' Copyright Magyar `llami Fldtani IntØzet (Geological Institute of Hungary), 2005 Minden jog fenntartva! All rights reserved!

Lektorok Reviewers: BALLA ZOLTÁN, CSÁSZÁRGZA, HAAS JÁNOS, HORVÁTH ISTVÁN, JÁMBOR Á RON, KOVÁCS SÁNDOR, KUBOVICS IMRE, LESS GYRGY, LIEBE PÁL,VICZIÁN ISTVÁN

Sorozatszerkesztı Serial editor: BALLA ZOLTÁN

Szakszerkesztı Scientific editor: PIROS OLGA

Mßszaki szerkesztı Technical editor: SIMONYI DEZS

SzÆmtgØpes nyomdai elıkØsztØs DTP: PIROS OLGA, SIMONYI DEZS

Bortterv Cover design: SIMONYI DEZS

Kiadja a Magyar `llami Fldtani IntØzet Published by the Geological Institute of Hungary

Felelıs kiad Responsible editor: KORDOS L`SZL Igazgat Director

HU ISSN 03689751 3

Tartalom — Contents

Működési jelentés — Activity Report HÁMOR GÉZA (1934–2007) ...... 7 JÁMBOR ÁRON (összeállító): Dr. Hámor Géza szakirodalmi munkássága ...... 8 KORDOS LÁSZLÓ: A múlt a jövő kulcsa ...... 17 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY: Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről . . . . . 19

Szakcikkek — Scientific publications RIPSZNÉ JUDIK KATALIN: A Medvednica hegység (Horvátország) és Észak-Magyarország paleozoos és mezozoos kishőmérsékletű metamorf képződményeinek összevetése. — Comparison of Palaeozoic and Mesozoic very low- grade metamorphic formations in the Medvednica Mts (Croatia) and in North Hungary...... 47 PELIKÁN PÁL, IVAN FILIPOVIĆ, DIVNA JOVANOVIĆ, MILAN SUDAR, †LJUBINKO PROTIĆ, HIPS KINGA, KOVÁCS SÁNDOR, LESS GYÖRGY: A Bükki-terrénum (É-Magyarország), a Jadari-terrénum (ÉNy-Szerbia) és a Sana-Unai-terrénum (ÉNy-Bosznia) karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása. — Correlation of the Carboniferous, Permian and Triassic sequences of the Bükk, Jadar, Sana-Una terrains...... 59 BUDAI TAMÁS: Platformok és medencék kialakulása és fejlődése a Bakony középső-triász története során. — Middle Triassic platform and basin evolution of the Bakony Mts, Hungary...... 77 HAAS JÁNOS: A bükki és a darnói jura képződmények ősföldrajzi helyzete és kapcsolatai. — Palaeogeographic setting and relationships of the Jurassic formations in the Bükk-Darnó area...... 85 KÖVÉR SZILVIA, FODOR LÁSZLÓ, KOVÁCS SÁNDOR: A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata - régi koncepciók áttekintése és új munkahipotézis. — Structural position and sedimentary connections of Jurassic formations of the Rudabánya Hills - an overview of old conceptions and a new working hypothesis...... 97 KÓNYA PÉTER: Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata. — Detailed investigation of cavity filling natrolite group minerals in basalts of Balaton Highland, Hungary...... 121 CSERNY TIBOR, GÁL NÓRA, TULLNER TIBOR, TAHY ÁGNES: A magyarországi felszín alatti víztestek földtani kiértékelésének 2006. évi eredményei. — The results of the geological evaluation of the Hungarian groundwater bodies, 2006...... 145 DON GYÖRGY, SOLT PÉTER: Meteoritkráter-tanulmányok. — Impact crater studies...... 155 FÖLDVÁRI MÁRIA: Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire. — Thermal decomposition system of the minerals and the application of the thermogravimetry in the earth science...... 169 Mûködési jelentés

A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2006 7

Dr. Hámor Géza (1934–2007)

Hámor Géza geológus, a Magyar Állami Földtani Intézet egykori igazgatója, tanszékvezető egyetemi tanár, a Magyarhoni Földtani Társulat elnöke, majd tiszteleti tagja, hosszan tartó betegségben 2007. augusztus 25-én, életének 74. évében Budapesten hunyt el. 1934. június 3-án született Kecskeméten Gáspár Aranka és Hámor Kristóf gyermekeként. Kovács Irénnel történt házasságát követően (1957), két gyermeke születet, Enikő (1958) és Tamás (1960). 1952-ben érettségizett a kecskeméti református Gróf Tisza István Gimnázium jogutódjában, a Katona József Gimná- ziumban. Geológus diplomát 1956-ban az Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Karán szerzett. Középiskolai évei során a Magyar Állami Földtani Intézetben időszaki fúrómunkásként dolgozott, és egyetemi hallgatóként ugyanott készült szakmájára. 1956–1991 között a Magyar Állami Földtani Intézetben gyakornok, tudományos munkatárs, főosztályvezető (1965–1974), igazgatóhelyettes (1974–1979), és igazgató (1979–1991) beosztásban dolgozott. Mindezek mellett 1960–1963-ban az MTA ösztöndíjas aspiránsa, 1976-tól a Miskolci Nehézipari Műszaki Egyetem Bányamérnöki Karán, 1987-től az Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Karán egyetemi tanárként, 1988-tól a Regionális Földtani Tanszék alapító tanszékvezető egyetemi tanáraként oktatott. 2004. évi nyugdíjazását követően az ELTE Tatai Természetvédelmi Terület és Szabadtéri Geológiai Múzeum megbízott vezetője volt. Legfontosabb kutatás témái a földtani térképezés, a neogén sztratigráfia, a medencekutatás, geodinamika, kvantitatív fáciesanalízis és paleorekonstrukció, valamint a prognosztika köré csoportosíthatók. Felvételező geológusként három részletes (10 000-es és 25 000-es méretarányú) földtani térképezési programban (Keleti-Mecsek, Nógrád–Cserhát, 8 Nekrológ

Börzsöny) és a kapcsolódó nyersanyagkutatás eredményes végrehajtásában vett részt; valamint vezetőként négy hasonló célkitűzésű külföldi expedíciót szervezett (Kuba, Mongólia, Líbia, Vietnam) Témavezetőként munkatársaival továbbfejlesztette a földtani térképezés és térképszerkesztés módszertanát, a szelvényszerű légifénykép-interpretáció hazai alkalmazását, a radiometriai geokronológiai skálát, a neogén alapszelvények magnetosztratigráfiai vizsgálatát, és kialakította a hazai neogén litosztratigráfia formációrendszerét. Kidolgozta és társszerzőkkel publikálta az őskörnyezeti, ősföldrajzi rekonstrukció módszertanát. Tájegységi méretben a Keleti-Mecsek, a Cserhát és a Börzsöny földtani térképeit, regionális méretben Magyarország, interregionális méretben a Kárpát-medence, valamint Közép- és Kelet-Európa ősföldrajzi térképeit és atlaszait szerkesztette. Kezdeményezője és részben szerzője volt a hazai tájegységtérképek (50 000-es méretarány) és Magyarország Földtani Atlasza (500 000-es méretarány, 42 változat) kiadásának. Egyetemi oktatóként három szaktárgy előadójaként, hazai és külföldi terepgyakorlatok és tanulmányutak szervezésével és vezetésével foglalkozott. A Miskolci Egyetemen, valamint az Eötvös Loránd Tudományegyetemen több szakdolgozat, diplomamunka, aspiránsi vagy egyetemi doktori téma vezetője, opponense, bizottsági tagja volt. Minősítési eljárásokban 10 évig a Tudományos Minősítő Bizottság 22. szakbizottságának titkáraként, később az ELTE TTK Tudományos és Doktori Bizottsága tagjaként segítette elő a szakma minőségi fejlesztését. Kiterjedt és eredményes szakmai közéleti tevékenységei közül kiemelendők a Magyarhoni Földtani Társulatban (titkár, főtitkár, alelnök, elnök, választmányi tag, tiszteleti tag), a Magyar Tudományos Akadémián (Magyar Rétegtani Bizottság Neogén Albizottságának elnöke; az IUGS Magyar Nemzeti Bizottság elnöke, az IGCP Magyar Nemzeti Bizottság tagja stb.) betöltött tisztségei. A legnagyobb és számára is a leginkább meghatározó szakmai kihívás a Regional Committe of Mediterranean Neogene Stratigraphy alelnöki, majd az 1985. évi budapesti VIII. Konresszus megrendezésével az elnökségi feladatok ellátása volt, amit 1999-ig a Végrehajtó Bizottság tagjaként folytatott. Tudományos munkásságával 1967-ben a földtudományok kandidátusa, 1968-ban az ELTE doktori cím tulajdonosa, 1984-ben pedig a földtudományok doktora lett. Megkapta a Magyarhoni Földtani Társulat Koch Antal Érmét (1972), a MTESZ díjat (1973), kétszer részesült az Akadémiai Díjban (1976, 1986), és 1985-ben megosztott Állami Díjjal tüntették ki. A Miskolci Nehézipari Műszaki Egyetemen 1979-ben „Az év professzora” hallgatói emlékgyűrűt, 1995-ben az immár Miskolci Egyetem „Pro Facultate Rerum Metallicarum”, kitüntetését kapta meg. 2006-ban az ELTE „Professor Emritus”-a lett. 1994-ben a MÁFI 125 éves alapítására kiadott jubileumi aranyéremmel, 2004-ben a Magyarhoni Földtani Társulat 50 éves tagsági jubileumi emléklapjával ajándékozták meg tisztelői. Kitűnő személyes és szakmai kapcsolatokat tartott fenn a szomszédos országok geológusaival; 1985-től a Geologische Bundesanstalt (Wien) és az Osztrák Földtani Társulat (2000) levelező, a Horvát Tudományos és Művészeti Akadémia Kőolajföldtani Tudományos Tanácsának (2001) rendes, a Societis Geologorum Poloniae (1986) és a Magyarhoni Földtani Társulat (1993) tiszteleti tagja.

( – )

Dr. Hámor Géza szakirodalmi munkássága

Folyóiratokban megjelent szakcikkek

FÜLÖP J., HÁMOR G., HETÉNYI R., VÍGH G. 1960: A Vértes-hegység júraidőszaki képződményei. — Földtani Közlöny 90 (1), pp. 15–26. HÁMOR G. 1964: A helvéti típusprofil. — Őslénytani Viták 4, pp. 12–19. HÁMOR G. 1964: A K-i Mecsek miocén képződményeinek vizsgálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1961-ről, pp. 109–119. HÁMOR G. 1964: A mecseki miocén ősföldrajzi kapcsolatai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1962-ről, pp. 19–40. HÁMOR G. 1964: A mecseki slír biofáciesvizsgálata. — Földtani Közlöny 94 (3), pp. 349–361. HÁMOR G. 1964: Tájékoztató a Paleontológiai Társulat 1963. évi bécsi ülésszakáról. (1963. okt. 1–8.) — Őslénytani Viták 3, pp. 35–37. HÁMOR G., JÁMBOR Á. 1964: A K-i és Ny-i Mecsek miocén képződményeinek párhuzamosítási lehetőségei. — Földtani Közlöny 94 (1), pp. 53–65. HÁMOR G., HAJÓS M., RAVASZNÉ BARANYAI L. 1965: A K-i Mecsek miocénjének hasznosítható anyagai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1963-ról, pp. 53–68. HÁMOR G. 1966: Újabb adatok a Mecsek hegység szerkezetföldtani felépítéséhez. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1964-ről, pp. 193–208. HÁMOR G. 1970: Az Északmagyaroszági Osztály feladatai és 1968. évi működése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1968-ról, pp. 107–111. HÁMOR G. 1971: Az Észak-Magyarországi Osztály 1969. évi munkálatai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ről, pp. 193–198. HÁMOR G. 1971: A Kisterenye–Gyulakeszi (Nógrád megye) ottnangien fácies sztratotípus. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ről, pp. 199–212. HÁMOR G. 1971: A rétegtani korreláció üledékföldtani alapon. — Őslénytani Viták 17, pp. 15–21. Nekrológ 9

HÁMOR G., CZAKÓ T. 1971: Légifelvételek földtani kiértékelése és szerepe a hazai földtani térképezésben. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ről, pp. 531–537. HÁMOR G., JÁMBOR Á. 1971: A magyarországi középső miocén. — Földtani Közlöny 101 (2–3), pp. 91–102. HÁMOR G. 1972: A nógrád–cserháti terület kutatási eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1970-ről, pp. 19–34. HÁMOR G. 1973: Az Észak-Magyaroszági Osztály működési jelentése az 1971. évről. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1971- ről, pp. 21–30. HÁMOR G. 1973: Az üledékkifejlődés és szerkezetalakulás összefüggései epirogén területeken. — Földtani Közlöny 103 (3–4), pp. 245–250. HÁMOR G., NAGY B., NAGY G. 1973: A Börzsöny hegység D-i részének földtani vázlata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1971-ről, pp. 31–46. HÁMOR G. 1974: A Börzsöny hegység D-i részének ősföldrajzi vázlata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1972-ről, pp. 23–32. HÁMOR G. 1974: Az Észak-Magyarországi Osztály 1972. évi kutatási eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1972-ről, pp. 15–22. HÁMOR G. 1976: Beszámoló a Regional Commitee on Mediterranean Neogene Stratigraphy VI. (bratiszlavai) Kongresszusáról. — Földtani Közlöny 106 (3), pp. 317–309. HÁMOR G. 1976: A Börzsöny hegység kutatásának eredményei 1973. évben. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1973-ról, pp. 23–26. HÁMOR G., BALOGH K., RAVASZNÉ BARANYAI L. 1978: Az Észak-Magyarországi harmadidőszaki formációk radiometrikus kora. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1976-ról, pp. 61–76. HÁMOR, G., RAVASZ BARANYAI, L., BALOGH, KAD., ÁRVA SOÓS, E. 1979: K/Ar dating of miocene pyroclastic rocks in Hungary. — Ann. Geol. des Pays Helleniques. Hors Serie Fasc. II, 1979, Athen, pp. 491–501. HÁMOR G., RAVASZNÉ BARANYAI L., BALOGH KAD., ÁRVÁNÉ SOÓS E. 1980: A magyarországi miocén riolittufa–szintek radiometrikus kora. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1978-ról, pp. 65–72. CSÁSZÁR G., HAAS J., HALMAI J., HÁMOR G., KORPÁS L. 1982: A közép és fiatal alpi tektonikai fázisok szerepe Magyarország földtani fejlődésmenetében. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1980-ról, pp. 509–516. HÁMOR G. 1982: A Magyar Állami Földtani Intézet 1980. évi eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1980-ról, pp. 9–16. HÁMOR G. 1983: A Magyar Állami Földtani Intézet 1981. évi kutatási eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1981-ről, pp. 7–13. CSÁSZÁR, G., HAAS, J., HALMAI, J., HÁMOR, G., KORPÁS, L. 1983: The role of late Alpine tectonic phases in the geological history of Hungary. — Anuarul Institutului de Geologie si Geofizica 60, pp. 51–56. HÁMOR G. 1984: A Magyar Állami Földtani Intézet 1982. évi munkája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1982-ről, pp. 9–13. HÁMOR, G. 1984: Paleogeographic reconstruction of Neogen plate movements in the Paratethyan realm. — Acta Geologica Hungarica 27 (1–2), pp. 5–21. ELSTON, D. P., HÁMOR, G., JÁMBOR, Á., LANTOS, M., RÓNAI, A. 1985: Magnetostratigraphy of Neogene strata penetrated in two deep bore holes in the Pannonian Basin. — Geophysical Transactions 31 (1–3), pp. 75–88. HÁMOR, G., BÉRCZI, I. 1986: Neogene history of the Central Paratethys. — Giornale di Geologia, ser 3, 48 (1–2), pp. 323–342. HÁMOR, G., HALMAI, J. 1987: Paleogeography as a step to Stratigraphic Synthesis — The Neogene of central and Eastern Europe. — Episodes 10 (3), pp. 176–180. HÁMOR G. 1988: A Magyar Állami Földtani Intézet 1986. évi munkája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986-ról, pp. 12–18. HÁMOR G. 1988: A nógrád–cserháti kutatási terület földtani viszonyai c. doktori értekezés tézisei. — Földtani Kutatás 31 (3–4), pp. 79–87. HÁMOR G. 1989: Előszó. — In: ERDÉLYI G.-NÉ (szerk.): Az Országos Földtani Adattár tevékenysége és szolgáltatásai. A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, pp. 5–6. HALMAI J., HÁMOR G. 1989: Gödöllői-dombság, Fót, Fóti–Somlyó-hegy feltárás. — Magyarország geológiai alapszelvényei. A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, 6 p. HÁMOR G. 1989: A Magyar Állami Földtani Intézet 1987. évi kutatási eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1987-ről, pp. 15–21. HÁMOR G. 1992: Igazgatói jelentés az 1989–1990. évről. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1990-ről, pp. 7–18. HÁMOR, G., HALMAI, J. 1995: Proposal for the definition of the Miocene superstages in the Paratethyan region. — Romanian Journal of Stratigraphy 76, Suppl. 7, pp. 37–41. CSÁSZÁR G., GALÁCZ A., HAAS J., HÁMOR G., KECSKEMÉTI T., KNAUER J., KORPÁSNÉ HÓDI M., KROLOPP E., NAGYMAROSY A., SZEDERKÉNYI T. 1998: A hazai földkéreg rétegtani tagolásának helyzete. — Földtani Közlöny 128 (1), pp. 99–121. HÁMOR, G., POGÁCSÁS, GY., JÁMBOR, Á. 2001: Paleogeographic structural evolutionary stages and the related volcanism of the Carpathian–Pannonian Region. — Acta Geologica Hungarica 44 (2–3), pp. 193–222. HAAS, J., HÁMOR, G. 2002: Geological garden in the neighborhood of Budapest, Hungary. — Episodes 24 (4), pp. 257–261. HÁMOR, G. 2002: Significance of the Neo–Vardar Tectonic Zone in the Tertiary structural evolution and paleogeographic changes of the Carpathian Basin. — Acta Geologica Hungarica 45 (1), pp. 63–77. HÁMOR G. 2005: A Börzsöny–Visegrádi hegység fejlődéstörténete az ősföldrajzi rekonstrukciók tükrében. (Evolution of the Börzsöny–Visegrádi Mts in the light of the palaeogeographic reconstruction). — Börzsönyvidék 3, Börzsöny Múzeum Baráti Köre, Szob, pp. 77–101. HÁMOR, G. 2007: Research statistical evaulation of the Neogen in Hungary. — Central European Geology 50 (2), pp. 101–182. 10 Nekrológ

Könyvek, könyvfejezetek

HÁMOR G. 1970: A Kelet-mecseki miocén. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 53 (1), 371 p. FODOR T.-NÉ, GABOS GY., HÁMOR G. (ed.) 1971: Irányelvek a 10 000-es méretarányú mérnökgeológiai térképezéshez és térképszerkesztéshez. — Központi Földtani Hivatal, Budapest, 150 p. HÁMOR, G., KNOBLOCH, E., NEMEJC, F. 1973: Faziostratotypen der Salgótarjaner Schichtengruppe. — In: SENES, J.: Chronostratigraphie und

Neostratotypen; Miozän der Zentralen Paratethys; M2 Ottnangien. Veda Verlag, Slowakien Akademie der Wissenschaft, Bratislava, Czechoslovakia, pp. 197–226. HÁMOR, G. et al. 1975: Correlation der Néogéne de la Paratethys Centrale. 2e édition 1974. — In: Sedimentation raum 25. Geological Survey, Prague, p. 27. HÁMOR, G. 1978: Miocéne inférieur et moyen. — In: ROGER, J.: Lexique Stratigraphique International 1, Europe 9, Hongrie, C.N.R.S. Paris, pp. 32–35. HÁMOR, G. 1978: Die Orogenphasen des Badenien. — In: SENES, J. (ed.): Chronostratigraphie und Neostratotypen; Miozän der Zentralen Paratethys; M4–Badenien (Moravien, Wielicien, Kosovien). — Veda Verlag, Slowakien Akademie der Wissenschaft, Bratislava, Czechoslovakia, 6, p. 109. HÁMOR, G. 1978: Die Schichtenfolgen des Badenien im Süden der Intrakarpatischen Depression; Zala und Drau Becken und Umgebung des Mecsek Gebirges in Ungarn. — In: SENES, J. (ed.): Chronostratigraphie und Neostratotypen; Miozän der Zentralen Paratethys; M4–Badenien (Moravien, Wielicien, Kosovien). — Veda Verlag, Slowakien Akademie der Wissenschaft, Bratislava, Czechoslovakia, 6, pp. 90–91. HÁMOR, G. 1978: Die Schichtenfolgen des Badenien im zentralen Teil der Intrakarpatischen Depression; das Badenien im NW und N Ungarns. — In: SENES, J. (ed.): Chronostratigraphie und Neostratotypen; Miozän der Zentralen Paratethys; M4–Badenien (Moravien, Wielicien, Kosovien). — Veda Verlag, Slowakien Akademie der Wissenschaft, Bratislava, Czechoslovakia, 6, pp. 80–81. HÁMOR, G. 1983: The Quantitative methods of paleogeographical reconstruction. — Occasional paper of the Geological Institute of Hungary 2, 70 p. HÁMOR, G. 1985: Geology of the Nógrád–Cserhát area. — Geologica Hungarica series Geologica 22, pp. 217–297. HÁMOR G. 1985: A Nógrád–Cserháti kutatási terület földtani viszonyai. — Geologica Hungarica series Geologica 22, 216 p. HÁMOR, G., JÁMBOR, Á. 1985: Neogene sedimentation areas in Hungary. Stratigraphic Correlation tables: North Hungary, Sopron Mountains, Mecsek Mountains, Hungarian part of Zala–Drava Basin. — In: STEININGER, F. F., SENES, J., KLEEMANN, K., RÖGL, F.: Stratigraphic Correlation tables. 1, pp. 59–60, 122, 123, 153, 158, 174, 2, pp. 376, 378, 384. HÁMOR, G. 1985: A magyarországi miocén földtani megismerésének történeti vázlata. — In: HÁMOR G., JÁMBOR Á., SELMECZI I. 1985: A Magyarországi neogén kutatástörténete (1806–1985). A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, pp. 7–28. HÁMOR, G. 1985: Geological understanding of the Hungarian Miocene: Historical review. — HÁMOR, G., JÁMBOR, Á., SELMECZ,I I. 1985: A Magyarországi neogén kutatástörténete (1806–1985). — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, pp. 29–54. HÁMOR G., JÁMBOR Á., SELMECZI I. 1985: A Magyarországi neogén kutatástörténete (1806–1985). — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, 113 p. CSÁSZÁR, G., HAAS, J., HALMAI, J., HÁMOR, G., KORPÁS, L. 1987: The role of middle and late Alpine tectonic phases in the geological history of Hungary. — In: LEONOV, YU. G., KHAIN, V. E. (eds): Global Correlation of Tectonic Movements. John Willey and Sons Ltd., Chichester, pp. 173–186. HÁMOR, G., BÁLDI, T., BOHN HAVAS, M., HABLY, L., HALMAI, J., HAJÓS, M., KÓKAY, J., KORDOS, L., KORECZ LAKY, I., NAGY, E., NAGYMAROSY, A., VÖLGYI, L. 1987: The bio-, litho-, and chronostratigraphy of the Hungarian Miocene. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 70, 351–353. HÁMOR, G., RAVASZ BARANYAI, L., HALMAI, J., BALOGH, KAD., ÁRVA SOÓS, E. 1987: Dating of Miocene acid and intermediate volcanic activity of Hungary. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 62, pp. 149–154. BÉRCZI, I., HÁMOR, G., JÁMBOR, Á., SZENTGYÖRGYI, K. 1988: Neogene Sedimentation in Hungary. — In: ROYDEN, L., HORVÁTH, F. (ed.): The Pannonian Basin a Study in Basin Evolution. — American Association of Petroleum Geologists Memoirs 45, pp. 57–69. HÁMOR G., SZENTGYÖRGYI K., SELMECZI I., JÁMBOR Á., BENCE G., IVANCSICS J., NAGYMAROSY A., BUDINSZKYNÉ SZENTPÉTERY I., KÓKAY J. 1996: Rétegtani egységek rövid leírása. Miocén (pannóniai s.l.-nél idősebb miocén). — In: GYALOG L. (ed.) 1996: A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása. A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa 187, pp. 77–87. NAGYMAROSY A., HÁMOR G., GYALOG L., KORPÁS L. 1996: Rétegtani egységek rövid leírása. Oligocén–miocén. — In: GYALOG L. (ed.) 1996: A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása. A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa 197, pp. 87–88, 163. BENCE, G., BUDINSZKY SZENTPÉTERY, I., GYALOG, L., HÁMOR, G., IVANCSICS, J., JÁMBOR, Á., KÓKAY, J., KORPÁS, L., NAGYMAROSY, A., SELMECZI, I., SZENTGYÖRGYI, K. 1997: Miocene. — In: CSÁSZÁR G. (ed.): Basic litostratigraphic units of Hungary. Charts and short descriptions. Geological Institute of Hungary, pp. 14–15, 39–44, 76–80. HÁMOR G. 1997: A magyarországi miocén fejlődéstörténete és ősföldrajza. — In: HAAS J. (szerk.): Fülöp József emlékkönyv. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 231–250. HAAS J., HÁMOR G. 1998: Magyarország területe szerkezetfejlődésének összefoglalása. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mol Rt. – Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 45–54. HÁMOR G. 1998: A magyarországi miocén rétegtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mol Rt. – Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 437–453. BALOGH, J., HÁMOR, G., JUHÁSZ, Á. 1999: Relief assessment. Landform evolution studies in Hungary. — In: PÉCSI, M. (ed.): Studies in Geography in Hungary 30. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 119–121. Nekrológ 11

HAAS, J., HÁMOR, G., KORPÁS, L. 1999: Geological setting and tectonic evolution of Hungary. — In: KORPÁS, L., HOFSTRA, A. H. (eds): Carlin gold in Hungary. Geologica Hungarica series Geologica 24, pp. 179–196. HAAS, J. (ed.), HÁMOR, G., JÁMBOR, Á., KOVÁCS, S., NAGYMAROSY, A., SZEDERKÉNYI, T. 2001: Geology of Hungary. — Eötvös University Press, Budapest, 317 p. HÁMOR, G. 2001: Genesis and evolution of the Pannonian Basin. — In: HAAS, J. (ed.): Geology of Hungary. Eötvös University Press, Budapest, pp. 193–265.

Földtani térképek

NAGY E., HÁMOR G. 1964: Pécsbányatelep (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. NAGY E., HÁMOR G. 1964: Pécsbányatelep (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HETÉNYI R., HÁMOR G., NAGY I. 1966: Apátvarasd (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HETÉNYI R., HÁMOR G., NAGY I. 1966: Apátvarasd (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. FÖLDI M., NAGY E., HÁMOR G., HETÉNYI R. 1966: Hosszúhetény-Dél (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. FÖLDI M., NAGY E., HÁMOR G., HETÉNYI R. 1966: Hosszúhetény-Dél (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., NAGY E., FÖLDI M. 1966: Pécs–Meszes (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., NAGY E., FÖLDI M. 1966: Pécs–Meszes (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., HETÉNYI R., NAGY I. 1966: Pécsvárad (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., HETÉNYI R., NAGY I. 1966: Pécsvárad (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. NAGY E., HÁMOR G., FÖLDI M. 1966: Pécs–Vasas (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. NAGY E., HÁMOR G., FÖLDI M. 1966: Pécs–Vasas (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., FÖLDI M. 1972: Hird (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., NAGY E., FÖLDI M. 1972: Nagymányok (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., NAGY E., FÖLDI M. 1972: Nagymányok (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. 1973: Bonyhád (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. 1973: Bonyhád (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. NAGY E., HÁMOR G. 1973: Mánfa (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. NAGY E., HÁMOR G. 1973: Mánfa (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. 1974: Kisbattyán (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. 1974: Kisbattyán (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. (szerk.), CZAKÓ T., JANKOVICH I., SIPOSS Z., SZENTES GY. 1974: Nógrád–Cserhát kutatási terület földtani térképe 1:50 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., FÖLDI M., BILIK I., HETÉNYI R., NAGY I. 1974: Magyaregregy (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G., FÖLDI M., BILIK I., HETÉNYI R., NAGY I. 1974: Magyaregregy (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. NAGY I., HÁMOR G., HETÉNYI R., BILIK I., FÖLDI M. 1975: Kisújbánya (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. NAGY I., HÁMOR G., HETÉNYI R., BILIK I., FÖLDI M. 1975: Kisújbánya (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. FÖLDI M., HETÉNYI R., NAGY I., BILIK I., HÁMOR G. 1976: Hosszúhetény-Észak (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. FÖLDI M., HETÉNYI R., NAGY I., BILIK I., HÁMOR G. 1976: Hosszúhetény-Észak (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HETÉNYI R., FÖLDI M., HÁMOR G., BILIK I. 1976: Mecseknádasd (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HETÉNYI R., FÖLDI M., HÁMOR G., BILIK I. 1976: Mecseknádasd (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. 12 Nekrológ

HETÉNYI R., FÖLDI M., HÁMOR G., NAGY I., BILIK I. JANTSKY B. 1976: Ófalu (A Mecsek hegység földtani térképe). Észlelési térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HETÉNYI R., FÖLDI M., HÁMOR G., NAGY I., BILIK I. JANTSKY B. 1976: Ófalu (A Mecsek hegység földtani térképe). Földtani térkép 1:10 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HETÉNYI R., HÁMOR G., FÖLDI M., NAGY I., NAGY E., BILIK I. 1982: A Keleti-Mecsek földtani térképe 1:25 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. FÜLÖP J. (főszerk.), HÁMOR G., JÁMBOR Á., RÓNAI A., NAGY E., CSÁSZÁR G., HETÉNYI R., H. DEÁK M., GYARMATI P. 1984: Magyarország földtani térképe 1:500 000 (magyar, angol és plasztikdombor változat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. FÜLÖP J., DANK V. (főszerk.), BARABÁS A., BARDÓCZ B., BREZSNYÁNSZKY K., CSÁSZÁR G., HAAS J., HÁMOR G., JÁMBOR Á., SZ. KILÉNYI É., NAGY E., RUMPLER J., SZEDERKÉNYI T., VÖLGYI L. 1987: Magyarország földtani térképe a kaniozoikum elhagyásával 1:500 000 (magyar és plasztikdombor változat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. BÉRCZI I., HÁMOR G., HALMAI J. 1989: A magyarországi alsó, középső és felsőmiocén ősföldrajzi térképei. — In: PÉCSI M. (főszerk.): Magyarország Nemzeti Atlasza (National Atlas of Hungary). — Kartográfiai Vállalat, Budapest, p. 41. A, B tábla. HÁMOR G. (ed. in chief), STEININGER, F.F., KOJUMDGIEVA, E., CICHA, I., VASS, D., BARTHELT, D., HALMAI, J., BOCCALETTI, M., GELATI, R., MORATTI, G., SLACZKA, A., MARINESCU, FL., BERGER, J. P., BABAK, E. V., GONCHAROVA, I. A., ILVINA, L. B., NEVESSKAJA, L. A., PARAMANOVA, N. P., POPOV, S. V., EREMIJA, M., MARINOVICH. D. (ed.). 1989: Neogene Palaeogeographic Atlas of Central and Eastern Europe 1:3 mill. Map. No. 1–7. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. DANK V., FÜLÖP J. (főszerk.), ÁDÁM O., BARABÁS A., BARDÓCZ B., BÉRCZI I., BREZSNYÁNSZKY K., CSÁSZÁR G., HAAS J., HÁMOR G., HORVÁTH F., JÁMBOR Á., KASSAI M., NAGY E., POGÁCSÁS GY., RÁNER G., RUMPLER J., SÍKHEGYI F., SZEDERKÉNYI T., VÖLGYI L., ZELENKA T. 1990: Magyarország szerkezetföldtani térképe 1:500 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. 1997: A Kárpát–medence miocén ősföldrajzi és fáciestérképei. Magyarország Földtani Atlasza 19. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR, G. 1997: Miocene palaeogeographic and facies maps of the Carpathian Basin (I–III). Geological Atlas of Hungary, 19. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. 1999: A Kárpát–medence neogén ősföldrajzi térképei 1:7 500 000. — In: Magyarország Atlasza. — Cartographia Kft., Budapest, p. 24. HÁMOR G. 1999: Közép- és Kelet-Európa ősföldrajzi képe a miocén idején 1:25 000 000. — In: Magyarország Atlasza. — Cartographia Kft., Budapest, p. 24.

Térképmagyarázók

FORGÓ L., FÖLDI M., HÁMOR G., NAGY E. 1966: Pécs–Meszes (Földtani alapadatok a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000- es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 199 p. NAGY E., HÁMOR G. 1966: Pécsbányatelep (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 56 p. FÖLDI M., NAGY E., HÁMOR G., HETÉNYI R. 1967: Hosszúhetény-D (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 66 p. HÁMOR G., HETÉNYI R., NAGY I. 1967: Pécsvárad (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 57 p. NAGY E., HÁMOR G., FÖLDI M. 1967: Pécs– Vasas (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 38 p. HÁMOR G., FÖLDI M. 1968: Hird (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 35 p. HÁMOR G., HETÉNYI R., NAGY I. 1968: Pécsvárad (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 57 p. HÁMOR G., NAGY E., FÖLDI M. 1968: Nagymányok (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 40 p. HÁMOR G., NAGY E., FÖLDI M. 1968: Pécs–Meszes (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 54 p. HETÉNYI R., HÁMOR G., NAGY I. 1968: Apátvarasd (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 55 p. HETÉNYI R., HÁMOR G., NAGY I. 1969: Pécsvárad (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 303 p. HÁMOR G., FÖLDI M., BILIK I., HETÉNYI R., NAGY I. 1974: Magyaregregy (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000- es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 51 p. HÁMOR G. 1975: Bonyhád (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 30 p. HETÉNYI R., FÖLDI M., HÁMOR G., BILIK I. 1976: Mecseknádasd (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 38 p. HETÉNYI R., FÖLDI M., HÁMOR G., NAGY I., BILIK I., JANTSKY B. 1976: Ófalu (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 74 p. FÖLDI M., HETÉNYI R., NAGY I., BILIK I., HÁMOR G. 1977: Hosszúhetény-É (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 71 p. Nekrológ 13

BILIK I., HÁMOR G., HETÉNYI R., NAGY I. 1978: Kisbattyán (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 82 p. NAGY I., HÁMOR G., HETÉNYI R., BILIK I., FÖLDI M. 1978: Kisújbánya (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 88 p. NAGY E., HÁMOR G. 1979: Mánfa (Magyarázó a Mecsek hegység Földtani Térképsorozatához 1:10 000-es sorozat). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 30 p. HAAS J. (szerk.), BALOGH K., KOVÁCS S., ÁRKAI P., CSÁSZÁR G., SZEDERKÉNYI T., VÖLGYI L., HÁMOR G., SZENTGYÖRGYI K., SÍKHEGYI F., MÁRTONNÉ SZALAI E. 1993: Neogén szerkezetalakulás. A szerkezetalakulás összefoglalása (Magyarázó Magyarország Földtani Atlasza térképsorozat Kainozoos medencealjzat és tektonikai térképe térképváltozataihoz). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HAAS J., HÁMOR G. 1996: A szerkezetfejlődés összefoglalása. The history of structural evolution. — In: HAAS J. (szerk.): Magyarázó Magyarország földtani térképe a kainozoikum elhagyásával és Magyarország szerkezetföldtani térképe 1:500 000 térképlapokhoz. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 145–146, 173–181. HÁMOR, G. 1997: Neogene evolutionary, palaeogeographic and facies model of the Pannonian Basin with lithostratigraphic units. — In: Geological Atlas of Hungary. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. 1997: A Pannon–medence neogén fejlődéstörténeti, ősföldrajzi és fáciesmodellje, biosztratigráfiai egységekkel. — In: Magyarország Földtani Atlasza 19. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR G. 1997: A Pannon–medence neogén ősföldrajzi és fáciesmodellje, litosztratigráfiai egységekkel. — In: Magyarország Földtani Atlasza 19. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. KORPÁS L. (szerk.), CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY E., HÁMOR G., ÓDOR L., HORVÁTH I., FÜGEDI U., HARANGI Sz. 1998: Magyarázó a Börzsöny és a Visegrádi-hegység földtani térképéhez 1:50 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 179 p. HÁMOR G. 2001: A Kárpát-medence miocén ősföldrajza. Magyarázó a Kárpát-medence miocén ősföldrajzi és fáciestérképéhez 1:3 000 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 67 p. HÁMOR, G. 2001: Miocén palaeogeography of the Carpathian Basin. Explanatory notes to the Miocene palaeogeographic maps of the Carpathian basin 1:3 000 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 70 p. HÁMOR G., LANTOS M. 2001: A Kárpát-medence neogén kronosztratigráfiai korrelációja és a magyarországi magnetosztratigráfiai skála. — In: HÁMOR G.: A Kárpát-medence miocén ősföldrajza, Magyarázó a Kárpát-medence miocén ősföldrajzi és fáciestérképéhez VII. táblázat. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR, G., LANTOS, M. 2001: Neogene chronostratigraphic correlation of the Carpathian Basin and the Hungarian magnetostratigraphic scale. Explanatory notes to the Miocene palaeogeographic maps of the Carpathian basin 1:3 000 000. Appendix VII. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest.

Kongresszusi kiadványok, kirándulásvezetők

HÁMOR G., JÁMBOR Á. 1964: A DNy-magyarországi miocén. — I. Magyar–Jugoszláv Geológus Találkozó kirándulásvezetője (magyar és szerb- horvát). Magyarhoni Földtani Társulat, Budapest, pp. 39–47. HÁMOR, G. 1966: Das Miozän des Mecsek-Gebirges (SW-Ungarn). — International Union of Geological Sciences Commission on Stratigraphy, Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy. Proceedings of the third session in Bern 1964. Leiden (Brill, E. J.), pp. 212–215. BÁLDI T., HÁMOR G., JÁMBOR Á., KÓKAY J. 1969: Földtani kirándulások magyarországi neogén területeken. — Neogén Kollokvium kirándulásvezetője (német, orosz, angol). Magyarhoni Földtani Társulat, Budapest, 58 p. HÁMOR, G., JÁMBOR, Á. 1969: Das Mittlere Miozän Ungarns. — Kolloquium über das Neogén. Verhandlungen der Plenar- und Sektionssitzungen. Magyarhoni Földtani Társulat, Budapest. HÁMOR, G. 1975: Correlation de Néogene de la Paratethys Centrale. — VI. Congress of Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy. Geological Survey Prague, pp. 5–33. HÁMOR, G. 1975: The Lower and Middle Miocene of Hungary. — Guide for the excursion in the Egerien and Neogene areas of Hungary. VI. Congress of Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy Excursion D. Magyarhoni Földtani Társulat, Budapest, pp. 5–9. HÁMOR, G. 1979: Entwicklungsgeschichte, Paläogeographie und tektonische Phasen des Badeniens in Ungarn. — Materialü XI. Kongressza Karpato–Balkanszkoj Geologicseszkoj Asszociacii. Neogen. Naukova dümka, Kiev 1977. HÁMOR, G. 1979: O formacii Becske (egerien) i jejo znacsenyii dlja provedenija granyicü mezsdu oligocenom i miocenom. — Materialü XI. Kongressza Karpato–Balkanszkoj Geologicseszkoj Asszociacii. Neogen. Naukova dümka, Kiev 1977. HÁMOR, G. 1979: Vozmozsnosztyi tektonicseszkoj ocenki paleogeograficseszkih dannüh. — Materiali XI. Kongressza Karpato–Balkanszkoj Geologicseszkoj asszociacii. Kiev, 1977, pp. 158–159. HÁMOR, G., RAVASZ BARANYAI, L., BALOGH, K., ÁRVA SOÓS, E. 1979: K/Ar dating of Miocene pyroclastic rocks in Hungary. — VIIth International Congress of Mediterranean Neogene Athens, 27 September – 2 Oktober 1979. Annales Géologiques des Pays Helléniques, Hors Série, Fasc. II, pp. 491–500. CSÁSZÁR, G., HAAS, J., HALMAI, J., HÁMOR, G., KORPÁS, L. 1980: The Role of Middle and Late Alpine Tectonic Phases in Hungary’s geological history. — 26e Congres Geologique International, Paris, Abstract 1, p. 329. HÁMOR, G. 1980: The age of Neogene Tectonic Phases in the Paratethys Realm. — 26e Congres Geologique International, Paris, Abstract 1, p. 348. CSÁSZÁR, G., HAAS, J., HALMAI, J., HÁMOR, G., KORPÁS, L. 1981: The Role of Tectonic Phases in Hungary’s Geological History. — Carpatho–Balkán Geological Association. Abstracts of the 12th Congress of Carpatho–Balkan Geological Association, Bucarest, p. 122. 14 Nekrológ

HÁMOR G. 1981: Magyarország szerkezetének és földtörténetének vázlata. — In: JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország molassz képződményei. A szocialista országok Tudományos Akadémiái IX. p.k. 3.3. Munkacsoportjának magyarországi ülése alkalmából. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 9–13. HÁMOR G. 1981: A molassz képződmények terepi bemutatása. — In: JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország molassz képződményei. A szocialista országok Tudományos Akadémiái IX. p.k. 3.3. Munkacsoportjának magyarországi ülése alkalmából. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 119–130, 172–177. HÁMOR, G. 1981: Outlines of geological structure and evolution of Hungary: Miocene. — Excursion Guide of molasse formation in Hungary. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 9–13. HÁMOR, G., JÁMBOR, Á., RAVASZ BARANYAI, L., ÁRVA SOÓS, E., BALOGH, K. 1981: K/Ar dating of miocene acidic and intermediate piroclastics and lava rocks in Hungary. — Abstracts of the 12th Congress of Carpatho–Balkan Geological Association, Bucarest, 598–599. HÁMOR G., SZENTGYÖRGYI K. 1981: Miocén. — In: JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország molassz képződményei. A szocialista országok Tudo- mányos Akadémiái IX. p.k. 3.3. Munkacsoportjának magyarországi ülése alkalmából. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 41–54. BÉRCZI, I., HÁMOR, G. JÁMBOR, Á., SZENTGYÖRGYI, K. 1982: Characteristics of Neogene sedimentation in the Pannonian Basin. Evolution of extensional basins within regions of compression, with emphasis on the intra–Carpathians. Workshop, Discussions Meeting at Veszprém, Hungary, 20–26 June, 1982. Veszprém Committee of the Hungarian Academy of Sciences. HÁMOR, G. 1982: Erläuterungen zu lithotektonischen Profilen der neogenen Molasse in Nordungarn und in der Grossen Ungarischen Tiefebene (Annex 14–15). — Veröffentlichungen Zentralinstitut physic der Erde Academie der Wisenchaften DDR. Postdam, 1982. 66, pp. 147–153. HÁMOR,G. 1984: Paleogeographic reconstruction of Neogene plate movements in the Paratethyan realm. — 2th International Geological Congress. Izdatyelsztvo Nauka, Moscow, Abstracts 01, p. 62. HÁMOR, G., BÁLDI, T., BOHN HAVAS, M., HABLY, L., HALMAI, J., HAJÓS, M., KÓKAY, J., KORDOS, L., KORECZ LAKY, I., NAGY, ESZTER, NAGYMAROSY, A., VÖLGYI, L. 1985: The biostratigraphy of the Hungarian miocene. — Abstracts VIII.th Congress of the Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy Symposium on European Late Cenozoic Mineral Resources (Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy), 15–22 Sept. 1985. Budapest. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 252–256. HÁMOR, G., HALMAI, J., JÁMBOR, Á. 1985: Neogene evolution of the Hungarian Tertiary basins. The evolution of the European lithosphere. — 4th Meeting of European Geological Societies, Edinburg, Abstracts, pp. 36–37. HÁMOR, G., JÁMBOR, Á. 1985: North Hungarian core depository of the Hungarian Geological Institute Rákóczibánya–telep. — In: Geodynamic evolution of intramontane basins. Neogene stratigraphy in Northern Hungary and in Budapest. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. HÁMOR, G., JÁMBOR, Á., LANTOS, M., RÓNAI, A., ELSTON, D. P. 1985: Magnetostratigraphic correlations of some Neogene strata of the Pannonian Basin, Hungary. — Abstracts VIII.th Congress of the Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy 15–22 Sept. 1985. Budapest. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 257 p. HÁMOR, G., KORDOS, L., BARTKÓ, L. 1985: Palaeoenvironment of Ipolytarnóc. — Excursion Guide VIIIth Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy Congress,. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 32 p. HÁMOR, G., RAVASZ BARANYAI, L., HALMAI, J., BALOGH, K., ÁRVA SOÓS, E. 1985: Dating of Miocene acidic and intermediate volcanic activiti in Hungary. — Abstracts VIII.th Congress of the Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy 15–22 Sept. 1985. Budapest. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 258–260. HÁMOR G., HALMAI J. 1987: A mediterrán neogén rétegtan regionális bizottságának (Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy) VIII. kongresszusa (Budapest, 1985. szept. 15–22.) — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1985-ről, pp. 29–55. HÁMOR, G., HALMAI, J. 1990: Neogene Palaeogeographic Atlas of Central and Eastern Europe. — RCMNS IX. Congress, Barcelona. Abstracts 171–172. DANK, V., HÁMOR, G., ERDÉLYI, Á., TANÁCS, J. 1991: Utilizable mineral resources in Hungary. — Academic conferences 62. Department of Natural and Mathematical Sciences 4, Serbian Academy of Sciences and Arts, Beograd, pp. 331–338. HÁMOR G. 1993: A 29. Nemzetközi Földtani Kongresszus (Kyoto, Japán). — Földtani Közlöny 123 (1), pp. 121–122. HAAS J., HÁMOR G., KOVÁCS S., SZEDERKÉNYI T. 1996: A Pannon régió fanerozoos fejlődéstörténete. — Abstracts Hungeo ’96, Magyar Földtudományi Szakemberek Világtalálkozója, Budapest, 1996. HAAS, J., HÁMOR, G., KOVÁCS, T., SZEDERKÉNYI, T. 1996: Phanerozoic evolution of the Pannonian Region. — Abstracts 30th International Geological Congress, H–1–69 05086 4029, pp. 1–3. HAAS, J., KOVÁCS, S., HÁMOR, G., SZEDERKÉNYI, T. 1996: Structural evolution of the Pannonioan Region in the last 500 million years. — Abstracts IAG European Regional Geomorphological Conference Hungary, Budapest, p. 45. HÁMOR, G., HALMAI, J. 1998: The Miocene of the Carpathian Basin; new palaeogeographic and stratigraphic results. — Abstracts Carpathian– Balkan Geological Association XVI. Congress Austria, Vienna, p. 201. HÁMOR, G., BÉRCZI, I. 1999: Common issues of Neogene palaeogeographic models and petroleum systems. — Working material of II. International Symposion on Petroleum Geology, Zagreb, pp. 125–133.

Tudományszervezési cikkek

HÁMOR G. 1969: A földtani térképezés helyzete és feladatai a Magyar Állami Földtani Intézetben. — Földtani Kutatás 12 (1), 7–13. HÁMOR G. 1972: Miocén. — In: Tudományos eredmények a rétegtan területén 1971-ben. — MTA Földtani Tudományos Bizottsága, 31–45. HÁMOR G. 1973: Előszó. A Magyarhoni Földtani Társulat 1973. évi Jubileumi Vándorgyűlése, Esztergom, május 24–25. — Magyarhoni Földtani Társulat, Budapest, pp. 3–4. Nekrológ 15

HÁMOR G. 1973: Főtitkári beszámoló. — Földtani Közlöny 103 (2), 95–100. HÁMOR G. 1976: Főtitkári beszámoló. — Földtani Közlöny 106 (4), 339–345. HÁMOR G. 1977: Főtitkári beszámoló. — Földtani Közlöny 107 (4), pp. 249–255. HÁMOR G. 1978: Főtitkári beszámoló a MFT 1978. évi tisztújító Közgyűlésén. — Földtani Közlöny 108 (4), pp. 404–412. HÁMOR G. 1979: Főtitkári beszámoló. — Földtani Közlöny 109 (3–4), pp. 327–330. HÁMOR G. 1980: Főtitkári beszámoló. — Földtani Közlöny 110 (3–4), pp. 315–319. HÁMOR G. 1981: Főtitkári beszámoló. — Földtani Közlöny 111 (3–4), pp. 399–406. HÁMOR G. 1981: A Magyar Állami Földtani Intézet eredményei és feladatai az ország földtani kutatásában. — Földtani Kutatás 14 (3), pp. 39–41. HÁMOR G. 1981: Új feladatok előtt. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1979-ről, pp. 9–12. HÁMOR G. 1982: A földtani alap- és előkutatások jelentősége a földtani természeti erőforrások feltárásában. — MTA X. Osztályának Közleményei 15 (1–2), pp. 123–129. HÁMOR G. 1982: A Magyar Állami Földtani Intézet 1980. évi eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1980-ról, pp. 9–16. HÁMOR G. 1983: A Magyar Állami Földtani Intézet 1981. évi kutatási eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1981-ről, pp. 7–13. HÁMOR G. 1984: A Magyar Állami Földtani Intézet 1982. évi munkája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1982-ről, pp. 9–13. HÁMOR G. 1985: Elnöki megnyitó. — Földtani Kutatás 28 (1–2), pp. 9–10. HÁMOR, G. 1985: Preface — In: HÁLA, J.: Neogene mineral resources in the Carpathian Basin. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 5–6. HÁMOR G. 1986: A Magyar Állami Földtani Intézet VI. ötéves tervi eredményei. — Földtani Kutatás 29, pp. 67–69. HÁMOR G. 1987: Elnöki megnyitó. — Földtani Közlöny 117 (4), pp. 333–336. HÁMOR G. 1987: Feladatainkat teljesítettük. Igazgatói jelentés a MÁFI VI. ötéves tervi (1981–85) feladatairól. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1985-ről, pp. 7–28. HÁMOR G. 1989: Elnöki megnyitó a Magyarhoni Földtani Társulat 1989. évi közgyűlésén. — Földtani Közlöny 119 (4), pp. 331–336. HÁMOR G. 1990: Az alkalmazottföldtan új feladatai a Magyar Állami Földtani Intézetben. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1988-ról, pp. 7–11. HÁMOR G. 1991: A földtani kutatás állami feladatai és a Magyar Állami Földtani Intézet kutatási koncepciói. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1989-ről, pp. 7–16. HÁMOR G. 1992: Igazgatói jelentés az 1989–90 évről. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1990-ről, pp. 7–18. HÁMOR G. 1994: A Magyar Állami Földtani Intézet feladatai, működése és eredményei 1949–1991 között. — 125 éves a Magyar Állami Földtani Intézet. Tanulmányok. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 21–36. HÁMOR G. 1994: Negyven év reményei és kudarcai. — Szószóló 1994. VII (7–8), p. 4. HÁMOR,G. 1994: Tasks, activity and results of the Hungarian Geological Survey between 1949 and 1991. — 125 years Hungarian Geological Survey. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 25–40. HÁMOR G. 1995: Fülöp József (Bük, 1927. január 20. — Budapest, 1994. április 13.). — Földtani Közlöny 125 (1–2), pp. 3–18. HÁMOR G. 1995: Fülöp József (1927–1994). — Magyar Tudomány 1995 (5), pp. 610–613. HÁMOR, G. 1995: Geologist József Fülöp. — Acta Geologica Hungarica 37 (1–2), pp. 1–15. HÁMOR G. 1997: Fülöp József életének és munkásságának kronológiája. — In: HAAS J. (szerk.): Fülöp József emlékkönyv. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 11–12. HÁMOR G. 1997: Fülöp József geológus emlékére. — In: HAAS J. (szerk.): Fülöp József emlékkönyv. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 13–17. HÁMOR G. 1997: A településfejlesztés paleogeográfiai, prognosztikai alapjai. Absztrakt. — A geokörnyezet szerepe a területfejlesztéstől a településrendezésig tudományos konferencia kiadványa, Szeged, p. 29. HÁMOR G. 2002: Vadász Elemér üzenete a mának. — Vadász Elemér emlékkonferencia, Székesfehérvár, 2000. nov. 10. Magyar Alumíniumipari Múzeum, Székesfehérvár, pp. 34–37. HÁMOR G. 2003: Kéri János emlékére. — Földtani Közlöny 133 (4), pp. 585–592.

Szabadalmak

BARTA L., FEHÉR L., HÁMOR G., KASZA J., VÁMOS GY., FORGÓ L., KERESZTÚRI J., RÓSA G., TILKY P. 1987: Beágyazó habarcs hulladékok, különösen radioaktív hulladékok elhelyezésére. — M.K. Országos Találmányi Hivatal (lajstromszám 203066). FEHÉR L., HÁMOR G., KASZA J., FORGÓ L., RÓSA G., SALLAI L., TILKY P. 1987: Eljárás és adszorpciós tartály radioaktív szennyvizek, különösen nagy dózisintenzitású szennyvizek dóziscsökkentésére. — M.K. Országos Találmányi Hivatal (lajstromszám 202999). FEHÉR L., HÁMOR G., KASZA J., TOKAI G., FORGÓ L., MEGYERY G. 1987: Eljárás vizek, különösen radioaktív szennyezettségű vizek tisztítására szolgáló szorbensek előállítására. — M.K. Országos Találmányi Hivatal (lajstromszám 204231).

Népszerűsítő cikkek, videók

HÁMOR G. 1961: Magyarország hasznosítható ásványi kincsei. — Munkásakadémiai előadásanyag, 1. Bányász sorozat 1. TIT kiadása, Budapest, pp. 1–17. HÁMOR G. 1980: A Kárpátok felgyűrődésének kora Magyarországon. Fejezetek Magyarország geológiájából. — A TIT és Természettudományi Stúdió kiadása, Budapest, pp. 122–135. 16 Nekrológ

HÁMOR G. 1981: Rozlozsnik Pál emlékülés, elnöki megnyító. — MTA X. Oszt. Közleményei 14 (2–4), pp. 327–329. HÁMOR G. 1982: Vitális István szobránál. — Földtani Közlöny 12 (2), pp. 185–188. HÁMOR G. 1985: A magyarországi miocén. — Videofilm, Magyar Állami Földtani Intézet Stúdió (28’). HÁMOR G., HAAS J. 1995: A tatai Kálváriadomb természetvédelmi területe. — Videofilm, ELTE Módszertani Stúdió (24’). HÁMOR G. 2000: A geológiai szaknyelv kialakulása. — Videofilm, Duna TV (22’).

Fontosabb kéziratok

HÁMOR G. 1959: A Hidasi barnakőszén terület. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G. 1959: Miocén korú hasznosítható nyersanyagok kutatásának múltja és jövője a Mecsek-hegység területén. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G. 1967: A mecseki miocén rétegtani beosztásának fejlődése. — Mecseki Ércbányák Vállalat, Mecsekérc Környezetvédelmi Rt., Pécs. FÜLÖP J., HÁMOR G. 1970: A Börzsöny hegység átfogó földtani vizsgálatának programja nemes- és színesfém érctelepek feltárásainak megalapozása érdekében. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G. 1970: Összefoglaló földtani kutatási jelentés a Mázai riolittufa kutatásról. — Pécsi Bányakapitányság, Pécs. HÁMOR G., FORGÓ L., NAGYVÁRADI Á. 1970: A Szászvár–Magyaregregy közötti terület riolittufa képződményeinek kutatási terve. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G. 1971: Püspökszilágy összefoglaló földtani, hidrogeológiai, műszaki-földtani leírása, különös tekintettel izotóptemető létesítésének lehetőségére. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G., HETÉNYI R., NAGY I. 1971: Villányi hg. nemesépítőkő kutatási program. I–III. kötet. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G., NAGY G., GYARMATI P., NAGY B. 1972: Jelentés a Börzsöny hegység 1971–1973. évi komplex földtani–ércföldtani kutatásáról. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. NÉMEDI VARGA Z., SOMOS L., LÉDECZI E., CSALAGOVITS I., VÁRSZEGI K.-NÉ, VADÁSZ E., HÁMOR G., ORAVECZ J. 1972: A Pécs–7. sz. kutatófúrás (Lámpásvölgy) földtani kiértékelése. — Pécsi Bányakapitányság, Pécs. HÁMOR G. 1975: Cserháti bentonitok és bentonitos agyagok prognózisa. — Miskolci Bányakapitányság, Salgótarján. HÁMOR G., SZENTES F. 1975: 1:25 000- 50 000-es térképezési utasítás. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G., JUHÁSZ A. 1977: Borsodi miocén barnakőszén produktivitási és ismeretességi térképei. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G., MADAI L., GAÁL CS.-NÉ 1977: Északmagyarország-i lignitterületek produktivitási és ismeretességi térképei. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G., MADAI L., GODA L. 1977: Nyugatmagyarország-i lignitterületek produktivitási és ismeretességi térképe. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G., JÁMBOR Á. 1978: A KGST tagországok barnakőszén és lignit reménybeli területeinek térképei, gazdasági értékelésük. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár,Budapest. HÁMOR G. 1979: A MÁFI VI. ötéves terve. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. HÁMOR G. 1979: Magyarországi barnakőszén és lignitterületek prognózisa. — Miskolci Bányakapitányság, Salgótarján. HÁMOR G., KORDOS L. 1979: Zárókutatás a Rudabánya-i prehominida lelőhely és a Borsodi medence ősföldrajzi rekonstrukciójáról. — Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. NÉMEDI VARGA Z., HÁMOR G., KOVÁCS F., FUCHS P., JENEINÉ JAMBRIK R., HAJDÚNÉ MOLNÁR K., VEREBÉLYI K. 1979: Máza Dél–Váralja Dél-i feketekőszénterület földtani kutatási jelentése. Előkutatási fázis. — Pécsi Szénbányák, Mecseki Bányavagyon Hasznosító Rt., Pécs. RADICS S., MOYZES A., HÁMOR G. 1979: A Paksi atomerőmű prognosztikus radioaktív hulladéklerakó helyeinek környezetföldtani vizsgálata Magyaregregy, Püspökszilágy, Bátaapáti térségében. I–II. kötet. — Pécsi Bányakapitányság, Pécs. (Hámor Géza saját publikációs listája és egyéb adatok alapján összeállította Jámbor Áron 2007-ben.) A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2006 17

A múlt a jövő kulcsa

2007. január elsején a Magyar Geológiai Szolgálat jogutódként beleolvadt az újonnan létrehozott Magyar Bányászati és Földtani Hivatalba. A Magyar Állami Földtani Intézet, és testvérintézménye, a Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet megmaradt részben önálló gazdálkodású, a Gazdasági és Közlekedési Minisztérium felügyelete alá tartozó kutatóintézetnek. A két kutatóintézet közreműködik a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal állami földtani feladatainak ellátásában. 2007. januárjának utolsó napjaiban, amikor már közel egy hónapja megszűnt dr. Brezsnyánszky Károly két cikluson átívelő eredményes igazgatói megbízatása, és pályázat útján 2012. december 28-ig új igazgató vehette át a magyar földtan vezérhajójának irányí- tását, új kihívásokra, új válaszokat kell adni. A Magyar Állami Földtani Intézet 2007. évi kiadásainak mindössze 30–35%-át támogatja az állami költségvetés, a többit meg kell termelni önmagunknak, azért, hogy legyen munkahe- lyünk, azért, hogy saját palotánkban, a székesfőváros által adományozott telken, és a fele- részben Semsey Andor támogatásával, Lechner Ödön zseniális tervei alapján felépített, kiemelt jelentőségű műemléképületben dolgozhassunk, és legfőképpen azért, hogy megteremt- sük mindazokat a tudományos alapokat, amelyek nélkül nem létezhetne magyar földtan. A kihívás nem új, évek alatt érlelődött, és az állandó változás, az evolúció kölcsönhatás- rendszereinek eredményeként már kikristályosodott, hogy az Intézet jövőjét a földtani térké- pezésből és alapkutatásból származó új eredményekre alapuló földtani térmodell, az egyre inkább veszélyeztetett ivóvíz tér- és időbeli mozgását követő hidrogeológia, az európai közös- ség harmonizációjával összefüggő kényszerek, az ember-környezet kölcsönhatás sokrétű, szakterületünket és annak messze nyúló csápjait érintő kutatások fogják megalapozni. Infor- matikai rendszerünk, akkreditált laboratóriumunk, országos szakmai könyvtárunk és múzeu- munk nélkül mindez nem lenne megvalósítható. Egy év múlva meglátjuk, hogy mennyire tudtuk használni a múlt ajtaját nyitva hagyó és a jövő új kapuját kinyitó kulcsot.

Budapest, 2007. január 31. Jó szerencsét!

Dr. Kordos László igazgató A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2006 19

Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről

BREZSNYÁNSZKY KÁROLY igazgató

Bevezetés A Magyar Állami Földtani Intézet 2006-ban, fennállásá- nak 137. évében teljesítette kutatási feladatait. Az éves ter- Az intézet 2006. évi feladatait, a Magyar Állami Föld- vébe foglaltaktól, az év közben felmerült nagy volumenű, az tani Intézet és a Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai EU Víz Keretirányelvhez kapcsolódó célfeladatok (felszín- Intézet 2004–2006. évekre szóló, a Földtani Tanács által alatti víztestek földtani jellemzése) végzése miatt bizonyos jóváhagyott középtávú kutatási programja alapján végeztük. mértékben el kellett térni. A hároméves, témaösszegző je- A középtávú program „A földtani környezet kutatása, védel- lentések elkészítése 2007 első negyedévének végére toló- me és hasznosítása” címet viseli, ami a társadalmi igények dott át. minél szélesebb körű kielégítésére irányuló törekvésünket A körültekintő gazdálkodásnak köszönhetően a pénzü- tükrözi. A középtávú program keretében újra definiáltuk az gyi egyensúlyt sikerült megőrizni, annak ellenére, hogy év intézet évszázadot meghaladó hagyományain alapuló, és a közben súlyos megszorító, a költségvetési támogatás csök- korszerű igényekhez alkalmazkodó stratégiai céljait. A stra- kentésével járó intézkedéseket szenvedtünk el. Kiadásaink a tégiai célok, a már említett társadalmi, nemzetgazdasági bevétel szintje alatt maradtak, nincsenek köztartozásaink. A igények kielégítése mellett, a hazai és nemzetközi környe- költségvetési feladatok teljesítésének feltételrendszerét is zetbe helyezett kutatás minőségének fenntartására, az ered- részben a külső szerződéses bevételből teremtettük meg. mények közkinccsé tételére helyezi a fő súlyt. A 2006. év a Legjelentősebb szerződéses partnereink az elmúlt évben a kutatási program befejező éve volt, a témák túlnyomó része Mecsekérc Zrt. és az ETV-Erőterv Zrt. (közvetve a Radio- lezárult. aktív Hulladékokat Kezelő Kht.), valamint a Környezet- A középtávú program tartalmával összhangban a beszá- védelmi és Vízügyi Minisztérium voltak. Komoly sikernek moló a teljes intézeti tevékenységet, alap- és alkalmazott tekintjük a következő két év bevételei szempontjából is, kutatási, közszolgálati feladatainkat, és az intézet irányítá- hogy a „Magyar-Szlovák határmenti közös felszínalatti víz- sára, működőképességének fenntartására irányuló tevé- testek környezetállapota és fenntartható használata” című kenységünket tartalmazza. A feladatok finanszírozása alap- pályázatunk az Interreg Közösségi Kezdeményezés Prog- vetően négy forrásból, az állami költségvetésből, állami ramok keretében támogatást kapott. alapok célelőirányzataiból, pályázatokból, valamint külső A földtani környezet megismerését célzó kutatásaink szerződéses bevételekből történt. súlyponti területe továbbra is a Dél-Dunántúl volt, ahol egy, Az intézet szervezeti rendjén, főosztály- és osztályszer- több évre kiterjedő állami program, a kis- és közepes aktivi- kezetén nem változtattunk, az elmúlt évek igazolták a szer- tású radioaktív hulladékok végleges elhelyezésére irányuló vezet működőképességét. A személyi állomány központi földtani kutatásban láttunk el meghatározott feladatokat. intézkedések következtében kényszerűen csökkent, év vé- Részben ezekhez a kutatásokhoz kapcsolódik a Meden- gére el kellett érnünk a 134 fő engedélyezett létszámot. A ceanalízis és a Tektonikai osztály tevékenysége, de összegző feladatok sokrétűsége és volumene továbbra is jól koor- értékelések születtek az alföldi pannóniai képződmények dinált, feszített tempójú munkavégzést igényelt valamennyi szekvenciasztratigráfiai, és a Körös-medence késő-pleisz- munkatársunktól. tocén–holocén környezetváltozásainak vizsgálataiból. 20 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Földtani térképezési programunk keretében lezárás előtt áll végleges megállapítása egy kormányhatározat értelmében a Vértes tájegységi földtani térképe és a hozzá tartozó té- 2007. június 30-ig várható. rképmagyarázó kézirata. Folytatódott a térképi adatbázisok Miután 2006-ban lejárt az igazgató megbizatásának építése, a medencealjzat és az 1:250 000-es országos föld- második ötéves ciklusa, a A Magyar Geológiai Szolgálat tani térkép szerkesztése. Mindkét termék lényeges hozzá- főigazgatója 2006. december 1-én pályázatot írt ki a Magyar járulás lesz Magyarország földtani térmodellje megalko- Állami Földtani Intézet igazgatói posztjára, amit a kine- tásához. vezés értelmében 2006. december 28-tól Dr. Kordos László A földtani környezet védelmét és hasznosítását szol- tölt be. gáló kutatásainkat részben a környezetföldtan, az agroge- ológia, a környezet-geokémia és a természetvédelem terü- letén, másrészt egyes régiók komplex földtani potenciáljá- A földtani környezet megismerését célzó nak megállapítása terén folytattuk. Program szerint befe- kutatások jeződött a régiókutatás, egy-egy tervezési-statisztikai régió ásványinyersanyag-potenciáljára vonatkozó adatbá- Medenceanalízis zisok és térképek elkészítésével. A területfejlesztési, terü- letrendezési tevékenység támogatása érdekében a kialakí- A három éves kutatási ciklus végén, 2006-ban lezártuk a tott és bevált módszerek segítségével Budapest egyes Pannon-medence mélymedencebeli pannóniai képződmé- kerületei (III. és VII.) környezeti állapotának a felmérését nyeinek integrált sztratigráfiai vizsgálatát. A munka során végeztük el. az Alföldet behálózó regionális szelvények mentén végez- Továbbra is nagy jelentősége volt a vízföldtani kutatá- tünk nagyléptékű, regionális vizsgálatokat, amelynek során soknak. Vízminőség-védelmi, ivóvíz-ellátási szempontú elemeztük és értékeltük az alföldi pannóniai képződmények kutatásokat és modellezést végeztünk a Dunántúli-közép- harmad- és negyedrendű szekvenciasztratigráfiai felépíté- hegység és a tervezett radioaktív hulladéklerakók környe- sét. Vizsgáltuk a szekvenciák üledékföldtani felépítését és a zetében. Az Alföld 2004-ben befejezett koncepcionális szekvenciahatárokon fellépő fáciesváltozások nyomait, hidrogeológiai modelljén alapulva elkészítettük a térség megállapítottuk a szerkezeti változásokkal, valamint a regionális rétegvíz-áramlási modelljét. Sikeresen elvégez- Milanković-féle excentricitási klímaciklusokkal fennálló tük feladatainkat a hazai talajvizek kémiai állapotfelmérésre kapcsolatot. Az alföldi pannóniai s.l. képződmények min- irányuló nemzetközi PHARE-projektben. Folytattuk víz- táiból részletes mikromineralógiai vizsgálatokat is végez- megfigyelő hálózatunk üzemeltetését. Az országos térmo- tünk. Több száz minta alapján meghatároztuk a különböző dell egyes elemeinek elkészítésével vettünk részt az EU Víz beszállítási irányból érkező homokok ásványtani össze- Keretirányelv felszín alatti víztestekkel összefüggő felada- tétele változásának tendenciáit, a forráskőzetjelző ásványok tainak megoldásában. elterjedését. Megállapítottuk, hogy a forrásterületekhez Közszolgálati tevékenységünk keretében egyrészt kuta- közelebb eső fúrásokban rendkívüli egyezés mutatkozott a tási projektjeink anyagvizsgálati, informatikai, szakirodal- nehézásvány-tartalom változása, és a szekvenciasztratigrá- mi és összehasonlító gyűjteményi igényeit elégítettük ki, fiai értelmezés között. Elsősorban a tektonikai mozgások másrészt eleget tettünk intézetünk nemzeti közintézményi által létrehozott harmadrendű szekvenciahatárokon ugrás- jellegéből adódó információszolgáltatási kötelezettségeink- szerűen változik az ásványos összetétel a medencepere- nek. Jelentős új szerzeménye múzeumunknak a Torontói meken, míg a medencebelsőben ez a változás nem annyira Egyetemmel közösen végzett egyhónapos rudabányai ásatá- jellegzetes. son előkerült, a 2000-ben felfedezett Rudapithecus „Gabi” Kiegészítő vizsgálatokat, elemzéseket, elemzési ered- nevű koponyájához tartozó alsó állkapocs, valamint a me- mények értékelését végeztük az év folyamán a Körös- dencecsont-pár. medence késő-pleisztocén–holocén környezetváltozásainak Intézetünk fenntartotta és fejlesztette hazai és külföldi vizsgálata téma záró szakaszában. Légifelvételek alapján, kapcsolatrendszerét. Fenntartottuk teljes jogú tagságunkat geofizikai vizsgálatokkal és sekélyfúrások mélyítésével az EuroGeoSurveys szervezetében, az év végén lejárt az kiegészítve vizsgáltuk Túrkeve térségében az ős-Tisza egy igazgató három éves tagsága a szervezet Executive felhagyott, korábban már feltérképezett nagy meanderét. A Committee testületében. Különös figyelmet fordítottunk fúrások anyagán a Magyar Állami Eötvös Loránd Geo- kétoldalú kapcsolatainkra a szomszédos országokkal, új fizikai Intézet Paleomágneses Laboratóriumával közös alapokra helyeztük a Horvát Földtani Szolgálattal kapcso- módszertani kutatásként mágneses szuszceptibilitás méré- latainkat, és együttműködési megállapodást írtunk alá a seket végeztünk, kiértékelésük folyamatban van. Részle- Cseh Földtani Szolgálattal. tesen megmintáztuk a békéscsabai Wienerberger-téglagyár A 2006. év második fele intézményi átszervezés jegyé- agyagfejtőjét is, az innen származó minták a fő mederzónák ben telt el. 2006. december 31-én kormányhatározat értel- közötti egykori agyagos ártereket reprezentálják, így ezek mében megszűnt a Magyar Geológiai Szolgálat, szerepét mágneses paramétereinek értékei kiegészítő információt részben a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal vette át. A szolgáltatnak a különböző üledékképződési alkörnyezetek Magyar Állami Földtani Intézet megőrizte jogi, gazdál- jellemzéséhez (egykori szellőzöttségi viszonyok, a vízzel kodási, szakmai önállóságát, feladatainak, felügyeletének borítottság mértéke). Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 21

A késő-pleisztocén, holocén üledékek kormeghatá- intézet fúrási adatbázisában lévő átértékelt fúrások és az rozásában eredményesen alkalmaztuk a TL/OSL laboratóri- MGSZ adattárában levő digitális fúrási adatbázis (az ún. um vizsgálati eredményeit, 2006-ban 39 minta mérését és nyers fúrások adatbázisa) összehasonlítását. Folytattuk a kiértékelését végeztük el. MÁFI adatbázisában lévő fúrások törzsadatainak frissít- tetését, javítását (kb. 1000 mező módosítása). Tektonika Az ország 1:250 000-es földtani térképének szerkesz- tése során részterületek készültek el, megtörtént a Balaton- Tovább fejlesztettük az ImaGeo-val összeépített LIPS tól D-re a D-i országhatárig terjedő terület átszerkesztése. (Lézer Indukált Plazma Spektrométer) műszert. A bátaapáti Elkészült az Alföld É-i részének összeszerkesztése az Észa- kutatás során használt ImaGeo Fotórobotot egy osztrák cég ki-középhegység területével, valamint a Kisalföld térkép- közreműködésével 3D leképezési eszközzé alakítottuk. A részletének egyszerűsítése. mérési eredményeket geofizikai, anyagvizsgálati adatokkal Külföldi partnereinkkel (román, horvát, szlovák) foly- kalibráltuk, valamint ásványfázis becsléseket adtunk meg tattuk a határ menti térképlapok egységesítését. mélyfúrás-geofizikai mérések alapján. A délnyugat-magyarországi szerkezeti egységek szlové- niai kapcsolatainak kutatása befejeződött, a zárójelentés A földtani környezet védelmét és hasznosítását elkészítése a következő évre halasztódott. szolgáló kutatások A Somogyi-dombság neotektonikai vizsgálata téma keretében elvégeztük a feltárás szintű alapadat-gyűjtemény Agrogeológia, környezetföldtan kidolgozását, amely tartalmazza az épülő M7-es autópálya és földtani természetvédelem Siófok és Balatonszárszó közötti szakasza bevágásainak, rézsűinek, és völgyhídjainak, alapozásgödreinek, valamint Magyarország 1:100 000-es agrogeológiai és környezet- a térség egyéb feltárásainak földtani, üledékföldtani, neo- földtani térképsorozata keretében digitális formában elké- tektonikai vizsgálati eredményeit, digitális terepmodellek szítettük az L–33–35 Pápa jelű lap térképváltozatait. és légifotók elemzései segítségével. Az agrogeológiai mintaterületek kutatása keretében tovább folytattuk az Abodi-mintaterület terepi felszíni és Hegyvidéki térképezés fúrásos feltárása eredményeinek értékelését, a folyamatosan beérkező anyagvizsgálati adatok feldolgozását. A valódi A Vértes földtani térképezési projektjének 2006. évi talajképző kőzet megállapítása érdekében terepi bejárást és feladatai a tájegységi földtani térkép és a hozzá tartozó kézi fúrásos mintavételezést végeztünk a Szarvaskő– Bél- térképmagyarázó kötet nyomdai kiadásra történő előké- kői- és a Bagi-mintaterületeken. Megkezdtük a minták lab- szítése volt. Az év végére elkészült a hegység előterének, oratóriumi feldolgozását. valamint a hegység kb. 80%-ának digitális térképi vonal- Folyamatosan észleltük és mintáztuk a Nyírőlaposi-, műve. A magyarázó kötet fejezetei közül csak azokat nem Gödöllői-, Apajpusztai-mintaterületeket, valamint a Du- zártuk még le, amelyek tartalmát a térkép szerkesztése, na–Tisza közi szikes tavakon lévő talajvíz-megfigyelő kút- valamint a felmerült problémák tisztázását célzó folyamatos jainkat. Folytattuk a vizsgálati eredmények kiértékelését a terepi reambulációk tapasztalatai jelentős mértékben befo- szikesedés földtani okainak megalapozása céljából. lyásolhatják (kvarter rétegtan, szerkezetföldtan). Elkészült Magyarország földtani természetvédelmi értékei föl- ugyanakkor a magyarázó már lezárt fejezeteinek angol mérése és rendszerezése című munka keretében elkészült az nyelvű fordítása, amely a tervhez képest többletfeladat volt. alapszelvény-sorozat koncepciója. Folytattuk a természet- Részt vettünk az ország 1:500 000-es méretarányú pre- védelmi értékek adatbázisának építését a földtani alap- kainozoos aljzattérképének szerkesztési munkálataiban, szelvények és a térségükben lévő különféle földtani objek- elkészült a Dunántúli-középhegységi-egység térképe. tumok, földtani érdekességek, védett területek, tanösvények számbavételével, dokumentálásával. Sík- és dombvidéki földtani térképezés A környezetgeokémiai munkák keretében befejeztük az északi-középhegységi felvétel tájegységi szintű értékelését. A Mecsek 1:50 000-es méretarányú tájegységi földtani Rendszereztük és összefoglaltuk, milyen ismereteink vannak, térképéhez földtani szelvények készültek és folyamatban és milyenek hiányoznak ahhoz, hogy Magyarország felszíni van a magyarázó kötet szerkesztése. képződményeinek állapotát és háttér értéktartományait a jogszabályokban elvárt szinten meg tudjuk határozni. Térképi adatbázisok Befejeztük a Sekélyfúrási adatbázis beüzemelését, és elkészült a program feltöltő- és keresőmoduljának részletes Folytattuk a MÁFI Fúrási adatbázisának karbantartását felhasználói leírása. és fejlesztését (háromszintű rétegnyilvántartó alrendszer és Magyarország digitális domborzatmodelljének felhasz- megjelenítési fejlesztései, területi szűrés bővítése, csopor- nálásával elkészítettük az ország domb- és hegyvidéki tos betöltések lehetősége, többnyelvű felület és adatbázis, területeinek lejtőkategória-térképeit megyei közigazgatási felhasználónként menthető szűrőfeltételek). Elvégeztük az bontásban. 22 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Régiógeológiai tokkal hozzájárultunk a hazai fürdőfejlesztések hidrogeoló- és nyersanyagpotenciál-értékelés giai megalapozását vizsgáló kutatásokhoz is. Az észlelések értékelése során az ország különböző A Régiókutatás során a következő országos adatbázisok területeinek átfogó jellemzését, az egyes területeken belül készítését fejeztük be: összehasonlító elemzéseket, illetve a kijelölt mintaterü- — Földtani formációk és kvarter képződmények kör- leteken (Kincsesbánya térsége, Duna–Tisza köze) részletes nyezetföldtani értékelése; vizsgálatokat végeztünk. Vizsgáltuk a klímaváltozás, a föld- — Földtani formációk és kvarter képződmények nyer- rengések és az árapály-jelenséghez kapcsolódó felszín alatti sanyag-potenciál értékelése; vizek vízszintváltozásait, továbbá a távérzékelési módszerek —Nemfémes ásványi nyersanyagok kitermelő helye- vízföldtani hasznosíthatóságát, és a domborzatmodell alkal- inek országos katasztere; mazási lehetőségét a hidrogeológiai értékelésekben. — Földtani formációk és kvarter képződmények mér- Ebben az évben is folytattuk az észlelőhálózat kútjainak nökgeológiai adatbázisa. részletes állapotfelmérését, ellenőrzését és kisebb felújítását Megyei bontásban több 1:100 000 méretarányú országos az Alföld több kútcsoportjánál, illetve a Dunántúli-közép- térkép szerkesztését fejeztük be: hegység néhány kútjánál. — Ásványi nyersanyag térkép (Építőanyagok és nem- érces ásványok); — Környezetföldtani térkép; Vízgeokémia és modellezés — Mérnökgeológiai térkép; Elkészítettük az Alföld határon átnyúló területeire is —Felszíni képződmények áteresztő képessége; kiterjedő koncepcionális hidrogeológiai modellt. Kijelöltük —Talajvízmélység-térkép; a vizsgált terület határait és meghatároztuk a mélységbeli —Felszíni földtani térkép (az egységes térkép megyei kiterjedését, lehatároltuk a vízföldtanilag egységesen kezel- rendszerbe átdolgozva). hető összleteket és meghatároztuk a modell peremfelté- teleit. A modellezéshez elvégeztük a geotermikus viszo- Településgeológia nyok, a nyomásváltozások és az oldott anyagok (sók és gá- zok) okozta fajsúlyeloszlás értékeinek a modellbe vitelhez Budapest III. és VII. kerületében az előző évben elké- szükséges korrekcióit. Meghatároztuk a zavartalan állapotot szült mintaterületi tanulmányt követően talajvíz-monitoring jellemző eredeti potenciál-eloszlást, és a permanens áram- munkákat folytattunk a kerületben, és elkészítettük a kerület lási modellt erre kalibráltuk. Az Alföld egészére (a hatá- környezetföldtani térképsorozatát. rokon túli részekkel együtt) elkészítettük a termelések előt- Elkészítettük Budaörs és Budakeszi települések közmű- ti, valamint a 2000-es évek eleji termelési állapotokra vonat- geotechnikai térképsorozatát. kozó modellezést. A modellezési eredmények kalibrá- ciójához felhasználtuk a MÁFI vízmegfigyelő hálózatának Vízföldtani monitoring eddigi eredményeit. Elkészült a legfontosabb víz-geokémiai folyamatok Az országos vízmegfigyelő-hálózat működtetése kere- értékelése, valamint a regionális áramlási és transzportmo- tében rendszeres mérésekkel biztosítottuk a mintegy két dell. Ez utóbbinál, a nemzetközi modellezési gyakorlatban évtizede folyamatos vízszintészleléseket az ország leg- elsőként, tanulmányoztuk a korjelző izotópok transzportját fontosabb régióiban (Alföld, Dunántúli-középhegység, mind az Alföld, mind a Dunántúli-dombvidék minta- Dunántúl, Pilis–Gerecse), mintegy 160 db észlelőkútban. A területein. A számított és mért eloszlások összehasonlító feldolgozásra kerülő hatalmas adatmennyiség biztonságos értékelése alapján pontosítottuk az eloszlásokat kialakító és gyors kezelése érdekében a 2005-ben kialakított SQL lehetséges víz-kőzet kölcsönhatási folyamatokról alkotott alapú adatbázist és megjelenítő szoftvert alkalmaztuk. magyarázatokat. Rendszeres adatszolgáltatást végeztünk a hatóságok, az Észak-dunántúli, illetve Nyugat-dunántúli Környezetvédelmi Regionális hidrogeológiai kutatások és Vízügyi Igazgatóságok (Kövizig) részére. A MÁFI vízföldtani megfigyelő-hálózatának kútjai bekerültek a vízü- Az alföldi régiók talaj-, réteg-, termálvizei és nagy- gyi törzshálózat kútjai közé. Észlelőkútjaink adataival köz- mélységű telepvizei egy egységes hidrogeológiai rendszer reműködtünk az országhatáron átnyúló víztestek vizsgála- részei. A korábbi évek megalapozó kutatásai, adatbázis- tában (Szigetközi monitoring, az ausztriai (burgenlandi) lutz- építése és -értékelése megteremtették az alapot az Alföld mansburgi termálkút magyarországi hatásainak vizsgálata). egészére kiterjedő egységes regionális hidrogeológiai mod- A Vízbázisvédelmi programhoz kapcsolódva több céggel ell kialakítására és a kapcsolódó hidrogeokémiai értéke- (Vituki, Aquaprofit Kft., Smaragd Kft., Hydrosys Kft., lések elvégzésére. A medenceüledékek hidrogeológiai érté- Envicom 2000 Kft., Lencsehegyi Szénbányák Kft.) és a kelései (modellezései) során figyelembe vettük az ország- Dunántúli Regionális Vízművekkel adatcserét folytattunk. határokkal osztott vízbázisok határon túli területeit is. A Az észlelőhálózat adatai a Vízrajzi Évkönyvben és a hozzá munka szervesen illeszkedett az EU Víz Keretirányelv tartozó karsztvízszinttérképen jelennek meg, továbbá az ada- (VKI) hazai végrehajtásához. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 23

A Dunántúli-középhegység karsztos képződményei A szerves geokémiai laboratóriumban a víz- és talaj- nagy jelentőségű víztárolók. A nagymérvű bányászati víz- minták szerves szennyező anyag tartalmának mérését akk- kiemelés okozta vízszintsüllyedés rehabilitációja jó ütem- reditált módszerekkel végeztük. Az elemanalizátor rutin- ben halad, de számos új vízigény lépett fel, az ásványvíz- szerű alkalmazásával nagyszámú vizsgálati eredmény szü- palackozás és termálfürdők létesítése, bővítése kapcsán. A letett a Tiszainoka Ti–1 fúrásból. megalapozott engedélyek kiadásához szükséges az eddigi A 2005-ben műszerpályázaton elnyert és installált új ismeretek összefoglalása, s a folyamatok naprakész nyomon ICP-MS készüléken a rutinanalitikai alkalmazások mellett követése. A Dunántúli-középhegységi zóna értékelése és módszerfejlesztéseket végeztünk, ilyen volt például a kiegészítő hidrogeológiai felvétele keretében, a felszín alat- kőzetminták nyomelem-tartalmának közvetlen meghatáro- ti vizek monitoring jellegű vizsgálatán túl, két témakörben zása lézeres elpárologtatással (lézer-abláció). végeztük munkánkat. A korábbi években elkészült részletes Kutatási témáink között szerepelt a Kárpát-medence ben- adatbázisok alapján az eltérő hidrogeológiai szerepű kőzet- tonittelepeinek ásványtani-geokémiai összehasonlító vizs- egységek térbeli helyzetét ábrázoló térképeket kiegészítet- gálata, a Balaton-felvidéki bazaltok üregkitöltő ásványainak tük az új adatokkal, kiszűrtük a szakmai ellentmondásokat, (zeolit, szmektit, karbonátok stb.) ásványtani, geokémiai és és megkezdtük a Dunántúli-középhegység hidrogeológiai genetikai vizsgálata, és a platinafémek előfordulása a Darnó- célú digitális 3 dimenziós földtani térmodelljének készí- öv és környezetének mezozoos és paleogén korú magmás tését. Kutatásaink eredményeinek kéziratos szöveges és tér- kőzeteiben. Intézetünk főmunkatársa, Földvári Mária lezárta képi összefoglalását kibővítettük a zalai térségre vonatkozó a „Thermogravimetric system of minerals and use in geologi- ismeretekkel, ahol megkezdtük az adatbázis építését is. cal practise” című könyvének kéziratát. Folytattuk a földtani térképezéssel párhuzamos hidrogeoló- giai felvételezést, forrásfelmérést és hidrogeológiai értéke- Informatika lést a Vértes és Gerecse hegységben. Megtörtént a Vértes hidrogeológiai értékelése, továbbá numerikus digitális Az informatikai tevékenység az Intézet egészére kiható terepmodellezési módszereket fejlesztünk ki és tesztelünk a szolgáltató, közreműködő, módszerfejlesztő, feldolgozó, Vértesben. dokumentáló, adatbázis-fejlesztő, adatszolgáltató és kiad- A tavak és környezetének kutatása téma keretében a ványszerkesztői feladatokból áll. Legfontosabb ered- Balatoni régióban folytattuk a tó és parti övezetében elvégzett ménynek tartjuk, hogy az évek óta jól működő belső hálóza- földtani kutatások eredményeinek adatbázisba rendezését, és ti szolgáltatások (intra.mafi.hu) mellett két internetes fóru- annak karbantartását. Ennek keretében „leletmentésképpen” mon is szolgáltatunk információt (www.mafi.hu, www.geo- számítógépre vittük a Balaton környékének építésföldtani portal.hu), utóbbit elsősorban a térképi anyagok interneten térképezése során elkészült, egységesített 1:20 000-es mére- történő szolgáltatása céljából hoztuk létre. A térképi adat- tarányú atlaszokat. A folyamatosan készülő Balatoni Földtani bázisok mellett folyik a fúrási adatbázisok fejlesztése, Adatbázisra alapozva környezetföldtani, hidro- és limno- melyek lényeges elemei lesznek Magyarország földtani tér- geológiai értékelést készítettünk a Balatoni Fejlesztési modelljének. Tanács és a Balatoni Szövetség megkeresésére. A kiadványszerkesztőség közreműködésével 2006-ban elkészült egy tájegységi térképmagyarázó ˙(SZENTPÉTERY I., LESS GY. [szerk.]: Az Aggtelek-Rudabányai-hegység föld- Közszolgálati feladatok tana. Magyarázó az Aggtelek-Rudabányai-hegység 1988- ban megjelent 1:25 000 méretarányú fedetlen földtani Laboratóriumok térképéhez.], a Geologica Hungarica series Paleontologica 56. kötete (KÓKAY J.: Nonmarine mollusc fauna from the Az Intézet Laboratóriumainak közszolgálati feladatai Lower and Middle Miocene, Bakony Mts, W Hungary), 2006-ban az alábbiak voltak: valamint egy alkalmi kiadvány: (JÁMBOR Á. [szerk.]: A ma- — a költségvetési finanszírozású kutatási projektek gyar kvarterkutatás bibliográfiája 1708–2004). anyagvizsgálati feladatainak elvégzése, — közreműködés az Intézet által vállalt külső szer- Országos Földtani Szakkönyvtár ződésekben, — az Intézet kutatói által elnyert OTKA pályázatok Közszolgálati feladatának eleget téve a Könyvtár to- anyagvizsgálati feladatainak teljesítése, vábbra is biztosította a földtudományi irodalom nyomtatott — külső megrendelők laboratóriumi vizsgálati igénye- műveinek szolgáltatását, részben saját állományából és inek kielégítése, adatbázisaiból, részben más, on-line forrásokból. A könyv- — az OTKA Műszerközpontjával kapcsolatos szolgál- tár a Kárpát-medence földtudományi irodalmának teljes- tatási igények és gesztorintézményi feladatok ellátása. ségre törekvő gyűjtésével, állományba építésével, feltárásá- A vizsgálati igények — különösen a kőzettani, őslény- val, megőrzésével, szolgáltatásával hozzájárul a hazai ter- tani előkészítésben, valamint a szedimentológiai vizsgálatok mészettudományos kulturális örökség védelméhez. terén — messze meghaladták a reálisan tervezhető meny- A Könyvtár olvasótermi szolgáltatásait folyamatosan nyiségeket. biztosítottuk, az olvasók száma az utolsó 3 év átlagában kb. 24 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

6 800 fő évente. A könyvtár on-line szolgáltató rendszere tünk a Bodai Aleurit Formáció minősítését célzó monito- (TINWEB könyvmodul) az utolsó 3 évben 15 000 látogatást ring program hosszú távú tervkoncepciójának, és részletes regisztrált. tervének kidolgozásában. A Könyvtár állománya 2006. év végén meghaladta a Regionális, áttekintő léptékű felvételt készítettünk a 386 000 leltári egységet. terület hidrogeológiai és víz-geokémiai megismerésére, a A hagyományos katalógusok építése, frissítése mellett hidrogeológiai modellezés megalapozására. tovább fejlesztettük a sok szempontú visszakereshetőséget biztosító számítógépes katalógust (TINLIB adatbázis). Az Az atomerőművi elérhető rekordok száma közelít a 13 100-hoz. kis és közepes aktivitású radioaktív hulladékok Az állomány védelme érdekében digitalizáljuk és inter- végleges elhelyezésére irányuló földtani kutatás neten is elérhetővé tesszük különleges térképeinket és a (Bátaapáti) gyakran keresett, rossz állapotú folyóiratainkat és könyvein- ket. Digitális térképeink nyomtatott változatát kiállítás kere- Az Intézetnek 2006-ban is egyik legjelentősebb, sok- tében bemutattuk Tihanyban, Keszthelyen és Fonyódon. irányú kutatási programja volt a Bátaapátiban folyó mun- Könyvtárunk tagja a Könyvtáros Egyesületnek. Cserés kálatokban való részvétel. A 2005-ben megkötött szerződés kapcsolataink vannak a világ 82 országának 500-nál több keretében folytatott munkálatokban a szerződő (megren- intézményével, múzeumával, könyvtárával. delő) partnerünk a Bátatom Kft. helyett a Mecsekérc Zrt. és az ETV-Erőterv Zrt. lett. 2006-ban az elsővel 3, a má- Országos Földtani Múzeum sodikkal 1 szerződést kötöttünk a munkálatok 2006–2007. évi folytatására. A Mecsekérc Zrt-vel földtani kutatásban, Az Országos Földtani Múzeum leltározott törzsál- beruházás-előkészítésben és informatikai munkálatokban, lománya 2006-ban 3057 tétellel gyarapodott, és ezzel a az ETV-Erőterv Zrt-vel engedélyeztetési dokumentáció leltározott állomány 172 539 tétel. elkészítésében való részvételre kötöttünk szerződést. Legjelentősebb új szerzeményünk a 2006. évi, a Toron- A földtani kutatás és a beruházás-előkészítés szerző- tói Egyetemmel közösen végzett egyhónapos rudabányai dések keretében a következő munkálatokban vettünk részt: a ásatáson előkerült, a 2000-ben felfedezett Rudapithecus mélyülő lejtősaknák földtani-tektonikai dokumentálása, a „Gabi” nevű koponyájához tartozó alsó állkapocs, valamint vágat első 600 métere földtani–tektonikai jelentésének medencecsont-pár. Emellett számos egyéb adománnyal készítése, egy vágatfúrás földtani-tektonikai dokumentálá- gyarapodott a gyűjtemény. sa, földtani–geomorfológiai térképezés jelentésének és tér- A magmintaraktárakból 2006-ban 18 fúrásból igényel- képsorozatának elkészítése, felszíni vízföldtani monitoring, tek megtekintést és mintázást. A Múzeumot 2006-ban meteorológiai állomás üzemeltetése, laboratóriumi víz- és kereken 2000 fő látogatta meg. kőzettani vizsgálatok. Az Intézet dísztermében két kiállításnak adtunk helyet: 2006-ban folytatódott a két lejtősakna mélyítése Környezetvédelmi gyermekrajz kiállítás a „Föld Napja” 482,0–1022,1, illetve 451,0–1011,2 m között (a lejtősaknák alkalmából, és Saáry Erzsébet festmény és fotókiállítása az tervezett hossza 1706, illetve 1760 m). Ennek során a vága- 1956-os események 50. évfordulója alkalmából. tok földtani-tektonikai (és részben vízföldtani) dokumen- A Múzeum 2005. augusztus 30-án a Nemzeti Kulturális tálását végeztük, a 2005-ben kialakított rendszerben. Örökség Minisztériumától megkapott egy éves ideiglenes Továbbfejlesztettük a lejtősakna dokumentáláshoz szük- működési engedélye 2006. szeptember 1-én lejárt. A végle- séges fényképeket készítő ImaGeo fotórobotot, valamint a ges engedély megadásához kötött feltételek teljesítése érde- vágatdokumentáció feldolgozó CoreDump szoftverét. A kében: (1) bevezettük az országosan előírt leltározási for- két vágat első 600 m-éről készült jelentésben bemutattuk mát; (2) az Intézet sajátosságainak megfelelően — elkü- az 1–3 m-enkénti vágathomlokok (771 homlok) 1:100-as lönített kezeléssel létrehoztuk a múzeumi irattárat és könyv- kiértékelt fényképmozaikjait és földtani térképeit, ezek tárat; (3) a preparátori-restaurátori feladatok elvégzésére alapján 25 m-es szakaszokban elkészítettük a vágat biztosítottuk egy munkatársunk szakirányú képzésben való palástjának 1:100-as méretarányú, földtanilag kiértékelt részvételét. fotómozaik-képét, valamint a vágatok 1:200-as földtani térképét. A részletes földtani felépítés mellett ismertettük a nagyobb törészónákat, azok kitöltéseit és egyéb, elsősor- Alaptevékenység keretében végzett ban vízföldtani tulajdonságait. Egy 150 m hosszú vágat- szolgáltatások fúrás részletes, földtani-tektonikai dokumentálását is elvégeztük. Nagyaktivitású radioaktív hulladékok A 2004–2005-ben elvégzett földtani–geomorfológiai 2 végleges elhelyezésére irányuló földtani kutatás térképezésről (72 km ) jelentést készítettünk, melyben (Bodai Aleurolit Formáció) ismertettük az alaphegységi képződményeket, a fedőüle- dékeket, a terület tektonikai és geomorfológiai viszonyait, A kutatás a 2006. évben gyakorlatilag szünetelt, illetve valamint elkészítettük a terület földtani térképsorozatát alapozó tanulmányok és tervek készítése folyt. Részt vet- 1:10 000-es méretarányban. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 25

Laboratóriumi vizsgálatok készültek a vágatok és a Minisztérium — az alábbi földtani feladatok megoldása 2004–2005. évi fúrások kőzetanyagából. A kőzet- és repe- hárult az Intézetre: déskitöltés-minták vékonycsiszolat- és kémiai (ICP-MS — a víztestek földtani felépítésének vizsgálata: szelvé- nyomelem és teljes kémiai) vizsgálata mellett röntgendif- nyek és elvi rétegoszlopok megszerkesztése, a víztestek frakciós, termoanalitikai vizsgálatok készültek. földtani és vízföldtani jellemzése, A vágatokból vízmintákat gyűjtöttünk, ezekből az — a víztest-lehatárolás megalapozottságának földtani alapvizsgálatok mellett nyomelem- és a könnyű stabil izotóp szempontú felülvizsgálata, és radioaktív izotóp meghatározásokat végeztünk. — a határokon átnyúló víztestek kutatása, részben A felszíni vízföldtani monitoring-rendszer működte- nemzetközi együttműködések keretében, tését tovább folytattuk a térségben, amely meteorológiai ál- — a határ menti víztestekkel kapcsolatos kétoldalú lomás üzemeltetését, felszíni vízfolyásokon mért vízállás-, (horvát, szlovák) szakértői egyeztetéseken való részvétel, vízhozam-méréseket, felszín alatti vizek szintméréseit, — a víztestek monitoring feladataiban való részvétel, illetve felszíni és felszín alatti vizek vízkémiai vizsgálatát — az első magyarországi vízgyűjtő-gazdálkodási terv foglalja magába. A monitoring keretében a mély-, a piezo- elkészítésénél a hidrogeológiai feladatok elvégzése méter- és a talajvízszint-megfigyelő fúrásokból gyűjtött (Zagyva–Tarna vízgyűjtő-mintaterület), vízmintákból alapvizsgálatok mellett nyomelem-meghatá- rozásokat végeztünk. Méréseinket működési jelentésekben — a felszín alatti víztestek vízminőségi határértékeivel foglaltuk össze. kapcsolatos feladatok végzése, Az informatikai munkálatok keretében az RHK Kht. — talajvizek országos kémiai állapotfelmérése, Központi Kutatási Adatbázisának továbbfejlesztésében vet- — rendszeres szakértői közreműködés a Környezet- tünk részt, hogy az alkalmassá váljon az integrált földtani védelmi és Vízügyi Minisztérium felszín alatti vizek mun- értékelés feladatainak teljesítésére. 2006 folyamán az adat- kacsoportjában. beviteli oldal felülvizsgálatát kezdtük meg, a munka 2007- A fentiekben felsorolt első két feladat megoldása során ben folytatódik. — az illetékes minisztérium felkérése után — megkezdtük A radioaktívhulladék-tároló engedélyeztetési dokumen- az ország határain belül kijelölt 108 víztest földtani és tációja elkészítésének keretében az alábbi részfeladataink vízföldtani jellemzését, pontosítva a víztestek kijelölt hatá- voltak: rait. Ennek során földtani szelvényeket és elvi rétegosz- — Részvétel környezeti hatástanulmány összeál- lopokat szerkesztettünk, amelyekhez táblázatos jelmagya- lításában (a tanulmány 2006 végén elkészült); rázatot és szöveges földtani magyarázót mellékeltünk. — Részvétel létesítést megelőző biztonsági jelentés Minden egyes víztestnek elkészítettük az elvi rétegoszlopát, (LMBJ) elkészítésében (vízföldtani modellezés, földtani és valamint leírását is. A kitűzött feladat kb. 60%-át sikerült vízföldtani fejezetek); elvégezni az év végéig. — Részvétel hosszú távú környezeti vizsgálatokban (folyamatos monitorozás, külső természeti erők felszíni Az Európai Nemzetközi Hidrogeológiai telephelyre gyakorolt hatásának vizsgálata). (1:1 500 000) térképsorozat D5 Budapest lapjának és magyarázójának Kis és közepes aktivitású radioaktív hulladékok készítése végleges elhelyezésére irányuló földtani kutatás (Püspökszilágy) Nemzetközi együttműködés keretében megtörtént a térképlapra vonatkozó földtani és vízföldtani adatok újra- A radioaktív hulladékok elhelyezésével kapcsolatos értékelése, és a hagyományos módszerekkel előnyomott program lezárásaként elkészítettük a kiegészítő földtani térkép digitális változatának elkészítése, a szomszédos tér- kutatás zárójelentésének végleges változatát. képlapokkal történő harmonizációja. A magyarázó összeál- lítása folyamatban van. EU Víz Keretirányelv felszín alatti víztestekkel összefüggő feladatai Talajvizek vízminőségi állapotának felmérése Magyarországon A felszín alatti vizekkel kapcsolatos egyik legfontosabb országos tevékenységünk az EU Víz Keretirányelv A 2005-ben kezdődött PHARE pályázati projekt, (2000/60/EK Víz Keretirányelv) földtani feladatainak melynek vezetője a Finn Földtani Intézet (GTK), résztvevői ellátása volt. A program keretében megfogalmazott felada- a MÁFI mellett a Francia Földtani Intézet (BRGM), a tok elvégzése a tervezetthez képest jelentős többlet- Hidrogeologie GmbH Nordhausen (HGN), a Smaragd Kft. tevékenységet jelentett az intézet szinte valamennyi rész- és az Elgoscar Kft., sikeresen befejeződött. A hazai talaj- legének, végrehajtása jelentős évközi tervmódosítást vizek kémiai állapotfelmérésre irányuló projekt termékei, igényelt. több részjelentés, zárójelentés és adatbázisok, a Környe- Az EU Víz Keretirányelv hazai megvalósításából — zetvédelmi és Vízügyi Minisztérium honlapján mindenki koordináló szervezet a Környezetvédelmi és Vízügyi számára hozzáférhetőek. 26 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Magyar-szlovák vízföldtani projekt Az intézet számtalan résztevékenységéből összeálló működése a nehézségek ellenére mind szakmai, mind gaz- A Magyarország–Szlovákia–Ukrajna Szomszédsági dasági téren eredményes volt, megőriztük fizetőképes- Program keretében sikeres pályázatot (Interreg III A) állí- ségünket. 2006-ban az irányítási, oktatási tevékenységet, a tottunk össze „Magyar–Szlovák határmenti közös felszín külkapcsolatokat és az ingatlanok teljes üzemeltetési költ- alatti víztestek környezetállapota és fenntartható használa- ségét saját bevételből kellett finanszírozni. ta” címmel. Az elnyert projekttámogatásnak köszönhetően A 2006. év több jelentős fordulatot is hozott az intézet 2006-ban megkezdtük a munkálatokat, a Szlovák Geológiai életében. 2006. június 30-án megjelent kormány határozat Szolgálattal (Štátny Geologický Ústav Dionýza Štúra) (2118/2006. [VI. 30.]) rendelkezett a Magyar Geológiai közösen. A munkák három területen folynak, az Ipoly- Szolgálat (MGSZ) és a Szénbányászati Szerkezet-áta- völgyben, az Aggteleki- és Szlovák-karszt területén és a lakítási Központ (Szészek) Magyar Bányászati Hivatalba Bodrogközben. A munkák célja az EU Víz Keretirányelv történő integrálásáról. A rendelkezés nyitva hagyta a jogi célkitűzéseinek megfelelően a jó minőségű ivóvíz távlati önállósággal és feladatkörrel rendelkező két kutatóintézet, a biztosítása. Ennek érdekében a projektben vízminőségi MÁFI és az ELGI szervezeti hovatartozását, és ez a kérdés elemzések, vízföldtani modellezés segítségével a területi az év végéig, a Magyar Geológiai Szolgálat megszűnéséig, vízgazdálkodási tervek előkészítése folyik. nem is dőlt el. Az átszervezési folyamat fontos állomása volt a gazdasági és közlekedési miniszter által, a környe- Nemzetközi vízföldtani metaadatbázis zetvédelmi és vízügyi miniszter egyetértésével kiadott új intézeti alapító okirat (2006. december 21.). A korábban Sikeres pályázatban vettünk részt az EU „eContent” pro- (2000. szeptember 25.) kiadott Alapító Okiratban foglal- gramjában, illetve ennek előkészítését segítő Mecenatura- takhoz képest lényeges változás, hogy megszűntek a pályázatban. A megvalósítás alatt lévő „eWATER” projekt Magyar Geológiai Szolgálat jogosultságai a felügyeleti, a célja egy többnyelvű, nemzetközi, web-felületű, szabad gazdálkodási és a személyügyi kérdésekben. Az Alapító hozzáférésű, az adatbázisokhoz közvetlen kapcsolatot biz- Okirat a Magyar Állami Földtani Intézet jogállását „az tosító vízföldtani metaadatbázis és webes adatszolgáltató állam kutatási feladatait ellátó költségvetési kutatóintézet”- felület létrehozása. ként határozza meg, melynek a felügyeletét, és a MÁFI vezetőjének kinevezését „a Kormány által megbízott gaz- dasági és közlekedési miniszter látja el a környezetvédelmi Irányítás, oktatás, külkapcsolatok és vízügyi miniszter egyetértésében”. Az év második felében folyó intenzív egyeztetések Gazdasági, szakmai irányítás másik sarkalatos kérdése volt az intézeti Adattárból kinőtt Országos Földtani és Geofizikai Adattár további sorsa, Az intézet irányításának egyik legfontosabb kérdése a szervezeti helye, kezelése, az adatok hozzáférhetősége. kutatási feladatok magas színvonalú teljesítéséhez szük- Ebben a kérdésben álláspontunkat az alábbi folyamatábra séges feltételek, a költségvetési előirányzatok optimális fel- (1. ábra) szellemében alakítottuk ki azzal az igénnyel, hogy használásának biztosítása. A gazdasági, szakmai irányítás az intézet számára biztosított legyen az adatokhoz való legfontosabb feladatai a következők voltak: a 2005. évi költ- szabad hozzáférés, és szakterületének megfelelően részt ségvetési beszámoló elkészítése (Gazdasági Hivatallal vegyen mind az adatok kezelésében, mind pedig a közösen) a 2005. évről szóló beszámolók megtartása és tudományos feldolgozás révén az értéknövelt földtani infor- értékelése, a 2006. évi gazdasági feladatok ellátása, a 2006. máció előállításában, közreadásában. évi kutatási feladatok végrehajtásának segítése, a 2007. évi 2006. június 30-án lejárt igazgatói megbízásom költségvetési tervezés (Gazdasági Hivatallal közösen). második ötéves ciklusa. Az igazgatói kinevezést a munkál- Pénzügyi téren a legnehezebb feladat a maradványtartási tatói jogokat gyakorló MGSZ főigazgató „határozott időre kötelezettség teljesítése volt. — a pályázat kiírásáig” meghosszabbította. Egy augusztus

1. ábra. A földtani adat, információ kezelésének, szolgáltatásának folyamata Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 27 hónapban kiírt, majd visszavont pályázat után, a december határon túli elismeréseket szerzett az Intézetnek. Munkája hónapban ismételten kiírt pályázat eredményeként, több során szakemberként, vezetőként az Intézet érdekeit min- mint tíz év küzdelmes de szép időszaka után, 2006. decem- deneknél előbbre tartotta és tartja jelenleg is. ber 28-án átadtam Dr. Kordos Lászlónak az intézet igaz- gatói teendőit. Ezúton is kívánok neki eredményes, az Oktatási tevékenység intézet hagyományainak megfelelő, hírnevét öregbítő tevékenységet! Az Intézet 2006-ban is biztosította az ELTE Regionális Földtani Tanszék működésének feltételeit. Kutatóink foly- Minőségirányítás tatták aktív oktatói tevékenységüket az alábbi oktatási intézményekben: ELTE, Miskolci Egyetem, Nyugat- Az intézet minőségirányítási rendszer keretében szabá- Magyarországi Egyetem, Debreceni Egyetem, Szegedi lyozza földtani kutatási és közszolgálati tevékenységét, Egyetem, Szent István Egyetem, Veszprémi Egyetem. valamint mindezek minőségére alapvetően kiható folya- Számos esetben tartottunk iskolai csoportok részére intézeti matait. Ennek keretében a rendszer alapdokumentuma a bemutatókat. Minőségirányítási Kézikönyv, mely 2006. év folyamán is aktualizálásra került. Ugyancsak sikeresen megújítottuk a Nemzetközi tevékenység Laboratórium és a Vízmintavevő Csoport akkreditációját. A MÁFI a 2006. évben, a korábbi évek gyakorlatának Humánerőforrás-gazdálkodás megfelelően folytatta nemzetközi tevékenységét, azaz első- sorban az egyes projektek szintjén születtek döntések Az intézet létszáma központi intézkedések következ- nemzetközi pályázatokban és rendezvényeken való tében sajnos tovább csökkent, főleg nyugdíjazások révén. részvételről, közös témák kidolgozásáról, tanulmányutak 2006. végén, a 134 fős engedélyezett személyi állományt 85 szervezéséről. Folytattuk munkánkat a EuroGeoSurveys, fő kutató, 42 fő kutatási segéderő, és 7 fő más besorolású IUGS szervezeteiben. munkatárs alkotta. A személyügyi tevékenység keretében folyamatosan karbantartottuk az intézet közalkalmazot- Pályázatok tainak személyi adatait tartalmazó adatbázisokat, a szemé- lyi anyagokat. Teljesítettük a negyedéves, illetve havi és A 2006. évi költségvetési és szakmai terv teljesítésében soron kívül előírt statisztikai adatszolgáltatási kötelezett- a korábbi éveknek megfelelően jelentős szerep jutott a hazai ségeket. 2006. évben igazgatói dicséretben 5 fő részesült, a és külföldi pályázatoknak. Fontosnak tartjuk, hogy a külön- „Földtani Intézetért” emlékérmet Tóth György a következő böző hazai pályázatokon 2006-ban is eredményesen szere- indoklással kapta: peltünk. E pályázatok nem csak a kutatók szakmai fel- készültségének elismerései, hanem az intézet tudományos Tóth György több mint 30 éves intézeti pályafutása során munkájának, nemzetközi elismerésének fontos mérői is. számos tudományos és alkalmazott hidrogeológiai feladatot A 2006-ban aktuális pályázatokat a 1. táblázat mutatja oldott meg magas színvonalon, és ezzel mind hazai, mind be.

1. táblázat 28 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

1. táblázat folytatása Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 29

Az intézet alkalmazottai 2006-ben

Az intézet vezető beosztású munkatársai Brezsnyánszky Károly dr. igazgató (12. 28-ig) Csonka Ágnes humánpolitikai vezető Kordos László dr. igazgató (12. 28-tól) Jocha Károlyné . főosztályvezető Halmai János dr. igazgatóhelyettes Kuti László dr. főosztályvezető Bartha András dr főosztályvezető Nádor Annamária dr. főosztályvezető Budai Tamás dr. főosztályvezető Turczi Gábor dr. főosztályvezető Cserny Tibor dr. főosztályvezető Vukánné Tolnai Judit minőségirányítási vezető Csongrádi Jenőné dr. könyvtárvezető

Az intézet munkatársai

Albert Gáspár tudományos munkatárs Hála József dr. tudományos főmunkatárs Angyal Jolán tudományos munkatárs Hála Józsefné (dr.) segédmunkás Ács István intézeti technikus Hámorné Vidó Mária dr. tudományos főmunkatárs Ádámné Incze Szilvia tudományos munkatárs Hlogyik Józsefné gondnok Árvay Gábor intézeti ügyintéző Hegyiné Rusznyák Éva intézeti ügyintéző Babinszki Edit tudományos segédmunkatárs Hermann Viktor intézeti technikus Balázs Regina ügyviteli alkalmazott Horváth István tudományos főmunkatárs Balla Zoltán dr. tudományos tanácsadó Horváth Zsolt intézeti technikus Ballók Istvánné tudományos munkatárs Hózer Ferencné intézeti technikus Balóné Lehmayer Judit intézeti technikus Illés Dezső intézeti technikus Barczikainé Szeiler Rita tudományos munkatárs Jakus Péter tudományos főmunkatárs Bátori Miklósné intézeti laboráns Jerabek Csaba intézeti technikus Bedő Gabriella dr. tudományos munkatárs Jordán Győző tudományos munkatárs Beke Zsuzsanna intézeti laboráns Jordánné Szűcs Andrea tudományos munkatárs Benkő Levente intézeti technikus Juhász Györgyi dr. tudományos főmunkatárs Bertalan Éva dr. tudományos főmunkatárs Katona Gabriella intézeti ügyintéző Bilszky Lászlóné intézeti laboráns Kazár Emese dr. tudományos munkatárs Bodnár Erika tudományos munkatárs Kákay Szabó Orsolya dr. tudományos munkatárs Branner Lászlóné ügyviteli alkalmazott Kercsmár Zsolt tudományos munkatárs Budai Ferenc intézeti technikus Király Edit dr. tudományos munkatárs Burjánné Maigut Vera tudományos segédmunkatárs Kiss Károlyné ügyviteli alkalmazott Chikán Géza dr. tudományos főmunkatárs Koloszár László dr. tudományos főmunkatárs Császár Géza dr. tudományos tanácsadó Koroknai Balázs tudományos munkatárs Csillag Gábor dr. tudományos munkatárs Korpás László dr. tudományos tanácsadó Csirik György tudományos munkatárs Kovács Pálffy Péter dr. tudományos főmunkatárs Demény Krisztina ügyviteli alkalmazott Kókai András tudományos főmunkatárs Don György tudományos munkatárs Kónya Péter kutatási asszisztens Dudás A. Imre tudományos munkatárs Kutasi Géza szakmunkás Farkas Jusztina intézeti laboráns Laczkóné Őri Gabriella ügyviteli alkalmazott Fenesi Ferenc intézeti technikus Lajtos Sándor intézeti technikus Fodor László dr. tudományos főmunkatárs Lantos Zoltán dr. tudományos munkatárs Földvári Mária dr. tudományos főmunkatárs Lelkes György dr. tudományos főmunkatárs Fügedi Péter Ubul tudományos munkatárs Madarász Istvánné ügyviteli alkalmazott Galambos Csilla tudományos munkatárs Magyari Árpád dr. tudományos főmunkatárs Gál Nóra Edit dr. tudományos főmunkatárs Maros Gyula tudományos munkatárs Gáspár Anita könyvtáros Marsi István dr. tudományos főmunkatárs Gellér Péterné intézeti technikus Marsó Károly tudományos munkatárs Gulácsi Zoltán tudományos munkatárs Matyikó Mónika intézeti technikus Gyalog László dr. tudományos főmunkatárs Muráti Judit tudományos munkatárs Gyuricza György dr. tudományos munkatárs Musitz Balázs tudományos segédmunkatárs Hartyányi Zita ügyviteli alkalmazott Müller Tamás tudományos munkatárs Havas Gergely tudományos munkatárs Nagy Péter tudományos munkatárs 30 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Nagy Tiborné tudományos munkatárs Szabadosné Németh András intézeti technikus Sallay Enikő tudományos munkatárs Németh Károly dr. tudományos főmunkatárs Szabó Árpádné intézeti laboráns Ollrám Attila intézeti technikus Szabó Lászlóné intézeti ügyintéző Orosz László tudományos segédmunkatárs Szabó Renáta gazdasági szakértő Palotás Klára tudományos munkatárs Szalka Edit intézeti technikus Papp Péter tudományos munkatárs Szegő Éva tudományos munkatárs Partényi Zoltánné tudományos munkatárs Szentpétery Ildikó dr. tudományos főmunkatárs Paulheim Gáspár intézeti ügyintéző Szlepák Tímea könyvtáros Pálfi Éva intézeti technikus Szőcs Teodóra tudományos munkatárs Pelikán Pál tudományos főmunkatárs Szurkos Gábor tudományos munkatárs Pentelényi Antal tudományos munkatárs Tamás Gábor intézeti technikus Petrócziné Thamóné Bozsó Edit dr. tudományos főmunkatárs Gecse Zsuzsanna gondnok Tiefenbacher Ildikó intézeti ügyintéző Péterdi Bálint tudományos segédmunkatárs Tihanyiné Szép Eszter intézeti technikus Piros Olga dr. tudományos főmunkatárs Tóth György tudományos főmunkatárs Pocsai Tamás tudományos segédmunkatárs Tóthné Makk Ágnes dr. tudományos főmunkatárs Raincsák György tudományos főmunkatárs Treszné Szabó Margit kutatási aszisztens Rálisch Lászlóné dr. tudományos munkatárs Tullner Tibor dr. tudományos főmunkatárs Rezessy Attila tudományos munkatárs Újháziné Rotárné Szalkai Ágnes tudományos munkatárs Kerék Barbara dr. tudományos munkatárs Róth László tudományos munkatárs Unger Zoltán tudományos munkatárs Sásdi László intézeti technikus Vad Altanceceg intézeti technikus Scharek Péter dr. tudományos főmunkatárs Varga Renáta intézeti ügyintéző Selmeczi Ildikó dr. tudományos munkatárs Vargáné Barna Zsuzsanna tudományos munkatárs Síkhegyi Ferenc tudományos főmunkatárs Vatai József tudományos munkatárs Simonyi Dezső intézeti ügyintéző Váczi Blanka ügyviteli alkalmazott Solt Péter intézeti technikus Végh Hajnalka intézeti technikus Sonfalviné Vikor Zsuzsanna intézeti technikus Szeibert Ildikó (dr.) intézeti technikus Zsámbok István tudományos főmunkatárs

A Magyar Állami Földtani Intézet munkatársainak 2006. évi publikációs jegyzéke

Nyomtatásban megjelent munkák BABINSZKI, E., MÁRTON, E., MÁRTON, P., KISS, L. F. 2006: Widespread occurence of greigite in the fine-grained sediments ALBERT G. 2006: 8. Bányászati, Kohászati, Földtani Konferencia, of Lake Pannon: implications for environment and magne- Sepsiszentgyörgy, 2006. április 6–9. — Földtani Közlöny 136 (2), tostratigraphy. — 3rd „Mineral Sciences in the Carpathians” pp. 309–310. International Conference, Miskolc, Hungary, 9–10/03/2006. — ALBERT G. 2006: Megalakult a MÁFI Földtani Modellezési Acta Mineralogica-Petrographica Abstract Series, 5, p. 6. Munkacsoportja. — Térinformatika 18 (5), p. 8. BADA, G., HORVÁTH, F., TÓTH, L., FODOR, L., TIMÁR, G., ALBERT G., OROSZ L., GYALOG L. 2006: Bátaapáti kutatóvágatok CLOETINGH, S. 2006: Societal Aspects of Ongoing Deformation földtani-tektonikai dokumentálása és 3D modelljének előál- in the Pannonian Region. — In: PINTER, N., GRENERCZY, GY., lítása — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, WEBER, J., STEIN, S., MEDAK, D. (eds): The Adria microplate: Sepsiszentgyörgy, 06-09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki GPS Geodesy, Tectonics, and Hazards. Springer, Dordrecht, Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, pp. 14–15. NATO Science Series, 4; Earth and Environmental Sciences, ALBERT G., OROSZ L., GYALOG L. 2006: Cartographic representa- 61, pp. 385–402. tion of geological information, observed on tunnel walls and BADA, G., HORVÁTH, F., CLOETINGH, S., FODOR, L., RUSZKICZAY- fronts — 5th European Congress on Regional Geoscientific RÜDIGER, ZS., DUNAI, T., DOMBRÁDI, E. 2006: Active tectonics Carthography and Information Systems. Earth and Water, and topography development in the Pannonian basin: problems Barcelona, Spain 13–16/06/2006, Proceedings 2., pp. 89–91. and progress (solicited). — EGU (European Geosciences Union) ANDRÁSSY, L., MAROS, GY., ZILAHI-SEBESS, L., MÁTÉ, Z. 2006: General Assembly, Vienna, Austria, 02–07/04/2006, Abstracts. — Bodai Aleurolit Formáció mélyfúrás-geofizikai értelmezésének Geophysical Research Abstracts 8, (CD melléklet) EGU06-A- fejlesztése ImaGeo-LIPS berendezéssel a Bakonya–5 fúrásban 01670. http://www.cosis.net/abstracts/EGU06/01670/ végzett maganalízis alapján. — Geofizikai-Földtani- EGU06-J-01670.pdf Környezetvédelmi Vándorgyűlés és Kiállítás, Zalakaros, BALLA Z. 2006: Kis és közepes aktivitású radioaktív hulladékok 21–23/09/2006, Abstract, B03. végleges elhelyezése. Földtanilag alkalmas telephely a Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 31

Mórágy Gránit Formációban Bátaapáti (Üveghuta) — In: CHIKÁN G. 2006: A földtani térképezés szerepe egy terület gazdasá- KOCSIS K. (szerk.): HUNGEO 2006. Magyar földtudományi gi értékelésében (A Mecsek új földtani térképe). — 8. Bányászati szakemberek 8. Világtalálkozója. Energiahordozók nyomában Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/ Pannon tájakon, 23/08/2006-Dél-Dunántúl; 24–25/08/2006 2006. Erdélyi Magyar Műszaki Tudományos Társaság, Pannon–Horvátország. Kirándulásvezető, pp. 19–31. Sepsiszentgyörgy, p. 54. BARTHA A. 2006: Az analitikai módszerharmonizáció tapasztalatai CRONIN, S. J., BONTE-GRAPENTIN, M., NÉMETH, K. 2006: Final az európai geológiai intézetek laboratóriumaiban. — 8. Report: WS 3.5.6. Review of Savai’i volcanic hazard map. — Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy, Report to SOPAC, Suva, Fiji, 21 p. 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki Tudományos CRONIN, S. J., NÉMETH, K., STEWART, R. B. 2006: Volcanic hazards Társaság, Sepsiszentgyörgy, p. 30. planning on rifting island and fissure volcanoes. — Abstract Volume BERNOR, R.L., KORDOS, L., ROOK L. (eds) 2006: An Introduction to of the Geological Society of New Zealand Annual Meeting, the Miltidisciplinary Research at Rudabánya. — Palaeonto- Palmerston North, New Zealand, 4–7/12/2006, (Geological graphica Italica 90, pp. 9–10. Society of New Zealand Miscellaneous Publication, 122 A), p. 13. BERNOR, R. L., KORDOS, L., ROOK, L. (eds) 2006: Multidisciplinary CSÁSZÁR G. 2005: Az Alsóperei Bauxit földtani kutatása és szerepe Research at Rudabánya.— Palaeontographica Italica 90, pp. a földtani megismerésben. — Földtani Kutatás 42 (3–4), pp. 1–313. 27–34. BERTALAN É. 2006: Induktív csatolású plazma tömegspektrometria CSÁSZÁR G. 2006: Az Erdélyi-Szigethegység, mint a Tiszai-egység (ICP-MS). — In: ZÁRAY Gy. (szerk.): Az elemanalitika korszerű része. — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, módszerei. Akadémiai Kiadó Rt., Budapest, pp. 225–280. Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki BODOKY, T., KIS, M., KUMMER, I., DON,GY. 2006: The telluric con- Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, pp. 56–58. ductivity anomaly at Magyarmecske: is it a buried impact CSÁSZÁR G. 2006: Facies disharmony among Mesozoic succes- crater? — 40th ESLAB Symposium / 1st International Conference sions of the main tectonic zones of the Tisza Unit. — In: SUDAR, on Impact Cratering in the Solar System, ESA/ESTEC, Noordwijk, M. ERCEGOVAC, M., GRUBIĆ,A. (eds): Proceedings of the 18th Netherlands, 08-12/05/2006. [CD kiadvány] Congress of the Carpathian-Balkan Geological Association, BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Ajánlás, szubjektív hangokkal. — In: Belgrade, 3–6/09/2006. Serbian Geological Society, Belgrade, HORN J. (szerk.): Földtan a visszaemlékezések tükrében. pp. 90–93. Tudomány-Oktatás-Bányászat. Bányász Kultúráért Alapítvány, CSÁSZÁR, G. 2006: Submarine to subaerial gaps in the Middle Központi Bányászati Múzeum Alapítvány, Budapest, pp. 5–7. Cretaceous of the Transdanubian Range. — In: DULIC, I., BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Elnöki megnyitó. [Elhangzott a WAGREICH, M., JOVANOVIC, R. (eds): 1st. International Workshop Magyarhoni Földtani Társulat 153. tisztújító rendes köz- „Mesozoic Sediments of Carpatho-Balkanides and Dinarides”, gyűlésén. Budapest, 2005. 03. 22.] — Földtani Közlöny 136 (2), Novi Sad, Serbia & Montenegro, 25–30/05/2006. Abstracts and pp. 173–175. field guide, pp. 10–11. BREZSYNYÁNSZKY K. [Közreműköd. GYALOG L., SÍKHEGYI F., CSÁSZÁR G. 2006: Tisia (Tisza) or Tisza-Dacia Unit. — In: SUDAR, TURCZI G.] 2006: Magyarország új földtani térképe és annak M. ERCEGOVAC, M., GRUBIĆ, A. (eds): Proceedings of the 18th jelentősége. — In: KOVÁCS-PÁLFFY P., VEREBINÉ FEHÉR K., Congress of the Carpathian-Balkan Geological Association, ZIMMERMANN K. (szerk.): HUNGEO 2006. Magyar földtu- Belgrade, 3–6/09/2006. Serbian Geological Society, Belgrade, dományi szakemberek 8. Világtalálkozója. Energiahordozók pp. 87–89. nyomában Pannon tájakon, Pécs–Zágráb, 21–25/08/2006. CSERNY T. 2006: A Balaton Régió földtani környezet és a Balaton Program, előadáskivonatok, pp. 22–23. kialakulása. — Balatoni Partnerségi Program. Vízminőségvédelem BREZSYNYÁNSZKY K., TURCZI G. 2006: Téradat infrastruktúra- és természetvédelemmel kapcsolatos együttműködés mega- fejlesztés a Magyar Állami Földtani Intézetben = Deve- lapozása. A fenntartható fejlődés biztosítása, a civil szervezetek és lopement of spatial data infrastructure in the Geological a területfejlesztés szereplői közötti együttműködés növelése Institute of Hungary. — 8. Bányászati Kohászati Földtani érdekében, Keszthely, 20–22/06/2006, pp. 1–8. Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi CSERNY, T., NAGY-BODOR, E. 2006: Late Holocene geohistory of the Magyar Műszaki Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, Hungarian part of the Eastern Alpine Foreland int he light of p. 41. recent research. — In: BÁNFFY, E. (ed.): Archeology and settle- BUDAI, T., VÖRÖS, A. 2006: Middle Triassic platform and basin evo- ment history in the Kerka valley, south-west Hungary. Antaeus lution of the Southern Bakony Mountains (Transdanubian 28/2005, pp. 155–174. Range, Hungary). — Rivista Italiana Paleontologica Stratigrafia CSERNY T., TULLNER T., NAGYNÉ BODOR E. 2006: Földtani módsze- 112 (3), pp. 359–371. rek alkalmazása az éghajlat okozta változások kimutatására a BUDAI T., PIROS O., VÖRÖS A. 2006: Az anisusi/ladin határ biosz- Balaton példáján. — Globális klímaváltozás program: A globális tratigráfiai korrelációja a medencék és platformok területén. — klímaváltozással összefüggő hazai hatások és az erre adandó In: PÁLFY J. [et al.] (szerk.): 9. Magyar Őslénytani Vándorgyűlés, válaszok. KvVM – MTA ,,VAHAVA “ projekt. Poszterek a projekt Ajka, 18–20/05/2006. Program, előadáskivonatok, kirán- záró konferenciáján, 09/03/2006. CD kiadvány. dulásvezető, p. 9. CSERNY, T., THAMÓNÉ BOZSÓ, E., KIRÁLY, E., MUSITZ, B., MAROS, BUDAI, T., PIROS, O., VÖRÖS, A. 2006: Middle Triassic platform and GY., KOVÁCS- PÁLFFY, P., BARTHA, A. 2006: Rozsdafoltok az asz- basin evolution of the Southern Bakony Mountains (Trans- falton: Az M3-as autópálya burkolatának környezetföldtani danubian Range, Hungary). — In: DULIC, I., WAGREICH, M., vizsgálata. — Mélyépítés 2006. július-szeptember, pp. 26–31. JOVANOVIC, R. (eds): 1st. International Workshop „Mesozoic CSILLAG G. 2006: A Keszthelyi-hegység kialakulása. — In: FUTÓ J. Sediments of Carpatho-Balkanides and Dinarides”, Novi Sad, (szerk.): A Balaton-felvidék természeti értékei. VI. A Keszthelyi- Serbia & Montenegro, 25–30/05/2006. Abstracts and field guide, hegység. Balatoni Nemzeti Park Igazgatóság, Csopak, pp. pp. 4–5. 13–23. 32 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

CSILLAG G. 2006: Lóczy Dénes, Veres Márton: Geomorfológia I. FÜGEDI U., HORVÁTH I., ÓDOR L., 2006: Geokémiai háttér és a ter- Földfelszíni folyamatok és formák. (Könyvismertetés). — mészetes eredetű környezeti terhelés Magyarország felszíni Földtani Közlöny 136 (1), pp. 170–171. képződményeiben. — In: SZENDREI G. (szerk.): Magyarország CSILLAG G., FODOR L., KONRÁD GY. 2006: Szerkezetmorfológiai ele- környezetgeokémiai állapota, MTA, Budapest, pp. 11–21. mek a Dunántúl domborzatában. — 3. Magyar Földrajzi Konfe- FÜGEDI U., POCSAI T., KUTI L., 2006: The „Gyöngyösoroszi pollu- rencia, MTA, Budapest, 6–7/09/2006. Absztraktkötet, p. 62. tion” — effects and solutions. — 5th European Congress on CSILLAG G., FODOR L., SELMECZI I. 2006: A Vértes és környéke Regional Geoscientific Carthography and Information Systems. neogén geomorfológiai fejlődéstörténete. — 3. Magyar Földrajzi Earth and Water, Barcelona, Spain 13–16/06/2006, Proceedings. Konferencia, MTA, Budapest, 6-7/09/2006. Absztraktkötet. p. 63. 1, pp. 221–223. DÁVID, Á., PÜSPÖKI, Z., KÓNYA, P., VINCZE, L., KOZÁK M., FÜGEDI U., POCSAI T., KUTI L. 2006: Többszöri talajképződés MCINTOSH R. W. 2006: Sedimentology, paleoichnology and geokémiai hatásai egy alföldi mintaterületen (Fülöpháza, sequence stratigraphy of a Karpatian sandy facies (Salgotarján Duna–Tisza köze). — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konfe- Lignite Formation, N Hungary). — Geologica Carpathica 57 (4), rencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Mű- pp. 279–294. szaki Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, pp. 145–151. DON GY. 2006: Kozmikus eredetű mikroszferula-szintek üledékes FÜGEDI U., POCSAI T., KUTI L., HORVÁTH I., 2006: A talajok kőzetekben és korrelációs jelentőségük. — 8. Székelyföldi meszesedésének okai Közép-Magyarországon. — Újabb ered- Geológus Találkozó. Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, mények a szikesedés földtani körülményeiről, MTA TAKI, 26-28/10/2006. Abstracts volume. Pro Geologia Egyesület Budapest, 08/11/2006. http://www.taki.iif.hu/7fuub.pdf Kiadó, Csíkszereda, pp. 46–47. G. SÓLYMOS, K., JÓZSA, S., NÉMETH, B., KORPÁS, L., KERCSMÁR, ZS., DON GY., DETRE CS., SOLT P. 2006: A mágneses mikroszferulák ere- SZABÓ, CS. 2006: Study of the red calcite occurences in dete. — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszent- Transdanubian Middle Mountains, Hungary. — In: SUDAR, M. györgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki Tudományos ERCEGOVAC, M., GRUBIĆ, A. (eds): Proceedings of the 18th Társaság, Sepsiszentgyörgy, pp. 108–112. Congress of the Carpathian-Balkan Geological Association, DON GY., GÁL-SOLYMOS K., SOLT P., DETRE CS., 2006: Dél-magyar- Belgrade, 3–6/09/2006. Serbian Geological Society, Belgrade, országi, pleisztocén korú kozmikus és vulkáni erdetű mágneses pp. 146–148. mikroszferula-szintek. — 8. Bányászati Kohászati Földtani GRIGORESCU, D., KAZÁR, E. 2006: A new Middle Miocene odonto- Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar cete (Mammalia: Cetacea) locality and the Sarmatian Marine Műszaki Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, p. 113. Mammal Event in the Central Paratethys. — Oryctos 6, pp. DON GY., HORVÁTH I., LIEBE P., PENTELÉNYI A., SCHAREK P., TÓTH 53–67. GY. 2006: Chemical state of the subsurface water body and GYALOG L., TURCZI G. 2006: Magyarország fedett földtani térkép- recharding effort. — Danube Monitoring Scientific Conference, sorozata, 1:100 000. — 8. Bányászati Kohászati Földtani Mosonmagyaróvár, Hungary, 25–26/05/2006. Hungarian Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Section. Programme, Abstracts. Recommendations for the harmo- Műszaki Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, pp. nization of the monitoring systems established over the Upper- 187–189. Danube (shortened version), p. 8. GYALOG, L., BREZSNYÁNSZKY, K., MAIGUT, V., SÍKHEGYI, F. TURCZI, DON GY., HORVÁTH I., LIEBE P., PENTELÉNYI A., SCHAREK P., TÓTH G. 2006: Data harmonisation in setting up the 1:100 000 geo- GY. 2006: A felszín alatti vizek geokémiai állapota és a vízpótlás logical map series of Hungary. — 5th European Congress on lehetőségei, Szigetköz. — 8. Székelyföldi Geológus Találkozó. Regional Geoscientific Carthography and Information Systems. Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, 26-28/10/2006. Earth and Water, Barcelona, Spain 13–16/06/2006, Proceedings Abstracts volume. Pro Geologia Egyesület Kiadó, Csíkszereda, 2, pp. 94–95. pp. 47–48. GYURICZA GY. 2006: Természetvédelmi területek védőövezete FÉSŰ J., HÁLA J. (szerk.) 2005: Börzsönyvidék 3. Földtani kutatások kijelölésének litológiai és hidrológiai problémái. Fórum. — eredményei a Börzsönyben. — Börzsöny Múzeum Baráti Köre, Földtani Közlöny 136 (2), pp. 299–306. Szob, 184 p. HAAS, J., GÖRÖG, Á., KOVÁCS, S., OZSVÁRT, P., PELIKÁN, P. 2006: FODOR, L. 2006: Tertiary tectonic evolution of the Pannonian- Displaced Jurassic foreslope and basin deposits of Dinaridic Carpathian-Eastern Alpine domain: A personal view from origin in the Bükk-Darnó area, North-East Hungary. — In: Pannonia in the light of the terminological question of tectonic SUDAR, M. ERCEGOVAC, M., GRUBIĆ, A. (eds): Proceedings of the units. — 4th Meeting of the Central European Tectonic Studies 18th Congress of the Carpathian-Balkan Geological Association, Group (CETeG) /11th Meeting of the Czech Tectonic Studies Group Belgrade, 3–6/09/2006. Serbian Geological Society, Belgrade, (CTS) / 7th Carpathian Tectonic Workshop (GTG), Zakopane, pp. 197–200. Poland, 19-22/04/2006. — Geolines 20, pp. 34–36. HÁLA J. 2006: Adalékok Herman Ottó és Jankó János kapcso- FODOR, L., TURKI, S.E., DALOB, H., GERBI, A. 2006: Geometrical latához. — In: HEVESI A., VIGA GY. (eds): Herman Ottó öröksége. variations of extensional fault-related folds in the southern Sirt Herman Ottó Múzeum kiadványa, Miskolc, pp. 56–76. Basin, Libya. — EGU (European Geosciences Union) General HÁLA J. 2006: Adatok Jankó János „A Balaton-melléki lakosság Assembly, Vienna, Austria, 02-07/04/2006, Abstracts. — néprajza” című műve megszületéséhez. — In: SELMECZI KOVÁCS Geophysical Research Abstracts 8, (CD melléklet) EGU06-A- A. (szerk.): Lélek és élet. Ünnepi kötet S. Lackovits Emőke 09046. http://www.cosis.net/abstracts/EGU06/09046/ tiszteletére. Veszprém Megyei Múzeumok Igazgatósága, EGU06-J-09046.pdf Veszprém, pp. 195–205. FÓRIZS I., TÓTH T., KUTI L. 2006: A szikesedés izotóp-hidro- HÁLA J. 2006: Ásványok, kőzetek, emberek. Történeti és néprajzi geokémiai vizsgálata a hortobágyi Nyírő-laposon. — In: dolgozatok. — Életmód és Tradíció, 9, MTA Néprajzi SZENDREI G. (szerk.): Magyarország környezetgeokémiai Kutatóintézet, Budapest, 262 p. állapota, MTA, Budapest, pp. 93–90. HÁLA J. 2006: A cigányprofesszor.— Napút 8 (9), pp. 28–34. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 33

HÁLA J. 2006: Gráfik Imre: Hajózás és gabonakereskedelem, Pécs, KALMÁR J., VICZE M. 2006: A szigetszentmiklósi bronzkori temető 2004 (Könyvismertetés). — Vasi Szemle, 60 (1), pp. 122–123. kőzetanyagának alaktani és petrográfiai vizsgálata. — Földtani HÁLA J. 2006: A Honismeret szerkesztőbizottságának ülése Duna- Közlöny 136 (1), pp. 105–119. keszin. — Honismeret, 34 (6), p. 59. KALMÁR J., TURKI, S. M. 2006. Infracambrian rocks as „exotic” clas- HÁLA J. 2005: Kósa László: Nemesek, polgárok, parasztok. tics in Hasáwnah Sandstone Formation, Wâw al Kabir area, Néprajzi, történeti antropológiai és művelődéstörténeti tanul- Libya. — Carpathian Journal of Earth and Environmental mányok Osiris Kiadó, Budapest (Könyvismertetés). — Etno- Sciences, 1 (1), pp. 19–26. graphia 116 (1), pp. 87–92. KALMÁR J., PETRESCU I., SZENDREINÉ KOREN E. 2006: Az erdőtalaj HÁLA J. 2006: Néprajzi gyűjtéseim Perőcsényben. Eredmények és képződés ásványtani vonatkozásai a Visegrádi hegységben, a emlékek. — In: KOCZÓ J. (szerk.): Hajzé felő’ gyün ëgy buró. A pilisszentlászlói mintaterületek eruptív anyakőzet összletein. — 750 ezstendős Perőcsényben rendezett tudományos konferencián Agrokémia és Talajtan 55 (2), pp. 367–380. elhangzott előadások. Városmikolai Körzeti Általános Iskola KÁNTOR T. 2006: Az elemanalitika korszerű módszerei. — In: helytörténeti szakkörének kiadványa, Városmikola (Honti ZÁRAY GY. (szerk.): Az elemanalitika korszerű módszerei. Füzetek, 9.) pp. 50–66. Akadémiai Kiadó Rt., Budapest pp. 19–88. HÁLA J., SZÁRAZ GY. 2006: Százados legendák az alagi temető KÁNTOR T.: Az elektrotermikus atomizálás (ETA) és párologtatás sírkövei alatt. — A Dunakeszi Kőrösi Csoma Sándor Általános (ETV) optimálási módszerei. — 49. Magyar Spektrokémiai Iskola Évkönyve 2004/2005, pp. 132–137. Vándorgyűlés, Miskolc, 10–12/07/2006. Előadások Összefoglalói, HALLER, J. M., DE WALL, H., MARTIN, U., NÉMETH, K. 2006: pp. 105–108. Understanding the evolution of maar craters. — ICDP-Workshop KÁNTOR, T. 2006: Mechanistic studies on high temperature vapor- PASADO — Potrok AIke Lake Sediment Archive Drilling Project, ization. Thermo-analytical aspects. — 7. European Furnace Rio Gallegos, Santa Cruz, Argentina, 15–19/03/2006. — Terra Symposium on Atomic Absorption Spectrometry, Electrothermal Nostra 2006 (1), p. 58. Vaporization and Atomization (EFS 2006), and 12 Solid Sampling HEIDE, K., FÖLDVARI, M. 2006: High temperature mass spectromet- Colloquium with Atomic Spectrometry (12 SSC), StPetersburg,

ric gas-release studies of kaolinite Al2[Si2O5(OH)4] decomposi- Russia, 2–7/07/2006. Book of Abstracts, p. 17. tion. — Thermochimica Acta 446 (1–2), pp. 106–112. KÁNTOR, T., HASSLER, J., FÖRSTER O. 2006: Determination of trace HORVÁTH F., VICZIÁN I. 2006: Az ember természetformáló hatása a metals in industrial boron carbide by solid sampling optical Fényes-patak és az Áltar-ér Tata alatti szakaszának ártéri emission spectrometry. Optimization of DC arc excitation (cur- területein. — In: KÁZMÉR M. (szerk.): A Környezettörténet 2006. rent, atmosphere and chemical modifier). — Microchimica Acta Konferencia előadásainak összefoglalói, Budapest, 8–9/02/2006. 156, pp. 231–243. (Általános Földtani Szemle Könyvtára, 2), Hantken Kiadó, KARATSON, D., NÉMETH, K., SZÉKELY, B., RUSZKICZAY-RUDIGER, Budapest, pp. 50–51. ZS., PÉCSKAY, Z. 2006: Incision of a river curvature due to JÁMBOR Á. (szerk.) 2006: A magyar kvarterkutatás bibliográfiája exhumed Miocene volcanic landforms: Danube Bend, 1708–2004. — A Magyar Állami Földtani Intézet 206. alkalmi Hungary. — International Journal of Earth Sciences (Geologische kiadványa, Budapest, 400 p. Rundschau) 95, pp. 929–944. JORDÁN GY., CSILLAG G., SEBE K. 2006: Digitális terepmodellezés KAZÁR, E. 2005: A new kentriodontid (Cetacea: Delphinoidea) térinformatikai környezetben: morfotektonikai módszerek és from the Middle Miocene of Hungary. — Mitteilungen aus dem alkalmazások. — 3. Magyar Földrajzi Konferencia, MTA, Museum für Naturkunde in Berlin – Geowissenschaftliche Reihe 8 Budapest, 6–7/09/2006, Absztraktkötet, p. 109. (1), pp. 53–73. JORDÁN GY, SZILASSI P, A. van ROMPAEY, CSILLAG G, van DESSEL, W. KAZÁR E. 2006: Sophianacetus, a replacement name for Mediocris 2006: Történelmi területhasznosítás-változások hatásának mo- (Cetacea: Delphinoidea: Kentriodontidae). — Mitteilungen aus dellezése a talajerózióra, valamint üledék- és szennyeződésszál- dem Museum für Naturkunde in Berlin – Geowissenschaftliche lításra vízgyűjtőkben. Esettanulmányok. — In: KÁZMÉR M. Reihe 9 (2), p. 260. (szerk.): A Környezettörténet 2006. Konferencia előadásainak össze- KAZÁR, E., GRIGORESCU, D. 2005: Revision of Sarmatodelphis mol- foglalói, Budapest, 8–9/02/2006. (Általános Földtani Szemle davicus Kirpichnikov, 1954 (Cetacea: Delphionoidea), from Könyvtára, 2), Hantken Kiadó, Budapest, p. 77. the Miocene of Kishinec, Republic of Moldavia.— Journal of JUHÁSZ, GY., THAMÓNÉ BOZSÓ, E. 2006: Az alföldi pannóniai s.l. Vertebrate Paleontology 25 (4), pp. 929–935. képződmények ásványi összetétele II. A pannóniai s.l. KELE, S., KORPÁS, L. KOVÁCS-PÁLFFY, P., LANTOS M. 2006: homokok és homokkövek ásványi összetétel változásának ten- Sedimentology, mineralogy, lake evolution and chronology of denciái és földtani jelentőségük. — Földtani Közlöny 136 (3), pp. the Quaternary Tata thermal lacustrine travertine. — In: FÜLÖP 431–449. É., KISSNÉ CSEH J. (szerk.): „Die aktuellen Fragen des Mittel- JUHÁSZ, GY., POGÁCSÁS, GY., MAGYAR, I. 2006: Integrated stratigra- paläolithikums in Mitteleuropa. Topical issues of the research of phy and architecture of a back-arc lake-basin — a key to structur- Middle Palaeolithic period in Central Europe”. (Tudományos al evolution in the Pannonian Basin, Hungary. — Abstract Füzetek, 12), Komárom–Esztergom Megyei Múzeumi Volume of the 17th International Sedimentological Congress ISC, Szervezet, Komárom, pp. 32–51. Fukuoka, Japan, 27/08–01/09/2006, Volume O–164, p. 214. KELE, A., KORPÁS, L., DEMÉNY, A. KOVÁCS-PÁLFFY, P., BAJNÓCZY, B. JUHÁSZ, GY., POGÁCSÁS, GY., MAGYAR, I. VAKARCS, G.; 2006: MEDZIHRADSZKY ZS. 2006: Paleoenvironmental evaluation of Integrált-sztratigráfiai és fejlődéstörténeti vizsgálatok az Alföld the Tata Travertine Complex (Hungary), based on stable iso- pannóniai s.l. rétegsorában. — Földtani Közlöny 136 (1), pp. 51-86. topic and petrographic studies. — Acta Geologica Hungarica 49 KALMÁR, I., KUTI L. 2006: Natural conditions of the cathastrophic (1), pp. 1–31. floods and slope instability in small hydrographic basins: risk KERCSMÁR ZS., FODOR L., PÁLFALVI S. 2006: Középső-eocén evaluation, prevention and rehabilitation. — Environment and szerkezetalakulás és medencefejlődés a Dunántúli Paleogén Progress 7, pp. 43–48. Medence ÉK-i részén (Vértes hegység). — 8. Bányászati 34 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/ KORDOS L. 2006: Herman Ottó és a magyar földtan (Levél Herman 2006. Erdélyi Magyar Műszaki Tudományos Társaság, Sepsi- Ottó születésének 170. évfordulójára). — In: HEVESI A., VIGA szentgyörgy, pp. 212–214. GY. (eds): Herman Ottó öröksége. Herman Ottó Múzeum kiad- KERCSMÁR, ZS., FODOR, L., PÁLFALVI, S. 2006: Tectonic control and ványa, Miskolc, pp. 86–90. basin evolution of the Northern Transdanubian Eocene Basins KORDOS, L. 2006: Ipolytarnóc, an Early Miocene palaeohabitat. — (Vértes Hills, Central Hungary). — 4th Meeting of the Central Hantkeniana 5, pp. 124–126. European Tectonic Studies Group (CETeG) /11th Meeting of the KORDOS L. 2006: Jánossy Dénes az ősmadarak tudója.— Czech Tectonic Studies Group (CTS) / 7th Carpathian Tectonic Madártávlat 12 (6), pp. 4–6. Workshop (GTG), Zakopane, Poland, 19–22/04/2006. — Geolines KORDOS L. 2006: Környezeti változások és az emberré válás: a múlt és 20, pp. 64–66. a jövő madártávlatból. — Magyar Tudomány, 167 (4), pp. 453–457. KÓKAY J. (2006): Nonmarine mollusc fauna from the Lower and KORDOS L. 2006: A lapátosok családfája.— Magyar Vadászlap 15 Middle Miocene, Bakony Mts., W Hungary. — Geologica (2), pp. 92–93. Hungarica Series Paleontologica, 56, Magyar Állami Földtani KORDOS L. 2006: Az örök vaddisznó. — Magyar Vadászlap 15 (7), Intézet, Budapest, 196 p. pp. 428–429. KÓNYA P. 2006: Phillipsit ikertípusok a hermántói és az uzsai bazalt KORDOS L. 2006: Az őzek szerteágazó családfája. — Magyar hólyagüregeiben. — In: KOVÁCS-PÁLFFY P., VEREBINÉ FEHÉR K., Vadászlap 15 (5), pp. 298–299. ZIMMERMANN K. (szerk.): HUNGEO 2006. Magyar földtu- KORDOS, L. 2006: Stratigraphy of the Middle Pleistocene „Buda dományi szakemberek 8. Világtalálkozója. Energiahordozók Culture” of Castle Hill, Budapest (Hungary). — Praehistoria, nyomában Pannon tájakon, Pécs–Zágráb, 21–25/08/2006. 4–5, pp. 9–32. Program, előadáskivonatok, pp. 53–54. KORDOS L. 2006: A szarvasok ősi rejtélye. — Magyar Vadászlap 15 KÓNYA, P. 2006: Twinned phillipsite crystals in the basalts of the (9), pp. 554–555. Tatika Group, Balaton Highland, Hungary. — 3rd „Mineral KORDOS L. 2006: Szemelvények a magyarországi madárfauna Sciences in the Carpathians” International Conference, Miskolc, történetéből. — Madártávlat 12 (6), pp. 10–14. Hungary, 9–10/03/2006. — Acta Mineralogica-Petrographica KORDOS L. 2006: Újra Rudapithecus.— Vadon 5, p. 15. Abstract Series 5, p. 58. KORDOS L. 2006: Utat építettek, ősállatot találtak. — Vadon 5, pp. KÓNYA P., KOVÁCS-PÁLFFY P., FÖLDVÁRI M., BODORKÓS ZS., KÁKAY- 16–19. SZABÓ O. 2006: Üregkitöltő, valamint homokos, mészköves és KORDOS L. 2006: Az üregi nyulak családfája. — Magyar Vadászlap 15 szerpentines kőzetzárványokhoz kapcsolódó ásványok a Bazsi, (4), pp. 234–235. Prága-hegy bazaltjából (Tátika-csoport, Balaton-felvidék). — In: KÓTAI, L., SAJÓ, I., GÁCS, I., PAPP, K., BARTHA, A., BÁNVÖLGYI GY. KOVÁCS-PÁLFFY P., VEREBINÉ FEHÉR K., ZIMMERMANN K. 2006: An environmentally friendly method for removing sodi- (szerk.): HUNGEO 2006. Magyar földtudományi szakemberek 8. um in red mud. — Chemistry Letters 35 (11), pp. 1278–1279. Világtalálkozója. Energiahordozók nyomában Pannon tájakon, KOVÁCS J., KOROKNAI ZS., KOVÁCSNÉ SZÉKELY I. 2006: A Balaton Pécs–Zágráb, 21–25/08/2006. Program, előadáskivonatok, p. 51. környezeti állapotának vizsgálata többváltozós adatelemző KORDOS L. 2006: A 10 millió évvel ezelőtt élt Rudapithecus. — In: módszerekkel. — In: SZENDREI G. (szerk.): Magyarország HADOBÁS S. (szerk.): Bányászattörténeti Közlemények. Érc- és környezetgeokémiai állapota, MTA, Budapest, pp. 111–118. Ásványbányászati Múzeum Alapítvány Kuratóriuma, Ruda- KOVÁCS-PÁLFFY P., VEREBINÉ FEHÉR K., ZIMMERMANN K. (szerk.) bánya, pp. 2–3. 2006: HUNGEO 2006. Magyar földtudományi szakemberek 8. KORDOS L. 2006: Anomalomys (Rodentia, Mammalia) from Világtalálkozója. Energiahordozók nyomában Pannon tájakon, Rudabánya, Hungary (Miocene MN9): terminology of molars, Pécs–Zágráb, 21–25/08/2006. Program, előadáskivonatok, 92 p. age categories and phylogenetic interpretations. — Fragmenta KÖVÉR, SZ., FODOR, L., JUDIK, K., OZSVÁRT, P., ÁRKAI, P., KOVÁCS, Palaeontologica Hungarica 23, pp. 19–28. S., LESS, GY. 2006: Tectonic position of the latest KORDOS L. 2006: Ásatások a bérbaltavári ősgerinces lelőhelyen. — Triassic–Jurassic Sequences of Rudabánya Hills, NE Hungary. In: SZAKÁLY F. (ed.): Bérbaltavár története az elfelejtett várak, — 4th Meeting of the Central European Tectonic Studies Group kastélyok faluja. Bélbaltaváriak Szülőföldjükért Egyesület, (CETeG) /11th Meeting of the Czech Tectonic Studies Group (CTS) Bérbaltavár, pp. 249–257. / 7th Carpathian Tectonic Workshop (GTG), Zakopane, Poland, KORDOS L. 2006: Dinoszauruszok a Kárpát-medencében. — 19-22/04/2006. — Geolines 20, pp. 73–75. Honismeret 34 (1), pp. 76–80. KUTI L., 2006: A talajvíz kémiai összetételének változásai egy szikes KORDOS L. 2006: Dinoszauruszok a Kárpát-medencében. — In: területen a mélység függvényében. — Újabb eredmények a PARKER, S.: Őslények enciklopádiája. Kossuth Kiadó, Budapest, szikesedés földtani körülményeiről, MTA TAKI, Budapest, p. 439. 08/11/2006. http://www.taki.iif.hu/7kula.pdf KORDOS L. 2006: Egy cickány története.— Madártávlat 12 (6), p. 8. KUTI, L., KERÉK, B., VATAI, J. 2006: Problem and prognosis of KORDOS L. 2006: The Endocranial Cast of Rudapithecus. — 15th excess water inundation based on agrogeological factors. — Congress of the European Anthropological Association. “Man and Carpathian Journal of Earth and Environmental Sciences 1 (1), Environment: Trends and Challenges in Anthropology”, Buda- pp. 5–18. pest, Hungary, 31/08–03/09/2006, Biennal Books of EAA, KUTI L., MÜLLER T., VATAI J., POCSAI T. 2006: Magyarország pp. 9–20. vizeinek vegyi jellege. — In: SZENDREI G. (szerk.): Magyarország KORDOS L. 2006: A fácánok kalandos históriája. — Magyar környezetgeokémiai állapota, MTA, Budapest, pp. 73–82. Vadászlap 15 (3), pp. 170–171. KUTI, L., VATAI, J., POCSAI, T., KARIG, G. 2006: The prospects for KORDOS L. 2006: Fuchs Herman és a Kolozsvár környéki szirének. optimal waste disposal in Hungary. — 5th European Congress on — Fuchs Herman Emlékkonferencia, Kolozsvár, 2006. p. 78. Regional Geoscientific Carthography and Information Systems. KORDOS L. 2006: „Gabi” csontváza egyre teljesebb. — Élet és Earth and Water, Barcelona, Spain 13–16/06/2006, Proceedings. Tudomány 51–52, pp. 1614–1617. Volume 2, pp. 220–222. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 35

LÁSZTITY, A., ZIH-PERÉNYI, K., BERTALAN, É. 2006: On-line precon- NAGY A., CSERNY T., ELBAZ-POULICHET F. 2006: Nyomelem centration of tellurium on iron(III) — modified cellulose ion geokémiai kutatások a Zala–Kis-Balaton–Keszthelyi-öböl exchangers. — Winter Conference on Plasma Spectrochemistry, területén. — In: SZENDREI G. (szerk.): Magyarország környezet- Tucson, Arizona, 8–14/01/2006. PT01 Poster Session: Clinical geokémiai állapota, MTA, Budapest, pp. 91–110. Analyses: TP55. NAGY I., WEISZBURG T., FODORPATAKI L., BARTHA A., NAGY S.: LESS, GY. (ed.), TURKI, S. M., PEREGI, ZS., FODOR, L., KOLOSZÁR, 2006: A Turc-patak (Szatmár megye) vizsgálata az L., KALMÁR, J., SUWESI, S. KH., SHERIF, KH., CSÁSZÁR, G., ércbányászat környezeti hatásai szempontjából — 8. Bányászati GULÁCSI, Z., DALUB, H. (in press): Geological map of Libya Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/ 1:250,000, Sheet: Waw al Kabir NG 33–12. Explanatory Booklet. 2006. Erdélyi Magyar Műszaki Tudományos Társaság, Sepsi- — Industrial Research Centre, Tripoli. szentgyörgy, pp. 273–277. LIEBER T., SÁSDI L. 2006: Sátorkőpusztai kincsek. — Élet és NÉMETH, K. 2006: Lessons for volcanic emergency management Tudomány 61 (25), pp. 784–787. from the 2005 Ambae caldera-lake eruption. — Abstract Volume MAGYAR, I.; MÜLLER, P. M., SZTANÓ, O., BABINSZKI, E., LANTOS, M. of the North Island Volcanic Risk Symposium, Palmerston North, 2006: Oxygen-related facies in Lake Pannon deposits (Upper NZ, 4/08/2006, p. 9. Miocene) at Budapest-Kőbánya. — Facies 52, pp. 209–220. NÉMETH, K. 2006: PASADO 2006 Workshop Rio Gallegos, MAGYARI, Á., KERCSMÁR, ZS., UNGER, Z., THAMÓ-BOZSÓ, E., 2006: Argentina. — New Zealand Soil News 54 (3), pp. 75–77. Neotectonic Investigations of the Érmellék Region (NE NÉMETH, K. 2006: Role of phreatomagmatism in the evolution of Pannonian Basin, NW Transylvania) — 4th Meeting of the the Mio/Pliocene Western Snake River Plain volcanic field, Central European Tectonic Studies Group (CETeG) /11th Meeting Idaho: pitfalls in application of volcanological data for paleo- of the Czech Tectonic Studies Group (CTS) / 7th Carpathian geographical reconstruction. — New Zealand Soil News 54 (3), Tectonic Workshop (GTG), Zakopane, Poland, 19–22/04/2006. — pp. 78–79. Geolines 20, pp. 87–88. NÉMETH, K., CRONIN, S. J. 2006: Intra- and extra-caldera volcani- MÁJAI CS., UNGER Z. 2006: A Felső-Nyárádmente geomorfológiai clastic facies architecture of a frequently active mafic island-arc problémái. — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, volcano, Ambrym Island, Vanuatu. — Abstract Volume of the 17th Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki International Sedimentological Congress ISC, Fukuoka, Japan, Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, p. 239. 27/08–01/09/2006, Volume A, p. 194. MÁJAI CS., UNGER Z. 2006: A Felső-Nyárádmente geomorfológiai NÉMETH, K., CRONIN, S. J. 2006: Lessons for emergency manage- problémái. — In: KOVÁCS-PÁLFFY P., VEREBINÉ FEHÉR K., ment from the December 2005 crater lake eruption at Ambae, ZIMMERMANN K. (szerk.): HUNGEO 2006. Magyar földtu- Vanuatu. — Abstract Volume of the Geological Society of New dományi szakemberek 8. Világtalálkozója. Energiahordozók Zealand Annual Meeting, Palmerston North, New Zealand, nyomában Pannon tájakon, Pécs–Zágráb, 21–25/08/2006. 4–7/12/2006, (Geological Society of New Zealand Program, előadáskivonatok, p. 40. Miscellaneous Publication, 122 A), p. 57. MAROS, GY., GRÓF, GY., GYENIS, Á., PÁSZTOR, SZ., PALOTÁS, K., NÉMETH, K., CRONIN, S. J. 2006: Surtseyan style eruption in the MUSITZ, B. 2006: A new method in the geologic–tectonic– Ambae (Vanuatu, New Hebrides) caldera lake in 2005 hydrogeologic documentation of shafts and tunnels — 4th December and its implication to volcanic hazards and emer- Meeting of the Central European Tectonic Studies Group (CETeG) gency management on an ocean island. — Abstract Volume of the /11th Meeting of the Czech Tectonic Studies Group (CTS) / 7th Congreso de vulcanologia GARAVOLCAN 2006 Workshop, Carpathian Tectonic Workshop (GTG), Zakopane, Poland, Tenerife, Spain, 21–27/05/2006, p. 19–22/04/2006. — Geolines 20, p. 91. NÉMETH, K., CRONIN, S. J., WHITE, J. D. L. 2006: Kuwae caldera MAROS GY., GRÓF GY., GYENIS Á., PÁSZTOR SZ., PALOTÁS K. 2006: (Vanuatu) and climate confusion. — Abstract Volume of the Új módszer a bányatérségek földtani-tektonikai-vízföldtani American Geophysical Union Fall Meeting, San Francisco, USA, dokumentálásában. — 8. Bányászati Kohászati Földtani 11-15/12/2006. — Eos Trans. AGU, 87(52), Fall Meet. Suppl., Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Abstract V33C-0672. Műszaki Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, p. 253. NÉMETH, K., WHITE, C. 2006: Intravent peperites in an eroded MARÓTI É., KALMÁR J. 2006: About the stone material and mortar phreatomagmatic volcano of the Western Snake River Plain composition of the Roman buildings, Ulcisia Castra, Volcanic Field Idaho (USA) and their implication for field-wide Szentendre, Hungary. — Carpathian Journal of Earth and eruptive environment reconstruction. — Abstract Volume of the Environmental Sciences, 1 (1), pp. 27–40. Geological Society of New Zealand Annual Meeting, Palmerston MARÓTI É., KALMÁR J. 2006: A szentendrei római kori ásatások North, New Zealand, 4–7/12/2006, (Geological Society of New kőanyagának morfológiai és kőzettani sajátosságai. — 8. Zealand Miscellaneous Publication, 122 A), p. 58. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy, NÉMETH, K., CRONIN, S. J., CHARLEY, D., HARRISON, M., GARAE, E. 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki Tudományos 2006: Exploding lakes in Vanuatu — “Surtseyan-style” eruptions Társaság, Sepsiszentgyörgy, pp. 254–258. witnessed on Ambae Island. — Episodes 29 (2), pp. 87–92. MARTIN, U., NÉMETH, K. 2006: How Strombolian is a “Strom- PACHECO, F. A. L., SZŐCS, T. 2006: “Dedolomitization reactions” bolian” scoria cone? Some irregularities in scoria cone architec- driven by anthropogenic activity on loessy sediments, SW ture from the Transmexican Volcanic Belt, near Volcán Hungary. — Applied Geochemistry 21 (4), pp. 614–631. Ceboruco, (Mexico) and Al Haruj (Libya). — Journal PÁLFALVI, S., FODOR, L. KERCSMÁR, ZS, BÁLDI-BEKE, M., KOLLÁNYI, of Volcanology and Geothermal Research 155 (1–2), pp. K., LESS, GY. 2006: Sedimentation pattern, tectonic control, 104–118. and basin evolution of the northern Transdanubian Eocene MÜLLER P. M. 2006: New decapods from the Miocene Hungary — basins (Vértes Hills, central Hungary). — EGU (European with remarks about their environment. — Földtani Közlöny 136 Geosciences Union) General Assembly, Vienna, Austria, (1), pp. 37–49. 02–07/04/2006, Abstracts. — Geophysical Research Abstracts 8, 36 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

(CD melléklet). EGU06-A-08384/Sref-ID:1607–7962/gra. SIKLÓSY Z., DEMÉNY A., SZABÓ CS., KORPÁS L., GÁLNÉ SÓLYMOS K. http://www.cosis.net/abstracts/EGU06/08384/EGU06-J- 2006: A vértesi felső-kréta (?) édesvízi mészkő és vöröskalcitér 08384.pdf előfordulások petrográfiai és geokémiai vizsgálata. — Földtani PÁLFY, J., MUNDIL, R. R. RENNE, P. R. BERNOR, R. L., KORDOS, L., Közlöny 136 (3), pp. 369–398. GASPARIK, M. 2006: Radioisotopic dating of the Ipolytarnóc SOLT P. 2006: A kabai meteorithullás területének reambulációja. — fossil track site and its implications for the Proboscidean 8. Székelyföldi Geológus Találkozó. Geológia és környezet- Datum. — Hantkeniana 5, p. 100. védelem. Csíkszereda, 26–28/10/2006. Abstracts volume. Pro PAPANIKOLAOU, D., MIGIROS, G., GULÁCSI, Z., KOVÁCS, S. 2006: Re- Geologia Egyesület Kiadó, Csíkszereda, pp. 75–76. interpretation of the Bükk tectono-stratigraphy: from the Bükk SZAKÁLL S., KOVÁCS-PÁLFFY P., SAJÓ I., KOVÁCS Á. 2006: platform to the Bükk basin and the Szarvaskő Ocean. — In: Magyarországi sókivirágzások ásványtani vizsgálata. — In: SUDAR, M. ERCEGOVAC, M., GRUBIĆ, A. (eds): Proceedings of the SZENDREI G., TÓTH T. (szerk.): A magyarországi szikes talajok 18th Congress of the Carpathian-Balkan Geological Association, felszíni sóásványai (Salt minerals on surfaces of salt-affected soils Belgrade, 3–6/09/2006. Serbian Geological Society, Belgrade, in Hungary). (Topographia Mineralogica Hungariae 9), pp. 432–434. Herman Ottó Múzeum, Miskolc, pp. 47–60. PAPP P. 2006: Szász Zsiga (Alsórákos) munkálkodása a Földtani SZENDREI, G., TÓTH, T., SZAKÁLL, S., KOVÁCS-PÁLFFY, P., SAJÓ, I. Intézetért. — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, 2006: Salt minerals in efflorescences on soil surface of Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki Hungary. — 3rd „Mineral Sciences in the Carpathians” Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, p. 277. International Conference, Miskolc, Hungary, 9–10/03/2006. Acta PÁSZTOR L., PÁLFAI I., BOZÁN CS., KŐRÖSPARTI J., SZABÓ J., BAKACSI Mineralogica-Petrographica Abstract Series 5, p. 115. ZS., KUTI L. 2006: Spatial stochastic modelling of inland inuda- SZENDREI G., TÓTH T., KOVÁCS-PÁLFFY P., SAJÓ I., SZAKÁLL S., tion hazard. — 9th AGILE Conference on Geografic Information KOVÁCS Á. 2006: A talajfelszíni sókivirágzások elterjedése Science. Shaping the future of Geographic Information Science in Magyarországon. — In: SZENDREI G., TÓTH T. (szerk.): A Europe, Visegrád, Hungary, 20–22/04/2006, pp. 139–143. magyarországi szikes talajok felszíni sóásványai (Salt minerals PÉTERDI, B. 2006: Beszámoló a 36. Nemzetközi Archeometriai on surfaces of salt-affected soils in Hungary). (Topographia Szimpóziumról (36th International Symposium on Mineralogica Hungariae 9), Herman Ottó Múzeum, Miskolc, Archaeometry 2–6 May 2006, Quebec City, Canada). — pp. 61–78. Archeometriai Műhely 2, pp. 39–40. SZENTPÉTERY I., LESS GY. (szerk.); LESS GY., KOVÁCS S., PÉTERDI, B., HORVÁTH, T., SZAKMÁNY,GY. 2006: Petrographical SZENTPÉTERY I., GRILL J., RÓTH L., GYURICZA GY., SÁSDI L., Investigation on Late Copper Age Stone Tools from PIROS O., RÉTI ZS., ELSHOLZ L., ÁRKAI P., NAGY E.†, BORKA Balatonőszöd (Temetői Dűlő), Western Hungary. — In: ZS., HARNOS J., ZELENKA T. 2006: Az Aggtelek–Rudabányai- HERZOG, A. (ed.): ISA 2006. 36th International Symposium on hegység földtana. Magyarázó az Aggtelek–Rudabányai-hegység Archaeometry (ISA), Quebec City, Canada CELAT, Laval 1988-ban megjelent 1:25 000 méretarányú fedetlen földtani University, Quebec, 2-6/05/2006, Conference Program and térképéhez. — Magyarország tájegységi térképsorozata, Magyar Abstracts, p. 223. Állami Földtani Intézet, Budapest, 92 p., 2 térkép melléklet. RISSO, C., NÉMETH, K., MARTIN, U. 2006: Proposed geotopes to pro- SZILASSI, P., JORDAN, G., VAN ROMPAEY, A. W,CSILLAG,G. 2006: mote tourism in recent pyroclastic cone fields, Southern Impacts of historical land use changes on erosion and agricul- Mendoza, Argentina. — Abstract Volume of the 4th Conference tural soil properties in the Kali Basin at Lake Balaton, Hungary. Cities on Volcanoes IAVCEI, Quito, Ecuador, 23–27/01/2006, p. — CATENA 68 (3), pp. 96–108. 138. SZILASSI P., JORDÁN GY., VAN ROMPAEY A. W., CSILLAG G. 2006: A ROOK, L., KORDOS, L., BERNOR, R. L. 2006: Rudabánya: A reference területhasználat-változás talajvédelmi problémáinak vízgyűjtő Late Miocene (Vallesian, MN9) vertebrate fauna from Middle szintű elemzése a Káli-medence példáján. — „Napjaink Europe. — Palaeontographica Italica 90, pp. 309–313. környezeti problémái — globálistól lokálisig” Sérülékenység és SÁSDI L. 2006: Az Esztergomi Strázsa-hegy és a Sátorkőpusztai-bar- alkalmazkodás Nemzetközi Konferencia Keszthely, 30/11–01/12/ lang fejlődéstörténete. — In: MADARASNÉ BENEDEK A. (szerk.): 2006., CD ROM. A Sátorkőpusztai-barlang 1946–2006. [Benedek Endre SZŐCS T. 2006: Áramlási rendszerek, víz-kőzet kölcsönhatások megis- Barlangkutató és Természetvédelmi Egyesület], Dorog, p. 101. merése és alkalmazása. — Ph.D. dolgozat, Eötvös Loránd SÁSDI L. 2006: Újabb küldetés. Barlangkutató expedíció Monte- Tudományegyetem, Budapest [2006. június], 136 p. + 4 mell. negróban. — Hegyisport és Turista Magazin 2, 2006. november, SZŐCS T. 2006: Felszín alatti vizek kémiai állapotfelmérése. — 8. pp. 20–21. Székelyföldi Geológus Találkozó. Geológia és környezetvédelem. SÁSDI L. 2006: Víznyomjelzéses vizsgálatok a Bükk hegységi Csíkszereda, 26–28/10/2006. Abstracts volume. Pro Geologia Nyavalyás és Létrás-tető térségének fokozottan védett barlang- Egyesület Kiadó, Csíkszereda, pp. 85–86. jaiban. — Karszt és Barlang 1995–1996, pp. 29–34. SZŐCS, T., TÓTH, GY., HORVÁTH, I. 2006: Modeling stable isotope- SÁSDI L. 2006: Zárszámadás Tapolcán (Beszámoló az MKBT pattern for understanding and describing flow systems in the Szakmai Napjáról). — Hegyisport és Turista Magazin 2, 2006. Pannonian basin, Hungary. — In: POETER, E., HILL, M., ZHENG, január, p. 24. C.: MODFLOW and More 2006: Managing Ground-Water SELMECZI I., BOHN-HAVAS M., SZEGŐ E., LANTOS M. 2006: Litho-, Systems. International Ground Water Modeling Center bio- and magnetostratigraphic correlation of three Miocene (IGWMC), Colorado Schools of Mines, USA, 22–24/05/2006. successions in the Hungarian part of the Pannonian Basin. — In: Conference Proceedings, p. 644. SUDAR, M. ERCEGOVAC, M., GRUBIĆ, A. (eds): Proceedings of the SZURKOS G., ZSÁMBOK I. 2006: Budapest környezetföldtani 18th Congress of the Carpathian-Balkan Geological Association, térképsorozata: elvek, módszerek és végtermékek a Belgrade, 3–6/09/2006. Serbian Geological Society, Belgrade, településgeológiában. — 8. Székelyföldi Geológus Találkozó. pp. 539–542. Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, 26-28/10/2006. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 37

Abstracts volume. Pro Geologia Egyesület Kiadó, UNGER Z., TIMÁR G. 2006: Morfológiai hasonlóságok Csíkszereda, pp. 86–87. szerkezetföldtani jelentősége. — In: GEIGER J. (szerk.): 10. SZURKOS G., ZSÁMBOK I. 2006: Budapest közműgeotechnikai Geomatematikai Ankét, Mórahalom, 18–20/05/2006. Abstract térképsorozata. — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, volume: http://ttkde4.sci.u-szeged.hu/foldtan/geomatematikai Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki szakosztaly/(2006. VI. 08.) Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, p. 302. UNGER Z., TÍMÁR G., MÁJAI CS. 2006: A Csukás-hegység az SRTM SZŰCS A. 2006: Geochemical Landscape Analysis for the Risk modellen (Székelyföld az űrből 8. rész). — 8. Székelyföldi Assessment of Acid Mine Drainage in a Wetland Environment. — Geológus Találkozó. Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, Acta Universitatis Upsaliensis, Digital Comprehensive Summaries 26–28/10/2006. Abstracts volume. Pro Geologia Egyesület of Uppsala Dissertations from the faculty of Science and Kiadó, Csíkszereda, pp. 88–89. Technology, 200, Uppsala, 249 p. VAN DESSEL W., POELMANS L., JORDÁN GY. SZILASSI P. CSILLAG G., THAMÓNÉ BOZSÓ, E., JUHÁSZ, GY., Ó. KOVÁCS, L. 2006: Az alföldi VAN ROMPAEY A. 2006: Kísérlet területhasználat változás pannóniai s.l. képződmények ásványi összetétele. I. A pannóni- scenáriók készítésére a Pécselyi-medence példáján. — 2. Magyar ai s.l. homokok és homokkövek jellemzői és eredete. — Földtani Tájökológiai Konferencia, Debrecen, 7–9/04/2006, p 87. Közlöny 136 (3), pp. 407–430. VICZIÁN, I. 2006: Comparison of the main periods of kaolinite for- THAMÓ-BOZSÓ, E., JUHÁSZ, GY., Ó. KOVÁCS, L., 2006: Origin of sed- mation in Slovakia and Hungary (abstract). — 3rd „Mineral iments transported from different directions into the Lake Sciences in the Carpathians” International Conference, Miskolc, Pannon during the Late Neogene, based on mineralogical com- Hungary, 9–10/03/2006. — Acta Mineralogica-Petrographica position of sands and sandstones int he Hungarian Plain. — 3rd Abstract Series 5, p. 129. „Mineral Sciences in the Carpathians” International Conference, VICZIÁN I. 2006: Magától? A Föld története a Biblia és a tudomány Miskolc, Hungary, 9-10/03/2006. — Acta Mineralogica- szerint. — Confessio 30 (4), pp. 103–111. Petrographica Abstract Series 5, p. 117. VICZIÁN I. 2006: Magától? A világ kialakulása a Biblia és a THAMÓ-BOZSÓ, E., JUHÁSZ, GY., Ó. KOVÁCS, L., 2006: Tendencies in tudomány szerint. — Ökumené: A Keresztény Ökumenikus Baráti mineral composition of Late Neogene sands and sandstones on Társaság Kiadványa 2 (61), pp. 21–28. the Hungarian Plain indicated by statistical methods, reflecting VICZIÁN I. 2006: “Pára szállott vala fel a földről” — az ember provenance, facies and tectonic changes. — Sediment 2006, 4th teremtése és egy sivatagi oázis geológiája. — In KODÁCSY T. Annual Conference of the Central European Section of the Society (szerk.): Kompetencia, kompatibilitás, kooperáció. Jesenius for Sedimentary Geology (SEPM-CES) / 21th Meeting of Konferencia 2005. Magyarországi Református Egyház Kálvin Sedimentologists, Göttingen, 6–11/06/2006. — Schriftenreihe der János Kiadója, Budapest, pp. 147–155. Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften 45, Abstracts and VICZIÁN, I., DEZSŐ, J., RAUCSIK, B. 2006: Mineralogy of fine- Field Trips, p. 165. grained sediments related to karst phenomena in Villány Mts., THAMÓNÉ BOZSÓ E., NÁDOR A., MAGYARI Á. 2006: A lumineszcens SE Transdanubia, Hungary (abstract). — 4th Mediterranean kormeghatározás alkalmazása a történelmi idők környezeti Clay Meeting, Ankara, Turkey, 5–10/09/2006, Abstracts, pp. eseményeinek datálására. — In: KÁZMÉR M. (szerk.): A 134–135. Környezettörténet 2006. Konferencia előadásainak összefoglalói, VICZIÁN, I., DEZSŐ, J., RAUCSIK, B. 2006: Mineralogy of fine- Budapest, 8–9/02/2006. (Általános Földtani Szemle grained sediments related to karst phenomena in Villány Mts., Könyvtára, 2), Hantken Kiadó, Budapest, pp. 107–108. SE Transdanubia, Hungary. — In: VLAHOVIĆ, I., TIBLJAŠ, D., THAMÓ-BOZSÓ, E., NÁDOR, A., MAGYARI, Á., BABINSZKI, E. 2006: DURN, G., BIŠEVAC, V. (eds): 3rd Mid-European Clay Conference Optically stimulated luminescence dating of quartz from Late (MECC 06), Opatija, Croatia, 18–22/09/2006, Abstract Book. Quaternary sediments in Hungary. — 3rd „Mineral Sciences in the University of Zagreb, Zagreb, p. 121. Carpathians” International Conference, Miskolc, Hungary, VRABEC M., FODOR, L. 2006: Late Cenozoic tectonics of Slovenia: 9–10/03/2006. — Acta Mineralogica-Petrographica Abstract Structural styles at the northeastern corner of the Adriatic Series, 5, p. 118. Microplate. — In: PINTER, N., GRENERCZY, GY., WEBER, J., TÓTHNÉ MAKK Á., KERCSMÁR ZS. 2006: A pleisztocén képződ- STEIN, S., MEDAK, D. (eds): The Adria microplate: GPS Geodesy, mények vastagságviszonyai a Jászsági-süllyedék területén. — 8. Tectonics, and Hazards. (NATO Science Series, 4; Earth and Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy, Environmental Sciences, 61.), Springer, Dordrecht, pp. 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar Műszaki Tudományos 151–168. Társaság, Sepsiszentgyörgy, pp. 323–324. ZSÁMBOK I., RAINCSÁKNÉ KOSÁRY ZS. 2006: Budapesti agglomerá- TURKI, S. M., SUWESI, S. KH., LESS, GY., PEREGI, ZS., FODOR, L., ció környezetföldtani térképsorozata. — 8. Székelyföldi Geológus KOLOSZÁR, L., KALMÁR, J., GULÁCSI, Z., CSÁSZÁR, G., Találkozó. Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, SÍKHEGYI, F., AL SHARIEF, K., DALUB, H., AL TAJOURI, A., AL 26–28/10/2006. Abstracts volume. Pro Geologia Egyesület GERBI, A., ABUZED, N., AL SWIH, A. HAMBULA, M. (in press): Kiadó, Csíkszereda, pp. 93–94. Geological map of Libya, NG 33–12 (Waw al Kabir), 1:250 000. — Industrial Research Centre, Tripoli Kézirat, poszter, előadás UNGER Z., SÍKHEGYI F. 2006: A távérzékelés jelentősége földtani térképezésben. — 8. Székelyföldi Geológus Találkozó. Geológia és ALBERT G. 2006: A MÁFI modellezési csoportjainak kapcsolat- környezetvédelem. Csíkszereda, 26–28/10/2006. Abstracts vol- rendszere a MÁFI 2006. évi kutatási terve alapján — Földtani ume. Pro Geologia Egyesület Kiadó, Csíkszereda, pp. 87–88. Modellezési Munkacsoport előadói nap, MÁFI, Budapest, 2006. UNGER Z., TÍMÁR G. 2006: Morfológiai hasonlóságok szerkezet- 05. 29. földtani jelentősége. — 8. Bányászati Kohászati Földtani ALBERT G. 2006: Nagy méretarányú 3D földtani modellek — Föld- Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 06–09/04/2006. Erdélyi Magyar tani Modellezési Munkacsoport előadói nap, MÁFI, Budapest, Műszaki Tudományos Társaság, Sepsiszentgyörgy, p. 325. 2006. 05. 29. 38 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

ALBERT G. 2006: Nagy méretarányú földtani térképek és alap- Magyar földtudományi szakemberek 8. Világtalálkozója. Ener- adataik integrálása térinformatikai rendszerbe, Tapasztalatok a giahordozók nyomában Pannon tájakon, 2006. 08. 23. Vértes–Gerecse térképezése kapcsán — A Földtani Intézet BALLA Z.: Földtani viszonyok. In: JAKAB A. et al. (további 61 szerző) Vitaülései — Földtani térképek vetületi kérdései (múlt), jelen, jövő, Kis és közepes radioaktivitású atomerőművi hulladékok MÁFI, Budapest, 2006. 04. 24. végleges elhelyezése a Bátaapáti térségében tervezett felszín ALBERT G., GUSZLEV A.: GEOnukleus kezelőprogram alkal- alatti tárolóban. Környezeti hatástanulmány, 4.3.3.1. fejezet. — mazásterve háromdimenziós földtani modellekhez (Az atom- Kézirat, ETV–Erőterv, Budapest, RHK-K-105/06. erőművi kis és közepes aktivitású radioaktív hulladékok végleges BALLA Z.: Külső természeti erők hatásának vizsgálata a Nagy- elhelyezésére irányuló program. Felszín alatti földtani kutatás). — mórágyi-völgy vízgyűjtőjében. Kiviteli tanulmány. Jelentés a Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. 16 p. BE6-391. rendelési számú szerződés 2.3.2.1.1. kódszámú ALBERT G., OROSZ L., GYALOG L. 2006: Bátaapáti kutatóvágatok tételének teljesítéséről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani földtani-tektonikai dokumentálása és 3D modelljének előál- Intézet, Tekt. 1331. lítása — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, Sepsi- BARNA G., CSERNY T., FÓRIZS I. 2006: Balatoni kagylóhéjak (Unio szentgyörgy 2006. 04. 06–09. pictorum Linné) stabilizotópos vizsgálata. — 48. Hidrobiológus ALBERT G., OROSZ L., GYALOG L. 2006: Cartographic representa- Napok, Európai elvárások és a hazai hidrobiológia, Tihany, 2006. tion of geological information, observed on tunnel walls and 10. 4–6. fronts — 5th European Congress on Regional Geoscientific BARTHA A. 2006: A talajvizek vízminőségi állapotának felmérése a Carthography and Information Systems. Earth and Water, Barce- “EUROPEAID/ 114956/D/SV/ HU2002-000-180-04-01-02- lona, Spain 13–16/06/2006. 03” Phare projectben: Laboratóriumi módszerek. Kémiai ALBERT G.: Dokumentáció a Vértes-Gerecse 1:10 000-es és elemzések értékelése minőségügyi szempontból. — Felszínalatti 1:25 000-es földtani és topográfiai térképsorozatának archi- vizek kémiai állapotfelmérése Magyarországon, PHARE szemi- válásáról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. nárium, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 2006. 03. 23. 10 p. BARTHA A. 2006: Az analitikai módszerharmonizáció tapasztalatai ANDRÁSSY, L., MAROS, GY., ZILAHI-SEBESS, L., MÁTÉ, Z. 2006: az európai geológiai intézetek laboratóriumaiban. — MTA Bodai Aleurolit Formáció mélyfúrás-geofizikai értelmezésének Geokémiai és Ásványkőzettani Tudományos Bizottsága Környe- fejlesztése ImaGeo-LIPS berendezéssel a Bakonya-5 fúrásban zetgeokémiai Albizottsága „A környezetgeokémia korszerű mód- végzett maganalízis alapján. — Geofizikai–Földtani– Környezet- szerei 22” c. ankéton, Budapest, 2006. 04. 25. védelmi Vándorgyűlés és Kiállítás, Zalakaros, 2006. 09. 21–23. BARTHA A., BOCZ A. 2006: A geo- és fémanalitika helyzete Atkins_DHV konzorcium: A Zagyva–Tarna vízgyűjtő-gazdálkodási Magyarországon. Az analitikai módszerharmonizáció szük- terv, (Hidrogeológiai szakértő, TÓTH Gy., MÁFI) KvVM ségessége és tapasztalatai nemzetközi kutatási projektek és jár- http://www.zt-euvki.hu/work/hu/index.html tassági vizsgálatok alapján. — Analitikai Ankét, Magyar Kémi- BABINSZKI, E., MÁRTON, E., MÁRTON, P. & KISS, L. F. 2006: kusok Egyesülete, Budapest,/2006. 02. 21–22. Widespread occurence of greigite in the fine-grained sediments BARTHA A.: A vegyész csoport a Tan Rai expedícióban — 2. Szent of Lake Pannon: implications for environment and magne- György-napi bauxit találkozó, Székesfehérvár, 2006. 04. 24. tostratigraphy. — 3rd “Mineral Sciences in the Carpathians” BECK, M., GILLMANN, A., MURÁTI, J., RISSE, V., SPRING, J., TRAORE, International Conference, Miskolc, Hungary, 9–10/03/2006. A.: Hydrogéochimie de la plaine de Buix. — Kézirat, Terep- BABINSZKI, E., MÁRTONNÉ SZALAY, E., MÁRTON, P. & KISS, L .F. gyakorlati jelentés, Université de Neuchâtel, Centre d’Hydro- 2006: A greigit mágneses azonosításának menetrendje. — A geology, Svájc, 52 p. MTA Geokémiai és Ásvány-kőzettani Tudományos Bizottsága BERTALAN É.: Induktív csatolású plazma sugár- és ionforrás alka- Nanoásványtani Munkabizottságának és a MFT Ásványtan- lmazása a környezetgeokémiai vizsgálatokban. — MTA Geo- geokémiai Szakosztályának Nanoásványtani Ankétja, Balaton- kémiai és Ásványkőzettani Tudományos Bizottsága Környezet- füred, 2006. 01. 19–20. geokémiai Albizottsága „A környezetgeokémia korszerű mód- BADA G., HORVÁTH F., FODOR L., TÓTH T., JÓSVAI J., GRENERCZY szerei 22” c. ankéton, Budapest, 2006. 04. 25, GY., RUSZKICZAY-RÜDIGER ZS., SZAFIÁN P., DÖVÉNYI P. 2006: BREZSNYÁNSZKY K. 2006: “International Year of Planet Earth” és Magyarország fiatal tektonikája komplex adatrendszerek „CGMW Comission for the Geological Map of the World” — együttes értékelése alapján. — Geofizikai–Földtani–Környe- IUGS Nemzeti Bizottság ülése, Magyar Állami Földtani Intézet, zetvédelmi Vándorgyűlés és Kiállítás, Zalakaros, 2006. 09. 21–23. Budapest, 2006. 05. 24. BADA, G,. CLOETHING, S., DÖVÉNYI, P., DUNAI, T., FODOR L., BREZSNYÁNSZKY K. 2006: A 2006. év értékelése. — Évbúcsúztató, GRENERCZY, GY., HORVÁTH F., RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS., Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 2006. 12. 18. TIMÁR, G., TÓTH, L., TÓTH, T., WÓRUM, G. 2006: Introduction BREZSNYÁNSZKY K. 2006: A Magyar Állami Földtani Intézet 2006. to the neotectonics of the Pannonian basin: data and model. — évi kutatási terve. — MGSZ Földtani Tanács ülése, Magyar Álla- CRONUS-EU summer school, “Applications of Cosmogenic mi Földtani Intézet, Budapest, 2006. 02. 21. Nuclids to Earth Surcafe Sciences”, Harkány, Hungary, BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Bevezető. — Pályázati Ankét, Magyar Álla- 12–17/06/2006. mi Földtani Intézet, Budapest, 2006. 02. 20. BADA, G., HORVÁTH, F., CLOETINGH, S., FODOR, L., RUSZKICZAY- BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Closing words. — 25st Meeting: RÜDIGER, ZS., DUNAI, T., DOMBRÁDI, E. 2006: Active tectonics Committee on Earth Observation Satellites (CEOS) / Working and topography development in the Pannonian basin: problems Group on Calibration and Validation (WGCW): Hungarian and progress (solicited). — EGU (European Geosciences Union) Activity in Remote Sensing, Budapest, 10/05/2006. General Assembly, Wienna, Austria, 02–07/04/2006. BREZSNYÁNSZKY K. 2006: EuroGeoSurveys (EGS). — INSPIRE Nyílt BALLA Z. 2006: Kis és közepes aktivitású radioaktív hulladékok Nap, Földmérési és Távérzékelési Intézet, Budapest, 2006. 06. 30. végleges elhelyezése. Földtanilag alkalmas telephely a Mórágy BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Köszöntő. — Intézeti Nap, Magyar Állami Gránit Formációban Bátaapáti (Üveghuta) —HUNGEO 2006. Földtani Intézet, Budapest, 2006. 06. 15. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 39

BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Megnyitó. — A Föld Napja, Magyar Állami and in earthquake hazard assessment”. Occasional Papers of Földtani Intézet, Budapest, 2006. 04. 20. the Geological Institute of Hungary, volume 204. — MFT BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Megnyitó. — Emlékezzünk Rónai Előadóülés, Budapest, 2006. 04. 21. Andrásra születésének századik évfordulóján, emlékülés, Magyar BUDAI T., CHIKÁN G., CSILLAG G., FODOR L., KOLOSZÁR L., Állami Földtani Intézet, Budapest, 2006. 12. 06. MAGYARI Á., NÉMETH K., PÉCSKAY Z., SELMECZI I.: Magyarázó BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Megnyitó. — Felszínalatti vizek kémiai Püspökszilágy környékének földtani térképéhez. M= 1: 10 000. állapotfelmérése Magyarországon, PHARE szeminárium, Magyar — Kézirat, MGSz Adattár, Budapest. Állami Földtani Intézet, Budapest, 2006. 03. 23 BUDAI T., PIROS O., VÖRÖS A. 2006: Az anisusi/ladin határ biosz- BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Megnyitó. — KVIK, XV. Országos Önkor- tratigráfiai korrelációja a medencék és platformok területén. — mányzati Környezetvédelmi Napok, Magyar Állami Földtani In: PÁLFY J. (szerk): 9. Magyar Őslénytani Vándorgyűlés, Ajka, Intézet, Budapest, 2006. 05. 09. 2006. 05. 18–20. BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Megnyitó. — Víztestek munkaértekezlet a BUDAI T.: Medencék és platformok kialakulása és fejlődése a KÖVIZIG és a MÁFI szakemberek részére, Magyar Állami Bakony középső triász története során. — Kézirat, Akadémiai Földtani Intézet, Budapest, 2006. 12. 11. doktori értekezés, Országos Földtani Szakkönyvtár, Budapest, BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Modellezési programok a Magyar Állami 79 p. Földtani Intézetben. — A Földtani Modellezési Munkacsoport elő- BUDAI, T., PIROS, O., VÖRÖS, A. 2006: Middle Triassic platform and adói napja, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 2006. 05. 29. basin evolution of the Southern Bakony Mountains BREZSNYÁNSZKY K. 2006: Opening and overwie of Hungarian activ- (Transdanubian Range, Hungary). — In: DULIC, I., WAGREICH, ity. — 1st Hungarian-Slovakian Joint Technical Meeting of the M., JOVANOVIC, R. (eds): 1st. International Workshop „Mesozoic ENWAT project, Sturovo (Párkány), Szlovákia, 24/10/2006. Sediments of Carpatho-Balkanides and Dinarides”, Novi Sad, BREZSNYÁNSZKY K. 2006: The Geological Institute of Hungary Serbia & Montenegro, 25–30/05/2006. (MÁFI) — Traditions and renewal és Geological organisationes CHIKÁN G. 2006: A földtani térképezés szerepe egy terület gazdasá- of Europe. — A Szerb Földtani Társulat küldöttségének láto- gi értékelésében (A Mecsek új földtani térképe). — 8. Bányászati gatása, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 2006. 11. 22. Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 2006. 04. BREZSNYÁNSZKY K., OROSZ L., SÍKHEGYI F., TURCZI G. 2006: 06–09. Földtani adatok az INSPIRE rendszerében — INSPIRE Nyílt CHIKÁN, G., BODNÁR, E.: Impact of open-pit gravel mining on the Nap, Földmérési és Távérzékelési Intézet, Budapest, 2006. 06. 30. groundwater level of a small region. — 5th European Congress on BREZSNYÁNSZKY, K. 2006: A Magyar Állami Földtani Intézet. Regional Geoscientific Carthography and Information Systems. Feladatok, perspektívák. —Magyarhoni Földtani Társulat Earth and Water, Barcelona, Spain 13–16/06/2006. Ifjúsági Alapítvány: GEOBÖRZE, ELTE, Budapest, 2006. 05. 11. CSÁSZÁR, G. 2006: Submarine to subaerial gaps in the Middle BREZSNYÁNSZKY, K. 2006: Los proyectos de colaboración UNAM Cretaceous of the Transdanubian Range. — In: DULIC, I., (Universidad Nacional Autonóma de México). — MÁFI Geo- WAGREICH, M., JOVANOVIC, R. (eds): 1st. International Workshop ciencias, recursos y patrimonio geológicos. — Taller-Seminario “Mesozoic Sediments of Carpatho-Balkanides and Dinarides”, Minería Prehispánica y Moderna y su Impacto en el Medio Novi Sad, Serbia & Montenegro, 25–30/05/2006. Ambiente y Salud Pública, San Joaquín, Querétaro, México, CSERNY T. 2006: A Balaton Régió földtani környezet és a Balaton 19/10/2006. kialakulása. — Balatoni Partnerségi Program. Vízminőség védelem BREZSNYÁNSZKY, K., SÍKHEGYI, F. 2006: Cartography in the és természetvédelemmel kapcsolatos együttműködés mega- Geological Institute of Hungary. Traditions and renewal. — Leo- lapozása. A fenntartható fejlődés biztosítása, a civil szervezetek és poldina Meeting. Thematic Mapping in Geosciences – a területfejlesztés szereplői közötti együttműködés növelése Applications using. New Technologies and Media, ELTE, érdekében, Keszthely, 2006. 06. 20. Budapest, 25/05/2006. CSERNY T. 2006: A Balaton Régió földtani környezete és a tó BREZSYNYÁNSZKY K. [Közreműködők GYALOG L., SÍKHEGYI F., kialakulása. — Balatoni Partnerségi Program, Csopak, 2006. 10. 03. TURCZI G.] 2006: Magyarország új földtani térképe és annak CSERNY T. 2006: Földtudományi képzés a Nyugat-Magyarországi jelentősége. — HUNGEO 2006. Magyar földtudományi szakem- Egyetemen. Földtan a hazai felsőoktatásban. — Fórum és terepi berek 8. Világtalálkozója. Energiahordozók nyomában Pannon bemutató. Telkibánya, 2006. 05. 19–20. tájakon, Pécs–Zágráb, 2006. 08. 21. CSERNY T., TULLNER T., NAGYNÉ BODOR E. 2006: Az éghajlat vál- BREZSYNYÁNSZKY K. 2006: A Földtani Intézet bemutatkozik. — tozásának tükröződése a Balaton földtani mértékű vízszint Aggteleki Nemzeti Park, Jósvafő, 2006. 05. 05. ingadozásában. — Globális klímaváltozás program: A globális klí- BREZSYNYÁNSZKY K. 2006: A Magyar Állami Földtani Intézet maváltozással összefüggő hazai hatások és az erre adandó válas- tevékenysége és eredményei 2005-ben. — Magyar Geológiai zok. KvVM – MTA „VAHAVA” projekt. Poszterek a projekt záró kon- Szolgálat Beszámoló, Budapest, 2006. 03. 30. ferenciáján, MTA, Budapest, 2006. 03. 09. BREZSYNYÁNSZKY K. 2006: A Magyar Állami Földtani Intézet CSERNY T., TULLNER T., NAGYNÉ BODOR E. 2006: Földtani módsze- tevékenysége és eredményei 2005-ben. — Magyar Geológiai rek alkalmazása az éghajlat okozta változások kimutatására a Szolgálat Földtani Tanács ülése, Budapest, 2006. 06. 08. Balaton példáján. — Globális klímaváltozás program: A globális BREZSYNYÁNSZKY K., TURCZI G. 2006: Téradat infrastruktúra- klímaváltozással összefüggő hazai hatások és az erre adandó fejlesztés a Magyar Állami Földtani Intézetben. — 8. Bányászati válaszok. KvVM – MTA „VAHAVA” projekt. Poszterek a projekt Kohászati Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy, 2006. 04. záró konferenciáján, MTA, Budapest, 2006. 03. 09. 07–08. CSERNY, T., THAMÓNÉ BOZSÓ, E., KIRÁLY, E., MUSITZ, B., MAROS, BUDAI T., BREZSNYÁNSZKY K., FODOR L. 2006: Könyv- és térképbe- GY., KOVÁCS-PÁLFFY, P., BARTHA, A., 2006: Az M3-as autópálya mutató a Föld Napja alkalmából: FODOR L., BREZSNYÁNSZKY burkolatának környezetföldtani vizsgálata. — Magyarhoni Föld- K. (szerk.) 2005: Proceedings of the workshop on “Application tani Társulat Mérnökgeológiai és környezetföldtani szakosztály of GPS in plate tectonics, in research on fossil energy resources előadóülése, 2006. 04. 24. 40 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

CSILLAG G., FODOR L., KONRÁD GY. 2006: Szerkezetmorfológiai Duna–Tisza köze). — 8. Bányászati Kohászati Földtani Kon- elemek a Dunántúl domborzatában. — 3. Magyar Földrajzi ferencia, Sepsiszentgyörgy, 2006. 04. 06–09. Konferencia, MTA, Budapest, 2006. 09. 6–7. FÜGEDI U., POCSAI T., KUTI L., 2006: The “Gyöngyösoroszi pollu- CSILLAG G., FODOR L., SELMECZI I. 2006: A Vértes és környéke tion” — effects and solutions. — 5th European Congress on Regio- neogén geomorfológiai fejlődéstörténete. — 3. Magyar Földrajzi nal Geoscientific Carthography and Information Systems. Earth Konferencia, MTA, Budapest, 2006. 09. 6–7. and Water, Barcelona, Spain 13–16/06/2006. CSILLAG G., JORDÁN G.: A Nyugat-Mecsek és déli előterének FÜGEDI U., POCSAI T., KUTI L., HORVÁTH I., 2006: A talajok reprezentatív geomorfológiai–földtani szelvényeinek kijelölése meszesedésének okai Közép-Magyarországon. — Újabb ered- és DTM feldolgozás. — Kézirat, Geomorfológiai vizsgálatok a mények a szikesedés földtani körülményeiről, MTA TAKI, BAF földtani régiójában MÁFI Jelentés, Budapest. Budapest, 2006. 11. 08. http://www.taki.iif.hu/7fuub.pdf DON GY. 2006: Kozmikus eredetű mikroszferula-szintek üledékes GAÁL G. et al.,: A talajvizek vízminőségi állapotának felmérése. — kőzetekben és korrelációs jelentőségük. — 8. Székelyföldi Kézirat, PHARE projekt, EUROPEAID/114956/D/SV/ Geológus Találkozó. Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, HU2002-000-180-04-01-02-03, Zárójelentés. KvVM, Budapest. 2006. 10. 26–28. GAÁL G., KAIJA J., MEINERT M., GORCY L., TÓTH GY., HORVÁTH I., DON GY., HORVÁTH I., LIEBE P., PENTELÉNYI A., SCHAREK P. & TÓTH SZŐCS T., BARTHA A., , GONDÁR K., SZÉKVÖLGYI K., PETHŐ S., GY. 2006: Chemical state of the subsurface water body and DRASKOVITS P., BÁLINT M., DEÁK J., SÜVEGES M. 2006: „A fel- recharding effort. — Danube Monitoring Scientific Conference, szín alatti vizek kémiai állapotának felmérése” című PHARE Mosonmagyaróvár, Hungary, 25–26/05/2006. projekt eredményei. — 13. FAV Konferencia, Balatonfüred, 2006. DON GY., HORVÁTH I., LIEBE P., PENTELÉNYI A., SCHAREK P., TÓTH 03. 29–30. GY. 2006: A felszín alatti vizek geokémiai állapota és a vízpótlás GTK-MÁFI-BRGM-HGN-Smaragd-Elgoscar konzorcium: Chemical lehetőségei, Szigetköz. — 8. Székelyföldi Geológus Találkozó. Survey of Groundwaters in Hungary, (A talajvizek vízminőségi Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, 2006. 10. 26–28. állapotának felmérése). — Kézirat, PHARE projekt, EURO- ETV-ERŐTERV Zrt. által vezetett konzorcium, (benne MÁFI PEAID/114956/D/SV/HU2002-000-180-04-01-02-03, Vízföldtani projekt-team: TÓTH GY., HORVÁTH I, MARSÓ K, Zárójelentés. KvVM, Budapest. MURÁTI J): Kis és közepes radioaktivitású atomerőművi hul- GYALOG L., ALBERT G., BALLA Z., DUDKO A., KOLOSZÁR L., ladékok végleges elhelyezése a bátaapáti térségben tervezett fel- KOROKNAI B., MAROS GY.: Az Üveghuta Üh–45 jelű fúrás föld- szín alatti tárolóban: Környezeti hatástanulmány I. kötet. — tani és tektonikai leírása. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Kézirat, RHK-K-105/06, Radioaktív Hulladékokat Kezelő Intézet, Budapest. TEKT. 1253., 62 p. Közhasznú Társaság, Budaörs. GYALOG L., ALBERT G., BÍRÓ I., BORSODY J., FŰRI J., HALÁSZ A., FEHÉRVÁRI M., VICZIÁN I. 2006: Gyógyiszapok genetikája és MAROS GY., MUSITZ B., PALOTÁS K., TÖRÖK P., TRESZNÉ SZABÓ kutatásának lehetőségei. Az európai “Clay and Health” projekt. M.: Kiterített földtani-tektonikai palásttérkép a vágatok 0–850 — MFT Agyagásványtani Szakosztály, Budapest, 2006. 02. 13. m-es szakaszairól. 1–2. kötet (A bátaapáti hulladéktároló felszín FODOR L. 2006: Szerkezetföldtani problémák a líbiai térképezésnél. alatti létesítményeinek előkészítési munkái 2006–2008) — — MFT–ELTE Földtudományi Intézet előadóülése, Budapest, Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, Tekt. 1340. 2006. 12. 21. GYALOG L., BALLA Z., CSÁSZÁR G., GULÁCSI Z., KAISER M., FODOR, L. I. 2006: Tertiary tectonic evolution of the Pannonian– KOLOSZÁR L., KOROKNAI B., LANTOS Z., MAGYARI Á., MAROS Carpathian-Eastern Alpine domain: A personal view from GY., MARSI I., PEREGI ZS.: Földtani és geomorfológiai térképezés Pannonia in the light of the terminologial question of tectonic jelentése 1–3. kötet Bátaapáti hulladéktároló felszín alatti létesít- units. — 4th Meeting of the Central European Tectonic Studies ményeinek előkészítési munkái 2006–2007 — Kézirat, Magyar Group (CETeG) /11th Meeting of the Czech Tectonic Studies Group Állami Földtani Intézet, Budapest. Tekt 1339, 297 p. (CTS) / 7th Carpathian Tectonic Workshop (GTG), Zakopane, GYALOG L., BALLA Z., CSÁSZÁR G., GULÁCSI Z., KAISER M., Poland, 19–22/04/2006. KOLOSZÁR L., KOROKNAI B., LANTOS Z., MAGYARI Á., MAROS FODOR, L., HIPS, K., KOVÁCS, S., PÉRÓ, CS., PIROS, O., SIMON, H., GY., MARSI I., PEREGI ZS.: Bátaapáti hulladéktároló felszín alat- VELLEDITS, F.: Evolution of the Aggtelek platform in the ti létesítményeinek előkészítési munkái 2006–2007. Földtani és Anisian–Ladinian. Fieldtrip in Aggtelek 19/10/2006– 22/10/ geomorfológiai térképezés jelentése. 1–3. kötet. — Kézirat, 2006. — Manuscript, Geological Institute of Hungary – Magyar Állami Földtani Intézet, Tekt. 1340, Radioaktív Hungarian Academy of Sciences, Budapest, 47 p. Hulladékokat Kezelő Kht., Budaörs, RHK-K-132/06. FODOR, L., JUHÁSZ, GY., LELKES, GY.: Miocene structural evolution GYALOG L., BALLA Z., DON GY., DUDKO A., KÓKAI A., MARSI I., and sedimentation of the Pannonian basin. — Kézirat, Magyar PALOTÁS K.: Felszín alatti földtani kutatás. Az Üveghuta Üh–42 Állami Földtani Intézet, Winstar, 96 p. jelű fúrás földtani és tektonikai leírása. — Kézirat, Magyar Álla- FODOR, L., TURKI, S.E., DALOB, H., GERBI, A. 2006: Geometrical mi Földtani Intézet, Tekt. 1252, Radioaktív Hulladékokat variations of extensional fault-related folds in the southern Sirt Kezelő Kht., Budaörs, RHK-K-015/06. 52 p. Basin, Libya. — EGU (European Geosciences Union) General GYALOG L., BALLA Z., DON GY., DUDKO A., MAROS GY., ZSÁMBOK Assembly, Wienna, Austria, 02–07/04/2006. I.: Felszín alatti földtani kutatás. Az Üveghuta Üh–39 jelű fúrás FÖLDVÁRI M. 2006: Termoanalízis alkalmazása radioaktív hulladék- földtani és tektonikai leírása. — Kézirat, Magyar Állami lerakók földtani kutatása során. — Földvári Aladár Centenáriumi Földtani Intézet, Tekt. 1251, Radioaktív Hulladékokat Kezelő emlékülés, Debrecen, Akadémiai Bizottság Székháza, 2006. 03. 03. Kht., Budaörs, RHK-K-014/06. 54 p. FÖLDVÁRI MÁRIA, KOVÁCS-PÁLFFY PÉTER 2006: Montmorillonit GYALOG L., BALLA Z., DUDKO A., GYARMATI P., MAROS GY., MARSI rétegközi terében lévő egy- és kétértékű kationok termoanalitikai I., PALOTÁS K.: Felszín alatti földtani kutatás. Az Üveghuta vizsgálata — Nanoásványtani Ankét, Balatonfüred, 2006. 01. 19–20. Üh–43 jelű fúrás földtani és tektonikai leírása. — Kézirat, FÜGEDI U., POCSAI T., KUTI L. 2006: Többszöri talajképződés Magyar Állami Földtani Intézet, Tekt. 1281, Radioaktív geokémiai hatásai egy alföldi mintaterületen (Fülöpháza, Hulladékokat Kezelő Kht., Budaörs, RHK-K-063/06. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 41

GYALOG L., BALLA Z., DUDKO A., KOROKNAI B., MAROS GY., MARSI JORDÁN, G. 2006: Contamination risk assessment of mining waste: I.: Felszín alatti földtani kutatás. Az Üveghuta Üh–44 jelű fúrás Models and proaches.— Multi-Country workshop on EU legisla- földtani és tektonikai leírása. — Kézirat, Magyar Állami tion and best practices in geology for sustainable use of natural Földtani Intézet, Tekt. 1282, Radioaktív Hulladékokat Kezelő resources, AGENDA, INFRA 23132, Budapest, 14–15/11/2006. Kht., Budaörs, RHK-K-064/06. 68 p. JORDÁN, G. 2006: Sediment erosion and transport modelling. — GYALOG L., JÁMBOR Á.: Felszín alatti földtani kutatás. A Bátaapáti Development and applications, Invited Lecture, BOKU University, P1–21 jelű piezométer-fúrások földtani leírása. — Kézirat, Vienna, 15/04/2006. Magyar Állami Földtani Intézet, Tekt. 1238, Radioaktív Hulla- JORDÁN, G., SZÜCS, A., QVARFORT, U. 2006b: Geochemical land- dékokat Kezelő Kht., Budaörs, RHK-K-013/06. scape analysis: development and application to the risk assess- GYALOG L., TURCZI G. 2006: Magyarország fedett földtani térkép- ment of contaminated lands. Case studies in Sweden and sorozata, 1:100 000. — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konfe- Hungary. — 2. Magyar Tájökológiai Konferencia, Debrecen, rencia, Sepsiszentgyörgy 2006. 04. 06–09. 2006. 04. 7–9. GYALOG, L., BREZSNYÁNSZKY, K., MAIGUT, V., SÍKHEGYI, F. TURCZI, JORDÁN, G., VAN ROMPAEY, A., NOTEBAERT, B., BATS, M., SOMODY, G. 2006: Data harmonisation in setting up the 1:100 000 geo- A., VAN DESSEL, W. 2006: Optimal land use scenarios for the logical map series of Hungary. — 5th European Congress on minimalisation of polluted mining waste export: a case study in Regional Geoscientific Carthography and Information Systems. the uplands of the Tisza River (Hungary). — Difpolmine Earth and Water, Barcelona, Spain 13–16/06/2006. Conference, Montpellier, France, 2006. 12. 12–13. GYURICZA GY., SÁSDI L.: Adalékok a Baradla barlang genetiká- JUHÁSZ GY. 2006: A pannon képződmények litosztratigráfiája és jához. — Aggteleki Nemzeti Park, Jósvafő, 2006. 05. 05. üledékes rendszerei az újabb szedimentológiai és szekvencia- HERNANDEZ, G., BARTHA, A.: Dispersion de mercurio en suelos y sztratigráfiai kutatások tükrében. — MFT ülés, Szeged, 2006. 11. sedimentos. — Mineria Prehispanica y Moderna y su Impacto en 12. el Medio Ambiente y Salud Publica en San Joaquin Qro., Mexikó, JUHÁSZ, GY.; POGÁCSÁS, GY.; MAGYAR, I. 2006: Integrated stratigra- 19/10/2006. phy and architecture of a back-arc lake-basin — a key to structur- HORVÁTH F., VICZIÁN I. 2006: Az ember természetformáló hatása a al evolution in the Pannonian Basin, Hungary. — 17th Inter- Fényes-patak és az Áltar-ér Tata alatti szakaszának ártéri national Sedimentological Congress ISC, Fukuoka, Japan, területein. — A Környezettörténet 2006. Konferencia előadá- 27/08–01/09/2006. sainak összefoglalói, Budapest, 2006. 02. 8–9. KALMÁR J., KUTI L., MÜLLER T., FÜGEDI U., 2006: A MÁFI HORVÁTH I., TÓTH GY., HORVÁTH Á. 2006: A Bátaapáti felszín alatti vi- Agrogeológiai és Környezetföldtani osztályának részjelentése zek radonjáról. — III. Magyar Radon Fórum, Veszprém, 2006. 04. 26. az „Erdészeti beavatkozások fejlesztése az éghajlatváltozás JOCHÁNÉ EDELÉNYI E. 2006: A Hévízi-tó kapcsolata a bauxit- és a káros hatásainak csökkentése érdekében, a természeti értékek kőolajkutatással. — ELTE-MFT közös szakülés Végh Sándorné és megtartása mellett” című GVOP–AKF pályázati munka föld- Dank Viktor 80. születésnapja alkalmából, ELTE, Budapest, tani kutatásának második szakaszáról. — Erdészeti Tudományos 2006. 12. 21. Intézet (ERTI) Projekt beszámolóülés, Visegrád, 2006. 02. 20–21. JOCHÁNÉ EDELÉNYI E., VISZKOK J.: Déli-Bakony – Zala medence. KALMÁR J., MÜLLER T. 2006: A Bányavidék (Baia Mare) érces med- Regionális karsztvíz és vízminőség figyelő monitoring rendszer dőhányói, mint a környezetet befolyásoló és tájalakító objek- kiépítése és üzemeltetése. Jelentés a 2006-ban végzett mun- tumok — Előadás a „Táj és Ember” c. kollokviumon, Tokaj, 2006. kákról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Regionális 06. 29–30. Hidrogeológia osztály. KALMÁR, I. 2006: Australia, continentul cu faţa curată. — Előadás a JORDÁN GY, SZILASSI P, VAN ROMPAEY, A., CSILLAG G., VAN DESSEL, „Noi tehnologii în protecţia mediului ambiant”c. 2. szimpóziumon, W. 2006: Történelmi területhasznosítás-változások hatásának Bistruţa–Arcalia, 29–30/10/2006. modellezése a talajerózióra, valamint üledék- és szennyező- KERCSMÁR ZS. 2005: A pilisjászfalui Kis-Somlyó-hegy kalcit- désszállításra vízgyűjtőkben. Esettanulmányok. — A Kör- teléreinek előzetes szerkezetföldtani elemzése. — Kézirat, nyezettörténet 2006. Konferencia előadásainak összefoglalói, Országos Földtani és Geofizikai Adattár,T 21352, 3 p. Budapest, 2006. 02. 8–9. KERCSMÁR ZS., FODOR L., PÁLFALVI S. 2006: Középső-eocén JORDÁN GY., CSILLAG G., SEBE K. 2006: Digitális terepmodellezés szerkezetalakulás és medencefejlődés a Dunántúli Paleogén térinformatikai környezetben: morfotektonikai módszerek és Medence ÉK-i részén (Vértes-hegység). — MFT előadás, alkalmazások. — 3. Magyar Földrajzi Konferencia, MTA, Általános Földtani Szakosztály, Budapest, 2006. 05. 12. Budapest, 2006. 09. 6–7. KERCSMÁR ZS., FODOR, L., PÁLFALVI, S. 2006: Tectonic control and JORDÁN GY., SZILASSI P., VAN ROMPAEY A W., CSILLAG G. 2006: Basin evolution of the Northern Transdanubian Eocene Basins Mire tanít bennünket a területhasználat történeti változása? A (Vértes Hills, Central Hungary). — 4th Meeting of the Central WATEM/SEDEM eróziómodell alkalmazása a Káli-meden- European Tectonic Studies Group (CETeG) /11th Meeting of the cében? — Eróziós kerekasztal Konferencia TAKI, Budapest, 2006. Czech Tectonic Studies Group (CTS) / 7th Carpathian Tectonic 11. 28. Workshop (GTG), Zakopane, Poland, 19-22/04/2006. JORDÁN GY., SZÜCS A., QVARFORT U. 2006: Szennyezett területek KERCSMÁR ZS.: A Tatabányai Eocén Medence földtani felépí- kockázatelemzése: geokémiai tájökológia módszertani fejlesz- tésének és fejlődéstörténetének újabb kutatási eredményei, tése és alkalmazása. Összehasonlító esettanulmányok az üledékföldtani és tektono-szedimentológiai vizsgálatok alap- Európai Unióban. — „Napjaink környezeti problémái — globálistól ján. — Kézirat, PhD értekezés, Eötvös Loránd Tudomány- lokálisig” Sérülékenység és alkalmazkodás Nemzetközi Konfe- egyetem, Budapest rencia Keszthely, 2006. 11. 30 – 12. 01. KÓNYA P. 2006: Phillipsit ikertípusok a hermántói és az uzsai bazalt JORDÁN, G. 2006: Contamination Risk Assessment and Modelling. hólyagüregeiben. — HUNGEO 2006. Magyar földtudományi — Case Studies from Hungary. Invited Lecture, USGS, Denver, szakemberek 8. Világtalálkozója. Energiahordozók nyomában USA, 26/05/2006. Pannon tájakon, Pécs–Zágráb, 2006. 08. 21–25. 42 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

KÓNYA P., KOVÁCS-PÁLFFY P., FÖLDVÁRI M., BODORKÓS ZS., KÁKAY- berek 8. Világtalálkozója. Energiahordozók nyomában Pannon SZABÓ O. 2006: Üregkitöltő, valamint homokos, mészköves és tájakon, Pécs–Zágráb, 2006. 08. 21–25. szerpentines kőzetzárványokhoz kapcsolódó ásványok a Bazsi, MAROS GY.: A Mórágyi Gránit szerkezeti fejlődése az ImaGeo Prága-hegy bazaltjából (Tátika-csoport, Balaton-felvidék). — magszkennerrel történt fúrásértékelések alapján — Kézirat, HUNGEO 2006. Magyar földtudományi szakemberek 8. PhD doktori értekezés, Miskolci Egyetem, Miskolc, 155 p. Világtalálkozója. Energiahordozók nyomában Pannon tájakon, MAROS, Gy., GRÓF, Gy., GYENIS, Á., PÁSZTOR, Sz., PALOTÁS, K., Pécs–Zágráb, 2006. 08. 21–25. MUSITZ, B. 2006: A new method in the geologic–tectonic– KOROKNAI, B. 2006: Képlékeny szerkezetalakulás és kőzetmetamor- hydrogeologic documentation of shafts and tunnels. — 4th fózis: a feltárástól a vékonycsiszolatokig. — A Magyar Állami Meeting of the Central European Tectonic Studies Group (CETeG) Földtani Intézet főmunkatársi eljárása során bemutatott előadás, /11th Meeting of the Czech Tectonic Studies Group (CTS) / 7th 2006. 05. 09. Carpathian Tectonic Workshop (GTG), Zakopane, Poland, KOZÁK M., PÜSPÖKI Z., KOVÁCS-PÁLFFY P. 2006: Borsodi szarmata 19–22/04/2006. bentonittelep kutatási eredményei. — Az MTA Geokémiai és MARÓTI É., KALMÁR J. 2006: Palaeoenvironmental reconstitution Ásvány-Kőzettani Tudományos Bizottsága ülése, MTA Geokémiai in Szentendre Area (Hungary), based on the achaeological and Kutatóintézet, Budapest, 2006. 10. 17. geological observations in Ulcisia Castra Roman military KUTI L., 2006: A talajvíz kémiai összetételének változásai egy szikes camp. — Előadás a „Contribuţii ştiinţifice în tehnologii şi echipa- területen a mélység függvényében. — Újabb eredmények a mente pentru evaluarea şi protecţia mediului” c. 2. szimpóziumon, szikesedés földtani körülményeiről, MTA TAKI, Budapest, 2006. Bistruţa–Arcalia, 29–30/10/2006. 11. 08. MOLNOS I., DEÁK F., JAKAB A., SOMODI G., VÁSÁRHELYI B., BALLA KUTI L., 2006: Agrogeológiai kutatások mintaterületen. — MGSZ Z., GYALOG L., GULÁCSI Z., MAROS GY., PALOTÁS K., RÁLISCH Beszámolóülés, Budapest, 2006. 01. 12. E., SZEBÉNYI G.: Térkiképzési munkák. Jelentés a Bátaapátiban KUTI L., 2006: Rónai András, a geológus. — Rónai András emlé- mélyített lejtősaknák 0-600 fm-es szakaszán elvégzett földtani- kezete születésének századik évfordulóján. Emlékülés a Magyar tektonikai, geotechnikai és vízföldtani dokumentálási Tudomány Napja 2006. rendezvénysorozat keretében, MTA Föld- munkákról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Tekt. rajztudományi Kutatóintézet, Budapest, 2006. 11. 21. 1332, Radioaktív Hulladékokat Kezelő Kht., Budaörs, RHK-K- KUTI L., MÜLLER T., 2006: Formaţiunile impermeabile ale 075/06. 155 p. depozitelor recente din judeţele Békés şi Csongrád (Ungaria de MURÁTI, J.: Numerical heat transport modeling of the temperature SE). — Előadás a „Contribuţii ştiinţifice în tehnologii şi echipa- profiles of the Danube river at Paks, Hungary. — Kézirat, mente pentru evaluarea şi protecţia mediului” c. 2. szimpóziumon, Diplomamunka, Université de Neuchâtel, Centre d’Hydro- Bistruţa–Arcalia, 2006. 10. 29–30. geology, Svájc 76 p. KUTI L., VATAI J., POCSAI T., MÜLLER T. 2006: A talajvízminőség NÁDOR A., TURCZI G., TULLNER T. 2006: Constructing the változása a klimatikus elemek változásának függvényében. — Geological Spatial Infrastructure of the Pannonian Basin. — Globális klímaváltozás program: A globális klímaváltozással Leopoldina Meeting. Thematic Mapping in Geosciences – Appli- összefüggő hazai hatások és az erre adandó válaszok. KvVM– cations using. New Technologies and Media, ELTE, Budapest, MTA „VAHAVA” projekt. Poszterek a projekt záró konferenciáján, 25/05/2006. MTA, Budapest, 2006. 03. 09. NÁDOR, A., TÓTHNÉ MAKK, Á., THAMÓNÉ BOZSÓ, E. 2006: Külön- KUTI, L., VATAI, J., POCSAI, T., KARIG, G. 2006: The prospects for böző léptékű klímaváltozások hatása folyóvízi rendszerekre: optimal waste disposal in Hungary. — 5th European Congress on példák a földtörténeti közelmúltból. — Globális klímaváltozás Regional Geoscientific Carthography and Information Systems. program: A globális klímaváltozással összefüggő hazai hatások és Earth and Water, Barcelona, Spain 2006. 06. 13–16. az erre adandó válaszok. KvVM – MTA „VAHAVA” projekt. Posz- LANTOS Z. 2006: Az úrkúti Mn-ércesedés regionális meghatározói: terek a projekt záró konferenciáján, MTA, Budapest, 2006. 03. 09. áttekintés a liász szerkezetalakulásról. — 2. Úrkút Ankét, MTA NÉMETH, K. 2006: Lessons for volcanic emergency management GKL, 2006. 01. 12. from the 2005 Ambae caldera-lake eruption. — North Island LELKES, GY.: Badenian Carbonates in Hungary — Kézirat, Magyar Volcanic Risk Symposium, Palmerston North, NZ, 4/08/2006. Állami Földtani Intézet, Budapest. 49 p. NÉMETH, K., CRONIN, S. J. 2006: Intra- and extra-caldera volcaniclas- MAGYARI, Á. RÁLISCH, E.: Geology of the Igal Area — Kézirat, tic facies architecture of a frequently active mafic island-arc vol- Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. 45 p. cano, Ambrym Island, Vanuatu. — 17th International Sedimento- MAGYARI, Á., KERCSMÁR, ZS., UNGER, Z., THAMÓ-BOZSÓ, E., 2006: logical Congress ISC, Fukuoka, Japan, 27/08–01/09/ 2006. Neotectonic Investigations of the Érmellék Region OROSZ L. 2006: Geological Institute of Hungary — Our role in the (NE Pannonian Basin, NW Transylvania). — 4th Meeting of Hungarian Spatial Data Infrastructure. — Földmérési és the Central European Tectonic Studies Group (CETeG) /11th Távérzékelési Intézet, UNSDI HUCO Kick-off Meeting, Budapest, Meeting of the Czech Tectonic Studies Group (CTS) / 7th 28/09/2006. Carpathian Tectonic Workshop (GTG), Zakopane, Poland, OROSZ L., DÚL B., GERGELY G.: Beszámoló a 8. Bányászati- 19–22/04/2006. Kohászati-Földtani Konferenciáról. — Kézirat, Magyar Állami MAGYARI, Á., KERCSMÁR, ZS., UNGER, Z., THAMÓNÉ BOZSÓ, E., Földtani Intézet, Térképi Adatbázis Osztály, Budapest. 2006: Neotektonikai vizsgálatok Érmellék területén. — Előadás OROSZ L., TURCZI G. 2006: INSPIRE — Európai területi informá- a Magyarhoni Földtani Társulat, Általános Földtani Szakosz- ciós infrastruktúra. — Magyar Állami Földtani Intézet, Pályázati tályának tisztújító közgyűlésén, Budapest, 2006. 05. 12. Ankét, Budapest, 2006. 02. 20. MAIGUT V. 2006: Adatbázis alapú térképek. — Beszámoló előadás OROSZ L.: Útijelentés a 12. GI&GIS (Térinformatikai) Műhely- munkatársi kinevezéshez, MÁFI, Budapest, 2006. 12. 13. konferenciáról (Innsbruck, 2006. június 20 – június 23.) — MÁJAI CS., UNGER Z. 2006: A Felső-Nyárádmente geomorfológiai Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Térképi Adatbázis problémái. — HUNGEO 2006. Magyar földtudományi szakem- Osztály, Budapest. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2006. évi tevékenységéről 43

PÁLFALVI, S., FODOR, L. KERCSMÁR, ZS, BÁLDI-BEKE, M., Székelyföldi Geológus Találkozó. Geológia és környezetvédelem. KOLLÁNYI,K., LESS, GY. 2006: Sedimentation pattern, tectonic Csíkszereda, 2006. 10. 26–28. control, and basin evolution of the northern Transdanubian SZŐCS T., HORVÁTH I., TÓTH GY.: A felszín alatti víz primer geokémi- Eocene basins (Vértes Hills, central Hungary). — EGU ai összetételének értékelése. — Kézirat, Jelentés a P250B-4- (European Geosciences Union) General Assembly, Wienna, 06/06. rendelési számú, Üh-67/2006. számú szerződés Austria, 02–07/04/2006. FA90107 kódszámú tételének teljesítésérő, Magyar Állami PÁSZTOR L., PÁLFAI I., BOZÁN CS., KŐRÖSPARTI J., SZABÓ J., BAKACSI Földtani Intézet, Budapest, 22 p. ZS., KUTI L. 2006: Spatial stochastic modelling of inland inuda- SZŐCS, T., TÓTH, GY., HORVÁTH, I. 2006: Modeling stable isotope- tion hazard. — 9th AGILE Conference on Geografic Information pattern for understanding and describing flow systems in the Science. Shaping the future of Geographic Information Science in Pannonian basin, Hungary. — MODFLOW and More 2006: Europe, Visegrad, Hungary, 20–22/04/2006. Managing Ground-Water Systems. International Ground Water PÉTERDI B., HORVÁTH T., SZAKMÁNY,GY. 2006: Petrographical Modeling Center (IGWMC), Colorado Schools of Mines, USA, Investigation on Late Copper Age Stone Tools from 22–24/05/2006. Balatonőszöd (Temetői Dűlő), Western Hungary. — ISA 2006 — SZURKOS G. – ZSÁMBOK I.: Budapest közmű-geotechnikai térkép- 36th International Symposium on Archaeometry (ISA), Quebec sorozata. — 5th European Congress on Regional Geoscientific City, Canada CELAT, Laval University, Quebec 2–6/05/2006. Carthography and Information Systems. Earth and Water, ROTÁRNÉ SZALKAI Á., HORVÁTH I., MARSÓ K., NAGY P., SZŐCS T., Barcelona, Spain 13–16/06/2006. TÓTH GY.: Az atomerőművi kis és közepes aktivitású radioaktív SZURKOS G., ZSÁMBOK I. 2006: Budapest környezetföldtani térkép- hulladékok végleges elhelyezésére irányuló program. Felszín sorozata: elvek, módszerek és végtermékek a településgeo- alatti földtani kutatás. A 2004–2005. évi felszíni monitoring lógiában. — 8. Székelyföldi Geológus Találkozó. Geológia és hálózat vízszint- és vízhozam méréseinek éves jelentése. — környezetvédelem. Csíkszereda, 2006. 10. 26–28. Kézirat, Jelentés a P200B–4–04/04. rendelési számú, SZ 1- SZURKOS G., ZSÁMBOK I. 2006: Budapest közmű-geotechnikai 2005. számú szerződés 60 300 kódszámú tételének telje- térképsorozata. — 8. Bányászati Kohászati Földtani Konferencia, sítéséről. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, Tekt. Sepsiszentgyörgy, 2006. 04. 06–09. 1246, 22. p. SZURKOS G., ZSÁMBOK I.: Budapest környezetföldtani térképsoroza- ROTÁRNÉ SZALKAI Á., RÓTH L. 2006: Domborzatmodellezés a ta: elvek módszerek és végtermékek a településgeológiában. — vízföldtani kutatásokban. — HUNDEM, „Digitális domborzat- Babes-Bólyai Tudomány Egyetem, Kolozsvár, 2006. 10. 25. modellezés használata a környezet- és mérnöktudományokban”, THAMÓ-BOZSÓ, E. 2006: Application of Optically Stimulated Miskolc,/2006. 11. 10. Luminescence (OSL) dating method. — Magyar Indiai TÉT SÁSDI L. 2006: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység édesvízi mészkő találkozó, MÁFI, 2006. 09. 22. előfordulásai. — Karsztfejlődés Konferencia, Szombathely, THAMÓ-BOZSÓ, E., JUHÁSZ, GY., Ó. KOVÁCS, L. 2006: Origin of sedi- Berzsenyi Dániel Főiskola. 2006. 03. 19–20. ments transported from different directions into the Lake SÁSDI L.: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység édesvízi mészkő előfor- Pannon during the Late Neogene, based on mineralogical com- dulásai. — Kézirat, Magyar Karszt- és Barlangkutató Társulat position of sands and sandstones in the Hungarian Plain. — 3rd Adattára, 21 p. “Mineral Sciences in the Carpathians” International Conference, SÁSDI L.: Az Esztergomi Strázsa-hegy és a Sátorkőpusztai-barlang Miskolc, Hungary, 9–10/03/2006. fejlődéstörténete. — Kézirat, Magyar Karszt- és Barlangkutató THAMÓ-BOZSÓ, E., MURRAY, A. S., NÁDOR, A., MAGYARI, Á., Társulat Adattára, 24 p. BABINSZKI, E. 2006: Investigation of river network evolution SÍKHEGYI F. 2006: A Balaton vízszint változásainak térképi ábrá- using luminescence dating and heavy mineral analysis of Late zolása. — Magyar Hidrológiai Társaság Hidrogeológiai Szak- Quaternary fluvial sands from the Great Hungarian Plain. — osztálya rendezvénye, Budapest, 2006. 09. 19. Előadás Frechen, M.: Ice Age Earth — Methods Reconstructing SÍKHEGYI F. 2006: Földtani térképezés — ami változott, és ami nem. Quaternary Climate and Terrestrial Environments c. kurzusán az — MFT–ELTE Földtudományi Intézet Előadóülés, Budapest, ELTE Bolyai Kollégium intenzív doktori mesterműhelyében, 2006. 12. 21. 24–28/04/2006. SOLT P. 2006: A kabai meteorithullás területének reambulációja. — THAMÓ-BOZSÓ, E., NÁDOR, A., MAGYARI, Á., BABINSZKI, E. 2006: 8. Székelyföldi Geológus Találkozó. Geológia és környezet- Optically stimulated luminescence dating of quartz from Late védelem. Csíkszereda, 2006. 10. 26–28. Quaternary sediments in Hungary. — 3rd “Mineral Sciences in the SZENDREINÉ KOREN E., KALMÁR J., KUTI L., NEMESKÉRI I., 2006: Carpathians” International Conference, Miskolc, Hungary, Erdőtalajok vízgazdálkodása különböző erdőállományok alatt. 9–10/03/2006. — Előadás az „Erdő és Víz” EMT szimpóziumon, Predeal, TILDY P., FANCSIK T., SÍKHEGYI F., TULLNER T. 2006: Helyi hatások Románia, 2006. 10. 14–16. meghatározása az Eurocode 8 alapján. — Tudomány és SZILASSI P., JORDÁN GY. VAN ROMPAEY, A. W., CSILLAG G. 2006: A Közigazgatás. — A földrengés elleni védekezés, MGSZ, Budapest, területhasználat-változás talajvédelmi problémáinak vízgyűjtő 2006. 06. 07. szintű elemzése a Káli-medence példáján. — „Napjaink TÓTH GY., EDELÉNYI E. 2006: A hazai pannon termálvízkészlet környezeti problémái — globálistól lokálisig” Sérülékenység és fenntartható hasznosítása. — „Geotermia és Környezetipar a XXI. alkalmazkodás Nemzetközi Konferencia Keszthely, 2006. 11. 30 – Században”. Szakkiállítás és Konferencia, Kistelek, 2006. 01. 12. 01. 30–31. SZŐCS T. 2006: Az AquaChem víz-geokémiai szoftver. — Waterloo TÓTH GY., HORVÁTH I., MURÁTI J., PÁLFI É.: A Paksi Atomerőmű Rt. Hydrogeologic Inc. (Kanada), a Jakab és Társai Kft. (Magyar- Üzemi főlétesítményeinek területén az altalaj talajmechanikai ország), van Essen Instruments Inc.(Hollandia) által közösen modellje elkészítéséhez szükséges adatok rendszerezése, feldol- szervezett workshop, MÁFI, Budapest, 2006. 10. 12. gozása és térinformatikai rendszerbe illesztése: A talajvíz áram- SZŐCS T., 2006: Felszín alatti vizek kémiai állapotfelmérése. — 8. lási iránya, a talajvíz áramlási jellegzetességeinek jellemzése. — 44 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Kézirat, Jelentés, MÁFI: 272-44-312, FTV Rt.: 2623. Magyar TURCZI G., HAVAS G. 2006: Magyarország 1:100 000-es földtani Állami Földtani Intézet, Budapest. térképe ESRI környezetben. — ESRI Magyarország Felhasználói TÓTH GY., MURÁTI J. 2006: A Pannon-medence termálvíz földtani Konferencia, Bourbon Rendezvényház, Budapest, 2006. 09. 14. modellje. — Előadás a „Geotermikus aktualitások” c. konferen- UNGER Z., SÍKHEGYI F. 2006: A távérzékelés jelentősége földtani cián, Magyar Termálenergia Társaság, Budapest. térképezésben. — 8. Székelyföldi Geológus Találkozó. Geológia és TÓTH GY., MURÁTI J., SZŐCS T., KATONA G., MARSÓ K., PÁLFI É., környezetvédelem. Csíkszereda, 2006. 10. 26–28. TIHANYINÉ SZÉP E.: A felszíni és felszín alatti vizek állapotának UNGER Z., TÍMÁR G. 2006: Morfológiai hasonlóságok szerke- vizsgálata. — Kézirat, Környezeti tanulmányok előkészítéséhez zetföldtani jelentősége. — 8. Bányászati Kohászati Földtani szükséges vizsgálatok jelentései, Magyar Állami Földtani Konferencia, Sepsiszentgyörgy 2006. 04. 06–09 Intézet, Budapest. UNGER Z., TÍMÁR G., MÁJAI CS. 2006: A Csukás-hegység az SRTM TÓTH, GY. 2006: EcoHydrogeology. — International Association of modellen (Székelyföld az űrből 8. rész). — 8. Székelyföldi Hydrologic Sciences (IAHS), Karlovy Vary, 9–15/09/2006. Geológus Találkozó. Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, TÓTH, GY. 2006: Transboundary aquifers, WFD, GWD, role of the 2006. 10. 26–28. geological surveys (with examples from Middle-Eastern VAN DESSEL, W., POELMANS, L., JORDÁN GY. SZILASSI P. CSILLAG G., Europe). — Presentation at “Groundwater experts meeting”, VAN ROMPAEY,A. 2006: Kísérlet területhasználat változás Eurogeosurveys,Brussels, 14/12/2006. scenáriók készítésére a Pécselyi-medence példáján. — 2. Magyar TÓTH, GY., MURÁTI, J. 2006: Large scale flow and transport model Tájökológiai Konferencia, Debrecen, 2006. 04. 7–9. of the Hungarian (Pannonian) basin (1.0 version). — A Kárpát- VICZIÁN I. 2006: 4th Mediterranean Clay Meeting (MCM), medence ásványvizei 3. nemzetközi tudományos konferencia Ankara, Turkey 2006. IX. 5–9. (beszámoló). — MFT Ásványtan- / Mineral waters in the Carpathian Basin 3th International Geokémiai és Agyagásványtani Szakosztályok, Budapest, 2006. scientific conference, Csíkszereda, Románia, 27–29/07/ 12. 11. 2006. VICZIÁN I. 2006: A Lippmann-féle stabilitási diagramok jelentősége TÓTH, GY., MURÁTI, J.: Large scale flow and transport model of the az agyagásványok képződési viszonyainak értelmezésében. — Hungarian (Pannonian) basin (1.0 version). — Kézirat, A Földvári Aladár Centenáriumi emlékülés, Debrecen, Akadémiai Kárpát-medence Ásványvizei, III. Nemzetközi Tudományos Bizottság Székháza, 2006. 03. 03. Konferencia, Csíkszereda, (Miercurea Ciuc) Románia. VICZIÁN I. 2006: Az aktualizmus elvének megjelenése a Bibliában. TÓTHNÉ MAKK Á., KERCSMÁR ZS. 2005: A Jászsági-süllyedék ne- — MFT Tudománytörténeti Szakosztály, Budapest, 2006. 09. 18. gyedidőszaki képződményeinek vastagságviszonyai és szerke- VICZIÁN I. 2006: DK-dunántúli vörös agyagok ásványos összetétele, zetföldtana. — Kézirat, Jelentés a Medenceanalízis Osztály képződési módja, kora. — Székyné Fux Vilma emlékülés, 2005-ben elvégzett feladatairól, Országos Földtani Adattár, T Debrecen, 2006. 11. 24. 21351, 15 p. VICZIÁN, I. 2006: Basic ideas of historical geology in the 1st Chapter TULLNER, T., SOLIS, S. 2006: Sistemas de information geográfica of the Book of Ecclesiastes. — Regional Conference of GPSS aplicada al proyecto. — Desarrollo de la Mineria Prehispánica y (John Templeton Foundation, Global Perspectives on Science and Actual y su Impacto en la Salud Publica y Medio Ambiente en San Spirituality) and LSI (Metanexus Society, Local Societies Joaquín, Qro, Queretaro, Mexikó, 19/10/2006. Initiative) for Central Europe, Catholic University of Ružomberok, TUNGLI GY., CSICSÁK J., ROTÁRNÉ SZALKAI Á.: Kis és közepes Ružomberok (Rózsahegy, Szlovákia), 22/04/2006. radioaktivitású erőművi hulladékok végleges elhelyezése. VICZIÁN, I., DEZSŐ, J., RAUCSIK, B. 2006: Mineralogy of fine- Radioaktívhulladék-tároló monitorozása, a tervezett bátaapáti grained sediments related to karst phenomena in Villány Mts., hulladéktároló környezeti monitorozásának stratégiai kérdései. SE Transdanubia, Hungary (abstract). — 4th Mediterranean — Kézirat, Bátatom Kft., Budapest. Clay Meeting, Ankara, Turkey, 5–10/09/2006. TUNGLI GY., MAGYAR E., ROTÁRNÉ SZALKAI Á., ORSZÁG J., VICZIÁN, I., DEZSŐ, J., RAUCSIK, B. 2006: Mineralogy of fine- SIMONCSICS G., TAKÁCS T.: Az atomerőművi kis és közepes grained sediments related to karst phenomena in Villány Mts., aktivitású radioaktív hulladékok végleges elhelyezésére szol- SE Transdanubia, Hungary (abstract). — 3rd Mid-European gáló tároló létesítési engedélyeztetésével kapcsolatos dokumen- Clay Conference (MECC 06), Opatija, Croatia, 18–22/09/ tációk elkészítése. Hosszú távú monitoring terve. — Kézirat, 2006. ETV-ERŐTERV Budapest. ZSÁMBOK I., RAINCSÁKNÉ KOSÁRY ZS. 2006: Budapesti agglomerá- TURCZI G. 2006: Nemzeti riport és beszámoló megtartása. — ció környezetföldtani térképsorozata. — 8. Székelyföldi Geológus „GIC–21” (Geoscience Information Consortium), Warsaw, Találkozó. Geológia és környezetvédelem. Csíkszereda, 2006. 10. Poland, 23–27/05/2006.. 26–28. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi jelentése, 2006

A Medvednica hegység (Horvátország) és Észak-Magyarország paleozoos és mezozoos kishőmérsékletű metamorf képződményeinek összevetése Comparison of Palaeozoic and Mesozoic very low-grade metamorphic formations in the Medvednica Mts (Croatia) and in North Hungary

RIPSZNÉ JUDIK KATALIN

Magyar Tudományos Akadémia Geokémiai Kutatóintézet, 1112 Budapest, Budaörsi u. 45.

Tárgyszavak: metamorf fejlődéstörténet, paleozoikum, mezozoikum, korreláció, Medvednica hegység (Horvátország), Bükk hegység, Szendrői-hegység, Upponyi-hegység Összefoglalás A Bükk hegység és a Dinaridák paleozoos képződményei közötti hasonlóságra már a 1930-as évek óta számos tanulmány hívta fel a figyelmet (pl. SCHRÉTER 1936, 1943; HERITSCH 1942, 1944; BALOGH 1964). Az elmúlt évtizedekben több, az alpi–dinári–pannon-térség érintkezési zóná- jában elhelyezkedő, a Periadriai–Balaton- és a Zágráb–Zemplén- vagy Közép-magyarországi-vonal által határolt, ún. Zagorje–Közép-dunántúli- zóna egységeinek párhuzamosításával és szerkezetfejlődésével foglalkozó munka jelent meg (lásd pl. HAAS et al. 2000; TOMLJENOVIĆ, CSONTOS 2001). Azonban a nagyszerkezeti egységek képződményeinek szisztematikus, metamorf kőzetgenetikai párhuzamosítása, amely az Alpok, a Dinaridák és a Pannon-medence aljzatának ősföldrajzi rekonstrukciójában kulcsfontosságú, mindezidáig nem történt meg. Ebben a tanul- mányban a Zagorje–Közép-dunántúli-zóna egyik legnagyobb horvátországi felszíni előfordulása, a Medvednica, valamint a Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk hegység paleo–mezozoos képződményeinek metamorf fejlődéstörténeti korrelációjára tesz kísérletet a szerző. A Medvednica hegység tektonosztratigráfiai egységeinek átalakultsági fokát összevetve a Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk hegység paleo–mezozoos képződményeinek metamorfózisával megállapíthatjuk, hogy a Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatában gyakori üledékes és vulkanoklasztit eredetű kőzetekhez hasonló képződmények a Szendrői- és az Upponyi-hegység területén is gyakoriak. A Medvednica hegység kőzetsorozatainak metamorf foka a kőzetek ásványos összetétele, szöveti-szerkezeti jellegei, valamint a szerves és szervetlen „termo- méterek” és „barométerek” eredményei alapján leginkább a Szendrői-hegység paleozoos összleteinek átalakultsági fokához hasonlítható. A Medvednica hegység változatos kőzetein meghatározott K/Ar koradatok alapján a paleo–mezozoos sorozatot alpi, kréta korú (kőzettípustól függően kb. 110 és 80 M év) metamorfózis érte. Ezt megelőző, variszkuszi termális esemény hatása K/Ar módszerrel nem bizonyítható. A Med- vednica hegység paleo–mezozoos sorozatára kapott metamorf K/Ar korokhoz hasonló adatokat határoztak meg ÁRKAI et al. (1995) a Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk hegység hasonló üledékképződési korú képződményein.

Keywords: metamorphic evolution, correlation, Medvednica Mts (Croatia), Palaeozoic, Mesozoic, Bükk Mts, Szendrő Mts, Uppony Mts, North Hungary

Abstract The similarities between Palaeozoic rock series of the Bükk Mts and the Internal Dinarides were recognized in the 1930s (e.g. SCHRÉTER 1936, 1943; HERITSCH 1942, 1944; BALOGH 1964). During the last decades, several papers dealt with the stratigraphy and structural evolution of the triple junction zone of the Alps, the Dinarides and the Pannonian Basin, i.e. the Zagorje–Mid-Transdanubian Zone (ZMTZ) bounded to the north-northwest by the Periadriatic–Balaton Lineament and to the south-southeast by the Zagreb–Zemplin Lineament or the Mid- Hungarian Line (e.g. HAAS et al. 2000; TOMLJENOVIĆ,CSONTOS 2001). Nevertheless, no systematic metamorphic petrogenetic correlation of these units providing essential data for the palaeogeographic reconstruction of the Alpine–Dinaridic–Pannonian area has been carried out so far. Thus, the aim of this paper was to compare the obtained metamorphic petrological and geochronological data deriving from Palaeozoic and Mesozoic rock series of the Medvednica Mts (Croatia) with the ones published from Palaeozoic and Mesozoic rocks sequences from the Szendrő, Uppony and Bükk Mts (North Hungary — see ÁRKAI 1983). Comparing the grade of metamorphism in the three tectonostratigraphic units studied in the Medvednica Mts with metamorphic P–T data published from the Szendrő, Uppony and Bükk Mts it was noticed that similar lithotypes (siliciclastic, carbonate and volcanoclastic 48 RIPSZNÉ JUDIK KATALIN rocks) that were widespread in the Palaeozoic–Mesozoic complex of the Medvednica Mts occurred also in the Szendrő and the Uppony Mts. Metamorphic P–T conditions estimated for the Palaeozoic–Mesozoic complex may have approached the ones published from the Szendrő Mts. K/Ar age data obtained on <2 µm size fractions separated from various rocks types of the Palaeozoic–Mesozoic complex confirmed that the unit was affected by an Alpine (Cretaceous) metamorphism occurred at ca. 110–80 Ma. The role of an eventual Variscan alteration could not be proved by K/Ar method. Age data deriving from the Palaeozoic–Mesozoic complex of the Medvednica Mts overlapped with age values published by ÁRKAI et al. (1995) from the Szendrő, Uppony and Bükk Mts.

Bevezetés oldaleltolódásos zónát jelölt meg. Az 1970-es és 1980-as években a kutatók számos olyan tanulmányt közöltek, A Bükk hegység és a Belső-Dinaridák képződményeinek amelyek azt bizonyították, hogy az Alpok, a Dinaridák és a hasonlóságával kapcsolatban már az 1930-as évektől kezdő- Pannon-medence érintkezési zónájában található deformált dően számos tanulmány jelent meg. A Dinaridák és a Bükk zóna, a Zagorje–Közép-dunántúli-zóna (az elnevezést PAMIĆ, közötti késő-paleozoikumi tengeri összeköttetés lehetőségét TOMLJENOVIĆ 1998 vezette be, helyzetét l. az 1. ábrán) a Déli- SCHRÉTER (1936, 1943) és HERITSCH (1942, 1944) közel egy Alpok és az ÉNy-Dinaridák között helyezkedett el, és időben vetették fel. Később SCHRÉTER (1959) és BALOGH jelenlegi szerkezeti helyzetét csak a tercierben érte el. Bár a (1964), majd PEŠIĆ et al. (1986) fejtették ki a Jadar (Szerbia), Zagorje–Közép-dunántúli-zóna felépítésével, a képződmé- a Žažar (Szlovénia) és a Bükk paleozoos képződményeinek nyek korrelációjával és szerkezetfejlődésével kapcsolatban az fosszíliatartalma és fejlődéstörténete közötti hasonlóságot. elmúlt évtizedben több összefoglaló tanulmány jelent meg Az 1960-as évektől kezdődően a kutatók számos mélyfúrási (pl. PAMIĆ,TOMLJENOVIĆ 1998; HAAS et al. 2000; KOVÁCS et anyagot vizsgáltak meg Magyarország, Horvátország és al. 2000; HAAS,KOVÁCS 2001; TOMLJENOVIĆ,CSONTOS 2001; Szlovénia területéről. Ekkor született meg az „igal–bükki TOMLJENOVIĆ 2002; PAMIĆ 2000; PAMIĆ et al. 2002), azonban eugeoszinklinális” elnevezés (WEIN 1969), mely a Dinaridák a Zagorje–Közép-dunántúli-zóna horvátországi részén, fel- és a Bükk között tengeri összeköttetést tételezett fel. Később színen, legnagyobb területen a Medvednica hegységben nyo- WEIN (1978) elvetette a Dinaridák és a Bükk közötti közvetlen mozható képződmények kishőmérsékletű regionális átalaku- tengeri kapcsolatot, és LAUBSCHER (1971) modelljéhez lása metamorf kőzettani jellemzésére és az észak-magyar- hasonlóan a két egység között egy erősen tektonizált, országi hasonló korú és litológiai jellegű összleteket ért na- gyon kis fokú metamorfózis össze- vetésére mindezidáig nem került sor. Ezért ebben a tanulmányban a Za- gorje– Közép-dunántúli-zóna egyik legnagyobb horvátországi felszíni előfordulása, a Medvednica, vala- mint a Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk hegység paleozoos és mezo- zoos képződményeinek metamorf fejlődéstörténeti korrelációját kí- sérelem meg. Az összehasonlítás során az észak-magyarországi, az Alcapa nagyszerkezeti egység (CSONTOS et al. 1992, NEUBAUER 1988) részét képező szerkezeti egy- ségek; a Bükkia összetett tektonikai egység (KOVÁCS et al. 2000) és a bi- zonytalan szerkezeti helyzetű Szendrői- és Upponyi szerkezeti egység (KOVÁCS et al. 2000), ko- 1. ábra. A Pannon-medence és környezetének egyszerűsített földtani térképe CSÁSZÁR (2005) rábban együttesen Bükkium (s.l.) nyomán képződményei esetében az alábbi RHDLM = Rába–Hurbanovo–Diósjenő–Lubeník–Margečany-vonal, PB = Periadriai–Balaton-vonal, ZZ = szerzők tanulmánya alapján Zágráb–Zemplén-vonal, Aggtelekia összetett terrénum: Aggteleki–Bódvai-egység, Tornakápolnai-egység, alkalmazott formáció-elnevezéseket Martonyi-egység (KOVÁCS et al. 2000), és -leírásokat használom: KOVÁCS Figure 1. Simplified geological sketch map of the Pannonian Basin and the surrounding areas. (1989, 1992, 1998), PANTÓ et al. Modified after CSÁSZÁR (2005) RHDLM = Rába–Hurbanovo–Diósjenő–Lubeník–Margečany, PB = Periadriatic–Balaton, ZZ = (1990), KUBOVICS et al. (1990), Zagreb–Zemplin lineaments, Aggtelekia Composite Terrane: Aggtelek-Bódva nappes, Tornakápolna Unit, FÜLÖP (1994), HAAS (1994, 1998), Martonyi Unit (KOVÁCS et al. 2000), hegység = Mts, zóna = Zone, e. = Unit, összetett t. = Composite Terrane CSÁSZÁR (1997), KOVÁCS,HIPS A Medvednica (Horvátország) és Észak-Magyarország paleozoos és mezozoos metamorf képződményeinek összevetése 49

(1998), PELIKÁN (2002), KOROKNAI (2004) és LESS et al. entált és orientált felvételeken mért Kübler-indexek és a (2005). dezorientált felvételek alapján meghatározott Weber-in- dexek átlaga az anchi–epizónába sorolható. A 2 µm alatti frakciók Kübler-indexeinek átlaga az epizónába esett Módszerek (ÁRKAI 1982). A Szendrőládi Mészkő Formáció változatos képződményeinek teljeskőzet-mintáin és a <2 µm-es frak- A dolgozatban összehasonlított szerkezeti egységek ciókon mért Kübler- és Weber-indexek epimetamorf átala- képződményeit nagyon kisfokú metamorf átalakulás érte. kulásra utaltak (ÁRKAI 1977, 1982). A Szendrőládi Mészkő Ebben a kb. 150–450 °C-os hőmérséklettel és max. 5–7 kbar Abodi Mészkő Tagozata (ma Abodi Mészkő Formáció) nyomással jellemezhető tartományban a P és T meghatározá- esetében a teljeskőzetmintákon meghatározott „kristá- sára alkalmas ásványok, ásványegyüttesek a leggyakoribb, lyossági” indexek anchi–epimetamorf átalakulást jeleztek. üledékes eredetű képződményekben általában hiányoznak, A <2 µm-es frakciók Kübler-indexeinek átlaga az epizónára így az átalakultsági fok meghatározásához az ásványos jellemző érték volt. A Szendrői Fillit Formációból vizsgált összetétel és a szöveti-mikroszerkezeti jellegek vizsgálata teljeskőzetminták és a 2 µm alatti szemcseméret-frakciók mellett filloszilikát „kristályossági” index mérések, szerves Kübler- és Weber-indexei egyaránt epimetamorf átala- anyag termikus érettségi és ásványkémiai vizsgálatok elvég- kulásra utaltak. Az Átmeneti Tagozat (ma a Szendrői Fillit zésére volt szükség. A kőzetátalakulás időbeli elhelyezése Formáció Meszesi Tagozata) esetében a teljeskőzetmin- K/Ar módszerrel történt. Az alkalmazott módszerek részletes tákon és a <2 µm-es frakciókon kapott Weber- és Kübler- leírását ÁRKAI (1982, 1983), ÁRKAI et al. (1995), JUDIK et al. indexek a Szendrői Fillit Formációra jellemző értékeknél (2004, 2006) és JUDIK (2007) tartalmazza. kissé nagyobbak, de szintén epimetamorf átalakulást jeleztek. A Rakacai Márvány Formációból származó min- tákat vizsgálva határozta meg ÁRKAI (1977, 1982) a leg- Paleozoos és mezozoos képződmények kisebb, teljeskőzetmintákon és a <2 µm-es szemcseméret- metamorfózisa Észak-Magyarország területén – frakciókon mért Kübler- és Weber-indexeket. Ezek egy- irodalmi áttekintés értelműen az epizónába sorolhatók. ÁRKAI (1982), valamint ÁRKAI,TÓTH (1983) a Szendrői-hegység egyes kőzettípu- Az alábbiakban az észak-magyarországi paleo–mezo- sain a „kristályossági” indexek mérése mellett az illit–K- zoos képződmények közül a Szendrői-, az Upponyi-, és a tartalmú világos csillám 10 Å körüli reflexióján átlagos, Bükk hegység képződményeinek kishőmérsékletű meta- látszólagos krisztallitvastagság- és rácsdeformáció-számí- morfózisára vonatkozó irodalmi adatokat ismertetem. tásokat is végeztek. Megállapították, hogy a variancia- analízissel kiszámított doménméret- és rácsdeformáció- Szendrői-hegység értékek a „kristályossági” indexekkel összevethetők és azokkal jó egyezést mutatnak. ÁRKAI (1982) szerint a ÁRKAI (1977) a Szendrői-hegység különböző formáci- Szendrői-hegység egyes sziliciklasztos kőzeteiből szárma- ókba sorolt paleozoos képződményeinek petrográfiai, mik- zó finom diszperz szerves anyag LANDIS (1971) osztá- roszerkezeti és röntgen-pordiffrakciós vizsgálatát végezte lyozása alapján a grafit-d1 „érettségi” állapotba sorolható, el, melynek célja a kőzeteket ért kishőmérsékletű átalakulás mely a pumpellyit–aktinolit és a zöldpala fáciessel tanulmányozása volt. A kb. négyszáz kőzetminta a területen párhuzamosítható. mélyült földtani alapfúrások mintegy 2100 m hosszú Összefoglalva: ÁRKAI (1977, 1982, 1983) Kübler- és maganyagából származott. A szerző megállapította, hogy a Weber-index mérései, átlagos, látszólagos krisztallit- homokos-aleurolitos eredetű kőzetek gyakran palásak, két vastagság- és rácsdeformáció-számításai, valamint szerves egymást metsző foliáció figyelhető meg bennük. Az első az anyag termikus érettségi vizsgálatai eredményeként kimu- eredeti üledékes rétegzéssel párhuzamos, a második metszi tatta, hogy a Szendrői-hegység paleozoos kőzetei epime- azt. Metamorf együtteseket alkotó ásványokként írta le a tamorf (zöldpala fáciesű) és nagyhőmérsékletű anchi- kvarcot, a plagioklászt (albitot), az illit–K-tartalmú világos metamorf átalakulást szenvedtek. Az átalakulás hőmér- csillámot, a kloritot és a kalcitot, valamint az egyes min- séklete 400 °C körüli lehetett, az egyes biotit- és epidot- tákban megjelenő paragonitot, epidotot, dolomitot, szide- tartalmú kőzetekben elérhette a 450 °C-ot is. Az illit–K- ritet, piritet, magnetitet, hematitot és a grafitot. Egyes filli- tartalmú világos csillám barometriához (SASSI 1972; SASSI, tekben és átkristályosodott mészkövekben kevert szerkezetű SCOLARI 1974) megfelelő ásványegyüttessel jellemezhető agyagásványokat, kaolinitet és montmorillonitot, valamint finomtörmelékes eredetű kőzeteken mért illit–K-tartalmú goethitet határozott meg, melyeket mállás eredményének világos csillám b paraméter értékek a kis- és közepes vagy kishőmérsékletű oldatok utólagos hatásának tulaj- nyomású zóna határára estek, vagyis a kőzeteket ért donított. becsülhető nyomás 2,5–3 kbar lehetett. ÁRKAI (1977) szerint a Borsodi Mészkő Formáció (ma KOROKNAI (2004) a Szendrői-hegység paleozoos képződ- Szendrőládi Mészkő, Bükhegyi Márvány[?] és Abodi ményeinek tektonometamorf fejlődését tanulmányozva Mészkő Formáció) karbonátos-sziliciklasztos képződmé- megállapította, hogy az általa vizsgált képződményekben az nyei esetében a teljeskőzet-mintákból előállított dezori- epidot-zoizit, a biotit és az ércásványok megjelenése az 50 RIPSZNÉ JUDIK KATALIN

ÁRKAI (1977, 1982, 1983) által tapasztaltakkal megegyezik; gibbsit és jarosit alkotta együttestől. ÁRKAI et al. (1981) és a kőzeteket ért metamorfózis epimetamorf, zöldpala fáciesű ÁRKAI (1982) megállapították, hogy a Rágyincsvölgyi lehetett. Mikrotektonikai és terepi megfigyelései alapján Kvarchomokkő Formációból leírt kloritoid — szemben számos, a Szendrői-hegység paleozoos képződményeit ért NOSKENÉ FAZEKAS (1973) véleményével — nem detritális képlékeny deformációs eseményt különített el. Ezek közül eredetű, hanem metamorf átkristályosodás eredménye. A az első a rétegzéssel párhuzamos palásság (S0–1) kialakulása kloritoid jellegzetesen a kvarcszemcsék közötti maradék volt. Ezt az S0–1 palásságot egy F1 gyűrődés (KÉK–NyDNy- helyeket tölti ki, helyenként euhedrális és poliszintetikusan i tengelyiránnyal) érte, melynek eredményeként kialakult az ikres. A kloritoidszemcsék összetétele az elektron-mikro-

S2 palásság (főpalásság). A redőződést képlékeny, gyenge, szondás vizsgálatok alapján homogén. WINKLER (1979) balos komponensű feltolódások és nyírások követték. Ezek a szerint a kloritoid az anchizónában is előfordulhat. ÁRKAI et nyírások KOROKNAI (2004) szerint >300 °C-os hőmér- al. (1981) és ÁRKAI (1982, 1983) a Tapolcsányi Formációból sékleten, a metamorfózis termális csúcsa után következtek glaukonit–szeladonitot és sztilpnomelánt is leírtak. Felté- be. A szerző szerint az F1 gyűrődés után egy F2 gyűrődés is telezték, hogy a vulkáni-üledékes kőzetben a glaukonit– kialakult, melynek eredménye az S3 krenulációs palásság. A szeladonit a vulkanit kishőmérsékletű, a metamorfózist legkésőbbi deformációs esemény következtében meredek megelőző átalakulásának a terméke. A sztilpnomelán a tengelyű kink-redők képződtek, de újabb palásság már nem vulkanit alapanyagában, fenokristályok helyén a kalcit és a fejlődött ki. KOROKNAI et al. (2000, 2003) és KOROKNAI klorit által kitöltött üregekben is előfordul. A szerzők szerint

(2004) az S2 palássághoz képest poszttektonikus kloritoidot a sztilpnomelán a glaukonit–szeladonitból alakult ki, és a írtak le a Kazincbarcika–1-es fúrás rétegsorából, egy, reakcióban a káliföldpát, a Ca-Mg-Fe-karbonát és a kalcit is feltehetően a Szendrői Fillit Formációval párhuzamosítható részt vett. Véleményük szerint ez az ásványegyüttes az képződményből. A szerzők szerint a kloritoid képződése az anchizóna közepes hőmérsékletű tartományára jellemző.

F1 gyűrődést követően, a metamorfózis maximális hő- ÁRKAI et al. (1981) és ÁRKAI (1982) szerint a Tapol- mérsékletű szakaszához köthető. A vizsgált mintában a csányi Formációból származó metapelit, metahomokkő, koegzisztens klorit–kloritoid ásványpárok alapján, a VIDAL kovapala, karbonátpala, valamint metabazalt és metatufa et al. (1999) által kidolgozott klorit–kloritoid termométert teljeskőzet-mintákon mért átlagos Kübler- és Weber-in- alkalmazva, majd a számított értékeket korrigálva, a dexek és a <2 µm-es frakción mért Kübler-indexek ha- Szendrői-hegység paleozoos képződményeit ért meta- sonlóak, és (anchi–)epimetamorf átalakulást jeleztek. A morfózis maximális hőmérsékletét kb. 450 °C-ra becsülték, legkisebb teljeskőzet-mintán meghatározott átlagos Kübler- mely ÁRKAI (1977, 1982, 1983) eredményeivel egybeesik. és Weber-indexek a metabázitok és a metatufák esetében adódtak, melyek az epizónába estek. A Lázbérci Formá- Upponyi-hegység cióból (ma Lázbérci Formáció, Abodi Mészkő Formáció és Dedevári Mészkő Formáció[?]) vizsgált változatos szem- ÁRKAI et al. (1981) az Upponyi-hegység változatos lito- cseméretű, finomszemcsés sziliciklasztit, metahomokkő, lógiai jellegű paleozoos képződményeinek feltárásaiból cipollino, mészpala, valamint átkristályosodott mészkő és (Lázbérci-víztározó útbevágása stb.) valamint négy mély- dolomit teljeskőzet-mintákból készült dezorientált és fúrás (Dédestapolcsány Dt–5, –8, –9 és Uppony U–10) orientált felvételeken mért Kübler- és Weber-indexek átlaga mintegy 1500 m hosszú maganyagából származó — három- a <2 µm-es frakciókon meghatározott Kübler-indexekhez százat is meghaladó számú — mintán végeztek petrográfiai, hasonlóan az epizónába sorolható. A legkisebb Kübler- mikroszerkezeti és röntgen-pordiffrakciós vizsgálatokat. A indexek a dolomit- és a cipollino-mintáknál adódtak. Az szerzők elektron-mikroszondás illit–K-tartalmú világos Upponyi Mészkő Formáció kristályos mészkő teljeskőzet- csillám kémiai összetételi adatokat és vitrinitreflexió- mintáira kapott átlagos Kübler- és Weber-indexek az értékeket is publikáltak. A sziliciklasztos kőzetekben anchizóna és az epizóna határára estek. A <2 µm-es frak- detritális fázisként különítették el a kvarcot, a földpátot, az ciókon mért Kübler-indexek átlaga epimetamorf átalakulást illit–K-tartalmú világos csillámot és a kloritot, valamint az tükrözött. ÁRKAI (1982) és ÁRKAI,TÓTH (1983) az Upponyi- illit–K-tartalmú világos csillám–klorit aggregátumokat. hegységből vizsgált egyes kőzetminták illit–K-tartalmú Megfigyelték, hogy a metahomokkövekben gyakori az illit– világos csillám 10 Å körüli reflexióján meghatározott át- K-tartalmú világos csillám kvarcszemcsék körüli radiális lagos, látszólagos krisztallitvastagság (D)- és rácsde- elrendeződése, mely az anchimetamorf kőzetek jellegzetes formáció (S)-értékek alapján megállapították, hogy azok a szöveti bélyege (KOSSOVSKAYA,SHUTOV 1961). Az agyag- „kristályossági” indexekkel összevethetők. ÁRKAI et al. palákban azonosítottak egy, az üledékes rétegzéssel felte- (1981) és ÁRKAI (1982) szerint a Lázbérci és a Tapolcsányi hetően párhuzamos palásságot és egy, mikroredők kiala- Formáció finomszemcsés törmelékes kőzetein és kvarciton kulásához köthető krenulációs klivázst. Jellegzetes meta- mért 5,17% körüli átlagos random vitrinitreflexió-érték jó morf ásványegyüttesnek tekintették a kvarcot, az illit-K- összhangban áll az anchizóna és az epizóna határához közeli tartalmú világos csillámot, a kloritot, a földpátot, a filloszilikát „kristályossági” indexekkel. A szerzők szerint a karbonátásványokat, a kloritoidot, a piritet és a hematitot, grafit-d2 finom diszperz szerves anyag „rendezettségi” elkülönítve ezeket a feltehetően a mállás eredményeként állapot a vitrinitreflexió-mérések eredményeivel és a létrejött kaolinit, kevert szerkezetű agyagásvány, goethit, Kübler-indexekkel párhuzamosítható (lásd pl. FREY 1987). A Medvednica (Horvátország) és Észak-Magyarország paleozoos és mezozoos metamorf képződményeinek összevetése 51

Összefoglalva: ÁRKAI et al. (1981) és ÁRKAI (1982, határára estek. A Szilvásváradi Formáció Nagyberenási 1983) szerint az Upponyi-hegység paleozoos képződményei Agyagpala és Mészkő Tagozatából (ma Mályinkai Formá- anchi–epimetamorf átalakulást szenvedtek, mely kb. 300– ció és a Mályinkai Formáció Kapubérci Tagozata) származó 350 °C-os hőmérséklettel jellemezhető (lásd pl. WINKLER mészkő, változó mésztartalmú pala és meszes homokkő 1979, ÁRKAI et al. 2004). A szerzők szerint nincs lényeges teljeskőzet-mintákon mért Weber- és Kübler-indexek és a eltérés a különböző formációkba sorolható mintákon mért <2 µm-es frakciók Kübler-indexei a nagyhőmérsékletű „kristályossági” indexek között. Kissé nagyobb értékek anchizónába sorolhatók. A legkisebb „kristályossági” in- adódtak a Lázbérci Formáció esetében. Kisebb „kristályos- dexek az agyagos mészpalák és mészmárga palák esetében sági” indexeket elsősorban a törmelékes kőzetek; az agyag- adódtak, melyek az anchizóna és az epizóna határához köze- palák és metahomokkövek esetében mértek. ÁRKAI et al. liek voltak. A szerző a Szilvásváradi Formáció Csikorgói (1981) megállapították, hogy az illit–K-tartalmú világos Agyagpala és Mészkő Tagozatának (ma Mályinkai For- csillám barometriához megfelelő ásványegyüttessel jelle- máció és a Mályinkai Formáció Csikorgói Tagozata) mész- mezhető kőzetekre SASSI (1972) és SASSI, SCOLARI (1974) kő teljeskőzet-mintáin és a <2 µm-es frakciókon nagy- módszerével kapott átlagos b értékek kisnyomású (kb. 2,5 hőmérsékletű anchizónába sorolható Weber- és Kübler- kbar) metamorfózist jeleznek. A szerzők szerint az Uppo- indexeket határozott meg. A Bükkszentléleki Formáció (ma nyi-hegység paleozoos képződményeinek metamorfózisa Szentléleki Formáció) Szentléleki Tagozatából (ma Far- kisebb hőmérsékletű lehetett, mint a Szendrői-hegység kasnyaki Tagozat) vizsgált változatos színű homokkő, paleozoos sorozatait ért átalakulás. agyagpala, aleurolitpala és dolomitos mészkő teljeskőzet- KOROKNAI (2004) mikrotektonikai és terepi megfigye- minták esetében az átlagos „kristályossági” indexek között lései alapján számos, az Upponyi-hegység paleozoos kiugróan nagy érték a dolomitos mészköveknél adódott, kőzeteit ért képlékeny deformációs eseményt különített el. mely diagenetikus átalakulásra utalt. Ettől eltekintve a

Ezek közé tartozik a rétegzéssel párhuzamos palásság (S0–1). tagozat egyéb kőzettípusaira kapott Weber- és Kübler-in-

Egy következő deformációs esemény terméke az S0–1 dexek meglehetősen hasonlóak és a tagozatra jellemző µ palásság ÉK–DNy-i tengelyű redőkbe gyűrődése (F1) és átlagérték az anchizónába sorolható. A 2 m alatti frakción ennek következtében a redők tengelysíkjaival párhuzamos mért Kübler-indexek átlaga szintén a tagozat anchimeta-

„főpalásság” (S2) kialakulása. KOROKNAI (2004) egy gyenge morf átalakulására utalt. A Bálvány–Szedresi Tagozat (ma

S3 krenulációs klivázs meglétét is kimutatta. Véleménye Garadnavölgyi Tagozat) mészkő, agyagmárga és dolomitos, szerint az S3 palásság egy, az F1-nél kevésbé intenzív és ankerites mészkő mintáin meghatározott átlagos Weber- és kisebb hőmérsékletű redőződéshez (F2) köthető. Kink- Kübler-indexek a teljes kőzet dezorientált minták és a <2 redők képződése is megfigyelhető a képlékeny nyírási µm-es frakciók esetében is az anchizónába estek. A Nagy- zónákban, azonban ehhez a deformációs fázishoz palásság visnyói Formációból származó változatos dolomit, dolo- kialakulása már nem rendelhető. KOROKNAI et al. (2000, mitos agyagpala, dolomitos, agyagos mészkő és mészkő

2001, 2003) és KOROKNAI (2004) az S2 palássághoz képest teljeskőzet-mintákon mért Weber- és Kübler-indexek és a 2 poszttektonikus kloritoidot írtak le a Rágyincsvölgyi µm alatti frakciókon kapott Kübler-indexek egyaránt anchi- Kvarchomokkő Formáció homokkövénél lényegesen söté- metamorf kőzetátalakulást jeleztek. tebb, deciméteres méretű, lencseszerű kloritoidpala blokk- ÁRKAI (1982) a Bükk hegység mezozoos sziliciklasztos jaiból. A szerzők szerint a kloritoid képződése az F1 és karbonátos képződményei közül az Ablakosvölgyi For- gyűrődést követően, a metamorfózis maximális hőmérsék- máció agyagpala-, mészpala-, márgapala- és mészkőmintáit letű szakaszához köthető. Megállapították, hogy a nagy- tanulmányozva megállapította, hogy a karbonátos minták mennyiségű kloritoid megjelenése arra utal, hogy az alpi Weber- és Kübler-indexeinek átlaga a dezorientált, teljes- metamorfózis során az Upponyi-hegység paleozoos kép- kőzet-mintákból készült preparátumok esetében az agyag- ződményeit ért kőzetátalakulás hőmérséklete a 300–350 palákon mértekkel közel azonos, és az anchi–epizónába °C-ot biztosan elérhette, mely összhangban áll ÁRKAI et al. esett. A 2 µm alatti frakciót vizsgálva azonban a karbonátos (1981) és ÁRKAI (1982, 1983) megfigyeléseivel. kőzetek Kübler-indexeinek átlaga az epizónába, az agyag- palák Kübler-indexeinek átlaga az anchizónába sorolható. Bükk hegység A Fehérkői Mészkő Formáció egy mintája esetében a szerző a teljes kőzetből készült dezorientált preparátumon az ÁRKAI (1982, 1983) a Bükk hegység területéről gyűjtött anchizóna és az epizóna határára eső Weber- és Kübler- kb. kétszáz minta kishőmérsékletű metamorfózisát vizs- indexet kapott. A Bükkfennsíki Mészkő Formáció mészkő gálta. A paleozoos képződmények közül a Szilvásváradi anyagú teljeskőzet-mintái „kristályossági” indexeinek az Formáció Málbérci Agyagpala, Homokkő Tagozatának (ma átlaga anchi–epimetamorf átalakulásra utalt. A 2 µm alatti Szilvásváradi Formáció) sávos aleurolit, agyagpala és meta- frakciókon mért Kübler-indexek átlaga az epizónára jel- homokkő képződményeit tanulmányozva megállapította, lemző érték volt. A Répáshutai Mészkő Formáció mészkő- hogy a teljeskőzet-mintákból készült dezorientált prepa- és mészpalamintáinál nagyon hasonló átlagos Weber- és rátumokon mért Weber- és Kübler-indexek átlaga és a <2 Kübler-indexek adódtak mind a teljeskőzet-mintákat, mind µm-es frakcióból készült orientált diffraktogramokon a szeparált 2 µm alatti frakciókat vizsgálva, melyek anchi– meghatározott Kübler-indexek az anchizóna és az epizóna epizónás átalakulást mutattak. Az üledékes eredetű jura 52 RIPSZNÉ JUDIK KATALIN képződmények közül ÁRKAI (1982) a Kisgyőri Agyagpala mellett pumpellyit és aktinolit is megjelenik. A kőzetek Formáció (ma Lökvölgyi Pala Formáció) agyagpala-, ásványparagenezise alapján az anisusi–ladin képződmé- aleurolitpala-, metahomokkő-, kovapala- és mészkőmintáit nyeket ért átalakulást prehnit–pumpellyit–kvarc fáciesűnek tanulmányozta. Megállapította, hogy a pelites kőzetek (WINKLER 1979) tekintette. A (ladin–)karni metabázitokban teljeskőzet-mintáin mért Weber- és Kübler-indexek átlaga a pumpellyit és az aktinolit jelenléte, valamint a prehnit és a 2 µm alatti frakciók esetében mért Kübler-indexek hiánya miatt ÁRKAI (1983) az összletet ért kőzetátalakulást diagenetikus–anchimetamorf átalakulásra utaltak. Hasonló pumpellyit–aktinolit (HASHIMOTO 1966), pumpellyit– akti- értékeket kapott a szerző a metahomokkő-mintákon is. nolit–klorit, illetve a zöldpala fácies felé átmeneti fáci- ÁRKAI (1982), valamint ÁRKAI,TÓTH (1983) kimutatták, esűnek (WINKLER 1979) írta le. hogy a Bükk hegység különböző korú és litológiai jellegű ÁRKAI (1982) a KÜBLER (1967, 1968, 1984) által kőzettípusai illit–K-tartalmú világos csillám 10 Å körüli eredetileg finomtörmelékes kőzetekre kidolgozott Kübler- reflexióin meghatározott átlagos, látszólagos krisztallit- indexeken alapuló zonációt metavulkanitokra és meta- vastagság- és rácsdeformáció-értékek a „kristályossági” in- vulkanoklasztitokra is sikeresen alkalmazta. Az anisusi– dexekkel párhuzamosíthatók. ÁRKAI (1982) a rétegszilikát- ladin Szentistvánhegyi Metaandezit Formáció meta- fázisok reakciófejlődési folyamatainak állapota mellett a andezit-, metabazalt- és metatufamintáiból készült dez- finomszemcsés sziliciklasztos kőzetek finom diszperz szer- orientált, teljeskőzet-preparátumokon anchizónába eső ves anyagának termikus érettségét is meghatározta. Kifej- Weber- és Kübler-indexeket határozott meg. A 2 µm alatti tette, hogy a Bükk hegység paleozoos képződményeiben szemcseméret-frakciókon mért Kübler-indexek szintén mért maximális, minimális és random reflexióképesség- anchimetamorf átalakulásra utaltak. Az Óhutai Diabáz értékek (metaantracit stádium) irodalmi adatok alapján a Formáció (ma Szinvai Metabazalt Formáció) metabazalt, nagyhőmérsékletű anchi–epizónával korrelálhatók, míg a metaandezit és metatufa képződményeinek vizsgálata mezozoos kőzetekben mért értékek az anchizónával során a szerző a teljeskőzet-minták esetében nagy- párhuzamosíthatók. hőmérsékletű anchizónába eső átlagos Weber- és Kübler- Összefoglalva: ÁRKAI (1982, 1983) szerint a Bükk indexekkel számolt. A <2 µm-es frakciók Kübler- hegység paleozoos és mezozoos üledékes eredetű képződ- indexeinek átlaga az anchizóna és az epizóna határára ményei anchimetamorf átalakulást szenvedtek. Megfi- jellemző volt. ÁRKAI (1982) az Óhutai Diabáz Formáció gyelte, hogy az általa vizsgált összletek átalakultsági foka Bagolyhegyi Kvarcporfír Tagozatából (PELIKÁN [2002] a északról dél felé a fiatalodással közel párhuzamosan az Bagolyhegyi Kvarcporfír Tagozatot Bagolyhegyi Meta- epizónára jellemző értékektől a diagenetikus–anchizónára riolit Formációként szelvényein még feltünteti, azonban a jellemző „kristályossági” indexekig csökken. Az illit–K- formációleírásokban PELIKÁN [2002] és CSÁSZÁR [1997] tartalmú világos csillám barometriához megfelelő ásvány- nem említik meg. LESS et al. [2005] munkájukban együttessel jellemezhető kőzetminták (SASSI 1972, SASSI, Bagolyhegyi Metariolit Formációként ismertetik) is SCOLARI 1974) átlagos b értéke kisnyomású metamorfózist gyűjtött mintákat. A metariolit, metariolittufa és metatufit jelez, egyes értékek azonban a közepes nyomású zóna alsó teljeskőzetmintákon mért Weber- és Kübler-indexek átlaga részébe estek. az anchizóna és az epizóna határára esett. Ez az érték a 2 NÉMETH, MÁDAI (2003, 2004, 2005) a Bükk hegység µm alatti frakciónál az anchizónára volt jellemző. keleti részén a paleozoos és mezozoos karbonátos kőze- Mindezek alapján ÁRKAI (1982) megállapította, hogy a tekben tanulmányozható mikroszerkezeti és makroszkópos triász vulkáni és vulkanoklasztit eredetű kőzetösszletek deformációs jelenségeket vizsgálta. A szerzők megálla- anchi(anchi–epi)metamorf átalakulást szenvedtek. ÁRKAI pították, hogy a hegység keleti részén a szerkezetalakulási (1983) a triász metavulkanitok és metavulkanoklasztitok események több fázisban zajlottak. Az ún. „főpalásság” mellett a jura Szarvaskői Gabbró–Diabáz Formáció (ma (CSONTOS 1999), melyet NÉMETH,MÁDAI (2003, 2004, Szarvaskői Bazalt és Tardosi Gabbró Formáció) kőzeteit is 2005) az ún. „korai fázis” eredményének tekintett, a Bükk megmintázta. Véleménye szerint a pumpellyit, prehnit, hegység kőzeteiben általánosan észlelhető (CSONTOS 1999). aktinolit, pirofillit, talk, klorit, kvarc és albit ásvány- A hegység keleti részén ez a fázis feltehetően az alpi, dina- együttes pumpellyit–prehnit–kvarc fáciesű metamorfózist motermális metamorfózis idejéhez köthető, mely ÁRKAI jelez, és a triász magmatitoknál kisebb hőmérsékletű (1983) eredményeivel egyezően kb. 200–350 °C-os hőmér- átalakulásra utal. SADEK GHABRIAL (1996) és SADEK sékleten ment végbe. A következő deformációs fázis gyen- GHABRIAL et al. (1996) a Szarvaskői Komplexum (ma ge, képlékeny alakváltozást okozott egyes diszkrét zó- Szarvaskői Bazalt és Tardosi Gabbró Formáció) nákban. kőzeteinek lényeges elegyrészein részletes ásványkémiai ÁRKAI 1973-ban megjelent tanulmányában a Bükk vizsgálatokat végzett. A szerzők megállapították, hogy a hegység mezozoos, triász vulkáni és vulkanoklasztit-soro- regionális prehnit–pumpellyit fáciesű metamorfózist, zatait vizsgálva megállapította, hogy mind az anisusi–ladin, mely az azokkal összefogazódó üledékes eredetű mind a (ladin–)karni vulkáni–vulkanoklasztit-összletre kőzetsorozatokban is bizonyítható (diagenetikus– jellemző ásvány az epidot, az illit–K-tartalmú világos anchimetamorf átalakulás — ÁRKAI 1973, 1982, 1983), csillám, a kalcit, a klorit, a plagioklász (albit), a kvarc, a egy korábbi, óceánaljzati hidrotermális metamorfózis hematit és a titanit. A (ladin–)karni sorozatban mindezek előzte meg. Az óceánaljzati hidrotermális metamorfózis A Medvednica (Horvátország) és Észak-Magyarország paleozoos és mezozoos metamorf képződményeinek összevetése 53 eredményeként a bazaltok prehnit–pumpellyit, a diabázok gozták ki. A Medvednica hegység tektonosztratigráfiai zöldpala, a gabbrók zöldpala– amfibolit fáciesű átalakulást egységei közül a paleo–mezozoos sorozat, a jura ofiolit szenvedtek. mélange komplexum és a kréta–paleocén sorozat kishőmér- Összefoglalva: a fent említettek alapján a Bükk hegység sékletű átalakulását JUDIK et al. (2002, 2004, 2005, 2006) és paleozoos és mezozoos üledékes, vulkáni és vulkanoklasztit JUDIK (2007) vizsgálta részletesen. Az alábbiakban az egyes eredetű képződményei ÁRKAI (1973, 1982, 1983), SADEK egységek képződményeinek nagyon kis fokú metamor- GHABRIAL (1996) és SADEK GHABRIAL et al. (1996) szerint fózisát a fenti tanulmányokban közölt eredmények alapján regionális anchimetamorf (prehnit–pumpellyit és pum- hasonlítom össze az É-magyarországi hasonló korú és pellyit–aktinolit–zöldpala fáciesű) átalakulást (kb. 200–350 litológiai jellegű kőzetsorozatok metamorfózisával. Mivel a °C) szenvedtek. Az átalakulás kis (–közepes) nyomású paleo–mezozoos sorozaton belül a ĐURDANOVIĆ (1973) által (1,5–3 kbar, max. 5 kbar) lehetett. A Szarvaskői Bazalt és a közölt biosztratigráfiai adatok ellenére az egyes képződ- Tardosi Gabbró Formáció a regionális prehnit–pumpellyit mények elkülönítése mindezidáig nem történt meg, és a kö- fáciesű metamorfózist megelőzően óceánaljzati hidroter- zölt földtani térképeken a paleo–mezozoos sorozaton belül mális metamorfózison ment át. még a paleozoos és triász képződményeket sem különítették el, az észak-magyarországi egyes paleozoos és mezozoos képződmények metamorfózisának összehasonlítása a Med- A Medvednica hegység és Észak-Magyarország vednica hegység paleo–mezozoos sorozatának metamor- paleo–mezozoos kishőmérsékletű metamorf fózisára vonatkozó teljes adatsor átlagos értékei alapján képződményeinek összehasonlítása történt meg (1. táblázat). Egy esetleges formációnkénti párhuzamosítás nemzetközi együttműködés keretében a Ebben a fejezetben a Medvednica hegység (Horvát- jövőben kulcsfontosságú lehet. ország) paleozoos és mezozoos, nagyon kisfokú metamorf A Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatában képződményeit ért kőzetátalakulást hasonlítom össze az gyakori sziliciklasztos és karbonátos kőzetekhez, továbbá észak-magyarországi hasonló üledékes korú kőzetsoro- vulkanoklasztitokhoz hasonló, nem diagnosztikus illit–K- zatokat ért metamorfózissal. Az összehasonlítást metamorf tartalmú világos csillám, klorit, kvarc, plagioklász (albit) kőzettani és geokronológiai adatok alapján végzem el. és/vagy karbonátásványok (leggyakrabban kalcit), rutil és vas-oxidok, vas-oxi-hidroxidok vagy pirit ásványegyüttes- Metamorf fejlődéstörténet sel rendelkező képződmények mind a Szendrői-, mind az Upponyi-hegységből ismertek. A Medvednica hegység A Zagorje–Közép-dunántúli-zónába sorolható Medved- paleo–mezozoos sorozatának finomtörmelékes eredetű kő- nica hegységet felépítő szerkezeti egységek jellemző zeteiben gyakori paragonit jelenléte a Szendrői-hegység kőzetsorozatainak leírását PAMIĆ,TOMLJENOVIĆ (1998) paleozoos kőzeteiben azonban alárendelt, és nem bizo- készítette el. A hegység szerkezetfejlődési modelljét nyított az Upponyi-hegység képződményeiben. Különbség TOMLJENOVIĆ (2002) és TOMLJENOVIĆ et al. (in press) dol- továbbá, hogy a Medvednica hegység paleo–mezozoos

1. táblázat. A Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatának kishőmérsékletű metamorfózisa, összehasonlítva a Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk hegység paleozoos és mezozoos sorozatainak metamorfózisával ÁRKAI (1973, 1977, 1982, 1983), ÁRKAI et al. (1981, 1995), SADEK GHABRIAL (1996), SADEK GHABRIAL et al. (1996), KOROKNAI (2004), KOROKNAI et al. (2000, 2001, 2003) és JUDIK et al. (2004, 2006) alapján Table 1. Very low-grade metamorphic evolution of the Palaeozoic–Mesozoic complex of the Medvednica Mts, comparing with the metamorphism affected Palaeozoic and Mesozoic formations in North Hungary after ÁRKAI (1973, 1977, 1982, 1983), ÁRKAI et al. (1981, 1995), Sadek Ghabrial 54 RIPSZNÉ JUDIK KATALIN sorozatából általam vizsgált cipollino-mintákban biotit és nica hegység paleo–mezozoos sorozatában a zöldpalák és epidot nem figyelhető meg, szemben a Szendrői-hegység zöldkövek gyakoriak, különböző típusaik a hegység ge- ÁRKAI (1977, 1982, 1983) és KOROKNAI (2004) által tanul- rincét alkotják. A zöldpalák és zöldkövek protolitjának a mányozott cipollino-mintáival. TOMLJENOVIĆ (2002) dolgo- kora a Medvednica hegységben kérdéses, feltehetően triász zatában a Medvednica hegység területről is említ a vagy jura magmás működéssel hozható kapcsolatba (lásd pl. Szendrői- és az Upponyi-hegységből ismert kloritoidpalát BELAK et al. 1995). A Bükk hegységben hiányoznak továbbá (ÁRKAI 1982; ÁRKAI et al. 1981; KOROKNAI et al. 2000, 2001, a Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatában jelleg- 2003; KOROKNAI 2004). zetes cipollinók is. A Bükk hegység paleo–mezozoos kép- Ha a Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatából ződményei ÁRKAI (1982, 1983) szerint kis (–közepes) vizsgált agyagpala, fillit, metahomokkő, márvány, fillo- nyomású (1,5–3 kbar, max. 5 kbar) metamorfózist szenved- szilikátokban gazdag, sávos márvány- (cipollino-) és tek, mely a Medvednica hegységbeli paleo- és mezozoos metavulkanoklasztit-mintákra kapott hőmérsékletértékek kőzetekre számított nyomással részben átfed. 400–410 °C-os maximumát a Szendrői- és az Upponyi- Összefoglalva: a Medvednica hegység paleo–mezozoos hegység paleozoos képződményeire számított maximális sorozatából vizsgált agyagpala-, fillit-, metahomokkő-, hőmérsékletadatokkal összevetjük (ÁRKAI 1977, 1982, márvány-, cipollino- és metavulkanoklasztit-mintákhoz ha- 1983; ÁRKAI et al. 1981; KOROKNAI 2004) megállapítható, sonló kőzetek a Szendrői- és az Upponyi-hegységből egy- hogy azok az Upponyi-hegység paleozoos képződményeire aránt ismertek. Cipollinót és kloritoidpalát a Bükk hegység kapott anchi(–epi)metamorf 300–350 °C-os átalakulási területéről az irodalomból nem ismerünk. A Medvednica hőmérsékletnél nagyobbak. A paleo–mezozoos sorozat hegység nagyhőmérsékletű anchi–epimetamorf (kb. 300– kőzeteire számolt 3,5–4 kbar körüli nyomás az Upponyi- 410 °C), közepes nyomású (3,5–4 kbar) átalakulást szenvedett hegység képződményeire jellemző 2,5 kbar körüli értéket paleo–mezozoos sorozatát ért, maximálisan 400–410 °C (ÁRKAI 1982, ÁRKAI et al 1981, KOROKNAI 2004) meg- körüli hőmérsékletértékek a Szendrői-hegység paleozoos haladja. Az epimetamorf (nagyhőmérsékletű anchimeta- kőzetsorozataira jellemző maximális hőmérsékletekhez kö- morf) átalakulást szenvedett Szendrői-hegység paleozoos zeliek. A nyomásviszonyok az észak-magyarországi paleo– kőzetei esetében a számított, maximálisan 450 °C-os hő- mezozoos kőzetekre jellemzőeket részben meghaladják, a mérséklet a Medvednica hegység paleo–mezozoos soroza- Bükk hegységben mértekkel azonban részben átfednek. tára jellemző, maximálisan 400–410 °C-os hőmérséklettel Lényeges különbség, hogy valódi, zöldpala fáciesű ásvány- jó egyezést mutat, azonban a Szendrői-hegység kőzeteire paragenezissel és szöveti jellegekkel rendelkező kőzeteket a számított 2,5–3 kbar körüli nyomás a Medvednica Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk hegységből sem ismerünk. hegységbeli képződményekre kapottaknál kisebb. A Medvednica hegység jura ofiolit mélange komp- A Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatából lexumának és a Szarvaskő környékéről ismert metabázitok származó agyagpala, fillit, metahomokkő-, márvány-, cipol- feltételezhető rokonságának a lehetőségére már számos ta- lino- és metavulkanoklasztit-minták metamorf fejlődés- nulmány utalt (lásd pl. PAMIĆ et al. 2002), azonban a Bükk történetét a Bükk hegység paleozoos és mezozoos, válto- hegységből származó magmatitok metamorfózisával zatos litológiai jellegű üledékes, illetve vulkanoklasztit ere- (SADEK GHABRIAL 1996, SADEK GHABRIAL et al. 1996) detű képződményeivel is összehasonlítottam. A paleo– foglalkozó részletes metamorf kőzettani, kőzetgenetikai és mezozoos sorozatból csak szórványos biosztratigráfiai ada- geokémiai témájú tanulmányhoz hasonló, átfogó dolgozat a tok állnak rendelkezésünkre és a rétegtani felosztás is bi- Medvednica hegység jura ofiolit mélange komplexumáról zonytalan. Megfigyelhető azonban, hogy a hegység külön- mindezidáig nem jelent meg. Ennek a tanulmánynak a böző területeiről származó kőzetminták esetében, az al- keretében elsődleges célom a jura ofiolit mélange komp- kalmazott vizsgálati módszerekkel, a Bükk hegységben lexum mátrixának metamorf kőzettani szempontú össze- tapasztaltakhoz hasonló tendenciát (északról dél felé hasonlítása volt az észak-magyarországi hasonló kép- haladva, és a fiatalodás irányával párhuzamosan csökkenő ződményekkel. Az elvégzett metamorf petrogenetikai átalakultsági fok) — mindezidáig — nem sikerült kimutatni vizsgálatok alapján az egységeket alkotó finomszemcsés (JUDIK 2007). Lényeges eltérés továbbá, hogy a Bükk sziliciklasztos és karbonátos kőzetek egyaránt diagene- hegység triász vulkanit és vulkanoklasztit, metamorf fácies tikus–anchimetamorf átalakulást szenvedtek. A bükki jelzésére alkalmas ásványokat tartalmazó kőzetei (meta- metamagmatitok és a Medvednica hegység ofiolittömb- riolitok, metaandezitek, metabazaltok, metatufák) prehnit– jeinek az összehasonlítása, valamint a Medvednica hegység pumpellyit és pumpellyit–aktinolit(–zöldpala) fáciesű re- kréta–paleocén sorozata esetében az esetleges észak- gionális metamorfózist szenvedtek (ÁRKAI 1973). A jura magyarországi rokonsági kapcsolatok nyomozása további, metamagmatitok prehnit–pumpellyit fáciesű regionális, és részletes vizsgálatok elvégzését teszi szükségessé. azt megelőzően, kőzettípustól függően maximálisan zöldpala–amfibolit fáciesű óceánaljzati hidrotermális meta- A kishőmérsékletű átalakulás kora morf átalakuláson mentek át (SADEK GHABRIAL 1996, SADEK GHABRIAL et al. 1996). Valódi zöldpala fáciesre jel- A Medvednica hegység paleo–mezozoos metapelit- és lemző ásványegyüttessel és szöveti jellegekkel rendelkező márványmintáinak a 2 µm alatti szemcseméret frakcióin kőzeteket a Bükk hegységből nem írtak le, míg a Medved- meghatározott K/Ar koradatok kb. 79 és 124 millió év A Medvednica (Horvátország) és Észak-Magyarország paleozoos és mezozoos metamorf képződményeinek összevetése 55

Összefoglalva: a Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatából vizsgált kőzetek a Szendrői-, az Upponyi- és Bükk hegység paleozoos és mezozoos képződményeihez hasonlóan alpi (kréta) regionális metamorfózist szenvedtek. Egy korábbi, pl. variszkuszi termális hatás nyomai a K/Ar kormeghatározás eredményeként sem a Medvednica hegység, sem a Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk hegység kőzetsorozatai esetében nem bizonyíthatók (1. táblázat és 2. ábra).

Összefoglalás

Ebben a tanulmányban a Zagorje–Közép-dunántúli- zóna egyik legnagyobb horvátországi felszíni előfordulása, 2. ábra. A Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatából a Medvednica, valamint a Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk és a Szendrői-, az Upponyi- és a Bükk hegység területéről hegység paleozoos és mezozoos képződményeinek (vonalkázott) származó paleozoos és mezozoos kőzetminták 2 µm alatti szemcseméret-frakcióin meghatározott K/Ar metamorf fejlődéstörténeti korrelációját kíséreltem meg. koradatok eloszlása (ÁRKAI et al. 1995, JUDIK et al. 2006) A Medvednica hegység tektonosztratigráfiai egysége- n = a mért adatok száma inek átalakultsági fokát összehasonlítva a Szendrői-, az Up- Figure 2. Frequency distribution diagram of K/Ar ages ponyi- és a Bükk hegység paleozoos és mezozoos kőzet- determined on <2 µm grain size fractions of various rock types sorozatainak metamorfózisával megállapíthatjuk, hogy a from the Palaeozoic–Mesozoic complex of the Medvednica Medvednica hegység paleo–mezozoos sorozatában gyakori Mts and Palaeozoic and Mesozoic formations of the Bükk, üledékes és vulkanoklasztit eredetű kőzetekhez hasonló the Szendrő and the Uppony Mts (striated) after ÁRKAI et al. képződmények a Szendrői és az Upponyi-hegység területén (1995) and JUDIK et al. (2006) is előfordulnak. A Medvednica hegység kőzetösszleteinek n = number of data metamorf foka a képződmények ásványos összetétele, szöveti-szerkezeti jellegei, valamint a szerves és szervetlen között változnak, mely alpi, kréta metamorf esemény „termométerek” és „barométerek” eredményei alapján hatására utal (JUDIK et al. 2006). Hasonló koradatokat leginkább a Szendrői-hegységből ismertekhez hasonlítható kaptak ÁRKAI et al. (1995) is a Szendrői-, az Upponyi- és a (ÁRKAI 1977, 1982; ÁRKAI et al. 1981; JUDIK 2007; JUDIK et Bükk hegység egyes részeiről származó metapelitmintákon al. 2002, 2004, 2005; KOROKNAI 2004; KOROKNAI et al. (2. ábra), melyek a fenti sorrendet követve 110±5 M év, 2000, 2001, 2003). A Medvednica hegység változatos 124±5 M év, valamint 79 és 133 M év között változtak. A kőzetein meghatározott K/Ar koradatok alapján a paleo– paleo–mezozoos sorozat cipollino-, metavulkanoklasztit- mezozoos sorozatot alpi, kréta (kőzettípustól függően kb. és zöldpalamintái 2 µm alatti frakcióin meghatározott K/Ar 110 és 80 M év) metamorfózis érte. Egy azt megelőző, korok átlaga kb. 80 M év. Ez az érték a sorozat metapelit- és variszkuszi termális esemény hatása K/Ar módszerrel nem márványmintáira kapott átlagos K/Ar koradatnál (kb. 110 M bizonyítható. A Medvednica hegység paleo–mezozoos év) lényegesen kisebb. Hasonló jelenséget írtak le ÁRKAI et sorozatára kapott K/Ar korokhoz hasonló adatokat al. (1995) is a Szendrői- és az Upponyi-hegység cipollino- és határoztak meg ÁRKAI et al. (1995) a Szendrői-, az Upponyi- metavulkanit-mintáinál, melyet a kis mennyiségű, a meta- és a Bükk hegység hasonló üledékes korú képződményein. pelitekben és az átkristályosodott karbonátokban rend- A Medvednica hegység jura ofiolit mélange komp- szerint jelen lévő detritális K-tartalmú világos csillám lexumának és a kréta–paleocén sorozat képződményeinek átörökített izotóp-összetételével magyaráztak. A szerzők a az összevetése az észak-magyarországi hasonló korú Bükk hegység területéről eltérést mutattak ki az észak-bükki összletekkel további metamorf kőzettani–kőzetgenetikai „Parautochton” (CSÁSZÁR 2005) keleti részéről származó és vizsgálatok elvégzését teszi szükségessé. a hegység más részéről vizsgált anchi–epimetamorf mintákon mért K/Ar koradatok között. Az előbbiek 77 és 82 (metaklasztitokon és metavulkanitokon), az utóbbiak 115 és Köszönetnyilvánítás 118 millió év (metapeliteken) között változtak. Ez utóbbi csoport mintáinak 0,6 µm alatti frakcióin meghatározott Ez a dolgozat egy, az MTA Geokémiai Kutatóintézet és koradatok 86 és 102 M év közé estek. Hasonló (kb. 76 M év) a Horvát Tudományos és Művészeti Akadémia között koradatokat kaptak KOROKNAI et al. (2007) is a Bükk hegy- 2001-ben indult, Árkai Péter az MTA rendes tagja, ség keleti részéről. A K/Ar adatok közötti eltérést ÁRKAI et igazgató és a néhai Jakob Pamić akadémikus által vezetett al. (1995) két lehetséges modellel magyarázták. Az első a horvát–magyar bilaterális együttműködés keretében szü- „Parautochton” hűléstörténetében bekövetkező regionális letett. Az együttműködés témája „A Tiszai egység déli eltérés lehetősége, a második a késő-kréta ÉNy–DK-i irányú része, valamint a Belső-Dinaridák és a Bükki nagy- képlékeny deformáció hatása lehetett. 56 RIPSZNÉ JUDIK KATALIN szerkezeti egység metamorf fejlődéstörténetének össze- koradatok meghatározását. Köszönöm Tóth M., Sándor M. hasonlító vizsgálata, és a metamorfózis idején elfoglalt Cs., Komoróczy O., Szász N., Temervári K., Winkler R., relatív helyzetük tanulmányozása paleomágneses mód- Szentey Zs. és Keresztes N. (MTA Geokémiai Kutató- szerrel”. Köszönettel tartozom témavezetőnek, Árkai intézet) segítségét. Szeretném megköszönni dr. Kovács S. Péternek a számtalan konzultációért, J. Pamićnak az és dr. Balla Z. lektori és szerkesztői munkáját. A vizs- együttműködés elindításáért és a támogatásáért, valamint gálatokhoz támogatást nyújtott Árkai P. T-049454/2005- dr. D. Balennek, dr. D. Tibljašnak és dr. B. Tomljenovićnak 2008 sz. és Balogh K. M-41434 sz. OTKA pályázata, a terepi munkában és az adatok értelmezésében nyújtott valamint a Croatian Ministry of Science and Technology segítségéért. Köszönöm dr. Balogh Kadosának a K/Ar által támogatott 0119412 sz. projekt is.

Irodalom – References

ÁRKAI,P. 1973: Pumpellyite-prehnit-quartz fácies Alpine meta- CSONTOS L. 1999: A Bükk hegység szerkezetének főbb vonásai. — morphism in the Middle Triassic volcanogenic-sedimentary Földtani Közlöny 129 (4), pp. 611–651. sequence of the Bükk Mountains, Northeast Hungary. — Acta CSONTOS, L., NAGYMAROSY, A., HORVÁTH, F., KOVÁC, M. 1992: Geologica Scientiarum Hungaricae 17 (1–3), pp. 67–83. Tertiary evolution of the Intra-Carpathian area: a model. — ÁRKAI,P. 1977: Low-grade metamorphism of Paleozoic sedimentary Tectonophysics 208 (1–3), pp. 221–241. formations of the Szendrő Mountains (NE-Hungary). — Acta ĐURĐANOVIĆ, Ž. 1973: O paleozoiku i trijasu Medvednice (Zagre- Geologica Scientiarum Hungaricae 21 (1–3), pp. 53–80. backe gore) i podrucja Dvora na Uni na temelju konodonta. — ÁRKAI P. 1982: Kezdeti regionális metamorfózis a Bükk, az Up- Geološki vjesnik 25, pp. 29–45. ponyi- és a Szendrői-hegység példáján. — Kézirat, Kandidátusi FREY, M. (szerk.) 1987: Low Temperature Metamorphism. — Blackie értekezés, Budapest. and Son Ltd., Glasgow, 347 p. ÁRKAI,P. 1983: Very low- and low-grade Alpine regional HAAS J. 1994: Magyarország földtana. Mezozoikum. — Egyetemi metamorphism of the Paleozoic and Mesozoic formations of jegyzet. Eötvös Loránd Tudományegyetem Természet- the Bükkium, NE-Hungary. — Acta Geologica Hungarica 26 tudományi Kar, Budapest, 119 p. (1–2), pp. 83–101. HAAS J. 1998: Az Alföld és Észak-Magyarország felső-kréta kép- ÁRKAI,P., BALOGH, K., DUNKL, I. 1995: Timing of the low- ződményeinek rétegtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): temperature metamorphism and cooling of the Paleozoic and Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mol Rt. és a Mesozoic formations of the Bükkium, innermost Western Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, pp. Carpathians, Hungary. — Geologische Rundschau 84 (2), pp. 379–388. 334–344. HAAS, J., KOVÁCS, S. 2001: The Dinaridic–Alpine connection — as ÁRKAI,P., HORVÁTH, Z. A., TÓTH, M. 1981: Transitional very low- seen from Hungary. — Acta Geologica Hungarica 44 (2–3), pp. and low-grade regional metamorphism of the Paleozoic 345–362. formations, Uppony Mts., NE-Hungary: mineral assemblages, HAAS, J., MIOČ, P., PAMIĆ, J., TOMLJENOVIĆ, B., ÁRKAI, P., BÉRCZINÉ illite crystallinity, bo and vitrinite reflectance data. — Acta MAKK, A., KOROKNAI, B., KOVÁCS, S., RÁLISCH-FELGENHAUER, Geologica Hungarica 24 (2–4), pp. 265–294. E. 2000: Complex structural pattern of the Alpine Dina- ÁRKAI, P., SASSI, F. P., DESMONS, J. 2004: A systematic nomenclature ridic–Pannonian triple junction. — International Journal of for metamorphic rocks: Very low- to low-grade metamorphic rocks. Earth Sciences 89 (2), pp. 377–389. —Recommendations by the International Union of Geological HASHIMOTO, M. 1966: On the prehnit-pumpellyit metagraywacke Sciences, Subcommission on the Systematics of Metamorphic facies. — Journal of the Geological Society Japan 72 (5), pp. Rocks. www.bgs.ac.uk/SCMR/docs/papers/paper_5.pdf. 253–265. ÁRKAI, P., TÓTH, M. 1983: Illite crystallinity: combined effects of HERITSCH, F. 1942: Korallen aus dem Perm des Bükk-Gebirges domain size and lattice distortion. — Acta Geologica Hungarica (Oberungarischen Karpathen). — Anzeiger der Akademie der 26 (3–4), pp. 341–358. Wissenschaften in Wien 79, pp. 13–15. BALOGH, K. 1964: A Bükkhegység földtani képződményei (Die HERITSCH, F. 1944: Permischen Korallen aus dem Bükkgebirge in geologischen Bildungen des Bükk-Gebirges). — A Magyar Ungarn. — Annales Historico Naturales Musei Naturalis Állami Földtani Intézet Évkönyve 48 (2), pp. 245–719. Hungarici 37, pp. 48–63. BELAK, M., PAMIĆ, J., KOLAR-JURKOVŠEK T., PÉCSKAY Z., KARAN D. JUDIK K. 2007: A Medvednica hegység (Horvátország) paleozoos 1995: Alpinski regionalmetamorfni kompleks Medvednica és mezozoos sorozatainak metamorf fejlődéstörténete, össze- (sjeverozapadna Hrvatska). — First Croatian Geological Con- hasonlítva az ÉK-magyarországi hasonló korú képződmények gress, Proceedings 1, pp. 67–70. metamorfózisával. — Kézirat, PhD értekezés, Budapest. CSÁSZÁR, G. (szerk.) 1997: Basic lithostratigraphic units of Hungary. JUDIK, K., ÁRKAI,P., HORVÁTH, P., DOBOSI, G., TIBLJAŠ, D., BALEN, — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 114 p. D., TOMLJENOVIĆ, B., PAMIĆ, J. 2004: Diagenesis and low- CSÁSZÁR G. 2005: Magyarország és környezetének regionális temperature metamorphism of Mt. Medvednica, Croatia: földtana. I. Paleozoikum–Paleogén. — Eötvös Kiadó, Budapest, mineral assemblages and phyllosilicate characteristics. — Acta 328 p. Geologica Hungarica 47 (2–3), pp. 151–176. A Medvednica (Horvátország) és Észak-Magyarország paleozoos és mezozoos metamorf képződményeinek összevetése 57

JUDIK, K., BALOGH, K., TIBLJAŠ, D., ÁRKAI,P. 2006: New age data KUBOVICS, I., SZABÓ, CS., HARANGI, SZ., JÓZSA, S. 1990: Petrology on the low-temperature regional metamorphism of Mt. and petrochemistry of Mesozoic magmatic suites in Hungary Medvednica (Croatia). — Acta Geologica Hungarica 49 (3), pp. and adjacent areas — an overview. — Acta Geodaetica Geophysica 207–221. et Montanistica Hungarica 25 (3–4), pp. 345–371. JUDIK, K., RANTITSCH, G., RAINER, T. M., ÁRKAI,P. 2005: Raman KÜBLER, B. 1967: La cristallinité de l’illite et les zones tout a fait spectroscopic investigations on low-temperature metamorphic superieures du métamorphisme. — In: Etages Tectoniques, rock series from Mt. Medvednica, Croatia. — In: RAITH, J. G. Colloque de Neuchâtel, Université Neuchâtel, A la Baconničre, (szerk.): Mitteilungen der Österreichischen Mineralogischen Switzerland, pp. 105–121. Gesellschaft, Vereinsjahr 2004 Mineralogy/Petrology 2005 KÜBLER, B. 1968: Evaluation quantitative du métamorphisme par la Conference, p. 56. cristallinité de l’illite. —Bulletin Centre Recherche Pau-SNPA, 2, JUDIK, K., TIBLJAŠ, D., BALEN, D., TOMLJENOVIĆ, B., HORVÁTH, P., pp. 385–397. PAMIĆ, J., ÁRKAI,P. 2002: New data on the low-temperature KÜBLER, B. 1984: Les indicateurs des transformations physiques et metamorphism of Mt. Medvednica and the Slavonian Mts. chimiques dans la diagenése, tempétarure et calorimétrie. — In: (Croatia). — Geological Carpathica 53 (Special Issue), pp. 1–6. LAGACHE, M. (szerk.): Thérmométrie et barométrie géoloques. KOROKNAI B. 2004: Tektonometamorf fejlődés az Upponyi és a Sociétié de Français Minéralogie et Cristallographie, Paris, pp. Szendrői Paleozoikumban. — Kézirat, PhD értekezés, Budapest. 489–596. KOROKNAI, B., HORVÁTH, P., NÉMETH, T. 2000: Chloritoid schists LANDIS, C.A. 1971: Graphitization of the Dispersed Carbonaceous from the Uppony and Szendrő Palaeozoic (NE Hungary): Material in Metamorphic rocks. — Contributions to Mineralogy implications for Alpine structural and metamorphic evolution. and Petrology 30 (1), pp. 34–45. — Slovakian Geological Magazine 6 (2–3), pp. 269–272. LAUBSCHER, H. P. 1971: Das Alpen–Dinariden-Problem und die KOROKNAI, B., HORVÁTH, P., NÉMETH, T. 2001: Chloritoid schist Palinspastic der südlichen Tethys. — Geologische Rundschau 60 from the Uppony Mts. (NE Hungary): structural and (3), pp. 813–833. mineralogical-petrological data on a new occurrence. — Acta LESS GY., KOVÁCS S., PELIKÁN P., PENTELÉNYI L., SÁSDI L. 2005: A Geologica Hungarica 44 (1), pp. 47–65. Bükk hegység földtana. Magyarország tájegységei térképsorozata. KOROKNAI,B., HORVÁTH, P., NÉMETH, T. 2003: Alpine structural Magyarázó a Bükk hegység földtani térképéhez. — Magyar Állami and metamorphic evolution in the Uppony and Szendrő Földtani Intézet, Budapest, 284 p. Palaeozoic (NE Hungary): sequences from two new chloritoid NÉMETH N., MÁDAI F. 2003: Korai fázisú képlékeny deformációs schist occurrences. — VIth Alpine Workshop, Sopron. Annales elemek a Bükk hegység keleti részének mészköveiben I. — Universitates Scientiarum Budapestensis de Rolando Eötvös Földtani Közlöny 133 (4), pp. 563–583. Nominatae, Sectio Geologica 35, pp. 56–57. NÉMETH N., MÁDAI F. 2004: Korai fázisú képlékeny deformációs KOROKNAI,B., ÁRKAI, P., HORVÁTH, P., BALOGH, K. 2007: Anatomy elemek a Bükk hegység keleti részének mészköveiben II. — of a transitional brittle-ductile shear zone developed in a low-T mikroszerkezeti jellemzők. — Földtani Közlöny 134 (1), pp. meta-andesite tuff: a microstructural, petrological and 1–28. geochronological case study from the Bükk Mts. (NE NÉMETH,N., MÁDAI,F. 2005: Early phase ductile deformation Hungary). — Journal of Structural Geology DOI: elements in the limestone of the eastern part of the Bükk Mts, 10.1016/j.jsg.2007.10.007. Hungary. — Acta Geologica Hungarica 48 (3), pp. 283–297. KOSSOVSKAYA, A. G., SHUTOV, V. D. 1961: Korreljacija zon regio- NEUBAUER, F. 1988: The Variscan orogeny in the Austroalpine and nalnogo epigeneza i metageneza v terrigennih I vulka- Southalpine domains of the Eastern Alps. — Schweizerische niczeszkih porodah (The correlation of zones of regional Mineralogische und Petrographische Mitteilungen 68 (3), pp. epigenesis and metagenesis in terrigenous and volcanic rocks). 339–349. — Dokladi Akademii Nauk SZSZSZR. 139, pp. 677–680. NOSKENÉ FAZEKAS G. 1973: Mikroszkópos megfigyelések az KOVÁCS, S. 1989: Geology of North Hungary: Paleozoic and Upponyi hegység paleozóos rétegösszletén. — Fragmenta Mesozoic terraines. — XXI European Micropalaeontological Mineralogica Palaeontologica 4, pp. 3–15. Colloquium Guidebook, 1989. szeptember 4–13., pp. 15-36. PAMIĆ, J. 2000: The Sava–Vardar Zone (SVZ). — Vijesti 37 (2), pp. KOVÁCS, S. 1992: Stratigraphy of the Szendrő-Uppony Paleozoic 19–22. (Northeastern Hungary). — In: VOZÁR, J. (szerk.): Western PAMIĆ, J., KOVÁCS, S., VOZÁR, J. 2002: The Internal Dinaridic Carpathians, Eastern Alps, Dinarides, Special Volume to Paleozoic Fragments into the collage of the Southern Pannonian Basin. — Geodynamic Domains, pp. 93–108. Geologica Carpathica 53 (Special Issue), pp. 9–11. KOVÁCS S. 1998: A Szendrői- és Upponyi-hegység paleozóos PAMIĆ, J., TOMLJENOVIĆ, B. 1998: Basic geologic data from the képződményeinek rétegtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. Croatian part of the Zagorje—Mid-Transdanubian Zone. — Acta (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Geologica Hungarica 41 (4), pp. 389–400. Mol Rt. és a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, PANTÓ, GY., DOWNES, H., ÁRKAI, P., THIRWALL, M.F. 1990: Budapest, pp. 107–117. Petrology and geochemistry of Mesosoic igneous rocks, Bükk KOVÁCS S., HIPS K. 1998: A Bükk- és az Aggtelek-Rudabányai- Mountains, Hungary. — Lithos 24 (3), pp. 201–215. hegység újpaleozóos képződményeinek rétegtana. — In: BÉRCZI PELIKÁN P. 2002: Földtani felépítés, rétegtani áttekintés. — In: I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai BARÁZ CS. (szerk.): A Bükki Nemzeti Park. Hegyek, erdők, képződményeinek rétegtana. Mol Rt. és a Magyar Állami emberek. Bükki Nemzeti Park Igazgatóság, Eger, pp. 23–51. Földtani Intézet kiadványa, Budapest, pp. 149–154. PEŠIĆ, L., RAMOVŠ, A., SREMAC, J., PANTIC-PRODANOVIĆ, S., KOVÁCS, S., SZEDERKÉNYI, T., HAAS, J., BUDA, GY., CSÁSZÁR, G., FILIPOVIĆ, I., KOVÁCS, S., PELIKÁN, P. 1986: Upper Permian NAGYMAROSY, A. 2000: Tectonostratigraphic terranes in the deposits in the Jadar region and their position within the pre-Neogene basement of the Pannonian area. — Acta Geologica western Paleotethys. — Memorie della Societa Geologica Italiana Hungarica 43 (3), pp. 225–329. 34, pp. 211–219. 58 RIPSZNÉ JUDIK KATALIN

SADEK GHABRIAL, D. 1996: The effect of rock composition TOMLJENOVIĆ, B. 2002: Strukturne značajke Medvednice i (lithofacies) on the indicators of the incipient metamorphism Samoborskog gorja. — Kézirat, PhD értekezés, Zágrábi Egyetem, and the correlation of these indicators as exemplified by NE- Zágráb. Hungarian Paleozoic and Mesozoic sequences. — Kézirat, PhD TOMLJENOVIĆ, B., CSONTOS, L. 2001: Neogene–Quaternary értekezés, Budapest. structures in the border zone between Alps, Dinarides and SADEK GHABRIAL, D., ÁRKAI, P., NAGY, G. 1996: Alpine polyphase Pannonian Basin (Hrvatsko Zagorje and Karlovac Basins, metamorphism of the ophiolitic Szarvaskő Complex, Bükk Croatia). — International Journal of Earth Sciences 90 (3), pp. Mountains, Hungary. — Acta Mineralogica-Petrographica, 560–578. Szeged 37, pp. 99–128. TOMLJENOVIĆ, B., CSONTOS, L., MÁRTON, E., MÁRTON, P. (in SASSI, F. P. 1972: The petrological and geological significance of the press): Tectonic evolution of the northwestern Internal b0 values of potassic white micas in low-grade metamorphic Dinarides as constrained by structures and rotation of rocks. An application to Eastern Alps. — Tschermaks Medvednica Mts., North Croatia. — Tectonic Aspects of the Mineralogische und Petrographische Mitteilungen 18, pp. 105–113. Alpine-Carpathian-Dinaride System. Geological Society, London, SASSI, F. P., SCOLARI,A. 1974: The b0 value of the potassic white Special Publication. mica as a barometric indicator in low-grade metamorphism of VIDAL, O. GOFFÉ, B., PARRA, T., BOUSQUET, R. 1999: Calibration pelitic schists. — Contributions to Mineralogy and Petrology 45 and testing of an empirical chloritoid-chlorite Mg-Fe (2), pp. 143–152. thermometer and thermodynamic data for daphnite. — Journal SCHRÉTER,Z. 1936: Lyttonia a Bükk hegységből (Lyttonia aus dem of Metamorphic Geology 17 (1), pp. 25–39. Bükk-Gebirge). — Földtani Közlöny 66 (1–3), pp. 113–121. WEIN,GY. 1969: Tectonic review of the Neogene-covered areas of SCHRÉTER Z. 1943: A Bükk-hegység geológiája. — Beszámoló a Hungary. — Acta Geologica Hungarica 13, pp. 399–436. Magyar Királyi Földtani Intézet Vitaülésének Munkájáról 5 (7), WEIN GY. 1978: A Kárpát-medence alpi tektogenezise. — Ma- pp. 378–41. gyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1976-ról, SCHRÉTER,Z. 1959: A Bükk hegység tengeri eredetű permi pp. 245–256. képződményei (Die marinen Permbildungen des Bükk- WINKLER, H. G. F. 1979: Petrogenesis of Metamorphic rocks. — gebirges). — Földtani Közlöny 89 (4), pp. 365–373. Springer, New York, Heidelberg, Berlin, 348 p. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi jelentése, 2006

A Bükki-terrénum (É-Magyarország), a Jadari-terrénum (ÉNy-Szerbia) és a Sana–Unai- terrénum (ÉNy-Bosznia) karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása Correlation of the Carboniferous, Permian and Triassic sequences of the Bükk, Jadar and Sana–Una Terrains

PELIKÁN PÁL1, IVAN FILIPOVIĆ2, DIVNA JOVANOVIĆ2, MILAN SUDAR3, †LJUBINKO PROTIĆ, HIPS KINGA4, KOVÁCS SÁNDOR5, LESS GYÖRGY6

1Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest Stefánia út 14., e-mail: [email protected] 2Geological Institute of Serbia, Rovinjska St. 12, 11000 Belgrade, Serbia. e-mail: [email protected] 3Department of Paleontology, Fculty of Mining & Geology, University of Belgrade Kamenička 6. P.O.Box 227, 11000 Belgrade, Serbia. e-mail: [email protected] 4MTA-ELTE Geológiai Kutatócsoport, 1117 Budapest Pázmány Péter sétány 1/c, e-mail: [email protected] 5MTA-ELTE Geológiai Kutatócsoport, 1117 Budapest Pázmány Péter sétány 1/c., e-mail: [email protected] 6Miskolci Egyetem Ásványtan- és Földtani Intézet, 3515 Egyetemváros, Miskolc. e-mail: [email protected]

Tárgyszavak: összehasonlítás, paleozoos–triász sorozatok, karbon, perm, triász, terrénumok

Összefoglalás A Bükki-terrénum (É-Magyarország), a Jadari-terrénum (ÉNy-Szerbia) és a Sana–Unai-terrénum (ÉNy-Bosznia) paleozoos és perm–triász sorozatait összehasonlítva számos nyilvánvaló egyezés állapítható meg. Mindhárom terrénum paleozoos és perm–triász sorozatai részben összevethetők a Karni-Alpokkal (Ausztria, Olaszország). Az alsó-paleozoos sorozat a Bükki-terrénumban az alsó-ordovíciumban (EBNER et al. 1998), a Jadari-terrénumban a középső-devonban kezdődik (FILIPOVIĆ et al. 1975). A Bükki-terrénum és a Jadari-terrénum felső-paleozoos és alsó-mezozoos rétegsorának egyaránt fő jellemzője a tengeri kifejlődésű karbon és perm (a Paleotethysre jellemző karbon fusulinidákkal), a Bobovai Breccsa jelenléte (mint a Tarvisiói Breccsa megfelelője), az üledékfolytonos átmenet a permből az alsó-triászba, az anisusi emeletet kitöltő dolomit (tetején konglomerátummal), ladin korú korai-rift típusú vulkanizmus (porfirit és piroklasztikumok), a középső- és felső-triász platform fáciesű mészkő. A Bükkben a felső-triászban fokozatosan uralomra jutnak a medence kifejlődésű képződmények, rétegsorba illeszthetően alsó-jura képződményeket még nem sikerült bizonyítani. A felső-triász platform és medence kifejlődésű karbonátok bath–callovi tarka radiolarittal, majd az eohellén tektogenezishez köthető disztális flis típusú üledékekkel folytatódnak (CSONTOS et al. 1991). A Jadari-terrénumban a felső-triász platform fokozatos átmenete figyelhető meg a legalsó-liász mészkőbe. Fiatalabb jura képződmények a terrénumtól délre húzódó ofiolitos melanzs komplexumban ismertek. A terrénumok eredeti helye a Neotethys dinári szegélyén, a ma ÉNy-Boszniában levő Sana–Unai-terrénum közelében volt (PROTIĆ et al. 2000). A Sana–Unai-terrénum relatívan „helyben maradt”, később a külső-dinári takarórendszer legbelső elemévé vált. A Jadari- terrénum a késő-krétában jobbosan keletebbre, a Vardar-zónába tolódott (KARAMATA et al. 1994, KARAMATA, KRSTIĆ 1996), a Bükki- terrénum pedig a (késő-kréta–)kainozoos transzpressziós mozgások következtében került mai helyzetébe, az Alcapa összetett terrénum legdélibb részévé vált (CSONTOS et al. 1992).

Keywords: correlation, Palaeozoic–Triassic series, Carboniferous, Permian, Triassic, Terrains

Abstract Results of the Hungarian–Serbian cooperation aiming the correlation of Upper Palaeozoic – Triassic series of the Bükk (N Hungary), Jadar (NW Serbia) and Sana–Una (NW Bosnia) terrains are summarised in Hungarian, previously presented in English in PROTIĆ et al. (2000) and in FILIPOVIĆ et al. (2003). Comparison with the classical Upper Palaeozoic sequences of the Carnic Alps (Austria/Italy, previously presented in EBNER et al. 1991, 1998), is also taken into account. A number of obvious similarities (which represent real pecularities in the Circum-Pannonian region) can be recognised: marine development of the Late Carboniferous (with typical Palaeotethyan fusulinids) and of the Permian, marine Permian–Triassic passage, etc. From the Middle Permian to the Late Triassic the Jadar Block and Bükkium terraines show a practically identical development: presence of Bobova Breccia (as equivalent of the Tarvisio Breccia) at the base, almost the same Middle Permian to Lower Triassic, Sebesvíz-type conglomerate on top of Anisian platform dolomites, Ladinian early rift type andesitic volcanism, etc. Main characteristics are also correlatable with the Carnic Alps, but with more pronounced local differences. Palaeogeographically it can be concluded, that the three terraines involved into the present correlation were located originally very close, or even adjacent. The Sana–Una Terrain practically remained in situ and became later involved into the Dinaridic nappe system. 60 PELIKÁN PÁL et al.

From the two other terrain, the original place of which can be postulated somewhere in the position where presently the SW tip of the Tisza Terrain is found, the Jadar Terrain was emplaced before Late Cretaceous into the Vardar Zone (KARAMATA et al. 1994, KARAMATA, KRSTIĆ 1996), whereas the Bükkium Terrain became the southernmost part of the Alcapa composite terrain due to (Late Cretaceous–)Cenozoic strike-slip movements (cf. CSONTOS et al 1992).

Bevezetés Dinaridák, azon belül a jadari régió felső-perm képződ- ményeinek helyzetét és magyar geológusok közreműködé- A magyar–szerb együttműködésben elvégzett rétegtani sével hasonlította össze a Bükk hegység megfelelő réteg- korreláció célja elsősorban a Bükki-terrénum (Bükkium, sorával. PELIKÁN 2005; É-Magyarország) és a Jadari-terrénum (Ja- A Bükki-terrénum a Pannon-medence északi részén, a dari-blokk, PROTIĆ et al. 2000; ÉNy-Szerbia) paleozoos–- Jadari- és a Sana–Unai-terrénum a déli peremén helyezkedik triász rétegsorok, azon belül az egyes képződmények össze- el. Mostani elkülönült helyzetük ellenére mindkettő olyan hasonlítása, a hasonlóságok és különbségek megállapítása kéregtöredék, amely késő-paleozoikumi és kora-mezozoi- volt. A vizsgálódásba bevontuk a Jadarihoz közeli, hasonló kumi földtani fejlődése nagyon hasonló, sok esetben egyező. rétegsorú, de kevéssé ismert Sana–Unai-terrénumot (ÉNy- Ma ezek elszigetelt geotektonikai egységek a Pelsói összetett Bosznia) is. A terrénumokon, mint szerkezeti egységeken terrénumban (Bükki-terrénum), illetve a Vardar összetett belül az eltérő rétegsorokat egységenként, azon belül al- terrénumban (Jadari- és Sana–Unai-terrénum (1. ábra) és egységenként ismertetjük. A rétegsorokat összevetettük a (késő-kréta–)kainozoos eltolódással kerültek mostani, föld- Karni-Alpok feltárásainak egyidejű képződményeivel. A tanilag különböző környezetükbe. A Bükki-terrénum felé a Bükki-terrénum paleozoos részének korrelációja ez utób- kapcsolatot a Zagorje–Közép-dunántúli összetett terrénum bival már korábban megtörtént (EBNER et al. 1991, 1998). A eredeti környezetükből kiszakadt egységei alkotják. Jadari- és a Bükki-terrénum paleozoos és perm–triász soro- A Bükki-terrénum (KOVÁCS et al. 1997 értelmében) a zatának fő jellemzőit angolul már korábban publikáltuk Pelsói összetett terrénum ÉK-i részének déli szeletét alkotja, (FILIPOVIĆ et al. 1998, 2003), később a Sana–Unai-terré- részei a Bükk, az Upponyi-hegység és a Szendrői-hegység. nummal kiegészítve ismertettük (PROTIĆ et al. 2000). Jelen A korábbi földtani modellek (SCHRÉTER 1943; BALOGH tanulmányunkban elsősorban a magyar szakközönséggel 1964; KOVÁCS, PÉRÓ 1983; EBNER et al 1991) a Bükk szeretnénk megismertetni az együttműködés keretében el- ópaleozoos aljzatának tekintették az Upponyi-hegység kar- végzett összehasonlító elemzés legfontosabb eredményeit. bon, illetve devon rétegsorát, és hozzákapcsolták a hasonló A nemzetközi összehasonlítás alapját a Magyar Tudo- kifejlődésű Szendrői-hegységet is. A nyilvánvaló fácieskap- mányos Akadémia és a Szerb Tudományos és Művészeti csolatok ellenére a Bükk az Upponyi-hegységével ellentétes Akadémia közti együttműködési program (5. sz. téma: „Di- szerkezeti irányítottságot mutat (SCHRÉTER 1943). Ez a tény nári eredetű terrénumok a Pannon-régióban”) képezte. Az hangsúlyosabban jelent meg KOVÁCS et al. (2000) terrénum- egyeztetésben az MTA–ELTE Geológiai Kutatócsoport, a felosztásában. A részletes földtani térképezés alapján kidol- Magyar Állami Földtani Intézet, a Belgrádi Földtani Intézet gozott rétegtani-szerkezeti beosztás (PELIKÁN 2005) a két és a Belgrádi Egyetem kutatói vettek részt. egység közvetlen kapcsolódási lehetőségét kizárja, ugyanis az Upponyi-hegység Lázbérci-alegységének dél felé fiata- lodó devon–karbon rétegsora és a Bükk É-i peremének É Földtani áttekintés felé fiatalodó rétegsora közé ékelődik tektonikusan a térség legidősebb képződménye, az ordovícium–szilur–(devon) A felső-perm Nagyvisnyói Mészkőnek megfelelő fácies korú Tapolcsányi Formáció. a Tethys egykori déli peremén végig követhető a Déli-Alpok A Bükki-terrénum a középső-miocén előtt került mai bellerophonos formáció badiotai fáciesétől a Dinaridákon helyére. Határait minden irányban paleogén–neogén kép- (žažari rétegek Szlovéniában, bitumenes mészkő ÉNy- ződmények fedik, határvonalát csak az upponyi feltolódás- Szerbiában), Pakisztánon és Dél-Kínán át Timor-szigetig. tól ÉK-re lehet egyértelműen meghatározni, itt az eltoló- Ezt az elterjedést a magyar földtani irodalomban SCHRÉTER dás–feltolódás jellegű Darnó-zóna mentén érintkezik a (1936, 1959) felvázolta, BALOGH (1964) pedig a karbon és Gömörikum–Szilicikum összetett terrénummal. DNy felé perm sorozatok ősmaradványainak statisztikus egybeve- ismeretlen módon, nem a Darnó-zóna mentén érintkezik a tésével részletesen jellemezte. ÉNy-Szerbia és a Bükk felső- Dunántúli-középhegységi-egységgel, valamint a szintén perm rétegegyüttese közötti nagy hasonlóságot már dinári–dél-alpi fácieskapcsolatot mutató Közép-dunántúli- SCHRÉTER (1949) felismerte, megemlítve a SIMIĆ (1938) egységgel. Délen a Közép-magyarországi-zóna zárja le a által definiált „Jadar fácies” jelenlétét a Bükk hegységben. Tiszai összetett terrénum felé. Kelet felé a kiterjedése A dinári területről RAMOVŠ et al. (1986) publikálták elő- teljesen felderítetlen. ször a jadari régió és a Bükk hegység felső-perm üledékei A Bükki-terrénumban variszkuszi tektonometamorf közötti hasonlóságot. Ezzel párhuzamosan PEŠIĆ et al. esemény nem bizonyítható, a paleozoos képződmények a (1988) a Nyugati-Paleotethys részeként tekintette át a teljes középső-kréta idején (átlagban 118 M év) a Szendrői- A Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása 61

1. ábra. A Bükki- (1), a Jadari- (2) és a Sana–Unai-terrénum (3) elhelyezkedése az alp–kárpát–dinári régióban (PROTIĆ et al. 2000 alapján) Figure 1. The location of the Bükkium (1), the Jadar (2) and the Sana–Una terrains (3) in the Alpine– Carpathian–Dinaric region (after PROTIĆ et al. 2000) egységben epizonális (350–450 °C és kb. 3 kbar), az HAAS 1984). Jelentős fejlődéstörténeti különbség, hogy már Upponyi-egységben anchi- és az epizóna határára eső (kb. az ópaleozoikumig lepusztult Upponyi-hegység a kréta vé- 300 °C és kb. 2,5 kbar) metamorfózist szenvedtek (ÁRKAI gére szárazföldi eredetű üledékek felhalmozódási területévé 1983, ÁRKAI et al. 1995). Ugyanez jellemző a Bükki-egy- vált, a Bükk területén ugyanakkor csak a késő-eocénben ségre is, bár a metamorfózis foka itt dél–délnyugat felé kezdődik meg a poszttektonikus fedőüledékek lerakódása. folyamatosan csökken a közepes diagenetikus zónáig. A A Jadari-blokk mint egzotikus terrénum a késő-krétában diagenetikus zónába tartozik a Nagyvisnyó környéki kar- került a Vardar-zónába, három oldalról a Vardar összetett bon–perm–alsó-triász rétegegyüttes is (ÁRKAI 1983, ÁRKAI terrénum tagjai veszik körül. Délnyugaton a Vardar-zóna et al. 1995). egységei fölé tolódott, míg délkeleten a helyzet ezzel ellen- Valószínűleg képlékeny deformációjuk is ehhez az ese- tétes. Más szegélyek neogén képződményekkel fedettek, ményhez kapcsolódik, amely azonban mind vergenciájá- ezért az érintkezés nem tanulmányozható, kivéve nyugaton, ban, mind korában eltér a szorosabb értelemben vett Bükk ahol egy É–D-i irányú törés fogadható el a blokk határaként tektonometamorf fejlődésétől (vö. ÁRKAI et al. 1995). A (KARAMATA et al. 1994). felső-kréta (campani) gosaui fáciesű Nekézsenyi Konglo- A Vardar-zónától eltérően a Jadari-terrénumban liásznál merátum Formáció már posztdatálja az Upponyi-egység fő fiatalabb képződmények (ofiolitos melanzs és kréta flis- alpi tektonometamorf eseményét. kifejlődések) csak a déli szegélyen fordulnak elő, ultrama- Bizonyosan a késő-kréta után kapcsolódott össze a Bükk fitok nem ismeretesek (FILIPOVIĆ 1995). az Upponyi-hegységgel, mivel ez utóbbi poszttektonikus A Jadari-terrénum paleozoos kőzetei többnyire anchi- kréta fedőjéből (Nekézsenyi Konglomerátum) a Bükk tör- zonális átalakulást mutatnak; a mezozoos ofiolit övhöz kö- melékanyaga teljességgel hiányozni látszik (BREZSNYÁNSZKY, zeli délnyugati szegélyzóna metamorf értékei a zöld- 62 PELIKÁN PÁL et al. palafácies alacsonyhőmérsékletű részébe tartoznak (250– Idiognathodus delicatus, Diplognathodus coloradoensis, 300 °C, 3 kbar, DOBRIĆ et al. 1981). A mezozoos kőzetekre Streptognathodus excelsus, Neognathodus columbiensis, vonatkozóan nincs releváns vizsgálat. Gondolella clarki), a részletes lista megtalálható BALOGH (1964) és FÜLÖP (1994) összefoglaló munkáiban. Élővilága egészen sekély, normál sótartalmú, jól átvilágított, tiszta Litosztratigráfia vizet jelez, ebben az időszakban a törmelékbeáramlás valószínűleg teljesen megszűnt. A következőkben a Bükki-, Jadari-, Sana–Unai-terré- A tagozat felső mészkőszintje fusulinás-crinoideás num paleozoos–triász formációinak fő litológiai jellemzőit mészkő, amely már mélyebb vízben képződött. A mészkő- mutatjuk be, a fejlődéstörténetben levő számos hasonlóság testet megosztó, átlag 5 m vastag kovásodott, helyenként megerősíti a szoros ősföldrajzi kapcsolatot. kavicsos durvahomokkő közeli szárazföldről történő in- tenzív törmelékbeáramlásra utal, valószínűleg ugyanezen Bükki-terrénum forrásból származnak a Tarófői Konglomerátum Tagozat kavicsai is. A homokkőbetelepülés fölötti gumós-intra- A terrénum Bükki-, Upponyi- és Szendrői-egységre klasztos szerkezetű mészkőrész a medence süllyedését, osztható. lejtőfácies kialakulását jelzi. Újabb vastag terrigén közbetelepülés után következik a Bükki-egység harmadik mészkőszint, a Csikorgói Tagozat sekélymedence A Bükki-egységet paleozoos és perm–triász sorozatok fáciesű crinoideás-fusulinás mészköve. A tagozatra a Fusu- építik fel. A paleozoos sorozatban alsó- és felső-paleozoos linidák jellemzők: Quasifusulina eleganta, Qu. longissima, sorozat különíthető el. Pseudofusulina pseudojaponica, Triticites arcticus, Tr. Alsó-paleozoos sorozat. A Bükk karbonban kez- acutus, Tr. irregularis; Conodonta: Hindeodus minutus. dődő folyamatos rétegsorának legidősebb egysége a hozzá- A bükk karbon rétegsorának felső szakasza egyre vetőleg 600 m vastag Zobóhegyesei Formáció. Pelágikus mélyülő tengeri környezetben képződött. Felette éles határ medencében lerakódott fekete, mállottan szürkészöld vagy mentén K-ről Ny-ra haladva a perm homokkő egyre idősebb sárga, agyagos és finomhomokos aleurolit, valamint szürke, karbon képződményekre települ. Joggal feltételezhető, mállottan barna homokkő rétegszerű, néhol pados–vas- hogy az alsó-perm Rattendorfi–Trogkofeli Formációcso- tagpados váltakozása építi fel, melybe 10–40 m vastag- port nem későbbi tektonikus csonkulás miatt, hanem a kora- ságban, a Mártuskői Mészkő Tagozat sötétszürke mészkő- permben történt kiemelkedést követő lepusztulás követ- testjei iktatódnak. Crinoidea-töredékeken kívül ősmarad- keztében hiányzik. vány nem ismert belőle. Kora bizonytalan, feltételezhetően Perm–triász sorozat. A ciklus kezdetén, a középső- baskír, mivel jelentős litológiai és szedimentológiai hason- permben száraz éghajlatú, közel sík tengerparton lerakódott lóság mutatkozik a késő-viséi–kora-baskír Lázbérci For- Szentléleki Formáció alsó részét a Farkasnyaki Tagozat mációval. fehéresszürke, zöld, vörös, lila foltos homokkő és aleurolit Fölötte a fliskifejlődésű Szilvásváradi Formáció nagy- rétegei alkotják. A szín összefüggésben van a szemcsemé- vastagságú (valószínűleg 1 kilométert meghaladó), egyes rettel, általában a durvább szemcsézettségűek világosab- szakaszaiban turbidit jellegű üledéksorozata települ. A bak, a finomabbak sötétebbek. Néhány méternyi vastag- formáció anyaga uralkodóan sötétszürke, fekete, mállottan ságú, szögletes töredékekből álló mészkőbreccsát harántolt zöldesszürke, zöldesbarna színű palás aleurolit, jól réteg- a Mályinka Mly–13 fúrás a tagozat bázisa közelében, ennek zett, gyakran gradált homokkőrétegeket is tartalmaz, ezek a anyaga karbon mészkőből származtatható. Ez a képződ- formáció felső részén aprókavicsos homokkőbe mennek át. mény azonosítható a Jadari-terrénum Bobova Breccsájával. Ősmaradvány ezidáig nem került elő belőle, kora települési Felfelé fokozatosan válik uralkodóvá az árapálysík- helyzete alpján késő-baskír–kora-moszkvai. ságon, sabkha környezetben képződött Garadnavölgyi Eva- Felső-paleozoos sorozat. A flisre látszólag folyto- porit Tagozat. Alsó és felső része csak dolomit és zöld nosan következik a sekélytengeri kifejlődésű, hozzávető- agyagkő sűrű váltakozásából áll, belsejében gipsz- és legesen 400 m vastagságú, sötétszürke–fekete agyagkő, anhidritrétegek is megjelennek. Az evaporitos rétegsorban aleurolit- finomhomokkő- és mészkőrétegek, -testek válta- közbetelepülő néhány méternyi, gazdag ősmaradvány- kozásából felépülő Mályinkai Formáció. A Kapubérci tartalmú (Ostracoda, Foraminifera, Spirorbis, kagyló, csiga, Tagozat alsó mészkőszintje (Kapu-bérc–Taró-fő vonulat) Dasycladacea) mészkő rövid ideig tartó állandó tenger- ősmaradványokban gazdag (mészalgák: Anthracoporella relborítottságot jelez, és mint ilyen, a rátelepülő Nagyvis- spectabilis, Dvinella comata, Ivanovia sp.; Fusulinidák: nyói Formáció előhírnöke. A formáció vastagsága nem Fusulina elegans, F. distenta, F. kamensis, Fusulinella haladja meg a 300 métert, ezen belül a két tagozat hozzá- bocki, Fn. colaniae, Fn. pseudobocki, Fn. schwagerinoides vetőlegesen azonos, néha egymás rovására változó vas- adjunctus, Fn. schwagerinoides swagerinoides, Ozawai- tagságú. nella angulata, Pseudostaffella larionovae, Ps. umbilicata; A felső-permet a vékonypados kifejlődésű, fekete Tabulata, Rugosa és Chaetetida korallok; kagylók; csigák; Nagyvisnyói Mészkő Formáció képviseli, amely a terület Trilobita: Paladin eichwaldi; Brachipoda, Conodonta: süllyedésével állandósult sekélytengerben rakódott le. A A Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása 63 padok között fekete márga és mészmárga települ. Alsó vári Mészkő Formáció következik. Szürke, egyes réte- részén bőven tartalmaz különböző vastagságú (0,2–5,0 m) gekben sötétszürke, lemezes–vastagréteges, laminált, fi- autigén breccsás, átkristályosodott dolomittesteket, ezek nom- és aprókristályos mészkő (mudstone, ritkán wacke- azonban rétegszerűen nem követhetők. A gazdag bentosz stone), illetve világosbarna–barnásszürke vastagréteges– ősmaradvány-együttes jól átvilágított, oxigénnel ellátott pados, ooidos–onkoidos aprókristályos mészkő (grain- sekélytengeri környezetet jelez, a víz–üledék határa alatt stone), szabálytalan eloszlásban világossárga, durvakris- azonban a nagytömegű szervesanyag felhalmozódása miatt tályos dolomitlencsékkel. A mészkőpadok közt sötétszürke, reduktív körülmény alakult ki, ezt jelzi a kőzet fekete színe. mállottan vörösessárga, barnássárga agyag- és márgaréte- Dasycladacea-flórájában a domináns Gymnocodium gek települnek. Vastagsága 140 m. bellerophontis mellett megjelenik a Mizzia velebitana, A Mályinka Mly–8 fúrásban alsó-triász Callicythere Permocalculus fragilis, P. tenellus, Vermiporella nipponica postiangulata, Liuzhinia parva, Liuzhinia sp., Bairdia sp., is. Foraminifera-faunájára a Globivalvulina– Agatham- Polycope sp., Hindeodus parvus, Isarcicella isarcica, mina–Hemigordius–Pachyphloya–Tuberitina-együttes Ellisonia aequabilis ősmaradvány-együttes vált ismertté jellemző, ritkán előfordulnak a Codonofusiella és Staffella- (KOZUR 1990). fajok is. Jelentős az Ostracodák, kagylók, Brachiopodák, A formáció legalja a perm changxingi emelet legfelső Nautiloideák mennyisége, ezeken kívül a Pseudophillipsia részébe tartozik, az e fölötti rétegegyüttes átfogja az indusi hungarica Trilobita-faj ismert. (A részletes lista meg- emeletet. Legfelső részéből Claraia aurita és C. cf. aurita található BALOGH 1964 és FÜLÖP 1994 összefoglaló mun- példányai kerültek elő (BALOGH 1964). Mivel e faj meg- káiban.) Mindezek alapján a formáció késő-perm korú. jelenése jelzi a griesbachi–dieneri határt, a formáció leg- Rá a Gerennavári Formáció világos színű, ooidos felső szakasza átnyúlik a felső-indusi (dieneri) alsó felébe is mészköve következik, amely erős vízmozgásról, jó szellő- (HIPS, PELIKÁN 2002). zöttségről tanúskodik. Ebben az oxigénhiányos üledék- A Bükk alsó-triászának felsőbb részét az Ablakos- felhalmozódási környezet erősen lecsökkenve, már csak kővölgyi Formáció karbonátos és a finom sziliciklasztos néhány rétegben mutatkozik. A Bükk folyamatos tengeri kőzettípusainak váltakozása jellemzi. A kagylókból álló kifejlődésű rétegsorában jól követhetők a perm–triász határt asszociáció jellemző fajai: Unionites canalensis, Unionites kijelölő globális változások. A perm Nagyvisnyói Mészkő fassaënsis, Neoschizodus laevigata, Bakevellia sp. Jellemző fekete, folyamatosan vékonyodó padosságú, fekete márga foraminiferák: Glomospira sinensis, Glomospirella shengi, közbetelepüléses, makro- és mikrofosszíliákban gazdag, Meandrospira pusilla. Az említett fosszíliák alapján a sekélytengeri mészkövére éles határral a „határmárgának” formáció a felső-indusi–olenyoki emeletbe sorolható (felső- nevezett sötétszürke márgás aleurolit és homokkő települ. E dieneri–spathi). Átlagvastagsága 300 m. fölött 8,5 m vastagságban, sötétszürke, lemezes mészkő, az A formáció legalsó, Ablakoskővölgyi Homokkő Tago- ún. sztromatolit-rétegcsoport következik. A litológiai hatá- zatát lila, vörös és zöld homokkő, aleurolit- és agyagpala ron a mállási szín is megváltozik, felszínen a Nagyvisnyói váltakozása alkotja, egyes szakaszaiban szürke és rózsaszín Formáció agyagos-márgás közbetelepülései vöröseslila, mészkő-betelepülések találhatók. Ez a Nyugati-Tethys szel- míg a Gerennavári Formáció agyagos rétegei barnássárga vényeiből jól ismert, terrigén törmelék intenzív beáram- színűek lesznek. lásával jellemezhető „campili eseménnyel” korrelálható. A formáció bázisát képező „határmárgából” Ombonia Fölötte a Lillafüredi Mészkő Tagozat márgásabb szaka- és Orthothetina asszociációval jellemezhető (POSENATO et szokkal tagolt, szürke, ritkábban sötétszürke és szürkés- al. 2005) gazdag makrofauna került elő (CSONTOSNÉ KIS, barna színű, finoman rétegzett, lemezes–vékonypados elvá- PELIKÁN 1990; POSENATO et al. 2005). A Nagyvisnyói lású mészkő következik. A tagozat középső szakaszán Formáció legfelső mészkőrétegéből Hindeoeus praepar- uralkodó a gyakran hosszan elnyúló, kipreparálódótt szik- vus, a sztromatolitrétegek legaljából Hindeoeus parvus Co- lagerinceket alkotó szürke, pados–vastagréteges, ooidos nodontát határozott meg M. Sudar (HAAS et al. 2007), mészkő (packstone–grainstone). A Savósvölgyi Márga eszerint tehát a perm–triász határ a „határmárgában” van. Tagozat szürke, szürkészöld, Ómassától K-re dominánsan Ugyancsak a „határmárgában” mutatta ki a határt palino- zöld, mállottan zöldesbarna, sárga színű agyagpala, agyag- morfákkal A. Götz (in HAAS et al. 2004), valamint a d13C- és márga és márgapala váltakozásából épül fel, alsó részén d18O-stabilizotóp összetételben kiugró negatív csúcs mutat- főként rózsaszín, felfelé egyre gyakrabban szürke, sötét- kozott a márgás aleurolit felső szakaszán (HAAS et al. 2006). szürke mészkőlemezeket tartalmaz. Az Ölyves-völgytől A sztromatolit-rétegcsoport legalsó néhány mészkő- Ny-ra jelentős mennyiségű benne a finomhomok. A lemezében Earlandiák mellett a felső-permre jellemző tagozatban az illit, kvarc, kalcit mellett gyakran jelentős foraminiferák gyéren még előfordulnak (Earlandia dun- mennyiségű a (tágabb környezetben vulkáni működésre ningtoni, E. tintinniformis, E. deformis, Neotuberitina utaló) klorit is. A tagozat különböző szelvényeiből Natiria reitlingerae, Globivalvulina graeca, Geinitzia sp., Ammo- costata, Naticella subtilistriata, „Turbo” rectecostatus discus sp., Pachyphloya sp.), majd ezek kimaradásával már került elő (BALOGH 1964), melyek alapján a tagozat biztosan csak Ostracoda-héjtöredékek figyelhetők meg. felső-olenyoki (spathi). A SCHRÉTER (1935) által említett A sztromatolit-rétegcsoport fölött 15 m vastag, pados Tirolites cassianus és Dinarites sp. a leírás alapján a finomkristályos mészkő, majd „típusos” ooidos Gerenna- Savósvölgyi Tagozatból származhat (HIPS, PELIKÁN 2002). 64 PELIKÁN PÁL et al.

A legfelső, csak néhány szelvényben megfigyelhető Új- Vár-hegy–Tiba-hegy vonulatban a fekü és a fedő kora alap- massai Mészkő Tagozat jellegzetes sötétszürke–fekete, ján korai-ladin korú, az egyéb előfordulásoknál közvetlen gumós és lemezes, vermikuláris kifejlődésű, a felső részén adat híján csak analógia alapján adható meg a kor. gyakran bioklasztos, 1–10 mm vastag agyagos betelepü- Az északi hegységrészben a vulkanitra a Fehérkői Mész- lésekkel sűrűn tagolt, finomkristályos mészkő. Dolo- kő Formáció települ. Lofer-ciklusos platformkarbonát kifej- mitlencsék, dolomitpadok is megjelennek benne. lődésű, amelyben gyakoriak a sekély belső medence fácie- Az alsó-triász Ablakoskővölgyi Formáció Savósvölgyi sű, áthalmozott vulkáni anyagot is tartalmazó márgaréte- Márga Tagozatára viszonylag éles határral, míg az Újmassai gekkel tagolt, kissé gumós-lemezes elválású sötétszürke Mészkőre folyamatos átmenettel következő Hámori Dolo- mészkőlencsék. Ezek kis kiterjedésűek, nem alkotnak szin- mit Formáció zömét szürke, sötétszürke dolomit alkotja, tet, lokális kimélyülések lehetnek. amely részben rétegzetlen–tömeges, szingenetikusan brecs- Kevés, közelebbről meg nem határozható szivacs-, csás megjelenésű, de gyakrabban pados, a padokon belül Brachiopoda,- csiga-, korallátmetszeten kívül néhány lelő- finomrétegzett (esetenként laminált), dasycladaceás, fora- hely Conodonta-adatai nyújtanak segítséget a korbesoro- miniferás, gastropodás rétegekkel. Néha a padok közt láshoz. A Gondolella transita, Gladigondolella tethydis, vékony dolomárga-közbetelepülések jelentkeznek. A ciklu- Gondolella trammeri; Gondolella constricta cornuta fauna- sos rétegsoron belül peritidális és szubtidális rétegek együttes az alsó-ladin magasabb részét jelzi (Kovács S. váltakoznak. A Hámori Dolomit makrofaunája igen szegé- meghatározása). nyes, csak Neritaria stanensis ismert (BALOGH 1964). Dasy- A Fehérkői Mészkőből rövid átmenettel kifejlődő cladacea és foraminifera azonban több pontról is került elő Vesszősi Formáció anyagában nem különböztethető meg a (PELIKÁN 2005). A formáció összvastagsága 400 m, felte- Fehérkői Mészkövön belüli kis, lokális medencék anya- hetően kitölti a teljes anisusi emeletet. gától, tulajdonképpen nagyobb kiterjedésű, hosszabb időre Néhány szelvényben a formáció legfelső szakaszát a állandósult átmeneti kimélyülésben (intraplatform süllye- Nyavalyási Mészkő Tagozat alkotja. Ez pár méter vastag vé- dék) halmozódott fel, de nagy mélység nem feltételezhető. E konyrétegzett sötétszürke mészkővel kezdődik, melyre leg- formációra is jellemző a sötétszürke-fekete, tűzköves mész- feljebb 50 m vastagságban, sárgás-vöröses elszíneződésű ho- kőrétegek, -lencsék jelenléte, ezek néhol vastagabb betele- mogén dolomikritbe ágyazódott, változatos méretű szürke, püléseket alkotnak. Kora a Varbó V–74 fúrás 348 m mély- korallos mészkőtömbökből álló összlet következik. Egyes ségben talált és Kovács S. által meghatározott Gondolella területeken a dolomit fölött tömeges és vastagpados, osztá- cf. polygnathiformis Conodonta szerint késő-ladin–korai- lyozatlan, rendkívül változatos szemcseméretű és koptatott- karni (FORIÁN-SZABÓ, CSONTOS 2002).Valószínűleg párhu- ságú (a szögletes breccsadaraboktól a jól kerekített kavi- zamosítható (időben kissé eltolódva) a Déli-Alpokban jól csokig) breccsa–konglomerátum, a Sebesvízi Konglomerá- ismert wengeni rétegekkel. tum Tagozat következik. Vastagsága változó, az alsó-sebes- Kizárólag a Vesszősi Formációba települt a zöld-sötét- vízi szelvényben eléri a 100 métert is. E tagozat felső részébe zöld színű Létrási Metabazalt Formáció. sárga és lilásvörös színű aleuritos agyagmárgarétegek tele- A Vesszősi Formációra folyamatos átmenettel követ- pülnek. A márga lilásvörös részéből kimutatott sudoit (Al- kezik a süllyedék feltöltődését jelző Hegyestetői Formáció, klorit) anchizonális metamorfózison átesett laterites málla- melynek legfelső, Gamócai Tagozata (platform közeli lejtő, dékból képződött (VELLEDITS 2000). A málladék alapanyagát ill. lejtőlábi fáciesű, biodetritusz jellegű részleteket gyakran az időközben meginduló vulkanizmus is szolgáltathatta, tartalmazó világosszürke-sárgásfehér, dolomitfészkes vas- hiszen a tagozat legfelső részében a fölé települő Szentistván- tagpados mészkő) már egyértelműen jelzi a platformfácies hegyi Metaandezit a kavicsanyaggal keveredik. visszatértét. A formáció vastagsága nem hadja meg a 300 Felnémettől DK-re a Hámori Dolomitra települten saját- métert. Kora a Vesszős-völgy torkolatától északra levő ságos, fölfelé konglomerátumba átmenő breccsás szer- mészkőfalban talált, Oraveczné Scheffer A. által meghatá- kezetű mészkő ismeretes. A mészkőben található Pilam- rozott Agathammina austroalpina foraminifera alapján mina densa alapján anisusi képződmény, a Nyavalyási ladin végi – karni (PELIKÁN 2005). Mészkő és a Sebesvízi Konglomerátum itteni megfelelője. Efölött a Bagolyhegyi Metariolit Formáció rétegvulkáni Bércziné Makk A. szerint a felsőbb rétegekből tömegesen összlete található, majd a karbonátplatform kifejlődésű, előkerült Pilammina densa illír kort jelez. VELLEDITS (2000) karni Kisfennsíki Mészkő Formáció következik, végül vita- ennek a szintnek a hiánya alapján egyes területeken késő- tott litosztratigráfiai besorolású, nori tűzköves mészkő zárja anisusi lepusztulási eseményre következtetett. a triász rétegsort A Szentistvánhegyi Metaandezit Formáció rétegvulkáni A Déli-Bükkben a felsőtárkányi Vár-hegy vonulatában, sorozatának kőzetanyaga heterogén, láva, agglomerátum, az egyes részleteiben a Vesszősi Formációhoz hasonló (de tufa, ignimbrit, valamint vulkáni üledékes keverékkőzetek idősebb)Várhegyi Formáció települ a Szentistvánhegyi váltakoznak benne, alsó részén a láva és összesült tufa , felső Metaandezitre. Alsó része alacsony energiaindexű, nyugodt részén a vulkáni törmelékes keverékkőzetek túlsúlyával. A tavi-csökkentsósvízi környezetre utaló sötétszürke mészkő vöröses-lilás vagy zöldes színű vulkanitok néhol tömeges– és fekete márga laminitjellegű váltakozásából áll. A Vár- vastagpados, más területeken erősen préselt, lemezes elvá- hegyi Formáció felső része a ladin longobárd pelágikus be- lásúak. A formáció az Északi-Bükkben és a felsőtárkányi hatást jelző radiolariás vulkanoklasztit. A Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása 65

Másutt azonban a ladin–karni emeletet a Bükkfennsíki Nagy-fennsík nyugati felében, az Olaszkaputól É-ra, még a Mészkő Formáció és a Bervai Mészkő Formáció többszáz Bükkfennsíki Mészkőben talált Conodonta-együttes (Gon- méter vastagságú platformkarbonátjai töltik ki. A Kő-köz dolella carpathica, G. nodosa, G. polygnathiformis, Neo- mészkövéből mind a wettersteini-, mind a dachsteini-típusú spathodus cavitatus) késő-karni (tuvali 2/3) kort jelez, tehát zátonyokból ismert ősmaradványok előkerültek. az lezökkenés a karni végén következett be. A ladin–karni határtól kezdődően egyre kiterjedtebb a A hegység e részén a Répáshutai Mészkő Formáció pelágikus medence és medencelejtő fáciesű Felsőtárkányi pelágikus medence, illetve lejtőlábi kifejlődésű, vörös– Mészkő Formáció. A formációt dominánsan pados-vastag- lilásvörös crinoideás, hematitos mészkő-közbetelepülések- lemezes, márga-közbetelepüléses, változó mértékben tűz- kel, platform eredetű olisztolitokkal, olisztosztrómákkal kőlencsés, -réteges mészkő alkotja, a mészkőpadokon belül tagolt rózsaszín, világosvörös, ritkábban sárga és világos- gyakori a belső finomrétegzettség. Színe világosszürkétől szürke mikrites mészköve jelzi a platform elsüllyedésének sötétszürkéig változik. Mikrofáciese ostracodás-szivacstűs kezdetét, erre települ a Felsőtárkányi Mészkő Rónabükki és radiolariás–filamentumos mikrit–mikropátit. A platform Tagozatának tűzköves mészköve. közelségét jelzi a sekélyvízi eredetű mésziszap és üledékes A nori–rhaeti emelethatár környékétől kezdve az üle- breccsa–konglomerátum testek megjelenése. A padok kö- déksor megszakad, és a dogger közepéig a földtani fejlődés- zötti 0,5–10 (ritkán 20) centiméter vastagságú márga- menetről nincs információnk. A bizonyítottan alsó-liász, közbetelepülések szürke, világos zöldesszürke, mállottan onkoidos, involutinás Jómarci Mészkő Formáció csak egy sárga színűek. Ezek mentén gyakran látható iszapcsúszásos ponton, a Lökvölgyi Formáció palájába zártan, oliszto- eredetű gyüredezettség és felszakadt rétegek (szinszedi- plaka–olisztotrimma sorként fordul elő. Nem ismerjük a ment lejtőbreccsák), ezek alapján is feltételezhető a lejtőn képződményhiány okát, de figyelemre méltó tény, hogy a való üledéklerakódás. Különösen a formáció alsó szakaszán különböző kifejlődésű triász képződményekre mindenütt gyakori jelenség az epigén dolomitosodás, a mészkőből ugyanolyan fáciesű jura települ. A doggerben a callovi– képződött piszkosfehér, cukorszövetű dolomit nagyobb oxfordi emeletben (CSONTOS et al. 1991) a Bányahegyi Ra- előfordulásai Belvácsi Dolomit Tagozat néven különíthetők diolarit Formáció jelenik meg, majd terrigén turbiditekből el. Ősmaradvány-együttese is kevert, platformperemi, pelá- álló Lökvölgyi Formáció következik, amelynek nagy- gikus és mélyebb vízben élő alakok egyaránt megtalálhatók tömegű üledékanyaga a medenceperemekről zúdult le, és benne. mélytengeri törmelékkúp távoli (disztális) fácieseiben hal- Ebbe a medencekörnyezetbe települt a harmadik vul- mozódott fel. Ennek fedőjében a Mónosbéli Formáció- káni esemény terméke, a geokémiai vizsgálatok alapján csoport valamelyik tagja települ (PELIKÁN, DOSZTÁLY 2000 (SZOLDÁN 1990, DOBOSI 1986) lemezenbelüli típusú és szerint üledékátmenettel, CSONTOS 2000 szerint tektoni- alkáli-tholeiites átmeneti jellegű Szinvai Metabazalt For- kusan). máció. A zöld–sötétzöld színű metabazaltok között láva- A Szarvaskői Bazalt Formáció és a feküjében települő kőzetek és sekély mélységű intrúziók (telérek) találhatók. A üledékekbe nyomult bázisos intrúziókból álló Tardosi vulkanizmus kora a felsőtárkányi Vár-hegy déli lejtőjén egy Gabbró Formáció valószínűleg mélytengeri környezetben, bazalttest alatti mészkőrétegből kimutatott Gondolella egy rift tengelyövében keletkezett. polygnathiformis alapján késő-karni (tuvali 1/b–2/a). Szórványos Conodonta-adatok alapján megállapítható, Upponyi-egység hogy az egyes területek nem egyszerre süllyedtek le. A Az Upponyi-egységben csak az alsó- és a felső-paleo- felsőtárkányi Vár-hegy tömbjében a Felsőtárkányi Mészkő zoos sorozat őrződött meg meg. Az Upponyi-egység két Formáció ladin–karni határon kezdődik, míg a felsőtárkányi alegységre (Tapolcsányi- és Rakacai-) osztható. Kő-közben a szürke zátonymészkő fölé települő, medence- Alsó-paleozoos sorozat. Mind a Tapolcsányi-, fáciesre utaló mészkőben talált Conodonták közül a Neo- mind a Rakacai-alegységben megtalálható. spathodus hernsteini és N. posthernsteini együttes jelenléte Tapolcsányi-alegység. Az alegységben a Csernely- nori–rhaeti határt jelez. A Hór-völgyben a platformmészkő völgyi és a Rágyincsvölgyi Homokkő Formáció grauwacke, fedőjéből meghatározott, középső-norit jelző Conodonta- illetve kvarcit típusú durvább sziliciklasztos üledékei kép- együttes (Metapolygnathus abneptis abneptis, Metapoly- viselik (ismeretlen aljzaton) az alsó-paleozoos sorozat alsó gnathus aff. multidentatus, Metapolygnathus slovakensis, szakaszát (alpi analógiák alapján felső-ordovícium, EBNER Metapolygnathus sp.) szerint a platformnak ez a része a et al. 1997, 1998). A mediterrán régió paleozoikumában ál- középső-nori elején válhatott medencévé. Keletebbre, a talánosan elterjedt felső-ordovíciumi porfiroid-vulkanitok Setét-völgy által feltárt rész viszont, a fedő medence fáciesű (Blassenecki Porfiroid az Északi-Grauwacke-zónában) rétegsorban talált Conodonták alapján (Gondolella sp., eddig még nyomokban sem kerültek elő. Metapolygnathus nodosus) viszont már a kora-noriban A szilur Tapolcsányi Formáció mélyvízi, euxin agyag- befulladt. pala–kovapala–lidit összlete korrelálható a Karni-Alpok A Nagy-fennsík délkeleti részén, a Sugaró–Szinva- ordovícium–szilur határtól a variszkuszi flisstádium kezde- völgy térségében viszonylag korán, a ladin–karni határ téig (Ausztriában tournaisi–viséi határ, az olasz oldalon közelében kezdődik a medencefáciesű Felsőtárkányi Mész- késő-viséi) terjedő korú Bischofalmi fáciesével. A formáció kő Hollóstetői Mészkő Tagozatának a képződése), míg a az üledékképződési térség jelentős kimélyülésére utal. 66 PELIKÁN PÁL et al.

Bázisos vulkanitok közbetelepülései a riftesedés megindu- mint a Lázbérci Formáció Derenneki Tagozatát különítette lását jelzik, a vulkáni működés maximumát a devon középső el. részében érte el. Fedőjében a Strázsahegyi Formáció tele- pül, amelynek olisztosztrómái (és maguk a schalstein típusú Szendrői-egység vulkáni törmelékfolyások is) az aljzat erős tagoltságáról, a Az egységben csak az alsó-paleozoos sorozat képződ- vulkáni működést kísérő intenzív fenékmozgásokról tanús- ményeit ismerjük. A Szendrői-egység két alegységre (Abo- kodnak. Az ofiolitsorozat típusos tagjai hiányoznak, vagyis di- és Rakacai-) osztható. a riftesedés során valódi óceáni aljzat nem keletkezett . A Abodi-alegység. Legidősebb képződménye a rétegtani Strázsahegyi Metabazalt Tagozat egy (vagy több?) szintben helyzete alapján szilur?–alsó-devonba sorolt, 300-400 m megnyilvánuló bázisos vulkáni működés eredménye. A vastagságú Irotai Formáció. Euxin medence fáciesű fekete társult olisztosztróma-szint wenlocki–lochkovi mészkő- grafitos fillit, fekete kovapala, alsó részében szürke meta- olisztolitjai a Karni-Alpok egyidejű pelágikus és lejtő fáci- homokkő váltakozik, középső részében fehér mészfillit- esű karbonátos formációit képviselik (EBNER et al. 1997, betelepülésekkel. A Felsővadász Fv–1 jelű fúrás alapján a 1998). Az Éleskői Formáció részben aleuritos–homokos márgás–aleuritos kőzetekben előforduló korallok a Szend- mátrixú olisztosztrómája a sziliciklasztos törmelékbeszál- rőládi Mészkő felé való átmenetet jelzik. lítás felújulásáról tanúskodik, ezért már a variszkuszi flis- Fölötte a Szendrőládi Mészkő Formáció következik. stádium üledékének tekinthető, vagyis az alsó-karbon ma- Uralkodóan sötétszürke–fekete, rétegzett vékonypados fi- gasabb részébe, esetleg a középső-karbon mélyebb részébe nomkristályos medence fáciesű mészkőből és sötétszürke tartozhat. aleuritból, valamint finomhomokrétegeket tartalmazó fi- Lázbérci-alegység. A platformkarbonát kifejlődésű nomkristályos mészkőből áll. A helyenként betelepülő vilá- Upponyi Mészkő Formáció a legidősebb, amelyet már a gosszürke–szürke durvakristályos, zátony fáciesű (korallos felső-devon alján, legkésőbb azonban az alsó-famenniben bioherm) mészkő viszonylag jó megtartású tabulata koral- felvált az Abodi Mészkő Formáció pelágikus üledéke lokat tartalmaz. Előfordulnak tisztán törmelékes (fillit– Ennek délebbi sávjában azonban már a felső-givetiben metahomokkő) szakaszok is. Vastagsága legalább 400 m. megjelennek pelágikus üledékek. A formációra oly jel- A Szendrőládi Mészkő üledékképződési térsége egy lemző szingenetikus bázisos vulkáni működés anyaga a törmelékes selfterület volt, foltzátonyokkal és köztük levő hegység Ny-i részén található Zsinnyei Metabazalt Ta- medencékkel. Érett törmelékanyaga hosszabb folyóvízi gozatból származik. A devon–karbon határtól felfelé a szállításról és kis relifenergiájú, viszonylag lapos száraz- vulkáni működés nyomai hiányoznak, a maximum 20 m földi háttérről tanúskodik. vastag flázeres, pelágikus Dedevári Mészkő Formáció A gazdag korallfauna a középső-devonnak mind az eife- nagyon kondenzált (különösen a tournaisiban), a Gnatho- li, mind a giveti emeletére jellemző. A medence fáciesű dus delicatus Conodontával jelzett alsó-viséiben egy jelleg- mészkőből és a törmelékes kifejlődés mészkő-betelepülé- zetes karbonátos liditszinttel (EBNER et al. 1997, 1998). seiből gyér Conodonta-fauna került elő, amely szintén a A Lázbérci Formáció kékesszürke, sötét kékesszürke, formáció középső-devon eifeli korát bizonyítja. Irota Ny-i palabetelepüléses medence fáciesű mészkő. Conodontákkal szélénél a törmelékes, mészkő-betelepüléses rétegsor a igazoltan a felső-viséi Paragnathodus nodosus zónától az Conodonták alapján a felső-devon frasni emeletébe tartozik. alsó-baskír Idiognathoides sinuatus zónáig terjedő szakaszt Ezzel analóg képződmények a kelet-alpi grazi paleozoikum fogja át. A felső-viséi–alsó-baskír intervallumban a Lázbér- karbonátos–törmelékes középső-devon formációiban (Bar- ci Formáció medence fáciesű karbonátos üledékei közé randenkalk, Hubenhaltkalk, Qudrigenumkalk, Calceola- néhol sziliciklasztos törmelékből álló rétegek települnek, schichten) találhatók. zagyárak jelei nélkül. A formáció mészkőbetelepülés- A Szendrőládi Mészkőre települ, illetve azzal részben mentes, jelentős vastagságú (min. 100 m) márgás–agyag- összefogazódik a Bükkhegyi Márvány Formáció. Karbo- palás felső része már valószínűleg az alsó-baskírnál ma- nátplatform fáciesű barnásfehér, barnássárga vagy barnás- gasabb szintbe tartozik. A teljes formáció vastagsága 300- rózsaszín, tömeges vagy vastagpados, durvakristályos 400 m-re becsülhető, lerakódása pelágikus intraself meden- mészkő. Kora rétegtani helyzete és az alpi analógiák alapján cében nyugodt körülmények között történt, a reszedi- frasni. Vastagsága 200 m. mentációs jelenségek hiányoznak, azaz nem flis típusú Rétegváltakozással fejlődik ki a Szendrőládi Mészkőből üledék. az Abodi Mészkő Formáció. Típusos változata („cipollino”) Felső-paleozoos sorozat. Csak a Lázbérci-alegy- üdén fehér, mállottan sárgásbarna, szericit-klorithálózatos ségben fordul elő. A Derenneki Formáció homokos mész- mészkő, ritkán néhány cm-dm eredeti vastagságú zöld, köve, homokköve és kavicsos homokköve molassznak bázisos metatufarétegek is előfordulnak benne. Másik tí- tekinthető, előfordulása a Lázbérci Formáción belül kes- pusa fehér, sárgásfehér, tömeges, vagy pados, durvakris- keny sávban, az alegység déli határánál található. 1-2 cm tályos szericites mészkő. Típusos változata pelágikus me- átmérőjű kvarc- és liditkavicsokat tartalmaz, amelyek a dence fáciesű, a metatufarétegek egyidejű bázisos vulkáni lehordási terület gyors kiemelkedésére és lepusztulására működést jeleznek. A fehér durvakristályos szakaszok utalnak. Kovács S. korábbi publikációiban kérdőjelesen a karbonátplatform eredetű, reszedimentált mésziszapból bükki Mályinkai Formációnak feleltette meg, FÜLÖP (1994) származnak. A formáció frasni–famenni korát rossz meg- A Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása 67 tartású Palmatolepis és Polygnathiformis nemzetségbe ció Verebeshegyi Mészkő Tagozatára települ. Alsó, olisz- tartozó Conodonták bizonyítják. Vastagsága 200 m körüli. tosztrómás Meszesi Tagozata már tartalmaz az alsó-baskír Rakacai-alegység. A Szendrői-hegység északi már- Idiognathoides sinuatus-zónába tartozó klasztokat, de ványzónájának déli sávjában (KOVÁCS 1992 és EBNER et al. középső-devon mészkőtöredékek is előfordulnak. A proxi- 1991, 1998) karbon pre-flis üledékek teljes, alsó-viséi kép- mális típusú alsó tagozattal szemben a formáció középső és ződményekkel kezdődő rétegsora észlelhető, a hegység felső tagozata disztális flis típusú. középső, fillitzónáját variszkuszi flis alkotja (FÜLÖP 1994). A Kopasz-hegyen hozzávetőlegesen 200 m vastag, ké- Jadari-terrénum kesszürke–fehérsávos, fehérköteges Rakacai Márvány For- máció alsó szakasza az alsó-viséi Gnathodus texanus zó- A Jadari-terrénumban megvan mindhárom (alsó-, felső- nába tartozó Conodontákat tartalmazó barnásszürke paleozoos és perm–triász) sorozat. Poszttektonikus fedőjük crinoideás mészkő-betelepüléseket tartalmaz. Ez a rész a felső-kréta Ljigi Flis Formáció. platformlejtő-környezetet jelez. Más szelvényekben a plat- form fáciesű márvány a fekü, vele összefogazódik és ráte- Alsó-paleozoos sorozat lepül a medence fáciesű Verebeshegyi Mészkő Tagozat. A Jadari-terrénum alsó-paleozoos sorozata (középső- Ennek alsó része, a platformkarbonát feküje Paragnathodus devon–alsó-moszkvai) az üledéksorok jellege alapján nodosus zóna Conodontái alapján felső-viséi , míg a felső Jadari-autochtonra és Jadari-allochtonra osztható (2. rész a platform tetején az felső-viséi Idiognathoides sinu- ábra). atus zóna alapján felső-viséi . A közbülső zónákat szintén Jadari-autochton. Két kifejlődés különíthető el: a Vla- medencefáciesű üledékek képviselik, a platformfácie- šići Formáció törmelékes üledékei (Krupanj–Valjevói-, sűekkel összefogazódva. Vlašići- és Slovaci-egység) és a Družetići Formáció A kb. 600 m vastag Szendrői Fillit Formáció a varisz- pelágikus mészköve (Ubi-egység). A törmelékes üledékek kuszi flis megfelelője, fő része a Rakacai Márvány Formá- az ősföldrajzi értelemben vett Jadari-árokban, az egykorú

2. ábra. A Karni-Alpok, a Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon rétegösszleteinek korrelációja (PROTIĆ et al. 2000 alapján) 4 — Kronhofi Mészkő, 5 — Zollneri F. (lidit, radiolarit, pala stb.), 6 — pelágikus mészkő, 13 — Verebeshegyi Mészkő, 14 — Rakacai Márvány, AM = Abodi Mészkő, SS = Stupnicai Homokkő F., Fcs. = Formációcsoport, F. = Formáció Figure 2. Correlation of the Carboniferous successions of the Carnic Alps, Bükkium, Jadar and Sana–Una Terrains (after PROTIĆ et al. 2000) 1 — Rattendorf Group, 2 — Auernig Group, 3 — Hochwipfel Fm, 4 — Kronhof Lmst, 5 — Zollner Fm (lidite, radiolarite, shale etc.), 6 — pelagic limestone, 7 — Mályinka Fm, 8 — Szilvásvárad Fm, 9 — Derennek Fm, 10 — Lázbérc Fm, 11 — Dedevár Limestone Fm, 12 — Szendrő Phyllite Fm, 13 — Verebeshegy Mb, 14 — Rakaca Fm, 15 — Kriva Reka Fm, 16 — Ivovik Fm, 17 — Županjac Fm, 18 — variscan flysch, 19 — Vlašić Fm, 20 — Družetic Fm, 21 — Stolice Fm, 22 — Stojkovići Fm, 23 — Rudine Fm, 24 — Đulim Fm,25 — Eljdište Fm, 26 — Stara Rijeka Fm, 27 Blagaj Fm, AM = Abod Limestone, SS = Stupnica Sandstone Fm, Fm = Formation 68 PELIKÁN PÁL et al. pelágikus mészkövek pedig Ubi-medencebeli hátságon A Stojkovići Formáció fedi a Rudinei Formációt. Vas- halmozódtak fel (2. ábra). tagsága 20–60 m között változik, sötétszürke, mállottan A Vlašići Formációt 1000 m-nél nagyobb vastag- sárgás vagy barna aleurolit építi fel, helyenként agyagpala- ságban arenit és aleurolit, ritkán mikrokonglomerátum és homokkő-betelepülésekkel. Baskír kort igazoló gazdag, váltakozása alkotja. Alsó részének korára nincs paleon- de rossz megtartású Brachiopodákat, Crinoideákat, ritkán tológiai bizonyíték; késő-devon és tournaisi kort igazoló bryozoákat, kagylókat és csigákat tartalmaz. palinomorfák csak a legfelső szintben találhatók. A for- A Likodrai-takaró legfelső képződménye a Stolicei máció alsó része a nagy vastagságból következően való- Mészkő Formáció. 100 m körüli vastagságú, tömeges, csak színűleg lenyúlik a középső-devonba. A Vlašići Formáció a legalsó szakaszán rétegzett, részlegesen gazdag zátony- felső része jellegzetesen variszkuszi („kulm”) flis, azaz építő szervezetekkel. Kevés foraminifera (Archaediscus) homokkő és aleurolit sűrű váltakozása, a lamináció vál- alapján késő-baskír (verejai–kasirai) korú. tozatos típusai, gradációs üledékszerkezetek, viséi és szer- puhovi kort igazoló besodort növénymaradványok és Felső-paleozoos sorozat nyomfosszíliák (Phycosiphon, Dyctiodora liebana stb.) A Karni-Alpokban definiált karni tektogenetikai fázis jellemzik. A Vlašići Formációban csak Tekeriš falu mellett (VAI 1975) utáni tengeri molasszkifejlődés csak a Jadari- vannak a legfelső-tournaisi és legalsó-viséi vékony tűz- autochtonban van jelen. A molassz felhalmozódása a köves mészkő-betelepülések, amelyek Gnathodus typicus, podolszkiban kezdődött és az aszszeliben fejeződött be. Scaliognathus anchoralis – Doliognathus latus és G. A sorozat legalsó tagja az Ivoviki Formáció (Kru- texanus Conodonta-zónába tartozó fajokat tartalmaznak. panj–Valjevói-, Vlašići- és Ubi-egység). Idősebb részének A szerpuhovi alján a variszkuszi flisre a térség nyugati aleurolitmátrixában jellemzők a devon és alsó-karbon részén a világosbarna, földpátos Stupnicai Homokkő For- mészkő-olisztolitok. Ezek alapján azonosítható a Prača és máció, a keleti részen a flisből folyamatosan kifejlődő, ho- Vlasenica (DK-Bosznia), valamint a Javorje hegység (DNy- mokkő és konglomerátum váltakozásából álló Županjaci Szerbia) olisztosztrómáival (FILIPOVIĆ, JOVANOVIĆ 1994). A Formáció települ. A szerpuhovi üledékek regresszív jellege formáció magasabb szintjei fáciesváltást mutatnak. A Ny-i az alsó-baskírban szűnik meg. részen (Krupanj–Valjevói-egység), partközeli környezetben A Družetići Formáció 100 m-nél vastagabb, középső– felhalmozódott aleurolit észlelhető Brachiopodákkal (Or- felső-devon és alsó-karbon pelágikus mészkövekből áll. A thotetes, Neochonetes és Choristites vékony elágazó bor- formáció devon részében számos Conodonta-zóna volt dákkal), közbetelepült podolszki Fusulina-együtteseket meghatározható (FILIPOVIĆ et al. 1975). A formáció felső, tartalmazó mészkővel (Fusulinella colloniae zóna — karbon részében (vastagsága 15 m körüli) a következő FILIPOVIĆ 1995). A Jadari-terrénum más részein (Vlašići- és Conodonta-zónák állapíthatók meg: Siphonodella sulcata, Ubi-egység) e formáció felső része tömeges, pados és Siph. duplicata, Siph. sandbergi, Sc. anchoralis – Dolio- vékonyrétegzett aleurit és mészkő váltakozásából épül fel, gnathus latus, Gnathodus texanus, G. bilineatus biline- fás növénymaradványokkal. atus, Lochreia nodosa, G. és Kladognathus – G. girtyi Csak a Jadari-terrénum déli részén (Krupanj–Valjevói- csoport. egység) fejlődött ki az Ivoviki Formációra települten a Jadari-allochton. Az allochtont a Likodrai-takaró al- Kriva Reka-i Formáció szürke, tömeges vagy (fi- kotja, formációi nagyon külünböznek az autochton karbon nom)rétegzett fusulinidás mészköve. Néhány szelvényben egységektől (2. ábra), ugyanakkor megfelelnek ÉNy- iszapdombfácies is megfigyelhető, ezekben kisforamini- Bosznia karbon üledékeinek (Sana–Unai-terrénum, PROTIĆ ferák, algák, Brachiopodák, Conodonták, Pelecypodák, et al. 2000). Bryozoák, korallok stb. is előfordulnak. Nagyon jellemző A Likodrai-takaróban a variszkuszi („kulm”) flisre a a rétegtanilag fontos Fusulinidák és a megfelelő Cono- Đulimi Formáció változó (általában ≤30 m-es) vastagságú, donta-együttesek jelenléte. Négy Fusulinida-társulás tömeges és rétegzett, márgapala- és aleurolit-közbetelepü- (zóna) különíthető el: az első a mjacskovói Fusulinella léses, sötétszürke-fekete mészköve települ. E formáció a bocki és F. eupolchra zóna (Idiognathodus obliquus, I. szerpuhoviba–alsó-baskírba tartozik (Conodonta-zónák: delicatus stb. conodontákkal); a második a kaszimovi Gnathodus bilineatus bollandensis, Declinognathodus Protricitites pseudomontiparus és Tricitites irregularis noduliferus inaequalis – D. lateralis és Idiognathoides zóna (kaszimovi) Streptognathodus opletus, Idiognatho- corrugatus – Id. sulcatus). dus delicatus, I. elegantulus és gzseli Streptognathodus A Đulimi Formáció felett és részben a variszkuszi flis elongatus conodontákkal), a harmadik a gzseli Rugoso- felett a 60-80 m vastagságú Rudinei Formáció helyezkedik fusulina alpina és Quasifusulina longissima zóna el. Tömeges, alárendelten rétegzett szürke–sötétszürke (FILIPOVIĆ 1995). PANTIĆ (1969) szerint a negyedik mészkő alkotja, gyakran kora-baskír korra (azaz Szevernaja Fusulinida-asszociációba Parafusulina pseudojaponica, Keltma-i és prikamszki) utaló Foraminiferákkal, Dasycla- P. freganica stb. tartozik, ez az aszszeliba sorolható. Az daceákkal (Dvinella, Donezella), Brachiopodákkal, koral- alsó-perm jelenlétét megerősítette F. Kahler kéziratban lokkal stb. A Rudine lelőhelyen bioherma-kifejlődés maradt adata (E. Flügel 1993 szóbeli közlés), aki alsó- található, Chaetetesekkel, magános korallokkal, Pelecy- permre jellemző Cuniculinella cf. fusiformis, Eosellina? podákkal, Crinoideákkal stb. (JOVANOVIĆ 1992). sp. és Pseudoschwagerina sp. Fusulinidát határozott meg. A Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása 69

Perm–triász sorozat vastagsága 0,5–3,0 m, ritkán 10 m-nél több. A breccsát a Kriva Reka-i Formáció fusulinás mészkövének szögletes- Az üledékek jellege azonos a Jadari-terrénum egész közepesen kerekített töredékei alkotják, ami arra utal, hogy területén és a Bükkben (3. ábra). a Likodrai-takaró a középső-perm előtt képződött. Intenzív tektonikus események következtében diffe- A homokkő fölött vörös, továbbá zöldes- és sárgás- renciált aljzat jött létre, így a középső-perm transzgresszív szürke agyagpala és aleurolit, ritkán homokkő következik, üledékei az allochton és az autochton különböző formációira gipszrétegekkel, amelyek arid klímájú lagúna- vagy sabkha- települnek: a nyugati részen a Stolicei, a központi részen az környezetre utalnak. Hasonló evaporitos kifejlődés jellemző Ivoviki, a déli részen a Kriva Reka-i Formációra, míg a a nyugati Paleotethys számos területének tengeri perm Jadari-terrénum keleti részén a Župnjaci Formációra. rétegsorára (Déli-Alpok, Sana–Unai-egység Boszniában, A Cerovai Formáció középső-perm korú, parti síkság Nikšićka Župa Crna Gorában, Bükk hegység Magyaror- környezetben felhalmozódott, ritkán Crinoidea-törmelékes szágon stb.). fehér és sárga kvarchomokkő. A homokkő közepes A rátelepülő Dolovói Formáció rétegzett, márgás szemcséjű, a fő komponens szögletes, hullámos kioltású agyagpala- és aleurolit-közbetelepüléses sárga és szürke kvarc. színű dolomitos mészkő. Átlagos vastagsága 30 m körüli. A homokkő legalsó részében (mint a Bükk hegységben Gyér, nem rétegtani értékű ősmaradványanyag került elő is) kis lencsékben (a Karni-Alpok Tarvisiói Breccsájával belőle, Gymnocodium, Agathammina, Earlandia, Geinitzia párhuzamosítható) Bobovai Breccsa jelenik meg. A lencsék stb. a dolomitos mészkőből, és Aviculopecten sp. a márgás

3. ábra. A Karni-Alpok, a Bükki-egység és a Jadari-terrénum középső-karbon–késő-perm rétegösszleteinek korrelációja. (A felső- paleozoos rétegösszlet csak a Jadari-autochtonban van meg.) Fcs. = Formációcsoport, F. = Formáció, T. = Tagozat Figure 3. Correlation of the Middle Carboniferous to Late Permian successions of the Carnic Alps, Bükk and Jadar Block 1 — Bellerophon Limestone, 2 —Val Gardena Sandstone Fm, 3 — Tarvisio Breccia Fm, 4 — Trogkofel Group, 5 — Rattendorf Group, 6 — Auernig Group, 7 — Pontebba Main Group, 8 — Nagyvisnyó Limestone Fm, 9 — Garadnavölgy Evaporite Mb, 10 — Farkasnyak Sandstone Mb, 11 — Szentlélek Fm, 12 — Bobova Breccia, 13 — Mályinka Fm, 14 — Szilvásvárad Fm, 15 — Bituminous Limestone, 16 — Dolovo Fm, 17 — Cerova Fm, 18 — Kriva Reka Fm, 19 — Ivovik Fm, Fcs = Group, F = Formation, T = Member 70 PELIKÁN PÁL et al. közbetelepülésekből. Települési helyzete alapján a for- konglomerátuma látható. A vörösagyagrétegből gyűjtött máció a középső-permbe sorolható. Nagyon jellemző a mintában Kovács-Pálffy P. (MÁFI) röntgendiffrakciós vizs- formációra a rauhwacke, amely a mállás következtében gálattal Al-kloritot mutatott ki, ami a Sebesvízi Konglo- hálózatszerű, üreges, vagyis „boxwork” szövetű. Ez a merátummal való szoros rokonságot erősíti. rauhwacke monomikt és az átlagnál magasabb stroncium- A Jadari-terrénumban a Tronošai Formáció metaande- tartalmú (965 ppm). zitje („porfirit”) és piroklasztikumai az alsó-ladin alemelet- A felső-perm Dolovói Formáció felett a bitumenes be tartoznak, és riftvulkanizmussal kapcsolatos vulkáni mészkő következik, amely folyamatosan megy át a fedő aktivitást jeleznek. Ezek a kőzetek vékonyrétegzett, gyakran alsó-triász mészkőbe. Szürke és fekete színű mészkő, ős- kovásodott, gumós és tűzkőbetelepüléses mészkővel válta- maradványokban gazdag, rétegzett (vékonyrétegzettől koznak. A „porfiritek” erősen elváltozottak (szericitesed- vastagrétegzettig), ritkán tömeges. A formáció alsó és kö- tek, karbonátosodtak, ritkán kovásodtak). zépső részében vörös és szürke homokos pala-közbete- A felső-triászban különböző kifejlődések jelennek meg. lepülések jelennek meg (sziliciklaszt beszállítódás). A Lelići Formáció platform mészköve fokozatosan fejlődik A mikrites–mikropátitos mátrixba ágyazódott ősmarad- ki a ladin képződményekből. Zátony jellegű, főként szürke, ványok közt a mészalgák, kisforaminiferák és Brachiopodák tömeges és breccsásodott mészkőből áll. Ősmaradványai vannak túlsúlyban. SIMIĆ (1938) tagolta először a felső- Megalodontidák, korallok, Hydrozoák, Bryozoák, Brachio- perm rétegsort, később PEŠIĆ et al. (1988) és PANTIĆ- podák, Pelecypodák és Foraminiferák (Aulotortus, Endo- PRODANOVIĆ (1994, 1997) új szinteket különített el. A bitu- thyra, Trocholina stb.). Az ezzel heteropikus Gučevói menes mészkő összes adatának felhasználásával a domi- Mészkő Formáció medence és lejtő kifejlődésű, szürke, náns ősmaradványok alapján a következő nyolc szint álla- vékony–vastagrétegzett, tűzkőgumós, radiolariás–filamen- pítható meg: 1. szint: Edmondia permiana, 2. szint: Mizzia tumos mikrofáciesű mészkövekből áll. Conodonták (Para- (M. velebitana, M. yabei, M. cornuta), 3. szint: Tyloplectus, gondolella foliata, Pg. polygnathiformis, Pg. nodosa, Spinomarginifera, Tschernyschewia, Leptodus stb. brachio- Metapolygnathus abneptis és Epigondolella postera zóna; podák, 4. bioherma: Richthofenia, szivacsok és bryozoák, 5. SUDAR 1986) alapján a karni és a nori emeletbe tartozik. szint: Nothothyris, 6. szint: Waagnophyllum indicum,, 7. A Lelići Formáció felső-triász kőzetei fokozatosan szint: Codonofusiella, Reichelina és Vermiporella, 8 szint: vörös és szürke színű, vastagpados liász mészkőbe mennek Bellerophon, Hemigordius és Gymnocodium. át. Ebben a mészkőben Involutina liassica és Vidalina A felső-perm bitumenes mészkő látszólag folyamatosan martana alsó-jura Foraminifera található. megy át az ooidos alsó-triász mészkőbe (Svileuvai For- A bačevaci kőbánya alatt a podbukovi műút bevágá- máció), ámde a Bükkben található „határmárga”jelenlétét sában meredek délies dőlésű, liászba sorolt tűzkőréteges, mostanáig a kutatásaink nem igazolták. márgabetelepüléses mészkő látható. Vékonycsiszolatban A perm–triász határon a rendkívül jelentős kihalás szivacstűs mikrit-mikropátit, megjelenésében a bükki következményeképpen erősen lecsökken az ősmaradványok medence fáciesű Felsőtárkányi Mészkőre hasonlít. Ettől mennyisége, a rétegzett-vastagrétegzett mészkőben csak délre a Suvaja-patak völgyét hegyesszögben metsző, hozzá- kevés Ostracoda és kisforaminifera található, így Earlandia vetőleg K–Ny-i csapású tektonikus határ után a középső– tintinniformis (ostracodás és E. tintinniformis-os szint, felső-jurába sorolt, részletesen nem vizsgált ofiolitos PANTIĆ-PRODANOVIĆ 1994). melanzs következik. Ennek néhány előfordulása a Lelići A sorozat a karbonátos–terrigén Obnicai Formációval Formáció platformmészköve fölött is megtalálható, joggal folytatódik (Valjevo környékén a vastagsága 200 m körüli). feltételezhető, hogy eredetileg a Jadari-terrénum területét is Cm-dm-es vastagságban váltakozó vékonyrétegzett, sárga befedte, később azonban erodálódott. és barnás, palás szericites homokkőből, agyagpalából, már- A melanzs változatos összetételű: agyagpala, homokkő, gából, homokos és aleuritos dolomitos mészkőből áll, tarka radiolarit, breccsa-konglomerátum, mészkő, pillow- amely sekélyrámpán rakódott le. Mollusca-faunája gazdag: bazalt és gabbró. Néhány mészkőolisztolitban Protopene- Naticella, Turbo, Myophoria, Tirolites stb. Conodonta- roplis striata Foraminifera is található, más szelvényekben zónák alapján (Parachirognathodus–Furnishius és Neo- vékony Ammonites- vagy Megalodontida-metszetek lát- spathodus triangularis – Ns. homeri) a formáció smithi és hatók. Az útbevágásban egy ponton fekete palába ágyazott kora-spathi korú (BUDUROV, PANTIĆ 1974, SUDAR 1986). karni korú vörös radiolarit-olisztotrimma tárul fel. Az A formáció sötétszürke, vékonyrétegzett, párhuzamosan ofiolitos melanzs képződményegyüttese a bükki Mónosbéli laminált és gumós szerkezetű, a legfelső részén tömegessé Formációcsoport megfelelője lehet. váló, erősen bioturbált mészkővel zárul. A mészkő szórvá- Dél felé tovább haladva a Maljen–Suvobori-ofiolit- nyosan dolomitos, aleuritos vagy agyagos, néhány rétegben komplexum következik, benne szerpentinittel. ooidos. Ezek a kőzetek fokozatosan a Jablanicai Formáció szürke Sana–Unai-terrénum színű, breccsásodott vagy rétegzett, anisusi korú dolomitjába és dolomitos mészkövébe mennek át. A podbukovi A Sana–Unai-terrénumban megvan mindhárom (alsó-, feltárásban dolomit fedőjében a Podbukovi Konglomerátum felső- paleozoos és perm–triász) sorozat, a felső kettő Tagozat helyi kiemelkedést jelző, vörösagyag-betelepüléses hézagos kifejlődésben. A Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása 71

Alsó-paleozoos sorozat Medvednicai-terrénum A variszkuszi flis finomrétegzett aleurolit és homokkő Horvátországban a Medvednica hegység metamorf váltakozásából épül fel. Mind a Sanai-, mind az Unai- sorozatának protolitjei közepes–finomszemcsés törmelékes egységben jelen van (2. ábra). Felső részébe a Sanai- kőzetek, kalkarenitek és tengeri self és pelágikus eredetű, egységben fekete vagy sötétszürke, számos fehér kalcitérrel Conodontákat is tartalmazó mészkövek. Koruk a késő- átszelt vékonyréteges–pados, a Đulimi Formációval azo- devontól a késő-triászig terjed. Valószínűleg középső-triász nosítható mészkő települ. A baskír korú Stara Rijeka-i korúak a diabáztelérek. A teljes komplexumot kora-kréta Formáció főként sötétszürke, tömeges, ritkán rétegzett, nagyon kis fokú – kisfokú metamorfózis érte (122–110 M sekélytengeri kifejlődésű mészkőből áll, szórványos al- év; BELAK et al. 1995; PAMIĆ, TOMLJENOVIĆ 1998). A meta- gákkal, Crinoideákkal, korallokkal, Bryozoákkal és morfizált „medvednicai sorozat” (PAMIĆ, TOMLJENOVIĆ Foraminiferákkal (Pseudostaffella, Millerella). Az Eljdištei 1977) conodontákkal datált (ĐURĐANOVIĆ 1973) devon– Formáció anyaga homokos és márgás mészkő, amelyben gyakoriak a jó megtartású Brachiopodák (Productus, Isogramma).

Felső-paleozoos sorozat Az olisztosztróma jellegű Blagaji Formációt csak az Unai-egységben is- merjük. Foraminiferákat, korallokat és Conodontákat tartalmazó devon, kora- és középső-karbon korú mészkőoliszto- litok gyakoriak benne. A fekü és fedő formációkkal tektonikus kontaktusban van, ezért azokhoz való viszonya nem világos.

Perm–triász sorozat A késő-karbon és kora-perm hiátus után a középső-perm Tomašicai Formá- ció (4. ábra) következik. Gyengén réteg- zett vörös és zöldes aleurolit, ritkán homokkő építi fel, alsó részén megtalál- ható a Bobovai Breccsa Tagozat meg- felelője. Felső részén az aleuroliton és homokkövön kívül szórványosan dolo- mit, rauhwacke és gipsz jeletkezik. Isme- reteink szerint a Sana–Unai-terrénum- ban felső-perm formációk nem talál- hatók. Az alsó-triász Radomirovaci Formá- ciót sekélyself fáciesű sziliciklasztit és karbonát váltakozása építi fel, külön- böző szintekben ooidos mészkővel. Legfelső szintje a Derviš Kula-i Tagozat 4. ábra. A Bükki-egység, a Jadari-terrénum és a Sana–Unai-terrénum perm és triász réteg- bioturbált mészköve. Az anisusi Japrai sorának korrelációja (PROTIĆ et al. 2000 alapján) Formációban rétegzett világosszürke– BTM = bioturbált mészkő, DK = Derviš Kula-i Tagozat, SK = Sebesvízi Konglomerátum, PK = szürke dolomit és dolomitos mészkő Podbukovi Konglomerátum. F. = Formáció, T. = Tagozat uralkodik. A ladin korú Donji Volar-i Figure 4. Correlation of the Permian and Triassic sequences of the Bükk, Jadar Terrain and Formációt tűzkő, tufa („pietra verde”), Sana–Una (after PROTIĆ et al. 2000) tűzköves mészkő és Daonella-, Posido- 1 — Felsőtárkány Fm, 2 — Bükkfennsík Fm, 3 — Szentistvánhegy Fm, 4 — Hámor Fm, 5 — Ablakoskővölgy Fm, 6 — Gerennavár Fm, 7 — Nagyvisnyó Fm, 8 — Garadnavölgy Mb, 9 — Farkasnyak Mb, 10 — Szentlélek nia-tartalmú mészkő váltakozása kép- Fm, 11 — Bobova Breccia, 12 — Gučevo Fm, 13 — Lelić Fm, 14 — Tronoša Fm, 15 — Jablanica Fm, 16 — viseli. A felső-triász Podvidačai Formá- Obnica Fm, 17 — Svileuva Fm, 18 — “Bituminous Limestone”, 19 — Dolovo Fm, 20 — Cerova Fm, 21 — ció főként dolomit és mészkő vál- Kriva Reka Fm, 22 — Podvidača Fm, 23 — Donji Volar Fm, 24 — Japra Fm, 25 — Radomirovac Fm, 26 — “ooidic limestone”, 27 — Tomašica Fm, BTM = bioturbated limestone, DK = Derviš Kula Mb, SK = takozásából épül fel, Megalodonti- Sebesvíz Conglomerate, PK = Podbukovi Conglomerate. Fm = Formation, Mb = Member, dákkal. Kronosztratigráfiai egység = Chronostratigraphic unit 72 PELIKÁN PÁL et al. karbon formációi legalább részben a Bükki-terrénumba egyikében azért fontos, mert a Rakacai Márvány tartozó szendrői paleozoikum egyidejű megfelelőinek ekvivalense a Karni-Alpok karbonjában csak törmelékként tekinthetők. A markuševaci kőbányából (BELAK in ŠIKIĆ fordul elő (FLÜGEL, SCHÖNLAUB 1990; EBNER et al. 1991, 1995) ĐURĐANOVIĆ (1973) kora-baskír kort bizonyító 1998). Idiognathoides corrugatus Conodontát közölt. Ugyanitt 3. A Karni-Alpokban a karni tektonikai fázis folyamán (Pantić és Sremac vezetése mellett) Kovács S. megfigyelése végbement déli vergenciájú áttolódással és gyűrődéssel szerint a Rakacai Márvány, Verebeshegyi Mészkő és a (VAI 1975, 1998; CASTELLARIN, VAI 1981) szemben ilyen Szendrői Fillit megfelelői vannak feltárva. Másutt a mészkő tektonikára és kapcsolódó metamorf eseményre a Jadari- az Abodi Mészkő típusos cipollinójával egyezik meg. és Bükki-terrénumban nincs bizonyíték, azaz az Ivoviki és Kriva Reka-i, illetve Szilvásváradi és Mályinkai Formáció variszkuszi metamorfózisa nem igazolható (ÁRKAI 1983). Következtetések A Bükki-terrénumban a paleozoos és triász képződmé- nyek ugyanolyan mértékű, anchi- és az epizóna határára Összehasonlítva a jelenleg egymástól messzire eltá- eső (kb. 300 °C és kb. 2,5 kbar) metamorfózist szenvedtek volodott Jadari- és Bükki-terrénum felső-paleozoos és a középső-kréta során. Az újgenerációs fehércsillámokon perm–triász sorozatát, közöttük sokkal több hasonlóságot mért radiometrikus korok alapján a koradatok átlaga 118 M fedezhetünk fel, mint a jelenlegi szomszédságukban levő év. Valószínűleg a kőzetek intenzív képlékeny deformá- tektonosztratigráfiai egységek hasonló korú képződmé- ciója is ehhez az eseményhez kapcsolódik (ÁRKAI et al. nyeivel. A Karni-Alpok klasszikus karbon–perm soroza- 1995). tával való összehasonlítás (2. és 3. ábra) ezek szoros ős- 4. A bükki karbon kifejlődése sok egyezést mutat a földrajzi rokonságát mutatja a Nyugati-Paleotethys–Neo- Dinaridák–Karni-Alpok–Karavankák-hegységrendszer tethys régióban elfoglalt egykori helyzetüknek megfelelően. karbon kifejlődésével (SCHRÉTER 1943, BALOGH 1964). A A sorozatok elemzése alapján a következő fő követ- Karni-Alpok Auernigi Formációcsoportja mutatja a part- keztetések vázolhatók: hoz legközelibb kifejlődést számos kvarckonglomerátum- 1. A variszkuszi szinorogén és posztorogén fejlődés betelepüléssel, a Jadari-terrénum Kriva Reka-i For- során az összehasonlított egységek mindegyike a dél-eu- mációjának 90 m vastag fusulinidás mészköve viszont — a rópai variszkuszi előtérhez, azaz FLÜGEL (1990) és sziliciklasztok hiánya alapján — külső selfperemi kifejlő- NEUBAUER, VON RAUMER (1993) szerint a Nori–Boszniai- désű. A Bükki-egység Mályinkai Formációjának 400 m-nél zónához vagy VAI (1995, 1998) szerint a Karni–Dinári- vastagabb, kevés konglomerátumot tartalmazó agyagpala– blokkhoz tartozott. Mindezek a variszkuszi takarórendszer homokkő–mészkő sorozata e kettő közötti átmenetet frontján különböző időszakaszokban kialakult flisme- képvisel. Az Auernigi Formációcsoport bázisán lévő kong- dence-rendszer részei voltak (NEUBAUER, VON RAUMER lomerátum (Bombasói Formáció) Fusulinák alapján 1993, VOZÁROVÁ 1998). Ezt a körzetet főként a permből a (KAHLER, KAHLER 1982) a középső-karbon mjacskovói triászba átmenő folyamatos tengeri üledékképződés szintjébe tartozik. Podolszki–mjacskovóinak bizonyult a jellemzi. bükki két alsó mészkőszint (BALOGH 1964), ezek alapján a 2. A Jadari-allochtonban a medencebeli és sekély- Kapubérci Tagozat felső mészkőszintjébe települő Tarófői tengeri karbonátüledék-lerakódást a variszkuszi fliskép- Konglomerátum azonosítható a Bombasói (Waideggi) ződés jórészt megelőzte, vagy a kettő részlegesen egyidejű Formáció szintjével. Ebből láthatóan a Bükk fáciesterületén volt (összefogazódás a Đulimi Formációval); a Szendrői- a karbonátos üledékképződés korábban kezdődött, mint a egységben viszont a flisképződés főként követte a me- Karni-Alpokban. dencebeli és sekélytengeri karbonátfelhalmozódást, vagy 5. A Bükki-egységben diszkonformitás bizonyítható a részben egyidejű volt azzal (összefogazódás a Verebeshegyi Szentléleki Formációnak a Mályinkai Formáció különböző Mészkő Tagozattal). Fontos megjegyezni, hogy a medence szintjeire településével, posztkarbon kiemelkedést és eró- fáciesű karbonátfelhalmozódás mind a Jadari-allochtonban, ziót jelezve. A Jadari-terrénumban a felső-paleozoos üle- mind a Szendrői- és Upponyi-egységben hasonló litológiai dékhézag egyértelmű a Kriva Reka-i Formáció és a kö- jellegekkel (sötétszürke – sötét kékesszürke mészkő = zépső-perm törmelékes összlet (Cerovai Formáció) közt. A Đulimi Formáció, Lázbérci Formáció és Verebeshegyi Karni-Alpok 800 m vastag Rattendorfi és Trogkofeli For- Mészkő Tagozat) az alsó-baskír Idiognathoides sinuatus mációcsoportjának megfelelői mindkét egységben hiá- zónához kötődött, miként a grazi paleozoikum Dulti nyoznak. Formációjában is (EBNER et al. 1991, 1998), habár az a 6. A Bükki- és a Jadari-terrénum rétegsora szinte Karni-Alpokban befejeződik a tournéi–viséi határon. tökéletes egyezést mutat a perm képződmények bázisától a Bár a Jadari-allochtonban a sekélytengeri Rudinei triász végéig – jura kezdetéig (4. ábra). A középső-perm Formáció posztdatálja, a Szendrői-egységben pedig a Neotethys-transzgresszió mind a Jadari-terrénumban, mind Rakacai Márvány Formáció főleg predatálja a variszkuszi a Bükkben parti síkságon lerakódott homokkővel kezdődik. flisképződést, az előbbi lehet nem metamorfizált fácies- A Farkasnyaki Tagozatnak megfelel a Cerovai Formáció, ekvivalense az utóbbinak. A karbon ősmaradvány-tartalmú mindkettő bázisában megtalálható a max. 15 m vastag, bioherma-kifejlődés jelenléte az összehasonlított egységek karbon mészkőtöredékekből álló, a Karni-Alpok Tarvisiói A Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása 73

Breccsájával azonosítható Bobovai Breccsa. A Garad- máció. A Déli-Alpok rétegsorában a Buchensteini (Livina- navölgyi Tagozat megfelelője a Dolovói Formáció. longói) Formáció alsó „pietra verde” szakasza feleltethető A fejlődéstörténet fő jellemzői: meg ennek. —Tengeri perm üledékek (bellerophonos mészkő — A középső–késő-triászban a karbonátplatform és általában) átmenettel a tengeri alsó-triász egységbe (a medencekörnyezet differenciálódása. „határmárga” jelenlétét a perm–triász határon eddig csak a 7. A legkorábbi jurától (kevés tűzköves mészkő kép- Bükki-egységben bizonyították). ződése után) egyelőre nincs elegendő vizsgálati eredmény az — Sekélyself fáciesű alsó-triász; sziliciklasztit és összevetéshez. Az ofiolitos melanzs képződményegyüttese a karbonát váltakozása, különböző szintekben ooidos mész- bükki Mónosbéli Formációcsoport megfelelője lehet. kő, a legfelső szintben bioturbált mészkő. A bükki Geren- 8. A terrénumok eredeti helye a Neotethys dinári navári Formáció megfelelőjének tekinthető a Jadari- szegélyén, a ma ÉNy-Boszniában levő Sana–Unai-terré- terrénum Svileuvai Formációja és a Sana–Unai-terrénum num közelében volt (PROTIĆ et al. 2000). Ebből a helyzetből Radomirovaci Formációja. Jelentős fácieshasonlóság mu- a Jadari-terrénum a késő-krétában jobbosan keletebbre tatkozik a Dolomitok Werfeni Formációjának a Teserói tolódott (KARAMATA et al. 1994; KARAMATA, Krstić 1996), a horizont és a gastropodaoolitos tagozat szakaszával. Teljes Bükki-terrénum pedig a (késő-kréta)–kainozoos transz- azonosság mutatkozik a Jadari-terrénum Obnicai Formá- pressziós mozgások következtében került mai helyzetébe ciójával, valamint ettől ÉNy-ra a Sana–Unai-terrénum (CSONTOS et al. 1992). A relatívan „helyben maradt” Radomirovaci Formációjával (PROTIĆ et al. 2000). A Sana–Unai-terrénum ugyanakkor a külső-dinári takaró- Dolomitok Werfeni Formációjának felső tagozatai közül a rendszer legbelső elemévé vált. Campili Tagozattal (BROGLIO LORIGA et al. 1990) az A Nagybátony Nb–324 fúrás paleozoikuma (KOZUR Ablakoskővölgyi Homokkő Tagozat, míg a Val Badia-i 1984; KOVÁCS S., BÉRCZINÉ MAKK in FÜLÖP 1994), a Tagozattal és a Cencenighe alsó szakaszával a Lillafüredi Bugyi–Sári-magasrögben leírt tengeri felső-perm dolomit- Tagozat korrelálható. Az Újmassai Mészkő Tagozatnak mészkő rétegsor (SIDÓ 1974. p. 28) BÉRCZINÉ MAKK 1978) megfeleltethető szakasz a San Lucanó-i Tagozat, bár a két és a Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi képződmény fáciese alapvetően különbözik, ezt már az (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 2004) szakadozott kapcsolatot Alsó Serlai Dolomit Formáció bázisába sorolták, azzal jelezhetnek a Dinaridák felé. a megjegyzéssel, hogy az lenyúlik az olenyoki eme- letbe. — Anisusi sekélyself-környezet peritidális dolomittal. Köszönetnyilvánítás A Sebesvízi típusú konglomerátum néhány blokk kiemel- kedését jelzi. A kölcsönös terepbejárásokat és a tanulmány elké- —Kora-ladin andezites vulkanizmus; a Jadari-blokk- szítését az OTKA T. 047121 számú szerződése segítette. ban a Tronošai Formáció, a Sana–Unai-terrénumban a Köszönet illeti dr. Haas János gondos lektori és dr. Balla Donji Volar-i Formáció, a Bükkben a Szentistvánhegyi For- Zoltán szerkesztői munkáját.

Irodalom — References

ÁRKAI, P. 1983: Very low- and low-grade Alpin metamorphism of tektonikai vizsgálata (The Nekézseny Conglomerate Formation the Paleozoic and Mesosoic Formations of the Bükkium, NE- of Senonian age: a sedimentological and tectonic study of the Hungary. — Acta Geologica Hungarica 26 (1–2), pp. 83–101 stratotype section). — Földtani Közlöny 114 (1), pp. 81–100 ÁRKAI, P., BALOGH, KAD., DUNKL, I. 1995: Timing of low- BROGLIO LORIGA, C., GÓCZÁN, F., HAAS, J., LENNER, K., NERI, C., temperature metamorphism and cooling of the Paleozoic and ORAVECZ SCHEFFER, A., POSENATO, R., SZABÓ, I., TÓTH MAKK, Mesozoic formations of the Bükkium, innermost West Á. 1990: The Lower Triassic sequences of the Dolomites (Italy) Carpathians, Hungary. — Geologische Rundschau 84 (2), pp. and Transdanubian Mid-Mountains (Hungary) and their 334–344. correlation. — Memorie di Scienze Geologiche 42, pp. 41–103 BALOGH K. 1964: A Bükkhegység földtani képződményei (Die BUDUROV, K., PANTIĆ, S. 1974: Die Conodonten der Campiller geologischen Bildungen des Bükk-Gebirges). — A Magyar Schichten von Brassina (Westserbien). I. Stratigraphie und Állami Földtani Intézet Évkönyve 48 (2), 719 p. Conodonten-Zonen. — Bulletin of the Geological Institute, Series BÉRCZINÉ MAKK A. 1978: Tengeri felsőperm üledékek Budapesttől Paleontolology (Sofia) 23, pp. 105–113. DK-re a Sári–2. sz. szénhidrogénkutató fúrásban (Upper CASTELLARIN, A., VAI, G. B. 1981: Importance of Hercynian Permian marine sediments in hydrocarbon exploring borehole tectonics with the framework of the Southern Alps. — Journal of Sári–2, southeast of Budapest (Hungary). — Földtani Közlöny Structural Geology 3 (4), pp. 477–486. 108 (3), pp. 313–327. CSONTOS L. 2000: A Bükk hegység mezozoos rétegtani újra- BREZSNYÁNSZKY K., HAAS J. 1984: A szenon nekézsenyi konglome- értékelése (Stratigraphic reevaluation of the Bükk Mts (N rátum formáció sztratotípus szelvényének szedimentológiai és Hungary). — Földtani Közlöny 130 (1), pp. 95–131. 74 PELIKÁN PÁL et al.

CSONTOS L., DOSZTÁLY L., PELIKÁN P. 1991: Radioláriák a Bükk- Permian sequence of the Pramollo/Nassfeld Basin (Carnic Alps). hegységből (Radiolarians from the Bükk Mts.). — A Magyar Abstracts, pp. 15–19. Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1989. évről, pp. 357-381. FORIÁN-SZABÓ, M., CSONTOS, L. 2002: Tectonic structure of the Kis- CSONTOS, L., NAGYMAROSY, A., HORVÁTH, F., KOVÁC, M. 1992: fennsík area (Bükk Mountains, NE Hungary) — Geologica Tertiary evolution of the Intra-Carpathian area: a model. — Carpathica 53 (4), pp. 223–234. Tectonophysics 208 (1–3), pp. 221–241. FÜLÖP J. 1994: Magyarország geológiája. Paleozoikum II. — CSONTOSNÉ KIS K., PELIKÁN P. 1990: Bükk, Nagyvisnyó, Bálvány- Akadémiai Kiadó, Budapest, 447 p. Észak, Nagyvisnyói Mészkő Formáció, Gerennavári Mészkő HAAS, J., HIPS, K., PELIKÁN, P., ZAJZON, N., GÖTZ, A. E, TARDI- Formáció. — Magyarország Geológiai Alapszelvényei 136, FILÁCZ, E. 2004: Facies analysis of marine Permian/Triassic Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 5 p. boundary sections in Hungary. — Acta Geologica Hungarica 47 DOBOSI, G. 1986: Clinopyroxene composition of some Mesozoic (4), pp. 297–340. igneous rocks of Hungary: The possibility of idetification of their HAAS, J., DEMÉNY, A., HIPS, K., VENNEMANN, T. W. 2006: Carbon magma type and tectonic setting. — Ofioliti 11 (1), pp. 19–34. isotope excursions and mikrofacies changes in marine Permian– DOBRIĆ, D., KARAMATA, S., PEŠIĆ, L 1981: The metamorphic grade of Triassic boundary sections in Hungary. —Palaeogeography, the Paleozoic rocks of the Jadar area (Serbia). — Zapisnici Palaeoclimatology, Palaeoecology 237 (2–4), pp. 160–181. Srpskog Geoloskog društva za 1980. godinu (Beograd), pp. 67–70. HAAS, J., DEMÉNY, A., HIPS, K., ZAJZON, N., WEISZBURG, T. G., ĐURĐANOVIĆ, Z. 1973: O paleozoiku i trijasu Medvednice SUDAR, M., PÁLFY, J. 2007: Biotic and enviromental changes in (Zagrebačke Gore) i područja Dvora na Uni na Temelju the Permian–Triassic boundary interval recorded on a western konodonta (About the Paleozoic and the Triassic of Tethyan ramp in the Bükk Mountains, Hungary. — Global and Medvednica Mountain and the area near Dvor na Uni on the Planetary Change 55 (1–3), Special Issue Enviromental and basis of Conodonts). — Geološki Vjesnik 25 (1971), pp. 29–49. Biotic Changes during the Paleozoic–Mesozoic Transition, pp. EBNER, F., KOVÁCS, S., SCHÖNLAUB H. P. 1991: Das klassische 136–154. Karbon in Österreich und Ungarn — ein Vergleich der HARANGI, SZ., SZABÓ, CS., JÓZSA, S., SZOLDÁN, ZS., ÁRVA-SÓS E., Sedimentären fossilführenden Vorkommen. — In: LOBITZER, BALLA M., KUBOVICS, I. 1996: Mesozoic igneous suites in H., CSÁSZÁR, G. [eds]: Jubiläumsschrift 20 Jahre Geologische Hungary: Implications for genesis and tectonic setting in the Zusammenarbeit Österreich–Ungarn, Teil 1, pp. 263–294. northwestern part of Tethys. — International Geology Review 38 EBNER F., KOVÁCS S., SCHÖNLAUB H. P. 1997: A Szendrői- és (4), pp. 336–360. Upponyi-hegység paleozoikumának összehasonlítása a Karni- HIPS, K., PELIKÁN, P. 2002: Lower Triassic shallow marine Alpok–Déli-Karavankák paleozoikumával és a grazi-paleo- succession in the Bükk Mountains, NE Hungary. — Geologica zoikummal. — In: HAAS J. (szerk.): Fülöp József emlékkönyv. Carpatica 53 (6), pp. 351–367. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 157–177. JOVANOVIĆ, D. 1992: Sedimentological characteristics and EBNER, F., KOVÁCS, S., SCHÖNLAUB, H. P. 1998: Stratigraphic and reconstruction of depositional enviroments of Paleozoic facial correlation of the Szendrő–Uppony Paleozoic (NE sediments in western part of Jadar area. — Kézirat, PhD tézisek, Hungary) with the Carnic Alps – South Karawanken Mts. and Rudarsko–Geološki Fakultet Univerziteta U Beogradu, 98 p. Graz Paleozoic (Southern Alps and Central Eastern Alps); KAHLER, F., KAHLER, G. 1982: Beiträge zur Kenntnis der some paleographic implications. — Acta Geologica Hungarica 41 Fusuliniden der Ostalpen: Oberkarbonische Fusuliniden der (4), pp. 355–388. Karnischen Alpen (Contributions to the knowledge of the FILIPOVIĆ, I. (ed.) 1995: The Carboniferous of Northwestern Fusulinids from the Eastern Alps: Upper Carboniferous Serbia. — Rasprave Geoloska Zavoda „Gemini” 25, 104 p. Fusulinids from the Carnic Alps). — Palaeontographica, FILIPOVIĆ, I., PAJIĆ, V., STOJANOVIĆ-KUZENKO, S. 1975: Biostrati- Abteilung A. 177 (4–6), pp. 89–128 graphy of the Devonian in Northwest Serbia. — Rasprave zavoda KARAMATA, S., KRSTIĆ, B., DIMITRIJEVIĆ, M. D., KNEžEVIĆ, V., za geološka i geofizika istraživanja NR Srbije 12, 91 p. DIMITRIJEVIĆ, M. N., FILIPOVIĆ, I. 1994: Terranes between the FILIPOVIĆ, I., JOVANOVIĆ, D. 1994: Variscan Olistostromes of Adriatic and the Carpatho–Balkan arc. — Bulletin Tome CVIII, Western Serbia and Eastern Bosnia. — Geološki anali Academie Serbe Sciences et des Arts, Classe des Sciences Balkanskoga poluostrva 58 (2), pp. 65–72. mathematiques et naturelles, Sciences naturelles 35, pp. 47–68. FILIPOVIĆ, I., JOVANOVIĆ, D., PELIKÁN, P., KOVÁCS, S., LESS, GY., KARAMATA, S., KRSTIĆ, B. 1996: Terranes of Serbia and SUDAR, M. 1998: Late Variscan evolution of the Jadar and neighbouring areas. — In: KNEžEVIĆ-ĐORĐEVIĆ, V., KRSTIĆ, B. Bükkium terranes: a comparison. — XVI. Congress (eds): Terranes of Serbia. Faculty of Mining and Geology, Carpathian–Balkan Geological Association (30 August – 2 University of Belgrade and Committee for geodynamics, September 1998, Vienna). Abstracts, Geological Survey, Austria Belgrade, pp. 25–40. (Vienna), 163 p. KOVÁCS, S. 1992. Stratigraphy of the Szendrő–Uppony Paleozoic FILIPOVIĆ, I., JOVANOVIĆ, D., SUDAR, M., PELIKÁN, P., KOVÁCS, S., (Northeastern Hungary). — In: VOZÁR J. (ed.): Western LESS, GY., HIPS, K. 2003: Comparison of the Variscan – Early Carpathians, Eastern Alps, Dinarides. Special volume of IGCP Alpine evolution of the Jadar Block (NW Serbia) and Project 276: Paleozoic geodynamic domains and their alpidic „Bükkium” (NE Hungary) terranes; some paleographic evolution in the Thetys. GÚDS, Bratislava, pp. 93–108. implications. — Slovak Geological Magazine 9 (1), pp. 23–40. KOVÁCS, S., PÉRÓ, CS. 1983: Report on stratigraphical investigation FLÜGEL, H. W. 1990: Das voralpine Basement im Alpin–Medi- in the Bükkium (Northeastern Hungary). — In: SASSI, F. P., terranen Belt — Überblick und Problematik. — Jahrbuch. SZEDERKÉNYI, T. (eds): IGCP Project 5. Newsletter 5, pp. 58–65. Geologische Bundesanstalt 133 (2), pp. 181–221. KOVÁCS, S., SZEDERKÉNYI, T., ÁRKAI, P., BUDA, GY., LELKES- FLÜGEL, E., SCHÖNLAUB, H. P. 1990: Exotic limestone clasts in the FELVÁRI, GY., NAGYMAROSY, A. 1997: Explanation to the Carboniferous of the Carnic Alps and Nötsch. — In: VENTURINI, terrane map of Hungary. — In: PAPANIKOLAU, D. (ed.): IGCP C., KRAINER, K. (eds): Field Workshop on Carboniferous to Projekt No. 276 Terrane Maps and Terrane Descriptions. — A Bükki-, a Jadari- és a Sana–Unai-terrénum karbon, perm és triász rétegsorainak összehasonlítása 75

Annales géologiques des Pays Helléniques (Athens) 37 JANKOVIĆ, S. (eds): Proceedings of the International Symposium (1996–1997), pp. 245–270. „Geology and Metallogeny of the Dinarides and the Vardar Zone”. KOVÁCS, S., SZEDERKÉNYI, T., HAAS, J., BUDA, GY., CSÁSZÁR, G., pp. 61–69 NAGYMAROSY, A. 2000: Tectonostatigraphic terranes in the pre- RAMOVŠ, A., PEŠIĆ, L., SREMAC, J. 1986: Upper Permian deposits of Neogene basement of the Hungarian part of the Pannonian the Jadar region and their position within the Western area. — Acta Geologica Hungarica 43 (3), pp. 225–328. Paleotethys. — XVI Kongres Geologa Jugoslavije (Tara, 1986), KOZUR, H. 1984: A Nagybátony–324. sz. fúrás oligocén előtti knjiga 2, Stratigrafija, paleontologija, regionalnaja geologija pp. képződményeinek rétegtani besorolása és tektonikai értékelése 69–81. (Die stratigraphise Einstufung der voroligozänen RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E. 2004: A Közép-dunántúli szerkezeti Schichtenfolge der Bohrung Nagybátony–324 und ihre egység formációi (Formations of the Mid Transdanubian tektonische Auswertung). — Földtani Közlöny 114 (1), pp. Zone). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002, 61–79. pp. 175–187. KOZUR, H. 1990: Neue Ostracoda-Arten aus dem Oberen SCHRÉTER Z. 1935: A Bükkhegység triászképződményei (Über die Mittelkarbon, Mittel- und Oberperm des Bükk-Gebirges (N- Triasbildungen des Bükk-Gebirges). — Földtani Közlöny 65 Ungarn). — Geologisch–Paläontologische Mitteilungen (4–6), pp. 90–105. Innsbruck, Sonderband 2 (1985) (1), pp. 1–145. SCHRÉTER Z. 1936: Lyttonia a Bükk hegységből (Lyttonia aus dem NEUBAUER, F., RAUMER, J. F. VON 1993: The Alpine Basement – Bükk-Gebirge). — Földtani Közlöny 66 (4–6), pp. 113–121. Linkage between Variscides and East-Mediterranean Belts. – SCHRÉTER Z. 1943: A Bükk-hegység geológiája. — Beszámoló a In: RAUMER, J. F. VON, NEUBAUER, F. (eds): Pre-Mesosoic magyar királyi Földtani Intézet vitaüléseinek munkálatairól. A Geology in the Alps. Springer Verlag, Berlin, pp. 641–664. magyar királyi Földtani Intézet 1943. évi jelentésének függeléke 5 PANTIĆ, S. 1969: Litostratigrafske i mikropaleontološke (7), pp. 378–411 karakteristike srednjeg i gornjeg perma zapadne Srbije SCHRÉTER Z. 1949: Trilobiták a Bükk hegységből (Trilobiten aus (Caracteréstiques lithostratigraphiques et micropaléonto- dem Bükk-Gebirge). — Földtani Közlöny 78 (1–12) (1948), pp. logiques du Permian moyen et supérieur de la Serbie 25–39 occidentale). — Vesnik zavod za geološka i geofizička istraživanja SCHRÉTER Z. 1959: A Bükk-hegység tengeri eredetű perm képződ- Seria A 27, pp. 201–211. ményei (Die marinen Permbildungen des Bükk-Gebirges). — PANTIĆ-PRODANOVIĆ, S. 1994: The Micropaleontologic and Földtani Közlöny 89 (4), pp. 364–373. Biostratigraphic Characters of Upper Permian and Lower SIDÓ, M. 1974: Paläontologische und stratigraphische Unter- Triassic Sediments in Northwestern Serbia. — Geološki anali suchung der Kleinforaminiferen aus dem Jungpaläozoikums Balkanskoga poluostrva 58 (2), pp. 129–168. des Bükkgebirges.— In: SIDÓ, M., ZALÁNYI, B., SCHRÉTER, Z.: PANTIĆ-PRODANOVIĆ, S. 1997: Upper Permian Rocks in Geologic Neue paläontologische Ergebnisse aus dem Oberpaläozoikum des Sections at Dvorska et Krasava, with Particular Reference to Bükkgebirges. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 11–93. the Horizon with Richthofenia Bioherms (Krupanj Environs, ŠIKIĆ, K. (ed.) 1995: Geološki vodič Medvednice. — Instituta Northwestern Serbia. — Geološki anali Balkanskoga poluostrva Geološka. Istraživanja, Zagreb, 199 p. 60 (1), pp. 167–201. SIMIĆ, V. 1938: Über die jungpaläozoischen Fazies in Westserbien. PELIKÁN P. (szerk.) 2005: A Bükk hegység földtana. Magyarázó a — Vesnik Geološkog instituta Kraljevine Jugoslavije 6 , pp. Bükk-hegység földtani térképéhez 1:50 000. (Geology of the 79–108. Bükk Mountains. Explanatory Book to the Geological Mapof the SUDAR, M. 1986: Triassic microfossils and biostatigraphy of the Inner Bükk Mountains 1:50 000.) — Magyarország tájegységi Dinarides between Gučevo and Ljubišnja Mts., Yugoslavia. — térképsorozata. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 284 p. Geološki anali Balkanskoga poluostrva 50, pp. 151–394. PELIKÁN P., DOSZTÁLY L. 2000: A bükkzsérci fúrások (D-Bükk) jura SZOLDÁN, Zs. 1990: Middle Triassic magmatic sequences from képződményei és szerkezetföldtani jelentőségük (Jurassic different tectonic settings in the Bükk Mts (NE Hungary). — formations of the Bükkzsérc boreholes (SW Bükk Mts, NE Acta Mineralogica–Petrographica, Szeged 31, pp. 25–42. Hungary) and their structural setting). — Földtani Közlöny 130 VAI, G. B. 1975: Hercynian basin evolution of the Southern Alps. — (1), pp. 25–46. In: SQUYRES, C. (ed.): Geology of Italy. Earth Sciences Society of PEŠIĆ, L., RAMOVŠ, A., SREMAC, J., PANTIĆ-PRODANOVIĆ, S., the Libyan Arab Republic, Tripoli, II, pp. 293–298. FILIPOVIĆ, I., KOVÁCS, S., PELIKÁN, P. 1988: Upper Permian VAI, G. B. 1995: Crustal evolution and basement elements in the deposits of the Jadar Region and their position within the Italian area: paleogeography and characterization. — Bollettino Western Paleotethys. — In: CASSINIS G. (ed.): Procedings of the di Geofisica Teorica ed Applicata 36 (141–144), pp. 411–434. Field Conference on: Permian and Permian–Triassic boundary VAI, G. B. 1998: Field trip trough the Southern Alps: an in the south-alpine segment of the Western Tethys, and introduction with geologic settings, paleogeography and additional regional reports. Brescia, 4–12 July 1986. — Memorie Paleozoic stratigraphy. — In: PERRI, M. C., SPALLETTA, C. (eds): della SocietàGeologica Italiana 34 (1986), pp. 211–219. Southern Alps Field Trip Guidebook. VII-th European POSENATO, R., PELIKÁN, P., HIPS, K. 2005: Bivalves and Conodont Symposion, Giornale di Geologia (Bologna) 60. Spec. Brachiopods near the Permian–Triassic boundary from the Issue, pp. 1–38. Bükk Mountains (Bálvány-north section, Northern Hungary). VELLEDITS F. 2000: A Berva-völgytől a Hór-völgyig terjedő terület — Rivista Italiana di Paleontologia et Stratigrafia 111 (2), pp. fejlődéstörténete a középső–felső triászban (Evolution of the 215–232. area from the Berva Valley to the Hór Valley in the PROTIĆ, L., FILIPOVIĆ, I., PELIKÁN, P., JOVANOVIĆ, D., KOVÁCS, S., Middle–Upper Triassic). — Földtani Közlöny 130 (1), pp. 47–93. SUDAR, M., HIPS, K., LESS, GY., CVIJIĆ, R. 2000: Correlation of VOZÁROVÁ, A. 1998: Late Carboniferous to Early Permian time the Carbiniferous, Permian and Triassic sequences of the Jadar interval in the Western Carpathians, Northern Tethys Margin. Block, Sana–Una and „Bükkium” terranes. — In KARAMATA, S., — Geodiversitas 20 (4), pp. 621–641. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2006

Platformok és medencék kialakulása és fejlődése a Bakony középső-triász története során Middle Triassic platform and basin evolution of the Bakony Mts, Hungary

BUDAI TAMÁS

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest Stefánia út 14.

Tárgyszav ak: szinszediment tektonika, eusztatikus tengerszintváltozás, vulkanizmus, karsztosodás, Bakony

Összefoglalás A litofáciesek laterális és vertikális elrendeződése, a fáciesváltások jellege és a biofáciesek értelmezése alapján a szerző rekonstruálja azokat a földtani eseményeket, amelyek az üledékképződési környezetek kialakulását és az üledékképződés jellegét meghatározták, továbbá ősföldrajzi elemzések alapján értelmezi a Déli- és a Keleti-Bakony platformjainak és medencéinek egymástól eltérő fejlődését a középső-triász során.

K e ywords: synsedimentary tectonics, eustatic sea-level changes, volcanism, karstification, Bakony Mts, Hungary

Abstract The goal of the author is to present a reconstruction of the Middle Triassic basin and platform evolution of the Bakony Mts based on the facies patterns and connections of platform and basin successions (BUDAI, HAAS 1997; VÖRÖS et al. 1997; HAAS, BUDAI 1999; BUDAI et al. 2001a, b; Budai, Vörös 2006). The Middle Triassic succession of the Southern and the Eastern Bakony shows characteristic differences (Figures 2 and 3) Palinspastic restoration was performed to explain these. During the Pelsonian (Balatonicus Chron) the evolution of the basins and platforms was mostly controlled by synsedimentary tectonics lead- ing to disintegration of the Bithynian carbonate ramp (Megyehegy Dolomite). Above the blocks of the drowned ramp „halfgraben” basins were formed (Felsőörs Formation), whereas isolated platforms (Tagyon Formation) developed on the uplifted ones in the middle part of the Balaton Highland and on the Veszprém Plateau (Figure 4). Due to the relative sea-level fall in the early Illyrian, the platforms became subaerially exposed and karstified (Figure 5). As a consequence of the late Illyrian tectonic subsidence (that was accompanied by formation of neptunian dykes) the Pelsonian platforms were drowned (Camunum Subchron). The deepening of the basins was continuous during the latest Illyrian (Reitzi Subchron) due to an eustatic sea-level rise (Figure 6). It was followed by a short highstand period (Secedensis Chron), characterised by the first progradation of the Budaörs platform in the area of the Veszprém Plateau and anhenced input of carbonate particles from the platforms (highstand shedding) into basins and onto submarine highs in the Balaton Highland basin (Figure 7). Due to the next rapid sea-level rise, carbonate sedimentation continued in pelagic basin from the Fassanian in the area of the Southern Bakony (Buchenstein Formation). On the contrary, the Ladinian basin of the Eastern Bakony was filled up by coarse grained volcanoclastics (Inota Formation) similar to the Wengen-type successions of the Southern Alps (Figure 8). The lack of volcaniclastics in the starved basin of the Southern Bakony indicates that the two sedimentary environments were separated by paleohighs (probably by platforms) from each other during the Ladinian. At the beginning of the late Longobardian highstand period (Regoledanus Chron) the Budaörs platform intensively prograded from the Veszprém Plateau to the southwest, causing highstand shedding in the Balaton Highland basin (Figure 9). 78 BUDAI TAMÁS

Bevezetés sa mentén végig nyomozhatók kisebb-nagyobb megsza- kadásokkal a Tapolcai-medencétől a Móri-árokig (1. ábra). A jelen dolgozat az akadémiai doktori disszertációm A középső-triász képződmények kifejlődését tekintve a kivonata, amely a Déli- és a Keleti-Bakony középső-triász Déli- és a Keleti-Bakony jelentősen eltér egymástól. platformjainak és medencéinek kialakulását és fejlődéstör- A dél-bakonyi középső-triász képződmények fácies- ténetét foglalja össze (BUDAI 2006). Az alábbiakban nem eloszlásának legfontosabb sajátságai a következők (2. térek ki az egyes képződmények, illetve a dolgozatban be- ábra): mutatott és részletesen elemzett szelvények ismertetésére, — a pelsói platformkarbonátok (Tagyoni Formáció) mivel azok túlnyomó része már korábban megjelent nyom- elterjedése szigetszerű a Balaton-felvidék középső részén, tatott publikációkban (BUDAI, HAAS 1997, BUDAI et al. 1999, ugyanakkor jelentősebb kiterjedésű kőzettestként jelennek BUDAI et al. 2001a, b, BUDAI, VÖRÖS 2006). meg a Veszprémi-fennsíkon; — a pelsói–illír hemipelágikus medenceüledékek (Felsőörsi Formáció) félárok-jellegű medencét töltenek Földtani felépítés ki; — a felső-illír medencefáciesek (Vászolyi Formáció) A Bakony középső-triász képződményei a hegység DK-i éles határral és jelentős üledékhézaggal települnek a pelsói peremén bukkannak felszínre, amelynek DNy–ÉK-i csapá- platformkarbonátok felett;

1. ábra. A triász képződmények felszíni elterjedése a Dunántúli-középhegységben (A), és a középső-triász képződmények felszíni elter- jedése Bakony DK-i szárnyán (B) a fontosabb felszíni feltárások és a rétegsort harántolt fúrások feltüntetésével 1 — a középső-triász képződmények felszíni elterjedése; 2 — Litéri-feltolódás; 3 — Hajmáskéri-feltolódás; 4 — Bakonykúti-feltolódás; 5 — haránt irányú fel- tolódás; 6 — vető, 7 — csapásmenti elmozdulás a Telegdi-Roth-vonal mentén. A középső-triász összletet feltáró reprezentatív feltárások és fúrások: A = Aszófő (Farkókő); B = Baglyas; F = Felsőörs (Forrás-hegy); H = Hajmáskér (Berek-hegy); I = Iszka-hegy; K = Köveskál (Horog-hegy); L = Litér (murv- abánya); M = Mencshely, Cser-tető; P = Pécsely (Meggy-hegy); Ö = Öskü; S = Sóly (Őr-hegy ); Sz = Szentkirályszabadja (repülőtéri kőfejtő); T = Tagyon; V = Vászoly (Öreg-hegy); Vb = Vörösberény (Megye-hegy); Vö = Vöröstó, Akol-domb; b = Balatonfüred Bfü–1; bk = Bakonykúti But–2; d = Dörgicse Drt–1; h = Hajmáskér Hmt–3; i = Iszkaszentgyörgy Iszkt–1; p = Paloznak Pat–1; sz = Szentantalfa Szaf–1; v = Várpalota Vpt–3 Figure 1. Surface extension of the Triassic formations in the Transdanubian Range (A) and of the Middle Triassic formations along the southeastern flank of the Bakony Mts (B) with representative outcrops and boreholes 1 — Middle Triassic formations on the surface; 2 — Litér overthrust; 3 — Hajmáskér overthrust; 4 — Bakonykút overthrust; 5 — transverse overthrust; 6 — normal fault; 7 — strike-slip fault of the Telegdi-Roth line. Middle Triassic outcrops and boreholes: A = Aszófő (Farkókő); B = Baglyas; F = Felsőörs (Forrás Hill); H = Hajmáskér (Berek Hill); I = Iszka Hill; K = Köveskál (Horog Hill); L = Litér (quarry); M = Mencshely, Cser Hill; P = Pécsely (Meggy Hill); Ö = Öskü; S = Sóly (Őr Hill); Sz = Szentkirályszabadja (airport quarry); T = Tagyon; V = Vászoly (Öreg Hill); Vb = Vörösberény (Megye Hill); Vö = Vöröstó, Akol Hill; b = Balatonfüred Bfü–1; bk = Bakonykúti But–2; d = Dörgicse Drt–1; h = Hajmáskér Hmt–3; i = Iszkaszentgyörgy Iszkt–1; p = Paloznak Pat–1; sz = Szentantalfa Szaf–1; v = Várpalota Vpt–3 Platformok és medencék kialakulása és fejlődése a Bakony középső-triász története során 79

— a felső-illír vulkanoszedimentek (Vászolyi Formá- teljes középső-triász platformkarbonát kifejlődésű (Buda- ció) általános elterjedésűek és átülepített jellegűek; örsi Dolomit); — a ladin pelágikus karbonátok (Buchensteini Formá- — a felső-illír (Vászolyi Formáció) medencefáciesek- ció) kondenzáltak a medenceterületeken és változatos kifej- ben a tufák jelentősége alárendelt; lődést mutatnak a pelsói platformokon kialakult tenger alat- — a ladin medence-üledékekeket proximális fáciesű ti hátságokon; vulkanoklasztitok alkotják (Inotai Homokkő). — a ladin platformkarbonáttestek (Budaörsi Dolomit) A Keleti- és a Déli-Bakony középső-triász összlete kö- összefogazódnak a medencefáciesekkel a Veszprémi-fenn- zötti jelentős eltérések, azaz a két terület platformjainak és síkon; medencéinek egymáshoz viszonyított ősföldrajzi helyzete — a felső-ladin–alsó-karni karbonátturbidit medence- nehezen értelmezhető a későbbi tektonikus mozgások hatá- fáciesek a platformokkal szomszédos medenceperemeken sának korrekciója nélkül (1. ábra). A hosszanti térrövidülé-

2. ábra. A középső-triász képződmények fácieskapcsolata a Balaton-felvidéken és a Veszprémi-fennsíkon (BUDAI et al. 2001a, BUDAI, VÖRÖS 2006) 1 — karbonátos rámpafácies; 2 — platformkarbonát-fácies; 3 — hemipelágikus medencefácies; 4 — pelágikus medencefácies; 5 — vulkanoszediment; 6 — tektonikus platformperem lejtőlábi üledéke; 7 — progradáló platform lejtőlábi üledéke; 8 — neptuni telér; 9 — paleokarsztos nyesett felszín. Rövidítések: BD 1, BD 2. = Budaörsi- platform 1. és 2. progradációja; BM = Berekhegyi Mészkő; BuF = Buchensteini Formáció; FF = Felsőörsi Mészkő; FüF = Füredi Mészkő; MD = Megyehegyi Dolomit; TF = Tagyoni Formáció; VF = Vászolyi Formáció, VM = Vászolyi Mészkő Figure 2. Relationship between Middle Triassic platform carbonates and basin facies on the Balaton Highland and the Veszprém Plateau 1 — dolomites of ramp facies; 2 — limestones and/or dolomites of platform facies; 3 — limestones of hemipelagic basin facies; 4 — limestones of pelagic basin facies; 5 — volcanites; 6 — allodapic sediments of tectonically controlled platform slope, 7 — graded allodapic sediments of prograding platform slope; 8 — neptunian dykes; 9 — truncated paleokarst surface. Abbreviations: BD 1, BD 2. = Budaörs platform 1st and 2nd progradation; BM = Berekhegy Limestone; BuF = Buchenstein Formation; FF = Felsőörs Limestone; FüF = Füred Limestone; MD = Megyehegy Dolomite; TF = Tagyon Formation; VF = Vászoly Formation, VM = Vászoly Limestone proximális (Berekhegyi Mészkő), míg a medence belső ré- ses szerkezetek (a Litéri-, a Hajmáskéri- és a Bakonykúti- szén disztális kifejlődésűek (Füredi Mészkő). feltolódás), valamint a jelentősebb elcsúszást eredményező A Keleti-Bakony középső-triász összlete több vonat- csapásvetők (Telegdi-Roth-vonal) mentén lezajlott mozgá- kozásban alapvetően eltér nemcsak a Balaton-felvidék, de a sok ugyanis igen közel hoztak egymáshoz olyan kifejlődésű Veszprémi-fennsík hasonló korú képződmény-együttesétől képződményeket, amelyeknek az eredeti lerakódási helye és is. A középső-triász kifejlődések fácieseloszlásának (3. üledékképződési környezete között a jelenleginél lényege- ábra) főbb jellemzője, hogy sen nagyobb távolságot kell feltételeznünk. Különösen — a pelsói emelet teljes egészében platformkarbonát érvényes ez a ladin üledékképződés idejére, amelynek során kifejlődésű (Tagyoni Formáció); a Déli-Bakony pelágikus medencéiben kondenzált karbo- — az alsó-illír medenceüledékek (Felsőörsi Formáció) nátképződés, míg a Keleti-Bakonyban vulkanoklasztit lera- csekély vastagságúak és korlátozott elterjedésűek; kódása zajlott. Ezt az utólagos hatást palinszpasztikus — a felső-illír–ladin medencefáciesek a vonulat ÉK-i és rekonstrukcióval lehet kiküszöbölni. A képződmények el- DNy-i peremére korlátozódnak, a vonulat középső részén a terjedése alapján becsült rétegtani amplitúdó szerint a fel- 80 BUDAI TAMÁS

3. ábra. A középső-triász képződmények fácieskapcsolata a Keleti-Bakonyban (BUDAI et al. 2001b alapján, módosítva) 1 — platformfáciesű karbonátok; 2 — lagúnafáciesű karbonátok; 3 — hemipelágikus medencefáciesű karbonátok; 4 — vulkanit; 5 — márga; 6 — vulkanoklasztit (homokkő, kavics); 7 — szivacs; 8 — Dasycladacea; 9 — Brachiopoda-kokvina; 10 — ammonitesz. Rövidítések: BD = Budaörsi Dolomit; BM = Berekhegyi Mészkő; FF = Felsőörsi Mészkő; IF = Inotai Formáció; PT = Piramitai Tagozat; TF = Tagyoni Formáció; VF = Vászolyi Formáció Figure 3. Relationship between Middle Triassic platform carbonates and basin facies of the Eastern Bakony Mts Legend: 1 — carbonates of platform facies; 2 — carbonates of lagoon facies; 3 — carbonates of hemipelagic basin facies; 4 — volcanites; 5 — marls; 6 — volcaniclas- tic sediments (sand, pebble), 7 — sponge; 8 — Dasycladales; 9 — brachiopod-coquina; 10 — ammonoids. Abbreviations: BD = Budaörs Dolomite; BM = Berekhegy Limestone; FF = Felsőörs Limestone; IF = Inota Formation; PT = Piramita Member; TF = Tagyon Formation; VF = Vászoly Formation tolódások menti térrövidülést 8-10 kilométeres, a Telegdi- követő magas vízállású időszakban karbonátplatform jött Roth-vonal menti eltolódást pedig 5 kilométeres vissza- létre az illír végén, amelynek peremén uralkodóan szivacsok- tolással lehet kiegyenlíteni. ból felépülő foltzátonyok is kialakultak.

Fejlődéstörténet

A bakonyi platformok és medencék kialakulása az ani- susi közepén, majd fejlődésük a karni elejéig az alábbiak szerint foglalható össze: Az extenziós mozgások hatására a bithyniai karboná- tos rámpa (Megyehegyi Dolomit) normál vetők mentén feldarabolódott a pelsói során (BUDAI, HAAS 1997; VÖRÖS et al. 1997; BUDAI, VÖRÖS 2006). A kiemeltebb helyzetben maradt területek fölött platformok, a süllyedők fölött félárokszerű hemipelágikus medencék alakultak ki (4. ábra). A késő-anisusi során a pelsói platformok szárazra kerül- tek, és jelentős időn keresztül nem zajlott rajtuk üledék- képződés (BUDAI, HAAS 1997; HAAS, BUDAI 1999). A kora- illír során végbement jelentős relatív tengerszintesés részben 4. ábra. A délkelet-bakonyi platformok és medencék elrendeződése a eusztatikus jellegű volt, de a transzpressziós mozgások által pelsói (Balatonicus kron) idején (BUDAI, VÖRÖS 1992 és VÖRÖS et al. előidézett tektonikus kiemelkedésnek is komoly szerepe 1997 alapján, módosítva és kiegészítve) lehetett benne („Richthofen esemény” a Déli-Alpokban). A 1 — karbonátplatform; 2 — hemipelágikus medence; 3 — tektonikus platform- kiemelkedést és karsztosodást követően a platformterületeket perem. A = Aszófő; B = Baglyas; F = Felsőörs; H = Hajmáskér; I = Iszka-hegy; K = Köveskál; L = Litér; M = Mencshely; P = Pécsely; Ö = Öskü; S = Sóly; Sz = ismét tenger borította el az illír közepén (5. ábra). A késő- Szentkirályszabadja; T = Tagyon; V = Vászoly; Vb = Vörösberény; Vö = Vöröstó anisusi relatív vízszint-emelkedés a Keleti-Bakony területén Figure 4. Palaeogeographic setting of platforms and basins of the is a pelsói platform megfulladását eredményezte, a sekély south-eastern Bakony during the Pelsonian (Balatonicus chron) lagúna és a nyílt tenger között később közvetlen kapcsolat 1 — carbonate platform; 2 — hemipelagic basin; 3 — tectonically controlled plat- alakult ki az illír közepén (Camunum szubkron). Az ezt form slope. Abbreviations see above Platformok és medencék kialakulása és fejlődése a 81

5. ábra. A délkelet-bakonyi platformok és medencék elrendeződése a 6. ábra. A délkelet-bakonyi platformok és medencék elrendeződése a középső-illír (Camunum szubkron) során (VÖRÖS et al. 1997 alapján, késő-illír (Reitzi kron) során (VÖRÖS et al. 1997 alapján, módosítva és módosítva és kiegészítve) kiegészítve) 1 — karbonátplatform; 2 — hemipelágikus medence; 3 — sekély szubtidális tenger 1 — karbonát-platform; 2 — szubtidális tenger alatti hátság; 3 — pelágikus alatti hátság; 4 — szárazra került platform; 5 — platform és tenger alatti hátság medence; 4 — tenger alatti hátság tektonikus pereme; 5 — platformperem (a tektonikus pereme (a rövidítések magyarázatát lásd a 4. ábrán) rövidítések magyarázatát lásd a 4. ábrán) Figure 5. Palaeogeographic setting of platforms and basins of the Figure 6. Palaeogeographic setting of platforms and basins of the south-eastern Bakony during the middle Illyrian (Camunum sub- south-eastern Bakony during the late Illyrian (Reitzi chron) chron) 1 — carbonate platform; 2 — subtidal submarine high; 3 — pelagic basin; 4 — tec- 1 — carbonate platform; 2 — hemipelagic basin; 3 — shallow subtidal submarine tonically controlled slope of submarine highs; 5 — edge of platforms. For abbre- high; 4 — subaerially exposed platform; 5 — tectonically controlled slope of plat- viations see Figure 4 forms and submarine highs. For abbreviations see Figure 4

A szinszediment tektonikának az illír során is meg- határozó szerepe volt a platformok megfulladásában, amit a dél-bakonyi platformkarbonát összletet harántoló és közép- ső-illír medencefáciesű üledékkel kitöltött neptuni telérek igazolnak. A középső-illír szinszediment tektonikai aktivi- tást követően intenzív vulkanizmus játszódott le az illír késői szakaszában a Tethys nyugati területén (Reitzi kron). Ennek a savanyú–intermedier (kálitrachitos–andezites) vulkanizmusnak a termékei igen nagy területi elterjedésben ismertek a Déli-Alpok (elsősorban a Dolomitok és a Karni- Alpok) területén és a Dunántúli-középhegységben is, amelyből intenzív, robbanásos, feltehetően freatomagmás jellegű vulkáni működésre lehet következtetni (CROS, SZABÓ 1984; BUDAI, VÖRÖS 1993; BUDAI et al. 2005). A késő-illír során a tengerszint relatív növekedése folya- matos volt a nyílt és viszonylag mély, pelágikus „Felsőörsi- medence” (VÖRÖS 1996, 2002; VÖRÖS et al. 1997), valamint a korábbi platformok fölött kialakult sekélytengeri hátságok területén (6. ábra). 7. ábra. A délkelet-bakonyi platformok és medencék elrendeződése az Az anisusi végén (Secedensis kron) a tengerszint relatív illír végén (Secedensis kron) 1 — karbonátplatform; 2 — sekély szubtidális tenger alatti hátság; 3 — növekedése rövid időre megtorpant (7. ábra). Ennek követ- hemipelágikus medence; 4 — pelágikus medence; 5 — tenger alatti hátság tek- kezménye lehetett a Dunántúli-középhegység ÉK-i területét tonikus pereme; 6 — platformperem; 7 — progradáló platformlejtő; 8 — terrigén uraló „Budaörsi-platform” első jelentősebb előrenyomulása törmelék beszállítódás (a rövidítések magyarázatát lásd a 4. ábrán) a Balaton-felvidéki medence felé, a Veszprémi-fennsík terü- Figure 7. Palaeogeographic setting of platforms and basins of the letén keresztül (BUDAI et al. 2001a; BUDAI, VÖRÖS 2006), és south-eastern Bakony during the end of Illyrian (Secedensis chron) ami jelentősebb mennyiségű karbonátüledék lerakódásával 1 — carbonate platform; 2 — shallow subtidal submarine high; 3 — hemipelagic basin; 4 — pelagic basin; 5 — tectonically controlled slope of submarine highs; 6 járt együtt a medencében és a tenger alatti hátakon is („high- — edge of platforms; 7 — prograding platform slope; 8 — influx of terrigene sedi- stand shedding”). ments. For abbreviations see Figure 4 82 BUDAI TAMÁS

A késő-illírt (Secedensis kron) követően a tenger- szint újabb emelkedése rekonstruálható a ladin elején (Curionii kron) a bakonyi platformok és medencék területén. A Balaton-felvidéki pelágikus medencét a ladin teljes időtartama során viszonylag kondenzált kar- bonát-lerakódás jellemezte. A korábbi szigetplatformok területén kialakult tenger alatti háton és annak közvetlen környékén különböző biogén üledékek (radiolarit, halo- biás–daonellás mészkő, foszforitos ammonitesz-luma- sella) rakódtak le. Ezek elterjedésének a tenger alatti magaslatokhoz való kötődéséből arra lehet következtet- ni, hogy a magaslatok peremei mentén feláramlás volt, amely biztosította a nutriensekben gazdag víz folyam- atos utánpótlását a mélyebb vízrétegekből. A Veszprémi-fennsík területén a ladin kezdetén (Curionii kron) zajló transzgresszió eredményeként a Budaörsi-platform visszahúzódott ÉK felé. A tenger- 8. ábra. A délkelet-bakonyi platformok és medencék elrendeződése a ladin szint relatív emelkedésében jelentős szerepet játszha- során (Gredleri–Archelaus kron) tott a szinszediment tágulásos tektonika a longobárd 1 — karbonát-platform; 2 — sekélybatiális tenger alatti hátság; 3 — batiális pelágikus medence; 4 — vulkanoklasztittal feltöltődő sekély medence; 5 — tenger alatti hátság közepén (Archelaus kron), erre utal a litéri neptuni telér pereme; 6 — platformperem; 7 — terrigéntörmelék-beszállítódás (a rövidítések ma- (BUDAI et al. 2001a, BUDAI, VÖRÖS 2006). gyarázatát lásd a 4. ábrán) A Keleti-Bakony területén a késő-ladin során sem Figure 8. Palaeogeographic setting of platforms and basins of the south- alakult ki a Balaton-felvidék és a Veszprémi-fennsík -eastern Bakony during the Ladinian (Gredleri–Archelaus chron) pelágikus medencéjéhez hasonlóan mély és nyílt 1 — carbonate platform; 2 — shallow subtidal submarine high; 3 — bathyal pelagic medence. A Baglyas-platform ÉNy-i előtérében lévő basin; 4 — shallow basin filling up by volcaniclastic sediments; 5 — edge of submarine highs; 6 — edge of platforms; 7 — influx of terrigene sedi- sekély medence vulkáni forrásterületről behordódott ments. For abbreviations see Figure 4. vulkanoklasztittal töltődött fel (Inotai Homokkő). A szenesedett növénymaradványok nagy menynyisége, a törmelék „éretlensége” és a kavicsok megjelenése vis- zonylag közeli szárazulatra utal, amely savanyú, interme- dier és bázisos vulkanitokból épülhetett fel (8. ábra). A longobárd késői szakaszában (Regoledanus kron) a Veszprémi-fennsíkon megkezdődött a Buda- örsi-platform második, a korábbinál erőteljesebb előrenyomulása az idő közben fokozatosan feltöltődött DNy-i medenceterület felé (9. ábra). A Balaton- felvidéki medence területén a környező platformok progradációja időben kissé eltolódva, a karni legelején (Aon kron) éreztette hatását (BUDAI, HAAS 1997). A platformok előrenyomulásával párhuzamosan egyre több karbonátszemcse került a fokozatosan feltöltődő medencébe („highstand shedding”). A ladin végén a Baglyas platformja előrenyomult a fokozatosan feltöltődött medence irányába, és a kar- nitól kezdve platform uralta a Keleti-Bakony területét a késő-triász során. A platform ÉK-i hátterében lévő 9. ábra. A délkelet-bakonyi platformok és medencék elrendeződése a ladin medencébe csak a feltöltődés utolsó stádiumában jutott végén és a karni elején (Regoledanus–Aon kron) be alárendelt mennyiségű vulkanoklasztit. 1 — karbonát-platform; 2 — karbonátiszappal feltöltődő medence; 3 — progradáló A Déli- és a Keleti-Bakony középső-triász fejlődés- platformlejtő (proximális fácies); 4 — progradáló platformlejtő (disztális fácies); 5 — tenger alatti hátság pereme; 6 — platformperem (a rövidítések magyarázatát lásd a története közötti legmarkánsabb különbség tehát a ladin 4. ábrán) korszak középső és késői szakaszán mutatkozik (8. és 9. Figure 9. Palaeogeographic setting of platforms and basins of the south- ábra). Érdekes ugyanakkor, hogy a Keleti-Bakony pusz- eastern Bakony at the end of Ladinian and the beginning of the Carnian tuló vulkáni szárazulatáról szinte egyáltalán nem jutott (Regoledanus–Aon chron) törmelék a Déli-Bakony pelágikus, karbonátiszap-ler- 1 — carbonate platform; 2 — hemipelagic basin filling up by carbonate mud; 3 — pro- akódásával jellemzett „éhező” medencéjébe. Ebből a grading platform slope (proximal facies); 4 — prograding platform slope (distal facies); 5 — edge of submarine highs; 6 — edge of platforms. For abbreviations see tényből arra lehet következtetni, hogy a két, egymáshoz Figure 4 (jelenleg) igen közeli medence között egy olyan kiemelt Platformok és medencék kialakulása és fejlődése a Bakony középső-triász története során 83 helyzetű területnek kellett lennie, amely meggátolta a Köszönetnyilvánítás törmelék további szállítódását D, illetve DNy felé. Ennek a kiemelt „gátnak” a része lehetett a Baglyas platformja is, de Köszönettel tartozom Haas János lektori észrevételeiért, attól Ny-ra is feltételezhető egy (vagy több) ladin platformtest valamint Balla Zoltán szerkesztői javításaiért. Jelen kutatás a Bakonyban, fiatalabb üledékekkel fedetten. az OTKA T043341 számú projektjének keretében zajlott.

Irodalomjegyzék — References

BUDAI T. 2006: Medencék és platformok kialakulása és fejlődése a BUDAI T., CSILLAG G., VÖRÖS A., LELKES GY. 2001b: Középső- és Bakony középső triász története során. — Kézirat, akadémiai késő-triász platform- és medencefáciesek a Keleti-Bakonyban doktori értekezés. Országos Földtani Szakkönyvtár. [Middle to Late Triassic platform and basin facies of the Eastern BUDAI, T., HAAS, J. 1997: Triassic sequence stratigraphy of the Bakony Mts. (Transdanubian Range, Hungary)]. — Földtani Balaton Highland, Hungary. — Acta Geologica Hungarica 40 (3), Közlöny 131 (1–2), pp. 71–95. pp. 307–335. BUDAI T., NÉMETH K., PIROS O. 2005: Középső-triász platformkar- BUDAI, T., VÖRÖS, A. 1992: Middle Triassic history of the Balaton bonátok és vulkanitok vizsgálata a Latemar környékén Highland: extensional tectonics and basin evolution. — Acta (Dolomitok, Olaszország) [Middle Triassic platform carbonates Geologica Hungarica 35 (3), pp. 237–250. and volcanites in the Latemar area (Dolomites, Italy)]. — Földtani BUDAI, T., VÖRÖS, A. 1993: The Middle Triassic events of the Intézet Évi Jelentése 2004, pp. 175–188. Transdanubian Central Range in the frame of the Alpine evolu- CROS, P., SZABÓ, I. 1984: Comparison of the Triassic volcanogenic tion. — Acta Geologica Hungarica 36 (1), pp. 3–13. formations in Hungary and in the Alps. Paleogeographic crite- BUDAI, T., VÖRÖS, A. 2006: Middle Triassic platform and basin evo- ria. — Acta Geologica Hungarica 27 (3–4), pp. 265–276. lution of the Southern Bakony Mountains (Transdanubian HAAS, J., BUDAI, T. 1999: Triassic sequence stratigraphy of the Range, Hungary). — Rivista Italiana Paleontologica Stratigrafia Transdanubian Range, Hungary. — Geologica Carpathica 50 (6), 112 (3), pp. 359–371. pp. 459–475. BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G. DUDKO A., KOLOSZÁR L., VÖRÖS, A. 1996: Environmental distribution and bathymetric sig- MAJOROS GY. 1999: A Balaton-felvidék földtana. Magyarázó a nificance of Middle Triassic ammonoid faunas from the Balaton-felvidék földtani térképéhez, 1:50 000. [Geology of the Balaton Highland, Hungary. — Fragmenta Mineralogica et Palae- Balaton Highland. Explanation to the Geological Map of the ontologica 18, pp. 5–17. Balaton Highland, 1:50 000]. — Földtani Intézet Alkalmi VÖRÖS, A. 2002: Paleoenvironmental distribution of some Middle Kiadványa 197, 257 p. Triassic ammonoid genera in the Balaton Highland (Hungary). BUDAI T., CSILLAG G., VÖRÖS A., DOSZTÁLY L. 2001a: Középső- és — Abhandlungen Geologischen Bundesanstalt 57, pp. 479–490. késő-triász platform- és medencefáciesek a Veszprémi- VÖRÖS A., BUDAI T., LELKES GY., MONOSTORI M., PÁLFY J. 1997: A fennsíkon [Middle to Late Triassic platform and basin facies of the Balaton-felvidéki középső-triász medencefejlődés rekonstruk- Veszprém Plateau (Transdanubian Range, Hungary)]. — Földtani ciója üledékföldtani és paleoökológiai vizsgálatok alapján. — Közlöny 131 (1–2), pp. 37–70. Földtani Közlöny 127 (1–2), pp. 145–177. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi jelentése, 2006

A bükki és a darnói jura képződmények ősföldrajzi helyzete és kapcsolatai Palaeogeographic setting and relationships of the Jurassic formations in the Bükk–Darnó area

HAAS JÁNOS

MTA–ELTE Geológiai, Geofizikai és Űrtudományi Kutatócsoport,1117 Budapest Pázmány P. sétány 1/c

Tárgyszavak: középső-jura, gravitációs tömegmozgás, mikrofácies, fácieselemzés, ősföldrajz

Összefoglalás A Bükki szerkezeti egységet a Bükki-paraautochton, a fölötte elhelyezkedő, üledékes közetekből álló Mónosbéli-takaró, és a sziliciklasztos üledékekbe nyomult magmás kőzetekből felépülő Szarvaskői-takaró építi fel. Ez a Bükkben megfigyelt felépítés folytatódik nyugat felé a darnói területen, illetve a Mátra prekainozoos aljzatában is, bár ott a Mónosbéli-egység fölött, az ugyancsak jórészt magmás kőzetekből álló, Darnói- takaró található. A Bükkben a Mónosbéli-egységet bajoci–kimmeridgei mélytengeri finom sziliciklasztos, karbonátos és kovaüledékek alkotják, amelyekben lejtőn gravitációs tömegmozgással beszállított rendkívül vegyes összetételű, és különböző méretű klasztok találhatók. Az olisz- tosztrómapadokban található bázisos, savanyú és intermedier magmatittörmelék, a fillit, az aleuritpala, a homokkőpala, a pelágikus karbonát és a radiolarit anyagú kőzettörmelék mellett, gyakoriak az átülepített platform eredetű karbonátszemcsékből álló „bükkzsérci típusú” mészkőlitok- lasztok. A nagyméretű olisztolitok, olisztoplakák is jórészt ebből a bajoci–bath korú kőzetből állnak. A darnói területen, illetve a recski érckutató fúrásokban is feltárták a Mónosbéli-egység gravitációs tömegmozgással keletkezett összletét. A Kékes közelében mélyült Recsk Rm–109 fúrásban karbonátplatformról átülepített szemcsékből álló, jelentős vastagságú kora-bajoci mészkövet tártak fel. Tekintettel arra, hogy a tágabb régióban legkésőbb a kora-jura folyamán a Dinári- karbonátplatform kivételével minden karbonátplatform megfulladt, a „bükkzsérci típusú” mészkőfajtákat alkotó átülepített szemcsék innen származhatnak. Az üledéklerakódás a platformelőtéri lejtőn, illetve a lejtő lábánál kialakult üledékpaláston történt. Részben ezzel egy időben, részben közvetlenül ezt követően jöttek létre a Mónosbéli-egység gravitációs tömegmozgásos eredetű, jelentős részben „bükkzsérci típusú” mészkő litoklasztokat, olisztolitokat, olisztoplakákat tartalmazó polimikt üledékei, amelyeknek üledékföldtani jel- legei már intenzív hegységképző tektonikai mozgásokra utalnak. Ezek az üledékek az összetorlódás során kialakuló takarók előterében létrejövő mélytengeri medencében tektonikai mozgásokhoz kapcsolódóan halmozódhattak fel.

K eywords: Middle Jurassic, mass gravity transport, microfacies, facies analysis, paleogeography

Abstract The Bükk Structural Unit is made up of the Bükk Paraautochton and overlying nappes, namely the Mónosbél Nappe consisting of sedimen- tary formations and the Szarvaskő Nappe containing magmatic rocks intruded into siliciclastics. This structural setting observed in the Bükk Mts continues westward in the Darnó area and in the pre-Cainozoic basement of the Mátra Mts, although in that area the Mónosbél Nappe is overlain by the Darnó Nappe consisting also mainly of igneous rocks. In the Bükk Mts, the Mónosbél Unit is made up by Bajocian to Kimmeridgean deep marine siliciclastics, carbonates and siliceous sediments, in which very heterogeneous clasts of various size occur that were transported via gravi- ty mass movements into the basin. In the olistostrome beds, along with fragments of acidic and intermediate igneous rocks, phyllites, metasiltsones, metasandstones, and pelag- ic carbonates and radiolarites, lithoclasts of re-deposited carbonates containing grains of shallow platform origin are common. Also the large olis- toliths and olistoplakae are made up mostly of this “Bükkzsérc-type” limestone of Bajocian to Bathonian age. Gravity deposits of the Mónosbél Unit are also exposed in the Darnó area and in the ore exploratory wells at Recsk, respectively. In Borehole Recsk Rm–109 drilled near to Peak Kékes, Mátra Mts, platform derived re-deposited carbonates were encountered in a remarkable thickness. Taking into consideration that prior to the end of the Early Jurassic all carbonate platform were drowned in the wider region except the Dinaridic Carbonate Platform, the platform derived re-deposited carbonates (“Bükkzsérc-type” limestones) must be originated from there. The sediment deposition took place on the slope 86 HAAS JÁNOS or at the toe-of-slope. Partly coeval with this, partly directly subsequent to this formed the polymict gravity deposits of the Mónosbél Unit contain- ing large amount of “Bükkzsérc-type” limestone lithoclasts, olistoliths and olitstoplakae. Sedimentary characteristics of these deposits refer to intense orogenic movements. Sediments of the Mónosbél Unit may have been accumulated in the foreland basin of the nappe thrust-belt via tec- tonically controlled sedimentary processes.

Bevezetés et al. 2006), hogy pontosabb képet kapjunk a magmás és az üledékes képződmények koráról és litológiai jellegeiről. Ezek A Bükk hegységben csak az 1980-as évek elején igazolták a vizsgálatok olyan eredményekre vezettek, amelyek pontosí- a jura képződmények előfordulását (Bércziné Makk, Pelikán tották a képződmények keletkezési körülményeire, ősföldraj- 1984), majd a Bükk térképezése során számos helyen, a fel- zi helyzetére vonatkozó értelmezést. E cikk célja, a korábbi és színen és fúrásokban is, regisztrálták a jura magmás és az új vizsgálatok során nyert adatok értelmezése alapján, a üledékes képződményeket (CSONTOS et al. 1991a, b; PELIKÁN, bükk–darnói terület jura időszaki ősföldrajzi helyzetére DOSZTÁLY 2000). Ezek tér- és időbeli kapcsolatainak vonatkozó ismeretek összefoglalása. értelmezése ma is vita tárgyát képezi (PELIKÁN 2005). Ezt követően a Darnó-hegyen és Sirok környékén továbbá a recs- ki mélyszinti ércesedést kutató fúrásokban is kimutattak a A jura képződmények szerkezeti és rétegtani jurába sorolható magmás és üledékes képződményeket helyzete, alapvető litológiai jellegeik (DOSZTÁLY, JÓZSA 1992; JÓZSA et al. 1996), amelyek a bükki képződményekkel rokon kifejlődésűek. A térképezési eredményekre épülő, jelenleg általánosan A bükk–darnói terület jura összlete és a Belső-Dinaridák elfogadott szerkezetföldtani értelmezés szerint, a Bükk hegy- valamint a Boszniai- flisöv ősföldrajzi kapcsolatának gondo- ség takarókból épül fel: a Bükki-paraautochton fölött a latát PAMIĆ (1997, 2003) vetette fel, ráirányítva a figyelmet e Mónosbéli-egység, majd a Szarvaskői-egység következik kérdés behatóbb vizsgálatára. Az elmúlt években meg- (BALLA 1983, 1984, 1987b; BALOGH et al. 1984; CSONTOS kezdtük a korábban végzett terepi észlelések, vizsgálatok kie- 1988; JÓZSA et al. 1996; DOSZTÁLY et al. 1998, 2002). A darnói gészítését, egyes fontosabb fúrások újrafeldolgozását (HAAS terület is hasonló felépítésű (BALLA 1983; CSONTOS 1988,

1. ábra. A Bükki-egység és azon belül a vizsgált terület helyzete az alp–kárpáti–dinári régióban. A keret a vizs- gált területet mutatja 1 — az alpi lemeztektonikai ciklus kezdetén a Neotethys európai pereméhez tartozó egységek, 2 — a Neotethys ofiolitos komp- lexuma, 3 — a Pennini-egység és a Külső-Dacidák ofiolitos komplexuma, 4 — Pieniny-szirtöv, 5 — az alpi ciklus flisövei, 6 — a Neotethys adriai (apuliai) peremének egységei, 7 — Drina–Ivanjicai-egység , D = Darnói-egység, ZKD = Zagorje–Közép- Dunántúli-egység Figure 1. Setting of the Bükk unit in the Alpine–Carpathian–Dinaric region. The frame shows location of the study area 1 — units belonged to the European margin of the Neotethys at the beginning of the Alpine plate tectonic cycle, 2 — Neotethyan ophiolite complex, 3 — Penninic – Outer Dacidic ophiolite complex, 4 — Pieniny Klippen Belt, 5 — Alpine flysch zones, 6 — units related to the Adriatic (Apulian) Neotethys margin, 7 — Drina–Ivanjica unit, D = Darnó unit, ZKD = Zagorje–Mid- Transdanubian unit A bükki és a darnói jura képződmények ősföldrajzi helyzete és kapcsolatai 87

1999) és a recski fúrások szerint valószínű, hogy ez a szerkezeti felépítés a Mátra kainozoos üledékes-vulkáni kom- plexuma alatt is folytatódik (HAAS, KOVÁCS S. 2001) (1. ábra). A Bükki-paraautochton rétegsorában a tengeri alsó-paleo- zoos képződmények fölött sekélytengeri triász kép- ződmények következnek. A középső-triász tektonikai folya- matok során platformok és medencék alakultak ki, plat- formkarbonát-összletek, illetve medence fáciesű tűzköves mészkő (Felsőtárkányi Mészkő) képződésével, több sza- kaszban vulkanizmussal kísérve. A késő-triász során a plat- formok megfulladtak, a medencékben a tűzköves mészkő képződése folytatódott. A késő-triász–kora-jura idején a plat- formok eróziós lejtőjének előterében breccsa halmozódott fel. A kora-jura idején a medencékben is csak epizodikus, kondenzált üledékképződés folyt, melynek során legfeljebb 2. ábra. Polimikt olisztosztrómapad mikroszkópi képe kis vastagságú pelágikus üledékek keletkeztek, vagy tenger A kép bal oldalán fillittörmelék, a mikritmátrixban részben kioldott ooidszem- csék és Crinoidea-vázelemek. Meredeklápa, Ny-Bükk alatti üledéhhézag alakult ki. A platform és a medence fáciesű Figure 2. Microscopic image of a polymictic olistostrome bed SONTOS képződményekre egyaránt callovi–oxfordi (C et al. Phyllite detritus is visible on the left, partially dissolved ooid grains and crinoid 1991b; PELIKÁN 2005) radiolarit (Bányahegyi Radiolarit) ossicles occur in the micritic matrix. Meredeklápa, W Bükk Mts települ. Erre kisfokú metamorfózist szenvedett sötétszürke sziliciklasztos turbiditsorozat települ (Lökvölgyi Formáció), Az Oldalvölgyi és a Csipkéstetői Radiolarit közötti amelynek korára nincs közvetlen adat, rétegtani helyzete helyzetben néhány méter nagyságú, bazaltból és felső-karni alapján a késő-jurában képződhetett. Hallstatti Mészkőből álló összetett olisztolit ismert a Néhány recski fúrás a Bükki-paraautochton Felsőtárká- Csipkés-tető déli lejtőjén az erdészeti út bevágásában nyi Mészkövéhez hasonló, medence fáciesű, a Conodonta- (PELIKÁN 2005). vizsgálatok szerint karni–rhaeti korú szürke tűzköves mész- Bátor környékén a sötétszürke pala, kovásodott mészkő, követ tárt fel több száz méter vastagságban (pl.: Recsk radiolarit közé debritpadok iktatódnak be. A kovásodott Rm–79 fúrás). A számos fúrásban feltárt kékesszürke, feke- agyagkőmátrixban változó méretű, 20–40 cm-t is elérő te palaösszlet esetében ma még nem dönthető el egyértel- litoklasztok találhatók. Ezek jelentős része ooidos mészkő, műen, hogy a Bükki-paraautochtonhoz, vagy a Mónosbéli- de peloidos wackestone és packstone, szivacstűs wacke- egységhez tartozik. Ennek kiderítését nehezíti, hogy a fúrá- stone, átkovásodott radioláriás wackestone és radiolarit is sokban az elkülöníthető litológiai egységek közötti határ megfigyelhető vékonycsiszolatban (3. ábra). többnyire tektonikusnak látszik. A Mónosbéli-egység rendkívül vegyes litológiai össze- tételű. Uralkodóan sötétszürke, fekete aleurolitból áll, amely gyakran szürke tűzköves mészkőrétegekkel váltako- zik (Oldalvölgyi Formáció). Medence fáciesű képződ- mény, amelyből korjelző ősmaradvány nem került elő. A palába betelepülő sötétszürke radiolaritból (Csipkéstetői Radiolarit) a Bükk hegység néhány pontjáról késő-bajo- ci–oxfordi (CSONTOS et al. 1991b), míg a Bükkzsérc, Bzs–11 fúrásból bath–callovi (HAAS et al. 2006) Radiola- ria-fauna került elő. A palában olisztosztrómapadok is megjelennek, ame- lyekben néhány centimétert, helyenként néhány decimétert is elérő, vegyes összetételű törmelék található. A bázisos és sa- vanyú magmatit, a fillit, az anchimetamorf homokkő, az aleu- rolit és a radiolarit anyagú törmelék mellett a mészkőtör- melék is többnyire jelentős hányadot képvisel. Különösen gyakoriak az ooidos („bükkzsérci típusú”) mészkőlitoklasz- tok, de szivacstűs, radioláriás és egyéb pelágikus mészkőfaj- 1mm ták is megjelennek. A litoklasztok között egyedi bioklaszt- szemcsék (főként durva Crinoidea-töredék) és ooidszemcsék 3. ábra. Olisztosztrómapad mikroszkópi képe is megfigyelhetők. Ilyen kőzetfajták találhatók az Odvas- Ooidos packstone szövetű litoklaszt látható a kép közepén. bükk-tető keleti oldalán, az itt mélyített Bükkzsérc Bzs–10, Bátor-D, Ny-Bükk –10/a és –11 fúrás rétegsorának felső részén, a Mákszem ger- Figure 3. Microscopic image of an olistrostrome bed incén, továbbá a Meredek-lápa orr területén (2. ábra). Oolitic packstone lithoclast is visible in the middle of the pic- ture. Bátor S, W Bükk Mts 88 HAAS JÁNOS

A karbonát-litoklasztokban található ősmaradványok, egyes Foraminiferák (kisméretű agglutinált alakok: továbbá a klasztok petrográfiai jellegeinek részletes vizs- Verneuilinoides-, Siphovalvulina- és Haplophragmoides- gálata folyamatban van. félék valamint a Callobris minor) élőhelye a lejtőláb, illetve A Mónosbéli-egység sajátos és jellemző képződménye a a mélyebb nyílt self lehetett (HAAS et al. 2006). A gyakori Bükkzsérci Mészkő. Típusszelvénye a bükkzsérci kőfej- grainstone-szövet áramlásos lerakódási környezetre utal, tőben van. A kőfejtőben feltárt rétegsort kiegészíti a kőfej- jóllehet a kalciturbiditekre jellemző osztályozott rétegzett- tőben mélyült Bzs–5 fúrás (PELIKÁN, DOSZTÁLY 2000). A ség (gradáció) ritka. A radiolariás wackstone- és packstone- fúrás a Bükkzsérci Mészkő alatt sötétszürke palát tárt fel, de szövet pelágikus medence környezetet jelez. határuk maghiány miatt nem figyelhető meg, valószínűleg Görög Á. Foraminifera-vizsgálatai alapján a kőzet kora a kora-bajoci–bath korszakra tehető (Haas et al. 2006). A fúrásban a rétegsor alja a Foraminifera-vizsgálatok szerint kora-bajoci, sőt esetleg aaleni. A mészkő alatt lévő pala legfelső részén feltárt üledékes eredetű radiolaritbreccsából késő-bajoci–kora-bath Radiolaria-fauna került elő (PELIKÁN, DOSZTÁLY 2000; HAAS et al. 2006), ami azt jelenti, hogy a breccsaszemcsék lerakódási kora ennél csak fiatalabb lehet, és mindenképpen fiatalabb, mint a mészkőtest alja. Ez megerősíti azt, hogy a pala és a Bükkzsérci Mészkő határa tektonikus, vagy esetleg a Bükkzsérci Mészkő nagyméretű becsúszott blokként (olisztoplaka) van jelen a palában. Az Eger–Szilvásvárad közötti országút mellett, Tardos- nál a Méh-patak melletti völgyben található Bagókőnek 1mm nevezett szikla „bükkzsérci típusú” ooidos mészkőből áll és mintegy 100 m hosszan követhető. Az Oldalvölgyi Formá- 4. ábra. Ooidos grainstone szövetű mészkő. Bükkzsérci kőfejtő ció palaösszletébe ágyazott olisztolitként értelmezhető. A Figure 4. Oolitic grainstone. Bükkzsérc quarry Bagókő közelében, az országút bevágásában, számos ki- sebb méretű mészkőklaszt mellett, egy mintegy 4 m-es kavi- tektonikus. A fúrásban a Bükkzsérci Mészkő alsó részén csoshomokkő-olisztolit is található a palában. ooidos grainstone, valamint ooidos–litoklasztos grainstone A tardosi vasút menti mészkőbánya meredek dőléssel a leggyakoribb szövettípus, közepes–durva arenit méretű világosszürke radiolaritot és kovásodott mészkövet tár fel. szemcsékkel (4. ábra) (HAAS et al. 2006). A bioklasztok közt Fölötte olisztosztrómaréteg figyelhető meg centiméteres– a Crinoidea- és a Mollusca-töredék a leggyakoribb, de a deciméteres mészkőlitoklasztokkal sárgás agyagos mátrix- kalcimikroba-maradványok („Porostromata”) is gyakoriak. ban. E fölött méteres részben átkovásodott mészkőoliszto- A rétegsor felsőbb részén az ooidos grainstone szövet litok találhatók (5., 5a ábra), majd ooidos, litoklasztos mész- ugyancsak gyakori, de a szemcseméret lecsökken. A peloi- kőtömbök következnek, több 10–30 cm vastag olisztosztró- dos, filamentumos wackestone–packstone- és a „filamentu- maréteggel tagolva. A feltárt rétegsort tűzköves mészkő, mos” mudstone-szövet ugyancsak előfordul. A kőzet radiolarit és agyagpala zárja. szelektíven kovásodott, főként az ooidszemcsék. A kőfej- Ezek a megfigyelések tovább erősítik azt az értelmezési tőben feltárt Bükkzsérci Mészkő következő mikrofácies- lehetőséget, hogy a Bükkzsérci Mészkő legnagyobb felszíni típusait különítették el (HAAS et al. 2006): peloidos, ooidos előfordulása a Patkó-sziklák környékén, (benne a bükkzsér- „filamentumos” grainstone, peloidos, ooidos grainstone, pe- ci kőfejtővel), nagy becsúszott kőzettestként, olisztoplaka- loidos grainstone, peloidos, „filamentumos” wackestone, ként értelmezhető, és a kisebb kiterjedésű előfordulások is radioláriás wackestone és packstone. Az utóbbi két típus a hasonló eredetűek lehetnek. kőfejtő rétegsorának felső részén jelenik meg. Ezek a A fentieket úgy összegezhetjük, hogy a Bükkben a Mó- szövettípusok azt jelzik, hogy olyan átülepített mészkőről nosbéli-egységet mélytengeri finom sziliciklasztos, kar- van szó, amelynek szemcséi jórészt trópusi karbonátplat- bonátos és kovaüledékek alkotják, amelyekben lejtőn gravi- formról származnak és a platformelőtéri lejtőn való szállítás tációs tömegmozgással beszállított rendkívül vegyes össze- után a lejtő lábánál, nyíltvízi, mélytengeri környezetben hal- tételű, és méretű klasztok találhatók. Az olisztosztóma- mozódhattak fel. Az ooidok néhány méteres vízmélységben padokban található bázisos, savanyú és intermedier mag- képződnek többnyire a külső platformon. A kőzetben talált matit, fillit, aleuritpala, homokkőpala, pelágikus karbonát Foraminiferák nagyobb része a platformon, annak külső és radiolarit törmeléke mellett gyakoriak az átülepített plat- illetve belső övében élt (HAAS et al. 2006). A cyanobaktéri- form eredetű karbonátszemcsékből álló litoklasztok. A umok (kalcimikrobák) is a platformon, vagy az előtéri lejtő nagyméretű olisztolitok, olisztoplakák is jórészt ebből a felső, átvilágított részén tenyészhettek. A nagy mennyiségű „bükkzsérci típusú” kőzetből állnak. Crinoidea-vázelemet, valószínűleg az előtéri lejtő felsőbb A Darnó-hegy környéki fúrásokban (Recsk Rm–131, részét benépesítő Crinoideák szolgáltatták. A „filamen- –135, –136) a jórészt magmás kőzetekből álló Darnói- tumok”, azaz a vékonyhéjú kagylók váztöredékei, továbbá egység alatt feltárt uralkodóan üledékes képződményekből A bükki és a darnói jura képződmények ősföldrajzi helyzete és kapcsolatai 89

5. ábra. Meredeken álló vékonyréteges kovakőzet (kovásodott mészkő, radiolarit = R), olisztosztróma (osz) és „bükkzsérci típusú” mészkőolisz- tolitok (ol) a tardosi vasút menti mészkőbányában. a) „bükkzsérci típusú” mészkőolisztolit. Figure 5. Steeply dipping thin-bedded siliceous rocks (silicified limestone, radiolarite = R), olistrostrome (osz) and “Bükkzsérc-type” limestone olistoliths (ol) in a quarry along the railway at Tardos. a) “Bükkzsérc-type” limestone olistolith. felépülő összlet sorolható a Mónosbéli-egységbe (DOSZ- TÁLY et al. 2002, KOVÁCS S. et al. 2005). E rétegsorokban is jellemző a sötétszürke, kékeszürke pala, illetve kovásodott pala, valamint a szürke agyagos mikrites mészkő (Oldal- völgyi Formáció). Vékony márgarétegekkel váltakozó vilá- gosszürke, vékonyréteges, peloidos– bioklasztos (crino- ideás) grainstone-szövetű mészkő is megjelenik. Ez a kőzet- fajta disztális turbiditként értelmezhető (6. ábra). Gyakori az üledékcsuszamlásos eredetű szerkezet és a debrit (olisz- 7. ábra. Debrit. Agyagpalamátrixban homokkő- és mészkőtörmelék. tosztróma)-betelepülés. A korábban lerakódott üledék akár Recsk Rm–131 fúrás többször is átülepedhetett. A debrit padokban uralkodóan Figure 7. Debrite; sandstone and limestone clasts in shale matrix. Core cm nagyságú csillámoshomokkő-klasztok találhatók (7. of Borehole Recsk Rm–131 ábra), amelyekben jelentős mennyiségű gránit-, valamint dacit–riolit- és andezit-kőzettörmelék figyelhető meg (B. ÁRGYELÁN, GULÁCSI 1997). Fontos új eredményekre vezetett a többi recski érckutató fúrástól nyugatra, a Kékes közelében mélyített Recsk Rm–109 fúrás újravizsgálata. Ebben sötét kékesszürke kovásodott pala- és radiolaritösszlet alatt, tektonikus kon- taktussal világosszürke részlegesen dolomitosodott mészkövet harántoltak 125 m vastagságban. A kontaktus fölött 50 m-el a radiolaritból bath–kora-callovi Radiolaria- 6. ábra. Agyagpala és mészkő vékony rétegeinek váltakozása (disztális együttes került elő (HAAS et al. 2006). A mikrofácies-vizs- turbidit). Recsk Rm–131 fúrás gálatok szerint a kőzet uralkodóan grainstone szövetű, pack- Figure 6. Alternation of thin shale and limestone layers (distal tur- stone–wackestone szövetű betelepülésekkel. Peloidos, bio- bidite). Core of Borehole Recsk Rm–131 klasztos grainstone a leggyakoribb szövettípus, amely nagy 90 HAAS JÁNOS

tatódik a Bükk hegységtől nyugat felé a darnói területen, illetve a Mátra pre-kainozoos aljzatában is, jóllehet az utób- bi területen a mezozoos magmás komplexumot nem tárták fel. A régió szerkezetfejlődését értelmező munkák (BALLA 1984, 1987a; KÁZMÉR, KOVÁCS S. 1985; HAAS et al. 1995; CSONTOS, NAGYMAROSY 1998; KOVÁCS S. et al. 2000; CSON- TOS, VÖRÖS 2004) szerint a Pannon-medence aljzatát képező tektonikai egységek (terrénumok), így a Bükkium is, csak a kainozoikumban végbement tektonikai mozgások során kerültek jelenlegi helyzetükbe. A Bükki-egység jelentős elmozdulása, jobbos nyírásos tektonikai mozgással, jórészt a késő-paleogénben ment végbe, miközben a törési öve- 1 mm zetben intenzív magmás működés folyt (KOVÁCS I. et al. 8. ábra. Bioklasztos, ooidos grainstone, kalcimikroba („Porostroma- 2007). A Bükkium takarós szerkezete már ezt megelőzően a ta”)-töredékkel, Crinoidea-vázelemmel, foraminiferával, bekérgezett késő-mezozoikumban létrejött (BALLA 1987b, CSONTOS szemcsékkel. Recsk Rm–109 fúrás 2000). A Bükki-egységet felépítő szerkezeti elemek, azaz a Figure 8. Bioclastic, oolitic grainstone with fragments of calcimicrobe Bükki-paraautochton, a Mónosbéli-, valamint a Darnói- és (“Porostromata”), crinoid ossicles, foraminifera, coated grains. Core Szarvaskői-egység kifejlődése jelentősen különbözik. of Borehole Recsk Rm–109 Összetorlódásuk előtti helyzetük meghatározása érdekében fejlődéstörténetüket külön-külön kell elemeznünk. mennyiségben tartalmaz közepes–durva arenit méretű kal- A Bükki-paraautochton fejlődéstörténete a késő-paleo- cimikroba-törmeléket (8. ábra). Karbonátplatformról szár- zoikum–késő-jura szakaszra vonatkozóan megfelelően re- mazó Foraminiferák, valamit Crinoidea-vázelemek ugyan- konstruálható. A középső-triászig kevéssé differenciált se- csak gyakoriak. Ritkábban ooidos, onkoidos és intraklasz- kélytengeri kontinensperemi környezetben folyt az üledék- tos grainstone is előfordul. A kőzetkomponensek alapján a felhalmozódás. A középső-triászban a Neotethys terjeszke- felhalmozódás karbonátplatform előtéri lejtőjén, illetve a déséhez kapcsolódó riftesedés tagolt aljzatot eredménye- lejtő lábánál történhetett. Görög Á. Foraminifera-vizs- zett, platformokkal és platformközi medencékkel. A késő- gálatai szerint a rétegsor az aaleni(?)–kora-bajoci interval- triász–kora-jura során a kontinentális perem kivékonyodott, lumban képződhetett (HAAS et al. 2006). a terület mélytengeri üledékgyűjtővé vált. Üledékhiány A Bükkben a Mónosbéli-egység fölött a Szarvaskői- után, a bath–callovi idején itt pelágikus kovaüledék, majd egység található, amely agyagpala, aleurolitpala és homok- disztális sziliciklasztos turbiditrétegsor képződött. kőpala mellett, az azokon áttört, illetve azokba benyomult, Az egység ősföldrajzi helyzetére a képződmények kifej- uralkodóan bázisos magmás kőzetekből, főként párnaláva lődési rokonsága utal. A Bükki-paraautochton késő-paleozo- eredetű bazaltból (BALLA 1983; BALLA, DOBRETSOV 1984), os–triász rétegsora a Karni-Alpok–Déli-Karavankák (EBNER et valamint intruzív kőzetekből, (gabbró- és ultrabázittestek- al. 1991), a Júliai-Alpok, a Zagorje–Közép-dunántúli- ből) áll. Az effuzív bazalt alatti olisztrosztómarétegből egység és a Dinaridák Sana–Unai- és Jadari-egységének ladin–karni vörös és callovi–oxfordi szürke radiolarittör- rétegsorával mutat feltűnő hasonlóságot (PEŠIĆ et al. 1986, melék került elő (DOSZTÁLY, JÓZSA 1992). PROTIĆ et al. 2000, FILIPOVIĆ et al. 2003). A darnói területen a Mónosbéli-egység fölött a Darnói- A Szarvaskői-egység finom sziliciklasztos összletbe nyo- egység található, amely uralkodóan bázisos magmás kőze- mult középső-jura korú, ív mögötti medence vagy szegély- tekből (bazalt, gabbró–mikrogabbró) áll, alárendelten mély- tengeri eredetű bazaltból épül fel (BALLA et al. 1983; tengeri üledékzárványokkal és -betelepülésekkel. A tömeges, DOSZTÁLY, JÓZSA 1992). A Darnói-egységről azt tudjuk, hogy vagy párna szerkezetű bazaltok két jellegzetes típusa különít- a középső-triászban a Neotethys riftzónájában keletkezett, hető el: a) zöldes, vöröses mandulaköves típus, amelyben pelágikus üledékekbe benyomult jellemzően peperites, man- gyakoriak a mudstone szövetű vörös mészkőzárványok és b) a dulaköves bazaltot, valamint a középső-jurában képződött, a szarvaskőihez hasonló zöldeszürke, mandulakőmentes. Az szarvaskőihez hasonló jellegű és genetikájú bazaltot is tartal- előbbi valószínűleg középső-triász, az utóbbi középső-jura maz. Az nyilvánvaló tehát, hogy ezek a magmás kőzetfajták a korú. A magmás kőzetek közé települő radiolaritok egy része Neotethys-óceánban, annak különböző fejlődési szakasza- ladin–karni, más részük bath–callovi Radiolariákat tartalmaz iban és különböző részein képződtek. (JÓZSA et al. 1996, DOSZTÁLY et al. 1998). A legnehezebb értelmezési kérdések a Mónosbéli- egységgel kapcsolatban vetődnek fel. Az nagyon valószínű, hogy itt a jura idején létrejött akkréciós komplexumról van A képződési környezet és az ősföldrajzi szó (CSONTOS 1999; HAAS, KOVÁCS S. 2001; DIMITRIJEVIĆ et helyzet értelmezése al. 2003). Az is bizonyos, hogy az ebben az egységben meg- ismert sokfajta törmelék különböző forrásterületekről szár- A fentiek alapján megerősíthetjük az a korábban többek mazik. A forrásterületek megtalálása azonban általában által felvetett nézetet, hogy a Bükki-egység (Bükkium) foly- igen nehéz, és ritkán bizonyítható egyértelműen. Ebből a A bükki és a darnói jura képződmények ősföldrajzi helyzete és kapcsolatai 91 szempontból a középső-jura átülepített („bükkzsérci típu- lejtőjén, illetve annak lábánál rakódott le a középső-jura sú”) mészkőfajták szerepe kulcsfontosságúnak látszik. Eb- (kora-bajoci–bath) idején. A platformokon, különösen a plat- ben az esetben ugyanis a forrásterület meglehetősen nagy formok peremén a cementáció gyors. Mivel a karbonátszem- biztonsággal meghatározható. Ez a megállapítás az átüle- csék általában egyedi bioklaszt-, ooid-, onkoid- stb. szemc- pített mészkőfajták primér lerakódási területére vonatkozik, seként halmozódtak át (a korjelző Foraminiferákkal együtt), tehát arra a területre, ahonnan a Mónosbéli-egységben talál- geológiai értelemben egyidejűnek tekinthető a trópusi plat- ható ilyen anyagú litoklasztok, olisztolitok, olitsztoplakák formon folyó karbonátos üledéktermelődés és az átülepített származhatnak. Ez azonban nyilvánvalóan nagyon fontos a üledék felhalmozódása a lejtő előterében. Az egykori Neo- későbbi történet nyomozása szempontjából. Az átülepített tethys nyugati elvégződésének tágabb környezetében (alpi– szemcsékből képződött mészkő — földtani értelemben kárpáti–dinári régió) a karbonátplatformok uralkodó része a rövid időn belül — kisebb-nagyobb klasztok vagy akár triász végéig, kisebb részük a kora-jurában (a toarciig) meg- hatalmas méretű blokkok formájában áthalmozódott. Ez a fulladt. Az egyetlen túlélő platform a hatalmas kiterjedésű gravitációs tömegmozgásos áthalmozódás azonban már Dinári (Adriai)-karbonátplatform volt, amely a középső- és a nem köthető platformelőtéri lejtőhöz, hiszen a „bükzsérci késő-jura idején, sőt ezt követően a krétában is fennmaradt, típusú” mészkőklasztok az olisztosztrómákban gyakran bár kiterjedése változott (TILŠJAR et al. 2002). A késő jura ide- olyan klasztokkal együtt találhatók, amelyek forrásterülete jén (a kimmeridgeitől) azután számos területen újabb plat- nem lehet karbonátplatform. A „bükkzsérci típusú„ mész- formok jöttek létre, de a középső-jurában nem ismert e kőfajták lerakódása és klasztként való átülepítésük között régióban más terület, ahonnan a „bükkzsérci típusú” mészkő- tehát a szedimentációs körülményeknek alapvetően meg fajták szemcséi származtathatók lennének. kellett változniuk. A Neotethys-óceán nyugati részének felnyílásával egy Mind a Bükk DNy-i részén, a típusterületen ismert Bükk- időben a középső-triászban jött létre az az árokrendszer zsérci Mészkő, mind a Recsk Rm–109 fúrásban feltárt, peloi- (Szlovéniai-árok, Boszniai-árok), amely a Dinári-karbonát- dos bioklasztos mészkő karbonátplatform közelében, előtéri platformtól elkülönítette a Júliai-Alpok blokkját (BUSER

9. ábra. A Dinári (Adriai)-karbonátplatform középső-jura fáciesei 1 — szárazra került terület, 2 — a belső platformon lerakódott üledékek, 3 — ooidos grainstone, 4 — lejtő–medence-üledékek. Fontos szelvények: Tg = Trnovski gozd, Sk = Suha krajina, SM = Samobor-hegység, Ž = Žumberak, K = Kordun, G = Grmeč, Sr = Srnetica, O = Osmača, P = Prenj, D = Durmitor (DRAGICEVIĆ, VELIĆ 2002) Figure 9. Middle Jurassic facies of the Dinaridic (Adriatic) Carbonate Platform 1 — emerged areas, 2 — inner platform deposits, 3 — ooid grainstone, 4 — slope to basin deposits. Important sections: Tg = Trnovski gozd Mt, Sk = Suha krajina, SM = Samobor Mts, Ž = Žumberak, K = Kordun, G = Grmeč Mt, Sr = Srnetica, O = Osmača Mt, P = Prenj Mt, D = Durmitor Mt. (DRAGICEVIĆ, VELIĆ 2002) 92 HAAS JÁNOS

1989, 1996), továbbá a Zagorje–Közép-dunántúli-, a Bükki-, a Sana–Unai- és a Jadari-egységet is. Ezeken területeken a késő-triászban még folytatódott a platformkarbonát-lera- kódás, de legkésőbb a kora-jura idejére a platformok meg- fulladtak és felettük mélytengeri környezet jött létre. Nyugat felé a kora-jurában kialakult Bellunói-medence zárta le a Dinári (Friuli)-karbonátplatformot. A kora-jurában majd a középső-jurában is a platform ÉK-i peremén, a külső plat- form erős vízmozgású övezetét ooidüledék borította, ooid- homok-halmok keletkeztek (DRAGICEVIĆ, VELIĆ 2002). Számos helyen platformelőtéri lejtő és lejtőlábi fáciesek is megfigyelhetők mind a Bellunói-medencében (BOSELLINI et al. 1981), mind a Szlovéniai–Boszniai-árokrendszer pere- mén (9. ábra; DRAGICEVIĆ, VELIĆ 2002). A késő-bajoci–bath 10. ábra. A platform eredetű átülepített szemcsékből álló „bükkzsérci idején a Bellunói-medencében 600 m vastagságot is elérő típusú” mészkő üledékképződésének ősföldrajzi modellje a középső- átülepített ooidos mészkő (Vajonti Mészkő) képződött jura (bajoci–bath) idején (CLARI, MASETTI 2002). A Szlovéniai-árok peremén (Tol- Rm–109 = a Recsk Rm–109 fúrás jura karbonátrétegsorának rekonst- min környékén) ugyanekkor litoklasztos és átülepített ooi- ruált helyzete, Bzs = a Bükkzsérci Mészkő típusterületének rekonst- dos mészkő rakódott le közvetlenül a platform közelében, ruált helyzete melyek ÉK felé medenceüledékekkel összefogazódva Figure 10. Palaeogeographic model for sedimentation of the re-sedi- kiékelődnek (ROžIČ, POPIT 2006). Az itt található, valamint mented platform derived “Bükkzsérc-type” limestones in the Middle a horvátországi Žumberak-hegység sošicei szelvényéből Jurassic (Bajocian to Bathonian) leírt (BUCKOVIĆ et al. 2004, Bucković 2006) kőzetfajták Rm–109 = reconstructed setting of the Jurassic carbonate succession exposed in the core of Borehole Recsk Rm–109, Bzs = reconstructed setting of the type szöveti jellegei és ősmaradványai (például a Foraminiferák) locality of the Bükkzsérc Limestone nagyon hasonlóak a Bükkzsérci Mészkőéhez. Hasonló kife- jlődésű középső–felső-jura átülepített ooidos mészkő, valamint lejtőbreccsa-képződmények ismertek tovább DK méteres – száz méteres vagy annál is nagyobb blokkok. Az felé a Dinári-platform peremén (Pre-Karst-egység– Bosz- olisztosztrómákban megjelenő apróbb törmelék is cemen- niai-flisöv) Banja Luka térségében, továbbá Nevesinje tált, konszolidálódott mészkő. Az a tény viszont, hogy az környékén Hercegovinában, és Nikšić és Žabljak mellett olisztosztrómákban a litoklasztok mellett egyedi ooidszem- Montenegróban (DRAGICEVIĆ, VELIĆ 2002) továbbá a Bosz- csék és a platformról, valamint a felső lejtőről származó niai-flisöv folytatását képező Beotiai-flisövben is a Helle- bioklasztok is mejelennek, arra utal, hogy konszolidálatlan nidákban (JAKOBSHAGEN 1986). E képződmények részlete- sekélytengeri eredetű üledék is létezett a gravitációs tömeg- sebb biosztratigráfiai és szedimentológiai vizsgálatára mozgások forrásterületén. azonban még nem került sor. A Mónosbéli-egységet alkotó üledékösszlet felhal- A fentieket úgy összegezhetjük, hogy a „bükkzsérci mozódásának kora a mátrixnak tekinthető palába betelepült típusú” mészkőfajták, minden valószínűség szerint, a Diná- radiolaritok Radiolaria-faunája alapján a késő-bajoci– ri-karbonátplatformról átülepített szemcsékből állnak. oxfordi intervallumba tehető. Tehát részben átfedheti a Tudjuk, hogy a késő-bajoci–bath szakaszban — a relatív „bükzsérci típusú” mészkő felhalmozódását, de jórészt azt vízszintemelkedés lassulása, majd stagnálása miatt — a közvetlenül követhette. A gravitációs tömegmozgásos ere- Dinári-platformról hatalmas mennyiségű üledékszemcse detű polimikt üledék, a nagyméretű olisztolitok megje- szállítódott a környező medencékbe. Ez az intervallum a lenése a Mónosbéli-egységben intenzív hegységképző tek- „bükkzsérci típusú” mészkőfajták lerakódásának szakasza tonikai mozgások megindulását jelzi. Ezek a kompresszív is. Az üledéklerakódás a platformelőtéri lejtőn, illetve a lejtő mozgások feltorlasztották, ezzel megemelték és szétszag- lábánál kialakult üledékpaláston történt. A Recsk Rm–109 gatták, feldarabolták az előtéri lejtő lábánál és a környező fúrásban feltárt mészkő proximálisabb, a bükki Bükkzsérci medencében lerakódott, nagyrészt már kőzetté vált kar- Mészkő disztálisabb környezetben képződött (10. ábra), az bonátüledéket. Az összetorlasztás során az aljzat mélyebb utóbbi, ennek megfelelően medence fáciesű betelepülé- részét képező kőzetek is kiemelkedhettek, erodálódhattak. sekkel tagolt. Az azonban nem állapítható meg, hogy a több A Mónosbéli-egység üledékei az összetorlasztás során ki- száz kilométer hosszan követhető Dinári-platform lejtő- alakuló takarók előterében létrejövő mélytengeri meden- jének melyik szektorából származnak a jelenleg a Mó- cében halmozódhattak fel, tektonikai mozgásokhoz kapcso- nosbéli-egységbe tartozó átülepített karbonátok. lódó üledékképződési folyamatokkal. A metamorf és a ve- Ennél is nehezebben értelmezhető az a folyamat, ami a gyes összetételű magmás kőzetekből álló litoklasztok rész- „bükkzsérci típusú” mészkőfajtáknak az akkréciós kom- letes vizsgálata folyamatban van. Csak e vizsgálatok ered- plexumba kerülését eredményezte. Az biztos, hogy az ményeinek ismeretében lehet a különböző kőzetfajtákból átülepített üledék nagy része kőzetté vált a feldarabolódás és származó törmelék forrásterületeiről pontosabb elemzést az áthalmozódás előtt, hiszen csak így jöhettek létre a adni és — figyelembe véve a tágabb régióban végzett A bükki és a darnói jura képződmények ősföldrajzi helyzete és kapcsolatai 93 kutatások eredményeit is — a képződési körülményeket ményeként viszonylag jól ismert, ezért itt ezt csak vázlatosan, pontosabban felvázolni. e munkákra hivatkozva ismertetem. Az óceáni aljzat obduk- Az Északi-Mészkőalpokban (Tiroli-takarócsoport) ha- ciója, az óceáni aljzatroncsoknak a Mónosbéli-egységre való sonló jellegű akkréciós komplexumot ismertek föl az elmúlt takarós rátolódása a késő-jura–kora-kréta szakaszban történ- évtizedben, azzal a különbséggel, hogy ott „bükkzsérci hetett (BALLA 1987b, CSONTOS 1999). Ekkorra tehető a típusú” mészkő nem jelenik meg. Az akkréciós komplexum Bükki-paraautochton egység takaróinak kialakulása, takarós képződésének kezdete a középső-jura. A callovitól a gyűrődése (CSONTOS 1999). A metamorf kőzetek radiometri- tithonig ismertek gravitációs tömegmozgásos üledékek kus kormeghatározása és a tektonikai elemzések szerint a feketepala- és radiolarit-mátrixban (GAWLICK 1996; GAW- Bükki-paraautochtont az apti során (~120 M év) és a turon LICK, SUZUKI 1999; GAWLICK, FRISCH 2003). A legkorábban idején (~90 M év) érte kisfokú, illetve nagyon kis fokú kialakult (callovi–oxfordi) Lammer-medencében az olisz- regionális metamorfózis és deformáció (ÁRKAI et al. 1995; tolitok, olisztoplakák uralkodóan a Hallstatti-fáciesövből CSONTOS 2000; CSONTOS, VÖRÖS 2004). származó triász kőzetek, melyek egy része az áthalmozódás A recski mélyszinti ércesedés kutatófúrásai alapján az a előtt metamorfizálódott (Hallstatt Mélange — GAWLICK következtetés vonható le, hogy a késő-paleogén szigetív típu- 1996; GAWLICK, FRISCH 2003). A fiatalabb (oxfordi–tithon) sú magmatizmus termékei a Bükkium mindhárom tektonikai medencék átülepített anyaga a közeli magaslatokról szár- egységét (Bükki-paraautochton, Monosbéli-egység, Darnói- mazik, de a legfiatalabb (kimmeridgei– tithon) medencék egység) harántolják, tehát addigra ezek egymás fölötti pozí- esetében ez távolabbi forrásterületről származó törmelékkel ciója kialakult. A magmatizmussal egy időben a Közép-mag- keveredik (GAWLICK, FRISCH 2003). yarországi-övben jelentős transzpressziós eltolódás folyt, ami A Dinaridákban a Dinári-ofiolitövben és a Vardar-övben a kora-miocénig folytatódva a Bükki-egységet paleogén ismert olyan ofiolit melanzs komplexum, amely a bükk– magmás és üledékes fedőképződményeivel együtt a jelenle- darnóival összevethető (DIMITRIJEVIĆ et al. 2003). A Dinári- givel lényegében megegyező helyzetbe juttatta (CSONTOS ofiolitövben a melánzs mátrixa általában sötétszürke aleu- 1995; CSONTOS, NAGYMAROSY 1998; KOVÁCS I. et al. 2007). rolit, homokkő, amelyben cm–dm méretű törmelék, több méteres, többször tíz méteres olisztolitok és 100 m – km méretű olisztoplakák vannak. Ezeket részben az óceáni Köszönetnyilvánítás lemezből, részben a felső kontinentális lemezből származ- tatják, az utóbbiak közül a legfiatalabb középső(?)-jura korú A szerző köszönetet mond Pelikán Pálnak és dr. Kovács (DIMITRIJEVIĆ et al. 2003). A Vardar-övben a Jadari-blokktól Sándornak a terepi együttműködésért, a szakmai konzultá- Ny-ra, a Maljeni-ultrabázittesttől ÉNy-ra agyagkőmát- ciókért, az általuk gyűjtött minták rendelkezésre bocsá- rixban homokkő-, konglomerátum-, tűzkő-, valamint ooi- tásáért, Görög Ágnesnek a rétegtani és faciológiai szem- dos mészkőklasztok találhatók (néhányban középső-jura pontból kiemelkedően fontos Foraminiferák vizsgálatáért. Foraminiferákkal!), „diabáz, spilit, porfirit, gabbró, dolerit, Köszönetemet fejezem ki dr. Császár Gézának és dr. Balla melafír” mellett. A jurába sorolt melanzsot alsó-turon kép- Zoltánnak a cikk rendkívül alapos lektorálásáért, hasznos ződmények fedik (DIMITRIJEVIĆ et al. 2003) észrevételeikért. A munkát az OTKA T 047121 és K618772 A Bükki-egység további története korábbi munkák ered- program támogatta.

Irodalom — References

ÁRGYELÁN, G. B., GULÁCSI, Z. 1997: Acidic extrusive and plutonic BALLA, Z. 1987b: Tectonics of the Bükkian (North Hungary) Meso- rock fragments in the siliciclastic sediments of the Darnó and soic and relations to the West Carpathians and Dinarids. — Acta Szarvaskő Unit. — Terra Nostra, Sediment ’97 Kurzfassungen, p. 3. Geologica Hungarica 30 (3–4), pp. 25–287. ÁRKAI, P., BALOGH, K., DUNKL, I. 1995: Timing of low-temperature BALLA, Z., BAKSA, CS., FÖLDESSY, J., HAVAS, L., SZABÓ, I. 1980: The metamorphism and cooling of the Paleozoic and Mesozoic for- tectonic setting of the ophiolites in the Bükk mountains (North mationsof the Bükkium, innermost West Carpathians, Hungary). — Geologica Carpathica 31 (4), pp. 465–493. Hungary. — Geologische Rundschau 84 (3), pp. 334–344. BALLA, Z, DOBRETSOV, N. L. 1984: Mineralogy and petrography of BALLA, Z. 1983: Stratigraphy and tectonicsof the Szarvaskő syn- peculiar type ophiolites — magmatic rocks from Szarvaskő (Bükk form, Bükk Mts, North Hungary. — A Magyar Állami Eötvös Mountains, North Hungary). — Ofioliti 9 (2), pp. 107–122. Loránd Geofizikai Intézet 1985. évi jelentése, pp. 42–65. BALLA, Z., HOVORKA, D. M., KUZMIN, M., VINOGRADOV, V. I. 1983: BALLA, Z.1984: The Carpathian loop and the Pannonian basin: a kine- Mesozoic ophiolites of the Bükk Mountains (North Hungary). matic analysis. — Geophysical Transactions 30 (4), pp. 313–353 — Ofioliti 8 (1), pp. 5–46. BALLA, Z. 1987a: Cenozoic paleomagnetic data for the Carpatho- BALOGH, K., KOZUR, H., PELIKÁN, P. 1984: Die Deckenstructur des Pannonian region in the light of Miocene rotation kinematics. Bükkgebirges. — Geologisch-Paläontologische Mitteilungen der — Tectonophysics 139 (1–2), pp. 67–98. Universität Innsbruck 13 (3), pp. 89–96. 94 HAAS JÁNOS

BÉRCZINÉ MAKK A., PELIKÁN P. 1984: Jura képződmények a Bükk gi jura képződmények rétegtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. hegységből. (Jurassic formations from the Bükk Mountains). — (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1982. évről, pp. Mol Rt. – MÁFI, Budapest, pp. 309–318. 137–166. DOSZTÁLY, L., JÓZSA., S, KOVÁCS, S., LESS, GY., PELIKÁN, P., PÉRÓ, BOSELLINI, A., MASETTI, D., SARTI, M. 1981: A Jurassic “tongue of CS. 2002: North-East Hungary. — In: VOZÁR, J., VOJTKO, R., the ocean” infilled with oolitic sands: the Belluno Trough, SLIVA, L. (eds): Guide to Geological Excursions. XVIIth Venetian Alps, Italy. — Marine Geology 44 (1–2), pp. 59–95. Congress of the Carpathian–Balkan Geological Association, BUCKOVIĆ, D. 2006: Jurassic limestones of Sošice, Žumberak Mt, Bratislava, pp. 104–117. Croatia; sedimentary signatures of the platform to basin transi- DRAGIČEVIĆ, I., VELIĆ, I. 2002: The northeastern margin of the tion. — Acta Geologica Hungarica 49 (4), pp. 355–371. Adriatic Carbonate Platform. — Geologia Croatica 55 (2), pp. BUCKOVIĆ, D., TEŠOVIĆ, B. C., GUŠIĆ, I. 2004: Late Jurassic pale- 185–232. oenvironmental evolution of the Western Dinarides (Croatia). FILIPOVIĆ, I., JOVANOVIĆ, D., SUDAR, M., PELIKÁN, P., KOVÁCS, S., — Geologica Carpathica 55 (1), pp. 3–18. LESS, GY., HIPS, K. 2003: Comparison of the Variscan – Early BUSER, S. 1989: Development of the Dinaric and Julian carbonate Alpine evolution of the Jadar Block (NW Serbia) and platforms and the intermediate Slovenian basin (NW- “Bükkium” (NE Hungary) terranes; some paleogeographic Yugoslavia). — In: CARULLI, G.B., CUCCHI, F., RADRIZZANI, C. implications. — Slovak Geological Magazine 9 (1), pp. 3–21. P. (eds): Evolution of the Karstic carbonate platforms. Memorie EBNER, F., KOVÁCS, S., SCHÖNLAUB, H. P. 1991: Das klassische Societá Geologica Italiana 40, pp. 313–320. Karbon in Österreich und Ungarn — ein Vergleich der BUSER, S. 1996: Geology of western Slovenia and its paleogeograph- Sedimentären fossilfürenden Vorkommen. — In: LOBITZER, H., ic evolution. — In: DROBNE, K., GORICAN, S., KOTNIK, B. (eds): CSÁSZÁR, G. (eds): Jubiläumsschrift 20 Jahre geologische The role of impact processes in the geological and biological Zusammenarbeit Österreich–Ungarn. Teil. 1, Wien, pp. evolution of Planet Earth. International workshop, ZRC SAZU, 263–294. Ljubljana, pp. 111–123. GAWLICK, H.-J. 1996: Die früh-oberjurassischen Brekzien der CLARI, P., MASETTI, D. 2002: The Trento Ridge and Belluno Basin. Stubbergschichten im Lammertal – Analyse und tektonische — In: SANTANTONIO, M. (ed.): General field trip guide book. VI Bedeutung (Nördliche Kalkalpen, Österreich). — Mitteilungen International Symposium of Jurassic System, Palermo, pp. der Gesellschaft der Geologie- und Bergbaustudenten Österreich 271–315. 39/40, pp. 119–186. CSONTOS, L. 1988: Étude géologique d’une portion des Carpathes GAWLICK, H.-J., FRISCH, W. 2003: The Middle to Late Jurassic car- Internes: le massif du Bükk (Stratigraphie, structures, méta- bonate clastic radiolaritic flysch sediments in the Northern morphisme et géodinamique). — Thése de Doctorat, Univiversité Calcareous Alps: sedimentology, basin evolution and tectonics de Lille Flanders-Artois, No. 250, 327 p. — an overview. — Neues Jahrbuch Geologisch–Paleontologische CSONTOS, L. 1995: Tertiary tectonic evolution of the Intra- Abhandlungen 230, pp. 163–213. Carpathian area: a review. — Acta Vulcanologica 7 (2), pp. 1–13. GAWLICK, H.-J., SUZUKI, H. 1999: Zur stratigraphischen Stellung der CSONTOS L. 1999: A Bükk hegység szerkezetének főbb vonásai. Stubbergschichten in den Nördlichen Kalkalpen (Structural outline of the Bükk Mts. N Hungary.). — Földtani (Callovium–Oxfordium). — Neues Jahrbuch Geologisch– Közlöny 129 (4), pp. 611–651. Paleontologische Abhandlungen 211, pp. 233–262. CSONTOS L. 2000: A Bükk hegység mezozoos rétegtani HAAS, J., KOVÁCS, S., KRYSTYN, L., LEIN, R. 1995: Significance of újraértékelése. (Stratigraphic re-evaluation of the Bükk Mts. Late Permian–Triassic facies zones in terrane reconstructions Hungary.). — Földtani Közlöny 130 (1), pp. 95–131. in the Alpine – North Pannonian domain. — Tectonophysics 242 CSONTOS L., BÉRCZINÉ MAKK A., THIEBAULT F. 1991a: Újabb (1), pp. 19–40. Foraminifera-leletek a Déli-Bükkből. — A Magyar Állami HAAS, J., KOVÁCS, S. 2001: The Dinaridic–Alpine connection – as Földtani Intézet Évi Jelentése az 1989. évről, pp. 383–381. seen from Hungary. — Acta Geologica Hungarica 44 (2–3), pp. CSONTOS L., DOSZTÁLY L., PELIKÁN P. 1991b: Radioláriák a Bükk- 345–362. hegységből. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az HAAS, J., GÖRÖG, Á., KOVÁCS, S., OZSVÁRT, P., MATYÓK, I., PELIKÁN, 1989. évről, pp. 357–409 P. 2006: Displaced Jurassic foreslope and basin deposits of CSONTOS, L., NAGYMAROSY, A. 1998: The Mid-Hungarian line: a Dinaridic origin in Northeast Hungary. — Acta Geologica zone of repeated tectonic inversions. — Tectonophysics 297 (1), Hungarica 49 (2), pp. 125–163. pp. 57–71. JAKOBSHAGEN, V. 1986: Geologie von Greichenland. — Gebrüder CSONTOS, L., VÖRÖS, A. 2004: Mesozoic plate tectonic reconstruction Borntrager, Berlin, Stuttgart, 363 p. of the Carpathian region. — Palaeogeograpy, Palaeoclimatology, Józsa, S., Dosztály, L., Gulácsi, Z., Kovács, S. 1996: Ophiolites of Palaeocology 210 (1), pp. 1–56. Szarvaskő, Darnó Hill and Bódva Valley. — Excursion guide DIMITRIJEVIĆ, M. N., DIMITRIJEVIĆ, M. D., KARAMATA, S., SUDAR, IGCP[International Geological Correlation Programme] 369. M., GERZINA, N., KOVÁCS, S., DOSZTÁLY, L., GULÁCSI, Z., LESS, Workshop of rift magmatism, Budapest, p. 16. GY., PELIKÁN, P. 2003: Olistrostrome/ mélanges — an overview KÁZMÉR, M, KOVÁCS, S. 1985: Permian–Paleogene paleogeography of the problems and preliminary comparison of such forma- along the eastern part of the Insubric-Periadriatic Lineament tions in Yugoslavia and NE Hungary. — Slovak Geological system: evidence for continental escape of the Bakony Magazine 9 (1), pp. 3–21. – Drauzug Unit. — Acta Geologica Hungarica 28 (1–2), DOSZTÁLY, L., JÓZSA, S. 1992: Geochronological evaluation of pp. 71–84. Mesozoic formations of Darnó Hill at Recsk on the basis of KOVÁCS, S., HAAS, J., CSÁSZÁR, G., SZEDERKÉNYI, T., BUDA, GY., radiolarians and K-Ar age data. — Acta Geologica Hungarica 35 NAGYMAROSY, A. 2000: Tectonostratigraphic terranes in the (4), pp. 371–393. pre-Neogene basement of the Hungarian part of the Pannonian DOSZTÁLY L., GULÁCSI Z., KOVÁCS S. 1998: Az észak-magyarorszá- area. — Acta Geologica Hungarica 43 (3), pp. 225–328. A bükki és a darnói jura képződmények ősföldrajzi helyzete és kapcsolatai 95

KOVÁCS, S., JÓZSA, S., GULÁCSI, Z., DOSZTÁLY, L., ÁRGYELÁN, G. B., Dinaridic units in the western part of the South Pannonian FÓRIAN-SZABÓ, M., OZSVÁRT, P. 2005: Permo–mesozoic forma- Basin. — Acta Geologica Hungarica 46 (1), pp. 41–62. tions of the Darnó Hill area, NE Hungary — a displaced frag- PEŠIĆ, L., RAMOVŠ, A., STREMAC, J., PANTIĆ-PRODANOVIĆ, S., ment of the Inner Hellenidic – Inner Dinaridic accretionary FILIPOVIĆ, I., KOVÁCS, S., PELIKÁN, P. 1986: Upper Permian complex. — Workshop on Alpine Geological Studies. Abstract deposits of the Jadar region and their position within the Book, Zagreb, pp. 51–52. Western Paleotethys. — Memorie Societá Geologica Italiana 34, KOVÁCS, I., CSONTOS, L., SZABÓ, CS., BALI, E., FALUS, GY., pp. 211–219. BENEDEK, K., ZAJACZ, Z. 2007: Paleogene – Early Miocene PROTIĆ, L., FILIPOVIĆ, I., PELIKÁN, P., JOVANOVIĆ, D., KOVÁCS, S., igneous rocks and geodynamics of the Alpine– Carpathian– SUDAR, M., HIPS, K., LESS, GY., CVIJIĆ, R. 2000: Correlation of Pannonian–Dinaric region: An integrated approach. — the Carboniferous, Permian and Triassic sequences of the Jadar Geological Society of America Special Paper 418, pp. 93–112. Block, Sana-Una and “Bükkium” Terranes. — In: Karamata, S., PELIKÁN P. (szerk.) 2005: A Bükk hegység földtana. — Magyar Álla- Janković, S. (eds): Proceedings of the International Symposium mi Földtani Intézet, Budapest, 284 p. Geology and Metallogeny of the Dinarides and Vardar Zone, PELIKÁN, P., DOSZTÁLY, L. 2000: A bükkzsérci fúrások (D-Bükk) Banja Luka, pp. 61–69. jura képződményei és szerkezetföldtani jelentőségük.— Földtani ROžIČ, B., POPIT, T. 2006: Redeposited limestones in the Middle Közlöny 130 (1), pp. 25–46. and Upper Jurassic successions of Slovenian basin. — Geologija PAMIĆ, J. 1997: The northwestrnmost outcrops of the Dinaridic 49 (2), pp. 219–234. ophiolites: a case study of Mt. Kalnik (North Croatia). — Acta TILŠJAR, J., VLAHOVIĆ, I., VELIĆ, I., SOKAČ, B. 2002: Carbonate plat- Geologica Hungarica 40 (1), pp. 37–56. form megafacies of the Jurassic and Cretaceous deposits of the PAMIĆ, J. 2003: The allochthonous fragments of the Internal Karst Dinarides. — Geologia Croatica 55 (2), pp. 139–170. 96 HAAS JÁNOS A Magyar Állami Földtani Intézet Évi jelentése, 2006

A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata — régi koncepciók áttekintése és új munkahipotézis Structural position and sedimentary connections of Jurassic formations of the Rudabánya Hills — an overview of old conceptions and a new working hypothesis

KÖVÉR SZILVIA1, FODOR LÁSZLÓ2, KOVÁCS SÁNDOR1

1MTA-ELTE Geológiai, Geofizikai és Űrtudományi Kutatócsoport, 1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/C 2Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszavak: jura, képlékeny deformáció, szerkezeti egység, Rudabányai-hegység, alacsony fokú metamorfózis

Összefoglalás Dolgozatunk a Rudabányai-hegység középső részének jura képződményeit tárgyalja, a kőzetek litológiai jellemvonásaira és a képződmények sorrendjére, valamint szerkezeti helyzetére tett megfigyeléseinket összegezi. Elemzésünk szerint a triász Bódvai-sorozatba sorolt Zlambachi Formáció és a Telekesvölgyi Formáció alsó, vörös–zöld agyagmárga tagozata a helyi különbségek ellenére egy rétegtani egységként (vörös–zöld és szürke márga rétegcsoport) kezelhető. Ez a rétegtani egység fokozatosan fejlődik ki a felső-triász (nori) pelágikus mészkövekből. Ebből következik, hogy a Telekesvölgyi Formáció — az eddigi nézetekkel ellentétben — a Bódvai-sorozat része. A feltételezhetően jura korú Telekesoldali Formáció felfelé durvuló, gravitációs tömegmozgásokkal áthalmozott törmelékes sorozat, melynek triász aljzata ismeretlen. A fúrásokban és felszínen észlelt helyzete alapján a Telekesoldali Formáció egy takaró, amely magasabb szerkezeti helyzetben található, mint a Bódvai-sorozat triász–jura rétegsora. Ezen állításunkat alátámasztja, hogy a Telekesoldali Formáció képződményei legalább három képlékeny deformációs fázison mentek keresztül, melyek nem érintették a Bódvai-sorozat (beleértve a Telekesvölgyi Formáció) képződményeit. A képlékeny deformáció folyamán először egy rétegpárhuzamos palásság (S0–1) alakult ki a Telekesoldali-takaróban, melyet később egy helyenként szoros redőződéshez (F2) kap- csolódó S2 palásság felülbélyegzett. A három esemény közül a legfiatalabb egy kink redőket (F3) eredményező fázis volt, mely az S0–1 palásságot gyűrte meg. A képlékeny deformáció még a takaró áttolódása előtt jött létre.

Keywords: Jurassic, ductile deformation, tectonic unit, Rudabánya Hills, low-grade metamorphism

Abstract The paper contains an overview of the old and new concepts about the tectonic position, stratigraphic content and sedimentary contacts of the Jurassic sequences in the Rudabánya Hills, NE Hungary. These sequences have been studied since the middle of the 19th century. However, the knowledge on their tectonic position, the number of the tectonic units, the history of deformation, their exact age, the underlying Triassic base- ment, and the correct order of the formations have not been clarified yet. In this paper new observations and the new concept on the lithology and the structural position of the Jurassic rocks are summarised. In this concept the Zlambach Formation (grey marls) of the Bódva Series, and the lowermost member of the Telekesvölgy Formation (red–green claymarls with limestone beds and olistoliths) are situated in the same (or very similar) stratigraphic level, in spite of the local colour differences. Revision of the available borehole data suggest that the contact between this unified red–green and grey marl and the underlying Late Triassic (Norian) pelagic limestone is of sedimentary origin (Figure 7). In this case the Telekesvölgy Formation — in contrast with the previous conception (Figures 1, 6, 12 and 13) — is a member of the Bódva Series and at least partly late Triassic in age. The Telekesoldal Formation is an upward-coarsening siliciclastic series, and was formed by different types of gravity sediment flows. According to the examined boreholes and fieldwork this Telekesoldal Formation forms a nappe, which overlies the Triassic–Jurassic sequence of the Bódva Series (Figure 12). The Telekesoldal Formation suffered 3 phases of ductile deformations. In the first phase (D1) a bedding-parallel foli- ation developed, which is connected with strong layer-perpendicular shortening (flattening of clasts) in the olistostrome levels (Photo I/4 and 5).

During D2 deformation phase tight F2 folds developed (Photo II/2 and 4) with an axial plane cleavage. The older S0–1 and the new S2 foliations intercept each other at an oblique angle (Photo II/5). The last stage of ductile deformation (D3) is represented by kink folds (F3, Photo I/3 and

II/6) and an incipient crenulation cleavage (S3, Photo II/1). According to new investigation the formations of Bódva Series have not been influ- enced by these ductile deformations, so the emplacement of the Telekesoldal Nappe on the Bódva Series was a post-metamorphic event. On the 98 KÖVÉR SZILVIA et al. other hand, post-emplacement reverse fault could change the superposition of the Telekesoldal and Bódva units, while the Bódva Unit is above the Telekesoldal Nappe north from the Bódva River, in the Dunna-tető Scale. In the south, the Telekesoldal Nappe has been thrust by the Henc Creek Unit, then by the Aggtelek Unit. Preliminary illite cristallinity studies suggest high temperature anchizonal – lower epizonal degree of metamor- phism in the Telekesoldal Nappe, while the Telekesvölgy (Bódva) Jurassic has only diagenetic (sometimes low temperature anchizonal) values.

Bevezetés (LESS et al. 1988, SZENTPÉTERY,LESS 2006), melynek ered- ményeként megszületett a terület 1:25 000 méretarányú Az Aggtelek–Rudabányai-hegység utolsó nagy föld- fedetlen földtani térképe (1. ábra). Az azóta eltelt majdnem tani térképezési programja az 1980-as években zajlott húsz év során számos új probléma merült fel a hegység

1. ábra. A Rudabányai-hegység középső részének földtani térképe, LESS et al. (1988) nyomán Figure 1. Geological map of the central part of the Rudabánya Hills (NE Hungary) after LESS et al. (1988) 1 — location of surface key sections; 2 — Csipkés Hill, Section I; 3 — Csipkés Hill, Section II; 4 — Telekes Valley, Tributary Valley 8, section in the valley; 5 — Telekes Valley, Tributary Valley 8, section on the ridge; 6 — Telekes Valley, Tributary Valley 7; 7 — Telekes Valley, Tributary Valley 6; 8 — strike-slip fault; 9 — secondary fault (dismembering scales); 10 — nappe or scale boundary thrust/reverse fault; 11 — first-order tectonic contact (post-nappe fault juxtaposing different nappe units); 12 —studied borehole; 13 — Lower to Upper Jurassic Telekesoldal Formation; 14 — Upper Triassic – Middle Jurassic Telekesvölgy Formation; 15 — Middle to Upper Triassic Bódvalenke and Hallstatt Formations, 16 — Middle Triassic Gutenstein and Steinalm Formations; 17 — Lower Triassic Bódvaszilas Sandstone, Szin Marl and Szinpetri Limestone Formations A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 99 szerkezeti felépítésével kapcsolatban. A hegységben meg- a Csipkés-hegy1 és a Dunna-tető (2. ábra) lábánál megjelenő jelenő tektonikai egységek viszonyának és deformációjá- sötétszürke, fekete agyagpalát a ladin emeletbe sorolták. Az nak vizsgálata elősegítheti a Belső-Nyugati-Kárpátok általuk kvarcporfírnak nevezett szubvulkáni riolittestekről szerkezetének és fejlődéstörténetének jobb megértését. Az megállapították, hogy a szepes–gömöri porfiroidoknál lé- utóbbi években elkezdődött a Rudabányai-hegység új, nyegesen fiatalabbak, és a kárpáti hegységképződés mezo- szerkezetföldtani szemléletű feldolgozása (LESS 1998, zoikum végi fő fázisához kapcsolódnak 2000; FODOR,KOROKNAI 2000, 2003; PÉRÓ et al. 2002, Az 1980-as évek térképezési programjával új lendületet 2003; KÖVÉR 2005, KÖVÉR et al. 2005a, b, 2006), melynek vett a kutatás, melynek során megszületett a jura képződ- során elengedhetetlenné vált a jura képződmények újra- mények új litosztratigráfiai tagolása, valamint bizonyítást értékelése. nyert a képződmények jura kora (GRILL et al. 1984, GRILL, Az Aggtelek–Rudabányai-hegység jura képződményei- KOZUR 1986, GRILL 1988, DOSZTÁLY 1994). A térképezési nek földtani megismerés-története a 19. század közepéig program az 1980-as évek végén befejeződött, de ennek nyúlik vissza, mikor a területen először földtani térképet ellenére olyan alapvető földtani kérdések maradtak nyitva, készítő bécsi geológusok (HOCHSTETTER 1856, FOETTERLE mint a jura képződmények pontos kora, sorrendje, szerke- 1869) liász alapkonglomerátumként értelmezték a Telekes- zeti helyzete, deformációtörténete és a triász sorozatokhoz oldal képződményeit. Az ekkor helyesen feltételezett jura való viszonya. kort a terület későbbi kutatói elvetették. A 20. század elején Folyamatban lévő kutatásaink során az egységek szer- KOCH (1904) alsó-triásznak, míg VITÁLIS (1909) és PÁLFY kezetfejlődésével foglalkozunk, és ennek keretében kísér- (1924) karbonnak és alsó-triásznak tartotta a Telekes-oldal letet teszünk a jura képződmények szerkezeti szemléletű és Telekes-völgy képződményeit. A terület első részletes szétválasztására. Jelen cikkünk a munka első fázisának földtani térképét Balogh Kálmán és Pantó Gábor készítették el (BALOGH,PANTÓ 1949). Ők a Telekes-oldalban, valamint 1 A Csipkés-hegy néhány munkában Bizó-tető néven szerepel.

2. ábra. A Rudabányai-hegység középső és északi részének bizonyított vagy feltételezett jura képződményeinek felszíni előfordulásai Google Earth képen Fehér szaggatott körvonallal a vizsgált, pontozottal a még nem vizsgált területeket jelöltük. A vastag fehér vonal a magyar–szlovák országhatárt jelöli. Figure 2. Jurassic outcrops in the central and northern parts of Rudabánya Hills on a Google Earth image The white dashed lines indicate the studied areas, whereas the dotted ones the outcrops not yet investigated. The thick white line indicates the border of Hungary and Slovak Republic 100 KÖVÉR SZILVIA et al. eredményeként a képződmények litológiai bélyegeinek új- valamint esetenként radiolaritok (LESS 1981, GRILL et al. raértelmezésével, az alapvető deformációs bélyegek jellem- 1984, KOVÁCS et al. 1989). zésével, valamint a jura képződményeket is tartalmazó Telekesvölgyi Formáció. Késő-triász(?)–középső-jura vö- szerkezeti egységek sorrendjével foglalkozik. A kőzeteket rös, zöld és szürke agyagmárgából és márgából, szürkefoltos ért metamorfózis mértékének – és ezzel együtt a deformáció mészmárgából, crinoideás mészkőből, valamint helyenként hőmérsékleti és nyomás viszonyainak– pontos meghatá- kovás és mangános agyagkőből felépülő képződmény. rozása az illit Kübler- és klorit Árkai-indexek és a b0 para- Telekesoldali Formáció. Szubvulkáni riolittesteket, vala- méter alapján lesz lehetséges. mint a rétegsor középső részén több formában is megjelenő homokkövet tartalmazó fekete agyagpalából és helyenként kovás márgából, valamint olisztolitos agyagpalából, eseten- ként olisztosztrómákból álló rétegsor. Kora valószínűleg dog- Vizsgálati módszerek ger–kora-malm(?) (GRILL 1988, DOSZTÁLY 1994). Bódvai szerkezeti egység. A késő-jurában(?) létrejött Munkánk során terepi szerkezeti megfigyeléseket és szerkezeti, tektonikai egység, melyet a Bódvai-sorozat ele- méréseket végeztünk a Rudabányai-hegység középső ré- mei építenek fel. Mai helyzetében egységes szerkezeti egy- szén. Vizsgáltuk a területen jelenlévő, jurába sorolt ségről nem beszélhetünk, mivel a kréta–tercier tektonikai Telekesoldali és Telekesvölgyi Formációnak és a Bódvai- fázisok folyamán több, különböző szerkezeti helyzetbe sorozat triász képződményeinek belső deformációját jel- kerülő alegységre bomlott. Az eddigi munkák során eltérő lemző rétegdőlést és az esetenként kétgenerációs palássá- módon rekonstruált, eredeti késő-jura (?) szerkezeti egység got, a redőtengelyeket, valamint az egységek egymáshoz kőzettani tartalma és eredeti helyzete ma már közvetlenül viszonyított helyzetét, az egységek határainak geometri- nem vizsgálható. áját és szerkezeti jellegét. Számos fúrás (Szendrő [térké- pező] Szet–3, –4, Szalonna Sza–4, –5, –7, –10, –12, Varbóc Va–1, –2, –3, –4, Perkupa P–74, Szögliget Szö–3, Litológiai, szedimentológiai leírás Hidvégardó Ha–4, Rudabánya Rb–658, –661) újraérté- A Rudabányai-hegység jura (esetenként késő-triász?– kelését végeztük el részben vagy teljes egészében (1. ábra). jura) képződményeit GRILL J. munkái alapján két formáció- A gyűjtött mintákból vékonycsiszolatok és azokból mik- ba sorolták. A Telekesvölgyi és a Telekesoldali Formáció rotektonikai, szedimentológiai és őslénytani vizsgálatok megkülönböztetését litológiai jellemvonások, őslénytani és készültek. szerkezeti megfontolások alapján látták szükségesnek (GRILL et al. 1984, GRILL 1988). A formációk leírását később a fenti munkák alapján némileg átfogalmazták (pl. DOSZ- A vizsgált terület és képződményei TÁLY 1994, LESS 1998), majd GRILL (SZENTPÉTERY, LESS 2006) újólag összefoglalta. Az Aggtelek–Rudabányai-hegységben bizonyítottan vagy feltételezetten jura korú képződmények Hidvégardó Telekesvölgyi Formáció környékén, az Esztramos DK-i oldalán, a Bódva folyó A Telekesvölgyi Formációt három tagozatra bontották áttörésétől északkeletre a Dunna-tető valamint Csipkés- (GRILL 1988), amelyet a 3. ábrán bemutatott megneve- hegy déli lejtőjén (1. és 2. ábra), a Bódvától délre pedig a zésekkel tárgyalunk. A tagozatok később nem emelkedtek Nagy-Telekes-tetőn, a Csehi-hegyen, valamint a Telekes- hivatalos rangra, így a rétegcsoport kifejezést használjuk a patak mentén és mellékvölgyeiben bukkannak felszínre (2. formáción belül általunk javasolt alegységekre. A korábbi ábra). Eddigi munkánk során az utóbbi négy, legnagyobb tagozatok neveit kismértékben változtattuk, mivel a korábbi területű előfordulást vizsgáltuk. nevek tartalmaztak olyan részeket, amely a tagozatban foglalt kőzetek keletkezésének értelmezésére vonatkoztak, Nevezéktani kérdések, definíciók és amelyeket jelen munkánkban módosítunk. A régi tagoza- tok kőzettani tartalmát csak egy esetben változtattuk, még- Az Aggtelek–Rudabányai-hegység képződményeinek pedig a Telekesvölgyi Formáció legalsó tagozata (rétegcso- nevezéktanában jelenlévő bizonytalanságok miatt szük- portja) esetében; ennek indoklását a leírás után adjuk meg. ségesnek érezzük az általunk használt fogalmak jelenté- A tartalom változását a névben is érzékeltettük, a régebbi sének tisztázását. A probléma gyökere abban rejlik, hogy az adatok bemutatásánál a régi tagozatnevet használjuk ősföldrajzi, valamint a szerkezeti egységek nevei azonosak, („vörös–zöld agyagmárga tagozat”2), míg amikor saját így gyakran nem egyértelmű, hogy melyikre vonatkozik értelmezésünkre utalunk, az új rétegcsoport-nevet említjük egy-egy állítás. („vörös–zöld és szürke márga” rétegcsoport). A legidősebb- Bódvai-sorozat. A Neotethys folyamatosan elvékonyodó nek tartott „vörös–zöld agyagmárga tagozatot” vörös és kontinentális peremén a késő-perm–késő-triász időinterval- zöld márga, agyagmárga és mészkő építi fel, melyben vörös lumban lerakódott üledékösszletet foglalja magába. A Bód- és drapp alapszínű, vörös tűzköves mészkövek, durva vai-sorozat legjellemzőbb elemei a ladintól a késő-triászig lerakódott vörös színű mészkövek, tűzköves mészkövek, 2 Itt és tovább: idézőjelben a GRILL (1988) által használt megnevezések. A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 101 eholes ok hoz- asz t szak tudied bor eltár al f ek ált y én elv aphic positions of the s atigr elszíni sz tr , f ások s. The s er y alamint a vizsgált fúr ed al, v aiv el ely indicat ok határ eiv t ximat o egcsopor e appr tőleges hely ét e mations with boundaries of their subunitsla or záv ops ar cr ölgy F elépítése, a r esv and out elek ani f egt ét tt r e űsít er sz esoldal and the T elek máció egy or ölgyi F esv elek aphic column of the T atigr tr ied s esoldai és T plif elek Sim A T a. e 3. 3. ábr Figur 102 KÖVÉR SZILVIA et al. crinoideás mészkőrétegek települnek pl. a Csipkés-hegy II. ményes, mely késő-nori (késő-alauni–középső-sevati) con- szelvény (GRILL 1988, GRILL 2006), és amely helyenként odontafaunát tartalmazott (BALOGH,KOVÁCS 1977). A olisztolitokat tartalmaz. Az olisztolitok anyaga jórészt azo- mintázott mészkőtömb olisztolit volta később bizonyítást nosítható a Bódvai-sorozat triászának mészköveivel. A nyert. A rétegcsoport kora tehát késő-norinál nem idősebb, BALOGH,KOVÁCS (1977) által a „vörös–zöld agyagmárga- azaz rhaeti vagy kora-jura lehet. tagozatból” meghatározott conodontafauna kora a karnitól a A vörös–zöld és szürke márga rétegcsoport („vörös– nori végéig terjed. A vizsgált minták közül 6 tartalmazott zöld agyagmárga tagozat”), valamint a feltételezetten értékelhető conodontafaunát. A Telekes-völgy 7. számú üledékes fedőjét jelentő (középső, szürke mészkőből álló) mellékvölgyéből (4. ábra) származó minták közül 1 karni, 3 crinoideás mészkő rétegcsoport (pontosan nem meghatáro- kora-nori (láci–3), míg 1 késő-nori (késő-alauni–középső- zott kor, feltételesen liász?) átmenete nincs feltárva. Az sevati) kort adott (BALOGH,KOVÁCS 1977). Tekintetbe véve, egyedüli kivétel a Csipkés-hegy I. szelvény lehet, ahol a hogy megfigyeléseink szerint a rétegsor tartalmazhat olisz- „vörös–zöld agyagmárga tagozat” alatt crinoideás mészkő- tolitokat, továbbá hogy a szelvény mentén kimutatott korok betelepülések vannak agyagpalában, GRILL (1988) szerint nem követik az időrendi sorrendet, feltételezhető, hogy a átbuktatott helyzetben. A feltárás kis mérete miatt azonban korjelző conodonták olisztolitokból származnak. A 6. minta nincs kizárva, hogy a feltárt néhány méter még a vörös–zöld a Telekes-patak 8. számú mellékvölgyének völgyi szelvé- és szürke márga rétegcsoport része. nyéből, a „vörös–zöld agyagmárga tagozatból” származik A legfelső, mangános agyagkő rétegcsoport (3. ábra) (4. ábra). Itt a vizsgált 5 mintából mindössze egy lett ered- kőzete helyenként kovás és mangános agyagkő, amelyből

4. ábra. A Telekesvölgyi Formációt feltáró alapszelvények a Telekes-völgy 7. és 8. mellékvölgyeiben, BALOGH, KOVÁCS (1977) kéziratos szelvényei alapján, a conodontát tartalmazó rétegek feltüntetésével Figure 4. Outcrops exposing the Telekesvölgy Formation in the tributary valleys 7 and 8 of the Telekes Valley, indicating beds which yielded conodonts (after manuscripts of BALOGH, KOVÁCS 1977) A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 103 toarci(?)–bathnak (DOSZTÁLY 1994) illetve bajoci–bathnak hetősen hasonlóak. Talán ezzel magyarázható, hogy egyes (GRILL, KOZUR 1986, GRILL 1988) határozott radiolariafau- rétegsorok formációba sorolása időben változott. Míg LESS na ismert. A Varbóc Va–2 számú fúrás 17 mintája tartalma- (1987) csak a Haragistya melletti szelvényt sorolta a zott radiolariákat, melyek alapján a fúrás alsó része idősebb Zlambachi Formációba, addig SZENTPÉTERY, LESS (2006) (toarci?–aaleni), míg felső része bajoci–bath korú (DOSZ- már a Szalonna Sza–5 és Szendrő (térképező) Szet–4 egyes TÁLY 1994). Ozsvárt P. újraértékelése alapján az egész fúrási szakaszát is ide vette (l. később). Ugyanakkor a „vörös–zöld rétegsor a bajoci–bath időintervallumra tehető (OZSVÁRT P. agyagmárga” előfordulásait önálló, (nem hivatalos) tagozat- szóbeli közlése). A Telekes-völgy 7. számú mellékvöl- ként a Telekesvölgyi Formációba sorolták. Ezzel szemben gyében két helyről vizsgált radiolariafauna közül az egyik GRILL (1988) nem tesz említést a „vörös–zöld agyagmárga kora-bajoci–bathnak bizonyult, míg a másik korára DOSZ- tagozatnak” a Zlambachi Formációval való részbeni vagy TÁLY (1994) aaleni kort határozott meg (a Varbóc Va–2) teljes azonosságáról. Megítélésünk szerint a korábban két fúrás alsó részével párhuzamosította, ami azonban Ozsvárt formációba sorolt képződmények egységesen is kezelhetők, Péter új meghatározása alapján bajoci). A Telekes-völgy 8. és a vörös–zöld és szürke márga rétegcsoportba sorolhatók, mellékvölgyének völgyi alapszelvényéből származó minták mivel a kőzettani összetételük igen hasonló, színük is jó- DOSZTÁLY (1994) és GRILL,KOZUR (1986) vizsgálatai alap- részt megegyező, bár a Telekesvölgyi-sorozatba sorolt ré- ján aaleni–bajoci korúak. A fauna — a kisebb értelmezés- tegsorokban a vörös szín jóval gyakoribb, mint a Zlambachi beli eltérések ellenére — biztosan jelzi a középső-jura kort, Formációba soroltakban, ahol inkább a szürke és barna és nem igazolja, hogy a rétegcsoport a teljes középső-jurát dominál. A teljes azonosítást a Telekesvölgyi Formációba kitöltötte volna. sorolt márga pontos korának tisztázatlansága (is) akadály- Az egyes rétegcsoportok határai eddigi ismereteink ozza. A telekesvölgyi olisztolitokból előkerült legfiatalabb, szerint mindenhol tektonikus jellegűek (kivéve a Csipkés- késő-nori conodonták egyidősek a típusos Zlambachi hegy I. szelvényt, ahol a vörös–zöld és szürke márga Formáció legalsó szakaszával, és várhatóan alig idősebbek [„vörös–zöld agyagmárga”] és a crinoideás mészkő [„szür- a befoglaló vörös–zöld és szürke agyagmárga rétegcsoport ke mészkő”] rétegcsoport [„tagozat”] határa GRILL 1988 lerakódásának kezdeténél. szerint folyamatos), ezért a képződmények sorrendjének megítélése nem volt mindig egységes. GRILL et al. (1984) az Telekesoldali Formáció említett rétegcsoportok sorrendjének éppen az ellenkezőjét A Telekesoldali Formáció a korábbi felosztás szerint tételezte fel — legalul a mangános agyagkő („fekete, agyag- szintén három rétegcsoportra — GRILL (1988) munkájában kő”), majd a crinoideás mészkő, végül a „vörös–zöld agyag- „tagozatra”— bontható, amelyet ugyancsak a 3. ábrán márga tagozat”. E feltételezés alapja valószínűleg a Telekes- bemutatott megnevezésekkel tárgyalunk. A legalsó, agyag- patak 8. mellékvölgyének völgyi alapszelvénye volt, mely- pala és márga rétegcsoportot sötétszürke, helyenként kovás ről később Dosztály radiolariavizsgálatai alapján kiderült, márga, márgapala és agyagpala (olisztolitokkal és allo- hogy átbuktatott helyzetű (DOSZTÁLY 1994). A Csipkés- dapikus mészkövekkel) építi fel, és az üledékekkel közelítő- hegy I. szelvényben az átbuktatott helyzet miatt szintén ez a leg egyidős, szubvulkáni riolittesteket tartalmaz (MÁTHÉ, sorrend látszik (GRILL 1988). SZAKMÁNY 1990, SZAKMÁNY et al. 1989). Kora a Szendrő (térképező) Szet–3 fúrás (52–70 m) radioláriái alapján bajo- A ZLAMBACHI FORMÁCIÓ ci (DOSZTÁLY 1994). GRILL (1988) szerint a formáció a teljes ÉS A „VÖRÖS–ZÖLD AGYAGMÁRGA TAGOZAT” liász–malm időintervallumot átfogja, bár őslénytani ÖSSZEVONHATÓSÁGA bizonyíték csak a doggerre van (GRILL,KOZUR 1986). A Az Északi-Mészkőalpokból leírt Zlambachi Formáció rioliton végzett radiometrikus vizsgálatok eredményei — eredeti definíciója (TOLLMANN 1976) szerint a következő Rb/Sr 154±38 millió év (KOVÁCS 1987, Kovách Á. levélbeli képződményekkel jellemezhető — a zlambachi fáciesben közlése alapján) és K/Ar 120±6 millió év (BALOGH et al. már a sevati felső részét egy márgás–mészköves rétegvál- 1984). Az első adat nagyon tág időintervallumot ad a takozás jellemzi, amely a nori emelet határán át a rhaeti magma benyomulására, míg az utóbbi a kréta metamorf végéig megszakítás nélkül megmarad. A sevati része egy esemény hatását tükrözi, vagyis a riolit pontos korát nem barna, szürkésbarna és szürkészöld márgából álló rétegcso- ismerjük. port, amely legalsó részén helyenként még vörös vagy fehé- A középső rétegcsoportot (homokköves agyagpala resszürke, gumós vagy sima rétegfelszínű, hallstatti típusú rétegcsoport, 3. ábra, régi nevén „homokkő-olisztolitos vékonyrétegzett mészkő-betelepüléseket tartalmaz. Felfelé agyagpala szint”) fekete agyagpalából és a régi ezek a mészkőrétegek a sötétszürke, barnásan málló, foltos értelmezés szerint homokkő-olisztolitokból épül fel. A márgákkal szemben háttérbe szorulnak. A rétegsor alján legfelső olisztolitos agyagpala rétegcsoport (régi nevén a fekü Hallstatti Mészkő átülepített tömbjei is megjelen- „konglomerátum-olisztolitos szint”) változatos össze- nek. tételű, általában mátrixmentes olisztosztrómaszinteket Litológiai bélyegeit és a feltételezhető korát tekintve, az tartalmazó agyagpala alkotja (5. ábra), amelyben szürke, Aggtelek–Rudabányai-hegységből leírt Zlambachi For- helyenként metamorf anisusi–nori mészkő-, agyagpala-, máció és a Telekesvölgyi Formáció „vörös–zöld agyagmár- tűzkő-, riolit- és bazaltklaszt (2 db) fordul elő (GRILL ga tagozata” rétegcsoportja (leírását l. feljebb) megle- 1988, KOVÁCS 1987). 104 KÖVÉR SZILVIA et al.

5. ábra. A telekesoldali műútbevágásban látható Telekesoldali Formáció feltárása (KOVÁCS 1987)

A sztereogramon található adatok CSONTOS (1988) mérései. Szürke pontokkal a rétegdőlést (S0–1), feketével a palásságot (S2) ábrázoltuk. Mivel a rétegdőlés dőlése meredekebb, mint a palásságé, egy redő átbuktatott szárnyát látjuk. A szerkesztett redőtengely iránya KÉK–NyDNy-i. 1 — mátrix nélküli olisztosztróma, 2 — olisz- tosztróma mátrixszal, 3 — agyagpala Figure 5. Type locality (KOVÁCS 1987) of the Telekesoldal Formation along the road from Szalonna to Perkupa

Structural data represented on stereogram are from CSONTOS (1988). Because the dip values (S0–1, indicated by grey dots), are steeper than the foliation (S2, black dots), the measured F2 fold is overturned. The direction of the measured fold axis is ENE–WSW. 1 — olistostrome (without matrix), 2 — olistostrome (with matrix), 3 — shale

A TELEKESOLDALI FORMÁCIÓ bélyegeinek újraértelmezésére és egy egységes, felfelé ÜLEDÉKFÖLDTANI ÉRTELMEZÉSE durvuló gravitációs tömegmozgásos eredetű összletként A fúrások elemzése alapján megállapítottuk, hogy a való kezelésére. korábban homokkőolisztolitként leírt homokkőtestek legalább részben nem valódi olisztolitok. Lehetnek „intra- Polimikt „konglomerátum”, „breccsa” olisztolitok”, ez esetben feltételezzük, hogy az olisztolitként és olisztosztróma jelenlévő homokkő egyidős a mátrixot alkotó fekete palával. A vizsgált területen jelen van még egy eddig ismeretlen Más esetekben a durvább szemcsés üledék homokkő- és vagy más formációkhoz sorolt, feltételezhetően jura aleurolit-rétegek formájában jelenik meg a finomabb szem- képződmény, melynek rétegtani helyzete egyelőre kérdé- csés üledékben (agyagpalában vagy finom aleurolit-palá- ses. A képződmény a Csipkés-hegy (2. ábra) délkeleti lej- ban). (I. tábla, 1. fénykép) Ezek a homokkőrétegek gyakran tőjén jelenik meg. A „konglomerátum” vagy „breccsa” eróziós felszínnel települnek az alattuk lévő agyagos réte- szemcsevázú. A klasztok mérete általában 2–3 cm, de a gre, a homokkőrétegen belül gyakran normálgradáció és legkisebbek is elérik a 2–3 mm-es nagyságot. A szemcsék keresztlamináció figyelhető meg. Ezek turbiditekre jellem- gyakran kerekítettek. Anyaguk a bódvai típusú triász ző bélyegek. Gravitációs tömegmozgásra utaló további rétegsor számos elemét tartalmazza — világosszürke, szerkezetek, pl. üledékes redők (slump) is jelen vannak (I. platform eredetű Steinalmi Mészkő, rózsaszínes–szürke, tábla, 1. fénykép). mikrites mészkő (Dunnatetői Formáció); rózsaszínű, „fila- Az utólagos deformációs események hatására a kompe- mentumos”, radiolariás mészkő valamint vékonyhéjú tensebb homokkőrétegek helyenként szétszaggatott kő- kagyló kokvina (Bódvalenkei Formáció), sötétszürke, hurkákként (budinokként) jelennek meg az agyagpalában, radiolariás mikrit mikrofáciesű mészkő (Bódvarákói For- és ez is okozhatja a homokkő korábbi, olisztolitként való máció), valamint vörös tűzkő (Bódvalenkei Mészkő értelmezését. A homokkő több változatban (intraolisztolit, Formáció vagy Szárhegyi Radiolarit Formáció). A fel- kőhurka, réteg) való megjelenése arra utal, hogy a homokkő soroltakon kívül gyakran tartalmaz zöld, szürkészöld egyidős az agyagpalával. A normál gradáltság, a párhu- színű agyagkődarabokat is, amelyeket talán a Telekes- zamos és keresztlamináltság egy nem teljes Bouma-ciklus völgyi Formáció vörös–zöld és szürke márga rétegcso- üledékeként is értelmezhető. Az önálló homokkő-intraolis- portjának valamely kőzetével (I. tábla, 2. fénykép) zolitok az éppen lerakódó üledék újra feldolgozását jelzik, azonosíthatunk. azaz a gravitációs tömegmozgás eróziós voltát mutatják. Az A képződmény a klasztok anyagát tekintve nagy hason- aljzat, illetve az üledékek instabilitását az üledékrogyásos lóságot mutat a hidvégardói temetődombon feltárt olisz- redők jelzik. tosztrómával. Ennek alsó része zöldesszürke agyagos Tehát mind a „homokkő-olisztolitos palák”, mind a mészkő által cementált, összetett olisztosztróma, felső legfelső, „konglomerátum-olisztolitok” zagyár, illetve részében pedig hasonló mátrixban egyszerű olisztolitok más, nagyobb kohéziójú gravitációs tömegmozgás (tör- találhatók. A klasztok anyaga világosszürke mészkő, vörös melékfolyás) során keletkeztek. A „konglomerátum-olisz- tűzköves mészkő és vörös radiolarit, koruk conodonták tolitok” olisztosztrómaként való értelmezése megegyezik alapján késő-anisusi–középső-nori (LESS 1998, SZENTPÉ- KOVÁCS (1987) értelmezésével (részben tektonikusan szét- TERY, LESS 2006). A hidvégardói képződmény kora tehát tagolt olisztosztrómák). Megfigyeléseink alapján tehát középső-nori, vagy annál fiatalabb, és ezt tartjuk lehet- lehetőség van a sorozat litológiai és szedimentológiai ségesnek a csipkés-tetői előfordulásra is. A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 105

Az egyes jura olisztosztrómák összehasonlítása, tosan fejlődik ki (Szalonna Sza–5), vagy pedig eróziós disz- képződési viszonyaik értelmezése kordanciával (Szendrő [térképező] Szet–4) települ rá (6. ábra, b). A Telekesvölgyi Formáció esetében pedig vagy Az említett olisztolitokat tartalmazó képződményekben nem is volt triász aljzat, vagy nem volt ismert (GRILL 1988, (Telekesvölgyi Formáció, vörös–zöld és szürke márga, 1989, LESS et al. 1988, LESS 1998, 2000). Telekesoldali Formáció, csipkés-hegyi és hidvégardói „olisz- Az előbb vázolt általánosan elfogadott nézetnek vannak tosztróma”) közös jelleg, hogy gravitációs üledékfolyással egyéb változatai is. GRILL et al. (1984) a bódvai mezozoos létrejött polimikt olisztosztrómák, jelentős különbségekkel a rétegsor részének tekintették a zlambachi rétegeket, vala- klasztok anyagában. A Telekesvölgyi Formáció alsó rétegcso- mint a Szendrő (térképező) Szet–4 és Szalonna Sza–5 fúrá- portjában előforduló olisztolitok az eddigi vizsgálatok alapján sokban fölötte települő fekete palákat (6. ábra a, 1. oszlop). karni–késő-nori Bódvai-sorozatba tartozó elemeket tartal- A Rudabányai-hegységben további két, egymástól eltérő, maznak (BALOGH,KOVÁCS 1977). A hidvégardói „oliszto- tektonikus helyzetű jura összletet írtak le, a fekete telekes- sztróma” és a csipkés-hegyi „konglomerátum” anyaga a Bód- oldalit és a tarka telekes-völgyit. Tehát a Szendrő Szet–4 vai-sorozat középső–felső-triászából származik (vörös — gyakran tűzköves — mészkövek, vörös tűzkövek, világos- szürke platform eredetű klasztok). A Telekesoldali Formá- cióban azonban csak szürke színű, medence fáciesű klasztok, agyagpalaklaszt, bazalt (1-1 db), jáspis és riolitok jelennek meg. (GRILL 1988). Az eddigiekkel ellentétben a mátrix nem- csak márga vagy mészmárga, hanem világoszöld vulkáni tufa is lehet (pl. a Telekes-oldal alapszelvénye, KOVÁCS 1991). A Telekesoldali Formáció esetében leírt gravitációs tömegmozgásra utaló szerkezetekhez, valamint üledékekhez nagyon hasonló képződmények a Bükk DNy-i részén és a Darnó-hegyen felszínen, valamint a Recsk (mélyszint) Rm–109, –131, –136 fúrásokban is jelen vannak (DOSZTÁLY et al. 2002, KOVÁCS et al. 2005, HAAS et al. 2006). A Mónosbéli- sorozat részeként itt is megjelenik egy sötétszürke és fekete, agyagos- aleurolitos kőzetegyüttes, amely homokkő-bete- lepüléseket, mészkőolisztolitokat, valamint olisztosztró- maszinteket tartalmaz (BALLA 1983). A bükki és a telekesol- dali olisztolitok közös elemei a medence fáciesű, szürke színű mészkő klasztok, valamint a riolitok (odvas-bükki feltárás, Bükkzsérc Bzs–11 fúrás; CSONTOS 1988, PELIKÁN, DOSZTÁLY 2000). A két sorozat közötti fő különbség, hogy a Mónosbéli- sorozat platform eredetű klasztokat is tartalmaz (HAAS et al. 2006), míg a Telekesoldali Formációban csak lejtő és medence eredetű mészkő olisztolitok fordulnak elő (GRILL 1988, saját megfigyeléseink). Míg a bükki példa esetében a karbonátanyag forrása részben a selfterület (karbonátplat- form), részben a lejtő, részben pedig a medence volt (HAAS et al. 2006), addig a Rudabányai-hegységben csak lejtő és medence eredetű klasztokat találunk. A Mónosbéli-sorozat esetében lejtőlábnál és pelágikus medencében történt felhal- mozódást feltételeznek (HAAS et al. 2006). Bár az olisztolitok származási területe (részben) más jellegű volt, az üledékek felhalmozódása feltételezésünk szerint hasonló módon, lejtőlábi, medencei környezetben gravitációs tömegmozgá- sok segítségével történhetett.

6. ábra. A legfelső triász–jura sorozatok és triász aljzatuk közötti vi- A felső-triász–jura képződmények szony irodalmi adatok alapján A vékony vonalak folyamatos átmenetet vagy eróziós diszkordanciát jeleznek, rétegtani–szerkezeti kapcsolatai míg a vastag vonal szerkezeti határt jelöl. Magyarázat a szövegben Figure 6. The relationship of the uppermost Triassic–Jurassic A jura képződmények szerkezeti hovatartozásának sequences and deeper Triassic series according to the previous investi- megítélésekor a legtöbbet vizsgált kérdés a triász aljzathoz gations viszonyított helyzet volt. A legelfogadottabb nézet szerint a Thin lines indicate continuous or sedimentary contacts (including unconformi- Telekesoldali Formáció a bódvai típusú triászból folyama- ty), whereas the thick ones indicate tectonic boundaries 106 KÖVÉR SZILVIA et al. fekete paláját ők nem tartották a Telekesoldali Formáció Formációt is a Bódvai-sorozat jurájának vélik („A bódvai részének. A telekes-völgyi összlet megítélésük szerint a sorozat juráját képező… Telekesoldali Formáció…”, mellétei kifejlődésű triász fedője lehetett (6. ábra a, 3. SZENTPÉTERY,LESS 2006), azaz a triász Bódvai-sorozatnak oszlop), míg a telekes-oldali triász aljzatát ismeretlennek kétféle jura fedője is lenne. gondolták (6. ábra b, 2. oszlop). A fenti ellentmondások kiküszöbölésére munkánk során ÁRKAI és KOVÁCS (1986) az Aggtelek–Rudabányai- részben a már említett (Szalonna Sza–5, Szendrő [tér- hegység mezozoos mintáinak illit „kristályossági fokát” képező] Szet–4), részben egyéb, szerkezeti szempontból (IC), conodonta színindexét (CAI), valamint vitrinit-refle- érdekesnek tűnő fúrásokat vizsgáltunk újra. xióját vizsgálták. A minták között a jurába sorolt Telekes- völgyi és Telekesoldali Formációból származóak is voltak. A triász képződmények (Bódvai-sorozat) A két jura egység hovatartozását bővebben nem indokolták, érintkezése a Telekesvölgyi Formációval de mindkettőt az általuk „Bódvai-takarónak” nevezett egy- ség részének tekintették. Értelmezésünk szerint a Bódvai-sorozat késő-triásza és Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtanát össze- a Telekesvölgyi Formáció vörös–zöld és szürke márgájának foglaló térképmagyarázó kötetben (SZENTPÉTERY, LESS kapcsolata a következő fúrásokban vizsgálható: Rudabánya 2006) a Telekesvölgyi és a Telekesoldali Formációk tele- Rb–658, Szendrő (térképező) Szet–4, Perkupa P–74, pülési– szerkezeti helyzetének leírása szintén ellent- Szalonna Sza–5. Mindegyik fúrásban közös, hogy egy bód- mondásos. A Szendrő (térképező) Szet–4 világosbarna vai típusú középső–felső-triász rétegsort (Steinalmi majd szürke és a Szalonna Sza–5 fúrások vörös–zöld és Mészkő, ± Dunnatetői Mészkő, ± Bódvarákói Formáció, szürke márgáját ők is külön kezelik, és a Zlambachi Bódvalenkei Mészkő, Hallstatti Mészkő) vörös, zöld, illetve Formációval azonosítják, amely folyamatosan fejlődik ki a szürke márga követi. Ez utóbbi márga rétegtani besorolása fekü Bódvai-sorozat triász rétegeiből (6. ábra c, 1. oszlop). nem egységes (l. fentebb). A rétegsor a Perkupa P–74 fúrás- A Telekesvölgyi Formáció „vörös–zöld agyagmárga tago- ban átbuktatott helyzetű. zatát”rétegeit feltételesen a Bódvai-sorozathoz sorolják (6. A Hallstatti Mészkő, valamint a vörös–zöld és szürke ábra c, 3. oszlop), bár a feküvel való kapcsolatát minden- márga határára vonatkozóan a következő megfigyeléseket hol tektonikusnak vélik (pl. a Telekes-patak mellékvöl- tettük. A Szalonna Sza–5 fúrásban (7. ábra) 53 m-től gyei, Csipkés-hegy; SZENTPÉTERY, LESS 2006). Mivel véle- kezdődően, a fekü Hallstatti Mészkőből folyamatosan fej- ményük szerint a Telekesvölgyi Formáció vörös–zöld lődik ki egy vörös és zöld színű márga, mészmárga, agyag- agyagmárgájából folyamatosan fejlődik ki a rétegsor többi márga, valamint világosbarna mészkő váltakozásából fel- része, így azt állítják, hogy bár a határ mindenhol valami- épülő rétegsor (Telekesvölgyi Formáció vörös–zöld és szür- lyen mértékben tektonizált, a Telekesvölgyi Formáció a ke márga rétegcsoport), amely fokozatosan szürke színűvé Bódvai triász sorozat fedője. Az így kialakított elképzelés- változik. A két képződmény (Hallstatti Mészkő és Telekes- sel azonban ellentétben van, hogy a Telekesoldali völgyi Formáció) határa egy éles, a rétegdőléssel mege-

7. ábra. A Szalonna Sza–5 fúrás képződményeinek litológiai jellegei, régebbi és új értelmezése 1 — márga, 2 — mészmárga, 3 — vékonyrétegzett mészkő, 4 — agyagpala, 5 — gumós mészkő, 6 — tűzköves mészkő Figure 7. Lithologic and stratigraphic features of the Szalonna Sza–5 borehole with old and new interpretations 1 — marl, 2 — marly limestone, 3 — thin bedded limestone, 4 — shale, 5 — nodular limestone, 6 — cherty limestone. The transition from the Triassic Bódva Series to the Jurassic sequence is of sedimentary origin, the fault structure within the Telekesvölgy Formation has minor importance A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 107 gyező irányú és dőlésszögű sík, amely egy egyben kiemelt A Rudabánya Rb–658 esetében a fúrás alsó 135,4 m-e magszakaszban jól megfigyelhető volt. Ez lehet üledékes egy, a Bódvai-sorozatba tartozó triász rétegsor legfelső sza- diszkordanciafelület (éles kőzettani váltás), de jelentősebb kaszát képviseli, amelyet vörös, helyenként tűzköves felső- szerkezeti határ nem valószínű. triász Bódvalenkei, majd Hallstatti Mészkő épít fel (8. ábra).

8. ábra. A Rudabánya Rb–658 fúrás képződményeinek litológiai jellege, régebbi és új értelmezése 1 — márga, 2 — mészmárga, 3 — vékonyrétegzett mészkő, 4 — vastagpados mészkő, 5 — kvarter törmelék, 6 — gumós mészkő, 7 — tűzköves mészkő Figure 8. Lithologic and stratigraphic features of the Rudabánya Rb–658 borehole with old and new interpretations 1 — marl, 2 — marly limestone, 3 — thin bedded limestone, 4 — thick bedded limestone, 5 — Quaternary debris, 6 — nodular limestone, 7 — cherty limestone 108 KÖVÉR SZILVIA et al.

135,4 m és 80,3 m között vörös, zöld és szürke agyagkő, nites, nem bioturbált. Az előző két képződmény határán 40 agyagmárga, márga, mészmárga és mészkő váltakozásából cm vastagságú fekete lemezes agyagpala található, amely felépülő rétegsor jelenik meg. Az egyes kőzettípusok aránya sem a fekü, sem a fedő felé nem mutat fokozatos szín- vagy folyamatosan változik. Az üledék végig jól rétegzett, lami- kőzettani átmenetet.

9. ábra. A Perkupa P–74 fúrás litológiája, régebbi és új értelmezése. A fúrás felső szakasza átbuktatott helyzetű 1 — márga, 2 — mészmárga, 3 — vékonyrétegzett mészkő, 4 — vastagpados mészkő, 5 –agyagpala, 6 — tűzkőréteg tűzköves mészkőben, 7 — tűzköves mészkő Figure 9. Lithologic and stratigraphic features of the Perkupa P–74 borehole with old and new interpretations Note overturned sequence at the upper part of the borehole. 1 — marl, 2 — marly limestone, 3 — thin bedded limestone, 4 — thick bedded limestone, 5 — shale, 6 — chert layer in cherty limestone, 7 — cherty limestone A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 109

A Perkupa P–74-es fúrás esetében (9. ábra) ugyanilyen Hallstatti Mészkő. A fedő felőli határon a Hallstatti Mészkő helyzetben szintén megjelenik a Hallstatti Mészkő és az azt folyamatosan világosbarna márgába megy át, amely beszű- követő márga határán egy ezzel azonos megjelenésű, rődik a mészkő repedéseibe is. A márga rövid, 30 cm-es lemezes fekete agyagpala. világosbarna szakasz után hirtelen tektonikusan felőrölt A Szendrő (térképező) Szet–4 (10. ábra) esetében is fekete agyagmárgává válik, majd kb. 50 cm után felfelé hasonló a helyzet, itt a fúrás alsó 100 m-ét a Bódvai-sorozat- középszürke márgába megy át. Ez a középszürke, helyen- ba tartozó anisusi–nori karbonátos rétegsor építi fel: ként kovás márgát, mészmárgát, tartalmazó rétegsor 20 m- Steinalmi Mészkő, néhány m vastag Bódvarákói Mészkő, es mélységig tart. A márgában gyakoriak a lapított agyag folyamatos átmenettel a Bódvalenkei Mészkő felé, majd intraklasztok. Helyenként flázeres–agyagos mészkő-bete-

10. ábra. A Szendrő (térképező) Szet–4 fúrás litológiája, régebbi és új értelmezése. Az átmenet a Hallstatti Formáció és a Telekesvölgyi Formáció (mindkettő a Bódvai-sorozathoz tartozik) között folyamatosnak gondolt, bár az átmeneti szakasz alsó része némileg tektonizált 1 — márga, 2 — mészmárga, 3 — vékonyrétegzett mészkő, 4 — vastagpados mészkő, 5 –agyagpala, 6 — kvarter törmelék, 7 — tűzkőréteg tűzköves mészkőben, 8 — tűzköves mészkő Figure 10. Lithologic and stratigraphic features of the Szendrő Szet–4 borehole with old and new interpretation Continuous transition from the Hallstatt Formation to the Telekesvölgy Formation (both belonging to the Bódva Series) is considered, which is moderately tec- tonised at its lower part. 1 — marl, 2 — marly limestone, 3 — thin bedded limestone, 4 — thick bedded limestone, 5 — shale, 6 — Quaternary debris, 7 — chert layer in cherty limestone, 8 — cherty limestone 110 KÖVÉR SZILVIA et al. lepülések is megjelennek. A rétegdőlés 45 és 60° között vál- mentén érintkező) Telekesvölgyi Formáció folyamatosan tozik. A fúrásban lefelé haladva a képződményen belül világosszürke színűvé váló márgás rétegösszlete felett sötét- egyre több a karbonátos rész, mészkő és márga ciklikus vál- szürke, mikrites, fehér kalcitereket tartalmazó mészkő jelenik takozása figyelhető meg. meg. A mészkő makroszkóposan egyveretű, lamináció, A korábbi értelmezés (GRILL 1988, GRILL 1989, LESS et rétegzés vagy egyéb üledékes szerkezet nem látható. al 1988, LESS 1998, 2000) alapján a Szendrő (térképező) Vékonycsiszolatban a legszembetűnőbb bélyeg a kétirányú Szet–4 fúrás volt az egyik kulcsfontosságú bizonyítéka sztilolitok megjelenése. Ez a két sztilolitos irány közel annak, hogy a Bódvai-sorozat triásza és a Telekesoldali merőleges egymásra. Tehát a rétegzésen kívül egy tektonikus Formáció kontaktusa üledékes jellegű, és a két képződmény eredetű sztilolitosodás is megfigyelhető. Jellemző az irányí- egymás eredeti rétegtani folytatása. Eszerint a Hallstatti tott szövet. A kőzet mikrofáciese biomikrit, melyben néha Mészkőből nem a Telekesvölgyi, hanem a Zlambachi For- elszórtan romboéderes alakú, utólag kalcittal helyettesített máció, valamint a Telekesoldali Formáció legalsó része ásványszemcsék jelennek meg. Az eredeti ásványok kioldód- fejlődött ki. A két formáció hasonló litológiai jellegű részei- tak, ezért meghatározásuk nem lehetséges. A kalcittal nek elkülönítésére eddigi megfigyeléseink alapján a legjobb kitöltött üregek romboéder formája a szöveti irányítottságra módszer a képlékeny deformációs elemek megjelenése merőlegesen lapított, eredetileg talán négyzet alakúak lehet- vagy hiánya (l. képlékeny deformációs jelenségek c. feje- tek. Biogén elegyrészek mindössze két csiszolatban zet). Mivel az ezen fúrásban megjelenő szürke márga nem feltételezhetőek, ahol talán lapított ostracodahéjakat lehet szenvedett jelentősebb képlékeny deformációt, a Telekes- felfedezni. Környezet- vagy korjelző fosszíliák hiányában a völgyi Formáció részének tekintjük még akkor is, ha a képződmény rétegtani, illetve szerkezeti besorolása kérdéses. karakterisztikus vörös–zöld színváltozat itt nem jelenik A fúrás eredeti leírói a képződményt a Bódvai-sorozat meg. Véleményünk szerint a Hallstatti Mészkő és a repedé- Gutensteini Formációjával azonosították. A fekü felé való seibe beszűrődő, tehát vele üledékes kontaktusban lévő, pár átmenet éles határ, azonban vetőbreccsa, vetőkarc vagy egyéb 10 cm vastagságú világosbarna márga valóban bizonyítja a töréses deformációra utaló jelenség nem látható. rétegtani érintkezést. A régebben a Zlambachi Formációba A sötétszürke mészkő a fúrásban felfelé haladva 25 m-ig is sorolt márga véleményünk szerint megfelel a Telekes- tart, onnan mészkőtörmelék folytatódik tovább, fölötte a völgyi Formáció alsó, vörös–zöld és szürke márga rétegcso- fúrás tetejéig mállott palatörmelék található. A felső részen portjának. A világosbarna márga feletti fél méteres vastag- egy 30 cm-es magszakaszban deformált, lapított szürke ságú fekete lemezes agyag tektonikus határt jelez, amint azt színű mészkőklasztokat tartalmazó olisztosztróma-darab a fúrás eredeti leírója, Less Gy. jelezte is. Mivel felette újra a jelenik meg, amely a Telekesoldali Formációból származik fekü világosbarna márgával azonos litológiai jellegű és (GRILL 1988). A fúrás eredeti leírása szerint ez a szakasz a színű képződmény következik, úgy véljük, hogy a kontaktus Telekesoldali Formációba tartozik. Bár a fúrásanyag mai tektonikus jellegű, de a határ mentén nem történt jelen- állapota nem zárja ki azt, hogy a legfelső szakasz negye- tősebb, a rétegtani sorrendet módosító elmozdulás. didőszaki törmelék, a kőzetdarabok kétségtelenül a Mivel a Hallstatti Mészkő és a Telekesvölgyi vörös–zöld Telekesoldali Formációból származnak. A fúrás térképi és szürke márga határa a Szalonna Sza–5 fúrásban való- helyzete szintén hozzájárul a két kérdéses képződmény — a színűleg nem szerkezeti, hanem üledékes, feltételezzük, Telekesoldali és a Telekesvölgyi Formáció — értelme- hogy a más fúrásokban hasonló helyzetben megjelenő zéséhez. A fúrástól északra csak a Telekesoldali Formáció 30–50 cm-es vastagságú tektonikus zóna sem jelentős palája jelenik meg a völgy mindkét oldalán (1. ábra), míg szerkezeti elem, hanem egy szerkezeti egységen belüli tek- DNy-ra, a kérdéses mészkőtől délre, már a Telekesvölgyi tonikus határ. Tehát a Telekesvölgyi Formáció vörös–zöld Formáció van a felszínen (LESS et al. 1988). Ez egybecseng és szürke márga rétegcsoportját a bódvai típusú triász erede- azzal a megállapításunkkal, hogy a Telekesoldali Formáció ti üledékes fedőjének tekintjük. Ha a további két rétegcso- magasabb szerkezeti helyzetben van, mint a Bódvai-egység, portjával (crinoideás mészkő, mangános agyagkő) való beleértve a Telekesvölgyi Formációt és a bódvai triász folyamatos átmenet bizonyítható, akkor az egész formációt sorozatot. A két szerkezeti egység között megjelenő — az eddigi állásponttal ellentétben (GRILL 1988, 1989; képződmény besorolása további vizsgálatok tárgya lehet. LESS et al. 1988, LESS 1998, 2000; SZENTPÉTERY,LESS 2006) A Rudabánya Rb–661 fúrás (11. ábra) 0–151 m-ét — a Bódvai-sorozat részének tekintjük. közötti szakaszát sötétszürke, helyenként fekete agyagmár- ga, márga, mészmárga, alárendelten agyagpala építi fel. A A triász képződmények (Bódvai-sorozat) kevésbé karbonátos részeken képlékeny deformációs jelen- érintkezése a Telekesoldali Formációval ségek — kinkredők, valamint izoklinális redőkbe gyűrt kalciterek jelennek meg. 151 és 170 m között mállott, Értelmezésünk szerint a Bódvai-sorozat triásza és a szürkés-zöld breccsásodott riolit található. A képződményt Telekesoldali Formáció egyes rétegcsoportjainak kapcsola- véleményünkkel megegyezően a Telekesoldali Formáció ta a Rudabánya Rb–661, Rudabánya Rb–658 fúrásokban részének tekintették (GRILL 1988, SZENTPÉTERY,LESS vizsgálható. 2006). Ez alatt tektonikus breccsa jelenik meg, ami A már említett Rudabánya Rb–658 fúrásban (8. ábra) a Telekesoldali Formációra emlékeztető fekete pala-, evapor- bódvai triászból kifejlődő (vagy azzal késői szerkezeti határ it-, zöld anhidrit- és lyukacsos rauchwackeklasztokat tartal- A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 111

11. ábra. A Rudabánya Rb–661 fúrás litológiája, régebbi és új értelmezése. Az evaporit alatt pelágikus bódvai triász szerkezetileg redukált marad- ványai, alatta pedig bódvai(?) platform karbonát található 1 — márga, 2 — mészmárga, 3 — vékonyrétegzett mészkő, 4 — vastagpados mészkő, 5 — agyagpala, 6 — gyűrt kalciteres agyagpala, 7 — riolit, 8 — vetőbreccsa, 9 — eva- poritos rétegek, 10 — kavics, dara és homok szemcseméretű vegyes sziliciklasztos breccsa, 11 — bioklasztos mészkő Figure 11. Lithologic and stratigraphic features of the Rudabánya Rb–661 borehole with old and new interpretation Note tectonically reduced pelagic Bódva Triassic below the evaporite, underlain by (Bódva?) platform carbonate. 1 — marl, 2 — marly limestone, 3 — thin-bedded limestone, 4 — thick bedded limestone, 5 — shale, 6 — shale with folded calcite veins, 7 — rhyolite, 8 — tectonic breccia, 9 — evaporite, 10 — mixed siliciclastic breccia with grain size of pebble, granule and sand, 11 — bioclastic limestone 112 KÖVÉR SZILVIA et al.

maz. A következő szerkezeti határig (255 m) tarka szilici- erről a fúrás alján megjelenő mészkőről, valamint a felette klasztos, dolomitos és evaporitos rétegsor található. Felső lévő tektonikus breccsáról és ezek jelentőségéről. A tek- részén fekete agyagpala váltakozik gipszlemezekkel, majd tonikus breccsában jelenlévő vörös tűzköves mészkő és kovás lila agyagkő anhidrittel. A következő szakasz dolomit, agyagkő az ismert képződmények közül leginkább a Bódvai- anhidrit, valamint lila és zöld agyagkő váltakozásából épül sorozat középső–felső-triászába tartozó Bódvalenkei For- fel. A rétegsor legalján durva sziliciklasztos és anhidrites máció kőzeteivel azonosítható. A szerkezeti határ alatti vilá- rétegek váltják egymást. Ez a vegyes képződmény a Bód- gosszürke mészkő pedig nagy valószínűséggel a Bódvai- vaszilasi Homokkő Formáció alsó része (HIPS 2001), sorozat Steinalmi Mészköve. Ezeket figyelembe véve a fúrás valamint a Perkupai Evaporit Formáció tektonikus melanzsa szerkezeti felépítése a következő: legfelső helyzetben talál- lehet. A 255 és 265 m között elhelyezkedő tektonikus breccsa ható a Telekesoldali Formáció, amely alatt az evaporitos öss- vörös kovásodott agyagkő, valamint vörös tűzköves mészkő zlet egy pikkelye van, majd a Bódvai-sorozat középső–felső- klasztjait is tartalmazza. Ezután a fúrás talpáig (300 m) vilá- triászának tektonikusan felőrölt maradványai következnek, és gosszürke, helyenként durvaszemcsés bioklasztot tartalmazó legalul a Bódvai-sorozat platform fáciesű Steinalmi Mész- mészkő következik. A fúrásleírások eddig nem tettek említést köve helyezkedik el.

12. ábra. A Rudabányai-hegység középső részének új szerkezeti vázlata, KÖVÉR et al. (2006) nyomán módosítva, LESS et al. (1988) térképét alapul véve A térképvázlat a főbb jura és kréta szerkezeteket világítja meg, a kisebb szerkezeti elemeket nem mutatja Figure 12. New structural sketch of the central part of Rudabánya Hills, modified after KÖVÉR et al. (2006), based on the map of LESS et al. (1988) This sketch intends to show the major Jurassic–Cretaceous structural relationships and omits smaller structures. Note superposition of the Telekesoldal Nappe over the Triassic and Jurassic rocks of the Bódva Series. 1 — Cenozoic structures; 2 — second-order reverse fault, imbricate within structural units (Late Cretaceous?); 3 — nappe boundary (Late Jurassic – Early Cretaceous); 4 — studied boreholes; 5 — Lower Triassic sandstone, marl, limestone (Bódvaszilas, Szin and Szinpetri Formations), Bódva Series, 6 — Lower–Middle Triassic sandstone, limestone (Henc Creek Tectonic Unit); 7 — Telekesoldal Formation (Telekesoldal Nappe); 8 — Upper Triassic – Lower Jurassic shale, silicified marl, crinoidal limestone (Telekesvögy Formation), Bódva series; 9 — Middle to Upper Triassic basinal limestones (Bódvalenke and Hallstatt Formations), Bódva Series; 10 — Middle Triassic platform carbonates (Steinalm, Gutenstein formations), Bódva Series A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 113

A triász és jura képződmények szerkezeti zetekből álló, eddigi munkákban nem részletezett szerkezeti helyzetének összegzése besorolású egység, az általunk Henc-pataki-egységnek nevezett szerkezeti egység helyezkedik el. Az általunk ides- A két fúrásban tehát nagyon hasonló rétegsort tapasz- orolt képződmények a következők: a Rudabánya Rb–658 talunk — legfelső helyzetben a Telekesoldali Formáció, fúrás 25–80 m közötti szakaszának sötétszürke mészköve, a alatta legalsó helyzetben a Bódvai-sorozat triász, illetve jura Henc-patak, valamint az attól keletre található elnyúlt hegy- képződményei találhatók. Az eltérés az, hogy a Rudabánya orr között felszínen megjelenő sötétszürke mészkő és lila Rb–661-ben a kettő között egy evaporitos összlet, míg a homokkő. A Henc-pataki-egységet ÉNy-ról a felette elhe- Rudabánya Rb–658-ban egy nehezen besorolható mészkő lyezkedő Aggteleki-egység, DK-ről az alatta elhelyezkedő található. Telekesoldali-takaró képződményei határolják. A fentiek alapján a Telekesoldali szerkezeti egység (-ta- A Rudabányai-hegység általunk vizsgált középső részén karó) definíciója a következőképpen adható meg: önálló D-ről É felé haladva a következő szerkezeti helyzetekben szerkezeti egység, takaró, melyet kizárólag a Telekesoldali fordulnak elő ezek az alegységek (13. ábra). A Bódvától Formáció képződményei építenek fel (12. ábra). Alatta a délre a legalsó ismert szerkezeti helyzetben található egy, a Bódvai-sorozat képződményei, esetenként a Tornai-sorozat Bódvai-sorozat alsó-triász–középső-jura képződményeiből található (13. ábra). Határai tektonikusak és jórészt mege- álló alsó pikkely, mely fölött a Telekes-völgy 7. mellékvöl- gyeznek LESS et al. (1988) térképén a Telekesoldali For- gyének völgyfője közelében még egy, szintén Bódvai- máció határaival. Eltérés adódik a Csehi-hegyen, a Szendrő sorozatot tartalmazó felső pikkely található. Ezen egységek (térképező) Szet–4-es fúrás környezetében, ahol Less et al. felett a Telekesoldali-takaró helyezkedik el (talpán esetleg értelmezése szerint Telekesoldali Formáció található, me- helyenként a Tornai-sorozattal). Erre a Henc-pataki-egység, lyet mi Telekesvölgyi-sorozatnak értelmezünk. Hasonlóan, majd az Aggteleki-takaró következik. a Szalonna Sza–5-ös fúrás környezete szerintünk nem a A feljebb vázolt szerkezeti sorrend a Bódva folyótól Telekesoldali, hanem a Telekesvölgyi Formációba tartozik. északra fiatalabb szerkezeti elemekkel egészül ki. Itt a A Telekesoldali-takaró határai az áttolódás után gyakran legalsó felszínen megjelenő, valamint a Szalonna Sza–4 reaktiválódhattak, így nem feltétlenül tükrözik az eredeti fúrás által harántolt képződmény a Telekesoldali Formáció, szerkezeti geometriát. Felette egy alsó–középső-triász kő- amely fölött ismét a Bódvai-sorozat triásza foglal helyet. Ezt

13. ábra. A vizsgált szerkezeti egységek mai helyzete a Rudabányai-hegység középső részének külön- böző rétegsoraiban (vö. 6. ábra) Figure 13. Tectonic position of the studied sequences in the central part of Rudabánya Hills (com- pare with Figure 6) Note younger imbrications, which disturb the original superposition of the metamorphosed Telekesoldal Nappe over the non-metamorphosed Bódva Series 114 KÖVÉR SZILVIA et al. az egységet Dunnatetői-pikkelynek nevezzük, ez a Dunna- klasztok erőteljes lapultságával és a palásság síkjában tetőn, illetve kelet felé Szalonnáig fordul elő. Ez a pikkely történő megnyúlásával jár (I. tábla, 4. és 5. fénykép) egy, a korábbi Bódvai-egység–Telekesoldali-takaró szerke- zeti sorrendjét kialakító fázisnál fiatalabb rátolódással Mikroszkópos szerkezeti formaelemek került felsőbb szerkezeti helyzetbe (KÖVÉR et al. 2005a, b). Szabad szemmel szinte mindig jól látható a palásság a A Dunnatetői-pikkely felett kis kiterjedésben ismert a meta- Telekesoldali Formáció képződményeiben. A palássági síkok morf Tornai-sorozat egy takarófoszlánya, melyre feltéte- általában jól fejlettek (II. tábla, 1. fénykép), gyakran nyomási lezésünk szerint a Telekesoldali-takaró következett, de lep- oldódásos felszínek, melyek mentén az opak oldási maradék usztult (KÖVÉR 2005, KÖVÉR et al. 2005b). A Csipkés- felhalmozódik (II. tábla, 3.fénykép). „Mikroolisztolitos” hegyen átbuktatott helyzetben jelenik meg a Bódvai-sorozat rétegek jelenléte esetén a klasztok egy része a palásság középső-triász–jura(?) rétegsora (Csipkés-hegyi-pikkely), irányára merőlegesen lapult, a palásság síkjába rendeződött amely a Perkupa P–74 fúrás alján ismét normális helyzetű és megnyúlt. Másik részük merev, forgó klasztként lehet (1. és 13. ábra). Ennek viszonya a Dunnatetői-pikkely- viselkedett. Gyakoriak a nyírásjelző objektumok (II. tábla, 3. hez, illetve a Telekesoldali-takaróhoz nem tisztázott. fénykép), amelyek irányított felszíni minta esetén igazi irány- jelzésre alkalmasak, egyéb esetekben csak a deformáció mechanizmusáról árulkodnak. A nyírásjelző objektumok Képlékeny deformációs jelenségek közül a leggyakoribbak a finomszemcsés, általában karbonát tartalmú mátrixban megjelenő nyírási szalagok (II. tábla, 3. A Telekesoldali és Telekesvölgyi Formációk hasonló fénykép), valamint a merev klasztokban létrejövő szin- és litológiai jellegű kőzeteinek elkülönítésekor döntő jelen- antitetikus repedések (II. tábla, 3. fénykép). tősséggel bír az esetleges makro-, illetve mikro-léptékű képlékeny deformációs bélyegek megjelenése, mivel ezek az események csak a Telekesoldali Formáció képződ- D2 deformációs fázis, F2 redőződés, ményeit érintették. A továbbiakban rövid jellemzést adunk a S2 tengelysík-palásság telekesoldali képződményeket ért képlékeny deformációs Makroszkópos szerkezeti formaelemek fázisokról. A Telekesoldali Formáció minden üledékes képződ- Az F2 fázis redői feltárás méretben csak ritkán jelennek ményére általánosan igaz, hogy megjelenik benne legalább meg, általában a rétegdőlés és az azzal szöget bezáró S2 egy palássági irány, melynek behatolása, sűrűsége a litoló- palásság viszonya utal a jelenlétükre (5. ábra). Az S2 palásság giától és szerkezeti helyzettől függően változik. Ezt a szerke- rosszul fejlett, és csak ritkán látható. Ekkor két, egymást met- zeti formaelemet már a korábbi szerzők, így GRILL, KOZUR sző foliációrendszer jelenik meg az agyagpalában, melyek (1986), GRILL (1988, 1989) és SERESNÉ HARTAI (1980) is ész- közül csak szerencsés esetben, pl. anyagváltakozás esetén lelték. A nagyobb karbonát tartalmú részeken (mészmárga) dönthető el, hogy melyik az eredeti rétegdőlés+réteg- és főleg a kovás képződményekben a palásság gyengébben, párhuzamos palásság, és melyik a D2 fázishoz tartozó S2 esetenként makroszkóposan egyáltalán nem jelenik meg. tengelysík-palásság. A rétegzéstől eltérő palásságot CSONTOS Ezzel szemben, az agyagpalában sűrű, lemezes elválási (1988) is észlelte és ennek alapján a Telekes-oldal alap- felületekként jelenik meg. Az olisztosztróma szövetét erőtel- szelvényét (5. ábra) átbukatott helyzetűnek tartotta. jes irányítottság jellemzi, melyet az egyes klasztok orientált Mikroszkópos szerkezeti formaelemek elhelyezkedése okoz. A klasztok a fő palásságra merőlegesen lapítottak, határaik erőteljes nyomási oldódásos felszínek (I. Csiszolati léptékben a Telekesoldali Formációbál szár- tábla 4., 5. fénykép). A szemcsehatárok egyes metszetekben mazó több mintában is megjelenik egy különböző mértékű konkávok is lehetnek, melyet korábban mésziszap állapotban redőződés, amely az S0–1 palássági síkot meggyűri. A Nagy- való átülepedéssel („plasztiklaszt”) magyaráztak (KOVÁCS Telekes-tető déli lejtőjéről származó felszíni mintában szűk, 1987), de lehetséges, hogy a későbbi tektonikus deformáció majdnem izoklinális F2 redők alakulnak ki (II. tábla, 2. és 4. (lapulás) hatására jött létre fénykép). A redőszárnyakon a meggyűrt S0–1 palássági síkok majdnem párhuzamosak egymással, valamint az S2 új tengelysíkpalássággal. Néhány esetben az F2 redők csiszolat D1 deformációs fázis, S0–1 palásság léptékben nem láthatóak, de jelenlétükre következtetni Makroszkópos szerkezeti formaelemek lehet, mert két, egymást metsző palássági irány látható a metszetekben, pl. a Mély-völgyben (II. tábla, 5. fénykép). Az agyagpalában és az olisztosztrómában általánosan jelen van egy rétegzéssel párhuzamos palásság. A rétegzés

és a palásság viszonya a gyakori anyagváltakozásoknál pl. D3a deformációs fázis, F3a redőződés homokkő–agyag figyelhető meg. A karbonátosabb és esetenként kovásabb részeken a palásság kevésbé fejlett, de Makroszkópos szerkezeti formaelemek gyakoriak a nyomási oldódásos felszínek, vagy a kőzetet A Telekesoldali Formáció képződményeinek S0–1 foliá- átszelő kalciterek szétszaggatottsága, látszólagos elvetése a ciója gyakran újragyűrődött kis méretű kinkredők for- nyomási oldódás miatt. A palásság az olisztosztrómában a májában. Ezek a kinkredők mind felszíni feltárásokban (pl. A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 115

Mély-völgy), mind fúrásokban (pl. Szalonna Sza–12) meg- esetleges kivételtől eltekintve) nem mutat. A terepi megfi- jelennek. A redők cikcakk típusúak, a redőszárnyak álta- gyeléseink, valamint a vizsgált fúrások alapján a Telekes- lában egyenesek, az átfordulás gyors, a csukló nem kere- oldali Formáció magasabb szerkezeti helyzetben található, kített, hanem hegyes (I. tábla, 3. fénykép). mint a Bódvai-sorozat triásza, vagy a Telekesvölgyi For- máció. Ezt a két információt figyelembe véve úgy véljük, Mikroszkópos szerkezeti formaelemek hogy a Telekesoldali Formáció képződményei egy különál- A Telekesoldali Formáció néhány csiszolati mintájában ló szerkezeti egységet alkotnak (Telekesoldali-takaró), is megfigyelhető egy, az S0–1 palásságot meghajlító kink- amely a képlékeny deformációkkal járó fázisok után került a redőződés (II. tábla, 6. fénykép). A redők rosszul kerekítet- Bódvai-sorozat triásza, valamint a Telekesvölgyi Formáció tek. A gyűrődéskor a kőzet már csak részben viselkedett fölé. képlékeny módon, a csuklózónában gyakori a kalcittal A Telekesvölgyi Formáció deformáltsága megegyezik kitöltött tenziós hasadékok kialakulása, a szárnyakon pedig a Bódvai-sorozat triászával. Fúrásban (Szalonna Sza–5, az S0–1 palássági lapok menti csúszás. Szendrő [térképező] Szet–4, Perkupa P–74) a Bódvai- sorozathoz tartozó Hallstatti Mészkő és az általunk a Tele- kesvölgyi Formáció részének tartott vörös–zöld és szürke D deformációs fázis, F redőződés 3b 3b márga átmenete megítélésünk szerint folyamatos, egyéb Mikroszkópos szerkezeti formaelemek esetekben pedig késői szerkezeti, de nem takaróhatár. E két alapvető megfigyelésünk alapján a Telekesvölgyi Az S palásság egy csiszolatban újragyűrődik kis mé- 0–1 Formációt a Bódvai szerkezeti egység részének tekintjük. retű, de kerekített redők formájában. A Szalonna Sza–12 Tehát álláspontunk szerint — az eddigi véleményekkel fúrásból származó minta esetén (II. tábla, 1. fénykép) egy ellentétben (GRILL 1988, 1989; LESS et al. 1988, LESS 1998, kezdődő krenulációs palásság látható. Az első palásság 2000; SZENTPÉTERY,LESS 2006) — a Telekesoldali For- meggyűrődött, a redőződéshez tartozó S palásság (függő- 2 máció nem része a Bódvai szerkezeti egységnek, hanem leges a csiszolatban) kvázi merőleges az S -re. Megindul 0–1 egy a fölött elhelyezkedő önálló takaró. A Telekesvölgyi az anyagátrendeződés az új palásság irányában, az új Formáció pedig nem egy különálló szerkezeti egység, tengelysík-palásság mentén az eredeti rétegek szétsza- hanem a Bódvai-sorozat része. Ezen álláspontunkat az illit kadoznak. Kübler-index vizsgálatok előzetes eredményei is alátá- masztják. Illit kristályossági és képlékeny deformációs vizs- gálatok eredményeinek összehasonlítása Köszönetnyilvánítás Az illit-kristályossági fok előzetes vizsgálati ered- ményei összhangban vannak a szerkezeti megfigyelésekkel, A vizsgálatok elvégzését és a terepi munkát a Fodor mivel a Telekesoldali Formáció mintái jórészt magas László által vezetett T48824 számú, a Haas János vezette hőmérsékletű anchizónás metamorf átalakultságot mutat- K61872 számú, valamint a Kovács Sándor vezette T047121 nak (KÖVÉR et al. 2006). A metamorfózis során fennálló számú OTKA-kutatás támogatta. Köszönjük Hips Kin- feltételezhető hőmérséklet lehetőséget teremthetett a képlé- gának és Haas Jánosnak a karbonátos csiszolatok, Koroknai keny deformációs elemek kialakulásához is. Balázsnak a szerkezeti csiszolatok értelmezésében, vala- Az előzőleg leírt képlékeny deformációs fázisok hatásai mint Ozsvárt Péternek a radiolariák újravizsgálatában nyúj- csak a Telekesoldali Formáció képződményeit érintették, és tott segítséget. Köszönjük Less Györgynek és Grill nem érzékelhetőek a Bódvai-sorozat triász, valamint a Józsefnek a hasznos konzultációkat, amelyek megvilágítot- Telekesvölgyi Formáció felső-triász(?)–jura kőzetein. Az ták a korábbi álláspont kialakulásának okait. Árkai illit-kristályossági fok mérések előzetes eredményei alapján Péternek, Judik Katalinnak és az MTA Geokémiai e kőzetek diagenetikus, legfeljebb alacsony anchizónás áta- Kutatóintézet munkatársainak a metamorffok-vizsgálatok lakultságot mutatnak. pontos és precíz elvégzéséért szeretnénk külön köszönetet mondani. A terepi munkában az Aggteleki Nemzeti Park munkatársai (Gruber Péter és Juhász Tamás) készségesen Következtetések segítettek, a régebbi feltárások újbóli letisztítását a park munkásai tették lehetővé. Fodor László a Magyar Megfigyeléseink szerint a Telekesoldali Formáció Tudományos Akadémia Bolyai János ösztöndíjának támo- legalább három fázisú képlékeny deformációs alakváltozást gatását élvezte. A konzultációkban, terepi munkában szenvedett, míg a Bódvai-sorozat triásza, valamint a Stephan Schmid (Universität Basel, Svájc) és Bernhardt Telekesvölgyi Formáció az említett három deformációs Fügenschuh (Universität Innsbruck, Ausztria) ötletei is fázisban nem vett részt, képlékeny deformációt (néhány segítségünkre voltak. 116 KÖVÉR SZILVIA et al.

Irodalomjegyzék — References

ÁRKAI, P., KOVÁCS, S. 1986: Diagenesis and regional metamor- HOCHSTETTER, F. 1856: Über die geologische Beschaffenheit der phism of the Mesozoic of Aggtelek–Rudabánya Mountains Umgegend von Edelény bei Miskolcz in Ungarn, am Südrande (Northeast Hungary). — Acta Geologica Hungarica 29 (3–4), pp. der Karpathen. — Jahrbuch der Kaiserlich-Königlichen 349–373. Geologischen Reichsanstalt 7, pp. 692–705. BALOGH K., PANTÓ G. 1949: A Rudabányai-hegység földtani KOCH A. 1904: A rudabánya–szentandrási hegyvonulat geológiai térképe 1:25 000. — Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa. viszonya. — Mathematikai és Természettudományi Értesítő 22, BALOGH K., KOVÁCS S. 1977: Előzetes jelentés a Rudabányai-hegysé- pp. 132–145. gi triász vizsgálatáról. — Kézirat, József Attila Tudomány- KOVÁCS S. 1987: Olisztosztrómák és egyéb, vízalatti gravitációs egyetem, Szeged. tömegszállítással kapcsolatos üledékek az észak-magyarországi BALOGH K., ÁRVÁNÉ SOÓS E., PÉCSKAY Z. 1984: Jelentés a Magyar paleo–mezozóikumban, II. — Földtani Közlöny 117 (1), pp. Állami Földtani Intézet és az MTA Atommag Kutató Intézete 101–119. között létrejött 4020/84 sz. kutatási szerződés keretében KOVÁCS S. 1991: Rudabányai-hegység, Varbóc, Telekes-oldal, végzett vizsgálatokról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Telekesoldali Formációcsoport. — Magyarország geológiai alap- Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest. szelvényei 149, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, BALLA Z. 1983: A szarvaskői szinform rétegsora és tektonikája. — A Budapest. Magyar Állami Eötvös Löránd Geofizikai Intézet 1982. évi jelen- KOVÁCS, S., LESS, GY., PIROS, O., RÉTI, ZS., RÓTH, L., 1989: Triassic tése, pp. 42–65. formations of the Aggtelek–Rudabánya Mts. (Northeastern CSONTOS L. 1988: Étude géologique d’une portion des Carpathes Hungary). — Acta Geologica Hungarica 32 (1), pp. 31–63. internes, le massif du Bükk (Nord-est de la Hongrie), (stratigra- KOVÁCS, S., JÓZSA, S., GULÁCSI, Z., DOSZTÁLY, L., B. ÁRGYELÁN, phie, structures, métamorphisme et géodinamique). — Ph.D. G., FORIÁN-SZABÓ, M., OZSVÁRT, P. 2005: Permo–Mesozoic thesis, University Lille Flandres-Artois, 250, 327 p. formations of the Darnó Hill area, NE Hungary — a displaced DOSZTÁLY L. 1994: Mezozoos radiolária vizsgálatok Észak- fragment of the Inner Hellenidic – Inner Dinaridic accre- Magyarországon. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Bányá- tionary complexes. — In: TOMLJENOVIČ, B., BALEN, D., szati és Geofizikai Adattár, Budapest. VLAHOVIC, I., (eds.): Abstracts book 7th Workshop on Alpine DOSZTÁLY, L., JÓZSA, S., KOVÁCS, S., LESS,GY., PELIKÁN, P., PÉRÓ, Geological Studies, Opatija, Croatian Geological Society, Cs. 2002: North-East Hungary. Post congress excursion guide. Zagreb, pp. 51–52. — In: VOZÁR J., VOJTKO R., SLIVA L. (eds): Guide to geological KÖVÉR SZ. 2005: Metamorf és nem-metamorf szerkezeti egységek excursions, XVIIth Congress of Carpathian–Balkan Geological deformációja a Rudabányai-hegység középső részén. — Kézirat, Association, Bratislava, pp. 104–117. Diplomamunka, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Termé- FOETTERLE, F. 1869: Vorlage der geologischen Detailkarte des szettudományi Kar, Magyar Tudományos Akadémia Geológiai Umgebung von Torna und Szendrő. — Verhandlungen des Kutatócsoport, Budapest, 2005. Geologische Reichsanstalt 7, pp. 147–148. KÖVÉR, SZ., FODOR, L., KOVÁCS ,S., CSONTOS, L., PÉRÓ, CS. 2005a: FODOR, L., KOROKNAI, B. 2000: Ductile deformation and revised Tectonic position of Torna s.s. and Bódva Units in the central stratigraphy of the Martonyi Subunit (Torna Unit, Rudabánya part of Rudabánya Hills, NE Hungary. — In: TOMLJENOVIČ, B., Mts.), Northeastern Hungary. — Geologica Carpathica 51 (6), BALEN, D., VLAHOVIC, I., (eds): Abstracts book 7th Workshop on pp. 355–369. Alpine Geological Studies, Opatija, Croatian Geological Society, FODOR L., KOROKNAI B. 2003: Többfázisú gyűrődés a hidvégardói Zagreb, pp. 53–54. Nagy-kőn (Tornai-egység, ÉK-Magyarország). — A Magyar Álla- KÖVÉR, SZ., FODOR, L., KOVÁCS, S., CSONTOS, L., PÉRÓ, CS. 2005b: mi Földtani Intézet Évi Jelentése a 2000–2001. évről, pp. 133–141. Deformation of metamorphic (Torna?) and non-metamorphic GRILL J. 1988: A Rudabányai-hegység jura formációi. — A Magyar (Bódva) Mezozoic sequences in the central part of Rudabánya Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986-ról, pp. 69–103. Hills, NE Hungary. — Geolines 19, pp. 73–74. GRILL J. 1989: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység szerkezetfe- KÖVÉR, SZ., FODOR, L., JUDIK, K., OZSVÁRT, P., ÁRKAI, P., KOVÁCS, jlődése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1988- S., LESS, GY. 2006: Tectonic position of the Latest ról, pp. 411–432. Triassic–Jurassic sequences of Rudabánya Hills, NE Hungary GRILL, J., KOZUR, H. 1986: The first evidence of the Unuma echina- — The first steps in a puzzle. — Geolines 20, pp. 73–75. tus radiolarian zone in the Rudabánya Mts (Northern LESS GY. 1981: Magyarázó az Aggtelek–Rudabányai-hegység föld- Hungary). — Geologisch-Paläontologische Mitteilungen des tani térképéhez. 25:000-es sorozat, Hídvégardó. — Kézirat, Universität Innsbruck 13 (11), pp. 239–275. Magyar Állami Földtani Intézet adattár. GRILL J., KOVÁCS S., LESS GY., RÉTI ZS., RÓTH L., SZENTPÉTERY I. LESS GY. 1987: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Aggtelek, Hara- 1984: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtani felépítése és gistya, kutatóárok, Hallstatti Mészkő Formáció és Zlambachi fejlődéstörténete. — Földtani Kutatás 27 (4), pp. 49–56. Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 75, a HAAS, J., GÖRÖG, Á., KOVÁCS, S., OZSVÁRT, P., MATYÓK, I., PELIKÁN, Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. P. 2006: Displaced Jurassic foreslope and basin deposits of LESS GY. 1998: Földtani felépítés. — In: BAROSS G. (szerk.): Az Dinaridic origin in Northeast Hungary. — Acta Geologica Aggteleki Nemzeti Park. Mezőgazda Kiadó, pp. 26–66. Hungarica 49 (2), pp. 125–163. LESS, GY. 2000: Polyphase evolution of the structure of the HIPS, K. 2001: The structural setting of the Lower Triassic forma- Aggtelek–Rudabánya Mountains (NE Hungary), the southern- tions in the Aggtelek–Rudabánya Mountains (Northeastern most element of the Inner Western Carpathians — a review. — Hungary) as revealed by geologic mapping. — Geologica Slovak Geological Magazine 6 (2–3), pp. 260–268. Carpathica 52 (5), pp. 287–299. LESS GY., GRILL J., RÓTH L., SZENTPÉTERY I., GYURICZA GY. 1988: A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 117

Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtani térképe. 1: 25:000. — SERESNÉ HARTAI É. 1980: Jelentés „Az Északi Középhegység Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. típusterületének módszertani célú szerkezetföldtani vizsgála- MÁTHÉ, Z., SZAKMÁNY, GY. 1990: The genetics (formation) of rhy- ta” című szerződéses munka II. résztémájának keretében olite occurring in the Rudabánya Mts. (Northeastern végzett vizsgálatokról. — Kézirat, Országos Földtani és Hungary). — Acta Mineralogica–Petrographica Szeged 31, pp. 43- Geofizikai Adattár, Budapest. 55. SZAKMÁNY, GY., MÁTHÉ, Z., RÉTI, ZS. 1989: The position and petro- PÁLFY M. 1924: A Rudabányai hegység geológiai viszonyai és chemistry of the rhyolite in the Rudabánya Mts. (NE Hungary). vasérctelepei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése — Acta Mineralogica–Petrographica 30, pp. 81–92. 1924-ről 26 (2), pp. 1–27. SZENTPÉTERY I., LESS GY. (szerk.) 2006: Az Aggtelek–Rudabányai- PELIKÁN P., DOSZTÁLY L. 2000: A bükkzsérci fúrások (D-Bükk) jura hegység földtana. Magyarázó az Aggtelek–Rudabányai hegység képződményei és szerkezetföldtani jelentőségük. — Földtani 1988-ban megjelent 1:25 000 méretarányú fedetlen földtani Közlöny 130 (1), pp. 25–46. térképéhez (Magyarország tájegységi térképsorozata). — PÉRÓ, CS., KOVÁCS, S., LESS, GY., FODOR, L. 2002: Tectonic setting Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 92 p. of the Triassic „Hallstatt” (s.l.) facies in NE Hungary. — TOLLMANN, A. 1976: Analyse des klassischen nordalpinen Geologica Carpathica 53 (spec. issue), pp. 24–25. Mesozoikums. Stratigraphie, Fauna und Fazies der Nördlichen PÉRÓ, Cs., KOVÁCS, S., LESS,GY., FODOR, L. 2003: Geological set- Kalkalpen. — Franz Deuticke, Wien, 602 p. ting of the Triassic „Hallstatt” (s.l.) facies in NE Hungary. — VITÁLIS I. 1909: A Bódva–Tornaköz környékének földtani vis- Annales Universitatis Scientiarum Budapestiensis de Rolando zonyai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Jelentése 1907-ről, Eötvös Nominatae 35, pp. 58–59. pp. 45–58. 118 KÖVÉR SZILVIA et al.

I. tábla — Plate I

1. fénykép. Üledékrogyásos redő a Telekesoldali Formáció középső, ho- Photo 3. Kink fold (F3a) in the marly slate of the Telekesoldal Formation, Mély mokköves agyagpala rétegcsoportjából (korábbi nevén „homokkő-olisztolitos Valley szint”), Szendrő (térképező) Szet–3 fúrás, 32,2 m, a fúrómag átmérője 6 cm 4. fénykép. Telekesoldali Formáció olisztolitjai fekete pala mátrixban, Dunna- Photo 1. Slump fold from the middle sandy shale layer (formely “sandstone tető déli lejtője olistolite level”) sequence of the Telekesoldal Formation, Szendrő Szet–3 bore- Photo 4. Olistolithes in black shale matrix from the Telekesoldal Formation, hole, the diameter of the core is 6 cm Dunna-tető southern slope 2. fénykép. Csipkés-hegyi „olisztosztróma”, a Bódvai-sorozat triászából szár- 5. fénykép. Telekesoldali Formáció, olisztosztróma a Telekes-oldali mazó klasztokkal alapfeltárásából. A klasztok lapítottak, érintkezésük sztilolitos Photo 2. Csipkés-hegy „olistostrome”. The clasts are originated from the Photo 5. Olistostrome of Telekesoldal Formation in type locality at Triassic Bódva Series Telekesoldal. The clasts are flattened, the grain boundaries are stylolithic

3. fénykép. Kinkredő (F3a) a Telekesoldali Formáció márgapalájában, Mély-völgy A Rudabányai-hegység jura képződményeinek szerkezeti helyzete és üledékes kapcsolata 119

II. tábla — Plate II A Telekesoldali Formáció deformációs jegyei — Deformation features in the Telekesoldal Formation

1. fénykép. Rétegpárhuzamos palásság Telekesoldali Formáció aleurit- Photo 3. Shear criteria in the ductily deformed „microolistholite” horizon of palájában (Szalonna Sza–12 fúrás 71,0– 71,2 m). A korai palásságot (S0–1) the Telekesoldal shale (Dunna-tető, southern slope; KÖVÉR 2005). A shear band kezdődő krenulációs palásság (D3b) gyűri újra appears in the shale matrix. There are antithetic and synthetic faults in the Photo 1. Bedding-parallel cleavage (S0–1 ) in silty slate of the Telekesoldal clasts. The sense of shear is sinistral in the thin section. Formation (Szalonna Sza–12 borehole 71,0–71,2 m). Crenulation cleavage 4. fénykép. Második fázisú redő (F2), amely korai rétegpárhuzamos palássá- (D3b) refolding early (S0–1 ) foliation got gyűr meg a Telekesoldali Formációban, a Mély-völgyben 2. fénykép. Szoros F2 redőbe gyűrt S0–1 palásság a Telekesoldali Photo 4. F2 fold, which refolded early bedding-parallel foliation from the Formációban. (Szalonna Sza–7 fúrás 181,2–181,3 m). A redőcsuklókban opak Telekesoldal Formation, in the Mély Valley kiválások jelennek meg. 5. fénykép. A rétegzéssel és rétegpárhuzamos palássággal (S0–1 ) szöget Photo 2. Tight folds (F2) of S0–1 folitation in Telekesoldal Formation (Szalonna bezáró második (S2) palásság, Mély-völgy Sza–7 borehole 181,2–181,3 m). Opaque minerals appear in the fold hinge Photo 5. The relationship between the S0–1 and S2 foliations, which makes 3. fénykép. Nyírásjelző kritériumok a Dunna-tető déli lejtőjéről származó, acute angle to bedding, Mély Valley képlékeny deformációt szenvedett Telekesoldali „mikroolisztolitos” agyag- 6. Kinkredő (F3a) Telekesoldali márgapalában palában (KÖVÉR 2005). Nyírási szalag jelenik meg a mátrixként szolgáló Photo 6. Kink-type fold (F3a) in the slaty marl of Telekesoldal Formation palában. A klasztokban szin- és antitetikus repedések találhatóak. A csiszolat- ban a nyírás értelme balos. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2006

Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata Detailed investigation of cavity filling natrolite group minerals in basalts of Balaton Highland, Hungary

KÓNYA PÉTER

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszavak: Balaton-felvidék, bazalt, nátrolit, paranátrolit, „tetranátrolit”, gonnardit, röntgendiffrakció, termikus elemzés, infravörös spektroszkópia, elektronmikroszkópia

Összefoglalás A gulácsi és az uzsai bazaltok üregeiben található nátrolit ásványokra vonatkozó egyes hazai és nemzetközi munkák a szokványostól való eltérésükre utalnak. Jelen munkánkban több Balaton-felvidéki bazalt üregkitöltő nátrolitját különféle módszerekkel vizsgáltuk, melyek közül a termoanalitikai korrigált bomlási hőmérséklet, ill. aktiválási energia mérését, valamint az egyes tűk kémiai összetételváltozását reprezentáló EDX- módszereket először alkalmaztuk. Vizsgálati eredményeink szerint kevés ásvány bizonyult teljesen tiszta, jól rendezett nátrolitnak, a minták többsége „tetranátrolitnak” minősíthető. Vizsgálataink azt mutatták, hogy a nátrolit/„tetranátrolit” megjelenés nem lelőhelyfüggő, és a kémiai inhomogenitás egy-egy nátrolittűn belül is kimutatható.

Keywords: Balaton Highland, basalt, natrolite, paranatrolite, “tetranatrolite”, gonnardite, XRD, thermal analysis, IR spectroscopy, scanning electron microscopy

Abstract According to Hungarian and international literature the natrolites occurring in the cavity of the basalts from Gulács and Uzsa Hills are unusual. In this study cavity filling natrolites of basalts from several locality of Balaton Highland were investigated by different methods. The measurements of the corrected decomposition temperature variation, those of the activation energy and EDX measurements of the variation of chemical composition of a single needle were first applied for natrolite. Few of the minerals are regular, ordered natrolite, the majority proved to be so-called “tetranatrolite”. The investigation performed demonstrates that the natrolite/“tetranatrolite” appearance is independent on the locality, and chemical inhomogenity can be demonstrated within a single natrolite needle.

Bevezetés magasabb a víz- és kalciumtartalma és kevesebb a Si- tartalma. Később ALBERTI, VEZZALINI (1981) és ALBERTI et A Balaton-felvidéki bazaltok egyik jellemző üregkitöltő al. (1982b) részleges (Si,Al)-rendezetlenséggel magyaráz- ásványa a nátrolit. Hazánkban PÉCSI-DONÁTH (1962, 1965), ták a gulácsi nátrolit eltérő tulajdonságait és azt rendezetlen PÉCSINÉ DONÁTH (1963) foglalkozott először az uzsai és a nátrolitnak, ill. „tetranátrolitnak”1 nevezték. Egy évtized el- gulácsi bazalt nátrolitásványaival. Elsősorban termikus, teltével ugyanezt az ásványt a Si/Al arány alapján gonnar- valamint infravörös spektroszkópiás és kémiai elemzések ditnak minősítették (ALBERTI et al. 1995). Uzsai nátrolitokra alapján kimutatta, hogy — összehasonlítva külföldi 1 A tetranátrolit ásványnevet diszkreditálása (ARTIOLI, GALLI 1999) miatt mintákkal — a hazaiaknak (elsősorban az uzsabányainak) idézőjelben használjuk („tetranátrolit”, l. később). 122 KÓNYA PÉTER vonatkozóan KROGH ANDERSEN et al. (1990) eltérő (Si,Al)- Nátrolit rendezetlenséget állapított meg. ALBERTI et al. (1995) Na2[Al2Si3O10]·2H2O, rombos, Fdd2 szerint a KROGH ANDERSEN et al. (1990) által vizsgált uzsai Na II minta az összehasonlítottak közül a legrendezetlenebb A nátrolit szerkezetében a c tengely felől nézve minden nátrolit. VÁCZI, WARREN (2004) számítógépes cellapara- csatornában 2 Na és 2 H2O található. Minden Na-nak 6-os méter-vizsgálatai alapján a Balaton-felvidéki nátrolitok koordinációja van, melyben 4 O-nel és 2 H2O-zel kap- szerkezete rendezett, míg a gonnarditoké rendezetlen. csolódik össze létrehozva az NaO4(H2O)2-poliédereket (ROSS et al. 1992). A tetraéderekben a (Si,Al) részlegesen vagy erősen rendezett (COOMBS et al. 1997). A koordinációs A nátrolitcsoport ásványainak szerkezeti poliéderek az éleken kapcsolódnak össze és párhuzamosan jellemzése futnak a c tengellyel (ARMBRUSTER, GUNTER 2001).

A nátrolitcsoport ásványait T5O10-egységekkel rendel- Paranátrolit kező zeolitoknak nevezik. Vázuk építőelemei az (Al,Si)O - 4 Na2[Al2Si3O10]·3H2O tetraéderekből felépülő T5O10- (5 tetraéder és 10 O) egy- ségek, melyek a c tengellyel párhuzamosan tetraéderláncot A formula a nátrolitéra hasonlít, csak ebben több a víz- alkotnak (1. ábra). Az egységek periodicitása kb. 6,6 Åvagy molekula, és a Na egy részét Ca helyettesítheti. Szimmet- riája pszeudorombos, de monoklin vagy triklin is lehet ennek többszöröse. A T5O10-láncok különböző összekap- csolódása révén 3 eltérő topológiájú rács jelenik meg, ezáltal (ARMBRUSTER, GUNTER 2001). A paranátrolitban két csa- 3 alcsoportot különböztetnek meg: NAT (nátrolitcsoport — tornatípus jelenik meg. Az egyik két Na-iont tartalmaz, nátrolit, mezolit, szkolecit, paranátrolit, gonnardit); THO amelyek az O-nel és a vízzel a nátrolithoz hasonlóan (thomsonit); EDI (edingtonit és kalborsit). Morfológiájuk a NaO4(H2O)2-poliédereket alkotnak. A másik csatornában tetraéderláncokkal párhuzamosan megnyúlt, vagyis gyakran szintén két atom van jelen (Na-Na, Na-Ca), melyekhez tűs, rostos megjelenésűek (ARMBRUSTER, GUNTER 2001). szintén 4 O- valamint 4 vízmolekula kapcsolódik. Ebben az Jelen munkánkban a nátrolitcsoport ásványai közül a esetben (Na,Ca)O4(H2O)4-poliéderek alakulnak ki (ROSS et szkolecittel és mezolittal nem foglalkozunk. al. 1992). Az IMA zeolitokra vonatkozó nomenklatúrája A nátrolitcsoport rácsának szimmetriája ideális esetben alapján státusa bizonytalan (COOMBS et al. 1997).

I41/amd. Ekkor a szerkezetet alkotó láncok közötti rotációs ψ o szög =0 és a tetraéderekben a (Si,Al)-eloszlás teljesen „Tetranátrolit” ψ o rendezett. A természetes nátrolit rotációs szöge ~24 , a (Na,Ca) [Al Si O ]·16H O tetragonális, I-42d (Si,Al)-eloszlás teljesen rendezett, szimmetriája Fdd2. A 16 19 21 80 2 gonnardit szerkezete tetragonális, szimmetriája I-42d. A Rendezetlen nátrolit típusú szerkezete van. A nátrolithoz

„tetranátrolitban” a láncok közötti rotációs szög a hasonlóan itt is megjelennek az NaO4(H2O)2-poliéderek nátrolithoz hasonlóan szintén ψ~24o, a tetraéderekben azzal a különbséggel, hogy a csatornákban a Na-ionokat viszont a (Si,Al)-eloszlás rendezetlen, ezért szimmetriája a részben Ca-ion helyettesíti. Az Si–Al- és Na–Ca-helyet- gonnardithoz hasonlóan I-42d (GOTTARDI, GALLI 1985). tesítés, valamint a tetragonális váz eredményezi a részleges Az alábbiakban bemutatott ásványok képletét és (Si,Al)-rendezetlenséget egyik vagy mindkét tetraéderes kristályrendszertani besorolását COOMBS et al. (1997) helyen, és a teljes Na-Ca rendezetlenséget a csatornában alapján használjuk. (ROSS et al. 1992). A Na-ot és a Ca-ot kis mennyiségű Fe2+, Sr, Ba és K is helyettesítheti (COOMBS et al. 1997). A „tetranátrolitot” 1999-ben diszkreditálták (ARTIOLI, GALLI 1999).

1. ábra. A nátrolitcsoport ásvá- Gonnardit nyainak idealizált szerkezete (ARM- (Na,Ca)6-8[(Al,Si)20O40]·12H2O tetragonális, I-42d BRUSTER, GUNTER 2001 alapján) Szerkezete a nátrolitéhoz hasonló, a tetraéderekben a A bekarikázott rész egy T5O10-egységet mutat. Az egységekben háromféle tetra- (Si,Al) rendezetlen. Összetétele jelentősebben eltér az éder jelenik meg, melyek közül ideális előbbiektől, mivel a váz csatornáiban általában jelentős a esetben a T1, T2 pozíciókban csak Si, a Ca-helyettesítés. A gonnardit és „tetranátrolit” elkülönítést T3 pozícióban csak Al szerepel ALBERTI et al. (1995) javasolta a Si/Al arányuk alapján. Ez Figure 1. Idealised structure of minerals of the natrolite group azonban ma már nem elfogadott kritériuma annak, hogy a (after ARMBRUSTER, GUNTER 2001) „tetranátrolitot” önálló ásványfajnak tekintsük. A gonnardit

The circle outlines a single T5O10 unit. In szerkezeti vázában csak egy csatornatípus ismert, melyben the units appear three types of rendezetlen (Ca,Na)-ionok vannak. Minden Na-iont alatta tetrahedron, in which ideally Si atom és fölötte 2 Ca vesz körül a c tengellyel párhuzamosan occupies the T1, T2 tetrahedral sites, and Al atoms occupy the T3 site (ARMBRUSTER, GUNTER 2001) . Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 123

A nátrolitcsoport ásványainak elkülönítése rendezett vagy néhány esetben részlegesen rendezetlen a nemzetközi irodalom alapján nátrolit keletkezik. Ha a Si/Al <1,5 akkor „gonnardit”, ha ≥ Si/Al 1,5, magas hőmérséklet és H2O-nyomás esetén ren- Az általunk vizsgált ásványokkal nemzetközi szinten dezetlen paranátrolit keletkezik. A paranátrolit atmosz- már több évtizede foglalkoznak. Ezen zeolitok szerkeze- férikus körülmények között történő dehidratációja által téről, kémiai összetételéről, egymáshoz való kapcsolatukról létrejött rendezetlen fázist „tetranátrolitnak” nevezik. a részletes műszeres vizsgálatok során egyre többet tudtunk A Nemzetközi Ásványtani Szövetség Új Ásványok és meg, ennek ellenére még ma is vannak bizonytalanságok. Ásványnevek Bizottsága (IMA CNMMN) Zeolitok Al- Nincs megegyezés például a paranátrolit hovatartozását bizottsága által 1997-ben kiadott nomenklatúra alapján a illetően, ezért ezt az ásványt bizonytalan státusú és lehet- paranátrolit és a „tetranátrolit” a bizonytalan státusú és séges zeolitként említik. lehetséges zeolitok között szerepel (COOMBS et al. 1997). Az alábbiakban e két ásvány kutatási történetét tekintjük A „tetranátrolit” diszkreditálását ARTIOLI, GALLI (1999) át részletesebben. javasolta. Több irodalmi és néhány saját minta Si/Al és KROGH ANDERSEN et al. (1969) találta meg először a Na/Ca arányát vizsgálták. Ezek alapján náluk is elkülönült a nátrolit tetragonális változatát grönlandi mintákban. korábban ROSS et al. (1992) által jelzett két sorozat. Az Egy évtizeddel később CHEN, CHAO (1980) a összes minta eloszlását tekintve azonban már alig tudtak tetragonális nátrolitot „tetranátrolitnak” nevezi, melynek egy jól definiált kémiai trendet kialakítani. Sok esetben a kémiai összetétele szinte megegyezik a nátrolitéval „tetranátrolitot” és gonnarditot nem tudták megfelelően el-

(Na2Al2Si3O10·2H2O), különbség a „tetranátrolitba” beépülő különíteni. Például a Magnet Cove (Arkansas) 85–16A jelű kevés K- és Ca-ion megjelenésében van. Szerintük a gonnarditmintája nagyon hasonló a Klöch (Austria) és a „tetranátrolit” a nátrolit (Si,Al)-rendezetlen módosulata. Gulács „tetranátrolitjához”. A nagy szerkezeti és kémiai Valószínűleg a Ca beépülése a nátrolitszerkezetbe segíti elő hasonlóság miatt az IMA zeolitokra vonatkozó nomenkla- a (Si,Al)-rendezetlenség kialakulását a kristályosodás túrájának 1. a és 1. b szabályai2 alapján a „tetranátrolitot” során. diszkreditálásra javasolták. A gonnardit Na- és Ca-domi- A paranátrolitot először CHAO (1980) említi, aki az náns változataira az előbb említett nomenklatúra 5. ásványt a „tetranátrolit” dehidratációs termékének tekinti. szabálya3 alapján a gonnardit-Na és gonnardit-Ca fajneveket A paranátrolit több milliméteres nátrolit kristályokkal vezették be. epitaxiálisan nő össze. Az ásvány elméleti képlete: A diszkreditálás ellenére az azóta megjelent irodalmi

Na2Al2Si3O10·3H2O. Különbség a nátrolithoz viszonyítva, munkák továbbra is használják a „tetranátrolit” ásványne- hogy a paranátrolit szerkezetébe kevés Ca-ion és egyel több vet. (három) vízmolekula épül be. A paranátrolit levegőn Például EVANS et al. (2000) véleménye az, hogy a „tet- instabil. ranátrolit” és gonnardit között szerkezeti hasonlóság van, de NAWAZ (1988) és később TSCHERNICH (1992), valamint kémiai összetételük eltér. Szerintük a gonnarditban meg- ALBERTI et al. (1995) is azt állítja, hogy a gonnarditnak és a jelenő összetételbeli eltérések nátrolit típusú és thomsonit- „tetranátrolitnak” azonos a szerkezete, és a két ásvány vagy edingtonitszerű váz keverékéből létrejövő kristály- folyamatos összetételbeli sorozatot alkot. NAWAZ (1988) szerkezettel magyarázhatók. A „tetranátrolitot” ők is a para- szerint a „tetranátrolit” nem azonos a rendezetlen nátrolittal, nátrolit dehidratációs termékének tekintik. Véleményük és a „tetranátrolitban” nagy mennyiségű Ca–Al-helyet- szerint a két ásvány közötti reakció irreverzibilis. tesítés figyelhető meg. A szerző a Ca és az Al atomszáma LEE et al. (2006) viszont bebizonyította, hogy a „tet- alapján különíti el a nátrolitot (Ca 0–1, Al 16–17 atom), a ranátrolit” reverzibilisen alakul át paranátrolittá 0,2 GPa „tetranátrolitot” (Ca 0–2, Al 14–18 atom) és a gonnarditot nyomáson. (Ca 2–6, Al 17–20 atom). Látható, hogy az ásványok Ca és ATALAN,NEUHOFF (2006) ugyancsak a „tetranátrolit”- Al atomszáma között átfedések vannak. átalakulást vizsgálta laboratóriumi hőmérséklet- és nyo- ROSS et al. (1992) a nátrolitcsoport ásványainak másviszonyok mellett. Al/Na+K, Al/Ca+Mg+Mn+Sr+Fe3+ és Na+K/Ca+Mg+ Elfogadva a jelenleg érvényes nevezéktani besorolást, +Mn+Sr+Fe3+ arányait vizsgálták. Megállapították, hogy a röntgendiffrakciós JCPDS-kártyaadatokban szereplő → a gonnarditok a nátrolit–thomsonit-sorozatba (Na6Si2 „tetranátrolit” nevet a határozás során továbbra is hasz- Ca4Al2 kémiai helyettesítés), míg a „tetranátrolitok” a náltuk a nátrolit és gonnardit közötti átmeneti fázis → nátrolit – „ideális” tetranátrolit sorozatba (Na2Si2 megjelölésére. Ca2Al2 kémiai helyettesítés) helyezhetők. Szerintük ezek alapján elkülöníthető a „tetranátrolit” és a gonnardit 2 (1. a) Önálló fajoknak tekintendők az egymástól topológiailag különböző egymástól. tetraédervázú és különböző vegyi összetételű zeolitásványok. (1. b) Az ugyanolyan topológiai sajátságú tetraédervázzal bíró zeolitok egy ásványsort TSCHERNICH (1992) a Na-gazdag gonnarditot a „tetra- alkotnak, ha szerkezeti vázon kívüli uralkodó kationjuk eltérő. E kationok nátrolittal” tartja azonosnak. A gonnardittól a Ca elemi különböző szerkezeten kívüli pozíciókat is elfoglalhatnak. Egy ilyen ásványsort cellánkénti mennyisége (<1) alapján különíti el. két vagy több, uralkodó szerkezeten kívüli kationjukban különböző faj alkot. 3 Egy zeolitásványsoron belül az önálló ásványfajok nevét úgy képezzük, hogy a ALBERTI et al. (1995) a Si/Al arány alapján különítik el az sorozat nevéhez egy utótagot illesztünk, amely az uralkodó szerkezeten kívüli ásványokat. Ezek alapján, ha a Si/Al arány közel 1,5, akkor kation vegyjele, pl. kabazit-Ca (COOMBS et al. 1997). 124 KÓNYA PÉTER

Vizsgálati módszerek A pásztázó elektronmikroszkópos (SEM) és ener- giadiszperzív röntgenvizsgálatokat (EDX) a Miskolci A zeolitos mintákon leggyakrabban alkalmazott szte- Egyetem Fémtani Tanszékén EDAX 9900-as analitikai reomikroszkópos és röntgendiffrakciós vizsgálati mód- berendezéssel ellátott AMRAY 1830i készüléken végez- szerek önmagukban még nem elegendőek az ásványfajok tük (gyorsítófeszültség: 25 kV). nagy biztonságú azonosításához, ezért több módszer Az infravörös spektroszkópiai felvételek PERKIN- együttes alkalmazásával különítettük el az egyes ásvány- ELMER–1600 típusú Fourier-transzformációs spektrográf- fázisokat. fal, KBr-pasztillákban, 400–4000 cm–1 tartományban ké- A sztereomikroszkópos vizsgálatokat Zeiss gyártmányú szültek. 100-szoros nagyítású mikroszkóppal végeztük. A röntgendiffrakciós vizsgálatokat számítógépes ve- zérlésű és kiértékelésű Philips PW 1710 diffrakto- Vizsgálati anyagok méterrel végeztük a következő felvételi körülmények között: Cu-antikatód, 40 kV és 30 mA csőáram, grafit- A Balaton-felvidék különböző lelőhelyeiről 26, monokromátor, goniométersebesség 2°/perc, mérési tar- uralkodóan nátrolittartalmú mintát vizsgáltuk. A minták tomány 2–66o 2Θ. nagy része (20 db) a múlt század első felében gyűjtött és A termoanalitikai vizsgálatok számítógépes vezérlésű és MAURITZ (1948), valamint ERDÉLYI (1954) által nátrolitnak kiértékelésű Derivatograph-PC szimultán TG–DTG–DTA- meghatározott múzeumi (Országos Földtani Múzeum, készülékkel (TG = termogravimetria; DTG = derivált ter- MÁFI) példány. Kisebb része (Bazsi 1., 3., 16., Hermántó H mogravimetria; DTA = differenciál-termoanalízis), kerá- 158/1, Uzsa U 142 és 164 minták) az utóbbi 10 év miatégelyben 10 °C/perc sebességgel 1000 °C-ig hevített gyűjtésének eredménye (1. táblázat). mintán, inert anyaggal (Al2O3) készültek.

1. táblázat. A vizsgált minták ásványos összetétele Table 1. Mineralogical composition of investigated samples

+++ = uralkodó; ++ = közepes; + = alárendelt; ny = nyom +++ = dominant; ++ = medium; + = subordinate; ny = trace Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 125

Vizsgálati eredmények különbség nem mutatkozott. A kristályokon (110) prizma- és (111) piramislapok jelennek meg. Maguk a kristályok Sztereomikroszkópos vizsgálatok általában phillipsitre települnek, de közvetlenül az üreg falán is előfordulhatnak. Rájuk néhány esetben barna apró A vizsgált nátrolitok általában színtelenek, áttetszők gömbökből álló szmektit nő. vagy átlátszók, ritkábban fehérek. A magányos tűk 2-3 mm hosszú kristályok, melyek egymás mellett lazán vagy összenőve jelennek meg. Előfordulnak néhány tucat tűből Röntgendiffrakciós vizsgálatok álló sugaras halmazok is. Gyakoribbak viszont az 1-1,5 A Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitos mintáiban rönt- cm átmérőjű sugaras szerkezetű gömbök, melyek sokszor gendiffrakciós módszerrel a következő ásványok 2oΘ- és Å- a teljes üreget kitöltik (1. fénykép). A röntgenvizsgálatok értékeit azonosítottuk az illető ásvány irodalmi JCPDS- alapján nátrolitnak, „tetranátrolitnak”, paranátrolitnak és kártya adatai alapján (BAYLISS et al. 1986): nátrolit, „tet- gonnarditnak határozott ásványok morfológiája között ranátrolit”, „tetranátrolit”-Ca, paranátrolit és gonnardit. A „tetranátrolitra” vonatkozó kártyaadatok azonban már nem érvényesek, hiszen diszkreditálása miatt ma már ilyen ásvány nem szerepel a nomenklatúrákban. A röntgenfelvételeinken „tetranátrolitként” azonosított ásvány valószínűleg a gonnardit-Na ásvánnyal egyezik meg. A paranátrolitot a nátrolit vízben gazdagabb változataként értelmeztük. Kísérő ásványként phillipsit, thomsonit, kalcit és analcim jelenik meg. A röntgenfelvételek alapján a mintákat három főtípusra (uralkodóan nátrolit-, „tetranátrolit”-, vagy gonnardittartalmú) lehetett elkülöníteni, melyeken belül további altípusokat tudtunk megkülönböztetni.

Uralkodóan nátrolitot tartalmazó minták 1. fénykép. Nátrolit sugaras szerkezetű gömbös halmazai (2583. minta, Gulács, a szerző fényképe) A vizsgált 26 mintából mindössze 7 tartozik ebbe a Photo 1. Radial aggregates of natrolite needles (sample 2583, Gulács, csoportba, melyek közül csak két mintában nem volt a author’s photo) nátrolit mellett kísérő ásvány (2. ábra; 2. táblázat), egy

2. ábra. Tisztán nátrolitból álló minta röntgendiffraktogramja (Uzsa U 142. minta) Figure 2. X-ray powder diffraction pattern of a pure natrolite sample (sample Uzsa U 142) 126 KÓNYA PÉTER

2. táblázat. Tisztán nátrolitból álló minta röntgendiffrakciós adatai Table 2. X-ray diffraction data of a pure natrolite sample

2°Θ = a reflexió helyzete 2° theta-ban; d [Å] = a reflexió helyzete Å-ben; I(rel) = 100-ra átszámolt relatív intenzitás; hkl = a reflexióhoz tartozó lapindex. 2°Θ = position of reflection in 2° theta; d [Å] = position of reflection in Å; I(rel) = relative intensity recalculated to 100; hkl = crystal face belonging to reflection.

3. ábra. Uralkodóan nátrolitból és alárendelten gonnarditból álló minta röntgendiffraktogramja (2637. minta, Uzsa) Nátrolit (n) és gonnardit (g) Figure 3. X-ray powder diffraction pattern of a sample with dominant natrolite and subordinated gonnardite (sample 2637, Uzsa) Natrolite (n) and gonnardite (g) Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 127

3. táblázat. Uralkodóan nátrolitból és alárendelten gonnarditból álló minta röntgendiffrakciós adatai Table 3. X-ray diffraction data of a sample with dominant natrolite and subordinated gonnardite

Jelmagyarázat a 2. táblázat alatt For captions, see Table 2 mintában pedig nyomokban phillipsitet azonosítottunk. A mutatja. Mindkét ásványnak hasonlóan éles és sok ref- nátrolit azonosításakor felmerül a „tetranátrolittól” való lexiója van. elkülönítés. A „tetranátrolit” diffrakciós adatai lényegében A gonnarditot is tartalmazó mintáknál már bizony- csak abban különböznek a nátrolitétól, hogy csúcsokban talanabb, hogy nátrolit vagy „tetranátrolit” a fő kísérő ásvány, szegényebbek (l. 2. és 4. táblázat) a rendezetlenebb mert itt csak a 3,160 Åés 2,140 Å-ös csúcsok megjelenése utal szerkezet következtében. Pl. csak a nátrolitnál jelennek meg biztosan a nátrolitra. A többi említett csúcs vagy nem jelenik a következő csúcsok: 4,580 Å, 3,160 Å, 2,410 Åés 2,230 Å. meg, vagy gonnardit is lehet. Az alábbiakban bemutatott Ahol ezek a reflexiók megjelentek, nátrolitot határoztunk 2637. mintában (Uzsa) EDX-vizsgálatok alapján a tűk felső meg. A tisztán nátrolitnak minősített mintákat az EDX- része nátrolit, alsó része gonnardit. mérések is megerősítették (l. később). A többi mintában a röntgenfelvételeken a sok nátrolit Uralkodóan „tetranátrolitot” tartalmazó mellett kevés gonnardit (3. ábra; 3. táblázat) vagy minták thomsonit, kis vagy nyomnyi mennyiségben paranátrolit, A vizsgált minták között 18 esetben azonosítottunk phillipsit és analcim jelent meg. A nátrolit és a gonnardit „tetranátrolitot”. Mellettük kis mennyiségben nátrolit, reflexióinak nagy része olyan közel van egymáshoz, hogy paranátrolit, gonnardit, nyomokban analcim, phillipsit és nem választható külön. Van azonban néhány olyan hely (pl. kalcit található. Az 4. ábrán bemutatott röntgendiffrakciós 6,642 Å, 4,698 Å, 4,199 Å, 2,599 Å és 2,466 Å a felvételen a „tetranátrolit” mellett nyomokban gonnardit (g; gonnarditnál, és 6,550 Å, 4,660 Å, 4,150 Å, 2,570 Å és 3,26 és 3,69 Å) jelenik meg (4. táblázat). 2,440-2,410 Å a nátrolitnál), ahol a két ásvány világosan A „tetranátrolit” mellett nagyobb mennyiségben vízben elválik egymástól. Ez a rokon szerkezetet, de az eltérő gazdagabb nátrolitot (paranátrolitot) azonosítottunk a H szimmetriarendszer és az eléggé eltérő összetétel hatását is 158/1. mintában (Hermántó). A paranátrolit vonalai jelen- 128 KÓNYA PÉTER

4. ábra. Kevés gonnarditot tartalmazó „tetranátrolit”-minta röntgendiffraktogramja (2620. minta, Haláp) „Tetranátrolit” (t) és gonnardit (g) Figure 4. X-ray powder diffraction pattern of a “tetranatrolite” sample with some gonnardite (sample 2620, Haláp) “Tetranatrolite” (t) and gonnardite (g)

4. táblázat. Kevés gonnarditot tartalmazó „tetranátrolit”-minta röntgendiffrakciós adatai Table 4. X-ray diffraction data of a “tetranatrolite” sample with some gonnardite

Jelmagyarázat a 2. táblázat alatt For captions, see Table 2 tősen eltolódnak a legtöbb helyen a „tetranátrolit” vonalai- A 2617. mintában (Haláp) körülbelül azonos meny- hoz képest, ezért a két ásvány biztosan megkülönböztethető nyiségben „tetranátrolitot” és gonnarditot mutattunk ki (6. a röntgenfelvételeken. A 7,15; 5,38; 5,04; 3,43; 2,75; 2,71 Å ábra, 6. táblázat). A „tetranátrolit” és a gonnardit elkülö- értékeknél a nyomokban megjelenő phillipsit csúcsai níthetőségére ugyanaz vonatkozik, mint amit a nátrolit és jelennek meg (5. ábra; 5. táblázat). Az EDX-elemzések gonnardit viszonyáról fentebb elmondtunk. szerint a kalciumban gazdagabb, tehát valószínűleg vízben A 2627. minta (Haláp) a kalciumban gazdagabb „tetra- dúsabb nátrolit (paranátrolit) a tűk hegyén figyelhető meg. nátrolit” kártyaadatával azonosítható. Megjegyezzük, Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 129

5. ábra. Kevés paranátrolitot és phillipsitet tartalmazó „tetranátrolit”-minta röntgendiffraktogramja (H 158/1. minta, Hermántó) „Tetranátrolit” (t), paranátrolit (p) és phillipsit (ph) Figure 5. X-ray powder diffraction pattern of a “tetranatrolite” sample with some paranatrolite and phillipsite (sample H 158/1, Hermántó) “Tetranatrolite” (t), paranatrolite (p) and phillipsite (ph)

5. táblázat. Kevés paranátrolitot és phillipsitet tartalmazó „tetranátrolit” minta röntgendiffrakciós adatai Table 5. X-ray diffraction data of a “tetranatrolite” sample with some paranatrolite and phillipsite

Jelmagyarázat a 2. táblázat alatt For captions, see Table 2 130 KÓNYA PÉTER

6. ábra. „Tetranátrolitot” és gonnarditot tartalmazó minta röntgendiffraktogramja (2617. minta, Haláp) „Tetranátrolit” (t) és gonnardit (g) Figure 6. X-ray powder diffraction pattern of “tetranatrolite” and gonnardite (sample 2617, Haláp) “Tetranatrolite” (t) and gonnardite (g)

6. táblázat. „Tetranátrolitot” és gonnarditot tartalmazó minta röntgendiffraciós adatai Table 6. X-ray diffraction data of a sample with dominant “tetranatrolite” and gonnardite

Jelmagyarázat a 2. táblázat alatt For captions, see Table 2 Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 131 hogy a gonnardit, „tetranátrolit”-Ca és a „tetranátrolit” 2627. minta esetében a mért d-értékek a „tetranátrolit”- röntgenvonalai közel vannak egymáshoz. Ezek között Ca-hoz álltak a legközelebb. A röntgenfelvételen mellette köztes helyet foglal el a „tetranátrolit”-Ca, így kis mennyiségben kalcit (3,03 Å) jelenik meg (7. ábra; 7. elkülönítése mindkét másik fázistól bizonytalan, mégis a táblázat).

7. ábra. Uralkodóan „tetranátrolit”-Ca-ot és alárendelten kalcitot tartalmazó minta röntgendiffraktogramja (2627. minta, Haláp) „Tetranátrolit”-Ca (g) és kalcit (c) Figure 7. X-ray powder diffraction pattern of a sample with dominant “tetranatrolite”-Ca and subordinated calcite (sample 2627, Haláp) “Tetranatrolite”-Ca (g) and calcite (c)

7. táblázat. Uralkodóan „tetranátrolit”-Ca-ot és alárendelten kalcitot tartalmazó minta röntgendiffrakciós adatai Table 7. X-ray diffraction data of the sample with dominant “tetranatrolite”-Ca and subordinated calcite

Jelmagyarázat a 2. táblázat alatt For captions, see Table 2 132 KÓNYA PÉTER

8. táblázat. Uralkodóan gonnarditból, alárendelten „tetranátrolitból” és nyomok- A „tetranátrolit”-Ca képletét eletronmikro- ban szerpentinből és szmektitből álló minta röntgendiffrakciós adatai szondás vizsgálatok alapján NAWAZ (1988) Table 8. X-ray diffraction data of the sample with dominant gonnardite and határozta meg: (Na Ca )(Si Al )O subordinated “tetranatrolite” and traces of serpentine and smectite 1.52 0.45 2.59 2.39 10 2.46H2O. A 2627. mintán elvégzett EDX- elemzések a nátrium dominanciája mellett szintén sok kalciumot mutattak ki. Ezek alapján ez az ásvány „tetranátrolit”-Ca-nak minő- síthető. Uralkodóan gonnarditot tartalmazó minta Korábban (KOVÁCS-PÁLFFY et al. 2007) a 16. mintában (Bazsi) röntgendiffrakciós mód- szerrel nagy mennyiségben gonnarditot mutattunk ki nátrolit kíséretében. Mostani, részletesebb elemzéseink alapján valószí- nűbbnek tartjuk a nátrolit helyett a „tet- ranátrolit” jelenlétét. A „tetranátrolit” és a nátrolit között ugyanis itt a kisebb mennyiség miatt nehéz biztosan különbséget tenni. Mindenesetre a két fázis közül a csak a nátrolitra jellemző csúcsok itt hiányoznak. A mintában néhány százalékban szmektitet és szerpentinásványt is azonosítottunk (8. tábl- ázat; 8. ábra). Ezen kívül a fentebb említett uralkodóan nátrolitot (2637. minta, Uzsa) és „tetranát- rolitot” (2617. minta, Haláp) tartalmazó min- tákban is megjelenik a gonnardit kisebb meny- nyiségben, mint kísérő ásvány. A röntgenvizsgálatokat összefoglalva azt mondhatjuk, hogy néhány tiszta és az ideális szerkezetet megközelítő nátrolitot kivéve álta- lában a nátrolit és a gonnardit közé eső össze- tételű és rendezettségi fokú fázisokat találtunk, melyek adatai az önálló ásványként nem elfo- gadott „tetranátrolit” és „tetranátrolit”-Ca át- meneti fázisok röntgenadataival egyeznek a legjobban. Egy esetben paranátrolit is megje- lent. Mindezek a fázisok eltérő arányban voltak jelen a különböző mintákban.

Termikus vizsgálatok

A nátrolit vizének eltávozása az ásvány termoanalitikai görbéin általában jól definiált, éles endoterm reakció formájában jelentkezik (9. ábra). A reakció terméke metanátrolit:

→ Na2Al2Si3O10·2H2O → Na2Al2Si3O10+ 2H2O.

A reakció hőmérséklete a különböző pub- likációkban nagy eltérést mutat (9. táblázat). Jelmagyarázat a 2. táblázat alatt A szerzők közül több maga is jelzi az észlelt For captions, see Table 2 hőmérsékleti eltéréseket pl. PÉCSI-DONÁTH Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 133

8. ábra. Uralkodóan gonnarditból, alárendelten „tetranátrolitból” és nyomokban szerpentinből és szmektitből álló minta röntgendiffraktogramja (16. minta, Bazsi) Gonnardit (g), „tetranátrolit” (t), szmektit (sm) és szerpentin (se) Figure 8. X-ray powder diffraction pattern of dominant gonnardite, subordinated “tetranatrolite” and traces of serpentine and smectite (sample 16, Bazsi) Gonnardite (g), “tetranatrolite” (t), smectite (sm) and serpentine (se)

(1962, 1965), PÉCSINÉ DONÁTH (1963), REEUWIJK VAN 9. táblázat. A nátrolit irodalmi dehidrációs hőmérsékletei (1972), SMYKATZ-KLOSS (1974), PHADKE, APTE (1997) stb. Table 9. Dehidration temperatures of the natrolite according to Ugyancsak több szerző említi, hogy a fő csúcs alacsonyabb the literature hőmésékletű, esetleg mindkét oldalán enyhe endoterm csúcsot észleltek. Az irodalmi adatok közlése idején még nem merült fel az, hogy a bomlási reakciók hőmérséklete erősen (loga- ritmikusan) függ az ásvány mennyiségétől. A különböző

9. ábra. A 2581. minta (Gulács) termoanalitikai görbéi A vastag betűs kiemelt hőmérsékleti adatok a fő vízvesztési reakciót jelzik Figure 9. Thermoanalytical curves of sample 2581 (Gulács) Mean dehydration peaks in bold 134 KÓNYA PÉTER mennyiségű ásvány hőmérsékleti adatainak összeha- hőmérséklettel jelentkezett. A görbéről leolvasható, hogy sonlíthatósága céljából vizsgálataink során a „korrigált ha 1000 mg-os bemérést használtunk volna, akkor a mért bomlási hőmérsékletet” használtuk (FÖLDVÁRI 1999), azaz 320, ill. 367 °C-os csúcshőmérsékletek helyett kb. 421 °C- a mért hőmérsékleti adatokat azonos mennyiségű (18 mg) os csúcshőmérsékletet kaptunk volna ugyanerről a bomlástermékre vonatkozóan átszámoltuk. Az alkal- mintáról. mazott módszerhez kalibráló görbét készítettünk a 2580. A legtöbb publikációból nem derül ki, hogy a vizsgálati minta (Gulács) különböző beméréseiből (10. ábra). 10,8 adat milyen mennyiségű minta alapján született. Azon mg nátrolit 320 °C-os, 94 mg nátrolit 367 °C-os csúcs- cikkek adataira vonatkozóan, amelyekben szerepelt a vizsgált minták mennyisége, illusztrációul a 10. táblázatban megadjuk az általunk kiszámolt korrigált bomlási hőmérsékletet is. A táblázatból látható, hogy a korrekció után a bomlási hőmérsékletek lényegesen közelebb kerültek egymáshoz. A fentiekkel egyező módszerrel végeztük el az összes nátrolitminta termoanalitikai vizsgálatát. A minták összehasonlítására a mért bomlási hőmér- sékletek helyett a korrigált bomlási hőmérsék- leteket vettük figyelembe. A folyamat jellemzé- sére a termikus reakció aktiválási energiájának értékét is felhasználtuk. Készülékünk szoftve- rében az aktiválási energia számolása ARNOLD et al. (1987) szerint történt. A 11. ábrán mintáinkat a korrigált bomlási hőmérséklet és az aktiválási energia érték alapján jellemezzük. Az ábrából kitűnik, hogy a többi módszerrel is teljesen tiszta nátrolitnak minősült minták a bomlási hőmérséklet, ill. 10. ábra. Nátrolit mennyiség–dehidráció hőmérsékleti kalibráló görbéje (2580. aktiválási energia szempontjából magas ér- minta, Gulács) tékűek. A magasabb bomlási hőmérséklet és a A diagramon belül a bemért mennyiségek vannak megadva, a vízszintes tengelyen a magasabb aktiválási energia egyaránt a ren- bomlástermék 10-es alapú logaritmusa, lg(mg). T = hőmérséklet, m = bomlástermékek mennyisége dezettebb szerkezet jelzője. A röntgendif- Figure 10. Quantity–dehidration temperature calibration curve of natrolite frakcióval uralkodóan „tetranátrolitnak” és a (2580. minta, Gulács) gonnarditnak minősített minta termikus értékei In the diagram the quantities of the total sample, on the horizontal axis the quantities of az alacsony tartományban helyezkednek el the decomposition products in natural logarithm lg(mg) are given. T = temperature, (2620. [Haláp], 2627. [Haláp] és 2588/1. m = quantity of decomposition products [Gulács]). Néhány olyan minta azonban, amelyik a röntgenvizsgálat szerint uralkodóan nátrolitból áll, de kísérőként „tetranátrolitot”, 10. táblázat. Az irodalomban szereplő minták mért és korrigált bomlási hőmér- paranátrolitot és gonnarditot tartalmaz, termikus sékletek adatai értékei szerint a „tetranátrolitok” tartományába Table 10. Measured and corrected decomposition temperatures of the samples esik. Az ábrán jelzett U 142. és 2581. nátrolit, in the literature valamint a 2620., 2627. és 2588/1. „tetranátrolit” mintákról infravörös spektroszkópiás felvétel készült. Az U 142., 2620., 2627., 2588/1. és 2578. mintákból Na/Ca arányt számoltunk (l. később). A 11. ábrán látható különbségek nem jelen- tenek lelőhely szerinti elkülönülést. Általában egyazon lelőhelyen belül nátrolitnak és „tet- ranátrolitnak” minősíthető minták egyaránt elő- fordultak (12. ábra). Ezt támasztja alá ALBERTI et al. (1995) munkája is, amely szerint a Si/Al arányon alapuló „rendezettségi koefficiens” az uzsai nátrolit- mintákban különböző. Az uralkodóan „tetranátrolitot” tartalmazó mintákon általánosan jelentkezik a fő csúcs előtti Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 135

11. ábra. A vizsgált minták korrigált bomlási hőmérséklet – aktiválási energia összefüggései A diagramon a röntgenvizsgálat szerint uralkodó mennyiségben lévő ásványt tüntettük fel. 1 — nátrolit; 2 — „tetranátrolit”; 3 — gonnardit Figure 11. Corrected decomposition temperature versus activation energy distribution of the investigated samples In the plot the dominant minerals are given from the X-ray diffraction analysis. 1 — natrolite; 2 — “tetranatrolite”; 3 —gonnardite

12. ábra. A gulácsi minták korrigált bomlási hőmérséklet – aktiválási energia összefüggései Jelmagyarázat a 11. ábrán Figure 12. Corrected decomposition temperature versus activation energy of the samples from Gulács For captions, see Figure 11

13. ábra. Az lszn 1. (Haláp) uralkodóan „tetranátrolit” minta termoanalitikai görbéi Figure 13. Thermoanalytical curves of sample lszn–1 (Haláp) with dominant “tetranatrolite”

és az azt követő, enyhe tömegveszteséggel járó endoterm oka, hogy 1000 °C-nál magasabb hőmérsékleten történik az reakció (13. ábra). További megfigyelés, hogy a magas átalakulás. A „tetranátrolitos” minták esetében viszont az hőmérsékletű exoterm reakció, mely a nefelinné való exoterm reakció a 900–1000 °C közötti tartományban átkristályosodást jelzi, a tiszta nátrolit 1000 °C-ig felvett jelentkezik. DTA-görbéin nem mutatkozik. Ennek valószínűleg az az Az egyik minta uralkodóan gonnardit tartalmú. Ennek a 136 KÓNYA PÉTER

termoanalitikai görbéjén az elő- és utócsúcs még kifejezettebb (14. ábra). Az irodalomban található termikus adatok szintén többlépcsős vízvesztést jeleznek (11. táblázat).

Infravörös spektroszkópiás vizsgálatok

A nátrolit és a „tetranátrolit” irodalmi infra- vörös spektrumai jól jelzik a két ásvány közti kü- lönbséget (PÉCSI-DONÁTH 1965, 1968, CHEN, CHAO 1980, ALBERTI et al. 1982a, 1982b, GOTTARDI, GALLI 1985 és NAWAZ 1988). A nátrolit esetében mind a víz-OH vegy- értékrezgési tartománya (3600–3200 cm–1), mind a szilikátváz (Si,Al)-O vegyértékrezgési tartománya (1100–900 cm–1) jól felbontott, míg a 14. ábra. A 16. minta (Bazsi) termoanalitikai görbéi „tetranátrolit” spektrumán a sávok az említett Figure 14. Thermoanalytical curves of sample 16 (Bazsi) tartományokban összemosódottak. Hasonló különbség látszik az alacsony hullámszámú 11. táblázat. A gonnardit irodalmi dehidrációs hőmérsékletei tartományban a T-O vegyérték- és deformációs Table 11. Dehidration temperatures of the gonnardite according to the literature rezgések, ill. a víz librációs sávok tartomá- nyában (400–700 cm–1) is. Infravörös spektroszkópiai vizsgálatra a termoanalitikai paraméterek alapján válasz- tottunk mintákat. Két (U 142. és 2581.), a 11. ábra szerint jól rendezett (15. ábra) és három A vastag betűvel kiemelt hőmérsékleti adatok a fő vízvesztési reakciót jelzik. (2620., 2627. és 2588/1.), a gyengén rendezett Mean dehydration peaks in bold. tartományba tartozó (16. és 17. ábra) minta spektrumát készítettük el. A minták adatait bemutató 12. táblázat szerint bizonyos sávok

15. ábra. A 2581. minta (Gulács) infravörös spektruma T = transzmisszió; λ = hullámhossz Figure 15. Infrared spectrum of sample 2581 (Gulács) T = transmission; λ = wavelength Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 137

16. ábra. A 2588/1. minta (Gulács) infravörös spektruma T = transzmisszió; λ = hullámhossz Figure 16. Infrared spectrum of sample 2588/1 (Gulács) T = transmission; λ = wavelength

17. ábra. A 2620. minta (Haláp) infravörös spektruma T = transzmisszió; λ = hullámhossz Figure 17. Infrared spectrum of sample 2620 (Haláp) T = transmission; λ = wavelength eltolódása, eltűnése stb. jelzi a nátrolit és „tetranátrolit” ján a Gulácsról gyűjtött 2588/1. minta a „tetranátrolithoz” közti különbséget. A táblázatból és az infravörös fel- közelebb álló, de átmeneti tulajdonságúnak tűnik. A vételekről is jól látható, hogy a fő csúcsok előtt vagy után sávok eltűnése, összeolvadása szempontjából azonban ez kisebb csúcsok (váll) jelennek meg, melyek több sáv a minta is jól beleillik a rendezetlenebb, „tetranátrolit”- összemosódásából adódhatnak. A sávok eltolódása alap- csoportba. 138 KÓNYA PÉTER

12. táblázat. A vizsgált minták infravörös spektroszkópiás adatai (cm–1) Table 12. Infrared spectroscopical data (cm–1) of the investigated samples

Betűtípusok — nátrolit; átmenet; „tetranátrolit”; * — váll Font types — natrolite; transition; ”tetranatrolite”; * — shoulder Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 139

Pásztázó elektronmikroszkópos Az U 142. minta (18. ábra) kémiai elemzése (19. ábra) a vizsgálatok nátrolitokra jellemző összetételt (nagy Na-, nagyon kicsi Ca-tartalom) mutatta. Ez a minta röntgendiffrakciós, Pásztázó elektronmikroszkópos vizsgálatra a röntgen- termoanalitikai és infravörös vizsgálatok alapján szintén diffrakciós mérési eredmények alapján választottunk min- tiszta nátrolitnak bizonyult. Az ehhez hasonló kémiai tákat. E minták mindegyikéről EDX-spekrumot, néme- homogenitást mutató nátrolittűk ritkaságnak számítanak a lyikéről SEM-felvételt is készítettünk. A nátrolittűk össze- Balaton-felvidéken. tételét három ponton mértük: a tű alsó, középső és felső A kémiailag inhomogén mintákban egy nátrolittűn belül részén. A következőkben a kémiai összetétel szem- már jelentős lehet a Ca-tartalom változása. A vizsgálatok pontjából legérdekesebb minták elemzési adatait kö- során a következő trendeket figyeltük meg. zöljük. Az lszn–1. mintában a tű felső része felé fokozatosan

18. ábra. Nátrolit elekronmikroszkópos képe (U 142. minta, Uzsa) A 100 µm a teljes beosztásra vonatkozik Figure 18. SEM micrograph of natrolite (sample U 142, Uzsa) Full scale represent 100 µm

19. ábra. Az U 142. minta (Uzsa) EDX-spektrumai a) tű alsó része, b) tű közepe, c) tű felső része. EDX = energiadiszperzív röntgenanalízis Figure 19. EDX spectra of sample U 142 (Uzsa) a) lower part of needle, b) middle of needle, c) upper part of needle. EDX = energy dispersive X-ray analysis 140 KÓNYA PÉTER csökkent a Ca-tartalom (20. ábra). A röntgendiffrakciós termoanalitikai paraméterekkel (l. 11. ábra U 142., 2620., vizsgálatok alapján (melyek porított átlagmintából ké- 2627., 2588/1. és 2578. minták). Mind a korrigált bomlási szülnek) a minta uralkodóan „tetranátrolit”-ból áll, mellette hőmérséklet, mind az aktiválási energia erős összefüggést kis mennyiségben nátrolitot azonosítottunk. Az EDX- mutat a rácsbeli Ca-helyettesítés mértékével (22. és 23. spektrumok alapján megállapítható, hogy a tűk alsó kb. 2/3- ábra). a „tetranátrolit”, felső része pedig nátrolit. A legtöbb A hőmérsékletcsökkenést mesterségesen kationcserélt mintában hasonló tendencia figyelhető meg. nátrolitcsoportba tartozó zeolitoknál YAMAZAKI et al. A 2614. mintában (Haláp) a tű közepén emelkedett meg (1988) említik. Az aktiválási energia változása szem- a Ca-tartalom (21. ábra). Röntgendiffrakciós módszerrel a pontjából OTSUKA et al. (1991) jelzi, hogy a nátrolitra mért mintában sok „tetranátrolit” mellett kevesebb gonnarditot 126,83 kJ mol-1 aktiválási energia K-mal történő helyet- mutattunk ki. tesítés után 74,01 kJ mol-1-ra csökken. Ugyancsak a Na–K- Az EDX vizsgálat alapján a minták mért Na/Ca kationcsere után hasonló mértékű aktiválásienergia-csök- arányainak átlagait összehasonlítottuk a felhasznált kenést mért VYAZOVKIN és LINERT (1995) .

20. ábra. Az lszn–1. minta (Haláp) EDX-spektrumai a) tű alsó része, b) tű közepe, c) tű felső része. EDX = energiadiszperzív röntgenanalízis Figure 20. EDX spectra of sample lszn–1 (Haláp) a) Lower part of needle, b) middle of needle, c) upper part of needle. EDX = energy dispersive X-ray analysis

21. ábra. A 2614. minta (Haláp) EDX-spektrumai a) tű alsó része, b) tű közepe, c) tű felső része. EDX = energiadiszperzív röntgenanalízis Figure 21. EDX spectra of sample 2614 (Haláp) a) Lower part of needle, b) middle of needle, c) upper part of needle. EDX = energy dispersive X-ray analysis Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 141

littartalmú, ezen belül csak három tisztán nátrolit. A minták nagyobb része uralkodóan „tetranátrolit”-ot tar- talmaz, melyhez kis mennyiségű nátrolit és gonnardit ke- veredik. A vizsgálataink során Ca-gazdagnak bizonyult nátro- litok csoportjába tartozó minták korábban még nem vizsgált korrigált bomlási hőmérséklete és aktiválási energiája (l. 11. ábra) alacsony ami rendezetlenebb szerkezetre, illetve he- lyettesítésre utal. Ezzel szemben a tiszta nátrolitos minták rendezettebb szerkezetűek. Mindezt alátámasztják a termo- analitikai eredmények és az EDX-spektrumok Na/Ca ará- 22. ábra. A vizsgált minták EDX-szel mért Na/Ca arányainak átlagai a nyai közötti összefüggések is. Tehát a Ca beépülésével és a korrigált bomlási hőmérséklethez viszonyítva szerkezet rombosból tetragonálisba való átmenetével nő a A számok a többi módszerrel is megvizsgált mintákat jelzik. EDX = rendezetlenség. energiadiszperzív röntgenanalízis A pásztázó elektronmikroszkópos vizsgálat alapján jól Figure 22. The average values of Na/Ca ratio determined by EDX versus corrected decomposition temperature of the investigated látható, hogy az előbb említett változások egy-egy tűn belül samples is megjelenhetnek. The numbers indicate the samples investigated also by other methods. EDX = A vizsgálatok azt mutatták, hogy a nátrolit és „tetranátro- energy dispersive X-ray analysis lit” közül a legtöbb lelőhelyen mindkét változat megtalálható. Ez vonatkozik a gulácsi és uzsai lelőhelyekre is, amelyeknek a nátrolitját az irodalomban rendezetlennek jelzték. A kémiai inhomogenitás a nátrolittűkön belül is jelent- kezik. A tisztán nátrolitos mintákat tartalmazó üregekben Na-dús oldatok jutottak szerephez. Azon minták esetén viszont, ahol a tű felső része felé folyamatosan csökken a Ca-tartalom, feltételezhető, hogy az üregekben a magas Ca- tartalmú oldatokból először paranátrolit, „tetranátrolit” vagy gonnardit vált ki, melyre később nátrolit települt. Atmoszférikus körülmények között a magas víztartalmú paranátrolit „tetranátrolittá” dehidratálódhat. Az oldatok összetételén kívül a képződési hőmérséklet 23. ábra. A vizsgált minták EDX-szel mért Na/Ca arányainak átlagai az is befolyásolhatja a szerkezet rendezettségi fokát. NEUHOFF aktiválási energiához viszonyítva et al. (2002) utalnak arra, hogy a nátrolit szerkezetében a A számok a többi módszerrel is megvizsgált mintákat jelzik. EDX = (Si,Al)-rendezettség a hőmérséklettől függ. Megfigye- energiadiszperzív röntgenanalízis léseink szerint magasabb hőmérsékleten rendezetlenebb Figure 23. The average values of Na/Ca ratio determined by EDX versus activation energy of the investigated samples fázisok keletkeztek. The numbers indicate the samples investigated also by other methods. EDX = energy dispersive X-ray analysis Köszönetnyilvánítás

Következtetések Köszönettel tartozom Földvári Máriának a termo- analitikai és infravörös spektroszkópiás vizsgálatok A hazai (PÉCSINÉ DONÁTH 1963) és a nemzetközi (pl. értelmezéséért, kiegészítő információiért, Kovács-Pálffy ALBERTI, VEZZALINI 1981) irodalomban már több évtizede Péternek hasznos tanácsaiért, Kovács Árpádnak (Miskolci ismeretes, hogy a Balaton-felvidéki nátrolitásványok nem Egyetem) a pásztázó elektronmikroszkópos elemzésekért és szokványos nátrolitok. Ezt támasztják alá vizsgálataink is, Viczián Istvánnak részletes és hasznos lektori észre- melyek szerint a minták negyede volt uralkodóan nátro- vételeiért. 142 KÓNYA PÉTER

Irodalom – References

ALBERTI, A., VEZZALINI, G. 1981: A partially disordered natrolite: gonnardite. — American Mineralogist 85 (11–12), pp. relationships between cell parameters and Si-Al distribution. 1808–1815. — Acta Crystallographica B37, pp. 781–788. FÖLDVÁRI, M. 1999: The use of corrected thermal decomposition ALBERTI, A., CRUCIANI, G., DAURU, I. 1995: Order-disorder in temperature in the geological interpretation. — Journal of natrolite-group minerals. — European Journal of Mineralogy Thermal Analysis 56 (2), pp. 909–916. 7 (3), pp. 501–508. GOTTARDI, G., GALLI, E. 1985: Natural Zeolites. — Springer ALBERTI, A., PONGILUPPI, D., VEZZALINI, G. 1982a: The crystal Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, Tokyo, 409 p. chemistry of natrolite, mesolite and scolecite. — Neues IVANOVA, V. P., KASZATOV, B. K., KRASZAVINA, T. N., ROZINOVA, E. Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen 143 (3), pp. L. 1974: Termicseszkij analiz minyeralov i gornih porod. — 231–248. Nyedra, Lenyingrad, 399 p. ALBERTI, A., VEZZALINI, G., PÉCSI-DONÁTH, É. 1982b: Some JINYING QI, SHAOYING JIANG 1984: On thermal transformation and unusual zeolites from Hungary. — Acta Geologica Hungarica genesis of natrolite. — Kexue Tongbao 29 (3), pp. 356–360. 25 (3–4), pp. 237–246. KOIZUMI, M. 1953: Studies on water in minerals I. The differential ARMBRUSTER, T., GUNTER, M. E. 2001: Crystal structures of natural thermal analysis curves and dehydration curves of zeolites. — zeolites. — In: BISH, D. L., MING, D. W. (eds): Natural Mineralogical Journal (Japan) 1 (1), pp. 36–47. Zeolites: Occurrence, Properties, Applications. Reviews in KOVÁCS-PÁLFFY P., KÓNYA P., FÖLDVÁRI M., KÁKAY SZABÓ O., Mineralogy and Geochemistry 45, Virginia, pp 1–67. BODORKÓS ZS. 2007: A Karikás-tető (Prága-hegy, Balaton- ARNOLD, M., SOMOGYVÁRI, P., PAULIK, J., PAULIK, F. 1987: The felvidék) bazaltjának üregkitöltő ásványai. — A Magyar Derivatograph-C. A microcomputer-controlled simultaneous Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2005, pp. 95–118. TG, DTG, DTA, TD and EGA apparatus. Part II. A simple KROGH ANDERSEN, E., DANŘ, M., PETERSEN, O. V. 1969: A method of estimating kinetic parameters. — Journal of tetragonal natrolite. — Meddelelser om Grönland 181 (1), pp. Thermal Analysis 32 (2), pp. 679–683. 1–19. ARTIOLI, G., GALLI, E. 1999: Gonnardite: Re-examination of KROGH ANDERSEN, E., KROGH ANDERSEN, I. G., PLOUG-SŘRENSEN, holotype material and discreditation of tetranatrolite. — G. 1990: Disorder in natrolites: structure determinations of American Mineralogist 84 (9), pp. 1445–1450. three disordered natrolites and one lithium-exchanged ATALAN, G. S., NEUHOFF, P. S. 2006: Reversible conversion of disordered natrolite. — European Journal of Mineralogy 2, tetranatrolite to paranatrolite under ambient conditions. — In: pp. 799–807. BOWMAN, R. S., DELAP, S. E. (eds): Book of Abstracts, Zeolite- LEE, Y., HRILJAC, J. A., PARISE, J. B. 2006: Pressure induced ’06. 7th International Conference on the Occurrence, hydration in zeolite tetranatrolite. — American Mineralogist Properties, and Utilization of Natural Zeolites, Socorro, New 91 (2–3), pp. 247–251. Mexico USA, 21–16/07/2006. pp. 50–51. MAURITZ B. 1948: A dunántúli bazaltok kőzetkémiai viszonyai. — BATYIASVILI T. V. 1972: Tyermograficseszkoje iszszledovanije Földtani Közlöny 78 (1), pp. 134–169. ceolitov szrednyeeocenovih vulkanogennih tolscs Gruzii. — NAWAZ, R. 1988: Gonnardite and disordered natrolite group Mecnyiereba, Tbiliszi, 80 p. minerals: their distinction and relations with mesolite, BAYLISS, P., ERD, D. C., MROSE, M. E., SABINA, A. P., SMITH, D. K. natrolite and thomsonite. — Mineralogical Magazine 52 (2), 1986: Mineral Powder Diffraction File. Data Book. — pp. 207–219. International Centre for Diffraction Data, Swarthmore, USA, NEUHOFF, P. S., KROEKER, S., DU, L. S., FRIDRIKSSON, TH., 1396 p. STEBBINS, J. F. 2002: Order/disorder in natrolite group zeolites: BRECK D. W. 1973: Zeolite molecular sieves. Structure, chemistry A 29Si and 27Al MAS NMR study. — American Mineralogist and use. — Wiley and Sons, New York, London, Sidney, 87 (10), pp. 1307–1320. Toronto, 771 p. OTSUKA, R., YAMAZAKI, A., KATO, K. 1991: Kinetics and CHAO, G. Y. 1980: Paranatrolite, a new zeolite from Mont St- mechanism of dehydration of natrolite and its potassium Hilaire, Québec. — Canadian Mineralogist 18 (1), pp. 85–88. exchanged form. — Thermochimica Acta 181 (1), pp. 45–56. CHEN, T. T., CHAO, G. Y. 1980: Tetranatrolite from Mont St-Hilaire, PANYESZ, V. I., NASZEDKINA, V. H., NASZEDKIN, V. V. 1967: Québec. — Canadian Mineralogist 18 (1), pp. 77–84. Minyeralogo-petrograficseszkaja haraktyerisztika i COOMBS, D. S., ALBERTI, A., ARMBRUSTER, TH., ARTIOLI, G., oszobennosztyi gyegidratacii minyeralov gruppi ceolitov. — COLELLA, C., GALLI, E., GRICE, J. D., LIEBAU, F., In: PETROV, V. P. (red.) 1967: Vodnije vulkanyicseszkije MANDARINO, J. A., MINATO, H., NICKEL, E. H., PASSAGLIA, sztyokla i posztvulkanyicseszkije minyerali. Nauka, Moszkva, E., PEACOR, D. R., QUARTIERI, S., RINALDI, R., ROSS, M., pp. 56–92. SHEPPARD, R. A., TILLMANNS, E., VEZZALINI, G. 1997: PÉCSI-DONÁTH, É., SIMO B. 1966: Dopolnyitelnije iszszledovanija Recommended nomenclature for zeolite minerals: report of po izucseniju szootnosenyija szrukturi i vodoszvjaznoszti the subcommittee on zeolites of the International fillipszitov i gonnarditov. — Annales Universitatis Mineralogical Association, Commission on New Minerals Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae and Mineral Names. — Canadian Mineralogist 35 (6), pp. Sectio Geologica 9 (2), pp. 109–121. 1571–1606. PÉCSI-DONÁTH, É. 1962: Investigation of the thermal ERDÉLYI J. 1954: Balatoni bazalthegyek. — Népművelési decomposition of zeolites by the DTA method. — Acta Minisztérium Múzeumi Főosztálya, Budapest, 46 p. Geologica Hungarica 6 (3–4), pp. 429–442. EVANS, H. T. JR., KONNERT, J. A., ROSS, M. 2000: The crystal PÉCSI-DONÁTH, É. 1965: On the individual properties of some structure of tetranatrolite from Mont Saint-Hilaire, Québec, Hungarian zeolites. — Acta Geologica Hungarica 9 (3–4), pp. and its chemical and structural relationship to paranatrolite and 234–257. Balaton-felvidéki bazaltok nátrolitcsoportba tartozó üregkitöltő ásványainak részletes vizsgálata 143

PÉCSI-DONÁTH, É. 1968: Some contributions to the knowledge of Application and results in mineralogy. — Spinger Verlag, zeolites. — Acta Mineralogica–Petrographica, Universitatis Berlin – Heidelberg – New York. 185 p. Szegediensis 18 (2), pp. 127–141. TSCHERNICH, R. W. 1992: Zeolites of the world. — Geoscience PÉCSINÉ DONÁTH É. 1963: A zeolitok termikus bomlásának Press, Phoenix, Arizona, 563 p. vizsgálata DTA módszerrel. — Földtani Közlöny 93 ULLRICH, B., ADOLPHI, P., SCHOMBURG, J., ZWAHR, H. 1987: (Agyagásvány füzet), pp. 32–39. Kombinierte thermoanalytische Untersuchungen an PENG, C. J. 1955: Thermal analysis study of natrolite group. — Zeolithen. Teil I.: Minerale der Natrolith-Gruppe. — Chemie American Mineralogist 40 (9–10), pp. 834–856. der Erde 47 (3–4), pp. 283–293. PHADKE, A. V., APTE, A. 1997: Thermal behaviour of fibrous VÁCZI, T., WARREN M. C. 2004: Computational investigations of zeolites of the Natrolite group. — Journal of Thermal Analysis symmetry and coupled substitutions in natrolite group 50 (3), pp. 473–486. minerals. — Acta Mineralogica–Petrographica 45 (1), pp. REEUWIJK, L. P., VAN 1972: High temperature phases of zeolites of 113–117. the natrolite group. — American Mineralogist 57 (3–4), pp. VYAZOVKIN, S., LINERT, W. 1995: Kinetic analysis of reversible 499–510. thermal decomposition of solids. — International Journal of ROSS, M., FLOHR, M. J. K., ROSS, D. R. 1992: Crystalline solution Chemical Kinetics 27 (1), pp. 73–84. series and order-disorder within the natrolite mineral group. — YAMAZAKI, A., MATSUMOTO, H., OTSUKA, R. 1988: Fibrous zeolite. American Mineralogist 77 (7–8), pp. 685–703. Thermal stability of fibrous zeolites. — Nendo Kagaku 28 (3), SMYKATZ-KLOSS, W. 1974: Differential thermal analysis. pp. 143–154. A magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2006

A magyarországi felszín alatti víztestek földtani kiértékelésének 2006. évi eredményei The results of the geological evaluation of the Hungarian groundwater bodies, 2006

CSERNY TIBOR1, GÁL NÓRA1, TULLNER TIBOR1, TAHY ÁGNES2

1Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14., 2Vízügyi és Környezetvédelmi Központi Igazgatóság, 1012 Budapest, Márvány u. 1/c.

Tárgyszavak: Víz Keretirányelv, felszín alatti víztest, földtani szelvények, hidrosztratigráfia

Összefoglalás A 2000/60/EK Víz Keretirányelv előírja, hogy a felszín alatti víztesteket 2015-re jó mennyiségi és kémiai állapotba hozzák. A feladat teljesítése több minisztérium összehangolt munkáját igényli, amint ezt a 1189/2002. (XI. 7.) számú Kormányhatározat is meghatározza. A Magyar Állami Földtani Intézet feladata a korábbi közös munka alapján elsődlegesen kijelölt víztestek földtani hátterének regionális jellemzése volt, indokolt esetben javaslattétellel a víztesthatárok felülvizsgálatára. A 2006 júliusától folyó munkában az intézet Vízföldtani, Térképezési, Alapkutatási, Környezetföldtani és Geoinformatikai főosztálya, valamint a Könyvtár dolgozói vettek részt, és szoros együttműködést alakítottak ki a vízügyi ágazatban dolgozó kollégákkal. Az elvégzett munka eredményeképpen megkezdődött egy egységes szemléletű, vízföldtani szempontokat is figyelembe vevő, 1:100 000-es méretarányú földtani térmodell kialakítása a hasonló méretarányú és az egész országot lefedő felszíni földtani térképsorozat folytatásaként. Az egész országot behálózó szelvények segítségével képet alkothattunk a földtani felépítésről, a legfontosabb földtani szerkezetekről, alkalmat adva ezzel a korábban kijelölt víztestek egymáshoz való viszonyának bemutatására és a víztesthatárok pontosítására. Röviden jellemeztük a víztesteket felépítő képződmények földtani és hidrosztratigráfiai sajátosságait is. Összegyűjtöttük és mellékeltük a víztestekhez kapcsolódó legfontosabb földtani és vízföldtani szakcikkek és kutatási jelentések irodalomjegyzékét.

Keywords: Water Framework Directive, groundwater body, geological cross-section, hydrostratigraphy, subsurface waterbody

Abstract The 2000/60/EU Water Framework Directive requires bringing the quality and quantity of subsurface water to good status by 2015. Execution of this task requires the organized work of numerous ministries, as it is declared in the 1189/2002 (XI.7.) Government Decree. Subsurface water bodies were primarily designated by teamwork of different organizations. Proceed that, the tasks of Geological Institute of Hungary was to describe geologically these waterbodies and recommend modification based on geological considerations. Works started in July of 2006 and almost all divisions of the institute, Hydrogeology, Mapping, Environmental geology, Basic research, and Geocartographic, and Library department, participated. Furthermore, during this work a close work-relationship formed between colleagues of the Institute and colleagues of the water related sector. As a result of this work, the building of an uniform 3D geological model started, which takes into consideration the hydrogeology. This model is in 1:100,000 scale and it is a continuum of the Hungarian Geological Map series covering the country. Through the cross-sections covering the whole country, a 3 dimensional picture of the subsurface and the major tectonics was acquired facilitating the correction of the border of waterbodies and the visualization of the relationships between waterbodies. The most important geological and hydrogeological articles and research related to the delineated waterbodies were collected, and a list of them was prepared. 146 CSERNY TIBOR et al.

Bevezetés A víztestek kijelölése és áttekintő jellemzése A 2000/60/EK Víz Keretirányelv előírja, hogy a tag- országok a felszín alatti víztesteket 2015-re jó mennyiségi és Mielőtt az eredmények bemutatására sort kerítünk, a kémiai állapotba hozzák. Magyarországon a feladat telje- bevezetés első mondatában kitűzött cél néhány fogalmát sítése több minisztérium összehangolt munkáját igényli, definiáljuk, miként az jelenleg szakmai körökben elfoga- amint ezt a 1189/2002. (XI. 7.) számú Kormányhatározat is dottá vált (GAYER 2005). előírja. A feladatokat ez a határozat az alábbiak szerint A Víz Keretirányelv (VKI) az első olyan közösségi szakaszolta: szabályozás, mely a felszíni víz hidromorfológiai, ökoló- 1. 2005: az első, ún. országjelentés (Nemzeti jelentés giai, kémiai és a felszín alatti víz mennyiségi és kémiai 2005) leadása Brüsszelben, állapotával is foglalkozik. 2. 2006: a monitoringrendszerek felállítása és monito- A felszín alatti víztest a felszín alatti víznek — egy ringprogramok indítása, vagy több víztartón belül — lehatárolható része a telített 3. 2007–2009: vízgyűjtő-gazdálkodási tervek (VGT) ké- zónában. szítése, Jó állapot szempontjából a felszín alatti vizek esetén a 4. 2009–2015: a vizek jó állapotba hozása, illetve jó álla- mennyiségi és kémiai állapot számít, és a víztest végső potban tartása, állapotának megítélésében a rosszabbik dönt. A felszín 5. a későbbiekben 6 évenként a víztestek állapotának alatti vízkészletek védelme érdekében a víztestekből történő felülvizsgálata. vízkivételeknek összhangban kell lenniük az utánpót- 2005. március 22-ére a Vízigazgató vezetésével elké- lódással, a változások nem okozhatják az ökoszisztémák szült az országjelentés (Nemzeti jelentés, 2005), melyet az károsodását, továbbá el kell kerülni a szennyezés által Európai Parlament és Tanács 2000/60/EK sz. „Az európai okozott vízminőségromlást. közösségi intézkedések kereteinek meghatározásáról a víz- A felszín alatti vizekre vonatkozó fontosabb megál- politika területén” című irányelvben írt elő. E jelentésben lapításokat a Víz Keretirányelv végrehajtása első fázisának részletesen megtalálhatók a felszíni és felszín alatti víz- végére elkészült országjelentés (Nemzeti jelentés, 2005) testek fajtái, általános jellemzésük és határaik kijelölésének alapján, az alábbiakban foglaljuk össze. alapelvei. A jelentés elkészítése során a vízügyi ágazat — Magyarországon az összes felszín alatti víz része bevonva a Magyar Állami Földtani Intézet (MÁFI) valamely víztestnek. Felszín alatti vizeinket széleskörűen szakembereit — a MÁFI 1:500 000-es nyomtatásban hasznosítjuk, mivel az átlagosan 10 m3/nap-nál nagyobb megjelent térképeinek digitalizált változataira támasz- hozammal megcsapolt vízadók az ország teljes területén kodott. E munkában 2004-ben a MÁFI Vízföldtani, előfordulnak. Az ország síkvidéki területeire jellemző több Környezetföldtani és Térinformatikai Főosztályának mun- száz méter, helyenként ezer métert meghaladó vastagságú, katársai vettek részt. változatosan rétegzett üledékben a féligáteresztő rétegek is A Víz Keretirányelvvel kapcsolatos munka második jelentős szerepet játszanak a vertikális áramlásban. Ezért, a fázisában, a Vízigazgató (a Környezetvédelmi és Vízügyi víztestek kijelölése nem a fő vízadók (vagyis csak a jó Minisztérium főosztályvezetője) felkérésére, a Gazdasági vízadó és vízvezető rétegek), hanem a vízadó összletek és Közlekedési Minisztérium szakállamtitkára megbízta a (azaz több vízadó és az azokat elválasztó vízvisszatartó Magyar Állami Földtani Intézetet a kitűzött feladatok rétegek összessége) alapján történt. földtani részének elvégzésére. Az Intézet a megbízást A víztestek kijelölésének léptékét és részletességét a kiemelt programként kezelte, melynek keretében a követ- vízkészletekkel való gazdálkodás szempontjai határozták kező szakmai feladatokat tűzte ki: meg, vagyis az utánpótlódási és megcsapolási viszonyok, — a víztestek földtani felépítésének vizsgálata: szel- valamint a fő víztípusokon (porózus és karsztos kőzetekben, vények és elvi rétegoszlopok szerkesztése, a víztestek valamint hegyvidéki területek képződményeiben tárolt fel- földtani és vízföldtani jellemzése, a vonatkozó földtani, szín alatti vizek) belül a kémiai összetétel és a hőmérsékleti vízföldtani irodalom összegyűjtése, jellemzők. — a víztest-lehatárolás megalapozottságának földtani A Nemzeti jelentésben (2005) a geológiai-hidrogeo- szempontú felülvizsgálata. lógiai szempontokat szem előtt tartva a víztesteket a A felsorolt feladatokat a Vízföldtani Főosztály vezeté- következőképpen rendszerezték: sével, az Alapkutatási, a Térképezési, a Környezetföldtani Medencebeli, uralkodóan porózus kőzetekben lévő víz- és Informatikai főosztályok szakemberei teljesítették. Cik- testek: künk célja a felszín alatti vizek monitoringrendszerének — Hideg vizeket tartalmazó víztestek: elsődlegesen a beindítását megalapozó földtani munka eredményeinek felszín alatti vízgyűjtők szerint, majd azon belül leáramlási bemutatása. és feláramlási területek alatti víztestekre elkülönítve (1. ábra). —Termálvizek: 30 oC-nál melegebb vizet tartalmazó víztestek, a főbb hidrodinamikai egységek szerint további víztestekre választva szét (2. ábra). A magyarországi felszín alatti víztestek földtani kiértékelésének 2006. évi eredményei 147

1. ábra. Medencebeli, uralkodó- an porózus kőzetekben lévő hi- degvíztestek elterjedése Sötétszürke = a feláramlási területek alatti, világosszürke = a leláramlási területek alatti víztestek Figure 1. Cold water bodies in porous rocks in basin areas Dark grey = water bodies in zones of asscending water, light grey = water bodies in zones of descending water HU_p.1.1.1 = Szigetköz; HU_p.1.1.2 = Hanság; Rábca-völgy északi része; HU_p.1.10.1 = Duna jobb parti víz- gyűjtő, Paks alatt; HU_p.1.10.2 = Sár- köz; Madocsai-öblözet; HU_p.1.11.1 = Karasica-vízgyűjtő; HU_p.1.12.1 = Ipoly-völgy; HU_p.1.13.1 = Szent- endrei-sziget; Duna bal parti kavics- terasz; HU_p.1.14.1 = Duna–Tisza közi hátság – Duna-vízgyűjtő északi rész; HU_p.1.14.2 = Duna–Tisza köze – Duna-völgy északi rész; HU_p.1.15.1 = Duna–Tisza közi hátság – Duna- vízgyűjtő déli rész; HU_p.1.15.2 = Duna–Tisza köze – Duna-völgy déli rész; HU_p.1.16.1 = Kígyós-vízgyűjtő; HU_p.1.2.1 = Ikva-vízgyűjtő; Répce felső vízgyűjtője; HU_p.1.2.2 = Rábca-völgy déli része; HU_p.1.3.1 = Rába–Gyöngyös-vízgyűjtő; HU_p.1.4.1 = Dunántúli-középhegység északi peremvidéke; HU_p.1.5.1 = Marcal-völgy; HU_p.1.6.1 = Kapos-vízgyűjtő; HU_p.1.7.1 = Séd–Nádor–Sárvíz-vízgyűjtő; HU_p.1.8.1 = Sárvíz; Sió-vízgyűjtő; HU_p.1.9.1 = Duna jobb parti vízgyűjtő – Budapest–Paks; HU_p.2.1.2 = Szamos–Bereg-süllyedék; HU_p.2.10.1 = Duna–Tisza közi hátság – Tisza-vízgyűjtő északi rész; HU_p.2.10.2 = Duna–Tisza köze – Közép-Tisza-völgy; HU_p.2.11.1 = Duna–Tisza közi hátság – Tisza-vízgyűjtő déli rész; HU_p.2.11.2 = Alsó-Tisza-völgy; HU_p.2.12.2 = Berettyó-; Körösök-völgy; Nagykunság; HU_p.2.13.1 = Maros- hordalékkúp; HU_p.2.13.2 = Maros–Körös köze; HU_p.2.2.2 = Tiszahát; HU_p.2.3.1 = Nyírség keleti perem; HU_p.2.3.2 = Kraszna-; Tisza-völgy; HU_p.2.4.1 = Nyírség – Lónyay-főcsatorna-vízgyűjtő; HU_p.2.4.2 = Rétköz; HU_p.2.5.2 = Bodrogköz; HU_p.2.6.1 = Nyírség déli rész; Hajdúság; HU_p.2.6.2 = Hortobágy; Nagykunság; Bihar északi rész; HU_p.2.7.1 = Hernád-völgy északi rész; HU_p.2.8.1 = Sajó–Hernád-völgy déli rész; HU_p.2.8.2 = Sajó–Takta-völgy; Hortobágy; HU_p.2.9.1 = Északi-középhegység peremvidék; HU_p.2.9.2 = Jászság; Nagykunság; HU_p.3.1.1 = Mura-vidék; HU_p.3.2.1 = Somogyi-dombság nyugati része; HU_p.3.2.2 = Dráva-völgy Barcs felett; HU_p.3.3.1 = Somogyi-; Baranyai-dombság; HU_p.3.3.2 = Dráva-völgy Barcs alatt; HU_p.4.1.1 = Zala-vízgyűjtő; HU_p.4.2.1 = Zalai-; Somogyi-dombság; Balaton-vízgyűjtő (DDK-i rész); HU_p.4.2.2 = Balaton déli vízgyűjtő (Berek); HU_p.4.3.1 = Balaton déli vízgyűjtő keleti része; HU_p.4.3.2 = Balaton meder alatt

2. ábra. Medencebeli, uralkodóan porózus kőzetekben lévő termálvizek elterjedése Figure 2. Thermal water bodies in porous rocks in basin areas HU_pt.1.1 = Északnyugat-Dunántúl; HU_pt.2.1 = Délnyugat-Alföld; HU_pt.2.2 = Észak-Alföld; HU_pt.2.3 = Délkelet-Alföld; HU_pt.2.4 = Északkelet-Alföld; HU_pt.3.1 = Délnyugat-Dunántúl 148 CSERNY TIBOR et al.

Karsztosodott kőzetekben tárolt karsztvíztestek: Hegyvidéki területek vegyes összetételű kőzeteiben lévő — Hideg karsztvizeket tároló víztestek: a karsztforrások víztestek (kivéve az előző csoportba sorolt karsztvizeket): a vízgyűjtői szerint további víztestekre felosztva (3. ábra). felszín alatti földtani szerkezeti egységek és a felszíni —Termálvizet tartalmazó víztestek: a főbb hidrodi- vízgyűjtők szerint további víztestekre felosztva (4. ábra). namikai egységek szerint esetenként további víztestekre A Nemzeti jelentésben (2005) részletesen leírt porózus szétválasztva (3. ábra). és karsztos kőzetekben, valamint hegyvidéki területek kép- 3. ábra. A karsztosodott kőzetek- ben lévő hideg- és termálvizek elterjedése Sötétszürke = termálkarsztvíztestek, világosszürke = hidegkarsztvíztestek Figure 3. Cold and thermal karst water bodies Dark grey = thermal karst, light grey = cold water bodies HU_k.1.1 = Dunántúli-középhegység– Veszprém; Várpalota; Vértes déli for- rások vízgyűjtője; HU_k.1.2 = Dunán- túli-középhegység – Tatai- és Fényes-for- rások vízgyűjtője; HU_k.1.3 = Dunán- túli-középhegység – Budai-források víz- gyűjtője; HU_k.1.4 = Dunántúli-közép- hegység – Esztergomi-források vízgyűj- tője; HU_k.1.5 = Naszály; Nógrádi-rö- gök; HU_k.1.6 = Szabadbattyányi-karszt- rögök; HU_k.1.8 = Mecsek, karszt; HU_k.1.9 = Mohácsi-rögök; HU_k.2.1 = Bükk, karszt; HU_k.2.2 = Aggteleki- hegység; HU_k.3.1 = Villányi-hegység, karszt; HU_k.4.1 = Dunántúli-közép- hegység: Hévízi-; Tapolcai-; Tapolcafő- források vízgyűjtője; HU_k.4.2 = Balaton-felvidéki karszt; HU_kt.1.10 = Sárvári termálkarszt ; HU_kt.1.11 = Büki termálkarszt ; HU_kt.1.2 = Észak-dunántúli termálkarszt ; HU_kt.1.3 = Budapest környéki termálkarszt ; HU_kt.1.4 = Visegrádi termálkarszt ; HU_kt.1.6 = Szabadbattyáni termálkarszt ; HU_kt.1.7 = Közép-dunántúli termálkarszt ; HU_kt.1.8 = Mecseki termálkarszt ; HU_kt.1.9 = Dél-Baranya; Bácska termálkarszt ; HU_kt.2.1 = Bükki termálkarszt ; HU_kt.2.2 = Aggteleki termálkarszt ; HU_kt.2.3 = Sárospataki termálkarszt ; HU_kt.2.4 = Alföldi termálkarszt ; HU_kt.3.1 = Harkány és környezete termálkarszt ; HU_kt.4.1 = Nyugat-dunántúli termálkarszt

4. ábra. A hegyvidéki területek vegyes összetételű kőzeteiben lévő víztestek elterjedése Világosszürke foltok = víztestek, sötétszürke foltok = a hegyvidéken belüli karsztvíztestek felszíni kibúvása Figure 4. Water bodies in various types of rocks in hilly areas Light grey = water bodies, dark grey = outcrops of karst water bodies HU_h.1.1 = Dunántúli-középhegység – Marcal-vízgyűjtő; HU_h.1.10 = Sopro- ni-hegység; Fertő-vidék; HU_h.1.11 = Kőszegi-hegység; HU_h.1.12 = Mecsek; HU_h.1.2 = Dunántúli-középhegység – Séd–Nádor-vízgyűjtő; HU_h.1.3 = Du- nántúli-középhegység – Duna-vízgyűj- tő Mosoni-Duna – Által-ér-torkolat; HU_h.1.4 = Dunántúli-középhegység – Duna-vízgyűjtő Által-ér-torkolat – Vi- segrád; HU_h.1.5 = Dunántúli-közép- hegység – Duna-vízgyűjtő Budapest alatt; HU_h.1.6 = Dunántúli-közép- hegység – Duna-vízgyűjtő Viseg- rád–Budapest; HU_h.1.7 = Börzsöny; Gödöllői-dombvidék – Duna- vízgyűjtő; HU_h.1.8 = Börzsöny; Cserhát–Ipoly-vízgyűjtő; HU_h.1.9 = Velencei-hegység; HU_h.2.1 = Cserhát; Karancs; Medves–Zagyva-vízgyűjtő; HU_h.2.2 = Mátra – Zagyva-vízgyűjtő; HU_h.2.3 = Hevesi-dombság – Tarna-vízgyűjtő; HU_h.2.4 = Bükk – Tisza-vízgyűjtő; HU_h.2.5 = Bükk; Borsodi-dombság – Sajó-vízgyűjtő; HU_h.2.6 = Zempléni-hegység – Hernád-vízgyűjtő; HU_h.2.7 = Zempléni-hegység – Bodrog-vízgyűjtő; HU_h.3.1 = Villányi-hegység; HU_h.4.1 = Dunántúli-középhegység – Balaton északnyugati vízgyűjtő; HU_h.4.2 = Balaton-felvidék A magyarországi felszín alatti víztestek földtani kiértékelésének 2006. évi eredményei 149 ződményeiben tárolt felszín alatti vizek rövid jellemzését az A hegyvidéki területek vegyes összetételű alábbiakban foglalhatjuk össze. képződményeiben lévő víztestek A hegyvidéki területeken — a karsztvíztestek csoport- Medencebeli, ján kívül — változatos képződmények találhatók, amelyek uralkodóan porózus kőzetekben lévő víztestek kora a negyedidőszaktól a mezozoikumon át a paleo- Magyarország legnagyobb kiterjedésű, hidraulikailag zoikumig terjed, és egyaránt előfordulnak porózus, repe- összefüggő felszín alatti víztestcsoportja a porózus kőze- dezett és karsztosodott (a karsztvíztestekhez nem sorolt) tekhez kapcsolódik. Alsó határát a paleozoos, illetve rétegek. Ezek a képződmények alkotják a hegyvidéki mezozoos alaphegységfelszínnél húzták meg, bár vastag- víztestek csoportját. ságának megállapításakor figyelembe vették annak esetleg A hegyvidékeken belül a további felosztás alapvetően a víznyerésre alkalmas felső néhány 10 m-es repedezett felszíni vízgyűjtők szerint történt, mivel a felszín alatti zónáját is. Peremét (a hegyvidéki víztestcsoporttal közös vízmozgások ezekben a képződményekben nagyobbrészt a határát) az alsó- és felső-pannóniai határ felszíni metszése felszín közelében történnek, s így a felszín alatti vízválasztó alapján jelölték ki. is közelítőleg egyezik a felszínivel. A fő-karsztvíztárolóhoz A felszín alatti vízgyűjtőhatárok — a dombvidéki és a nem sorolt, de a hegyvidéken található karbonátos kép- síkvidéki hátsági területekre eső hideg vizű víztestek esetén ződményeket a hegyvidéki víztesthez csatolták. Ugyan- — megegyeznek a felszíni vízgyűjtőkével. A vízgyűjtőkön akkor, a karsztvíztestek felszíni kibúvásai a hegyvidéki belül elkülönítették a zömében leáramlással, illetve a víztestek térképén „folytonossági hiányként” jelennek meg. feláramlással jellemezhető területeket. Lehatárolásukat a A hegyvidéki víztesteknél nem különböztettek meg termál- talajvíz és a mélyebb rétegek közötti nyomáskülönbség- víztesteket, mivel gyakorlatilag ott ilyenek nem fordulnak térkép, valamint a vízkémiai viszonyok elemzése segítette. elő. Feláramlással jellemezhető víztesteket ott jelöltek ki, ahol A fenti szempontok/szabályok figyelembevételével, tér- jelentős a párolgás útján történő megcsapolás (ez a meg- informatikai eszközök igénybevételével összesen 108 db csapolási forma dombvidéki vízfolyások szélesebb völ- víztestet jelöltek ki: gyeiben is előfordul, de a víztestek méretéhez képest kis — A medencebeli porózus hidegvíztestek száma 52 db, területen). A síkvidéki feláramlási területeken belüli hatá- a porózus termálvíztesteké 6 db. rok bizonytalanok. — A hidegkarsztvíztestek száma 13 db, a termálkarszt- A hidegvíz- és termálvíztesteket a 30 °C-os izoterma- víztesteké 15 db. felület mentén jelölték ki. A termálvíztestek horizontális — A hegyvidéki víztestek száma 22 db. lehatárolása a főbb hidrodinamikai egységek figyelembe- Magyarország felszín alatti víztestjeinek több mint a fele vételével történt. (60 db) országhatárokon átnyúlik. Ez az ország Duna vízgyűjtő területen belül elfoglalt helyéből, valamint medencejellegéből adódik. Karsztosodott kőzetekben tárolt karsztvíztestek

Magyarország területén a porózus mellett a másik regionális jelentőségű vízadó képződményt a mezozoos — A víztestek földtani felépítésének jellemzése elsősorban triász korú — karbonátos, karsztosodott összlet, az ún. főkarsztvíztároló jelenti. A vele szoros hidraulikai A Víz Keretirányelvvel kapcsolatos munka második kapcsolatban álló eocén mészkövekkel együtt ez a kép- fázisában a Magyar Állami Földtani Intézet célja a moni- ződmény alkotja a karsztvíztestek csoportját. Alárendelten toringrendszer felállítását és a monitoringprogram beindí- a főkarszthoz kapcsolódva jura és kréta, valamint attól tását megalapozó földtani feladatok teljesítése volt. Az függetlenül paleozoos mészkövekben is előfordulnak Intézet szakemberei a víztestek földtani felépítésének vizs- karsztvíztestek. gálatát szelvények és elvi rétegoszlopok megszerkesz- A karsztvíztestek esetében is megkülönböztették a tésével, a víztestek földtani és vízföldtani jellemzésével, és a hidegvíz- és a termálkarsztvíztesteket, amelyeket szintén a vonatkozó földtani, vízföldtani irodalom összegyűjtésével, 30 °C-os izotermafelület mentén választottak el. A hegy- továbbá a víztest-lehatárolás megalapozottságának földtani ségek tektonikai szerkezetéből adódóan a hidegvíz- és a szempontú felülvizsgálatával valósították meg. termálkarsztvíztestek egymás mellett helyezkednek el. A 2006 közepétől 1 éven át tartó szakmai munka során a A hidegvizes karsztvíztárolót csak a Dunántúli-közép- Földtani Intézet és a vízügyi szakemberek között állandó hegység területén osztották fel, a forráscsoportokhoz tar- szakmai kapcsolat létesült, és 3 havonta (2006. szeptember tozó vízgyűjtők alapján. A termálkarsztvíztestek lehatá- 21-én és december 11-én, valamint 2007. március 14-én és rolását pedig ezekhez kapcsolódóan végezték el. Az ilyen június 11-én) munkaértekezletekre került sor. Az elkészült módon kiválasztott karsztvíztestek beágyazódnak a hegy- anyagok első munkaváltozatát (CSERNY, GÁL 2007) CD- vidéki víztestek eocénnél fiatalabb és paleozoos képződ- hordozón adtuk át, melynek tartalma az alábbi volt: ményei közé. A hideg, de főleg a termálkarsztvíztestek a — Földtani szelvények és a víztestek elvi földtani medencebeli porózus víztestek alá nyúlhatnak. rétegoszlopainak adatbázisa. 150 CSERNY TIBOR et al.

— Magyarország felszíni földtani térképsorozata, M = földtani és vízföldtani, publikált és kéziratos irodalmának 1:100 000, magyarázó kötettel. jegyzéke. — A felszín alatti víztesteket felépítő formációk, földtani A földtani szelvények és az elvi rétegoszlopok meg- és hidrogeológiai paramétereit összefoglaló táblázatok. szerkesztésében, továbbá a víztestek földtani és vízföldtani — A felszín alatti víztesteket felépítő formációk rövid leírásában résztvevő szakemberek névsorát, illetve elvégzett földtani és vízföldtani jellemzése. munkamennyiségét az 1. táblázatban foglaltuk össze. A — Magyarország felszín alatti víztestjeit bemutató fentieken kívül, a térinformatikai munkák elvégzésében

1. táblázat. A földtani szelvények és a velük együtt készült rétegoszlopok szerkesztői, továbbá a víztestek földtani és vízföldtani leírásainak szerzői Table 1. Authors of the geological cross-sections with associated stratigraphical columns and geological, hydrogeological descriptions of the groundwater bodies

Megjegyzés: társ = társzerzőként, egyedi = önálló szerzőként A magyarországi felszín alatti víztestek földtani kiértékelésének 2006. évi eredményei 151

Turczi Gábor, Tullner Tibor, Unger Zoltán, Havas Gergő, az irodalomjegyzék összeállításában Csongrádi Márta, Pálfi Éva és Demény Kriszta vállalt vezető szerepet. Az elkészült termékek közül a földtani szelvényeket, a velük együtt a víztestekről készült elvi földtani réteg- oszlopokat és a víztesteket felépítő formációk földtani és vízföldtani leírását mutatjuk be az alábbiakban.

A földtani szelvények

A nyomvonalak kiválasztása során vezérlő elvünk Ma- gyarország földtani szerkezetét és felépítését leginkább rep- rezentáló földtani szelvények elkészítése volt. Első lépésben a 6. ábra. Magyarország területét lefedő 1:100 000-es méretarányú (1) kö- korábbi években publikált 1:50 000-es, 1:100 000-es és zepes mélységű (400–600 m-es) és (2) mélyföldtani (2000–5000 m-es) 1:200 000-es földtani szelvényeket, továbbá Hámor Géza és szelvényeinek nyomvonala Haas János 1:500 000-es kéziratos szelvényeit tekintettük át, Figure 6. 1:100,000 scale (1) medium (400–600 m) and (2) deep majd részben ezek alapján kijelöltük az új szelvényirányokat. (2000–5000 m) geological cross-section network of Hungary Második lépésben az 1:100 000-es szelvényeket az Infor- matikai Főosztályon dolgozó szakemberek készítették elő, a ságkülönbségeinek és a földtani felépítés ábrázolhatósá- felelős geológusokkal együttműködve. Ehhez a felszín dom- gának függvényében: 2, 5, 10 vagy 100×-os mértékben. borzatát az 1:50 000-es digitális terepmodellről, a földtani A sekély szelvényeket 50 m mélységig rajzoltuk meg, rétegek felszíni határait az 1:100 000-es földtani térképekről, elsősorban az alföldi és dombvidéki területekre (5. ábra). A a szelvényvonalba eső fúrások földtani rétegsorait a Magyar szelvényeken a képződmények kőzettani jellemzőit ábrá- Állami Földtani Intézet fúrási adatbázisából informatikai esz- zoltuk. A közepes mélységű szelvények (6. ábra) általában közzel származtatták a geológusok számára (TURCZI 2007). 400–600 m mélységig, az Alföld területére készültek el. A Ezt követően került sor a földtani szelvények megszer- szelvényeken a negyedidőszaki üledékek fácies bontásban, és kesztésére. A megrajzolt szelvényeken a geológusok a a feküt képző pannóniai képződmények formációként kerül- víztestek földtani felépítését mutatják be, több víztesten tek ábrázolásra. A mélyszelvények behálózzák az egész áthúzódóan. Ez lehetőséget biztosít a korábban meghúzott ország területét (6. ábra), és mintegy 2000-5000 m mélységig víztesthatárok földtani alátámasztására vagy azok korri- ábrázolják a földtani képződményeket, formációk formájá- gálására. A földtani szelvényeket (összesen 139 db) 3 mély- ban. A közepes mélységű és a mély szelvényeken szereplő ségtartományban szerkesztettük meg: formációk neve és jelkulcsa megegyezik Magyarország — sekély (maximum 50 m-es) mélységig: 34 db; 1:100 000-es méretarányú fedett földtani térképének jel- — közepes (400–600 m-es) mélységűek: 38 db; kulcsával. — mély (2000–5000 m-es) szelvények: 67 db. A szelvényeken jól láthatóak a vízföldtani szempontból A megszerkesztett sekélyföldtani szelvények hálója az fontos rétegszerkezeti (pl. redők, rétegdőlések) és tektonikai 5. ábrán, a közepes mélységű és mély szelvények nyom- elemek (törések, eltolódási zónák). vonalai a 6. ábrán láthatók. Valamennyi szelvény horizontális méretaránya 1:100 000. Elvi földtani rétegoszlopok Vertikálisan a szelvények torzítottak, a terület relatív magas- Az összesen 108 db elvi földtani rétegoszlop mindegyi- ke két részből áll: egy rajzos részből és egy hozzátartozó táblázatból. Minden egyes víztestre önálló rétegoszlopot készítettünk, melyen feltüntettük a földtani szelvény víz- testre eső szakaszán megtalálható földtani képződménye- ket, korban egymást követő sorrendben, a fiatalabbtól lefelé az ismert legidősebbig bezárólag. A rajzon kiemeltük az üledékhézagokat és a diszkordanciafelületeket is. A rétegoszlophoz tartozó táblázatban megtalálhatók a víztestet felépítő képződmények legfontosabb földtani és vízföldtani tulajdonságai, úgymint a formáció vagy a képződmény: — neve, indexe, rövid litológiai leírása, vastagsága; 5. ábra. Magyarország területét lefedő 1:100 000-es méretarányú sekély — regionális és lokális vízföldtani tulajdonságai (víz- (max. 50 m) mélységű földtani szelvények nyomvonala vezető képessége és hidrosztratigráfiai besorolása). Figure 5. 1:100,000 scale shallow-depth (max. 50 m) geological cross- Az ún. sekély (50 méteres) szelvényekhez külön elvi section network of Hungary rétegoszlop nem készült. A képződmények jelölése is eltér a 152 CSERNY TIBOR et al. közepes mélységű és a mélyföldtani szelvényekétől, mivel 2. táblázat. A porózus, a karsztos és a repedezett kőzetek regionális ezek a szelvények legtöbbször csak a kvarter üledékek felső vízvezető képességének minősítése a kőzettípusok szivárgási ténye- zője alapján szakaszát ábrázolják. A szelvények a képződmények lito- Table 2. Regional permeability of porous, karstic and fractured lógiai összetételét mutatják. formations on the basis of their coefficient of filtration Az elvi rétegoszlopban szereplő képződmények regio- nális hidrosztratigráfiai jellemzését a földtani adatok (litológia, vastagsági és tektonikai viszonyok stb.) és a vízföldtani szakirodalmi adatok, illetve a regionális és országos modellezés tapasztalatai alapján adtuk meg. Először a formációkat (formációcsoportokat) egyenként minősítettük aszerint, hogy: — vízadó, víztartó, vízzáró hidrosztratigráfiai egység- ként működik-e a képződmény, — becsült vagy irodalomból, gyakorlatból ismert regio- Megjegyzés: A vízvezető képesség minősítési határai függetlenek a vízadó nális vízvezető képessége alapján melyikbe sorolható az 2. típusától, így a különböző víztestek országosan jól összehasonlíthatóak táblázat kategóriái közül. vízvezető képességét az elvi földtani-hidrosztratigráfiai A képződmények (formációk, fáciesek) egyszerűsített rétegoszlop utolsó oszlopában kódszámokkal jelöltük. kőzettípusát (porózus, karsztos, repedezett), azok vízadó és Általános és egyszerű szabály: a 3. táblázatban szereplő

3. táblázat. A vízföldtani szempontból egyszerűsített fő képződménytípusok hidrosztratigráfiai csoportjai Table 3. Hidrostratigraphic units of the simplified major formation types A magyarországi felszín alatti víztestek földtani kiértékelésének 2006. évi eredményei 153 táblázatban a porózus képződmények P, a karsztos korábban kijelölt víztestek egymáshoz való viszonyának képződmények K, a repedezett kőzetek R jelölést kaptak. A bemutatására és a víztesthatárok pontosítására. táblázatokon belül az első szám a sorokat (egyszerűsített 3. A földtani szelvényekhez kapcsolódóan elvi földtani- kőzetösszetétel szerinti felosztást), a második szám az hidrosztratigráfiai rétegoszlopok is készültek, külön-külön oszlopokat (a vízvezető képességet) jelöli. a szelvényekre eső víztestek mindegyikére. A későbbi informatikai feldolgozás után a szelvényeken 4. Rövid földtani és vízföldtani leírás foglalta össze az és térképeken ezekhez a számokhoz rendelt jelek és színek egyes víztesteket jellemző kiemelkedően fontos informá- jelennek meg. A vízadó típusa szerint a porózus, a karsztos ciókat, illetve a szelvényeken — a méretarány következ- és a repedezett kőzettípusokat eltérő színekkel különítjük el, tében — ki nem fejezhető, de földtanilag, vagy vízföldta- a vízvezető képességet pedig színárnyalatokkal fejezzük ki. nilag fontos sajátosságokat. Az eredeti kőzetösszetételt a vízföldtani szelvényeken, majd 5. Elkészült a víztestekhez kapcsolódó legfontosabb a térképen sraffozással ábrázoljuk. földtani és vízföldtani szakcikkek és kutatási jelentések irodalomjegyzéke. A víztestek rövid földtani, vízföldtani jellemzése A közeljövő feladatai A leírás röviden összefoglalja a földtani szelvény és elvi földtani-vízföldtani rétegoszlopon látható és kieme- A fentiekben ismertetett anyagok szakmai lektorálása lendő információkat, illetve az ott nem eléggé szembetűnő nem történt meg, ezért kéziratként, belső használatra ké- vagy ki nem fejezhető, de földtanilag vagy vízföldtanilag szültek. Ennek ellenére, a vízügyi szakemberekkel kö- fontos sajátosságokat (pl. a képződmény litológiai változé- zösen sikerült földtani alapot szolgáltatni a felszín alatti konysága, tektonikai elemek és diszkordancia jelenléte vizek monitoringrendszerének felállításához és megin- stb.). dítani a monitoringprogramot, továbbá felülvizsgálni a A víztest földtani és vízföldtani felépítését néhány té- korábban kijelölt víztesthatárokat. Ezzel befejeződött a teles, a területét ismertető vagy azt jellemző jelentősebb Víz Keretirányelvben megfogalmazott második feladat- földtani és vízföldtani szakirodalom felsorolása követi. szakaszt megalapozó földtani-vízföldtani munka. A fájlok neve a víztest megnevezése, utolsó betűjelekkel A Víz Keretirányelvben rögzített további feladatsza- elkülönítve a földtani és a vízföldtani feladatokat elvégző kaszok határideje nagyon szoros, ami jól megszervezett MÁFI-s szakember monogramja (például): feladatok elvégzését követeli meg a vízügyi szakemberek — HU_h.1.1_BT_GN.xls = a víztest elvi földtani réteg- részéről. E feszített munka földtani és a vízföldtani meg- oszlopának Excel-táblázatba foglalt földtani, vízföldtani alapozásában a Magyar Állami Földtani Intézet szakembe- tulajdonságai, a víztest hivatalos nevének feltüntetésével, reinek további meghatározó szerepe lesz, melyre vonatkozó Budai Tamás geológus és Gál Nóra hidrogeológus által igényét a Vízigazgató és a Környezetvédelmi és Vízügyi feldolgozva. Minisztérium kinyilvánította. Az intézetünk szakemberei — HU_h.1.1_BT_GN.doc = a fenti víztest rövid leírása a előtt álló közeli és távoli feladatokat az alábbiakban fog- fenti szerzők által. laljuk össze. Önálló fejezetbe gyűjtöttük össze a felszín alatti vizeket A geológusok feladata az elkészült földtani szelvények, érintő földtani, hidrológiai és hidrogeológiai irodalmi mű- továbbá a víztestekre vonatkozó elvi földtani rétegoszlopok vek jegyzékét, segítséget adva a témával foglalkozó szak- és a rövid szöveges leírások tartalmának szakmai ellen- embereknek a víztestek részletesebb megismeréséhez. őrzése. Ezt követheti a szakmai eredmények publikálása szakmai területen és a nagyközönség felé. A hidrogeológusok feladata a regionálisan már jellem- Eredmények zett képződmények vízföldtani minősítésének kiegészítése a víztestek területén elhelyezkedő kutak, kútcsoportok, A Magyar Állami Földtani Intézet által elvégzett munka illetve források adataival, továbbá az elkészült földtani a felszín alatti vizek monitoring-rendszerének felállításához szelvények vízföldtani szelvénnyé történő konvertálása. Ez és a program beindításához szükséges földtani alapokat alapul szolgál a víztestek koncepcionális vízföldtani mo- szolgáltatta. Az elért eredmények az alábbiakban foglalha- delljének elkészítéséhez, amely elengedhetetlen a vízgyűj- tók össze: tő-gazdálkodási tervekhez. 1. Megkezdődött egy egységes szemléletű, vízföldtani A víztesteket felépítő képződmények regionális hidro- szempontokat is figyelembe vevő földtani térmodell kiala- sztratigráfiai tulajdonságainak lokális vízföldtani paramé- kítása 1:100 000-es méretarányban, az azonos méretarány- terekkel történő folyamatos kiegészítése, a víztestek egé- ban elkészült és az egész országot lefedő felszíni földtani szének minél pontosabb jellemzése, a felszín alatti vizek térképsorozat folytatásaként. mennyiségi és kémiai monitoringját elősegítő rendszer 2. Az egész országot behálózó szelvények segítségével finomítása, szükség esetén korrigálása, továbbá az ered- képet alkothattunk a felszín alatti térrész felépítéséről és a mények adatbázisba szervezése lehetőséget ad a 2009-ig legfontosabb földtani szerkezetekről, alkalmat adva ezzel a elkészítendő vízgyűjtő-gazdálkodási tervek elkészítéséhez. 154 CSERNY TIBOR et al.

A fentiekben megfogalmazott feladatatok elvégzése Köszönetnyilvánítás lehetőséget ad a Víz Keretirányelvben előírt harmadik munkaszakasz teljesítésére, és biztosítja a Magyar Állami A cikk szerzői köszönetüket fejezik ki mindazon kollé- Földtani Intézet további aktív részvételét a vízgyűjtő- gáiknak (Brezsnyánszky Károly, Havasné Szilágyi Eszter, gazdálkodási tervek (VGT) földtani megalapozásában is. Hibbeyné Joó Márta, Jocháné Edelényi Emőke, Liebe Pál, Tóth György), akiknek munkája nélkül nem kezdődhetett volna el ez a kutatási projekt, és nem jöhettek volna létre a bemutatott eredmények.

Irodalom — References

CSERNY T., GÁL N. 2007: EU Víz Keretirányelv. Felszín alatti Nemzeti jelentés 2005. Az Európai Parlament és Tanács 2000/60/EK víztestek földtani és vízföldtani jellemzése. Jelentés a 2006. sz. „Az európai közösségi intézkedések kereteinek meghatáro- július – 2007. március között elvégzett feladatokról. — Kézirat, zásáról a víz politika területén” c. irányelvben 2005. március 22.-ei Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, határidővel előírt Jelentés a Duna vízgyűjtőkerület magyarországi Budapest. területének jellemzőiről, az emberi tevékenységek környezeti GAYER J. (szerk.) 2005: Európai összefogás a vizek jó állapotáért. A hatásairól és a vízhasználatok gazdasági elemzéséről. — Elektro- Víz Keretirányelv végrehajtásának helyzete Magyarországon és a nikus dokumentum, http://www.euvki.hu Duna-vízgyűjtőkerületben. — A Környezetvédelmi és Vízügyi TURCZI G. 2007: agyarország felszín alatti vizeinek földtani térinfor- Minisztérium kiadványa, 99 p. matikai adatbázisa. — Térinformatika 2007 (6), pp. 8–10. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2006

Meteoritkráter-tanulmányok Impact crater studies

DON GYÖRGY, SOLT PÉTER

Magyar Állami Földtani Intézet, H–1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszavak: meteoritkráter, szferula-szintek, Magyarmecske-anomália

Összefoglalás Korábbi kutatásainkban különböző korú (perm–triász, késő-eocén, pleisztocén stb.) földtani képződményekben mutattunk ki kozmikus mikroszferula-dúsulásokat és meteorithullás-rekonstrukciót végeztünk a szórási mező szferula-eloszlása alapján. Jelen tanulmányban röviden tár- gyaljuk a meteoritkráterek geomorfológiai, kőzettani, ásványtani és geofizikai jellemzőit. A hazai impakt kráterek kutatásának története a kezde- tektől napjainkig. Eddig a feltételezett meteoritkráterek közül csak a magyarmecskei, geofizikai anomáliával kimutatott földtani szerkezet kozmikus eredete valószínű. A földtörténet során képződött nagyobb kráterek kiszórt anyaga a magyarországi földtani képződményekben is meg- található. Végül bemutatunk néhány észtországi, németországi és ukrajnai meteoritkrátert, melyeknél terepbejárás során összehasonlitó kőzetmintákat gyűjtöttünk.

Keywords: impact crater, spherule-horizons, Magyarmecske-anomaly

Abstract Former studies of the authors focused on cosmic spherule occurrences in the geological record, and meteorite fall reconstructions. We introduce the characteristic features (geomorphology, petrography, mineralogy, geophysics) and short description of impact cratering events. History of impact crater research in Hungary, buried crater in Magyarmecske detected by geophysical method. From the large impact events fallout materials and impact spherules were found in the geological sediments in Hungary. Fieldwork studies and sample collecting in some impact craters of Estonia, Germany and Ukraine.

Bevezetés son átment és gömb alakú különféle kozmikus eredetű szfe- rulákhoz sokban hasonlítanak az impakt hatásra létrejött A kozmikus események kutatása során eddigi mun- mikrotektitek (GLASS 1990). Az impakt eseményekből szár- káinkban elsősorban kozmikus por, meteoritaprózódás- és mazó anyagok globális (a kréta/tercier határon), regionális szórásmező-vizsgálatokra koncentráltunk (DETRE 1994; (Kelet-ázsiai-tektitmező, eocén/oligocén mikrotektit hori- DETRE et al. 2000, 2002; DON 1996; MARSI et al. 2004; zont, Ries-moldavitok, Bosumtwi-kráter kiszórt anyaga stb.) DOSZTÁLY 1994; KÁKAY SZABÓ 1997; GÁL-SOLYMOS, DON és lokális (Macha-kráter, Kaali-kráter stb.) vezetőszinteket 2004; SIEGL-FARKAS, WAGREICH 1995; SOLT 1996; SOLT et al. alkotnak. Vizsgálatainkat részben a fenti okok miatt kiter- 2003), ugyanakkor nem hagyhatjuk figyelmen kívül az jesztettük a meteoritkráterek kutatására is. Beszámolunk a impakt események tanulmányozását sem. Az intenzív, sokk- hazai meteoritkráter-kutatások kezdeteiről és jelenlegi állá- szerű hőhatásokra (kozmikus porütközések, meteorit- sáról (cáfolt: Magyarpolány, Szilvágy, Kishajmás, Meggyes- aprózódás, légkörbe való belépés hősokkja stb.) olvadékfázi- puszta, valószínű: Magyarmecske). A nagyobb meteorit- 156 DON GYÖRGY, SOLT PÉTER kráterek visszahullott anyaga, mikrotektitjei a hazai üledékes kőzetekben is megtalálhatók. Földrajzi közelségük miatt és a létrejött nemzetközi kutatási együttműködéseknek köszön- hetően terepi megfigyeléseket és összehasonlító kőzetminta- gyűjtést végeztünk észtországi (Kaali, Ilumetsa), német- országi (Ries, Steinheim) és ukrajnai (Boltis, Ilinyec) meteo- ritkrátereknél. Az 1. ábra a tárgyalt meteoritkráterek földrajzi elhelyezkedését mutatja.

2. ábra. Az endogén és sokkmetamorfózis P–T mezőinek összehason- lítása (KOEBERL 1997 és GRIEVE 1987 után) Az ábra a sokkhatáskor fellépő irreverzibilis szerkezeti átalakulásokat mutatja a nyomás és a hőmérséklet függvényében, gránitos célkőzet esetén. A sraffozott terület az endogén zóna Figure 2. Comparison of pressure–temperature fields of endogenic and shock metamorphism (after KOEBERL 1997 and GRIEVE 1987) Indicated are the onset pressures various irreversible structural changes in the rocks due to the shock metamorphism. The diagram shows the relation between pressure and post-shock temperature for shock metamorphism of granitic rocks. The hatched area is the endogene zone. (1) zircon decomposes, (2) quartz melting, (3) sphene melting, (4) sanidinite, (5) hornfels, (6) zeolites, (7) granulite, (8) amphibolite, (9) greenschist, (10) glaucophane schist, (11) eclog- ite, (12) quartz, (13) coesite, (14) graphite, (15) diamond, (16) shatter cones, (17) stishovite, (18) planar deformation features (PDF), (19) diaplectic glasses, (20) melting, (21) vaporization (central uplift) is megjelenik. Szekunder kráter alakulhat ki a föllazított kőzettömegek utólagos tömörödése következ- tében létrejövő kráterbeszakadás során. Távérzékelési mód- szerekkel a környezetükből kiemelkedő gyűrű- és körfor- mák, valamint a bemélyedő tál alakú mélyedések lehetnek figyelemreméltóak. Kőzettani jellemzők: — A becsapódás után föllépő robbanás és szívó hatás által kibillentett alapkőzet. — Fölszaggatott és visszahullott megablokkok. 1. ábra. A meteoritkráterek földrajzi elhelyezkedése 1 — Magyarmecskei feltételezett kráter, 2 — Ilumetsa, 3 — Kaali, 4 — Ries, — A hirtelen nagy nyomáson egymásba préselődött 5 — Steinheim, 6 — Boltis, 7 — Ilinyec kőzettömegekből képződött nyomás- vagy lökéskúpok Figure 1. Geographical setting of the meteorite craters (shatter cone), melyek jellegzetes ék alakú, minden oldalu- 1 — Magyarmecske possible buried crater, 2 — Ilumetsa, 3 — Kaali, 4 — Ries, kon egy csúcs felé mutató rovátkákkal barázdáltak. Mére- 5 — Steinheim, 6 — Boltysh, 7 — Ilyinets teik alapján a pár centiméteres kőzetdaraboktól pár méteres sziklákig terjedhetnek. Meteoritkráterre utaló jelenségek — Szökőár jelenségek nyomai, óriáscunami hatására kialakult jellegzetes rétegek, sokkhatásra összeütődött A becsapódásos szerkezetekre utaló jelenségek közül „kráteres” kavicsok. (VON ENGELHARDT 1990, GLASS 1990, BOUSKA 1994, FRENCH — Többszörösen összekeveredett (polymict) breccsá- 1998 stb.), felsorolásszerűen bemutatunk néhányat az alábbi- sodott kőzetek (amelyek a befogadó kőzetek és a becsapódó akban. A kozmikus test becsapódásakor fellépő sokkhatás kozmikus anyag törmelékes és megolvadt részecskéit hőmérséklet és nyomásdiagramját a 2. ábrán mutatjuk be. egyaránt tartalmazzák). Hirtelen magas hőmérsékleten Szerkezeti kép: megolvadt, visszahullott törmelék és gyorsan lehűlt üveges — A meteoritkráterekre gyűrűs szerkezet jellemző. A anyagok, suevit képződése. becsapódó test méretétől, összetételétől és a cél- (target- —Vulkáni bombákhoz hasonló aerodinamikus formák. rock), vagy befogadó kőzettől függően kisebb (egyszerű) — Összetöredezett, breccsásodott célkőzet. vagy nagyobb (összetett) kráterforma jön létre, utóbbinál — Lazább, üledékes eredetű befogadó kőzetek (pl. belső gyűrű (inner ring) és/vagy kiemelkedő központi kúp homok, márga) esetében plasztikus deformáció. Meteoritkráter-tanulmányok 157

Ásványtani jellemzők: után hirtelen számos helyen meteoritbecsapódásokat véltek — Ásványszemcséken tapasztalható kristálydeformá- felefedezni. Jó néhányra az űrfelvételek hívták föl a figyel- ciós jelenségek. Ezek kizárólag pillanatszerű, nagy nyomás- met. GRAHAM (1985) kráterkatalógusa 332 szerkezetet sorol növekedés hatására jönnek létre, pl. PDF (Planar Deforma- föl bolygónkon, jelezve az elfogadottság mértékét (24 elfo- tion Features) struktúra (a párhuzamos kristálysíkcsopor- gadott, 266 kérdéses és 42 cáfolt). Az internetes Earth tok jellemzően 30–60 fokos szögben érintkeznek egymás- Impact Database 2007-ben már 174-et tartott egyértelműen sal) főként a kvarckristályokban (I. tábla, 1. fénykép), de bizonyítottnak, de ezek közül egyetlen sem volt a Kárpát- más ásványszemcsékben (pl. földpát, amfibol, piroxén) is. medencében. — Diaplektikus üveg, stishovit, coesit. JAKUCS (1975) elevenítette föl KALJUVEE (1933) elmé- — Kristályszerkezeti síkok mentén összetört biotitok, letét, miszerint a nagy asztroblémák mintájára a Kárpát- szétkülönült cirkonok. medence is egy óriási meteoritbecsapódás következtében —Karbonátos üledékekben a széntartalomból képző- jött volna létre. Az eredeti teóriát már HEIDE (1957) is cáfol- dött mikroszkopikus grafit, gyémánt. ta, az elképzelés ma már csak tudománytörténeti érde- Visszahullot anyag: kesség. — A becsapódáskor keletkezett hő által megolvasztott Később többen fölfigyeltek körkörös szerkezetekre, ám földi kőzetek Si-tartalmú olvadékai, cseppek, szilánkok, ezekről mihamar bebizonyosodott, hogy nem impakt erede- aerodinamikus bombák, melyek esetenként nagy területeket tűek. borítanak be és tektitmezőket alkotnak. Elnevezésük az elő- MÉSZÁROS (1985) és MOLDVAY (1987) a Bakony térké- fordulási helyük szerint változik (moldavit, vietnamit, indo- pezése során Magyarpolány térségében tételezett föl meteor- chinit, zhamanshinit, irghizit, Darwin-üveg, Elgigitgin- krátert, és a becsapódás következményének tulajdonították üveg, líbiai sivatagi üveg stb.). A száz mikrontól pár milli- az általuk talált, „belőtt”-nek vélt kavicsokat. Az elméletet és méterig terjedő mérettartományban a gömb alakú olva- főként a föltételezett kráter körvonalait már a kezdetben is dékok mikrotektit-horizontokat (GLASS 1990) alkotnak, sokan megkérdőjelezték, míg végül SZEDERKÉNYI (1996) melyek kiválóan alkalmasak földtani korrelációra. cáfolta a kör alakú szerkezet létezését. Szerinte az ábrázolt Kozmikus test maradványai: „belőtt” kavicsban lévő lyuk kevésbé ellenálló kőzetzárvány — Kisebb meteorzáporok és kis kráterek esetében a kioldódásának a következménye. Itt kell viszont megem- leolvadás során képződött meteorit eredetű szferulák talál- lítenünk, hogy az Azuara-impakt eseményhez kapcsolható hatók, nagyobb kráterek képződésekor a kozmikus test óriás szökőár sokkhatására összeütődött jellegzetes „krá- darabjai is föllelhetők. teres kavicsokat” figyelt meg ERNSTON et al. (2001) az észak- —Vasmeteoritok esetében vas- és nikkeltartalmú mag- kelet-spanyolországi tarka homokkő konglomerátumban. netoszferulák vannak a szórásmezőn. Az itt talált kavicsok felületén sajátságos, gyűrű alakú bemé- — Cr–Ni-spinellek, iridium-anomália, meteoritokra jel- lyedések látszanak. A kérdéses magyarpolányi területet lemző elemarányok, geokémiai anomáliák. bejárva, az előfordulási helyen található kavicsokon látható Elpusztult növényzet maradványai: mélyedések, az előbb említettektől viszont merőben elté- — A becsapódás okozta tűzfelhőben elégett növény- rőek. A kerek, ovális, ujjnyomszerű, sekély bemélyedéseket zetből korom és fullerének képződése. (I. tábla, 2. fénykép) megvizsgálva a nyomokat nyomásos Utólagos hatások: oldódás eredményének tartjuk. VÉGH (1959) az Északi- — Utólagos posztimpakt vulkanizmus, jellegzetes Bakony miocén (helvéti) képződményeiben általa talált Sudbury-típusú ércesedés, posztimpakt hidrotermák után benyomatos kavicsokon észlelt kerek és sekély benyomódá- lassan hűlő tó üledékei a kráterben. sokat is meteoritbecsapódás következményének tartotta, ám — A becsapódáskor összetöredezett, föllazult kőzet- ezek is nyomásos oldódást szenvedett kavicsok. tömegek a visszahullott anyaggal együtt fokozatosan újra Kalafut Miklós a Mecsek kutatása során légifényképen tömörödnek, melynek következtében a kráter területe sok figyelt föl a „Kishajmási körre”. Noha az 1:10 000-es térkép esetben lezökken, hasonlóan a beszakadásos kalderák- topográfiája alapján az impakt eredet kizárható volt, terepen hoz. is megvizsgáltuk a területet. A kiemelt helyzetű Soma-tetőt Eltemetett kráterek geofizikai jellemzői: kör alakban övezik a lefutó völgyek, a tető északnyugati — gravitáció: kis értékű negatív gravitációs anomália, pereméről induló Puszta-völgy a magyarpolányihoz hason- — geoelektromosság: sokszor jelentős, akár nagyság- ló nyomásos oldódást szenvedett kavicsokat tár föl. Meteo- rendnyi pozitív vezetőképesség-anomália, ritbecsapódásra utaló morfológia és kőzettípus a helyszínen — szeizmika: negatív szeizmikus sebességanomália, nem található. — mágnesség: nem ad jellemző képet. Szilvágy határában (Zala megye), repülőről megfigyelt „Szilvágyi patkó” esetleges impakt eredete is fölmerült (ARDAY et al. 1999), ám a terepbejárás során völgyfőrogyás- Kráterkutatás Magyarországon nak bizonyult. Az általunk végzett sekélyfúrások anyagában nem volt meteoritbecsapódásra utaló kőzetanyag. A meteoritkráterek földi előfordulását kezdetben sokan Mindezeknél „kör” formákra figyeltek föl, ugyanakkor a kétkedéssel fogadták, majd az egyértelmű bizonyítékok meteoritkráterek inkább „gyűrű” alakban rajzolódnak ki 158 DON GYÖRGY, SOLT PÉTER környezetükből, az ettől ellenállóbb anyagú, eltérő kőzet- Meteoritkráterek kiszórt anyagának összetételű és ezért kiemelkedő kráterperem miatt. előfordulása Magyarországon NÉGYESI (2006) hadtörténész légifényképek kiértéke- lése során Szentkirályszabadja határában (Meggyespuszta) Az impaktok egyre pontosabb kormeghatározásának egy világos színű, kb. 800 m átmérőjű gyűrűformára lett köszönhetően a nagy becsapódások során a sztratoszférába figyelmes, mellyel kapcsolatban fölvetette egy hajdani jutott, majd visszahullott és mindent beborító mikroanya- meteorit becsapódásának lehetőségét is. A terepen viszont gok fontos korjelzők, és rétegtani korrelációt is lehetővé nem gyűrű alakú perem mutatkozik, hanem egy fokozatosan tesznek. Azaz, a kozmikus esemény méretétől függően mélyülő és csak közel kör alakú depressziós térszín, melyet lokális-, regionális- és globális eseményekhez kapcsolódó, észak–déli irányból a széleken keskeny árok is megnyit. Ez pillanatszerű eseményt jelző szinteket alkotnak. Mivel az a forma nem becsapódásos szerkezet, hiszen egy 800 m eddig elfogadott nagyobb meteoritkráterek közül nem kevés átmérőjű kráter peremének ellenálló kőzetébe nem vágód- viszonylag közel van a Kárpát-medencéhez, illetve közel hatna bele a fiatal erózió, mint jelen esetben. A Balaton- volt a becsapódáskor a földtörténet során azóta idesodródott felvidék földtani térképezése során (1985–1990) a MÁFI kőzettömegekhez, joggal föltételezhető, hogy a kiszórt és geológusainak már föltűnt a Kasza-völgyben a felszínen visszahullott mikroszkopikus anyaguk megtalálható az ere- lévő kerek forma és két fúrást is mélyítettek szerkezetének deti időhorizont rétegében, vagy éppen áthalmozottan tanulmányozására. Északon a középső- és felső-triász Magyarországon is (1. táblázat). dolomitra, délen pedig a középső-triász mészkőre és tufára A cseh- és morvaországi moldavitok a Ries-kráterből 2 m vastag miocén bauxittörmelékes agyag települ, melyet 2 származnak, a Popigai-kráterhez kapcsolható felső-eocén m pleisztocén lösz, majd vékony holocén talaj fed be mikrotektitszint Olaszországban is megtalálható (CLYMER (BUDAI, CSILLAG 2007). Veszprém és Várpalota között több et al. 1995), a Chicxulub-kráter anyaga a Föld valamennyi hasonló karsztos töbörkitöltés is ismert. A „Meggyespusztai (SMIT 1999) kréta/tercier határszelvényében kimutatható, a gyűrű” kozmikus eredete tehát ugyancsak valószínűtlen. A kanadai Manicouagan-kráter kiszórt mikroszferula anyagát légifényképen látható gyűrű a lejtőn kipreparálódott vilá- megtalálták Dél-Angliában (WALKDEN et al. 2002). gosabb tónusú agyagos kőzetanyag. A szferulakutatások során számos esetben bukkantak Az eddig vizsgált hazai meteoritbecsapódásra utaló hazai rétegekben és fúrásmintákban is olyan üveges szferu- nyomok közül jelenleg legígéretesebb az a geofizikai lákra, melyek regionális hatású impakt jelenségekkel mérésekkel kimutatott ~6 km átmérőjű szerkezet, melyre hozhatók összefüggésbe. BODOKY et al. (2004) figyelt föl Magyarmecske térségében. A csővári triász-júra határszelvény földolgozása során Itt 300 m mélységben a felső-karbon homokkőösszletben PÁLFY (2003) kitért a korszak közeli nagy impakt ese- meteoritkráterekre jellemző gravitációs anomália rajzo- ményeire is (Puzsecs Katunki, Manicouagan), de a csővári lódik ki. Föltehető, hogy ennek az impakt eseménynek a lo- rétegsorban nem talált impakt anyagot. kális szórásmezőjéből származó és impakt hatásra kép- SZARKA (1991) fölvetette, hogy a Magyarpolány ződött jellegzetes anyagát (coesit, szferulák) találták meg Mp–42-es fúrás felső-kréta rétegeiben talált üveges, mágne- (GYURICZA 2001) az áthalmozott üledékek maradványaiban, ses összetételű, kozmikus eredetű szferulák (SIEGL-FARKAS, az üveghutai fúrások legalsó rétegeiben a pleisztocén alatt, a WAGREICH 1995; BODROGI et al. 1996; SZARKA 1996) egy gránit fölötti szintben is? távolabbi becsapódási kráterből származhatnak.

1. táblázat. Nagy szórásmezejű meteoritkráterek, melyek kihullott mikroanyaga lehetséges a Kárpát-medence üledékeiben Table 1. Possible micro-sized fallout material from big impacts in the sediments of the Carpathian Basin

A szórásmezők feltételezett átmérőit a Popigaj-, a Manicouagan- és a Chicxulub-kráterek adatai alapján számoltuk ki The supposed diameters of the strewn fields by the data of Popigai, Manicouagan and Chicxulub craters * Earth Impact Database, ** CLYMER et al. 1995, *** WALKDEN et al. 2002, ****SMIT, J. 1999. Meteoritkráter-tanulmányok 159

1. fénykép. III. típusú, Fe–Ni-szferula, melyben a platinacsoport elemei is megjelennek kis szemcsék formájában (L1 Löszhorizont, Bátaapáti) Photo 1. III-type (Fe-Ni) spherule with PTG nuget (L1 Loess Horizon, Bátaapáti, Hungary)

A Nagylózs Nlt–1-es fúrás miocén korú rétegeiben talált (DETRE et al. 2000, SOLT et al. 2003) hasonlóan MIONO kozmikus eredetű szferulákat SZÖŐR et al. (1995) publikálta. (1995, 1998) által a japán és kínai perm/triász határon talál- Ugyancsak figyelemre méltóak az Üveghuta Üh–5-ös takhoz, kozmikus por eredetűek. Mindezek a NASA magas fúrásban (GYURICZA 2001), a Paksi I. és II. szint, idős légkörben gyűjtött kozmikus eredetű (C-típusú) vastartalmú löszében talált coesitek, és moissonitok. Coesitet találtak mikroszferuláival (NASA 1982, 1991, 1992) egyeznek. Itt többek között a Barringer (Meteor)-kráterben CHAO et al. kell megemlítenünk BECKER et al. (2001) által több (1962) és a Ries-kráterben LENZ et al. (1995) is. Ugyanakkor perm/triász határon talált fullerénekre alapozott és sok vitát coesitet írt le JINGBO et al. (2001) ultramagas nyomású kiváltó (BRAUN et al. 2001) impakt hipotézisét. A paleo- (UHP) gránitgneiszben talált cirkonokban, valamint zoikum/mezozoikum határáról eddig egyetlen bizonyított TRELOAR et al. (2003) a pakisztáni Himalájából ultramagas és alaposan megkutatott meteoritkráter ismert, a brazíliai nyomású eklogitokban is megfigyelte ezt az ásványt. Araguainha (HAMMERSCHMIDT 1995), melynek viszont át- Moissonitokat a természetben először az arizonai mérője (40 km) miatt nem lehetett globális következménye, Barringer-meteoritkráterből írtak le. Megemlítendő, hogy a hatása csak kisebb regionális területre terjedt ki. szintetikus moissonit, a „karborundum” gyémánthoz közeli A hazai kutatók közül BÉRCZI (2000, 2003) a Holdon és keménységének (9,25) köszönhetően fúrófejekben is hasz- a bolygókon lévő meteoritkráterek kőzettanával foglal- nálatos, ezért meg kellene vizsgálni, hogy teljesen kizár- kozik, GUCSIK et al. (1998) az elefántcsontparti Bosumtwi- ható-e a fúrófejből kipattant szennyeződés. SZÖŐR et al. krátert tanulmányozta, újabban pedig az impakt ásványok (2001) az üveghutai térségben (Üh–5 fúrás 54,6–54,8 m szerkezetének katódlumineszcenciás vizsgálatait GUCSIK et közti szakaszában) leírt üveges összetételű szferulákat al. (2004) végzi. impakt eredetűeknek tartja. A Mórágyi-rög ÉK-i részének negyedidőszaki üle- dékeiből (MARSI et al. 2004), rétegkorrelációra is alkalmas markerként is fölhasználható, különféle genetikájú (vulkáni és kozmikus) szferulákat mutattunk ki az Üh–37-es fúrásból, valamint egy közel teljes löszszelvényből (Bátaapáti). Az L1. löszhorizontban talált III. típusú (1. fénykép), kozmikus Fe–Ni-szferulákhoz hasonlókat írt le DONG et al. (1993) Kanadából, hasonló korú képződményekből. Az L7-es löszhorizontból, a Brunhes–Matuyama paleomágneses vál- tás fölött talált I. típusú (csak Fe-tartalmú) szferulákkal (2. fénykép) azonosakat találtak a kínai mikrotektitszintben (LI- CHUN et al. 1993) is. Mindkét esetben fölmerül, hogy ezeket a szferulákat egy-egy globális hatású kozmikus esemény hozta létre. A Bükk hegységben (Bálvány, Gerennavár és Kemes- 2. fénykép. I. típusú, Fe-szferula (L7 Löszhorizont, Bátaapáti) nye-hegy), a perm/triász határon általunk talált szferulák Photo 2. I-type (Fe) spherule (L7 Loess Horizon, Bátaapáti, Hungary) 160 DON GYÖRGY, SOLT PÉTER

Meteoritkráterek Észtországban RAUKAS et al. 1995), a 14C-izotóp-vizsgálatokkal 7500 éves- nek határozott rétegben harántolták a becsapódási szintet. A Észtország területén máig hat meteoritkráter, illetve -krá- szint anyaga vastartalmú olvadékokat, mikrotektiteket, tercsoport ismert (Illumetsa, Kaali, Kardla, Neugrund, mikroimpaktitokat és vasszferulákat tartalmazott (hasonló Simuna, Tosörikme). Részt vettünk Észtországban az 1997. vasszferulákat találtak a Szihote Alin vasmeteorit-zápor évi „Impact and extraterrestrial spherules: New tools for területén, a jakutföldi Macha-kráternél, az arizonai global correlation” konferencián, melyen számos előadás Barringer-kráter közelében az Ördög-kanyonban, Szaúd- hangzott el a legújabb kutatási eredményekről és fölke- Arábiában a Wabar-kráter mellett is). Mindezek a légkörbe restünk több meteoritkrátert is. való belépés során a sokkszerű fékeződés következtében fel- lépő aprózódás, a hőhatás miatti leolvadás, valamint a be- Illumetsa kráterek csapódásos robbanások maradványai. Az IA csoportba tar- tozó vasmeteorit POKROVSZKIJ (1963) vizsgálatai szerint 4,8 Észtország délkeleti részén, a szórásmezőn három na- méter átmérőjű, 450 tonna tömegű lehetett és 21 km/sec gyobb (80, 50 és 19 m átmérőjű) és két kisebb kráter látható sebességgel csapódott a felszínbe. nyírrel vegyes fenyőerdőben a felszínen, a legnagyobb Saaremaa szigete már a bronzkorban is viszonylag sűrűn 15–20 m a legkisebb 5–8 m mély. A célkőzet középső-devon lakott vidék volt, a becsapódás látványos és ijesztő, kataszt- homokkő és aleurolit, amelyet mindössze 2–6 m vastag rófaszerű eseménye minden bizonnyal megrázó hatással holocén talaj és pleisztocén homokos kavics fed. A meteorit volt az itt élőkre és kihatott az északi népek mitológiájára valószínűleg keleti irányból érkezett, mert a fölszakított és (Edda, Kalevala) is. A nagy krátert a vaskorban kultikus megemelt kráterperem keleti ívére borult rá a kilökődött célokra is használták, ugyanakkor a kiemelt sáncszerű anyag is, ezért ez a magasabb. A kráterek közelében a kvar- perem védelmi szerepet is betölthetett. A Kaali-meteo- ter fedőüledékek szelvényezése során megtalálták a becsa- ritkráterek területe 1959 óta földtani természetvédelmi pódáskor megolvadt földi kőzetekből képződött üveges terület. szferulákat („mikroimpaktitokat”) is. Az 5,6–5,7 méter mélyen húzódó szferulaszint (RAUKAS et al. 2001) kora a radiokarbon adatok alapján 6600 év. Meteoritkráterek Németországban

Kaali kráterek Németország területén két meteoritkráter ismert a Ries és a Steinheim. Mindkettőt vulkáni eredetűnek vélték

A messze földön híres Kaali-meteoritkráterek (TIIRMAA egészen addig, amíg 1961-ben olyan SiO2-módosulatokat 1994, képtábla: I–XVII.) Saaremaa szigetén találhatók, mutattak ki a Ries-kráter kőzeteiben (SHOEMAKER, CHAO valójában egy nagy és öt kisebb kráterből álló szórásmezőt 1961), amelyek kizárólag pillanatszerű sokkhatás követ- alkotva. keztében keletkeznek. Ezzel bizonyították, hogy a krátert A szabályos, kerek mélyedések keletkezésére régebben nem vulkáni működés, hanem meteoritbecsapódás hozta (1827–1928) számos elképzelés született (vulkáni kráter, létre. A két kráter jelenlegi ismereteink szerint két közvetlen karsztos berogyás, só- és gipsztektonika, mocsárgázrob- egymást követő becsapódás hatására jött létre. banás, emberek által kivájt kút stb.). IVAN REINWALD bányamérnök só- és gipszkutatást végzett a területen, és ő Ries-kráter volt az első, aki jóval a földi meteoritkráterek fölismerése előtt a mélyedések meteoritikus eredetét bebizonyította A 24 km átmérőjű Ries-kráternek központi kúpja és (REINWALD, LUHA 1933). Harminc darab Fe- és Ni-tartalmú belső gyűrűje is kifejlődött, ezért a komplex kráterek közé vasmeteorit-töredéket talált, melyekben számos vasmeteo- sorolható. A külső kráterperem 80–230 m magasságban ritra jellemző ásványt (schreibersit, kamacit, taenit stb.) emelkedik a krátert kitöltő üledékek jelenlegi felszíne fölé, azonosított. A célkőzet felső-szilur dolomit, a becsapódó gyűrű alakú dombsor formájában (I. tábla, 5. fénykép). A test sokkszerű lökéshulláma nyomáskúpokat hozott létre a gyűrű magassága nem egyenletes, északon alacsonyabb, főkráter kőzetében (AALOE 1958), amelyek kizárólag a délen magasabb. Ez a jelenség azzal magyarázható, hogy a meteoritkráterekre jellemző képződmények. A legnagyobb becsapódás (mint általában) nem függőlegesen, hanem kráter (I. tábla, 3. fénykép) átmérője 110 m, mélysége 15,5 meredek szögben történt. Erre utalhat a hasonló korúnak m, a becsapódás utáni szívóhatás által fölemelt kőzetpadok- tekintett csehországi, morvaországi és ausztriai tektitek ból álló (I. tábla, 4. fénykép), gyűrű alakú perem övezi. A elterjedése is. A becsapódás kora 13,9–14,9 millió év kráter alján kis tó van, melynek vizét a vizsgálatok időtar- (miocén, badeni), a felszíni befogadó kőzet 650 m vastag tamára kiszivattyúzták, így láthatóvá vált az összetöredezett triász és jura homokkő, aleurolit, mészkő és márga, dolomitbreccsa és a becsapódó test által ütött kör alakú melynek feküjében a kristályos alaphegység permnél mélyedés, valamint a sziklafelszínen sugárirányban szétfutó idősebb magmás és metamorf képződményei települnek repedéshálózat. A környéken a szilur dolomitot 2 m vastag (gneisz, gránit, amfibolit). A kráter kialakulása után a pleisztocén és holocén kavicsos, homokos, agyagos üledék mélyedést víz töltötte ki, amelyből 100 méter vastag tavi fedi. A szórásmezőn végzett talajfúrások (RAUKAS 1997, üledék rakódott le, közvetlenül a becsapódás során Meteoritkráter-tanulmányok 161 megemelkedett alaphegységi kristályos kőzetblokkokra. A 2. fénykép) terjed. A becsapódás során megolvadt, majd belső és külső gyűrű közötti területet megablokkzónának kristályosodott kőzetanyag cm–dm-es méretű törmelék- nevezték el. Ebben a zónában részben a megemelkedett szemcsék formájában jelenik meg benne. Jellemzőek a kőzettestek, részben a kilökődött és visszahullott anyag vulkáni bombákra emlékeztető szemcsék, a nagy nyomáson helyezkedik el. A kidobódott anyag jóval túlterjed a kráter képződött SiO2-módosulatok (coesit, sztisovit), a grafit külső peremén. A kráter középpontjától 42 km távolságig (gyémánt) és számos más sokkmetamorf jellegzetesség. A mutatható ki általános elterjedése, de a morvaországi tek- suevit nagy hőmérsékleten képződött impakt formáció, titek mérete alapján jóval nagyobb távolságra is eljuthatott a melynek leülepedése és kőzetté válása is több száz °C nagyobb szemcseméretű anyag, a mikroszkopikus méretű hőmérsékleten történt. A suevit képződésekor fellépő szemcsék pedig feltehetően regionálisan kimutathatóak az nyomás megközelíti a 100 GPa-t. adott korú üledékekben. A kráterképződés folyamatát és a Impakt olvadékkőzet: kis méretű (cm-dm) suevithez kráterből kilökődött anyagmennyiséget szemlélteti a 3. hasonló kőzettestek, melyek mátrixában is megjelenik az ábra. impakt hatásra megolvadt, majd megszilárdult kőzetanyag. A képződéskor fellépő nyomás: ~55–100 GPa.

Steinheim-kráter

A kráter átmérője 3,7 km, központi kúppal rendelkező komplex kráter (4. ábra). Kora megegyezik a Ries- kráterével. A Ries közelében, attól 42 km távolságra Ny–DNy irányban helyezkedik el. Feltételezések szerint

3. ábra. A Ries-kráter kialakulásának modellje (VON ENGELHARDT, GRAUP 1984 nyomán) A becsapódó test 650 m vastag mezozoos fedőüledéket (B pont) és 750 m vastag kristályos kőzetréteget ütött át, majd a J pontban felrobbant. A vaporizált belső szféra körül a kőzetek I–IV fokú metamorf átalakulást szenvedtek. A

P–R1–R2 vonal fölötti teljes kőzetmennyiség kidobódott Figure 3. Deep burst model for the formation of the Ries impact crater (after VON ENGELHARDT, GRAUP 1984) The projectile penetrated 650 m of Mezozoic sediments (B) and 750 m of crystalline rocks before it exploded at (J). Around the inner vapour sphere the rock was transformed into the metamorphic shock stages IV to I. All material eject-

ed above the P–R1–R2 line

A kráteren belüli impakt képződmények: Megablokkok: többé-kevésbé breccsásodott, 25 méter- nél nagyobb kőzettestek, a befogadó kőzet valamennyi sztratigráfiai egységének anyagából. A megablokkok kép- ződésekor fellépő nyomás: 5–10 GPa. „Bunte breccsa”: „többszínű” polimikt breccsa (HÖRZ et al. 1983), a befogadó kőzet valamennyi sztratigráfiai egy- ségének anyagából (II. tábla, 1. fénykép). A szemcseméret nagyon változó, mikronos mérettől 25 m nagyságrendig. A Bunte breccsa képződésekor fellépő nyomás: ~35 GPa. 4. ábra. A Steinheim-kráter földtani térképe (SCHMIDT-KALER 2004) Polimikt, kritályos breccsa: összetett kőzetanyagú 1 — fiatal völgykitöltés (holocén, felső-pleisztocén); 2 — lösz, kavics, homok, breccsa, kristályos kőzettörmelék. A képződéskor fellépő lejtőtőrmelék (tercier, kvarter); 3 — kráterkitöltő üledékek: mészkő, agyag, márga, homokkő, konglomerátum; 4 — suevit, üveges impakt breccsa, a kristá- nyomás: ~35 GPa. lyos alaphegység kőzeteinek törmelékszemcséivel; 5 — márga, mészkő, dolomit Telérbreccsa: többnyire a kristályos alapkőzet mega- (felső-jura) blokkjaiban előforduló, a befogadó kőzettől eltérő anyagú Figure 4. Geological map of the Steinheim meteorite crater (SCHMIDT- olvadékból kikristályosodott szemcséket tartalmazó brecs- KALER 2004) csa. A képződéskor fellépő nyomás: ~35 GPa. 1 — valley infilling (Upper Pleistocene, Holocene); 2 — loess, gravel, sand, slope Suevit: az üledékes fedőképződmények és a kristályos debris (Tertiary, Quaternary); 3 — sedimentary crater infillings: limestone, clay, marl, sandstone, conglomerate; 4 — suevite, glass-bearing impact breccia with alapkőzet anyagából képződött polimikt breccsa. A szem- fragments of the crystalline basement rock; 5 — marl, limestone, dolomite cseméret mikronostól néhány dm nagyságrendig (II. tábla, (Upper Jurassic) 162 DON GYÖRGY, SOLT PÉTER kialakulása összefügg a Ries-kráterével, vagyis egymást gén olajpalaösszlet vastagsága eléri az 500 métert. A rövidesen követő becsapódás hozta létre a két krátert. A központi kiemelkedésben a becsapódáskor fölhevült kőze- befogadó kőzet jura mészkő, márga, homokkő és agyagkő, tek lassú hűlésével a limonitos-hematitos, ortoklásztar- melyek kőzetanyaga a becsapódás következtében kialakult talmú breccsa oxidációja során kaolinosodás zajlott le, megablokkokban és a polimikt breccsában is megjelenik. valamint sziderit és hematit is képződött. Mikro- és makroszkópikus sokkmetamorf jelenségek Az egykor olvadt kőzetek szövete mikrokristályos vagy egyaránt megtalálhatók a kráter kőzetanyagában (az üveges, az üveges mátrixban apró földpát mikrolitvázak ásványszemcséken síkok közötti deformációs jelenségek, ülnek (3. fénykép). A becsapódás következtében összetöre- nyomáskúpok stb.). A becsapódást követően a medencét dezett alapkőzetet visszahullott breccsa borítja, ennek neogén és negyedidőszaki üledékek töltötték fel, ezért fedőjében az üveg részben devitrifikálódott és egykori impakt képződmények csak a kiemelkedő kráterperemen figyelhetők meg.

Meteoritkráterek Ukrajnában

A szomszédos Ukrajna területén eddig már hét (Boltis [Boltysh], Iljinyec [Ilyinets], Obolon, Rotmisztrovka [Rotmistrovka], Ternovszka [Ternovska], Zapadnaja, Zelenij Gaj [Zeleny Gay]) meteoritkráter ismert. 2001-ben magyar–ukrán tudományos együttműködés keretében egy- hetes tanulmányúton vettünk részt, melynek során bemutat- ták az Ukrán Akadémia Geológiai Intézetének impakt gyűjteményét, és elkalauzoltak a Boltis- és az Ilinyec- kráterhez.

Boltis-kráter 3. fénykép. Földpát mikrokristályok üveges mátrixban (Boltis-kráter, Ukrajna) (képszélesség: 5 mm) A kráter Kijevtől délkeletre, a várostól 250 km távolság- Photo 3. Feldspar microcrysts in glassy matrix (Boltysh crater, ra található Kamenka város közelében. Befogadó kőzete az Ukraine) (width: 5 mm) ukrajnai pajzsot alkotó prekambriumi gránit- és gránit- gneisz-képződményen belül az 1700 millió éves Kirovo- olvadékanyaggal kevert, melyet mikrokristályos, megolvadt grádi Gránit. A kozmikus test nagy mérete miatt komplex kőzet fed le. Az egész sorozatot suevitbreccsa borította be, kráter képződött, melynek belső (primer) gyűrűje 6 km, a amelyen a posztimpakt, tavi üledékes sorozat települ. A külső (szekunder) 25 km átmérőjű. A becsapódás korát gőzfelhőből kihulló mikroszkopikus méretű poranyag hatal- kezdetben a K/Ar vizsgálatok a cenoman/turon határra (88 mas területet terített be, de a Krímben a maastrichti/dániai millió év) tették, ám a legújabb 40Ar/39Ar elemzések alapján határ eróziós kifejlődése miatt eddig kréta/paleocén határ- a kréta/paleocén határon történt globális környezeti ka- agyag nem ismert. tasztrófát és kihalást okozó Chixculub-kráterrel azonos korúnak, azaz 65,2 millió évesnek tartják (GRIEVE et al. Ilinyec-kráter 1987, GUROV et al. 2003). A visszahulló breccsa 7000 km2 területet borított be. Kezdetben minimális volt a posztim- A kráter Kijevtől mintegy 200 km-re délnyugatra van a pakt erózió, hiszen 200 m vastag az olvadékokból képződött névadó falu mellett. A becsapódás korát először a kőzettömeg (150 méter mélyen síkdeformációs szerkezet- szilur/devon határra (395 millió év), majd K/Ar vizsgála- átalakulást mutató kvarcszemcséket és egykor megolvadt tokkal kora-szilurra (428–430 millió év) tették. A legújabb szilikát képződményeket mutattak ki). Ezután hosszú 40Ar/39Ar elemzések alapján (PESONEN et al. 2004) pedig évmilliók alatt a kráter és a visszahullott breccsa legfölső 445 millió évesre becsüli és a késő-ordovíciumba helyezi. szintje részben erodálódott. A becsapódás ereje egymásba Petrográfiai megfigyelések kimutatták, hogy a pontos be- csúsztatta a kőzetrétegeket és kialakultak a jellegzetes csapódási kor meghatározását posztimpakt hidrotermás nyomáskúpok (II. tábla, 3. fénykép). A 200 méternyi hatások (GUROV et al. 1998) zavarták meg. A becsapódó test központi kiemelkedést suevit, 1 m átmérőjű gránittömbök- 4,5 km átmérőjű krátert hozott létre, Cr–Ni–Co-tartalma ből álló monomikt breccsa és 30 cm átmérőjű tömbökből alapján feltételezhetően kőmeteorit volt. álló polimikt breccsa alkotja. A törmelékanyag Kirovográdi A befogadó kőzet gránitjának kora a legújabb vizsgála- Gránitból és gneiszből áll, 5:1 arányban. A becsapódás utáni tok alapján 1830 millió év. A felszínen tanulmányozható közel egy millió éves lehűlési időszak (GUROV 1996) végén kráterperem anyagát 130 m vastag suevit alkotja, melyben a kráterben összegyűlt vízből kivált tavi üledék gazdag az olvadt üveges anyag is megfigyelhető (4. fénykép). Az Ostracoda- és halmaradványokban, a fölhalmozódott paleo- aggregátum sokhelyütt újra kristályosodott, a sokkhatásra Meteoritkráter-tanulmányok 163

4. fénykép. Olvadt üveg suevitben (Ilinyec-kráter, Ukrajna) (képszé- lesség: 10 mm) Photo 4. Melted glass in suevite (Ilyinets crater, Ukraine) (width: 10 mm)

átalakult kvarcok esetenként némileg erodálódtak is. Ennek oka az a hidrotermás aktivitás lehetett, mely a forró kőzetre hulló esőtől lépett működésbe. A SiO2 coesit-módosulata is kimutatható a területen. A szilurban a gránitfelszín mélye- déseiben elszórtan tavi üledékek települtek. A befogadó 5. fénykép. Visszahullott impakt törmelékanyag az Ilinyec- kráterben (Ukrajna) kőzet a felszín alatt 16 méterre húzódik, a hirtelen fellépő, Photo 5. Fallback impact material in the Ilyinets crater nagy erejű, ütésszerű nyomásnövekedés a biotitokat is (Ukraine) összetörte, szétgyűrte (II. tábla, 4. fénykép) és kialakultak az impaktokra jellemző „kinkband” biotiok. Ilinyec falu határában kőfejtő tárja föl a kráter kiszórt Köszönetnyilvánítás anyagát. Alul a breccsásodott gránit, fölötte a nagyobb méretű kőzetdarabok, erre a visszahullott tömbök, majd Cikkünkkel a hazai meteoritkráter-kutatásokhoz kíván- legfölül a finomabb kiszórt és leülepedett kőzetösszlet (5. tunk hozzájárulni és a rendkívül izgalmas és szerteágazó fénykép) települ. Az impakt breccsa és a suevit fölső téma iránt érdeklődők figyelmét szeretnénk fölhívni néhány rétegeiben 5–40 cm-es, a bazaltvulkáni bombákhoz hasonló megfontolandó szempontra. Ezúton is köszönjük a dr. Detre lapult korong, tojásforma és tekeredett ovális, vagy orsó for- Csaba Hunor által szervezett Kozmikusanyag-kutató májú olvadékból keletkezett aerodinamikus bombákat is Csoport (CMRG) megbeszélésein résztvevő geológusok, találhatunk (II. tábla, 5. fénykép). Sokukban a gyors hőfej- csillagászok, geofizikusok, és más szakemberek inspiráló lődés következtében buborékok képződtek, a gőzfelhőből és figyelemre méltó javaslatait. kihullott összletben gránittörmelék van. Egyben megköszönjük Kubovics Imre és Jámbor Áron professzorok lektori munkáját és hasznos észrevételeit.

Irodalom — References

AALOE, A. 1958: Kaalijarve meteoriidikraatri nr. 5 uurimiset 1955 BÉRCZI SZ. 2000: Holdkőzetek, meteoritok — Kis atlasz a aastal. — Eesti NSV Teaduste Akadeemia Geoloogia Instituudi Naprendszerről 1. kötet. ELTE TTK, Budapest, 20 p. Uurimused, II, pp. 105–117. BÉRCZI SZ. 2003: Bolygófelszíni mikrokörnyezetek atlasza — Kis ARDAY, A., BÉRCZI, SZ., LUKÁCS, B., DON, GY., SOLT, P. 1999: atlasz a Naprendszerről 6. kötet. ELTE TTK, Budapest, 20 p. Preliminary report of Szilvágy-patkó (Horseshoe): a new (pos- BODOKY T., KUMMER I., KLOSKA K., FANCSIK T., HEGEDŰS E. sible) impact (half) crater in Hungary. — 30th Lunar and 2004: A magyarmecskei tellurikus vezetőképesség-anomália: Planetary Science Conference, Houston, Abstracts no. 1384. eltemetett meteoritkráter? — Magyar Geofizika 45 (3), pp. BECKER, L., POREDA, R. J., HUNGT, A .G., BUNCH, TH. E., RAMPINO, 96–101. M. R. 2001: Impact event at the Permian-Triassic boundary: BODROGI, I., FOGARASI, A., BÁLDI-BEKE, M. 1996: Spherules and Evidence from extraterrestrial noble gases in fullerenes. — microtektites in the ?Coniacian- Middle-Campanian sediments Science 291, pp. 1530–1533. of the Bakony-mts (Hungary). — Proceedings of the International 164 DON GYÖRGY, SOLT PÉTER

Meeting ”Spherules and Global Events”. KFKI Report, Budapest, melt rock of the Boltysh impact crater in Ukraine, USSR. — pp. 73–82. Contribution Mineralogy and Petrology 96, pp. 56–62. BOUSKA, V. 1994: Moldavites, the Czech tektites. — Stylizace, Praha, GUCSIK, A., MIURA, Y., FUKUYAMA, S. 1998: Disribution of crater 69 p. ejecta of the Bosumtwi impact-crater lake, Ghana : comparison BRAUN, T., OSAWA, E., DETRE, CS., TÓTH, I. 2001: On some analyti- with the crater ejecta of the Ries Crater, Germany — Annual cal aspectes of the determination of fullerenes in samples from Meeting of the IGCP 384, Budapest, pp. 41–43. the permian/triassic boundary layers. — Chemical Physics GUCSIK, A., KOEBERL, C., BRANDSTÄTTER, F., LIBOWITZKY, E., Letters 384, pp. 361–362. ZHANG, M. 2004: Infrared, Raman and cathodoluminescence BUDAI T., CSILLAG G. 2007: Meteoritkráter Veszprém mellett? — studies of impact glasses — Meteoritics and Planetary Sciences Élet és Tudomány 2007 (11), pp. 326–327. 39, pp. 1273–1285. CHAO, E. C. T., FAHEY, J. J., LITTLER, J. MILTON, D. J. 1962: GUROV, E. P. 1996: The Boltysh impact crater: Lake basin with a

Stishovite, SiO2, a very high pressure new mineral from Meteor heated bottom. — International Workshop Tunguska 1996. crater, Arizona. — Journal of Geophysical Research 67, pp. Bologna, Abstract, p. 11. 419–421. GUROV, E. P., KOEBERL, C., REIMOLD, W. U. 1998: Petrography and CLYMER, A. K., BICE, D. M., MONTANARI, A. 1995: Shocked quartz geochemistry of target rocks, breccias and impact melt rocks int he Late Eocene: Bolide impact evidence from Massignano, from the Ilyinets crater, Ukraine. — Meteoritics and Planetary Italy (abstract) — 4th International Workshop of the ESF scientif- Science 33, pp. 1317–1333. ic network on „Impact cratering and evolution of Planet Earth”. GUROV, E. P., KELLEY, S. P., KOEBERL, C. 2003: Ejecta of the Boltysh The role impacts on the evolution of the atmosphere and biosphere impact crater in the Ukrainian Shield. — In: KOEBERL, C., with regard to short- and long-term changes, p.60. MARTINEZ-RUIZ, F. (eds): Impact markers in the stratigraphic DETRE, CS. H. 1994: Spherulites - new tools for global geological record. Springer, Amsterdam, pp. 179–202. and planetological correlation. — Abstracts of International GRAHAM, A. L. 1985: Catalogue of Meteorite Craters. — In: Meeting, Spherulites (Micrometeorites) in the Carpathian Basin, GRAHAM, A., BEVAN, A., HUTCHISON, R. (eds): Catalogue of Budapest, 31 October – 1 November 1994, pp. 3–4. meteorites. British Museum (Natural History), London, pp. DETRE, CS. H., TÓTH, I., DON, GY., KISS, Á., UZONYI, I., BODÓ, P., 423–454. SCHLÉDER, ZS. 2000: The Paleozoic came to end by the biggest GYURICZA GY. 2001: Lösz, ásványtani kiértékelés (a fedőüledékek train of disasters known in the Earth’s history. — Proceedings of nehéz és könnyűásvány vizsgálatának értelmezése, sztratigráfi- the 1998 Annual Meeting Terrestrial and Cosmic Spheres. ai szerepük tisztázása). — Kézirat, Magyar Állami Földtani Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 183–210. Intézet, Budapest. DETRE CS. H., DON GY., DOSZTÁLY L., GÁL-SOLYMOS K., SIEGL- HEIDE, F. 1957: Kleine Meteoritenkunde. — Springer-Verlag, Berlin, FARKAS Á., SOLT P., VICZIÁN I. 2002: A hazai szferula-kutatás 142 p. eddig elért eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi HÖRZ, F., OSTERAG, R., RAINEY, D. A. 1983: Bunte breccia of the Jelentése 1997–98-ról, pp. 183–210. Ries: Continuous deposits of large impact craters. — Reviews of DON, GY. 1996: Study of extraterrestrial spherules in Hungary. — Geophysics and Space Physics 21, pp. 1667–1725. The role of impact processes in the geological and biological evolu- JAKUCS L. 1975: A Fekete-tenger és a Kaspi-tó asztrobléma eredete. tion of Planet Earth, Ljubljana, Abstracts, pp. 26–27. — Földrajzi Értesítő 24 (4), pp. 433–438. DONG, B., MORTON, R. D., WANG, K. 1993: Cosmic nickel-iron alloy JINGBO, L., KAI, Y., SHEGNORI, M., BOLIN, C., HONGRUI, F. 2001: spherules from Pleistocene sediments, Alberta, Canada. — Mineral inclusions in zircon from gneisses int he ultrahigh-pres- Geochimica et Cosmochimica Acta 57 (16), pp. 4129–4136. sure zone of the Dabie Mountains, China. — Journal of Geology DOSZTÁLY, L. 1994: Glassy spherulites from Hungary. — Abstracts of 109 (4), pp. 523–535. International Meeting Spherulites (Micrometeorites) in the KÁKAY-SZABÓ, O. 1999: On the morphological distinction between Carpathian Basin, p. 14. spherules of extraterrestrial, terrestrial and industrial origin by Earth Impact Database 2007: http://www.unb.ca/passc/ means of SEM and EDAX examination of samples taken from ImpactDatabase/index.html. the placers of Crisu Negru, Romania. — Romanian Journal of ENGELHARDT, W. (VON) 1990: Distribution, petrography and shock Mineralogy 87, pp. 133–137. metamorphism of the ejecta of the Ries crater in Germany — a KALJUVEE, J. 1933: Die Grossprobleme der Geologie. — F. review. — Tectonophysics 171 (1–4), pp. 259–273. Wassermann, Tallin (Reval), 162 p. ENGELHARDT, W. (VON), GRAUP, G. 1984: Suevite of the Ries Crater, KOEBERL, C. 1997: Impact cratering: The mineralogical and geo- Germany; Source rocks and implications for cratering mechan- chemical evidence. — In: JOHNSSON, K., CAMPBELL, J. (eds): ics — Geologische Rundschau 73, pp. 447–481. Proceedings „The Ames structure and similar features”. ERNSTON, K., RAMPINO, M. R., HITTL, M. 2001: Cratered cobbles in Oklahoma Geological Survey Circular 100, pp. 30–54. Triassic Bundsandstein conglomerates in northeastern Spain: LENZ, C., LANGENHORST, F., STÖFFLER, D. 1995: Coesite in suevite An indicator of shock deformation in the vicinity of large of the Ries Crater, Germany. Optical, X-ray and TEM results impacts. — Geology 29 (1), pp. 11–14. (abstr.) — 4th International Workshop of the ESF scientific net- FRENCH, B. M. 1998: Traces of catastrophe. — LPI Contribution No. work on „Impact cratering and evolution of Planet Earth”. The role 954, Lunar and Planetary Institute, Houston, 120 p. impacts on the evolution of the atmosphere and biosphere with GÁL-SOLYMOS, K., DON, GY. 2004: New results on magnetic regard to short- and long-term changes, p. 109. spherules from Hungary. — Acta Geologica Hungarica 47 (2–3), LI-CHUN, L., ZIYUAN, O, DENG-SHENG, L. ZHI-SHENG, A. 1993: pp. 287–296. Microtektites and glassy microspherules in loess: Their discov- GLASS, B. P. 1990: Tektites and microtektites: key facts and infer- eries and implications. — Science in China (Ser. B) 36 (9), pp. ences. — Tectonophysics, 171 (1–4), pp. 393–404. 1141–1152. GRIEVE, R. A. F., RENY, G., GUROV, E. P., RYABENKO, V. A. 1987: The MARSI, I., DON, GY., FÖLDVÁRI, M., KOLOSZÁR, L., KOVÁCS-PÁLFY, Meteoritkráter-tanulmányok 165

P., KROLOPP, E., LANTOS, M., NAGY-BODOR, E., ZILAHI-SEBESS, impact origin of the Ries basin, Bavaria, Germany — Journal of L. 2004: Quaternary sediments of the north-eastern Mórágy Geophysical Research 66, pp. 3371–3378. Block (A Mórágyi-rög ÉK-i részének negyedidőszaki üledékei) SIEGL-FARKAS, Á., WAGREICH, M. 1995: Palynological and nanno- — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2003, pp. plankton investigation of the spherulite-bearing Polány Marl 361–369. Formation: BH. NG-1. — Proceedings of the International MÉSZÁROS J. 1985: Meteoritbecsapódás a Bakonyban? — Természet Meeting Spherulites and (Palaeo)ecology. Debrecen, pp. Világa 116 (6), pp. 279–280. 131–134. MIONO, S. 1995: Origin of microspherules in Paleozoic/Mezozoic SMIT, J. 1999: The global stratigraphy of the Cretaceous-Tertiary bedded chert as estimated from its morphology. — Il Nuovo impact ejecta. — Annual Review of Earth and Planetary Science, Cimento 18 (1), pp. 9–13. 27, pp.75-113. MIONO, S. 1998: A study of microspherules around Permo-Triassic SOLT, P. 1996: Investigations of spherules in the Kaba CV3 chon- boundary at Wanmo section, Guizhou province, South China. drite fall area. — The role of impact processes in the geological and — IGCP–384 Annual Meeting, Budapest, pp. 66–69. biological evolution of Planet Earth, Ljubljana, Abstracts, pp. MOLDVAY L. 1987: Asztrobléma a Bakony-hegység nyugati részén. — 85–86. Földrajzi Értesítő 36 (3–4), pp. 305–320. SOLT P., DON GY., DETRE CS. H., GÁL-SOLYMOS K., KISS Á., UZONYI NASA 1982: Cosmic Dust Catalog vol. 3 (1). sept. 1982. — Lyndon B. I. 2003: Új rétegtani és szferulakutatási adatok a bükki felső- Johnson Space Center, Houston, Texas. permből és a perm/triász határról. — A Magyar Állami Földtani NASA 1991: Cosmic Dust Catalog vol. 12. jun. 1991. — Lyndon B. Intézet Évi Jelentése 2000–2001-ről, pp. 143–152. Johnson Space Center, Houston, Texas. SZARKA, A. 1991: Micromineralogical studies from the Upper NASA 1992: Cosmic Dust Catalog vol. 13. sept. 1992. — Lyndon B. Cretaceous section of the Bakony Mts. MSc Thesis, Eötvös Johnson Space Center, Houston, Texas. University, Budapest, 51 p. NÉGYESI L. 2006: Magyarországi meteoritkráter? — Élet és SZARKA, A. 1996: First remarks on the occurrence of extraterrestri- Tudomány 2006 (44), pp. 1382–1384. al magnetic spherules in the Senonian alluvial sediments of the PÁLFY J. 2003: A triász végi és a kora-júra tömeges kihalás — MTA Southern Bakony Mts, Hungary. — Proceedings of the Doktori értekezés, Budapest, 112 p. International Meeting Spherules and Global Events, KFKI Report, PESONEN, L. J., MADER, D., GUROV, E. P., KOEBERL, C., KINNUNEN, Budapest, pp. 83–98. K. A., DONADINI, F., HANDLER, R. 2004: Paleomagnetism and SZEDERKÉNYI, T. 1996: Revised „impact structure” at Magyar- 40Ar/39Ar age determinations of impactites from the Ilyinets polány, Bakony Mountains, Hungary. — Annales Universitatis structure, Ukraine. — In: DYPVIK, H., CLAEYS, P., BURCHELL, M. Scientiarum Budapestensis de Rolando Eötvös Nominate, Sectio (eds): Cratering in Marine Enviroments and on Ice. Springer, Geophysica et Meterologica 12, pp. 63–78. Amsterdam, pp. 251–280. SZÖŐR, GY., KORPÁS-HÓDI, M., DON, GY., BESZEDA, I. 1995: RAUKAS, A. 1997: An attempt to use microimpactites in the region- Microspherulites from the sediments of Nagylózs–1 borehole, al stratigraphy on the example of the Kaali crater field. — Impact NW Hungary. — Proceedings of the International Meeting: and extraterrestrial spherules: New tool for global correlation. Spherulites and (Palaeo)ecology, Debrecen, pp. 87–110 International Symposium, July 1–5. 1997, Excursion guide and SZÖŐR, GY., ELEKES, Z., RÓZSA, P., UZONYI, I., SIMULÁK, J., KISS, Á. abstracts. Tallinn, pp. 45–47. Z. 2001: Magnetic spherules: Cosmic dust or markers of a mete- RAUKAS, A., PIRRUS, R., RAJAMAE, R., TIIRMAA, R. 1995: On the age orite impact? — Nuclear Instruments and Methods in Physics of the meteorite craters at Kaali (Saaremaa island, Estonia). — Research B 181, pp. 557–562. Proceedings of the Estonian Academy of Science Geology 44 (3), TIIRMAA, R. 1994: Kaali meteorit. — Eesti Teaduste Akadeemia pp. 177–183. Geoloogia Instituut, Tallin, 124 p. RAUKAS, A., TIIRMAA, R., KAUP, E., KIMMEL, K. 2001: The age of the TRELOAR, P. J., O’BRIEN, P. J., PARRISH, R. R., KHAN, M. A. 2003: Illumetsa meteorite craters in southeast Estonia. — Meteoritics Exhumation of early Tertiary, coesite-bearing eclogites from the and Planetary Science 36, pp. 1507–1514. Pakistan Himalaya. — Journal of the Geological Society, London REINWALD, I., LUHA, A. 1933: Kaali jarv — the meteorite craters on 160, pp. 367–376. the Island of Osel (Estonia). — Publication Geoloogia Instituudi VÉGH S. 1959: Az Északi-Bakony miocén képződményei. — A Univ. Tartu 30, pp. 183–202. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1959-ről, pp. SCHMIDT-KALER, H. 2004: Meteoritenkrater Nördlinger Ries, 21–33. Geologische Karte 1:100 000 — Bayerisches Geologisches WALKDEN, G., PARKER, J., KELLEY, S. 2002: A Late Triassic impact Landesamt, München. ejecta layer in Southwestern Britain. — Science 298, pp. 2185- SHOEMAKER, E. M., CHAO, E. C. T. 1961: New evidence for the 2188. 166 DON GYÖRGY, SOLT PÉTER

I. tábla — Plate I

1. fénykép. Sokkhatásra átalakult kvarckristály síkdeformációs 3. fénykép. A Kaali-meteoritkráter (Észtország) jelenségekkel a Zapadnaja-kráterből (Ukrajna) Photo 3. The Kaali meteorite crater (Estonia) Photo 1. Shocked quartz with PDF from the Zapadnaya crater 4. fénykép. A célkőzet fölszakított (fölemelt) padjai (Kaali-kráter, (Ukraine) Észtország) 2. fénykép. Nyomásos oldódás kavicson, Magyarpolányból (kép- Photo 4. Uplifted beds of the target rock (Kaali crater, Estonia) szélesség: 60 cm) 5. fénykép. A Ries-kráter látképe (Németország) Photo 2. Pebble with pressure solution from Magyarpolány Photo 5. Panorama of the Ries crater (Germany) (Hungary) (width: 60 cm) Meteoritkráter-tanulmányok 167

II. tábla — Plate II

1. fénykép. Suevit által beborított tarka breccsa (Ries-kráter, Photo 3. Shatter cone from the Boltysh crater (Ukraine) (width: 30 Németország) cm) Photo 1. Bunte breccia overlapped by suevite (Ries crater, 4. fénykép. Üveges anyagú aerodinamikus impakt bomba (Ilinyec- Germany) kráter, Ukrajna) 2. fénykép. Polimikt kőzettörmelék suevitben (Ries-kráter, Német- Photo 4. Aerodynamically shaped impact bomb with glassy materi- ország) (képszélesség: 10 cm) al (Ilyinets crater, Ukraine) Photo 2. Polymict rock fragments in suevite (Ries crater, Germany) 5. fénykép. Széttört biotit (Ilinyec-kráter, Ukrajna) (képszélesség: (width: 10 cm) 10 mm) 3. fénykép. Nyomáskúp a Boltis-kráterből (Ukrajna) (képszélesség: Photo 5. Broken biotite (Ilyinets crater, Ukraine) (width: 10 mm) 30 cm) A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2006

Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire Thermal decomposition system of the minerals and the application of the thermogravimetry in the earth science

FÖLDVÁRI MÁRIA

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszav ak: termogravimetria, hőbomlások rendszere, víztípusok az ásványokban, korrigált bomlási hőmérséklet

Összefoglalás A cikk rendszerezi az ásványokban megjelenő molekuláris állapotú vizek típusait és bemutatja azok termoanalitikai tulajdonságait. A ter- mikus bomlási folyamatokat a szerkezetben szereplő komponensek elektronegativitásai alapján foglalja rendszerbe, majd bemutatja azokat a tényezőket, melyek ezen kívül hatnak a termikus bomlási folyamatokra (rácsszerkezet felépítése, bomló komponens mennyisége, rendezettségi állapot stb.). A termogravimetria alkalmazási területei közül a fázisanalízis mennyiségi módszerén kívül a korrigált bomlási hőmérséklet földtani alkalmazási területeire mutat be példákat mállás, diagenezis, keletkezési hőmérséklet stb. vonatkozásában.

K eywords: thermogravimetry, system of thermal dissociation, water types in minerals, corrected decomposition temperature Abstract The paper presents the types of molecular water in minerals and their thermoanalytical features. The system of thermal decomposition reac- tions is systematised on the basis of the electronegativity of the components, then the other factors which influence the thermal dissociation process- es are demonstrated. Of the application fields of the thermogravimetry, beside the quantitative phase analysis, of the using of corrected decomposi- tion temperature in earth sciences as a tool for the measurement of weathering, diagenesis, temperature of genesis etc. is also presented.

Bevezetés A módszer korlátjait jelenti, hogy vizsgálatait csak a „ter- mikusan aktív” ásványokra terjesztheti ki, mivel az ásványok A kőzetek ásványi komponenseinek azonosításában és egy része hevítés hatására nem reagál hőreakcióval. A mennyiségi meghatározásában a műszeres fázisanalitikai kőzetek, ill. ásványaik keletkezési körülményei rendszerint eljárások között a termoanalitika sajátos helyet foglal el. már meghatározzák termoanalitikai vizsgálhatóságukat is. A Annak ellenére, hogy a termoanalitikai vizsgálódások során magas hőmérsékleten keletkezett magmás kőzetek, ill. azok az ásványok képezték az első rendszeresen vizsgált anyagcso- ásványai nem rendelkeznek a szokásos vizsgálati hőmérsék- portot, a földtan területén a módszerben rejlő lehetőségek a leti tartományokban (1000 vagy 1500 °C-ig) termikus reak- mai napig sincsenek teljesen kihasználva. Az ásványok ciókkal. Az alacsonyabb hőmérsékleteken, tehát magmás vizsgálatára alkalmazott termoanalitikai módszerek köre utófázisokban keletkezett vagy későbbi alacsonyabb hő- igen változatos. Kétségtelen azonban, hogy a DTA (Differ- mérsékleti és nyomási tartományokban metamorfizálódott ential Thermal Analysis = differenciális termoanalízis) és a kőzetek és az üledékes kőzetek ásványai azonban általában TG (Thermogravimetry = termogravimetria) az általánosan analitikai célokra is alkalmas termikus effektusokkal ren- elterjedt módszer, a többit rendszerint csak speciális felada- delkeznek. Az előbbiekből következik, hogy vannak olyan tok megoldására, esetenként alkalmazzák. kőzetek, amelyekből egyetlen ásványi komponens kimu- 170 FÖLDVÁRI MÁRIA tatására sincs lehetőség, a kőzetek többségének csak kisebb- A reakciótípusok egy része (szerkezeti átalakulások, nagyobb hányadát tudjuk termoanalitikai módszerrel vizsgál- olvadási hőmérséklet stb.) a vizsgálati körülményektől és ni, és csak ritka esetben végezhető el 100%-osan a kőzet egyéb tényezőktől függetlenül, jól rögzíthető, szűk hőmér- ásványi fázisainak meghatározása. sékleti tartományban jelenik meg. Ezek a reakciók azonban A földkéreg átlagos összetételében az oxidos alakban általában kis hőintenzitásúak és nem járnak egyidejű kifejezett alkotók közül a H2O csak 0,5–2%-ot tesz ki. A tömegváltozással. Az ásványok azonosítására és mennyisé- földkéreg átlagánál magasabb víztartalma van az üledékes gi meghatározására legalkalmasabb bomlási reakciók hő- és alacsony hőmérsékletű oldatok hatására vagy felszínen mérséklete igen érzékeny mind az anyagi tulajdonságokra, átalakult kőzeteknek. Az ismert ásványok kb. 30%-a ren- mind a vizsgálati körülményekre. Ez a tény a termoanalízis delkezik sztöchiometrikus összetételében molekuláris számára bizonyos hátrányokat, ugyanakkor más módsze- alakban jelenlévő, kötésben lévő vízzel. A kőzetek nem- rekkel szembeni előnyöket jelent. Az a tény, hogy a fázis- csak ásványi alkotóikban, hanem az ásványokká szét nem analízis során lehetőségeihez mérten alárendeltebb szerepet elegyedett és ki nem kristályosodott kőzetüvegben is szánnak a termoanalízisnek, éppen annak tulajdonítható, rendelkeznek víztartalommal. Ugyancsak jelentős a föld- hogy az azonosításra leginkább használható reakció- kéregben a komponensek felületén kémiailag adszorbe- hőmérsékletet más módszerek (röntgendiffrakció, infra- álódott, ill. a pórusokat és repedéseket kitöltő szabad víz vörös spektrográfia stb.) esetében használt paramétereknél vagy kapilláris víz. A víztartalom jelenlétének és változá- kevésbé egzakt módon lehet rögzíteni, és ezért alkalmazá- sának a földtani folyamatok tisztázásában fontos szerepe suk nagyobb gyakorlatot igényel. A vizsgálati körülmények lehet. Ugyanakkor a műszeres vizsgálati módszerek (rönt- (felfűtési sebesség, a hőmérséklet mérés módja, a minta gendiffrakció, elektrondiffrakció, elektonmikroszkóp, mik- mennyisége, a vizsgálatnál használt atmoszféra stb.) stan- roszonda stb.) zöme nem alkalmas az ásványok, kőzetek dardizálása segít kiküszöbölni a vizsgálati körülmények víztartalmának közvetlen észlelésére. A műszeres ásvány- okozta hatásokat, a maradék eltérések már az anyagi tulaj- és kőzetanalitikai eljárások közül a víz jelenlétének köz- donságok változására vezethetők vissza. vetlen észlelésére, ill. kötéstípusainak vizsgálatára alkal- További nehézség, hogy a termikus szakirodalom ásvá- mazott két legelterjedtebb módszer a termoanalízis és az nyokra vonatkozó kézikönyvei a legtöbb esetben csak az infravörös spektroszkópia. ásványok leíró DTA-görbéit közlik, és ezért, értelmezést A termoanalízis másik előnye más módszerekkel szem- nélkülöző, összehasonlító („finger-print” jellegű) nyomo- ben nagy érzékenysége. A termoanalízis során az esetek zö- zást igényel felismerésük, azonosításuk. mében az anyag szerkezetében meglévő kötéserők hő hatá- A termoanalitikán belül a termogravimetria alkalma- sára történő felbomlását vagy átrendeződését észleljük, míg a zása a földtani kutatásban az 1960-as évek közepétől vált műszeres vizsgálatok zöme az anyag geometriai tulajdonsá- általánossá, elsősorban a kelet-európai országokban, ami- gainak észlelésén alapul. Az anyagi változások hamarabb nek oka, hogy magyar kutatók, Paulik Ferenc és Paulik Jenő megnyilvánulnak a kötéserők vonatkozásában, a geometriai fejlesztették ki azt a szimultán technikát, mellyel két vagy tűréshatár ennél magasabb. több termoanalitikai módszerrel vizsgálják ugyanazt a Az ásványok termoanalitikai azonosításának feltétele a mintát, ugyanabban az időben (derivatograph). Ennek a bennük hevítés hatására lejátszódó hőreakciók ismerete. A készüléknek a gyártását a MOM vállalta, és a készülék ásványokban lehetséges hőreakció-típusokat az 1. táblázat egyre fejlettebb generációit bocsátotta piacra évtizedeken foglalja össze. keresztül. Körülbelül 5000 készüléket gyártottak, s ezeket

1. táblázat. Az ásványokban lehetséges hőreakciók és azok megjelenése a DTA-, ill. TG-görbén Table 1. Chemical and physical thermal reaction types and their appearance on thermoanalytical curves Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire 171 több mint 20 országban forgalmazták. E műszer és alkal- Az így kialakuló monomolekuláris réteg maga is poláros mazásai a magyar termoanalitikai iskolát a világ élvonalába felületet hoz létre, és így azon további molekulák tudnak ori- emelték. Sajnos a készülék gyártása a MOM felszámolásá- entáltan megtapadni. Legnehezebben a hevítéskor a szilárd val megszűnt, de készülékei még üzemelnek Magyaror- felülettel közvetlenül érintkező vízréteg távolítható el. A szágon kívül a Szovjetunió utódállamaiban (Oroszország, felületen való kötődés történhet az ásvány külső felületén (ún. Ukrajna, Észtország, Moldávia stb.), továbbá Romániában, tapadó víz), de megjelenhet az ásvány szerkezete képezte Bulgáriában, Lengyelországban, Szlovákiában, Csehor- belső terek felületén is. A belső felületeken történő vízmeg- szágban, Horvátországban, Németországban (Weimar, Gre- kötés lényegében megegyezik a fent leírtakkal, ha a ren- iswald stb.), Görögországban és Jugoszláviában. Kelet-Eu- delkezésre álló belső tér elegendően nagy. A belső felületek, rópán kívül elsősorban Japánban és Ausztráliában terjedt el ill. terek különböző alakúak (agyagásványok rétegközi tere, a termogravimetria földtani alkalmazása. ún. zeolitos víz a szerkezetet alkotó SiO4-, ill. AlO4-tetra- Pályafutásom 40 éve alatt a korai generációs készü- éderek által körülzárt csatornákban), ill. méretűek lehetnek, lékeken készült 23 000 vizsgálat után a komputerizált vál- ami erősen befolyásolja a vízmegkötés módozatait. tozat beszerzése óta újabb 6200-zal bővült az általam vizs- A belső terek nagy belső felülettel rendelkező kapil- gált minták száma. A nagyszámú mintán végzett mérés lárisok is lehetnek, amelyekben a víz megkötésénél a fizikai tapasztalatai alapján lehetőségem nyílt a termogravimetriai adszorpción kívül kapillárkondenzáció is szerepet játszik. bomlási folyamatok és ezen belül külön az ásványokban Ilyen esetekben a határoló felületeket olyan monomole- lévő víztípusok termoanalitikai rendszerezésére. A bomlási kuláris réteg fedi, amely egyidejűleg tartozik szomszédos folyamatok elektronegativitási alapon (azaz a kémiai kötés- felületekhez. Ilyen belső terekkel rendelkeznek általában az ben szereplő atom elektronvonzó képessége alapján) törté- alacsonyabb rendezettségű szerkezetek, valamint a kife- nő kezelése lehetővé teszi, hogy az ásványok finger-print jezetten amorf anyagok. jellegű meghatározása helyett, a reakciók törvényszerűségei A külső felületeken, ill. a nyitott belső terekben adszorp- ciós erőkkel kötött vizek mennyisége a felület polaritásától, a 2. táblázat. A kötéstípusok energiaviszonyai belső tér nagyságától és alakjától függ, valamint eszerint vál- Table 2. Bonding energy of different bonding types toznak a kötéserők is. A víz különböző adszorpciós ener- gianívójú sávokban különböző erővel kötődik és a dehidráció az anyagok termoanalitikai görbéin (DTA, valamint a TG deriváltja, azaz DTG) széles energiaintervallumra utaló lapos zsákkal jelentkezik. Az így megkötött vizek mennyisége gyakran nem fejezhető ki sztöchiometrikus arányokkal, bár a szerkezet jellege az intervallumot általában behatárolja. Az adszorpciósan kötött vizeknek nincs szerkezet-meg- határozó szerepe. A hevítés hatására bekövetkező vízel- távozás közel egyensúlyi körülmények között anizoterm. (1. ábra). Ez a vizsgálat a kvázi-izoterm kvázi-izobár mérés- alapján rendszerezzük az ásványokat. A termikus reakciók technikával valósítható meg. Ennek során nem lineáris fel- hőmérsékletét elsősorban a kötéserők nagysága szabja meg fűtést alkalmazunk, hanem a fűtés sebességét a folyamatban (2. táblázat). lévő reakció maga szabályozza úgy, hogy a folyamat végig azonos sebességgel menjen végbe. Az így nyert görbék a Q- Dehidráció TG, ill. deriváltja a Q-DTG. Az ábrán ezzel a módszerrel készült TG görbe látható. Dehidrációnak azokat a folyamatokat nevezzük, ame- A koordinációs erőkkel kötődő vízmolekulák képződése lyek során az ásványban (kőzetben) lévő molekuláris álla- azzal magyarázható, hogy vizes oldatban a legtöbb kation potban kötött víztartalom távozik el. előszeretettel koordinál vízmolekulát maga köré, és ezek az A dehidrációs folyamatok során eltávozó vízmolekulák ásvány kiválásakor akvakomplexek alakjában épülnek be a az ásvány szerkezetében két alapvető módon kötődhetnek, a rácsba. Gyakran méretkiegyenlítő szerepük van, pl. a szulfá- szerkezet különböző felületein adszorpciós erőkkel vagy a tok kisebb méretű kationnal akkor alkotnak ásványt, ha a szerkezet meghatározott kationjai körül koordinációs méretkülönbséget víz egyenlíti ki. A kristályvizek az ásvá- erőkkel. A vízfelszabadulással járó bomlási folyamatokat és nyok megfelelően rögzíthető rácspontjain elhelyezkedő, a termoanalitikai tulajdonságaik összefoglalását a 3. táblázat szerkezet felépítésében sztöchiometrikus arányban részt- tartalmazza. vevő vízmolekulák. Önmagukban nem szerkezet-meghatá- Az adszorpciós kötések feltétele a poláros felület, ezért rozók, de eltávozásuk a szerkezet átrendeződését ered- adszorpciós erőkkel az ugyancsak dipol természetű mo- ményezheti. Hevítéskor a víz eltávozása alacsony hőmér- lekulák, leggyakrabban a polaritásra hajlamos szilikátok sékleti tartományokban, több vízmolekula esetén rendsze-

SiO4- és AlO4-tetraéderei kötődnek. A szilárd test felületén rint a vizsgálati körülményektől (felfűtési sebesség, minta- elhelyezkedő poláros ionok az erőterükbe jutó poláros víz- mennyiség stb.) függő, egymást többé-kevésbé átfedő, több- molekulákat van der Waals-erőkkel irányítottan megkötik. lépcsős folyamatban történik. (Ezért az irodalomban 172 FÖLDVÁRI MÁRIA 1) 99 1 ÁRI V ÖLD F 1 988, 99 1 t al. 1 e ÁRI V ÁRI V ÖLD F ÖLD F 988, es ( t al. 1 e eatur ÁRI V ÖLD F moanalytical f tic ther eris ai tulajdonságai ( act t char moanalitik er ok t als and their mos ó víztípusok és az er in miner at alálhat ence of w r okban t y án Az ásv ypes of occur uent t eq 3. táblázat. t fr The mos able 3. T Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire 173

4. táblázat. Kationok hidrációs entalpiája (WULFSBERG 1987 Table 4. Hydration enthalpies of metal cations (WULFSBERG 1987)

1. ábra. Na-montmorillonit dehidrációjának Q-TG görbéje m = tömegváltozás, T = hőmérséklet Figure 1. Q-TG curve of Na-montmorillonite m = mass change, T = temperature

A montmorillonit rétegközi terében lévő egyértékű kation esetén a víz–ion-kölcsönhatás (koordinációs erő) közel azonos a víz–víz-kölcsönhatással (amely az egyik leg-

2. ábra. Kalkantit (CuSO4·5H2O) dehidrációs görbéi erősebb molekulák közötti kapcsolat), ezért a dehidráció 1–2 jelű görbe = dinamikus fűtéstechnika, 3 jelű görbe = kvási-izoterm fűtéstech- egylépcsős folyamat (3. ábra). nika, nyitott (1–2) és labirint-mintatartó (3) , m = tömegváltozás, T = hőmérséklet A Ca-montmorillonit dehidrációs DTG-görbéje a 2+ Figure 2. Dehydration of CuSO4·5H2O rétegközi Ca -ion nagyobb hidrációs energiája következ- Curves 1–2 = dynamic heating technique, curve 3 = quasi-isothermal () heating technique, using open (1–2) and labyrinth (3) crucibles, m = mass change, T = temperature gyakran egymásnak ellentmondó adatokat találunk ezekre vonatkozóan). A kristályvizek dehidrációja az esetek több- ségében egyensúlyra vezető bomlásreakció, tehát a reakció egyensúlya csak a gázalakú bomlástermék, azaz a vízgőz parciális nyomásától függ. Kvázi-izoterm körülmények között a reakció izoterm (2. ábra). Az adszorpcióval és a koordinációs H-híd kötéssel kötött vizek közötti kombináció hatásai érvényesülnek a belső terekben lévő, töltéskiegyenlítő, rendszerint kicserél- hető kationok vízburkán (agyagásványok, zeolitok). Ezek kötésenergiája nagyobb a csupán adszorbeálódó vízmo- lekulákénál, értéke a kation méretével összefüggésben lévő 3. ábra. Kationcserélt Na-montmorillonit dehidrációja hidrációs energia szerint változik. A hidrációs energia nagy- m = tömegváltozás, T = hőmérséklet ságát az ionpotenciálon kívül a szóbanforgó kation elekt- Figure 3. Dehydration of sodium activated montmorillonite ronegativitása (4. táblázat) is befolyásolja. m = mass change, T = temperature 174 FÖLDVÁRI MÁRIA

4. ábra. Ca-montmorillonit dehidrációja m = tömegváltozás, T = hőmérséklet Figure 4. Dehydration of Ca-montmorillonite m = mass change, T = temperature tében kétlépcsős (4. ábra). További részletek FÖLDVÁRI, KOVÁCS-PÁLFFY (2007) munkájában találhatók. A szerkezet által teljesen bezárt térben elhelyezkedő zárványvíz az ásványokban lévő víz legegyszerűbb formája. Keletkezésekor a rendelkezésre álló üreget teljesen kitölti, majd az ásvány lehűlésekor térfogata lecsökken és az üreg- ben libellaként szabadon mozog. Melegítés hatására a keletkezéskor uralkodó hőmérsékleten a folyadék ismét kitölti a rendelkezésére álló üreget, majd e fölé melegítve tovább tágul, és a kialakuló túlnyomás szétrepeszti a kris- tályt. A dekrepitáció folyamata csak porítatlan mintán észlelhető, a nyitott tégelyből kiugró szemcsék okozta 6. ábra. Aragonitban szilárd oldatként jelenlévő víz eltávozása tömegveszteség formájában. Ha a tégelyt lefedjük, vagy m = tömegváltozás, T = hőmérséklet porított mintát vizsgálunk, a tömegveszteség nem jelent- Figure 6. Evolution of water bound as solid solution from aragonite kezik (5. ábra). A szerkezeti elemek által teljesen bezárt tér- m = mass change, T = temperature

ben elhelyezkedő vizek másik csoportját az ún. „szilárd ol- datként” kötött vizek (elegykristályok) alkotják, amelyek- nek a szerkezetből való kiszabadulása azon a hőmérsékleten történhet, amelyen a kristályban az öndiffúzió számottevő mértéket ér el, más szóval a rácselemek átrendeződése, az átkristályosodás megindul. Ilyen jelenséget tapasztalunk például az aragonit (6. ábra) vagy néha a kvarc esetében, amelyek bár sztöchiometriai képletük szerint nem víztar- talmú ásványok, rácsszerkezeti átalakulásukat gyakran kíséri tömegveszteség. A bemutatott aragonitminta kémiai elemzése igazolja, hogy kb. 450 °C-nál víz lép ki a szerke- zetből. Zeolitok és kőzetüvegek esetében a szerkezeti elemek közé szorulhat víz, a hevítés során bekövetkező összeom- láskor is. Ennek a víznek az eltávozási hőmérséklete >900 °C.

Termikus bomlás 5. ábra. Barit dekrepitációja 1 jelű görbék — nyitott tégely, 2 jelű görbék — fedett tégely, m = tömegváltozás, T A disszociációs bomlási folyamatok során eltávozó = hőmérséklet komponensek szerkezetalkotó és szerkezet-meghatározó Figure 5. Decrepitation of barite elemei az ásványnak. Nincsenek meg molekuláris alakban a Curve 1 — open crucible, curve 2 — covered crucible, m = mass change, T = tem- perature szerkezetben, ezért a bomlási folyamat kétlépcsős. Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire 175

1. A bomlástermékek molekuláris alakjának kialakulása: — hidroxidok esetében protonfelvétel, — karbonátok, szulfátok stb. esetében oxigénleadás. 2. A bomlástermék eltávozása. A termikus disszociációs reakciókat a szerkezetben uralkodó jóval erősebb ionos vagy kovalens kötések követ- keztében a rácsszerkezet tulajdonságai befolyásolják, szem- ben a dehidrációs folyamatokat elsősorban meghatározó termodinamikai fázisegyensúlyokkal. A bomlás hőmérsék- letét megszabó tényezők közül első helyen a kötés erősségét kell említeni. Az 5. táblázat a természetben előforduló

5. táblázat. Bomlási hőmérsékletek elektronegativitások sorrendjében (FÖLDVÁRI 1987) Table 5. Temperature of decomposition depending on the electronega- tivity (FÖLDVÁRI 1987) 7. ábra. A bomlási hőmérséklet és a kationok elektronegativitása közti összefüggés ♦ = hidroxidok, O = karbonátok, p = szulfátok Figure 7. Decomposition temperature versus electronegativity ♦ = hydroxides, O = carbonates, p = sulphates

A bomlási hőmérsékletet megszabó másik lényeges tényező a rácsszerkezet. A 6. táblázat különböző szerkezetű ásványokban azonos kationnak OH-val való kötődése esetén mutatja be a bomlási hőmérsékletet. A táblázatból megál- lapítható, hogy azonos kötéskapcsolat esetén magasabb hőmérsékleten szabadul fel a bomlástermék, ha bonyolultabb szerkezetben van. A jelenséget több tényező együttesen ered- ményezi. Egyrészt a szerkezetnek az adott kötésben köz- vetlenül részt nem vevő része is közvetett módon hatással van a kötéskapcsolat erősségére, ill. a szerkezet stabilitásra. A szerkezet befolyásolja a bomlási folyamat során szükséges diffúzió lehetőségét is. Hidroxidok esetében diffúzió a bom- lás mindkét fázisában fellép (protonvándorlás, vízmolekulák kilépése), az oxigénleadással járó molekula-kialakulásoknál természetesen a folyamat helyben zajlik, így csak a felsz- abaduló komponens rácsból való kilépésénél játszik szerepet a diffúzió. A hidroxidok esetében a rácsszerkezet megszabja a vízzé egyesülő OH-csoportok egymástól való távolságát, és a bomlási hőmérséklet kialakulását azok száma és egy- ásványok bomlási reakcióinak példáján jól tükrözi, hogy a máshoz viszonyított pozíciója is befolyásolhatja. Például a kötésben résztvevő kation elektonegativitási értékeinek rétegszilikátok termikus görbéin mutatkozó különbség (7., 8. csökkenése azonos anionnal való kötésben a kötés erőssé- táblázat) többek között arra vezethető vissza, hogy 1:1 típusú gét, azaz a bomlási hőmérséklet növekedését eredményezi. rétegszilikátok OH-csoportjainak zöme a rétegkomplexum Az anionok vonatkozásában az aniongyök oxigénjének a felületén helyezkedik el, míg 2:1 rétegszilikátoknál a réteg- külső kation felé ható elektronegativitási értékeinek van komplexum belsejében. hasonló hatása. Ezért, mint a táblázatból is kitűnik, azonos A rácsszerkezet hatását a bomlás hőmérsékletére jól kationnak különböző anionnal alkotott vegyületei is meg- tanulmányozhatjuk a kettős karbonátok termikus görbéin is. határozott stabilitási sorrendet mutatnak. Az elektronega- A kettős karbonátok alacsonyabb hőmérsékletű, ún. „karak- tivitási értékek adta sorrendet a vegyérték, ill. ionpotenciál terisztikus” csúcsának hőmérséklete a bonyolultabb rácssz- figyelembevételével tudjuk finomítani. erkezet következtében magasabb, mint ugyanez a bomlási A közölt hőmérsékleti értékek a MACKENZIE (1957, folyamat egyszerű karbonátokban. A második, magasabb 1962, 1970), CVETKOV et al. (1964), TODOR (1972), IVANOVA hőmérsékletű bomlási folyamat hőmérséklete már nem tér et al. (1974) és SMYKATZ-KLOSS (1974) kézikönyvében el a megfelelő egyszerű karbonát bomlási hőmérsékletétől. szereplő adatok átlagértékei A bomlási hőmérsékletet befolyásoló harmadik tényező A táblázat adatai a 7. ábrán ábrázolva jelzik az összefüg- a maradék szerkezet képessége az átalakulásra. Az oxigén- géseket. befogadás ugyanis rendszerint koordinációsszám-változást 176 FÖLDVÁRI MÁRIA

6. táblázat. Különböző rácsszerkezetekben található hidroxidok bomlási hőmérséklete a kationok elektronegativitása szerint Table 6. Temperature of decomposition of hydroxide in different types of structures depending on the electronegativity of cations

7. táblázat. 1:1 típusú rétegszilikátok termoanalitikai adatai Table 7. Thermoanalytical data of 1:1 layer type clay minerals

8. táblázat. 2:1 típusú rétegszilikátok termoanalitikai adatai Table 8. Thermoanalytical data of the main 2:1 layer type clay minerals Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire 177

8. ábra. A dehidroxilációs folyamatok jel- legének változása a rácsszerkezet bonyo- lultabbá válásával összhangban Egyre bonyolultabb rácsszerkezetű ásványok dehidroxilációjának Q-TG görbéi: a — port- landit, b — böhmit, c — kaolinit, d — pirofillit, a = elbomlott hányad Figure 8. Change of the character of the dehydroxylation process with more com- plicated lattice structure Q-TG curves of dehydroxylation processes of a — portlandite, b — boehmite, c — kaolinite, d — pyrophyllite, a — fraction reacted

tesz szükségessé a maradék szerkezet számára, erre azonban ez csak bizonyos hőmérsékleten képes. Más esetekben a disz- szociáció egyidejű szerkezeti bomlással vagy átrendeződés- sel jár. Figyelemre méltó jelenség, hogy az olyan szerkezetű ásványok disszociációs bomlása, amelyek molekuláris alak- ban is tartalmaznak vizet, alacsonyabb hőmérsékleten tör- ténik, mint a hasonló vízmentes szerkezetűeké (agyagcsil- lámok, víztartalmú foszfátok stb.) A disszociációs folyama- tok alapvetőn izoterm jellegűek (l. portlandit, 8. ábra). A rács- szerkezet bonyolultabb jellege a reakció magasabb hőmér- sékletre való eltolódásán kívül abban jut kifejezésre, hogy a reakció mind jobban eltávolodik a 0. rendű (egyensúlyra vezető, koncentrációtól független sebességű), izoterm jel- legtől (l. böhmit, kaolinit, pirofillit a 8. ábrán). Adott bomlási reakció hőmérsékletét a vizsgált reak- cióban résztvevő bomló komponens mennyisége is erősen befolyásolja. Minél nagyobb mennyiségben van jelen az 9. ábra. Jól kristályos kaolinit (Mesa Alta) PA-görbéje (SMYKATZ- adott komponens, annál magasabb hőmérsékleten jelent- Kloss 1974 mérési adatai alapján) m = tömegváltozás, T = hőmérséklet kezik a reakció a bomlás során felszabaduló gáznemű kom- Figure 9. PA curve of well-ordered kaolinite from Mesa Alta (based on ponensek reakciót gátló parciális nyomása következtében. A data measured by Smykatz-Kloss 1974) hőmérséklet-eltolódás több száz °C-ot is elérhet. m = mass change, T = temperature

Mennyiségi meghatározások Mennyiségi meghatározásra legalkalmasabbak a bom- lási (esetleg oxidációs és redukciós) folyamatok során je- A termoanalitikában alkalmazott mennyiségi meghatá- lentkező tömegváltozások alapján történő mérések, azaz a rozási módszerek alapulhatnak a DTA csúcsterület mérésén, termogravimetria. Ennek a módszernek minden más műsz- kalibráló görbék felhasználásával, bomlási reakciók esetében eres fázisanalitikai eljárással szembeni előnye, hogy köz- pedig adott ásványra meghatározott “PA” (Proben Abhän- vetlenül és abszolút értékben nyert mérési paramétereket gigkeit) egyenes (9. ábra) segítségével a bomlási hőmérséklet használunk. Ennek során egy adott reakció folyamán mért és a koncentráció logaritmusos összefüggése alapján: tömegváltozásból a termokémiai reakcióegyenlet ismere- tében a mintában lévő ásványkomponens tömegszázalékos T = c·(lgM+T1) , aránya meghatározható. A mennyiségi meghatározásokhoz ahol T = a mért hőmérséklet, M = a vizsgált fázis menny- bevezetett sztöchiometriai faktor isége, T = 1 mg fázis bomlási hőmérséklete, c = specifikus M 1 f = m reakciókonstans. A felsorolt módszerek csak félkvantitatív becslésre ahol M = az ásvány molekulatömege és m = a szóban forgó adnak lehetőséget. reakció során jelentkező tömegváltozás. 178 FÖLDVÁRI MÁRIA

„Ankerit” ((Mg>Fe),Ca(CO3)2) és kalcit keverékének A bemutatott termikus görbe (10. ábra) mérési ada- példáján az alábbi számítások végezhetők el (az elméleti taiból a 9. táblázatban látható alábbi számítások végez- képlet FeCa(CO3)2 szerinti igazi ankerit nem szokott a ter- hetők el a fenti reakcióegyenletek alapján: mészetben előfordulni): Az ásványok termikus reakciói: 9. táblázat. Az ankerittartalmú minta számításai 1. 700–770 °C: Table 9. Calculation of the ankerite bearing sample ® a: endoterm — Ca(Mg,Fe)(CO3)2 CaCO3 + MgO + FeO + CO2, ® b: exoterm — 2FeO + O2 Fe2O3; 2. 750-800 °C: ® endoterm — Fe2O3 + 2CaCO3 Ca2Fe2O5 + 2 CO2; 3. 850–950 °C: ® endoterm — a maradék CaCO3 CaO + CO2; innen: (CO2)Ca = a 2.+ 3. reakció tömegvesztesége, (CO2)Fe = a 2. reakció tömegvesztesége, (CO2)Mg = az 1. reakció tömegvesztesége – 0,82 × (a 2. reakció tömegvesztesége),

a kalcithoz tartozó CO2-tartalom: (CO2)Ca –(CO2)Fe – (CO2)Mg.

A termogravimetriás mérés azt is lehetővé teszi, hogy az anyag hő hatására bekövetkező feltételezett termokémi- ai folyamatait tisztázzuk. A bemutatott ankerit ásvány három bomlási reakcióját a DTA felvételek alapján a szak- mai irodalomban is félreértelmezték. Azt észlelték, hogy a 2. reakció mérete összefüggést mutat az ásvány vastar- talmával, ezért úgy gondolták például, hogy az első reak- ció a magnéziumkarbonát, a 2. a vaskarbonát, a 3. pedig a kalciumkarbonát bomlása. A fenti egyenletekből látszik, hogy a második reakció valóban arányos a vastartalommal, de csak azért mert a vassal arányos kalciumkarbonát bom- lása következik be a 2. reakció szerint. A három bomlási 10. ábra. Az „ankerit” termikus görbéi reakció során mérhető tömegváltozási arányok egyér- Lelőhely: Sukoró St–1 fúrás 55,6–56,4 m, minta tömege 1000 mg, fűtési telműen igazolják a reakciók értelmezését. A még keve- sebesség 17°C/perc, m = tömegváltozás sebb vasat tartalmazó vasas dolomitban az 1. reakció szét- Figure 10. Thermoanalytical curves of „ankerite” válik, alacsonyabb hőmérsékleten a vaskarbonát, maga- Locality: Sukoró borehole St–1 55.6–56.4 m, sample mass 1000 mg, heating rate 17°C/min, m = mass change, T = temperature sabb hőmérsékleten a magnéziumkarbonát bomlik. Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire 179

A termikus vizsgálatok során gyakori, hogy a mintában belül a termogravimetria lehetőségeit a földtani problémák lévő ásványok reakciói egymással fedésbe kerülnek. Ezek megoldásában. szétválasztására a termogravimetria két további eljárást tesz A geológiában gyakran előfordul, hogy egy jelenség lehetővé. A TG-görbe második deriváltjának (DDTG) segít- észlelhető terepen vagy szabad szemmel, de az észlelés ségével szétválasztott böhmit- és kaolinitreakció látható a 11. nehezen számszerűsíthető. Ebbe a körbe tartozik a mállási ábrán. folyamatok észlelése, ill. mértékének számszerűsítése. Így Ugyanez a minta a kvázi-izoterm kvázi-izobár mérési pl. egy lösz és paleotalaj váltakozásából álló sorozat mintái- technika alkalmazásával a 12. ábrán látható. nak molekulárisvíz- és OH-víz-tartalmát jelző görbe (13. ábra) mintegy paleoklíma-görbeként is értelmezhető, mivel a magasabb víztartalmú rétegek az interglaciálisok ned- vesebb, melegebb klímáját jelzik (FÖLDVÁRI, KOVÁCS- PÁLFFY 2002, MARSI et al. 2004). A kezdeti mállás észlelésére a termikus görbe elején megjelenő, akár mindössze tizedszázaléknyi vizet jelző

11. ábra. Böhmit és kaolinit egymást fedő reakcióinak szétválasztása DDTG-görbe segítségével Bauxit, Nyirád, egyéb ásványok: gibbsit, goethit, kalcit, m = tömegváltozás, T = hőmérséklet Figure 11. Separation of the overlapped reactions of boehmite and kaolinite by means of DDTG curves Bauxite, Nyirád (Hungary), other minerals: gibbsite, goethite, calcite, m = mass change, T = temperature

12. ábra. Böhmit és kaolinit egymást fedő reakcióinak szétválasztása kvázi-izoterm fűtési technika alkalmazásával Bauxit, Nyirád, m = tömegváltozás, T = hőmérséklet Figure 12. Separation of the overlapped reactions of boehmite and kaolinite by Q-DTG 13. ábra. Az Üveghuta Üh–22 fúrás löszszelvényének mállási (paleok- bauxite, Nyirád (Hungary), m = mass change, T = temperature. líma-) görbéje TG-görbéből meghatározott molekulárisvíz- és hidroxid- víz-tartalom alapján Figure 13. Weathering (palaeoclimate) curve of a loess section in Borehole Üveghuta Üh–22 (Hungary), based on the molecular and Példák a termogravimetria földtani célú hydroxid water content measured from the TG curve alkalmazásaira tömegcsökkenés a leggyorsabb jelzés pl. a magmás kőzetek Az ásványok azonosítási és mennyiségi meghatározási esetében, mert a termikusan inaktív ásványok mellett ez a lehetőségeinek bemutatását követően néhány alkalmazási kis reakció is közvetlenül észlelhető, míg egyéb mód- példával szeretném illusztrálni a termoanalízis ill. ezen szerekkel a többi ásvány nagy intenzitású sávjai mellett a 180 FÖLDVÁRI MÁRIA nyomokban jelenlévő mállásra utaló nyomok bizonytalanul 10. táblázat. Különböző genetikájú kaolinitek rendezettséget jellemző értékelhetők (KOVÁCS-PÁLFFY et al. 2000). legjobb termikus paramétereinek átlagértékei A Velencei-hegységben az andezit metaszomatikus áta- Table 10. Characteristic mean thermal parameters of crystallinity for lakulási hőmérsékletét a megjelenő ásványi paragenezisen kaolinite of different genesis kívül ugyancsak a molekuláris víztartalom mérésével gyors, Átlagértékek áttekintésre alkalmas módon lehetett jellemezni (14. ábra).

Képződmény A kaolinit rendezettsé kaolinit A - tényező földtani alakító gét száma minták Vizsgált korrigált dehidroxiláció hőmérséklete bomlási (°C) aktiválási dehidroxiláció (kJ/mol) energiája csúcs exoterm (°C) hőmérséklete Magas hőmérsékletű hőmérséklet 31 669 137 994 hidrotermális Alacsony hőmérsékletű hőmérséklet 39 573 147 991 hidrotermális Paleotalaj (devon) diagenezis 6 577 139 996 Paleotalaj (triász) diagenezis 5 565 134 968 Szárazföldi homokkő 40 564 133 964 Mállási folyamat mállás 69 564 133 959 terméke Bauxit mállás 114 560 130 961 Paleotalaj mállás 58 547 115 932 (pleisztocén) Összesen 362

14. ábra. Rétegközi víztartalom és metaszomatikus átalakulás hőmérsékletének összefüggése a Pázmánd Pd–2 fúrásban (DARIDA- Tichy et al. 1984) Figure 14. Relationship between the interlayer water content and the metasomatic alteration temperature in the Borehole Pázmánd Pd–2 (Hungary; Darida-Tichy et al. 1984)

A kaolinitek rendezettségi állapota szoros összefüggés- ben van genetikájukkal és átalakulásuk földtani folyama- taival. Egyéb módszerek mellett a termikus elemzés is kü- lönféle paraméterekkel tudja mérni a kaolinitek rendezettsé- gi állapotát (FÖLDVÁRI, KOVÁCS-PÁLFFY 1993, FÖLDVÁRI, GERMÁN-HEINS 1994, FÖLDVÁRI 1997, 1999). A 10. táblázat eltérő genetikájú kaolinitminták legjobb rendezettségi álla- 15. ábra. Anyagok jellemzésére használt indirekt paraméterek potra vonatkozó mérőszámainak átlagait foglalja össze. * extrapolált bomlási hőmérséklet = 13,95 mg OH (100 mg kaolinit) csúcs- A mennyiségi meghatározások módszereinél már utal- hőmérséklete, ** eltérés = hőmérsékletkülönbség a standard Mesa Alta kaoli- nit és a vizsgált minta hőmérséklete között), m = tömeg, T = hőmérséklet tunk arra, hogy egy adott reakció hőmérséklete a vizsgált Figure 15. Indirect parameters for the characterisation of materials reakcióban résztvevő komponens mennyiségével is össze- * extrapolated decomposition temperature = peak temperature of 13.95 mg OH függésben van (PA-görbe). Ezért mérési adataink csak (100 mg of an investigated kaolinite) ** deviation = peak temperature difference akkor válnak egymással összehasonlíthatóvá, ha a mért between 100 mg kaolinite from Mesa Alta and kaolinite examined), m= mass, bomlási hőmérsékleteket azonos mennyiségű bomlási T= temperature komponensre átszámoljuk. A nyert érték a fenti táblázatban szereplő „extrapolált” vagy „korrigált” bomlási hőmérsék- ségen végezzük a méréseket — ugyanis a hőmérsék- let. Az adott ásványra standardként meghatározott PA-gör- let–mennyiség közti logaritmikus összefüggés értelem- bétől való eltérésből (15. ábra) sokféle információt lehet szerűen a kis mennyiségek tartományában eredményez nyerni (az ásvány rendezettségi állapota, helyettesítés az karakterisztikus hőmérsékleti differenciákat. ásványban, különféle geológiai folyamatok hatása, pl. mál- A kaolinitek bomlási hőmérsékleteinek eltérését a stan- lás, diagenezis stb.). Ezek a vizsgálatok akkor váltak lehet- dardminta PA-görbéjétől a 16. ábrával illusztráljuk. ségessé, amikor a derivatográf komputerizált változatával A 17. ábra azt mutatja be, hogy a diagenezis során a paleo- kezdtünk dolgozni, — melyben jóval kisebb mintamennyi- talaj eredetileg rosszul rendezett kaolinitje annyira rendezetté Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire 181 válik, hogy rendezettségi paraméter értékei az alacsony hő- cse-hegység) Dachsteini Mészkő szelvényében megjelenő mérsékletű hidrotermális kaolinitével összemérhetők. gyengén mállott-talajosodott szintek jelzésére. A vizuális Kalcitok korrigált bomlási hőmérsékleteinek mérési észlelés szerinti átalakult zónát a kalcitok szerkezetének módszerét eredményesen alkalmaztuk a Kecskekő (Gere- meggyengült kötésereje, azaz alacsonyabb bomlási hőmér-

16. ábra. Különböző genetikájú kaolinitek bom- lási hőmérsékletének szórás tartományai a Mesa Alta kaolinitéhez viszonyítva ♦ — magas hőmérsékletű hidrotermális, O — ala- csony hőmérsékletű hidrotermális, p — bauxit, F — mállás, M — szárazföldi homokkő, T = hőmérséklet- eltérés Figure 16. Scatter range of characteristic ther- mal decomposition temperature for kaolinite of different genetic as compare to Mesa Alta kaoli- nite ♦ — high-temperature hydrothermal, O — low-temper- ature hydrothermal, p — bauxite, F — weathering, M — terrestrial sandstone, T = deviation of tempera- ture

17. ábra. Különböző diagenetikus állapotú pa- leotalajok kaolinitjének bomlási hőmérsékleté- nek szórási tartománya az alacsony hőmérsék- letű hidrotemális kaolinittel összehasonlítva O — alacsony hőmérsékletű hidrotermális, r — paleo- talaj (devon), M — paleotalaj (triász), paleotalaj, vörösagyag (pleisztocén), T = hőmérsélet eltérés Figure 17. Scatter range of characteristic ther- mal parameter for kaolinite from palaeosols of different diagenetic stage as compared to hydrothermal kaolinite O — low-temperature hydrothermal, r — palaeosol (Devonian), M — palaeosol (Triassic), palaeosol, red clay (Pleistocene), T = deviation of temperature

18. ábra. Dachsteini Mészkőszelvénye stabilizotóp- és termikus bom- lásihőmérséklet-adatai (Deák et al. 2002) ♦ — d18O, O — d13C, p — bomláshőmérsékleti eltérés, A = szubtidal mészkő, B = talajosodás hatására elváltozott mészkő, C=gyengén átalakult szupratidál szediment Figure 18. Stable isotope and thermal difference data in studied Dachstein Limestone profil (Deák et al. 2002) ♦ — d18O, O — d13C, p — thermal difference data, A= subtidal limestone, B = pedogenically altered limestone, C = weakly altered supratidal sediment 182 FÖLDVÁRI MÁRIA

Következtetések

A munkában bemutatott szemelvények 40 év termoana- litikai módszerrel végzett kutatásaiból lettek kiemelve. Ezek egy része elméleti módszertani fejlesztés. A bomlási folyamatok és az azokra ható tényezők rendszerezése lehe- tővé teszi, hogy egy ásványtani képlet ismeretében előre megítéljük a várható termoanalitikai reakciókat, ill. hogy a termoanalitikai görbéken megjelenő reakciók azonosítá- sához az „finger-print jellegű keresések helyett elméleti megfontolásaink legyenek. A termogravimetriával történő vizsgálatok a DTA-val és más műszeres fázisanaltikai vizsgálatokkal szemben abszo- lút mérési adatokon és termokémiai egyenleteken alapuló mennyiségi meghatározásokat tesznek lehetővé. A mért bomlási hőmérséklet helyett a mennyiségnek megfelelően korrigált bomlási hőmérséklet használata ösz- 19. ábra. d13C- és d18O-értékek egyes édesvízi mészkövekben (FÖLDVÁRI szehasonlíthatóvá teszi a mérési adatokat, és ezzel lehetővé et al. 2003 teszi azokat különféle földtani jelenségek vagy folyamatok ♦ Q — Buda, Várhegy, — Budakalász észlelésére. 13 18 Figure 19. d C and d O values in some travertines (FÖLDVÁRI et al. A felsorolt esettanulmányok a termoanalitikai módszer- 2003) nek a fázisanalízisen kivüli, változatos alkalmazási lehető- Q — Buda, Vár Hill, ♦ — Budakalász ségeit igyekeznek illusztrálni. A bemutatott részeredményeket nemzetközi folyóira- séklete is jelzi. A termoanalitikai mérési adatok jól korrelál- tokban, ill. könyvfejezetben az évek során már publikál- nak Hertelendi Ede által mért stabiloxigén- és szénizotó- tam, de a teljes anyag összefüggéseiben eddig még nem parány-adataival (18. ábra). jelent meg, részleteiben pedig könyv terjedelemben pub- Közel azonos korú édesvízi mészkövek esetében a kalci- likálható. tok stabil C- és O-izotópjainak összetételei különböző lelőhelyekre vonatkozóan jól elkülönülnek, ezzel lehető- séget szolgáltatnak a keletkezési körülmények (vízhőmér- séklet és egyéb paleohidrológiai és paleoklimatológiai különbség) jelzésére (19. ábra). Hasonló különbség észlelhető ugyanezen lelőhelyek kalcitjainak korrigált bomlási hőmérsékleti értékeiben (20. ábra).

20. ábra. Különböző édesvízi mészkövekben lévő kalcit bomlási hőmérsékleteinek szórási tartománya Q — Buda,Várhegy, ♦ — Budakalász, p — Szomód, Les-hegy Figure 20. Scatter range of the corrected decomposition temperature of travertine samples from different locali- ties Q — Buda, Vár Hill, ♦ — Budakalász, p — Szomód, Les Hill Az ásványok hőbomlási rendszere és példák a termogravimetria földtani alkalmazási lehetőségeire 183

Irodalom — References

CVETKOV, A. I., VALJASIKHINA, E. P., PILOJAN, G. O. 1964: FÖLDVÁRI, M., KOVÁCS-PÁLFFY, P. 1993: A critical study on crys- Differencialnij termicseszkij analiz karbonatnih minyeralov. — tallinity measurement of kaolinites. — Romanian Journal of Nyedra, Moszkva, 167 p. Mineralogy 76 (1), pp. 109–119. DARIDA-TICHY, M., HORVÁTH, I., FARKAS, L., FÖLDVÁRI, M. 1984: Az FÖLDVÁRI M., KOVÁCS-PÁLFFY P. 2002: Mineralogical study of the andezitmagmatizmushoz kapcsolódó kőzetelváltozások a Tengelic Formation and the loess complex of Tolna Hegyhát Velencei-hegység keleti részén. — A Magyar Állami Földtani and Mórágy Hills areas. — Acta Geologica Hungarica 45 (3), pp. Intézet Évi Jelentése 1982-ről, pp. 271–288. 247–263. DEÁK, F., FÖLDVÁRI, M., MINDSZENTY, A.: 2002: A new tool to FÖLDVÁRI, M., PAULIK, F., PAULIK, J. 1988: Possibility of thermal detect exposure surfaces in shallow water carbonates deposi- analysis of different types of bonding of water in minerals. — tional environments. — Acta Geologica Hungarica 45 (3), pp. Journal of Thermal Analysis 33 (1), pp. 121–132. 301–317. IVANOVA, V. P., KASZATOV, B. K., KRASZAVINA, T. N., ROZINOVA, E. L. FÖLDVÁRI, M. 1987: Gesichtspunkte bei dem Einsatz der 1974: Termicseszkij analiz minyeralov i gornih porod. — Nyedra, Thermoanalyse als instrumentelle Methode zur Phasenanalyse Leningrád, 399 p. von Gesteinen. — Chemie der Erde/Geochemistry 47 (1–2), pp. KOVÁCS-PÁLFFY, P., KALMÁR, J., FÖLDVÁRI M., BARÁTH, I.-NÉ 2000: 19–30. A mineralogical-petrographical characterisation of the weath- FÖLDVÁRI, M. 1991: Measurement of different water species in min- ered crust of the Üveghuta granite. (Az üveghutai gránit mállási erals by means of thermal derivatography. — In: SMYKATZ- kérgének ásvány-kőzettani és geokémiai jellemzése.) — A KLOSS, W., WARNE, S. ST. J. (eds): Thermal analysis in the geo- Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1999-ről, pp. sciences. — Series of Lecture Notes in Earth Sciences 38. 193–212. Springer Verlag, Berlin – Heidelberg – New York – London – MACKENZIE, R. C. 1957: The differential thermal investigation of Paris – Tokyo – Hong Kong – Barcelona – Budapest, pp. clays. — Mineralogical Society, London. 456 p. 84–100. MACKENZIE, R.C. 1962: Scifax differential thermal data index. — FÖLDVÁRI, M. 1997: Kaolinite genetic and thermoanalytical param- Cleaver-Hume, London. eters. — Journal of Thermal Analysis 48 (1), pp. 107–119. MACKENZIE, R. C. 1970: Differential thermal analysis, I. — Academic FÖLDVÁRI, M. 1999: The use of corrected thermal decomposition Press, London – New York, 775 p. temperature in the geological interpretation — Journal of MARSI, I., DON, GY., FÖLDVÁRI, M., KOLOSZÁR L., KOVÁCS-PÁLLFY Thermal Analysis and Calorimetry 56 (2), pp. 909–916. P., KROLOPP E., LANTOS M., NAGYNÉ BODOR E., ZILAHI- FÖLDVÁRI M., KOVÁCS-PÁLFFY P.: 2007: Montmorillonit rétegközi SEBESS L. 2004: Quarternary sediments of the north-eastern terében lévő egy- és kétértékű kationok termoanalitikai vizs- Mórágy Block. (A Mórágyi-rög ÉK-i részének negyedidőszaki gálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2005-ről, üledékei.) — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése pp. 167–176. 2003, pp. 343–370. FÖLDVÁRI, M., BERNER, ZS., STÜBEN, D. 2003: Thermoanalytical SMYKATZ-KLOSS, W. 1974: Differential thermal analysis. Application study of Quarternary thermal lacustrine travertines in Hungary and results in mineralogy. — Spinger Verlag, Berlin – Heidelberg (Buda-Vár-hegy, Budakalász, Szomód-Leshegy). — Acta – New York, 185 p. Geologica Hungarica 46 (2), pp. 193–202. TODOR, D. N. 1972: Analiza termică a mineralelor. — Editura FÖLDVÁRI, M., GERMÁN-HEINS, J. 1994: Thermal analysis. — In: Tehnică, Bucureşti, 279 p. RETALLACK G. J., GERMÁN-HEINS J. (eds): Evidence from pale- WULFSBERG, G. 1987: Principles of descriptive inorganic chemistry. — osols for the geological antiquity of rain forest. — Science 265 Brooks/Cole Publishing, Monterey CA, p. 23. (5171), pp. 499–502.