet inkább a Szent Mihály-hegyi andezit típusba sorolandó. A lerakódása valószínőleg egy nedvesebb törmelékár anyagából történt. 23

27 8 9/2. minta (Zsivány-sziklák) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A mintavétel helye a Zsivány-sziklák, mely Dobogókıtıl légvonalban kb m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a sziklacsoport É-i részén rögtön az út melletti sziklafal tetejébıl történt. A szürke alapanyagban legalább három különbözı színő litoklaszt és horzsakövek ismerhetık fel. A horzsakövek jól kerekítettek, átlagos nagyságuk 5-6 mm. A litoklasztok kevésbé kerekítettek, ez fıleg a nagyobb darabokra vonatkozik. A litoklasztok maximális nagysága 2 cm, de a tömeges litoklasztok átlagos nagyság 5 mm alatt marad. A mátrixban néhol oszlopos megjelenéső amfibolok ismerhetık fel. II: Vékonycsiszolat leírása A hipidiomorf plagioklászok átlagos nagysága 700 µm, de a nagyobbak elérik 1500 µm-es nagyságot is. A színes elegyrészek közül az amfibolok hornblendék, idiomorf vagy hipidiomorf megjelenésőek. Átlagos nagyságuk µm (max µm). Az arányában nézve kevés hipersztén általában hipidiomorf megjelenéső, a maximális mérete 800 µm. Az alapanyagban lévı fenokristályok kerekítettek. III: Következtetések A kızet epiklasztit, melynek anyaga a Szent Mihály-hegyi típusú andezitbıl épül fel. A kristályokon felfedezhetı kerekítettségbıl arra következtetek, hogy az anyagot kihígulóban lévı törmelékár szolgáltatta. 8 5per1. minta (Zsivány-sziklák) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A mintavétel helye a Zsivány-sziklák, mely Dobogókıtıl légvonalban kb m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a 3. fal túloldalán lévı 4-5 m magas fal alsó rétegébıl történt. A szürkésbarna alapanyagban általában 1-2 mm-es litoklasztok és horzsakövek vannak az ennél kisebb, s szabad szemmel nehezen azonosítható fenokristályokon kívül. Az anyagban elszórva ritkán ennél nagyobb, 1 cm-es litoklasztok is elıfordulnak. Nagyobb horzsakövek is elıfordulnak, ezek maximális átmérıje 2 cm. A kızet felszínén néhol barnás, limonitos mállási termék jelenik meg. 24

28 II: Vékonycsiszolat leírása A plagioklászok átlagos mérete 200 µm (max µm). A mátrixban színes elegyrészek közül hornblendék és hipersztének ismerhetık fel. Az amfibolok a földpátokhoz hasonlóan kerekítettek, gyakran opakok, átlagos nagyságuk 400 µm (max. 700 µm). A kevés hipersztén átlagosan 400 µm nagyságú (max µm). Az alapanyagban három különféle litoklaszt található. Az egyik jellegzetessége, hogy idiomorf zónás plagioklászokon kívül hipersztén található benne, az amfibolok teljesen szétmállottak. A másik litoklaszt sárgás, barnás alapanyagú, s hornblendék ismerhetık fel. A harmadik litoklasztban a plagioklászok mellett oxiamfibolok ismerhetık fel. III: Következtetések A kızet epiklasztit, melynek alapanyaga a Szent Mihály-hegyi típusú andezit anyagából épül fel. Kızettani szempontból kétféle, Szent Mihály-hegyi- és Keserős-hegyi típusú litoklasztok is vannak az epiklasztit mátrixában. Az üledékképzı folyamat valószínőleg egy régebben lerakódott üledéket is magába szedett, a lejtıkön lezúduló törmelékár volt. A kerekítettségbıl hosszabb szállítási távolsággal, s nagyobb víztartalommal bíró törmelékárral számolhatunk. 8 1/2. minta (Zsivány-sziklák) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A mintavétel helye a Zsivány-sziklák, mely Dobogókıtıl légvonalban kb m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel az 1. fal 3. rétegébıl történt. A szürkésbarna alapanyagban két különbözı színő litoklaszt és horzsakövek ismerhetık fel. A kisebb horzsakövek jól kerekítettek, átlagos nagyságuk 3-4 mm. A litoklasztok is kerekítettek, melyek átlagos nagysága 4 mm, de a legnagyobb sem haladja meg a 7-8 mm-t. A mátrixban néhol oszlopos megjelenéső amfibolok ismerhetık fel. II: Vékonycsiszolat leírása Az alapanyag kristálygazdag. A plagioklászok némelyike szép zónásságot mutat. Átlagos nagyságuk 600 µm, de a legnagyobb 1500 µm-t is eléri. Az amfibolok két szemcsétıl eltekintve hornblendék. Általában igen mállottak, de a c-tengelyre merıleges metszetei mutatják a lapra jellemzı ideális hatszöges formát. Ugyanezen a lapon jól megfigyelhetıek 124 -ot bezáró hasadási vonalak is. A amfibolok átlagos nagysága 500 µm. A xenomorf hipersztének jobb megtartásúak, átlagos nagyságuk 500 µm (max. 800 µm). 25

29 A litoklasztok túlságosan kicsik ahhoz, hogy meghatározható az andezittípusuk. A plagioklászok mellett teljesen szétesett amfibolok ismerhetık fel. Némelyik litoklasztba µm es litoklasztok vannak beágyazva, melyek mállott opak ásványokban gazdagok. A mátrixban helyenként magnetitkumulátumok is megjelennek. III: Következtetések A kızet epiklasztit, mely anyagát tekintve a Szent Mihály-hegyi típusú andezitnek tőnik A litoklasztokban lévı litoklasztokból arra lehet következtetni, hogy az anyag többszörös áthalmozást szenvedett. Az utolsó lerakódás egy törmelékárból történhetett, melynek víztartalma alacsony lehetett, mivel az üledékében kerekítettségre utaló bélyegek nem ismerhetıek fel. 8 34/1. minta (Zsivány-sziklák) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A mintavétel helye a Zsivány-sziklák, mely Dobogókıtıl légvonalban kb m-re helyezkedik el DNy-i irányban. II: Vékonycsiszolat leírása A finomszemcsés, jól osztályozott alapanyag µm-es plagioklász és hornblende fenokristályokból és ugyanilyen mérető izometrikus kızetüveg darabokból áll. A kızetüveg darabok között nincs felhólyagosodott üveg (glass shard). Az alapanyagban még vannak kis mérető felzikus szemcsék (kvarc?), melyek meghatározása a kis méret miatt mikroszkóppal sem volt lehetséges. III: Következtetések A kızet 80 %-os biztonsággal epiklasztit. Ebben az esetben az osztályozottságból arra lehet következtetni, hogy patakvízbıl ülepedett ki. Azonban az elsıdleges, piroklasztikus eredettel is kell számolni, mivel a szemcsék teljesen sarkosak, töredezettek, ezek a bélyegek patakvízi szállítás során átalakultak volna.. A kérdéses felzikus szemcsék meghatározása csak mikroszondás méréssel lehetséges. 8 3/1A. minta (Zsivány-sziklák) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A mintavétel helye a Zsivány-sziklák, mely Dobogókıtıl légvonalban kb m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a 3. fal alsó rétegébıl történt. 26

30 A szürkés alapanyagban átlagosan 4-5 mm-es litoklasztok és horzsakövek is felismerhetıek. A litoklasztok szürkék vagy rózsaszínek, de egy 2 cm-es fekete színő is található a kızetben. A legnagyobb horzsakı valamivel nagyobb, mint 1 cm-es, de általában a horzsakövek fél cm-nél kisebbek, nagyon sok a mm-es nagyságú darab is. II: Vékonycsiszolat leírása A plagioklászok töredezett, hipidiomorf megjelenésőek, átlagos nagyságuk 700 µm (max µm). Az alapanyagban kétféle amfibol is megjelenik. A hornblende oxiamfibol aránya kb Az amfibolok általában erısen opacitosodtak, idiomorf vagy hipidiomorf megjelenésőek. Átlagos nagyságuk 700 µm. A hipersztének eléggé töredezettek, de idiomorf megjelenésőek, átlagos nagyságuk 600 µm. A csiszolat kb. ¼ része egy nagyobb horzsakıre esik. A horzsakıben a felzikus elegyrészek közül plagioklászok, a mafikus elegyrészek közül zöldamfibol és hipersztén ismerhetı fel, az oxiamfibolok teljesen hiányoznak. III: Következtetések A kızet epiklasztit. A horzsakı anyaga egyértelmően a Szent Mihály-hegyi típusba tartozik, a kızet alapanyagával a helyzet nem ilyen egyértelmő. Az ásványszemek töredezettsége miatt a lerakódás valószínőleg kisebb víztartalmú törmelékárból történhetett. 8 3/1B. minta (Zsivány-sziklák) I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás: A mintavétel helye a Zsivány-sziklák, mely Dobogókıtıl légvonalban kb m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a 3. fal alsó rétegébıl történt. A szürkésbarna alapanyagban átlagosan 4-5 mm-es litoklasztok és horzsakövek is felismerhetıek. Legalább háromféle színő litoklaszt elkülöníthetı. II: Vékonycsiszolat leírása Az átlagosan 400 µm nagyságú plagioklászok általában idiomorf megjelenésőek. Az alapanyagban lévı amfibolok oxiamfibolok, s teljesen opacitosodtak. A hipersztének eléggé töredezettek, átlagos nagyságuk 300 µm. A csiszolatban több kisebb és két nagyobb litoklaszt található. Csak két nagyobb alkalmas határozásra. A nagyobb, barnásszürke alapanyagú litoklasztokban plagioklászok, hipersztének és hornblendék ismerhetık fel. 27