Az Aggtelek Rudabányai-hegység földtana

Átírás

1

2 Az Aggtelek Rudabányai-hegység földtana Magyarország tájegységi térképsorozata Magyarázó az Aggtelek Rudabányai-hegység 1988-ban megjelent 1: méretarányú fedetlen földtani térképéhez Szerkesztette: SZENTPÉTERY ILDIKÓ és LESS GYÖRGY Írta: LESS GYÖRGY, KOVÁCS SÁNDOR, SZENTPÉTERY ILDIKÓ, GRILL JÓZSEF, RÓTH LÁSZLÓ, GYURICZA GYÖRGY, SÁSDI LÁSZLÓ, PIROS OLGA, RÉTI ZSOLT, ELSHOLZ LÁSZLÓ, ÁRKAI PÉTER, NAGY ELEMÉR, BORKA ZSOLT, HARNOS JÁNOS, ZELENKA TIBOR Budapest, 2006

3 Copyright Magyar Állami Földtani Intézet 2005 Minden jog fenntartva! Sorozatszerkesztő: GYALOG LÁSZLÓ Lektor: BUDAI TAMÁS Műszaki szerkesztő: PIROS OLGA, SIMONYI DEZSŐ Számítógépes technikai előkészítés: SIMONYI DEZSŐ, PIROS OLGA Ábrák, térképek: PENTELÉNYI ANTAL, LESS GYÖRGY, SIMONYI DEZSŐ Fényképek: BEDŐ GABRIELLA, CSEPREGI ISTVÁN, HIPS KINGA, LESS GYÖRGY, LESS NÁNDOR, NAGY GÉZA, PELIKÁN PÁL, RÓTH LÁSZLÓ Az első borítón a Baradla-barlang aggteleki bejárata, a hátsó borítón fönt az Aggteleki-tó, lent a Baradla-völgy látható. Címlapterv: SIMONYI DEZSŐ Felelős kiadó: BREZSNYÁNSZKY KÁROLY igazgató ISBN Nyomda: INNOVAPRINT KFT.

4 Tartalom Bevezetés Kutatástörténet (Less György, Kovács Sándor) Áttekintő földtani felosztás (Less György) Az Aggtelek Rudabányai-hegység földtani képződményei Alaphegységi képződmények Metamorfizált kőzetek Szilur (?) Tapolcsányi Formáció (Szentpétery Ildikó, Árkai Péter, Kovács Sándor) Devon (Szentpétery Ildikó) Abodi Mészkő Formáció Rakacai Márvány Formáció Karbon (Szentpétery Ildikó) Szendrői Fillit Formáció Triász (Less György) Középső-triász Gutensteini Formáció Steinalmi Formáció Bódvarákói Formáció Felső-triász Rednek-völgyi rétegek Szentjánoshegyi Mészkő Formáció Nyúlkert-lápai rétegek Bódvavölgyi Ofiolit Formáció (Réti Zsolt) Tornaszentandrási Agyagpala Formáció Pötscheni Mészkő Formáció Nagykői Mészkő Formáció Nem metamorf kőzetek Ismeretlen korú (Perm alsó-triász?) Hídvégardói Formáció (Less György) Perm triász Perm alsó-triász Perkupai Evaporit Formáció (Róth László) Triász Alsó-triász (Róth László) Bódvaszilasi Homokkő Formáció Szini Márga Formáció Szinpetri Mészkő Formáció Alsó középső-triász (Szentpétery Ildikó) Rudabányai vasérces összlet Középső-triász (Kovács Sándor) Gutensteini Formáció (Borka Zsolt) Steinalmi Formáció (Piros Olga, Kovács Sándor) Bódvarákói Formáció Dunnatetői Mészkő Formáció Reiflingi Mészkő Formáció Középső felső-triász (Kovács Sándor) Szárhegyi Kovapala Formáció Bódvalenkei Mészkő Formáció

5 Nádaskai Mészkő Formáció Derenki Mészkő Formáció Wettersteini Formáció (Piros Olga, Kovács Sándor) Felső-triász (Kovács Sándor) Szőlősardói Márga Formáció Szádvárborsai Mészkő Formáció Pötscheni Mészkő Formáció Hallstatti Mészkő Formáció Zlambachi Márga Formáció Triász jura Felső-triász alsó-jura (Grill József) Telekesvölgyi Formáció, vörös és zöld agyagmárga szint, hídvégardói olisztosztróma Jura (Grill József) Liász (?) dogger Telekesoldali Formáció, kovás, radiolariás márga szint Telekesoldali Formáció, paleoriolit (Réti Zsolt) Telekesvölgyi Formáció, kovás, crinoideás mészmárga, mészkő és fekete agyagkő szint Malm (?) Telekesoldali Formáció, homokkő-olisztolitos (agyagpala) szint Telekesoldali Formáció, konglomerátum -olisztolitos (agyagpala) szint Fedőhegységi képződmények Paleogén (Szentpétery Ildikó) Oligocén, kiscelli emelet Kiscelli Agyag Formáció Paleogén neogén (Szentpétery Ildikó) Oligocén alsó-miocén, egri eggenburgi emelet Bretkai Mészkő Formáció Putnoki Slír Formáció Neogén Miocén, eggenburgi emelet (Szentpétery Ildikó) Szürke és vörös agyag Olajpala Szuhogyi Konglomerátum Formáció Miocén, pannóniai s. str. (kora-pannóniai) (Gyuricza György) Csereháti Tufa Formáció Edelényi Formáció, Debrétei Tagozat Edelényi Formáció, édesvízi mészkő Pliocén (Gyuricza György) Homok, aleurit (Rudabánya) Negyedidőszaki képződmények (Gyuricza György, Elsholz László) Pleisztocén Töbrök vörösagyagos kitöltései Borsodi Kavics Formáció Teraszüledékek Pleisztocén holocén Lejtőtörmelék (deluvium) Száraz (deráziós) völgyek proluviális deluviális kitöltései Időszakos vízfolyások hordalékkúpjai (proluvium) Állandó vízfolyások meder- és ártéri üledékei (allúvium) Mésztufa Holocén Talajok Antropogén képződmények Az Aggtelek Rudabányai-hegység szerkezeti egységei (Less György) Fejlődéstörténet és szerkezetalakulás (Less György) Vízföldtan (Sásdi László) Hasznosítható ásványi nyersanyagok (Zelenka Tibor, Harnos János, Nagy Elemér) Földtani természeti értékek az Aggtelek Rudabányai-hegység területén (Piros Olga) Irodalomjegyzék Színes táblák

6 Bevezetés A Magyar Állami Földtani Intézet (MÁFI) Északmagyarországi Osztálya 1980-ban kapta feladatául, hogy dolgozza ki az Aggtelek Rudabányai-hegység komplex földtani előkutatási programját, különös tekintettel a tájegység nyersanyagperspektíváira. A Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet (ELGI) közvetlen közreműködésével készült és az Országos Ércés Ásványbányákkal (OÉÁ) egyeztetett program szakmai részét a Központi Földtani Hivatal 1981-ben hagyta jóvá. A kivitelezés határidejét végére rögzítette úgy, hogy a ráfordítások összegét évről évre külön határozta meg. A kutatást elsősorban az indokolta, hogy előre látható volt a rudabányai, gazdaságosan kitermelhető vasérckészlet kimerülése, amely a helyi bányászati hagyomány átmentésének vagy más nyersanyagra való átirányításának jogos igényével együtt jelentkezett. A program feladata a terület földtani ismeretességének az 1: méretarány követelményeit kielégítő szintre emelése volt. A földtani reambulációt elősegítette, hogy az 1970-es években a hegység és szlovák határon túli folytatásának rétegtanáról és szerkezeti felépítéséről alapvetően új adatok és elképzelések láttak napvilágot. Munkánk során 64 litosztratigráfiai egységet különítettünk el a területen, meghatároztuk ezek egymáshoz való viszonyát, rekonstruáltuk a fejlődéstörténetet és a szerkezetalakulást. Rétegtani téren legfontosabbnak a paleozoos képződmények kimutatását, a metamorf (tornai és bódvarákói sorozat) és nem metamorf (platform és medence fáciesű) triász képződmények elkülönítését, az ofiolitok középső-triász korának igazolását, a jura képződmények létének bizonyítását és a tercier fácieszónák meghatározását tartjuk. Szerkezeti téren: igazoltuk a Szilicei-takaró (KOZUR, MOCK 1973a) meglétét az Aggteleki-hegységben és kimutattuk, hogy a Bódvavölgyi Ofiolit a takaró evaporitos bázisába van tektonikusan belegyúrva. Elkülönítettük a Rudabányai-hegységben a Martonyi- és Bódvai-takarót, a bódvarákói autochton -t és a hídvégardói sorozatot. Bebizonyítottuk, hogy a takaróképződés után jelentős mértékű vízszintes eltolódások alakították ki a Rudabányai-hegység mai szerkezetét. A rudabányai és martonyi vasérctelepekről kimutattuk, hogy mivel takarós helyzetben találhatók, ezért a mélység felé nem folytatódnak; másrészt a vízszintes eltolódások következtében keletkezési helyüktől messze elszakított helyzetűek, így oldalirányú kutatásuknak sincs perspektívája. Ezzel szemben nyersanyagkutatási szempontból pozitív eredmény, hogy csaknem az egész kutatási területen megtalálható a Perkupai Evaporitba tartozó gipsz és anhidrit, több helyen a felszín közelében. Intézetünk kezdeményező szerepet játszott a rudabányai vasércbányát kiváltó alsótelekesi gipszelőfordulás megkutatásában. A többéves munka széleskörű együttműködéssel valósult meg. E kötet és a földtani térkép szerzői hálával emlékeznek Balogh Kálmán professzor úrra, aki tapasztalatainak átadásával és szakmai tanácsaival mindvégig a legmesszebbmenőkig támogatta tevékenységünket, illetve Nagy Elemérre, aki a kutatás szakmai vezetője volt. A terepmunkákban e kötet szerzőin kívül Korpás László, Don György, Szilágyi Ferenc, Ó. Kovács Lajos és Drótos László vett részt. Köszönettel tartozunk a MÁFI laboratóriumainak, az ELGI illetékes szakembereinek, az OÉÁ központjának, rudabányai és egri üzemének, az Országos Földtani Kutató és Fúró Vállalat (OFKFV) Északmagyarországi Üzemvezetőségének és komlói laboratóriumának, az Eötvös Loránd Tudományegyetem (ELTE) Geofizikai és Földtani Tanszékének, az MTA Geokémiai Kutató Laboratóriumának (GKL) és az Aggteleki Nemzeti Park dolgozóinak a kutatásban nyújtott segítségért. Munkánk során jó együttműködés alakult ki a szlovákiai kollégákkal. A Geologický Ústav Dionýza Štúra rendelkezésünkre bocsátotta a csatlakozó területek földtani térképeit, és szakemberei csakúgy, mint a Geologický Ústav Slovenskej Akadémia Vied munkatársai mindvégig készséges vitapartnereink voltak. Meg kell említenünk, hogy az 1990-es években a szlovák oldalon a miénkkel részben ellentétes koncepció alakult ki a terület földtani felépítését (elsősorban a mellétei és tornai sorozatok egymásfölöttiségét) illetően (l. pl. MELLO et al. 1997), ami további részletes vizsgálatok szükségességét vetíti előre. Az Aggtelek Rudabányai-hegység 1: es fedetlen földtani térképe 1988-ban megjelent (LESS et al. 1988). Az ugyanakkor lezárt, Balogh Kálmán által lektorált földtani leírás kézirata (SZENTPÉTERY, LESS szerk. 1988, kb oldalnyi 7

7 szöveg, 238 db ábra, 180 db táblázat, számos fotótábla és melléklet) technikai szerkesztésre előkészített formában várta megjelenésének lehetőségét. Ez az anyag kézirat formájában CD-n a Magyar Állami Földtani Intézetben elérhető Ez a szöveg az eredeti kézirat kivonata. A tudomány nagyot haladt előre 17 év alatt, e magyarázó azonban a földtani térkép tartozéka (a képződmények mellett zárójelbe tett számok a térkép jelkulcsával megegyezőek), azaz a lezárt szövegen csak rövidítettünk, de nem változtattunk, bár sokszor nagy volt a kísértés. Az egyes fejezetekben többnyire utaltunk a bekövetkezett változásokra, és néhány fontosabb új publikáció szerepel az irodalomjegyzékben is. A rövidítés okozta hiányosságokat, belső ellentmondásokat Budai Tamás és Gyalog László lelkiismeretes lektori munkája segítségével igyekeztünk pótolni, illetve feloldani. A földtani térkép kiadása óta a területen végzett kutatások az OTKA T , , , , és számú témái keretében folytak november A kötet szerkesztői 8

8 Kutatástörténet Az Aggtelek-Rudabányai-hegységben (illetve az akkor egységesen Gömör Tornai-karszt -nak nevezett terület D-i részén) a szervezett földtani kutatást a bécsi Geológiai Intézet indította meg (FOETTERLE 1868, 1869; WOLF 1869). A Magyar Királyi Földtani Intézet a századfordulótól kezdte el a terület földtani térképezését, amelynek eredményeként az 1930-as évekre nagy vonalakban tisztázódott, hogy a terület alapvetően gyűrt pikkelyes szerkezetű, és döntően triász korú kőzetek építik fel (KOCH 1904; VITÁLIS 1909; PÁLFY 1924; SCHRÉTER 1935). Minőségi ugrást jelentett Balogh Kálmán és Pantó Gábor munkássága (BALOGH 1948a, b, 1950; BALOGH, PANTÓ 1952; PANTÓ 1955, 1956), akik főbb vonásaiban tisztázták a hegység felépítésében döntő szerepet játszó kőzetek [ seisi és campili rétegek, Gutensteini, Steinalmi (náluk még anisusi korú wettersteini ), Wettersteini (s.s.) és Hallstatti Formációk] rétegtani helyzetét, kimutatták a kőzetnevekben is megnyilvánuló alpi analógiákat, valamint részletesen leírták a rudabányai ércesedést. A hegységet autochton tömegnek tekintették, szemben a takarós szerkezetű Belső- Kárpátokkal. A szlovákiai oldalon hasonló alapossággal és szellemben készült el BYSTRICKÝ (1964) földtani összefoglalója. A kutatás e szakaszához kapcsolódik MÉSZÁROS (1961) leírása az 1950-es években felfedezett perkupai gipsz-anhidritlelőhelyről. A Gömör Tornai-karszt földtani kutatásában KOZUR, MOCK (1973b) és ANDRUSOV (1975) közleményei fordulópontot jelentettek, melyek révén az addigi autochton szerkezeti kép tarthatatlanná vált. Ezzel párhuzamosan a Conodonta-vizsgálatok, melyek Magyarországon Kovács Sándor nevéhez fűződnek, az addigi rétegtani beosztást is jelentősen gazdagították, csakúgy, mint SCHOLZ (1972) az általa anisusi korúnak tartott aggteleki zátonyról írt cikke. Ezek hatására kezdeményezte BALOGH KÁLMÁN (BÖJTÖSNÉ VARRÓK, BALOGH 1978) a hegység földtani reambulációját, amit a MÁFI között az ELGI-vel karöltve végzett el. Elkészült a terület 1: es méretarányú földtani térképe (LESS et al. 1988), az új eredmények több cikkben (ÁRKAI, KOVÁCS 1986; BALOGH 1981, 1982; BALOGH, KOVÁCS 1981; GRILL 1988, 1989; GRILL et al. 1984; KOVÁCS 1979, 1984a, 1986; KOVÁCS et al. 1988, 1989; MÁRTONNÉ SZALAY et al. 1987; NAGY B. 1982; RÉTI 1988; SZENTPÉTERY 1988a) láttak napvilágot. A földtani térkép elkészülte utáni idők legfontosabb eredményei BÉRCZI-MAKK (1996a, b, c), BODROGI, SZENTPÉTERY (2000), DOSZTÁLY (1994), FODOR, KOROKNAI (2000, 2003), HIPS (1996a, 1996b, 1998, 2001), HORVÁTH (1997, 2000), KOVÁCS, HIPS (1998), KOVÁCS et al. (1993), LESS (1998, 2000), MÁTHÉ, SZAKMÁNY (1990), SZENTPÉTERY (1997, 1998) és VARGÁNÉ BARNA, SZENTPÉTERY (2001) munkáiban láttak napvilágot. A szlovákiai oldalon párhuzamosan, kölcsönös konzultáció mellett folyó munkák összefoglalása GAÁL, MELLO (1983) és MELLO et al. (1983), illetve MELLO (szerk.) (1996, 1997), MELLO et al. (1998), MOCK et al. (1998), PLAŠIENKA (1997, 1999) és VOZÁROVÁ, VOZÁR (1992) közleményeiben található meg. 9

9

10 Áttekintõ földtani felosztás Az Aggtelek Rudabányai-hegység kis kiterjedése ellenére földtani felépítését tekintve Magyarország egyik legbonyolultabb területe. Rétegtanilag azért, mert több kifejlődési terület rétegsorai építik fel, melyek fáciesátmenetei is ismertek; tektonikailag azért, mert: 1) ezek a kőzetsorozatok egymás mellett és egymás fölött is előfordulnak, 2) mivel gyűrt, pikkelyes és vetős szerkezetekkel is találkozunk. Munkánkban az Aggtelek Rudabányai-hegység kifejezést földtani értelemben használjuk: a magyar szlovák országhatár, valamint a Trizs, Imola, Rudabánya, Szuhogy, Szalonna, Martonyi és Tornaszentjakab községek által határolt területet soroljuk ide, amelyet elsősorban triász kőzetek felszíni kibúvásai és az őket határoló, valamint általuk közrefogott medencék jellemeznek: D-ről a Kánói-medence, míg K-ről a Szuhogy Szendrői- és Szalonna Tornabarakonyi-medence határolja; ÉK-i részén két belső, a Komjáti- és Bódvalenkei-medence található. A medencéktől eltekintve a területet földtani értelemben Aggteleki- és Rudabányai-hegységre oszthatjuk, melyek nem azonosak a földrajzi értelemben vett Aggteleki-kartszttal és Rudabányai-hegységgel. A továbbiakban a földtani értelemben vett Aggteleki-hegység alatt értjük az Aggteleki-karsztot az Alsó-hegy magyarországi részével és az ún. Galyasággal együtt, melybe a szőlősardói és a lászi-forrási rögök már nem tartoznak bele. Ide soroljuk ellenben az Esztramost, melynek DK-i oldalán húzzuk meg a két hegység közötti földtani határt. A földtani értelemben vett Rudabányai-hegységhez tartoznak a szőlősardói és lászi-forrási rögök, a földrajzi értelemben vett Rudabányai-hegység, valamint a Cserehát egyes részei (Szalonnai-karszt, bódvalenkei és hídvégardói rögök) az Esztramos nélkül (l. feljebb). Az Aggteleki-hegység legalábbis az oligocénben már a Szlovák-karszt, majd északabbra a Szepes Gömöriérchegység (ma Szlovák-érchegység/Slovenské rudohorie), Szlovák Paradicsom stb. szerves folytatását képezte, míg a Rudabányai-hegység csak az oligocén miocén folyamán, DDNy-i irányból került az Aggteleki-hegység mellé a Darnózóna balos vízszintes elmozdulási rendszere mentén. Mivel kialakulása során az Aggtelek Rudabányai-hegység bonyolult fejlődésen ment keresztül, szükségesnek látjuk, hogy világosan megkülönböztessük a jelenlegi tektonikai egységeket az eredeti üledékképződési térségektől és a bennük képződött rétegsoroktól. Így fáciesterületnek vagy kifejlődési területnek nevezzük az eredeti üledékképződési térségeket és sorozatnak vagy rétegsornak a bennük felhalmozódott kőzetegyüttest. Ezzel szemben takaróról, ill. autochton -ról beszélünk, ha takarós területen található tektonikai egységről van szó. Az autochton -t bezáró idézőjelekkel azt kívánjuk jelezni, hogy az adott területen található legmélyebb helyzetű tektonikai egységről beszélünk, de annak igazi autochton voltára nincs bizonyítékunk. Olyan területen, ahol a takarós szerkezet nincs bizonyítva, tektonikai értelemben vett egységről beszélünk. A fejlődéstörténetben a triász és jura során a szilicei, mellétei és tornai fáciesterületeket sikerült rekonstruálnunk. A szilicei fáciesterületen belül megkülönböztetünk dernői/drnavai (magyar területről ismeretlen), aggteleki, szőlősardói és bódvai kifejlődési területeket, melyeken az azonos nevű, kontinentális kérgen képződött rétegsorok rakódtak le, és melyek utólag nem szenvedtek metamorf átalakulást. A szilicei rétegsorok alkotják az Aggtelek Rudabányai-hegység felső, Szilicei-takarórendszerét. Az aggteleki sorozat képződményei a szűkebb értelembe vett Szilicei-takaróban, a bódvai és szőlősardói sorozatoké a Bódvai-takaróban foglalnak helyet. A mellétei fáciesterületen belül bódvarákói, dereski/držkovcei (magyar területről szintén ismeretlen) és tornakápolnai kifejlődési területeket különböztetünk meg azonos nevű rétegsorokkal. Ezeken túl a mellétei fáciesterülethez tartozhatott még egy, a szubdukció során eltűnt, elnyelődött kifejlődési terület is, megsemmisült rétegsorral. Ezek a rétegsorok óceáni vagy átmeneti típusú kérgen rakódtak le és utólag igen kis fokú (anchimetamorf) átalakulást szenvedtek el. Tektonikai helyzetük köztes a Szilicei-takarórendszer és az autochton között. A tornakápolnai sorozat nagyrészt a Szilicei-takarórendszer evaporitos bázisába begyúrt, szétszakított tömbökben található meg. A Tornakápolna TK 3 fúrás esetében elképzelhető, hogy aljának át nem fúrt bazaltja még eredeti helyzetében, a Mellétei-takaró foszlányában van jelen. A bódvarákói sorozat a Bódvarákói-pseudoautochtonban foglal helyet, melynek tektonikai feküjét nem ismerjük. A tornai fáciesterület egyes részeit nem láttuk el külön névvel. A szilicei 11

11 1. ábra. Az Aggtelek Rudabányai-hegység és szlovákiai folytatása paleo mezozoos képződményeinek elvi rétegoszlopa rétegsorokhoz hasonlóan a tornai sorozat is kontinentális kérgen képződött, de utólag közepes/nagy nyomáson igen kis fokú és kisfokú (anchi- és epimetamorf) átalakulást szenvedett. Jelenleg részben az autochton- ba (Esztramos), részben másodlagos, a Szilicei-takarórendszer képződését követően kialakult, helyi takarókban (Martonyi- és Becskeházi-takaró) található. Az eddigi triász (és részben jura) rétegsorok mellett rendelkezünk még két idősebb rétegsorral is, a (valószínűleg részben az alsó-triászba is átnyúló, és nem, vagy csak alig metamorfizált) hídvégardói sorozattal és az anchi-epizonális metamorfizáltságú upponyi típusú paleozoikum rétegsorával, melyek az azonos nevű fáciesterületeken rakódtak le. Ezek a rétegsorok képezhették esetleg a triász tornai sorozat feküjét, mint ahogy a Voloveci-antiklinorium gömöri típusú paleozoikumáról is feltételezzük, hogy a szilicei rétegsorok feküjét alkotta. Az egyes sorozatok rétegsorát az 1. ábra mutatja be. A hídvégardói sorozat a Becskeházai-takaró tektonikai feküjében, az autochton -ban fordul elő, az upponyi típusú paleozoikum esetében lapos áttolódású tektonikai szuperpozíciós viszonyok nem mutathatók ki. A rétegtani részben érintjük még a Szendrői-hegység Rakacai Márvány és Szendrői Fillit Formációját, melyek ugyan földtani értelemben nem tartoznak az Aggtelek Rudabányai-hegységhez, de szerepelnek a földtani térképen és az elvi rétegoszlopon. 12

12 Az Aggtelek Rudabányai-hegység földtani képzõdményei ALAPHEGYSÉGI KÉPZÕDMÉNYEK METAMORFIZÁLT KŐZETEK Itt találhatók az upponyi típusú paleozoikum, a tornai, tornakápolnai és bódvarákói sorozatokhoz tartozó kőzetek leírásai. A Gutensteini, Steinalmi és Bódvarákói Formáció, valamint a Pötscheni Mészkő Formáció a Szilicei-takarórendszerben helyet foglaló nem metamorf sorozatokban és így a nem metamorf kőzetek leírásánál is megtalálhatók. A földtani térkép (LESS et al. 1987) DK-i sarkában található a Kis-Somos-hegy. Képződményei szerkezetileg a Szendrői-hegység paleozoikumához tartoznak, itt csupán a teljesség igénye miatt kerülnek FÜLÖP (1994) alapján említésre. SZILUR Tapolcsányi Formáció (64*) A Rudabányai-hegység DK-i oldalán, Rudabánya és a szendrői Korlát-hegy között, valamint a szalonnai Konyha-völgy bejáratánál, kőbörcök és sűrű törmelék formájában a felszínen, valamint 65 db mélyfúrás rétegsora alapján a mélyben jól követhető az a fekete pala rétegcsoport, melyet az upponyi típusú paleozoikumhoz sorolunk. Az előfordulás ÉK DNy-i csapású, max. 1 km széles, tektonikai síkokkal határolt sávban húzódik. A rétegdőlés ÉNy-i, közel függőleges. A formáció sötétszürke agyag- és kovapala, valamint fekete lidit (átkristályosodott radiolarit) általában vékony rétegeinek váltakozásából áll. Az egész összlet karbonátmentes, és durvább törmeléket sem tartalmaz. Az agyagpalában néha finoman sávozott betelepülések látszanak, melyek fenékáram-üledékként értelmezhetők. A kovapala az eredetileg agyagos üledék másodlagos kovásodása révén keletkezett. A pala gyakran mangános, ásványos összetételében uralkodó a kvarc, jelentős a szericit és helyenként a pirit, alárendelt a kalcit és a sziderit. Átalakultsági foka anchimetamorf. A makroszkóposan meglehetősen egységesnek látszó palasorozat a laboratóriumi vizsgálatok (SZENTPÉTERY et al. 1994) alapján eltérő metamorfizáltságú részekre bontható. Ezeket az egységeket metamorf fokuk, ill. litológiai tulajdonságaik alapján az upponyi paleozoikumból ismert formációkkal tartjuk párhuzamosíthatónak (1. táblázat). 1. táblázat. Az upponyi típusú paleozoikum felosztása az átalakultság mértéke szerint Rb = Rudabánya, Szgy = Szuhogy. A számok a fúrási méterközt jelölik. Fácies: euxin mélyvízi, karbonátkompenzációs szint alatti üledék. Kor: ősmaradványt nem tartalmaz, fedőjében az Upponyi-hegységben Conodontákkal igazolt felső-szilur és alsódevon mészkőolisztolitos, bazalttufa kötőanyagú olisztosztróma, a Strázsahegyi Formáció található. Vastagság: kb. 100 m. Típusfeltárás: az Upponyi-hegységben, a Lázbérci-víztározó Ny-i oldalán vezető műút mentén. A Rudabányaihegységben lévő jó feltárása a szuhogyi Nagy-hegy DNy-i lábánál lévő egykori palabánya. *A képződmény száma a térképen. 13

13 DEVON Abodi Mészkő Formáció (63) Az Aggtelek Rudabányai-hegység területén a DK-i tektonikus zóna upponyi típusú paleozoikumának néhány mélyfúrásában azonosítottuk a képződményt. A típusos Abodi Mészkő zöldes- vagy kékesszürke, mállottan sárgásbarna, klorithálós, jellegzetesen harántpalás, vékonyréteges- rudas szerkezetű, metatufitos mészkő (cippolino), nagyhőmérsékletű anchizónás átalakultságú. Kifejlődési típusai az alábbiak: 1. Schalstein (metatufit). A Rudabánya Rb 461 fúrásban 256,6 381,4 m-ből származó 3 db, és az Rb 494 fúrásban 867,0 m-ből vett 1 db mintában metatufit jelenlétét állapítottuk meg. 2. Pala mészkő kifejlődés. A Szuhogy Szgy 6 fúrásban, a Szuhogyi Konglomerátum alatt, 458,9 484,2 m között flázeres mészkőlencséket tartalmazó fillit-agyagpala sorozat vált ismertté. Ez a rétegsor az upponyi-hegységi Abodi Mészkő agyagpalában gazdagabb kifejlődésének felel meg. A két formáció határa, a konglomerátum és a pala érintkezése tektonizált. 3. Márgás kifejlődés. A Rudabánya Rb 503 fúrásban 421,4 470,2 m között, és az Rb 520 fúrásban 369,0 462,0 m között harántolt karbonátos agyagpala aleuritos agyagpala márgapala rétegsor tartozik ide. Fácies: a típusos Abodi Mészkő karbonátplatformok feldarabolódása utáni medencefácies, melynek képződése egyidejű vulkanizmussal kezdődött és a devon végéig tartott. Az ismertetett képződményeket karbonáttartalmuk alapján tartjuk párhuzamosíthatónak a közeli Szuhogy Szgy 6 fúrás paláival, ezért tárgyaljuk az Abodi Mészkő Formáció keretén belül. A márgás kifejlődés kizárja az upponyi paleozoikum karbonátmentes agyagpalás formációival (pl. Tapolcsányi Formáció) való analógiát. Kor: a pala mészkő kifejlődésből (Szuhogy Szgy 6 fúrás, 468,5 469,1 m) Kovács S. által meghatározott Polygnathus cf. webbi Stauffer és Palmatolepis cf. hassi Müller et Müller fajok a felső-devon mélyebb részét (frasni) jelzik. Vastagság: legalább 30 m. Típusszelvény: az Abod A 1 fúrás rétegsora; területünkön hivatkozási szelvénye a Rudabánya Rb 520 fúrás 369,0 462,0 m közötti szakasza. Rakacai Márvány Formáció (62) A Szendrői-hegység északi szerkezeti egységében ismert képződmény fehér kékesszürke sávos, pados vagy tömeges, durvakristályos márvány. A Kis-Somos-hegyen kékesszürke, finomkristályos medencefáciesű képződmény települ rá, amelyet az Abodi Mészkő Formációba sorolnak (FÜLÖP 1994). Kor: térképlapunkon késő-devon, mélyebb frasni. Fácies: karbonátplatform. Vastagság: a típusterületen kb m. KARBON Szendrői Fillit Formáció (61) A Szendrői-hegység legelterjedtebb képződménye az északi szerkezeti egységben. Egymásból kifejlődő rétegei: finomtörmelékes, karbonátos, durvatörmelékes betelepüléseket tartalmazó, finom szemcsenagyságú homokkősávos, grafitos fillit. Többek között a Szendrő Sze 20, 21, Rakacaszend Rsz 4/2 fúrások harántolták. Kor: karbon, késő-viséi szerpuhovi baskír (FÜLÖP 1994). Fácies: fokozatosan mélyülő medencebeli kifejlődés, alul zagyáramokkal, törmelékfolyásokkal átülepített vadflis flis jellegű anyag, majd a szemcsenagyság finomodása, a mésztartalom csökkenése, a ciklusjellegek kimaradása, végül a grafitosodott szerves anyag részarányának növekedése jellemzi. Vastagság: kb m. TRIÁSZ KÖZÉPSŐ-TRIÁSZ 14 Gutensteini Formáció (60) A tornai sorozat magyarországi előfordulásaiban, illetve a bódvarákói sorozatban a legmélyebb rétegtani helyzetű képződmény, feküjét sehonnan sem ismerjük. A tornai sorozatba tartozó kis kibúvása a Becskeházától ÉK-re 500 m-re húzódó árok felső végéből ismert. A bódvarákói sorozat tagjaként az összlet a bódvarákói Szent János-völgy két oldalán, illetve a Kőrös-völgy jobb oldalán, a torkolat közelében bukkan felszínre. Fúrásaink közül a Bódvarákó Br 4 452,30 523,90 m között, az Aggteleki-hegység aggteleki sorozatának bázisát alkotó, tektonikusan belegyúrt Bódvavölgyi Ofiolitot is tartalmazó Perkupai Evaporit (korábban pl. GRILL et al. 1984

14 2. ábra. A bódvarákói sorozat különböző előfordulásaiban található képződményeinek korrelációja (elvi vázlat) 1 agyagpala, agyagmárga, 2 tűzköves mészkő, 3 dolomit, 4 dolomitos mészkő, 5 homokkő, 6 gipsz, anhidrit, 7 meszes aleurolit, 8 aleuritos márga, 9 mészkőolisztolit, 10 erősen tüzköves mészkő, 11 dolomárga, 12 mészkő, 13 áttolódás komjáti sorozat) alatt találta, de érintkezésük itt valószínűleg vetős. A Bódvarákó Br 5 fúrásban (2. ábra) a Gutensteini Formáció dolomitból a Bódvarákói Formáció fokozatosan fejlődik ki. Legteljesebben a Bódvarákó Br 6 fúrásból ismerjük, a fedőbe való átmenet itt is folyamatos. Sötétszürke, tömeges vagy vastagpados ( cm) dolomit. Feltárásban nagyon hasonló az aggteleki és bódvai sorozat Gutensteini Formációjának sötétszürke dolomitjához, egyedüli különbségként valamivel szemcsésebb, kristályosabb volta említhető, valamint a típusos kifejlődésnél valamivel ritkább kalcitérhálózat. Általában rosszul, az alsó szakaszon azonban vékonyan és finoman rétegzett. Itt az intraklasztos szerkezet is gyakori. Felső részében világosabb sávok, meszes dolomitok is előfordulnak. Mikrofáciese a tornai sorozatban ekvigranuláris xenotópos dolopátit, 100 µm körüli méretű dolomitkristályokkal. A bódvarákói sorozatban az alsó részen intradolopátit található, melynek kötőanyagát dolomit, agyagásványok (illit montmorillonit), kvarc és pirit alkotja, míg a felső részre az ekvigranuláris vagy mikrorétegzett, bizonytalan csigaátmetszeteket tartalmazó dolopátit a jellemző. Fácies: nagy pirittartalma és színe alapján zárt lagúnában, rossz szellőzési viszonyok mellett, viszonylag nyugodt körülmények között képződött ( restricted lagoon fácies). A bódvai és szilicei üledékgyűjtők Gutensteini Formációjával szembeni különbségét főleg az összlet alsó részében megfigyelt agyagbeáramlási és reszedimentációs jelenségek, továbbá felső részének biogén elemei jelzik. Lehetséges, hogy felső része már a bódvarákói sorozatból hiányzó Steinalmi Formáció képződményeit helyettesíti. Kor: mivel korjelző ősmaradványokat nem találtunk, egyrészt fedője, másrészt a Szilicei- és Bódvai-takaró Gutensteini Formációjával való analógia alapján jelöltük ki helyét az anisusi emelet alsó részében. Vastagság: A tornai sorozatban m (látható), a bódvarákóiban m (nem teljes). A formáció teljes vastagsága nem ítélhető meg, mivel a fekü hiányzik. Típusszelvény: a metamorf Gutensteini Formáció típusszelvénye a Bódvarákó Br 6 fúrás 7,8 165,0 m közötti szakasza. Steinalmi Formáció (59) A tornai sorozat mészkőből (59a) és dolomitból (59b) álló Steinalmi Formációjának világos kristályos mészköve alkotja az Esztramos fő tömegét (3. ábra). Kibúvik a hídvégardói Szent János-hegy és a Ruda-oldal környékén, valamint Becskeházától DK-re és ÉNy-ra. Becskeháza K-i szomszédságában a mészkő dolomitosodott, itt fejtik is. 15

15 3. ábra. Földtani szelvény az Esztramoson át Negyedidőszaki képződmények: 1 alluviális üledék, 2 lejtőtörmelék. Alaphegységi képződmények: Bódvai-takaró: 3 Gutensteini F. (dolomit); Bódvai-takaró bázisa: 4 Bódvaszilasi Homokkő, 5 Perkupai Evaporit; Bódvarákói autochton : 6 Bódvarákói Formáció, 7 Gutensteini Formáció; Bódvai-takaró: 8 Telekesvölgyi Formáció (vörös és zöld agyagmárga mészkő-olisztolitokkal), tornai-sorozat: 9 Steinalmi F. (mészkő), 10 Szentjánoshegyi Mészkő (a = drapp és lila mészkő, b = szürke mészkő, c = csontszínű tűzkőmentes mészkő, d = csontszínű tűzköves mészkő), 11 Tornaszentandrási Agyagpala, Egyéb: 12 pikkelyhatár, 13 takaróhatár 16 A DK-i vízszintes elmozdulási zónában Rudabányától a Korlát-hegy ÉK-i végéig keskeny sávban húzódik. Közvetlen feküje a Gutensteini Formáció dolomitja magyar területen egyedül a már említett, Becskeházától ÉK-re található árokban ismert. Az Esztramos É-i oldalának bizonytalan szerkezeti helyzetű, szintén a Gutensteini Formációba tartozó, ankeritesedett dolomitjával meredek, É-i dőlésű tektonikai sík mentén érintkezik. A változó mértékben dolomitosodott mészkő (59a) fehéresszürke, az Esztramoson durva-, a Szent János-hegy Becskeháza közötti területen középés aprókristályos, egyenetlen érdes, ill. egyenetlen szilánkos törésű. Az Esztramoson vastagpados, a Szent János-hegy Becskeháza területén rétegzetlen. A metamorf sávozottság az Esztramoson szembetűnő, a Szent János-hegyen és környékén néhol kivehető, míg Becskeházától D-re és DK-re nem jelentkezik. Itt a mészkő és a dolomit váltakozik. Az eredeti mikrofácies (crinoideás biointrapátit; packstone) a legkevésbé átkristályosodott, Becskeháza környéki Steinalmi Formáció (mészkő) vékonycsiszolataiban fedezhető fel leginkább. A kezdődő dolomitosodást jelzik a kalciton fejlődő, átlag 100 µm nagyságú dolomitromboéderek. Teljesen átkristályosodtak a Szent János-hegy környékének mészkövei is (inekvigranuláris xenotópos, ritkábban ekvigranuláris hipidiotópos pátit), de a legfelső részén (Szent Jánoshegy K-i vége) gyengén kivehető Crinoidea-átmetszetek látszanak. A Steinalmi Formáció dolomitja (59b) is fehéresszürke, középkristályos, szögletes sarkos törésű, rétegzetlen, 3 10 cm-es, szögletes murvadarabokra széteső kőzet. Mikrofáciese inekvigranuláris, xenotópos dolopátit, µm méretű dolomitkristályokkal. ÁRKAI (1981, 1982) illitkristályossági fok mérései az Esztramos esetében közepes nyomástartomány mellett epizonális, a Szent János-hegy esetében anchizonális átalakultságot jeleznek. Fácies: a mészkövekből kimutatható ősmaradványok (Dasycladaceák, Crinoideák), a szín, a nagy vastagság és a szilicei analógiák amellett szólnak, hogy a képződmény nyílttengeri karbonátplatform zátony mögötti lagúnájában rakódott le. Kor: a Steinalmi Formáció korát csak az ősmaradvány-tartalmú fedő alapján állapíthatjuk meg. Eszerint az Esztramoson már a középső-anisusiban (pelsói alemelet) megszakadt a képződése, míg a Szent János-hegyen a Szentjánoshegyi Mészkőből kimutatható legidősebb Conodonta-társaság (l. ott) hozzávetőleg a középső késő-anisusi (pelsói illír) határt jelzi. Feltehető tehát, hogy ott a mészkő képződése a pelsói folyamán végig tartott. Az alsó korhatárt még nehezebb megítélni. Szilicei analógiák alapján feltehető, hogy a Steinalmi Formáció csak az alsó-anisusi (bythiniai) és részben a középső-anisusi (pelsói) során képződött. Vastagság: az Esztramoson (3. ábra) 300 m-t, a Szent János-hegy Becskeháza közötti területen 200 m-t meghaladó. Típusszelvény: a metamorf Steinalmi Formáció típusszelvénye a Hídvégardó Ha 3 fúrás 0,2 45,9 m közötti szakasza, valamint a tornaszentandrási Esztramos szelvénye (3. ábra). Bódvarákói Formáció (58) A bódvarákói sorozathoz tartozó felszíni előfordulásai a Nyúlkerti-völgy két oldalában, illetve a Szent János-völgy két oldalában találhatók meg. A fúrások közül (2. ábra) a Bódvarákó Br 5 79,50 123,00 m között, míg a Bódvarákó Br 6 negyedidőszaki képződmények alatt 5,80 7,80 m között harántolta. Feküjéből, a Gutensteini Formáció dolomitjából mind a két fúrásban, valamint a Szent János-völgy két oldalán is folyamatosan fejlődik ki. Sötétszürke és fekete mészkő, dolomitos mészkő, márga, dolomárga, ritkábban aleurolit, agyagkő és dolaleurit, valamint tűzkőrétegek váltakozásából álló összlet. Középvastagon vagy vastagon rétegzett, a rétegfelületek simák vagy hullámosak. A mészkövek apró-, illetve közepesen durvakristályosak. Mikrofáciesük pátit, radiolariás és filamentumos biopátit, ill. biomikropátit, gyakori autigén kvarccal, kriptokristályos kalcedoncsomókkal, ill. -zsinórokkal (tűzkő).

16 A réteglapokon látható homogén aleurolitban mikroszkóp alatt agyagásványok, kvarc és bakteriopirit mutatható ki. Fácies: a sekélytengeri Gutensteini Formáció leülepedését követően a Bódvarákói Formáció képződése rövid átmeneti szakasz után (melyben bentosz Foraminiferák még előfordulnak), mélytengeri elzárt medencében ( restricted basin ) történhetett. A tenger mélysége az akkor aktuális karbonát-kompenzációs szint környékén lehetett, aminek bizonyítéka a mészkövek és tűzkövek azonos (radiolariás filamentumos) mikrofáciese. Az üledékgyűjtő rosszul szellőzött voltát a képződmény sötét színe, a gyér ősmaradvány-tartalom, illetve a bakteriopirit jelenléte bizonyítja. A rétegfelszíneken található aleurolitokat magas Ti- és Zr-tartalmuk alapján részben visszaoldódási, részben sztilolitosodási terméknek tartjuk. Ezt támasztja alá a képződménynek a leülepedési időszak időtartamához képest csekély vastagsága is. Kor: a Bódvarákói Formáció a bódvarákói sorozat egyedüli olyan képződménye, melyből korjelző ősmaradványokat sikerült kinyerni. A Bódvarákó Br 5 fúrás 116,65 116,70 m közötti szakaszából, fekete tűzkőből H. Kozur rossz megtartású Radiolariák mellett egy darab Gondolella cf. bulgarica (Budurov et Stefanov) fajt határozott meg, amely az anisusi emelet pelsói alemeletét jelzi. Kovács S. a képződmény alapszelvényéből illír fassai és longobárd Conodonták [Gondolella constricta Mosher et Clark, Gladigondolella tethydis (Huckriede), Gladigondolella-ME, Gondolella foliata inclinata (Kovács)] jelenlétét állapította meg. Kora a fentiek alapján középső-anisusi késő-ladin (pelsoi longobárd). Vastagság: a típusterületen m. Típusszelvény: Bódvarákótól 1 km-re K-re a Nyúlkertvölgyi-patak jobb oldalán lévő felhagyott kőfejtőben (I. tábla, 2. kép), az esztramosi kőbányához vezető üzemi út alatt (LESS 1991a). FELSŐ-TRIÁSZ Rednek-völgyi rétegek (57) A képződmény a martonyi Kis- és Nagy-Rednek-völgy, valamint az Éger-völgy környékén fordul csak elő, Tornaszentandrás felé nem ismerjük. A Martonyi Tornaszentandrás közötti területen (a Bódvai-takarón nyugvó Martonyi-takaróban) a tornai sorozat Szentjánoshegyi Mészkövét a törmelékanyagban gazdagabb Rednek-völgyi rétegek helyettesítik.* Feküje ismeretlen. Szürke, sötétszürke márga- és aleuritpala építi fel, különösen az összlet felső részén gyakori sötétszürke mészkő-betelepülésekkel. Alsó közel 4/5-ét 1 4 cm vastagon rétegzett szürke és barna (helyenként zöldesdrapp) márga- és aleuritpala alkotja, melyben 5 20 cm-es barnásszürke, finomkristályos mészkő-betelepülések találhatók. A Martonyi M 10 fúrás 0,0 11,1 m közötti szakasza is ezt a képződményt tárja fel. Felső közel 1/5-e sötétszürke márga (2 10 cm-es rétegekben) és sötétszürke, aprókristályos mészkő ( cm-es padokban) váltakozásából áll, a márga helyenként teljesen kimarad. Átalakultsági foka epimetamorf. A Martonyi M 10 fúrás aleuritpalájának, ill. márgájának (8,2 8,3 m) illitkristályossági paraméterei ÁRKAI (1985) szerint a diagenetikus öv és az anchizóna határát jelzik, ugyanakkor a nyomástartomány közepes. Fácies: pelágikus medence, a beáramló törmelék a Szentjánoshegyi Mészkőhöz képest több. Kor: A Martonyi M 10 fúrásból Kovács S. az alábbi, idősebb pelsói korra utaló Conodontákat határozta meg: 3,10 3,70 m: Gondolella bulgarica (Budurov et Stefanov), Gladigondolella tethydis (Huckriede), Gladigondolella-ME. 6,90 7,90 m: Gondolella bulgarica (Budurov et Stefanov), Gondolella bifurcata bifurcata (Budurov et Stefanov), Gladigondolella malayensis budurovi Kovács et Kozur, Neospathodus kockeli (Tatge). A felső szakasz Tornaszentandrási Agyagpalával határos részéből Gondolella foliata foliata (Budurov), G. foliata inclinata Kovács, G. polygnathiformis Budurov et Stefanov, Gladigondolella malayensis malayensis Nogami került elő, melyek már kora-karni (cordevolei) korra utalnak. Eszerint a Rednek-völgyi rétegek képződése már az anisusi-közepén (a pelsóiban) elkezdődött és legalább a kora-karniig tartott. Vastagság: kb. 150 m. Típusszelvény: a rossz feltártság miatt nincs kijelölve, legjobb feltárásai a martonyi Nagy-Rednek-völgyben találhatók. Szentjánoshegyi Mészkő Formáció (56) A csak a tornai sorozatban előforduló Szentjánoshegyi Mészkő a Hídvégardó Becskeháza közötti rögökben (4. ábra és I. tábla, 1. kép) és az Esztramos D-i oldalán (3. ábra) ismeretes. Kibúvása található a tornaszentjakabi Óriáson is, itt azonban feküje ismeretlen, és koradatok sincsenek belőle. Mind Hídvégardó Becskeháza környékén, mind az Esztramoson folyamatosan fejlődik ki a Steinalmi Formáció mészkövéből, melynek már a hasadékaiban is kimutatható. Rétegsora Hídvégardó Becskeháza környékén és az Esztramoson némileg eltérő. Utóbbi helyen a Kovács S. és Less Gy. által 1981-ben felvett *FODOR, KOROKNAI (2000) szerint a sűrű fekete tűzkőtörmelék a Bódvarákói Formációt képviselheti. 17

17 4. ábra. A Hídvégardó Ha 3 fúrás rétegoszlopa és Conodontái (KOVÁCS 1986 alapján kisebb módosítással) 1 talaj és kőzettörmelék, 2 metamorf Steinalmi F. (mészkő) (a = ép, b = tektonizált), 3 szürke, pados, sávos mészkő, felső részében világosvörös barnásvörös betelepülésekkel (Szentjánoshegyi Mészkő), 4 fekete agyagpala (Tornaszentandrási Agyagpala), 5 szürke tüzköves mészkő (Pötscheni Mészkő), 6 felső-perm(?) evaporitos pala (Hídvégardói Formáció), 7 Conodonta mintavételi hely. Gl.: Gladigondolella, Gl. ME: Gladigondolella multielem, G. = Gondolella, M. = Metapolygnathus, G. M. ME = Gondolella Metapolygnathus multielem, SZTJ MKŐ = Szentjánoshegyi Mészkő, Hídv. = Hídvégardó szelvényben a formáció vastagsága kb. 200 m-nek adódott. Itt az összlet felső részén gyakoriak a barnás tűzkőgumók, melyek Hídvégardó Becskeháza környékén hiányoznak. A kőzetek végig erősen átkristályosodottak, mindenütt látszik a metamorf sávozottság, az eredeti mikrofácies sehol sem figyelhető meg. Az utolsó rétegtagból származó mészkő ásványos összetételéből ÁRKAI (1981) már közepes nyomástartománybeli epizonális metamorfózisra következtetett. Világos- és középszürke, alárendelten drapp és rózsaszínű, finom-, apró és középkristályos, metamorf sávozottságú pados mészkő, ritkán drapp és lila tűzkőgumókkal, -lencsékkel. A rétegfelületek simák. A színes (drapp, rózsaszínű) mészkövek (alárendelten márgák) eredeti mikrofáciese radiolariás (és ritkábban filamentumos) biomikropátit (wackestone, ritkábban mudstone vagy packstone), átkristályosodva ekvigranuláris (ritkábban inekvigranuláris) hipidiotóposxenotópos pátit, µm-es szemcsemérettel. A szürke mészkövekben megnő a filamentumok (és esetleg a Crinoideák) mennyisége, az eredeti mikrofácies filamentumos (alárendelten radiolariás) biomikropátit, ill. biopátit (packstone vagy grainstone). Átkristályosodva inekvigranuláris, xenotópos pátit µm-es szemcsenagysággal. A filamentumok 18

18 ilyenkor már csak makroszkóposan észlelhetők. Az illitkristályossági értékek ÁRKAI (1981, 1985) szerint anchizonális metamorfózist jeleznek, közepes/nagy nyomástartomány mellett. Fácies: a Conodonták, a kőzet jellege, a filamentumok, a Radiolariák, a tűzkőtartalom, a világos (gyakran tarka) szín mind arra vallanak, hogy a Szentjánoshegyi Mészkő jól szellőzött pelágikus medencében képződött. Kor: a Becskeháza Hídvégardó közötti terület Szentjánoshegyi Mészköve a teljes késő-anisusi (illír) ladin kora-karni (cordevolei) intervallumot átfogja (4. ábra). Képződése az Esztramoson korábban már a pelsóiban (középső-anisusi) elkezdődött. A Conodonta-fauna részletes listája KOVÁCS (1986) munkájában található meg. Vastagság: a Szent János-hegy és Becskeháza közötti területen m, az Esztramoson kb. 200 m. Típusszelvény: A Hídvégardó Ha 3 fúrás 45,9 69,4 m közötti szakasza (4. ábra). Nyúlkert-lápai rétegek (55) A bódvarákói sorozat rétegtanilag legfelső összlete (2. ábra) a felszínen legjobban a Bódvarákóról az esztramosi kőbányába vezető üzemi út bevágásaiban tanulmányozható (I. tábla, 3. kép). Rossz feltárásokban előfordul még a Nyúlkerti-völgy (Nyúlkert-lápa) két oldalán, valamint a Szent János-völgy jobb oldalában vezető út mentén. A Bódvarákó Br 5 fúrás 2,5 79,5 m között harántolta a Bódvarákói Formáció fölötti helyzetben, attól tektonikus határral elválasztva. Feküjéből való folyamatos kifejlődését máshonnan sem ismerjük. Zöldesszürke szürke fekete agyagpala és márgaösszlet, felső részén finom- illetve középkristályos szürke mészkőolisztolitokkal. Litológiai alapon négy részre tagolható, rétegsora alulról felfelé a következő: 1. vékonyréteges, szürke, aleuritos márga és vastagpados szürke mészkő váltakozása; 2. zöldes-barnásszürke, tömbös elválású aleurolit; 3. sárgásbarnászöld vékonyrétegzett, vasas, márgás aleurolit cm átmérőjű barna, vasas, kristályos mészkőlencsékkel; cm-es rétegvastagságú, zöldesszürke aleurolit és márgás aleurolit, melyben változó nagyságú (0,1 2 m-es) márgás aleurolit és barnásszürke, homogén, finom- és durvakristályos mészkőolisztolitok találhatók. A rétegek átalakultsági foka anchimetamorf (mikrogyüredezettsége véleményünk szerint metamorfózis utáni). Fácies: képződési körülményei mindenképpen mélytengeri jellegűek. A Bódvarákói Formációhoz képest nem szükségszerű a keletkezési mélység csökkenése, elképzelhető a karbonát-kompenzációs szint süllyedése is. Az összlet felső részében megjelenő olisztolitok az üledékgyűjtő mobilizálódására utalnak. Kor: miután minden kísérletünk meddőnek bizonyult, amely Conodonták és pollenek kinyerésére irányult, a nyúlkertlápai rétegek korát csak a feküképződménye alapján tudjuk megítélni, azaz az összlet késő-triásznál valószínűleg nem idősebb. A jurába is felnyúlhat, mivel több mint 20 mintában nem találtunk Conodontát, s ez utalhat arra is, hogy a mészkövek képződésének idején ez a (triász végén kihalt) csoport már nem élt. Ugyancsak jurára utal az olisztolitok jelenléte az összlet felső részében, ugyanis az ilyen típusú gravitációs üledékképződés a környező régiókban (Bükk, Telekesoldal, Telekes-völgy, dernői Szörnyű-kút) a jurára jellemző jelenség. Vastagság: 80 m (az üledékes fedő hiányában eredetileg nagyobb érték is feltételezhető). Típusszelvény: a Bódvarákóról az Esztramosra felvezető üzemi út bevágásai a Bódvarákói Formáció típusszelvénye fölött, valamint a Bódvarákó Br 5 fúrás 2,5 79,5 m közötti szakasza. Bódvavölgyi Ofiolit Formáció (54 51) Az ELGI ben végzett mágneses mérései (VERŐ et al. 1982) és több kutatófúrás alapján a Bódva-völgy környékén négy különálló magmás test a szögligeti, bódvarákói, komjáti és tornakápolnai különíthető el. További, mélyen lévő hatók jelenlétét a kis területet lefedő mérések nem zárják ki, azaz feltételezhető, hogy a Gömör Tornai-karszt helyenként 1000 m-nél is vastagabb Szilicei-takarójának bázisában, vagy alatta több hasonló magmás tömeg is található. A szerpentinitből (54), metagabbróból (53), metabazaltból (52) és radiolaritból (51) álló, nem teljes ofiolitsorozat a tornakápolnai sorozat legjellemzőbb képződménye. Szerpentinit (54) A Perkupai Evaporitban néhány cm és 50 m közötti szerpentinit-fragmentumok és -tömbök találhatók (1. kép). A Tornakápolna Tk 3 fúrás (5. ábra) anyagában a sötétzöld, gyakran fekete foltos masszív kőzetváltozat (basztit) a leggyakoribb, de zöldesbarna, elnyírt, leveles szerpentinitként és világoszöld ér formájában is előfordul. A szerpentinit nagyon alacsony fokú metamorfózist szenvedett kőzet. Protolitja ellentétben a 1. kép. A világosabb színű Perkupai Evaporitba belegyúrt, erősen tektonizált, sötétebb színű szerpentinit (Bódvavölgyi Ofiolit) a volt perkupai gipszbányában. (Fotó: Nagy Géza) 19

19 5. ábra. A Tornakápolna Tk 3 fúrás rétegoszlopa (RÉTI 1988 alapján módosítva: KOVÁCS et al. 2004) 20 spilites bazalttal és albitgabbróval nem bazaltos összetételű, mint azt sokáig feltételezték, hanem ultrabázit. Mivel szerpentinesedésre csak az olivin és rombos piroxén képes, ezért a közel egyveretű, 80%-ban szerpentinből álló kőzet csak olyan ultrabázitból képződhet, melynek fő alkotó ásványa az olivin és a rombos piroxén. A szerpentinit így csak harzburgitból, dunitből vagy lherzolitból keletkezhetett. A szerpentinit kőzetalkotó ásványai a lizardit és a krizotil. Antigoritot sehonnan sem ismerünk, ami az ultrabázisos kőzet 400 C alatti szerpentinitesedésére utal. A szerpentinásványokon kívül összmennyiségben 1% alatti magnetit, spinell, awaruit, titanit és NiS-ásvány is található. Három szövettípus csoportot lehet megkülönböztetni: 1. pszeudomorf, 2. nem pszeudomorf, 3. szerpentinerek. Leggyakoribb a hálós és basztitos szerpentinit, a homokórás és összefogazódó szövet ritkább. A világoszöld erekben mind a keresztszálas, mind a hosszanti szálas krizotilazbeszt megtalálható. A vizsgált kőzetminták szerpentinesedése teljes volt. Az eredeti magmás kőzetre főleg a kémiai elemzési adatokból (vízmentes formula) és azokból számolt karakterisztikus arányokból következtettünk. A néhány klinopiroxén-reliktum inkább lherzolitos, mint harzburgitos protolitra utal, amit a csak kevéssé lecsökkent ritkaföldfém-mennyiség is alátámaszt. Metagabbró (53) A Bódva-völgyben több különálló testként megjelenő metagabbró és főleg dolerit a pillow-bazalthoz hasonlóan spilit, vagyis átalakult, nagyon alacsony fokú metamorfózist szenvedett bázit. Ez alkotja a szögligeti, komjáti és a bódvarákói magmás test fő tömegét. A légimágneses mérésekkel mért nagy anomáliát a kőzetben lévő jelentős mennyiségű ferromágneses anyag okozza. A kőzet kémiai és ásványos összetételében kevéssé változatos. Az amfibol aktinolitos összetétele jól tükrözi, hogy a metagabbró csak gyenge metamorfózist szenvedett. Metabazalt (52) és radiolarit (51) Metabazalt (52) a Szin 1, valamint a Tornakápolna Tk 2 és 3 fúrásokból ismeretes; mind a három fúrásban jelentős mélységben található, alsótriász üledékes rétegek alatt, a Perkupai Evaporithoz kötődve, esetleg abba belegyúrva. A Tornakápolna Tk 3 fúrás alsó 194,5 m-es szakaszán (5. ábra) harántolt, mélytengeri spilites pillow-bazalt sorozatban néhány kisebb, vörös, hematitos agyagbetelepülés látható. A legfeltűnőbb vöröses, lilás elszíneződésen kívül helyenként a pillowszerkezetek is felfedezhetők. A pillow-szerkezetek között gyakori a hialoklasztit-folyás. A pillow szerkezetű és hialoklasztit-folyásos részeken kívül kevés, néhány méternyi masszív bazalt is található. A három kőzetváltozat közül ez a szilárd, szürke, zöldesszürke kőzet a legüdébb, bár ez is szinte teljesen spilitesedett. A kőzet összetétele arra utal, hogy egy, vagy több másodlagos ásványképződés folyt le, a pirokémiai folyamatoknál sokkal alacsonyabb hőmérsékleten stabil ásványegyüttessel. A ritka mandulakövek mérete nem éri el az 1 mm-t, általában 0,2 0,5 mm közötti. JONES (1969) Izland környéki recens tenger alatti bazaltokon végzett vizsgálataival összevetve a tornakápolnai bazaltban lévő üregek és mandulakövek mérete több ezer méteres tengermélységet jelöl. Vastagabb erekben jelentős hematitkiválás is megfigyelhető. A magas Fe-tartalmú (az 567 m-ből származó minta FeO-tartalma 26%) mélytengeri vörösagyagból felvett vasból hidrotermális körülmények között helyenként néhány centiméteres hematitkristályok képződtek. Hasonló vasas-mangános ércesedés a mai óceáni aljzaton is gyakori (CANN 1969). A tornakápolnai bazalt elemzési adatai (2. táblázat) MIYASHIRO (1975) diagramjain az OF (óceán fenéki), más néven abisszikus tholeiites mezőbe esnek.

20 2. táblázat. A Tornakápolna Tk 3 fúrás spilites bazaltjainak kémiai és ásványtani összetétele %-ban x kalcit leszámítással képzett kémiai összetétel, + pillow szegélyből készült elemzések. A kémiai elemzések a MÁFI kémiai laboratóriumában készültek. Elemzők: dr. Ikrényi K., Dér I.-né. 21