A Darnói-egység mezozoós szubmarin vulkanizmusa és hidrotermás folyamatai, valamint ezek dinári kapcsolatai

A Darnói-egység mezozoós szubmarin vulkanizmusa és hidrotermás folyamatai, valamint ezek dinári kapcsolatai diplomamunka Készítette: Kiss Gabriella, geológus Témavezető: Dr. Molnár Ferenc, egyetemi docens ELTE TTK FFI Ásványtani Tanszék Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Kar Földrajz- és Földtudományi Intézet Ásványtani Tanszék Budapest 2008

Tartalomjegyzék 1. Bevezetés, célkitűzések...4 2. Földtani háttér, kutatástörténet...6 2.1. Kalnik-hegység (Horvátország) és környezete...7 2.1.1. A Kalnik-hegység földtana és kutatástörténete...7 2.1.2. A hruškoveci kőfejtő földtana és kutatástörténete...8 2.2. Vareš-Smreka (Bosznia-Hercegovina) és környezete...9 2.2.1. A Borovica-Vareš-Čevljanovići-Kalinovik-zóna földtana és kutatástörténete.9 2.2.2. Vareš-Smreka földtana és kutatástörténete...9 2.3. A Darnó-hegy (Magyarország) és környezete...10 2.3.1. A Darnói-egység s.s. bazaltjának földtana és kutatástörténete...11 2.3.2. A darnó-hegyi kőfejtők földtana és kutatástörténete...12 2.4. Egerbakta (Magyarország) és környezete, a Szarvaskői-egység...13 2.4.1. A Szarvaskői-egység földtana és kutatástörténete...13 2.4.2. Az Egerbakta környéki feltárások földtana...15 2.5. A Kalnik-hegység, Vareš-Smreka és a Darnó-hegy kapcsolata, valamint ezek viszonya a Szarvaskői-egység képződményeihez...16 3. Vizsgálati módszerek...22 4. Eredmények...25 4.1. Hruškovec (Horvátország, Kalnik-hegység)...25 4.1.1. Terepi kifejlődések...25 4.1.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint...26 1. Párnaláva (bazalt)...26 2. Peperites párnaláva fácies (vörös színű bazalt)...27 3. Hialoklasztit breccsa...28 4.1.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok alapján...29 4.2. Vareš-Smreka (Bosznia-Hercegovina, Ofiolit Takaró)...31 4.2.1. Terepi kifejlődések...31 4.2.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint...31 1. a. Peperites párnaláva fácies, erezett párnaláva hialoklasztit breccsával...31 1.b. Peperites párnaláva fácies, hólyagüreges párnaláva...34 4.2.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján...35 4.3. Mély-völgy (Magyarország, Darnó-hegy)...39 4.3.1. Terepi kifejlődések...39 4.3.2. A kőzetek jellemzői a megismert fáciesek szerint...40 1.a. Hólyagüreges párnaláva...40 1.b. A zebra szövetű párnaláva...41 1.c Hialoklasztit breccsa...42 2. Peperites párnaláva...44 1

4.3.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzői folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján...44 4.4. Reszél-tető (Magyarország)...49 4.4.1. Terepi kifejlődések...49 4.4.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint...50 1. A tömött illeszkedésű párnaláv fácies benne a zebra szövetű párnalávával.50 2. Laza illeszkedésű párnaláva...51 3. Peperites párnaláva...52 4. Hialoklasztit breccsa...53 4.4.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése a folyadékzárvány vizsgálatok alapján...54 4.5. Nagy-Rézoldal (Darnó-hegy, Magyarország)...57 4.5.1. Terepi kifejlődések...57 4.5.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint...59 1. Apróhólyagüreges párnaláva...59 2. Nagyhólyagüreges párnaláva...60 3. Szferulitos párnaláva...62 4. Cikk-cakk eres bazalt, a párnák között hialoklasztit breccsával...63 5. Peperites párnaláva...65 4.5.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzése folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján...65 4.6. Egerbakta (Szarvaskői Egység, Magyarország)...68 4.6.1. Terepi kifejlődések...68 4.6.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint...70 1. Barnásszürke párnaláva...70 2.a. Szürke párnaláva hialoklasztit breccsával...70 2.b. Kőzettelér hűlési szegélye...72 3. Peperites párnaláva...73 4.6.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzésa folyadékzárvány vizsgálatok és klorittermometria alapján...74 4.7. Reszél-tetőtől északra (völgyoldal) (Szarvaskői Egység, Magyarország)...76 4.7.1 Terepi kifejlődések...76 4.7.2. A kőzetek jellemzői a megismert vulkáni fáciesek szerint...76 1. Zöldesszürke párnaláva...76 4.7.3. A szubmarin hidrotermás folyamatok jellemzői...77 4.8. A vizsgált szubmarin bazalt vulkanitok geokémiai jellemzői...77 4.8.1. Főelemgeokémia...77 4.8.3. Nyomelem- és ritkaföldfém geokémia...81 5. Az eredmények értékelése, az egyes területek összehasonlítása...90 5.1. Hruškovec...90 5.2. Vareš-Smreka...91 5.3. Mély-völgy...93 5.4. Reszél-tető...95 5.5. Nagy-Rézoldal...97 5.6. Egerbakta...99 2

5.7. Reszél-tetőtől északra, völgyoldal...100 5.8. Az egyes lelőhelyek összehasonlítása...100 5.9. Nagyléptékű következtetések, korreláció...112 6. Összefoglalás...114 7. Köszönetnyilvánítás...116 8. Összefoglalás Abstract...117 9. Felhasznált irodalom...121 10. Fotótáblák...126 11. Mellékletek...138 3

1. Bevezetés, célkitűzések A Darnói-egység mezozoós szubmarin bazaltos vulkáni kifejlődéseinek újabbkeletű tanulmányozására a mély-völgyi (Sirok), reszél-tetői (Egerbakta) és nagy-rézoldali (Recsk) kőfejtőkben felismert peperites fácies előfordulása hívta fel a figyelmet. A terület további érdekessége az, hogy ezen előfordulások tőszomszédságában a Szarvaskőiegységhez sorolt, szubmarin bazaltos kifejlődések is ismertek az egerbaktai kőfejtőben, illetve a Reszél-tetőtől északra húzódó völgyoldal természetes feltárásában. Ezeken a helyszíneken a Neotethys óceán triász riftesedésének szakaszához kapcsolódó (Buda és Kiss, 1980, Haas és Kovács, 2001, Kovács et al., 2008b), illetve jura korú, feltehetően ívmögötti szubmarin vulkanizmus (Harangi et al., 1996) termékei, párnalávák, hialoklasztit breccsák és peperitek a kapcsolódó hidrotermás kifejlődésekkel együtt tanulmányozhatók. A magyarországi előfordulások szubmarin vulkáni fácieseinek elkülönítésében segítségemre volt a hruškoveci kőfejtő (Kalnik-hegység, Horvátország) példája, melynek genetikai kapcsolata a Darnó-heggyel munkám előtt is feltételezhető volt (Dimitrijević et al. 2003, Kovács et al., 2008b). A hruškoveci kőfejtő teljes bazalt kriptodóm szerkezete jól ismert valamint részleteiben tanulmányozott (Borojević et al., 2000, Palinkaš et al., 2004). E lelőhely alapos megismerése után a magyarországi helyszíneken elkülöníthető kőzet- és hidrotermás fáciesek egymáshoz viszonyított térbeli helyzete is meghatározhatóvá vált. A Belső-Dinaridák ofiolitos övében is előfordulnak a triász korai riftesedéshez köthető szubmarin vulkáni egységek. A Kalnik-hegység és a Darnói-egység dinári kapcsolata szükségszerűen előidézte, hogy e területen is végezzünk összehasonlító vizsgálatokat. Erre a célra a Vareš melletti Smreka (Bosznia-Hercegovina) kőfejtő peperites párnaláva kifejlődéseit választottuk ki. Vizsgálataim kiterjesztése a dinári területekre egyben a nagyléptékű földtani korrelációt is lehetővé tette. A munka során a terepi megfigyeléseket, a vulkáni fáciesek és hidrotermás kifejlődések tipizálását a reprezentatív mintákon végzett makroszkópos, sztereomikroszkópos, polarizációs mikroszkópos és röntgen pordiffrakciós vizsgálatok követték, majd fluidzárvány mikrotermometriai mérések segítségével az egykori tengeralatti hidrotermás tevékenység hőmérséklet-nyomás-oldatösszetétel sajátosságait határoztam meg. A hidrotermás folyamatok hőmérsékleti viszonyainak további pontosításához a hidrotermásan átalakult kőzetekben rendszeresen előforduló klorit 4

elektronmikroszondás elemzése alapján klorittermometriát alkalmaztam. A kőzetképződés geotektonikai jellemvonásainak meghatározásában petrokémiai vizsgálatok voltak segítségemre. Céljaim közé tartozott a nagy léptékű korreláció, vagyis a darnói-egységi, a kalnikhegységi, valamint a vareš-smrekai kőzetek kapcsolatrendszerének tisztázása, alátámasztása. Ezzel a korábban több oldalról is felvetett kapcsolat további árnyalásához, vagyis a Bükki-egység dinári származásához kívántam újabb szempontokkal hozzájárulni. Ezen újabb szempontok egyike a tengeraljzati vulkanizmus során lejátszódó hidrotermás jelenségek megismerése, felmérése és modellezése volt. Erre irányuló részletes vizsgálatokat a magyarországi területeken eddig még nem végeztek. Munkám e részében már nemcsak a triász időszaki kőzetek, hanem a jura bazaltok is szerepet kaptak, így bizonyos folyamatok időtől, geotektonikai helyzettől való függetlenségét is igazolni lehetett. A hidrotermás folyamatok egyedi és általános törvényszerűségeinek megismerése után fontos feladatnak tekintettem a magyarországi képződményeknek az egykori szubmarin vulkáni dómban való helyzetének meghatározását, azaz a vulkáni fáciesek lehatárolását is. Ezeken felül természetesen cél volt az is, hogy a darnói-egységi, valamint a szarkvaskői-egységi bazaltok nagyléptékű különbségeit és hasonlóságait tovább árnyaljam. Mindezen itt felsorolt célok hozzájárulnak a magyarországi egységek és származási területük közötti korrelációhoz, valamint a tengeraljzati vulkanizmushoz kapcsolódó hidrotermás folyamatok pontosabb megismeréséhez is. A dolgozat a Magyar-Horvát Tudományos Technológiai együttműködés 2004/17. sz. projektjének részeként készült el. 5

2. Földtani háttér, kutatástörténet Az Alpok-Kárpátok-Pannon-Dinári régió Kárpát-medence körüli részén négy szerkezeti egység különíthető el; az Alcapa-, a Tisza-, a Dácia- és az Adria-blokk (Csontos, 1995, Harangi et al., 1996). Mindegyik fenti egység több alegységre bontható, melyek fejlődése, története különböző volt. E blokkokat nagyszerkezeti vonalak választják el egymástól, melyek közül e dolgozat szempontjából a legfontosabbak a Közép-magyarországi-vonal és a Periadriai-Balaton vonal (l. 1. ábra). Az Alcapa-blokk magyarországon is megtalálható részei a kelet-alpi-egységek, a Veporidák valamint a Pelsói nagyszerkezeti egység. A Pelsói nagyszerkezeti egységben található meg a dunántúli-középhegységi-egység, a Balaton-vonal és a középmagyarországi-vonal között a közép-dunántúli-egység (az egység folytatása Magyarország határain túl is nyomozható, így Pamić és Tomljenović (1998) javaslatára Zagorje-közép-dunántúli-egységként tárgyalható), valamint az észak-magyarországiegységek, így a Gömörikum, az észak-magyarországi paleozoós szigethegységek, a Bükki egység, az Aggtelek-Rudabányai-egység valamint a Zempléni-egység. A Bükki egység takarós szerkezetében legalul a Bükki Paraautochton található meg, majd felette a Mónosbéli-egység, melyekre a Szarvaskői-egység következik (Csontos, 1999), és végül a legfelső pozícióban a Darnói-egység található meg (Haas és Kovács, 2001, Kovács et al., 2008a). A Mónosbéli- és a Szarvaskői-takarók feltehetően a késő jura-kora kréta során érkeztek. A Darnó-övezet mentén késő kréta során elnyíródás, kora miocénben feltolódás, középső miocén során újra balos eltolódás, majd a pannon során KÉK-NYDNY balos transztenziós vetők voltak bizonyíthatóak (Csontos, 1999). Az Adria-blokkban található a Dinaridák (l. 1. ábra), melyet Külső- és Belső- Dinaridákra oszthatunk. Előbbi folytatódik a Déli-Alpokban, míg utóbbi a Periadriai- Balaton-vonalnál végződik el (Pamić és Tomljenović, 1998). Míg a Központi-Dinaridákat egy délnyugattól északkelet felé haladó szabályos zonalitás jellemzi (Adriai-Dinári karbonátplatform vagyis a Külső-Dinaridák, valamint a Belső-Dinaridák, így a passzív kontinentális perem karbonát-sziliciklasztos üledék tektonosztratigráfiai egység, Dinári Ofiolitöv, aktív kontinentális perem képződményei), addig az Észak-Nyugat- Dinaridákban nem ugyanilyen szabályosság figyelhető meg. Ott az övesség kelet-nyugati csapása a jellemző, amit a Periadriai vonal kontrollál (Pamić et al., 1998). 6

2.1. Kalnik-hegység (Horvátország) és környezete 2.1.1. A Kalnik-hegység földtana és kutatástörténete A Kalnik-hegység (l. 1. ábra) Horvátország északi részén található, Zágrábtól ÉK-re 60 km-re. A hegység az Észak-Nyugat-Dinaridák, azon belül is a Zagorje-középdunántúli-egység (Pamić és Tomljenović, 1998) része, amely egység a két nagyszerkezeti elem, a Zágráb-Zemplén-vonal és a Periadriai-vonal között helyezkedik el. Benne négy fő tektonosztratigráfiai egység különíthető el; a tektonizált ofiolitos melanzs, a paleozoóstriász magmás-üledékes komplexum kora kréta metamorfózissal felülbélyegezve, a felső kréta-paleocén flis, valamint a triász törmelékes és platformkarbonát képződmények (Pamić és Tomljenović, 1998). Ez az egység a Belső-Dinaridákhoz tartozik (Pamić, 1997, Pamić és Tomljenović, 1998, Pamić, 2003), ahol triász vulkáni és üledékes eredetű kőzetek, triász sziliciklasztos, valamint platformkarbonát eredetű kőzetek, jura-kréta ofiolitos melanzs, és felső-kréta-paleocén flis alkotják a fő tektonosztratigráfiai egységeket. A Kalnik-hegységben ellentétben a Medvednicával, ahol mind a négy fentebb említett tektonosztratigráfiai egység megtalálható csak kettő található meg a fő tektonosztratigráfiai egységekből: északon az ofiolitos melanzs, délen pedig a felső krétapaleocén flis (Pamić és Tomljenović, 1998). A tektonizált ofiolitos melanzs a legalsó szerkezeti egység a mai helyzetben. Igen kaotikus, palás-iszapos mátrixban bazalt, szerpentinit, radiolarit, pala, exotikus mészkő és grauvacke is található. A mészkövek kora a triásztól egészen a paleocénig terjed a Kalnik-hegységben (míg másutt csak az alsó krétáig). Általánosságban véve ez az ofiolitos melanzs dinári jelleget mutat, de néhány eltérő sajátosság azért előfordul; így például a Dinári Ofiolit Zónában a legfiatalabb mészkő titon korú, vagy míg a Dinári Ofiolit Zónában nagy ultramafikus maszívumok jellemzőek, addig itt csak kisebb ultramafikus fragmentumk fordulnak elő. (Pamić és Tomljenović, 1998). A Zagorje-közép-dunántúli-egység délkeleti részén található ofiolitok a Dinári Ofiolitöv legészaknyugatabbi előfordulásait jelentik, tehát tulajdonképpen a Belső Dinaridák északnyugati határa itt húzható meg, míg a Külső Dinaridák folytatódik a Déli- Alpokban (Pamić és Tomljenović, 1998). A Tethys perm-triász időszaki korai riftesedéséhez kapcsolható triász vulkáni és üledékes kőzetek is megfigyelhetőek tehát a Kalnik-hegységben és környezetében, valamint a Zagorje-közép-dunántúli-egység többi részén is (Pamić et al., 1998, Pamić et al., 2002, Pamić és Balen, 2005). A riftesedéshez 7

kötődő üledékes és magmás képződmények a Dinaridák többi részén diszkrét zónákban mind az Adriai-Dinári Karbonátplatformban, mind a Paleozoós-Triász-takaróban nyomozhatók. A kezdeti, késő-perm riftesedést csak kismértékű magmatizmus jellemezte és még a kora-triászban is ez volt a jellemző. A magmatizmus legintenzívebb időszaka a ladiniban volt, amikor feltehetően szűk medencék is felnyíltak, melyekben mélyvízi képződmények, így kovás üledék, pélit és mészkő is képződhettek a szinszediment, riftesedéshez köthető magmatizmussal egyetemben. A vulkáni kőzetek eredetéül a kontinentális kéreg jelölhető meg. A riftesedési folyamat aztán oda vezetett, hogy a késő triász végétől/kora jura elejétől a Tethys óceán dinári ágának felnyílásáról beszélhetünk, melyre magmás kőzetképződés szempontjából az igazi ofiolitos sorozatok képződése a jellemző (Pamić et al., 1998, Pamić et al., 2002.). Ez utóbbi kifejlődés azonban a Kalnikhegységben nem ismert. 2.1.2. A hruškoveci kőfejtő földtana és kutatástörténete A hruškoveci kőfejtő egy bazalt kriptodómot tár fel, mely részben nedves, nem konszolidált karbonátos és sziliciklasztos üledékekbe nyomult be. A bazaltot befogadó összlet tűzkőből, mikrites mészkőből és agyagpalából áll. A tűzkőben található radioláriák alapján a szubmarin vulkanizmus kora karni-nóri (Borojević et al., 2000). A mészkőből sikerült konodontákat is kimutatni, melyek szintén a triász időszaki keletkezést támasztják alá (mivel ez az élőlénycsoport a paleozoikumtól a triászig élt; Palinkaš et al., 2004). Ez felülbírálja azt a korábbi elképzelést, mely szerint az itteni vulkáni kőzetek keletkezés idejéül a környező üledékekkel való kontaktus alapján a késő kréta jelölhető meg (Vrkljan, 1994). A több száz méter hosszú, néhány tíz méter vastag magmás test Palinkaš et al. (2004) szerint a Tethys nyugati részében a triász időszakra jellemző előrehaladott riftesedéshez kapcsolódik. A késő kréta kollíziós események során az egész egység tektonikusan szétdarabolódott, és egy kaotikus melanzs összlet részévé vált. A magmás testben a befogadó üledékes kőzetekhez viszonyított kapcsolat alapján több fácies megfigyelhető (l. 2. ábra), és lényegében extruzív kőzetek komplex sorozatáról van szó. E fáciesek a következők 1) pszeudo párnaláva a dómszerkezet közepében, 2) tömött illeszkedésű párnaláva a dómszerkezet peremi zónáiban, 3) in situ hialoklasztit a dómszerkezet felső, tengervízzel érintkező részén, 4) izolált párnaláva breccsa, mely a dómszerkezettől távolabb keletkezett, 5) párnaláva darabos breccsa, mely proximális fácies és 6) peperites hialoklasztit a dómszerkezet üledékben 8

elhelyezkedő peremi részén (Borojević et al., 2000). A magmás test benyomulásakor hidrotermás tevékenység is jellemző volt, melynek eredményeképpen másodlagos ásványokkal (kalcit, kvarc) kitöltött erek hálózzák be a kőzetet, illetve másodlagos ásványok adják a hialoklasztit breccsa cementjét is, valamint a párnalávákon belül található üregek kitöltését is (kalcit, kvarc, pumpellyit, klorit, epidot) 2.2. Vareš-Smreka (Bosznia-Hercegovina) és környezete 2.2.1. A Borovica-Vareš-Čevljanovići-Kalinovik-zóna földtana és kutatástörténete Triász korú magmás kőzetek Bosznia-Hercegovinában, a Központi-Dinaridákban is előfordulnak (részeit l. korábban). A magmás kőzetek nemcsak a karbonátplatformban, de az ún. paleozoós-mezozoós allochton sorozatban is megtalálhatóak (Trubelja et al., 2004). Ilyen például Kalinovik és környéke is, vagyis a Borovica-Vareš-Čevljanovići- Kalinovik-zóna (Karamata et al., 2000). E triász magmatitok keletkezési környezeteként Pamić (1984) riftesedő kontinentális kérget jelölt meg, mivel a bazaltos párnaláva kőzetek geokémiája kontinentális kéregeredetű komponenseket is jelez. Így ezt a szubmarin vulkáni tevékenységet egy előrehaladott kontinentális riftzónába helyezhetjük. Ezzel szemben Trubelja et al. (2004) szerint a területen megfigyelhető magmatitok valószínűleg szubdukcióhoz köthetők. Habár Bosznia-Hercegovinában igen sokéfle triász magmás kőzettípus figyelhető meg a bazalttól/gabbrótól a riolitig/gránitig, ezek térben, genetikailag, és geokémiai szempontból is egységesnek tűnnek (Trubelja et al., 2004). A kiömlési kőzetek leginkább a középső triászban voltak jellemzők, a vulkanizmus csúcsa a ladiniban volt. Nemcsak piroklasztitok voltak jellemzőek, de párnalávák is kialakultak, amik vízalatti kitörésre engednek következtetni. Néhány zónában, így például Varešnél is, megfigyelhető a kiömlési kőzetek keveredése az üledékes anyaggal (Trubelja et al., 2004) 2.2.2. Vareš-Smreka földtana és kutatástörténete A vareš-smrekai kőfejtő a Borovica-Vareš-Čevljanovići-Kalinovik-zónában, Szarajevo környékén található (l. 1. ábra), a Központi-Boszniai-hegység terrén északi, deformált szegélyén (Karamata, 2000). A késő permtől a késő triászig ez a régió az intrakontinentális riftesedés déli részén volt megtalálható, majd később a dinári ofiolitöv déli pereme lett. A területen Karamata et al. (2000) a kiömlési kőzeteket egy alsó és egy felső típusra osztotta. Az alsó főképp zöld párnalávákból áll, melyek között olykor 9

összefüggő párnaláva és kőzettelér is található, míg a felsőben főképp in-situ és átülepített hialoklasztitok találhatók összefüggő és szorosan illeszkedő párnaláva betelepülésekkel, ritkán kőzettelérekkel. Munkája során azt is bebizonyította, hogy a magma egyértelműen intrakointinentális rift környezetből származott. Mind Karamata (2000), mind Trubelja et al. (2004) geokémiai és nyomelemvizsgálatokat is elvégzett a terület mintáiból. 2.3. A Darnó-hegy (Magyarország) és környezete A Darnói-egység (l. 1. ábra) a Pelsói nagyszerkezeti egységen belül a Bükki szerkezeti egység részének tekinthető. A körülbelül 7 km 2 -es terület, vagyis a Darnó-hegy és környéke, a bükki szerkezetek nyugati folytatásának feleltethető meg. Ebben a takarós szerkezetben legalul a Bükki Paraautochton található meg (paleozoós-felső jura képződményekkel), majd felette a Mónosbéli-egység (jura, elsősorban lejtőhöz köthető kialakulás), efelett a Szarvaskői-egység következik (jura, nem teljes ofiolitos sorozat társuló üledékekkel), végül a legfelső pozícióban a Darnói-egység található meg (triász, jura szubmarin vulkanizmushoz köthető kőzetek, valamint társult üledékek) (Csontos, 1999, Haas és Kovács, 2001, Kovács et al., 2008a). A recski érckutatásokkal kapcsolatban a területen három darab 1200 m-es mélyfúrás készült 1977-79-ig. Ezek feldolgozását Balla et al. (1980) végezte el. Kimutatták, hogy a kőzetsorozat tipikusan óceáni karakterű, és átbuktatott pozícióban van, mivel az üledékes fedő van alul, és az óceáni kéreg-képződmények találhatók magasabb topográfiai helyzetben. Ezenfelül azt is kimondták, hogy a darnó-hegyi környezet nem óceánközépi hátságokra jellemző, hanem egy kezdeti stádiumú tágulási (spreading) övezetre. Míg ebben a munkában a darnói magmatitokat a középső-felső triász lillafüredi-miskolci magmatitokkal genetikai kapcsolatba hozható Szarvaskői-egység magmás képződményeinél fiatalabbnak tartják (l. alább), addig Balla (1987) már a Darnó-Mellétemedence triász (ladini-karni) felnyílásáról beszél. Józsa (1999) doktori értekezésében a területen mélyült fúrások részletes petrográfiai, kőzet- és ásványkémiai vizsgálatán túl a kőzetek K/Ar kormeghatározását is elvégezte. A fúrásokban megtalálható kőzettípusok mindegyikéről részletes makroszkópos, illetve mikroszkópos leírást adott, valamint ezek egymáshoz viszonyított térbeli helyzetét is felvázolta. A geokémiai vizsgálatok során kimutatta, hogy a darnó-hegyi magmás kőzetek ofiolitokhoz sorolható óceánfenéki tholeiitek, valamint gazdagodott és normál 10

óceánközépi hátság jelleget mutatnak. Szerinte a Darnó-hegyen megfigyelhető kőzetösszlet egy a középső triásztól létező, valamint a középső jurában ív mögött ismét kinyíló óceán litoszférájának képezhette részét. A fúrásokban felül a Darnói-egység s.s. található meg, amiben a párnalávák, és ezek peperites fáciese mellett csak mélytenegeri üledékek, radiolaritok figyelhetőek meg (triász-jura és jura). Ebben az egységben a magmás kőzetek olisztolitként (koruk feltehetően középső-felső triász és esetleg középső jura), valamint üledékkel egykorú közbetelepülésként is (jura) megjelennek, tehát kétféle bázisos vulkáni kőzet különíthető el. Ezzel (egyes helyeken egyértelműen tektonikus) kontaktussal érintkezik az alsó egység, ami Mónosbéli-egység néven különíthető el. Ebben az egységben lejtőüledékek találhatóak, és az agyagpala mellett mészturbiditek is megjelennek, valamint olisztolitként vörös, hólyagüreges, egyértelműen triász bazalt is található benne vörös színű, triász korú, Bódvalanke-típusú mészkővel (Józsa, 1999, Kovács et al., 2008a). 2.3.1. A Darnói-egység s.s. bazaltjának földtana és kutatástörténete A bázisos vulkanitok szoros kapcsolatban vannak a feltehetően triász üledékekkel, így Buda és Kiss (1980) véleménye szerint koruk feltehetően középső-felső triász. Vizsgálataik során azt is kimutatták, hogy a Na-ban enyhén dúsult tengeraljzati bazaltok feltehetően korai rift stádiumban alakultak ki. Kubovics (1984) vizsgálata szerint a darnó-hegyi mafikus magmatitok köpenyeredetűek, és néhány mély törés (rift?) mentén kerültek a felszín közelébe. Erre a következtetésre petrográfiai és geokémiai vizsgálatok során jutott. Downes et al. (1990) az általuk triásznak tartott Darnó-hegyről a geokémiai vizsgálatok alapján azt állapította meg, hogy a szarvaskői komplexumtól eltérő tektonikai környezetben, talán kontinens szegélyen, vagy esetleg óceáni szigetként keletkezett. A darnó-hegyi párnalávák legvalószínűbb kora Dosztály és Józsa (1992) szerint triász vagy esetleg jura, és a magmatizmus középóceáni hátsághoz köthető. A későbbiekben ahogy a triász blokkok magasabb pozícióba kerültek, úgy csúszhattak leszakadó blokkjai a jura geoszinklinálisba. Harangi et al. (1996) szerint a Darnó-hegyen és környékén található mafikus, ultramafikus kőzetek olisztolitként fordulnak elő egy olisztosztróma sorozatban. A kőzet geokémiai vizsgálataik alapján egyértelműen MORB jellegű, és gyakorlatilag a Meliatikum feldarabolódott ofiolitos sorozatának része. Tehát a darnó-hegyi magmatitok 11

származási helye e szerzők szerint egy középső-késő triász óceánközépi hátság az egykori Vardar óceán északnyugati részében (Meliatikum). Ezzel szemben többek, így például Kovács (1984), Haas és Kovács (2001), Dimitrijević et al. (2003), Kovács et al. (2008a) szerint is a terület a Dinaridák északnyugati részével mutat rokonságot, és nem lehetett a szigorúan vett Meliata tektonosztratigráfiai egység része (részleteket l. később). 2.3.2. A darnó-hegyi kőfejtők földtana és kutatástörténete A Darnó-hegyen és környékén található kőfejtőkben két egység figyelhető meg, és ezeket fedik a fiatal üledékek (l. fentebb, Kovács et al., 2008a). Az alsó a Mónosbéliegység, mely sötétszürke, fekete agyagpala, palás aleurolit, benne mészkő olisztosztrómákkal. A Mónosbéli Formáció vastagsága több 100, akár 1000 méter (Császár et al., 1997, Gyalog ed., 2005). Ebbe települnek a mészkő turbiditek, így a Bükkzsérci Formáció (ooid turbiditelkből felépülő, vastag réteges, pados mészkő, vastagsága elérheti a 150 m-t is) és az Oldalvölgyi Formáció (mélyvízi kifejlődésű fekete palás aleurolit, benne mészkő rétegekkel, lencsékkel, vastagsága több száz méter). E formációk kora felső jura (Császár et al., 1997, Gyalog ed., 2005, Pelikán ed., 2005). A Mónosbéli egység alatt a Bükki Paraautochton képződményei vannak (Császár, 2005). A felső egység az ún. Darnói-egység, melyben párnaláva és tömeges bazalt is megfigyelhető, illetve közbeékelődött abisszikus üledék (vörös palás agyag, vörös radiolarit és kékesszürke agyagpala) található. A Darnó-hegyen látható bazalt zöld és lilás-vörös színű, vastagsága több száz méter. A zöld színű bazalt párnaláva szerkezetű, a vörös általában hólyagos-tömbös, és a kettő között rendszerint folyamatos átmenet van. A közbetelepült vörös agyagkő, illetve radiolarit abisszikus üledék, a benne található radioláriák ladin-karni illetve bath-kallovi kort jeleznek (Császár, 2005; Dosztály et al., 1998). Az uralkodóan zöldes színű bazalt finomszemcsés, szövete ofitos. A kőzet elsősorban a Hosszú-völgybe torkolló árkokban, illetve a Tarna-patak vonalára körülbelül merőleges, ÉÉK-DDNY irányú harántvölgyek feltárásaiban tanulmányozható (Kiss, 1958), valamint a hegy kőfejtőiben is megtalálható (Dosztály és Józsa, 1992). A kőzet helyenként kisebb-nagyobb karbonátos-kovás fészkeket, ereket is tartalmaz, melyek közül a fészkes minden bizonnyal a bazalttal egyidős, az eres pedig a kőzet megmerevedését követő magas hőmérsékletű folyamatok következménye lehet (Kiss, 1958). A hosszúvölgyi kőfejtőben (új nevén Mély-völgyi 12

kőfejtő) a vörös, langobárdi korú radioláriákat tartalmazó radiolarit mellett erősen albitosodott interszertális szövetű bazalt található (Dosztály és Józsa, 1992). A Darnói-egység fedőjében eggenburgi kavicsos agyag és konglomerátum (Darnói Konglomerátum) található, majd az ún. alsó riolittufa következik, végül a Garábi Slír fedőjeként pleisztocén-holocén lejtőüledék és talaj zárja a rétegsort (Dosztály és Józsa, 1992). 2.4. Egerbakta (Magyarország) és környezete, a Szarvaskői-egység 2.4.1. A Szarvaskői-egység földtana és kutatástörténete A Szarvaskői-egység (l. 1. ábra) a Pelsoi nagyszerkezeti egységen belül a Bükki szerkezeti egység részének tekinthető. A Bükki Paraautochtonra (mai helyzet szerint) ÉNY felől tolódott rá a ma alsó helyzetben levő Mónosbéli-egység, valamint a felette található Szarvaskői-egység (Dosztály et al., 1998). E képződmények Szarvaskőnél egy szinformban találhatóak meg, s bár ma a Szarvaskői-egység van felső helyzetben, ez a mafikus kőzet-agyagpala komplexum keletkezett korábban, míg a Mónosbéli-egység egy fiatalabb olisztosztóma komplexum. A Szarvaskői-egység ofiolitos sorozatából több jellemző alkotó hiányzik. A vulkáni rész jól fejlett, képződményeit Pelikán ed. (2005) a Szarvaskői Bazalt Formációba sorolta. Gyakoriak a párnalávák, valamint a tömeges bazalt is, míg a párnák között hialoklasztit breccsa is előfordul. Pelikán ed. (2005) szerint bár a bazalt települési helyzete nem egyértelmű, feltehetően eredeti képződési környezetében van, mivel termális kontaktussal érintkezik a környező palával (mely a Lökvölgyi Pala Formációba sorolható). A Tardosi Gabbró Formációba sorolt plutoni sorozat felső részét alkotó gabbrók, és kapcsolódó plagiogránitok is jól megőrzöttek. A gabbróhoz kapcsolódva, az intruzív test szegélyzónájában ultramafikus kőzettestek, így wehrlit, piroxenit és hornblendit is megjelenik, míg az ofiolitos sorozat többi ultramafikus része teljesen hiányzik (Pelikán ed., 2005). A Szarvaskő környéki területen Balla et al. (1980) 10-féle kőzettípust különített el; háromféle palát, kétféle durvább szemcsés üledéket, valamint egy magmás részt 5 típusú képződményből (diabáz, gabbró). Megállapították, hogy a párnaláva, valamint a masszív diabáz elsősorban a sötétebb palában fordul elő, míg az intruzív diabáz, gabbró főleg a homokkőben található meg. Véleményük szerint ezek a magmatitok feltehetően egy nyíló óceáni rifthez köthetők, míg az üledékek egy frissen kialakult kontinentális lejtő képződményei. 13

Kubovics (1984) a szarvaskői magmatitokat a darnóiakkal egy komplexumba sorolja, és véleménye szerint e képződmények köpenyeredetűek, és feltehetően egy rift mentén kerültek a felszínre. A viszonylag gyors riftesedés mellett a magma viszonylag alacsony hőmérsékleten keletkezett, és vasban dúsult. A szarvaskői és a mónosbéli sorozatok tektonikai helyzetéről Balla (1987) megállapította, hogy azok minden bizonnyal takarókat alkotnak, és a takarók sorrendje fordított, ami a gravitációs takarók fontos jellemvonása. Szerinte ezen takarók gyűrődése az áttolódás utánra tehető. Tehát e munka egyik konklúziója az, hogy a Szarvaskő környéki területen két fő tektonikai egység különíthető el (a Szarvaskői- és a Mónosbéliegységek). A szarvaskő környéki gabbró korának Árváné Sós et al.(1987) jurát határozott meg, egész pontosan a gabbró kontaktusán található szaruszirt muszkovitjában (ami a kontakt hatására kristályosodik, tehát egyidős a benyomulás idejével) az átlagos kor 165+/-5 millió év, míg a gabbróban található amfibolok átlagos kora 166+/-8 millió év volt. Munkájukkal alátámasztották továbbá az egész területet ért utólagos metamorf hatás létezését, mely a krétában, az ausztroalpi hegységképződési fázisban következett be. Balogh és Pécskay (2001) az újhatár-völgyi gabbrókból mért Ar-Ar koradattal alátámasztotta a korábbiakat, hiszen ők 162,9+/-0,9 millió éves kort kaptak. Bár a Szarvaskői Bazaltból közvetlen koradat nincsen, Pelikán ed. (2005) szerint ez a 165 millió éves adat erre a formációra is érvényesnek vehető. Az újabb, egyes amfibolszemcséken lézerablációs Ar-Ar eljárással mért koradatok is alátámasztják a 165 millió éves kort (Molnár F., nem publikált adatok). Downes et al. (1990) megállapította, hogy a legprimitívebb kőzetek a normál óceánközépi hátság bazaltokhoz (N-MORB) sorolhatók, de magma differenciáció is kimutatható valamint egy sekély magmakamrában kontaminálódhattak üledékes kőzetekkel, illetve egy igen kisfokú alpi regionális metamorfózis hatásait is hordozzák. Harangi et al. (1996) szerint a kőzetek egyértelműen óceánaljzati tholeiitek közé tartoznak (középóceáni hátság bazalt, MORB), eredetükként kimerült MORB forrás köpenyt jelöltek meg, 10-25% olvadással. A bazaltos magma frakcionációjával különféle bazalt és gabbró képződött, míg a kvarc-diorit és plagiogránit képződéséhez intenzív frakcionációs kristályosodás volt szükséges. Véleményük szerint a Kubovics (1984) által is említett üledékkel való kontamináció, valamint a tengeralatti átalakulás, illetve a Downes et al. (1990) által jelzett kisfokú metamorfózis hatásai nem mutathatóak ki. Szerintük a szarvaskői ofiolitok is az egykori Meliatikumból származnak, és e kőzetek 14

kapcsolatba hozhatóak a Vardar-zónával, de genetikailag kapcsolatban voltak a Darnótípusú bazaltokkal is. A Vardar-óceán záródásához kapcsolódó szubdukciós zóna mögött ívmögötti medencék alakulhattak ki, és ezek kinyílásához kapcsolható a szarvaskői mafikus és ultramafikus kőzetek képződése. Dosztály et al. (1998) leírása szerint Szarvaskőnél egy kettős vulkáni gyűrűs szerkezet figyelhető meg, vagyis a rétegsor egy seamount rekonstruálásával felépíthető. Az egész képződmény aztán később obdukálódott és deformálódott. A Szarvaskői-egység Bükki (Nagyfennsíki) Paraautochtonon való takarós elhelyezkedését Csontos (2000) bizonyította. Véleménye szerint azonban a Nagyfennsíki Paraautochton és a Szarvaskői-egység keletkezésükkor kapcsolatban álltak egymással, vagyis az óceán kivékonyodott kontinentális szegélye volt a Nagyfennsíki Paraautochton, míg Szarvaskő környékén a szubdukció indult be, és később egy akkréciós prizma alakult ki. Vagyis Csontos (2000) a szarvaskői magmatitok keletkezési helyéül szigetív előterét, óceáni szubdukciós övet jelölt meg. Később aztán a Szarvaskői-egység a szubdukció előrehaladtával rátolódott a kontinentális peremre. A szarvaskői ofiolitokban található gabbrópegmatitok vizsgálatakor Péntek et al. (2006) részletes képet adott a magmatizmus utáni tengeralatti hidrotermás átalakulásról, ami 250 400 C -on a zöldpala fáciesre jellemző ásványokat hordozó átalakulás kialakulásához vezetett. Ezen többfázisú folyamaton túl egy alpi regionális metamorfózis hatásait is kimutatta, ami a kőzetek deformációjában, vastag kalciterezésekben nyilvánul meg. Ez utóbbi folyamat végbe. 270 285 C hőmérsékleten, 150-200 MPa nyomáson ment 2.4.2. Az Egerbakta környéki feltárások földtana Az egerbaktai kőfejtőben és környékén találhatóak a Szarvaskői Bazalt Formáció legnyugatabbi előfordulásai (l. 1. ábra). Ezen kívül megfigyelhetőek itt a Mónosbéli Formációcsoport képződményei is. Az egerbekatai kőfejtőhöz igen közel, a Reszél-tetőtől északra, a völgyoldalban fellelhető feltárás szintén a szarvaskői típusú bazalt blokkjait tartalmazza a Mónosbéli Formációcsoport palájában (Less et al., 2004), ám ott természetes kibukkanásban. A Mónosbéli Formációcsoport uralkodóan agyag, aleurit, benne radiolarit, mészkő, homokkő betelepülésekkel (olisztosztróma; Csipkéstetői Radiolarit, Vaskapui Homokkő, Oldalvölgyi, Bükkzsérci Formációk). Mélyvízi környezetben, sekélytengerből zagyárakkal, üledékfolyással áthalmozódott üledékek felhalmozódásával kialakult 15

képződmény. A formációcsoport képződményei felső-dogger-malm korúak, vastagságuk meghaladhatja az 1000 m-t is, feküje Szarvaskőtől nyugatra (így e területen is) ismeretlen (Pelikán ed., 2005). A kőfejtőben a Szarvaskői Bazalt Formáció párnalávái jól tanulmányozhatóak. A vitroporfíros-interszertális szövetű kőzet feltehetően óceáni riftesedés kezdeti szakaszában kezdődött, a láva a kontinentális lejtő lábát borító kevéssé konszolidált, nedvességtartalmú iszapra ömlött. A párnák között hialoklasztit breccsa is megtalálható (Pelikán ed., 2005). 2.5. A Kalnik-hegység, Vareš-Smreka és a Darnó-hegy kapcsolata, valamint ezek viszonya a Szarvaskői-egység képződményeihez A Bükk paleozoós és mezozoós képződményeinek analógiái a Déli Alpok, Karavankák, Dinaridák vonulatban fedezhetők fel. A bükki perm és triász rétegsor részletei jórészt megegyeznek a Jadar blokk (Nyugat-Szerbia) rétegsorával, így a terület származási helyéül a Belső-Dinári zóna nevezhető meg (Pelikán ed., 2005). Balla et al. (1980) véleménye szerint ha a Darnó-hegy és a szarvaskői ofiolitok genetikailag kapcsolatba hozhatóak egymással, akkor mindenképpen a darnói bazaltok a fiatalabbak. Véleményét azzal támasztotta alá, hogy míg a szarvaskői magmatitok pont egy kontinentális lejtő lábánál keletkeztek, addig a darnóiak attól néhány száz kilométerre. Ilyen módon számolva a tágulás néhány cm/év sebességével, a két képződmény kora közötti különbségnek több millió évnek kell lennie. Munkájukban azt is előrevetítik, hogy a bükki magmatitok mindenképp allochton takarókként értelmezhetőek, és eredeti helyükről minimum 100 km-rel eltolódtak. Kovács (1984) szerint a Dinaridák északnyugati része és a Bükkium a kora triász és a kora jura között ugyanannak az eugeoszinklinálisnak a szomszédos részeit kellett, hogy alkossák, bár mai helyzetükben már 400-500 km-re vannak egymástól. A Dinaridák és a Bükkium csak akkor vált szét, amikor beépült közéjük a Tethys stabil, passzív kontinentális szegélyének egy része (a középső juráig). Maga a riftesedés a középső triászban kezdődött el (beleértve a Bükk területét is), előtte a transzgresszió a kora triászban kezdődött, míg utána a késő triászban beszűkült a rift, és nyugalmi időszak volt jellemző. A Tethys fő oceanizációja a késő jurától a kora krétáig tartott. 16

A szarvaskői magmatitok fiatalabbak (koruk 165 millió év, Árváné Sós et al., 1987, Pelikán ed., 2005) a triásznak tartott (Dosztály és Józsa, 1992) darnói típusúaknál, és keletkezésük is eltérő környezetben történt. Harangi et al. (1996) a darnó-hegyi magmatitok származási helyéül egy középső-késő triász óceánközépi hátságot jelölt meg az egykori Vardar óceán északnyugati részében (Meliatikum), valamint szerintük a szarvaskői ofiolitok is az egykori Meliatikumból származnak. A szarvaskői mafikus és ultramafikus kőzetek kialakulása az óceán záródásához kapcsolódó szubdukciós zóna mögötti ívmögötti medencék kinyílásához lehetett kapcsolható. Pamić (1997) szerint a Kalnik-hegység a Dinári zónában található ofiolitos zóna legészaknyugatabbi előfordulása. Ez a terület igen jól korrelálható a körülötte található ofiolitos zónákkal, így a Belső-Dinári ofiolitokkal is, illetve a Bükk-hegység környékiekkel is. Az ofiolit komplexum egy jura olisztosztróma melanzsban (tehát tektonikusan erősen átrendezett környezetben) található mind a Darnó-Szarvaskőiegységben, mind a Kalnik-hegység esetében. Csontos (2000) szerint a Nagyfennsíki (Bükki) Paraautochton a dinári kontinentális perem legmélyebbre süllyedt részeként értelmezhető, melyre aztán rátolódtak a Szarvaskő-Melléte típusú takarók. Véleménye szerint a Nagyfennsíki- és a Szarvaskőiegységek történetét a Szarvaskő-Melléte óceán középső triász felnyílása, és a késő jura kora kréta bezáródása határozta meg. A szarvaskői magmatitok keletkezési helyéül szigetív előterét, óceáni szubdukciós övet jelölt meg. Velledits (2006) rekonstruálta a Bükk középső-késő triász fejlődéstörténetét, és korrelálta azt a Déli-Alpok, Juliai-Alpok, Karni-Alpok, Déli-Karavankák valamint a Dinaridák jellemzőivel. E területek mind az akkor nyíló Vardar-Meliata-óceán déli peremén voltak, és magukon viselik a riftesedő területre utaló jellemzőket. Több közös pont is megfigyelhető, így az anizusziban megjelennek szárazföldi üledékek is, és mindegyik helyen jelentős vastagságú vulkáni kőzetek figyelhetők meg, valamint az anizuszitól a karniig tartó süllyedésnek három különböző szakasza különíthető el (1: középső-késő anizuszi kiemelkedés, 2: késő anizuszi-kora ladini gyors süllyedés, végül 3: kora ladinitól lassú süllyedés). Ezekkel szemben az Északi-Mészkőalpok és a Nyugati- Kárpátok eltérő jellemzőket mutatnak; azok a nyíló óceán északi partján helyezkedtek el. E két self, valamint az óceáni maradványok (így a darnó-hegyi, valamint a bódva-völgyi triász magmatitok) fejlődése (vagyis a riftesedés folyamata) igen jól korrelálhatók. 17

Haas et al. (2006) szedimentológiai és őslénytani-földtani alapon is alátámasztották a korábban is feltételezett paleogeográfiai kapcsolatot a jura során a Darnó- és Bükkegységek valamint a Dinaridák között. A korreláció alapja, hogy az észak-magyarországi képződményekhez hasonló, tehát középső, felső jura platformfáciesű képződmények, valamint platformelőtéri-, lejtő- és áthalmozott medenceüledékek a tágabb régióban csak a Dinaridákból ismertek. Haas és Kovács (2001) kimutatta, hogy a Bükki egység a jellemző déli vergenciájú szerkezetével, valamint a tipikus dinári kifejlődésével a Dinaridák eltolódott darabja kell, hogy legyen, és semmiképpen nem tartozhatott a Meliatikum tektonosztratigráfiai egységhez. Ennek további bizonyítéka, hogy az lévén az ausztoalpi takarórendszerhez tartozik északi vergenciát kellene, hogy mutasson. A Bükk-Szarvaskő-Darnó blokk 400-500 km-es eltolódást szenvedett tehát a Pelso nagyszerkezeti egység déli határa mentén. A szerzők véleménye szerint a Bükki Paraautochton (mely a dinári karbonátplatformról szakadt le) felett található meg ma a Mónosbéli-, majd a Szarvaskői-, legfelül pedig a Darnói-egység. Dimitrijević et al. (2003) szerint mind a Darnói- mind a Szarvaskői Komplexum a neotehysi akkréciós komplexumok kis maradványai lehetnek, melyek a Zágráb-Zemplénvonal mentén tolódtak át az Északnyugati-Dinaridákból Északkelet-Magyarországra. Szerinte ezek az egységek sokkal több hasonlóságot mutatnak a nyugatabbi, ún. Dinári Ofiolitövvel, mint a keletebbi ún. Vardar Zónával. A Dinári Ofiolitövvel való rokonságot támasztja alá Kovács et al. (2008a) is, lévén a Mónosbéli-egység karbonát turbiditjének analógiái megtalálhatók a Boszniai Fliszónában, viszont nem ismertek az Ausztroalpi-Gömöri takarórendszerben. Ez azt jelenti, hogy a korábban feltételezett kapcsolat a s.s. Meliata egységgel elvetendő, vagyis a Darnói-egység a korai rift típusú bazaltjával a neotethysi triász fáciesek legészaknyugatabbi előfordulásaként értelmezhető. Ezt a véleményt erősíti meg Kovács et al. (2008b) is, akik szerint a Darnói-egység jellemzői alapján a Belső-Hellén, Belső-Dinári neotethysi akkréciós komplexum eredeti helyéről áthelyeződött darabjaként értelmezhető. Ez az akkréciós komplexum Észak- Görögországtól Északnyugat-Horvátországig nyomozható, Magyarországhoz legközelebbi darabja Kalnik-hegységben van, de a munkában több más példát hoznak, így a vareši lelőhelyét is. Bár sokan és részletesen viszgálták a darnói és szarvaskői magmatitokat, e kőzetek képződésének geotektonikai helyzete máig nem tisztázódott megnyugtatóan. Így további, 18

másféle szempontokon alapuló vizsgálatok, korreláció és összehasonlítás szükségesek, melyekhez e dolgozat is hozzá kíván járulni. 19

Kovácset al. 2004 É Nagy-Rézoldal Kalnik-hegység Darnói-egység Mély-völgy Sirok Reszél-tetőtől északra (völgyoldal) Reszél-tető Egerbakta Egerbakta Szarvaskői-egység Jelmagyarázat: Kainozoikum Juraüledékek Juravulkáni kőzetek Juraintruzív kőzetek Juraüledékek Triász üledékek Triasz vulkáni kőzetek Törés Település 5km Szarvaskõi Ofiolit Komplexum Bükki Paraautochton Less ie tal. (2004) után SG 50 km É PL Md Kl Zágráb Vareš 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16. 17. Szarajevo Jelmagyarázat: 1.Adriai-Dinári karbonátplatform 2. Jura-kréta passzív kontinens peremi sorozatok ( boszniai flis ) 3. Dinári Ofiolit zóna 4. Késő jura-krétasorozatok, diszkordánsan az ofiolitokon 5. Nagyultramafikus masszívumok 6. Radiolarit Formáció 7. Vardar zóna, ofiolitokkal 8. Késő kréta,paleogén képződmények 9.Allochton triász sorozatok 10.Triász magmás kőzetek 11.Allochtonpaleozoóssorozatok 12. Paleozoós vulkanitok 13. Hercini metamorfkőzetek és granitoidok 14. Neogén sorozatok 15. Oldaleltolódás 16. Vető lezökkenő blokkal 17. Főáttolódások ZZL: Zágráb-Zemplén-vonal PL: Periadriai-vonal KL: Kalnik-hegység Md: Medvednica SG: Samoborska Gora Pamic et al. 2002 1. íábra:avizsgált területek földtani térképei 20

Kriptodóm Összefüggő láva Peperit Jelmagyarázat: (Palinkas et al., 2004 után) Mikrites, meszes iszap Agyagos iszap Kovás iszap Összefüggő láva és tömött párnaláva Insitu hialoklasztitbreccsa Párnaláva darabos hialoklasztit breccsa Peperites párnaláva fácies Izolált párnaláva breccsa 2. íábra: ahruškoveci kriptodóm elvi rajza amegismert vulkáni és hidrotermás fáciesekkel 21

3. Vizsgálati módszerek A terepi munka során a legfontosabb vezérlő elv az volt, hogy az egyes vulkanológiai fácieseket felismerjük, és határaikat megtaláljuk. A mintavételezés során ezekből a fácieseket reprezentáló kőzetekből gyűjtöttünk példányokat. A terepen begyűjtött minták makro-szövetének jellemzését és osztályozását kézinagyítós és sztereomikroszkópos megfigyelések révén végeztem el. Mind az üreg- és érkitöltések, mind a befogadó kőzet további sajátosságait vékonycsiszolatok polarizációs mikroszkópos vizsgálata révén jellemeztem. A mintákból hagyományos (30μm vastag) és 100-120μm vastag kétoldalán polírozott csiszolatokat készítettem (az utóbbiakat fluidzárvány vizsgálatok céljára). A mintákat szabványos üveglemezre ragasztottam kétkompontensű Araldite műgyantával, illetve a fluidzárvány vizsgálatra készítetteket Superbond pillanatragasztóval. Erre azért volt szükség, hogy a mintaelőkészítés során elkerüljük az ásványszemcsék felhevítését, melynek következtében a jól hasadó ásványok zárványai esetleg felnyílhatnak. A munka során röntgenpordiffrakciós elemzések is készültek a hidrotermás ásványtársulásról (az üreg- és érkitöltésekről), a hialoklasztit breccsa cementjéről és ezek befogadó kőzetről is. A felvételek készítésének körülményei: Siemens D-5000 típusú Bragg-Brentano geometriájú diffraktométer, θ-θ üzemmódban, Cu Kα (λ=0,154178 nm) sugárzás, másodlagos grafit kristály monokromátor és szcintillációs detektor. A mintákról az elemzés alumínium mintatartón készült. A kiértékeléshez az EVA szoftvert használtam. Az elektronmikroszondás elemzéseket Peter Jones készítette a Carleton Egyetem (Ottawa, Kanada) Földtudányi Tanszékén Camebax MBX típusú készüléken, a kvantitatív mérési eredmények hullámhosszdiszperzív röntgensugaras analízissel készültek (15 kv gyorsítófeszültség, 20 nå sugáráram, 20 s detektálási idő, kivéve F és Ni, ott 50 s). A kimutatási határok elemfüggőek, SiO 2, TiO 2, Cr 2 O 3, MgO és Cl esetében 0,03 s%, Al 2 O 3, K 2 O, CaO, Na 2 O esetében 0,02 S%, MnO, NiO és F esetében 0,04 s%, míg FeO esetében 0,05 s%. A kapott adatokat súlyszázalékra Cameca PAP mátrixkorrekciós program segítségével számolták át. Kalibrációs standardként természetes és mesterséges ásványokat egyaránt használtak. A mintákról visszaszórt elektron (BSE) képek is készültek. A hruškoveci, vareš-smrekai, mély-völgyi, reszél-tetői, egerbaktai és a Reszél-tetőtől északra található feltárás bazaltjából geokémiai vizsgálatok az ALS Laboratory Group 22

vancouveri (Kanada) laboratóriumában készültek el. A lehető legüdébb, hólyagüregektől, erezésektől mentes, és lehetőleg üveges jellegű bazalt kőzetmintákat választottam ki az elemzések céljára. A főelemek meghatározására ICP-AES módszert használtak, az adatokat oxidos formában kaptam meg, a kimutatási határ a P 2 O 5 kivételével 0,01%, míg a P 2 O 5 esetében 0,001%. A porminta savazás előtti lítium boráttal való fúziójával lehetett a lehető leginkább kvantitatív elemzést elvégezni a nyomelemekre. Az elemzés ICP-MSsel készült, így a kimutatási határok igen alacsonyak (Ag 1 ppm, Ba 0m5 ppm, Ce 0,5 ppm, Co 0,5 ppm, Cr 10 ppm, Cs 0,01 ppm, Cu 5 ppm, Dy 0,05 ppm, Er 0,03 ppm, Eu 0,03 ppm, Ga 0,1 ppm, Gd 0,05 ppm, Hf 0,2 ppm, Ho 0,01 ppm, La 0,5 ppm, Lu 0,01 ppm, Mo 2 ppm, Nb 0,2 ppm, Nd 0,1 ppm, Ni 5 ppm, Pb 5 ppm, Pr 0,03 ppm, Rb 0,2 ppm, Sm 0,03 ppm, Sn 1 ppm, Sr 0,1 ppm, Ta 0,1 ppm, Tb 0,01 ppm, Th 0,05 ppm, Tl 0,5 ppm, Tm 0,01 ppm, U 0,05 ppm, V 5 ppm, W 1 ppm, Y 0,5 ppm, Yb 0,03 ppm, Zn 5 ppm, Zr 2 ppm). Bizonyos nyomelemeket (As, Bi, Hg, Sb, Se, Te) a minta királyvízben való oldása után ICP-MS-sel vizsgáltak, a kimutatási határ elemfüggő (As 0,1 ppm, Bi 0,01 ppm, Hg 0,01 ppm, Sb 0,05 ppm, Se 0,2 ppm, Te 0,01 ppm). Az összes szén meghatározására Leco kemencés módszert használtak, csakúgy, mint az összes kén meghatározására (kimutatási határ 0,01%). Az izzítási veszteség (LOI) meghatározásához 1000 C -ra hevítették a mintát (kimutatási határ 0,01%). A kevésbé érzékeny Pt, Pd, Au elemzések ICP-AES-sel készültek, a kimutatási határ a Pt esetében 0,005 ppm, Pd és Au esetében 0,001 ppm. A kapott eredményeket a Janousek et al. (2006) által készített GCDkit szoftver segítségével dolgoztam fel. A hólyagüregekben, erekben előforduló (másodlagosan képződött) hidrotermás kalcit fluidzárványainak petrográfiai jellemzése után mikrotermometriai vizsgálatokat is végeztem az ásványképződés körülményeire vonatkozó ismeretek megszerzése céljából. A méréseknél 800-1000-szeres nagyítású Olympus BX 51 típusú mikroszkópot használtam, melyre a mérések kivitelezhetőségének érdekében végtelenre korrigált, extraminőségű hosszú gyújtótávolságú objektívet szereltünk. A minták fotózásához Olympus Camedia C-5060 típusú fényképezőgépet használtam. A vizsgálatok során Chaixmeca típusú mikrotermometriai berendezést használtam. A műszer mérési pontossága 0 C alatt 0.1 C, magasabb hőmérsékleten pedig 1 C. A műszer kalibrálását szintetikus folyadékzárványok mikrotermometriai analízise és nagy tisztaságú vegyületek olvadáspontjai alapján végeztük. A mikrotermometriai vizsgálatok során homogenizációs hőmérsékletet, eutektikus pontot és olvadáspontcsökkenést mértem. Előbbi méréséhez a 23

mintát melegíteni, utóbbi kettő méréséhez folyékony nitrogén cirkulálása révén fagyasztani majd újra szobahőmérsékletre melegíteni kellett a mintákat. A mérések után az eredmények rendszerezéséhez MS Excel szoftvert, a feldolgozásához a jómagam által Matlabban (speciális, matematikai műveletek és azok megjelenítésre kifejlesztett szoftver és programnyelv) készített programot használtam fel. E programban a Potter et al. (1978) szalinitás-számolási eljárást használtam. A program lényege az, hogy a mért adatokat (így T h, T eut, T op ) táblázatos formában megadva az kiszámolja a szalinitást (jég, halit, vagy hidrohalit olvadási hőmérséklet alapján), valamint az értelmezést segítő diagramokat automatikusan egységes formátumban előállítja. A kapott eredményekből isochorokat az ISOC 01/03 verziójú, Bakker (2003) által kifejlesztett szoftver segítségével számítottam. Az illusztrációkat Corel Draw szoftver segítségével készítettem el. 24

4. Eredmények 4.1. Hruškovec (Horvátország, Kalnik-hegység) 4.1.1. Terepi kifejlődések A hruškoveci kőfejtő a Kalnik-hegység északnyugati lejtőjén található, Zágrábtól körülbelül 60 km-re északkeletre, Ljubeščica falutól 3 km-re északra. A lelőhely művelője a Kaming Kőbányászati Rt. A kőfejtő feltárásaiban megfigyelhető, hogy a bazalt (mely egyébként a tektonziált ofiolitos melangeban található) részben a középső triász mikrites mészkő ill. agyag összletbe nyomult be, illetve részben a tengeraljzatra is ömlött. A bánya keleti részén (l. 1. tábla, 1-2.) körülbelül 40 méter hosszan tömött illeszkedésű párnaláva (bazalt) található, ahol az egyes párnák mérete jellemzően fél méter körül van. Zöld kloritos átalakulás jellemző. Ebben a típusban figyelhető meg a zebra -szövetű párnaláva is a peperites zóna felé való átmenetben. A zebra -szövetben a 2-3 cm-es vastagságú bazaltsávokkal 2-3 cm-es vastagságú hidrotermás ásványokat tartalamazó sáv váltakozik. Az ásványsávokat elsősorban sugaras-szálas prehnit, és finomkristályos kvarc tölti ki. Az előzőektől nyugatabbra, körülbelül 20 méteres szakaszban (l. 1. tábla, 1-2.), de a feltárás felső részében figyelhető meg az üledékkel érintkező rész, vagyis a peperites párnaláva fácies. A peperites zónában a mátrix vörös mikrites mészkő, illetve agyag. A bazaltdarabok is hematitosodtak, és a klorit helyett epidot van jelen. A tömött illeszkedésű párnalávától nyugat felé haladva, a feltárás alsó részében figyelhető meg a tengervízzel közvetlenül érintkező részt reprezentáló hialoklasztit breccsa (l. 1. tábla, 1-2.). Előbb az izolált párnaláva (hialoklasztit) breccsa jelenik meg körülbelül 30 méteres szakaszon (ahol az igen sok üvegdarab és kötőanyag alkotta anyagban elvétve fordul elő párnaláva-darab, vagyis ez a kitörési központtól távolabb képződött fácies), majd fokozatos átmenet tapasztalható a párnaláva-darabos hialoklasztit breccsa felé, mely körülbelül 40 méteres szakaszon figyelhető meg (ahol már igen sok párnaláva-darab van, közötte kevesebb a mátrix, vagyis ez a kitörési központhoz közelebb képződött fácies). A hialoklasztit breccsára zöld kloritos átalakulás jellemző. A breccsa mátrixában kvarc, kalcit, és prehnit található. A fragmentumok deciméteres nagyságrendet is elérő párnaláva- és, kőzetüvegdarabok. A hematitosodás itt is jelen van. 25