DIPLOMAMUNKA

A GÖNCI KIS-SERTÉS-HEGY KŐZETEI ÉS AZOK

HIDROTERMÁS ÁTALAKULÁSA

Készítette: Horváth Attila

Témavezető: Dr. Kiss Gabriella egyetemi tanársegéd

Dr. Molnár Ferenc habilitált egyetemi docens

Eötvös Loránd Tudományegyetem

Természettudományi Kar

Földrajz- és Földtudományi Intézet

Ásványtani Tanszék

Budapest, 2012

2

Tartalomjegyzék

1. Bevezetés ............................................................................................................................... 3

2. Földtani háttér ..................................................................................................................... 4

2.1. Regionális földtani áttekintés .............................................................................................. 4

2.2. A belső-kárpáti vulkáni ív metallogéniája ......................................................................... 5

2.3. A Tokaji-hegység földtana ................................................................................................... 8

2.4. Gönc és környékének korábbi kutatói ............................................................................... 11

2.5. Gönc és környékének földtana ........................................................................................... 12

3. Epitermás rendszerek jellemzése ..................................................................................... 18

4. Hidrotermás breccsaképződés .......................................................................................... 24

5. Vizsgálati módszerek .......................................................................................................... 27

6. Terepi megfigyelések ......................................................................................................... 28

7. Makroszkópos és mikroszkópos megfigyelések .............................................................. 35

7.1. A vizsgált feltárások andezitjei .......................................................................................... 35

7.2. A vizsgált feltárás riolitjai ................................................................................................. 43

7.2.1. Gránát ....................................................................................................................... 47

7.3. Hidrotermás breccsa .......................................................................................................... 50

8. A megfigyelt jelenségek értelmezése, lehetséges magyarázat ......................................... 59

8.1. Andezit ......................................................................................................................................... 59

8.2. Riolit........................................................................................................................................... 60

8.2.1. Gránát ....................................................................................................................... 63

8.3. Hidrotermás breccsa ............................................................................................................... 64

9. Összefoglalás ....................................................................................................................... 66

10. Köszönetnyilvánítás .......................................................................................................... 67

11. Felhasznált irodalom ........................................................................................................ 68

12. Mellékletek ........................................................................................................................ 72

3

1. Bevezetés

A diplomamunkám során a Gönc-Hejce között elhelyezkedő Kis-Sertés-hegy kőzeteivel

foglalkoztam. A dolgozat célja a régebbi földtani térképezés eredményeinek pontosítása, a

vulkáni kőzetek részletes petrográfiai elemzése és az esetleges hirdrotermás átalakulások

elterjedésének vizsgálata volt. A Kis-Sertés-hegy kőzeteiben megjelennek a hidrotermás

aktivitás nyomai, melyek közül legfigyelemreméltóbb a hegy északkeleti lábánál található

hidrotermás breccsa telér, amelynek közelében gránátkristályok fordulnak elő a riolitban.

A hegy nyugati oldalán elhelyezkedő feltárásban andezit és annak hidrotermás átalakulása

észlelhető. A dolgozatom fő célkitűzése mellé így a későbbiekben bekerült a breccsa

képződési körülményeinek meghatározása, valamint a gránát kristályok eredetének

meghatározására is kísérletet tettem.

4

2. Földtani háttér

2.1. Regionális földtani áttekintés

A Tokaji-hegység a Tokaj-Eperjes-hg déli tagja. Magyarország északkeleti részén

található a Zempléni-egységen belül, amelynek az eredetét még nem tisztázták

egyértelműen. A Zempléni-egységet nyugatról az észak-északkelet irányú Hernád-vonal,

kelet felől az északnyugat irányú Szamos-vonal és dél felől az északkeleti irányú Bodrog-

vonal határolja. A Tokaji-hegység egy vulkanotektonikus árokban helyezkedik el, amelyet

a Belső-Kárpáti neogén vulkanizmushoz kötődően keletkezett miocén vulkanitok töltenek

ki nagy vastagságban (Gyarmati, 1977). Az árok közelítőleg 100 km hosszú és 15-20 km

széles, mélysége nyugati és középső részén 1,5 és 2 km között mozog, az aljzat kelet felé

haladva egyre kisebb mélységben található, az árok északkeleti részén kibukkan a felszínre

(Ilkey-Perlaky és Pentelényi 1978, Zentai 1991). Ez főként prekambriumi metamorf

kőzetekből, paleozoos porfiroidokból, homokkőből, konglomerátumból, palákból és triász,

jura karbonátokból áll (Ilkey-Perlaky és Pentelényi 1978). A süllyedék a Közép-

Magyarországi-vonal menti elmozdulás hatására jöhetett létre, lokális húzásos,

transztenziós (pull-apart) medenceként értelmezhető (Horváth 1993).

Afrika és Európa kollíziója az eocén elején kezdődött, amely meghatározta a mediterrán

térség tektonikáját. A Kárpát-Pannon-régióban az Európa-Afrika konvergencia mégis

másodlagos szerepű, a szubdukciós lemezvisszagördülés (rollback) miatt itt extenziós

viszonyok uralkodtak a közép miocén elejétől kezdve (Csontos et al., 1991). A kárpáti

térségben a szubdukció során lebukó óceáni lemez már elég idős és hideg volt ahhoz, hogy

a saját súlyánál fogva az asztenoszférába hatoljon. A közeledő kontinensek hatására a

kárpáti térségben az óceáni lemez az ALCAPA- és a Tisza-Dácia-egység alá kezdett

szubdukálni. A szubdukció iránya vitatott, ha a Kelet-Európai-platformhoz tartozott az

óceáni litoszféra, akkor Ny-i, ha Moesiához, akkor ÉNy-i lehetett. Az óceáni medence a

Tethys-óceán egyik ága lehetett, de közvetlen bizonyíték nincs a létezésére (ofiolitok

hiánya) (Csontos et al. 1992). Ennek a folyamatnak a terméke a Pannon-medence is, amely

lemeztektonikai értelemben egy ívmögötti medence. A kollízió befejeződésének időpontja

egybeesik a külső kárpáti takarók deformációjának korával, amely 17 millió éves a Ny-

Kárpátokban, 16,5-12 millió a Kárpátok középső részén (Zempléni-egység és Tisza-egység

5

É-i része), és 13-11 millió év közötti a Kárpátok keleti, délkeleti részén (Seghedi et

al,2004) (1. ábra).

2.2. A belső-kárpáti vulkáni ív metallogenetikája

A Tokaji-hegység a belső-kárpáti vulkáni koszorú tagja. Ebben a láncolatban több

különböző érces övezet található, név szerint az Erdélyi-érchegység (Dél-Apuseni-hg), a

nagybányai (Baia Mare) övezet a Kelet-Kárpátokban, és a Nyugat-Kárpátokban a közép-

szlovákiai vulkáni terület. Ez utóbbiba tartozik Telkibánya is. Az érctelepek túlnyomóan

vulkáni és szubvulkáni kőzetekhez kapcsolódnak. A telepek zöme rézporfíros és epitermás

kifejlődés, amelyek mindegyike viszonylag rövid idő alatt keletkezett, szinte kivétel nélkül

a 13 és 10 millió év közti periódusban (Neubauer et al., 2005). Ezek a kifejlődések

Neubauer és szerzőtársai (2005) felosztása szerint beilleszthetők az orogenezis különböző

fázisai alatt létrejövő ércesedések közül az egyik típusba. Az ércesedések általánosan

geodinamikai megközelítéssel 3 csoportba oszthatók: szubdukcióval egyidejű (1), kollíziós

1.ábra: A Kárpát-Pannon-régió miocén szerkezetfejlődési vázlata. (Seghedi et al., 2005)

6

gránitok ércesedései (2) és az orogenezis késői fázisában a szubdukciós

lemezvisszagördüléshez köthető extenziós erőtérben létrejövő hidrotermális ércesedések

(3). Az utóbbi csoportba tartozik a Kárpát-Pannon-régió felszínen fellelhető miocén

ércesedési rendszere.

A mészalkáli vulkánosság a kárpáti területen túlnyomóan heterogén köpeny

megolvadásával jött létre, amelyhez a szubdukálódó lemezből és annak üledékeiből

változó mértékben fluidomok adódtak hozzá (Seghedi et al, 2004). A fő-, nyomelem- és

izotópgeokémiai adatok is szubdukciós környezetre utalnak. A kontamináció igen jelentős

a nagybányai és a Ny-Kárpátok (Tokaji-hegység) területén. A szubdukcióra bizonyíték a

szeizmikus tomográfia által felfedett nagy sebességű test a Pannon-medence alatt 410 és

660 km közti mélységben (Neubauer et al., 2005 és benne hivatkozások).

A Kárpát-Pannon-régió magmatizmusára hatást gyakorolt a Tethys-óceán egy

maradványának, a Magura-óceán litoszférájának szubdukciója (Wortel és Spakman 2000,

Seghedi et al. 2004, Neubauer et al. 2005). A szubdukciós front közel egész régióra

kiterjedő mozgása által az óceáni lemezből származó illók a köpenyt nagy területen

metaszomatizálták, ezért hordoznak a terület neogén mészalkáli kőzetei szubdukciós

geokémiai jelleget. Ez a metaszomatizáció gyakran felfedezhető az ívmögötti medencék

bimodális vulkáni kőzeteinek tanulmányozásakor (pl. a Patagóniai ívmögötti medencére is

igaz) (Sillitoe és Hedenquist, 2003, p.21). A mészalkáli vulkáni aktivitás helyszíne az

ALCAPA és a Tisza-Dácia-egység északkeleti szegélye volt, egyedül az Erdélyi-

érchegység volt távol (~200 km) a szubdukciós zónától, viszont ezen a területen a többitől

eltérően nem tipikus szubdukciós geokémiai jellegű kőzeteket találunk. A szubdukció

végén fontos esemény az alábukó lemez leszakadása, amely által a köpeny felemelkedett

és hőt szolgáltatott a magmás tevékenység és az ércesedés kialakulásához (Wortek és

Spakman 2000, Seghedi et al., 2004). A Kárpátokban ez a leszakadás közelítőleg 16 millió

éve kezdődött és nyugatról kelet, majd délkelet felé haladt tovább, míg a Vrancea-zónában

lehetséges, hogy még nem is történt meg. Wortel és Spakman (2000) szerint az egész

európai alpi régióban az ércesedések területén az óceáni lemez sekély mélységben szakadt

le.

A mészalkáli magmatizmus alábbhagyása után alkáli bazaltos magmák törtek felszínre.

Ezt a szubdukálódó lemez leszakadásához és az asztenoszféra dekompressziós olvadásához

köthetjük (Seghedi et al., 2004).

7

Találhatók azonban ércesedést nem tartalmazó területek is a Kárpát-Pannon régión

belül. Kérdés, hogy mi szabályozhatja az ércesedés kialakulását.

A magmás kőzetek közül a nagy területen elterjedt és a vonal menti elterjedésű

mészalkáli kőzetekben egyaránt található ércesedés (Neubauer et al., 2005). Az

ércesedéshez alapvetően több feltételnek kell együttesen teljesülnie (Hedenquist és

Lowenstern 1994). Szükség van vízre és egyéb könnyenillókra, amelyet a szubdukálódó

lemez és annak üledékei juttatnak a köpenybe. Szükség van magas hőáramra, amelyet a

vulkáni ívben az óceáni lemez leszakadása miatt, az ívmögötti medencében pedig a

kontinentális litoszféra elvékonyodása miatt bekövetkező köpenyfelboltozódás biztosít a

Kárpát-Pannon-régióban (Neubauer et al. 2005, Seghedi et al. 2004). A köpenyből

részleges olvadás után a kéregbe mélységi és szubvulkáni magmás testek benyomulása

történik, amelyek kristályosodása során a könnyenillók elkülönülnek és felfele törekednek,

ők közvetítik az érchozó oldatokat és belőlük származik a hő, amely a sekélyebb epitermás

szintek konvekciós celláit hajtja. Az érchozó oldatok áramlásához olyan közeg kell,

amiben áramolni tudnak, ez leghatékonyabban a vulkáni kőzetek rideg, sok töréssel átjárt

zónáiban lehetséges. A nagymélységű törések létrejöttének főleg az extenziós vagy

transztenziós feszültségviszonyok kedveznek. Ez a tágulásos feszültségmező a

szubdukciós lemezvisszagördülés (rollback) mechanizmus miatt álhatott fenn a miocénben.

A nem vagy alig ércesedett Styriai és a Calimani-Harghita vulkáni övezetben az adott

időszakban az extenziós vetők és a szubvulkáni testek hiányával magyarázhatjuk az

ércesedés hiányát (Neubauer et al., 2005). A hidrotermás tevékenység és a vulkanizmus

között tehát szoros kapcsolat áll fenn, amely eredményeként az epitermás érctelepek

leginkább vulkáni kőzetek társaságában találhatók. Azonban az újabb kutatások éppen a

nem konvencionális, üledékes vagy metamorf kőzetekben létrejött telepek felé irányulnak.

Az ércesedés mind a közép-szlovákiai vulkáni területen, mind a nagybányai

ércesedésben és mind az erdélyi érchegységben nagyjából 13 és 10 millió év között ment

végbe, amely valószínűleg tágulásos szerkezeti eseménnyel magyarázható (Neubauer et

al., 2005). A hidrotermás telérek szöget zárnak be a nagy árokszerkezetek irányával, ami

alapján transztenziós mozgásokra következtethetünk (Neubauer et al., 2005). Az egyes

kéregegységek nagymértékű elforgása ment végbe az ércesedés idején, amely létrehozta a

ércesedéssel kapcsolatba hozható transztenziós szerkezeteket.

8

2.3. A Tokaji-hegység földtana

A mészalkáli magmás tevékenység során létrejött kőzeteket területi eloszlásuk szerint

vonal mentén elrendeződő és nagy felszíni elterjedésű csoportokra oszthatjuk (2. ábra). A

kora miocénban a nagy területet lefedő savanyú mészalkáli kőzetek megjelenése jelezi az

ívmögötti tágulás kezdetét. A tágulás előrehaladtával a neutrális kőzetek vették át a

szerepet, szintén nagy területen megjelenve. Ehhez hasonlóan neutrális mészalkáli kőzetek

találhatók a kárpáti vulkáni koszorúban is, amely kőzetek közvetlenül a szubdukció során

és azzal térbeli kapcsolatban keletkeztek. A középső miocéntől a kvarterig a pontszerű és

kis mennyiséget képviselő alkáli kőzetek törtek a felszínre (Pécskay et al., 2006).

A vulkanizmus a bádeniben kezdődött vastag riodácittufa egység lerakódásával

(„Középső Riolittufa”). A vulkáni anyag felszínrejöttét a Szamos-vonal tette lehetővé, mert

a kitörési centrumok ementén sorakoznak fel. A bádeniben az árok süllyedése intenzív

volt, amelynek következtében a területet északkelet felől elöntötte a tenger. A savanyú

kőzeteket felváltó dácitos, alárendelten andezites láva szubvulkáni szinten rekedt vagy

tengerfenékre ömlött ki, amely utóbbi az üledékekkel keveredve peperites kőzeteket

eredményezett. A bádeni vulkáni fázis kőzetei csak a Tokaj-hegység északkeleti részén

vannak a felszínen (Gyarmati, 1964).

A bádeni végén a magmatizmus szünetelt és megkezdődött a terület egyenetlen

kiemelkedése, ami a felszínt öblökkel és lagúnákkal tagolttá tette (Bóczán et al., 1966). A

szarmata vulkáni kőzetek javarészt szárazföldi vagy szubvulkáni eredetűek. A szarmata-

pannon fázis elején vastag riolittufák képződtek egyidejűleg kevés riolittal, amelyek ma a

Tokaj-hg északi, keleti és déli szegmensében találhatók felszínen (Molnár et al., 2000). A

savanyú vulkanitok időbeli sorrendje: ártufa, horzsaköves tufa, perlites tufa, perlit és

utolsóként a riolit a víztartalom csökkenésével és a SiO2-tartalom növekedésével áll

összefüggésben (Mátyás, 1974). A savanyú vulkanizmust követte az andezites-dácitos

lávák és piroklasztjaik felszínre jutása, amelyek szubvulkáni szintű intrúzióit is

megtalálhatjuk. Az intermedier magmatizmussal egyidejűleg, illetve azt követve, továbbra

is megtalálhatjuk a riolitos vulkanizmus jeleit is (Gyarmati). A vulkáni anyagszolgáltatás

központjait, kalderáit ma Regéc, Mád, Telkibánya közelében és néhány további kisebb

kúpot a hegység középső részén találhatjuk meg (Molnár et al., 2000). A szarmata vulkáni

aktivitás késői szakaszában megszilárdult piroxénandezit vagy helyenként riolit, dácit

képezi a felső andezit egységet a Tokaj-hg Ny-i és középső részén. A vulkáni aktivitás

9

zárásaként olivinbazalt kiömlése zajlott le, amelyet csak fúrásból ismerünk. A szarmata

fázisban a posztvulkáni működés legerősebb a vulkáni aktivitás záró részében, a

piroxénandezitet követően volt, a szarmata végén szűnt meg (Mátyás, 1974).

Összefoglalva mind a bádeni, mind a szarmata vulkáni fázis elején nagy SiO2-tartalmú

vulkáni termékek keletkeztek, amelyek fokozatosan váltak egyre bázisosabb összetételűvé.

A bádeni vulkanizmus megakadt a dácit képződését követően (riolit-dácit), míg a

szarmata-pannon fázisban a differenciáció eljutott a bázisoshoz közeli összetételig is: riolit

– riodácit – dácit - savanyú piroxénandezit – piroxénandezit kőzetsor jött létre (Gyarmati,

1971).

A vulkanizmus fő geokémiai jellemzői közé tartozik az erősen mészalkáli jelleg, a

magas SiO2-tartalom (a Belső-Kárpáti vulkáni lánc többi tagjához, így a Dunazughoz,

Börzsönyhöz, Mátrához, Cserháthoz viszonyítva), az Al2O3-ban, valamint a vasban való

gazdagság. A magas alumínium- és vastartalom miatt a neutrális kőzetekben megnő a

bázisos plagioklász és a hipersztén szerepe (Gyarmati, 1971). A riolit magas K-

tartalommal, az andezit és a dácit többsége többnyire közepes K-tartalommal bír (Molnár

et al., 2000). A Tokaji-hegységi vulkánosság átmenetet képez a szigetív és az aktív

kontinentális perem jellegű magmatizmus között (Szabó et al., 1992). Szabó et al. (1992)

megállapították, hogy a vulkanizmus bimodális jellege alapján több különböző

magmakamra létezhetett az egyes kőzettípusok számára, vagy ugyanabban a

magmakamrában a kontamináció eltérő foka hozhatta létre a kőzetváltozatokat. Salters et

al. (1988) és Downes et al. (1995) adatai alapján a Sr, a Nd és az Pb izotóparányai erősen

kontaminált jelleget jeleznek, valószínűleg metaüledékes és savanyú metamagmás kőzetek

asszimilációjával lehet számolni.

10

2. ábra: A Kárpát-Pannon-régió kőzeteinek elterjedése. Lexa et al. 2010 után

11

2.4. Gönc és környékének korábbi kutatói

Gönc a Tokaj-hegység ÉNy-i részén terül el, közelében található Hejce, Fóny és az

aranybányászatáról híres Telkibánya is. A 18.- és a 19.-századi kutatók utazásaik során

feljegyzéseket készítettek az útjuk során vizsgált kőzetekről. Az első földtani témájú leírás

Fichtel tollából (1791) származik, aki a Telkibánya közelében található perlitre a zeolit

elnevezést használta. Townson is hasonló következtetésre jutott 1797-ben. Esmark J.

(1798) Fichtel útvonalán járva a zeolit helyett elsőként perlitre módosította a korábbi

megjelölést. 1801-ben Fuker Telkibánya ércelőfordulását írta le, míg Zipser 1817-ben

Telkibányán „perlitporfírt” és obszidiánt, valamint Gönc környékén opálváltozatokat

észlelt. Beudant is érintette Gönc környékét, aki a Tokaj-hegység egyik úttörő kutatója

volt. Részletesen vizsgálta a hegység kőzeteit Richthofen (1859), elkülönítette egymástól

az andeziteket és a riolitokat (trachyt, illetve trachytporfír névvel), elsőként létrehozva a

riolit kőzetkategóriát. A riolitokat továbbosztotta fluidális, obszidiános, szferolitos és tiszta

perlit változatokra. Hauer (1866) a riolitok litofizáiról értekezett (Ilkey-Perlaki 1967).

Magyar kutatóként Szabó József (1867) a Telkibánya környéki obszidiánokról közölt

tanulmányt, véleménye szerint a perlit az obszidiánból keletkezik. Wolf (1868) is vizsgálta

a különféle riolitokat és próbálta azok kitörési centrumait lehatárolni. Wolf készítette a

terület első földtani térképét is 1869-ben. Szádeczky György (1886) figyelmét is a savanyú

kőzetek keltették fel.

Pálfy Móric (1916, 1925-28, 1925-29) az andezitek zöldkövesedésének értelmezése

mellett a vulkáni kőzetek időrendi sorrendjét próbálta megállapítani, valamint az

ércesedések genetikájára is dolgozott ki elméletet. Álláspontja szerint a legidősebb kőzet a

zöldköves piroxénandezit, amelyet a közönséges riolit, a trachit, az amfibolandezit, a II.

piroxénandezit, a III. piroxénandezit követ, a sort az amfiboldácit zárja. A riolit és a III.

piroxénandezit viszonya ma is helytálló (Ilkey-Perlaki 1967).

A hegység nagy kutatója Liffa Aurél, aki részletes kőzettani, ásványtani, hidrogeológiai

vizsgálatokat hajtott végre hosszú munkássága során. 1953-ban közölt összefoglaló

írásában kitért a terület földtani felépítésére, annak morfológiájára és szerkezetére. A

vulkáni kőzetek kitörési sorrendjében egyetértett Pálfy Móric véleményével. Az

andeziteket piroxén-andezit, amfibol-andezit, zöldköves andezit és riolitos andezit

csoportokra osztotta. A riolitok között a közönséges, a malomkő, a szferolitos, a litoidos,

valamint az üveges: obszidián, szurokkő, perlit, horzsakő változatokat különítette el.

12

Limnokvarcitot írt le a gönci Őrhegyről és több helyen opálváltozatokat észlelt (opál,

tejopál, hialit) (Liffa, 1953).

Hoffer András (1925, 1929) a tektonikai viszonyokkal foglalkozott részletesen, ő

azonosította a Hernád-, a Szerencs-vonalat, és a Gergely-Borsó-hegy vonalát.

Részletesen vizsgálta Gönc környezetét Schréter Zoltán (1948). A kőzetek elterjedése

mellett kutatta azok keletkezési sorrendjét is, és kis változtatást eszközölve elfogadta Liffa

(1953) véleményét.

Székyné Fux Vilma és Hermann Mária (1951) szerint a fő piroxénandezit idősebb a

riolitnál. Az andezit a riolitvulkanizmus idején kiemelkedéseket képezett, amelyet a riolit

körülfolyt. Hermann Mária (1952) egy évvel későbbi munkájában a telkibányai kőzeteket

írta le és meghatározta kémiai összetételüket (Ilkey-Perlaki 1967).

Ilkeyné Perlaki Elvira számos évet töltött a Tokaji-hegység földtani tanulmányozásával.

Behatóan foglalkozott a savanyú vulkanizmus termékeivel. Petrográfiai megfigyelései

nagymértékben gyarapították a hegységről szerzett ismereteinket. A Kis-Sertés-hegy

szürke lemezes riolitját tömött, lencsés ignimbritként definiálta (Ilkey-Perlaki 1961).

Tömör, perlites szerkezetű üveges sávokatt és többnyire agyagásványos lebontáson átment

barnás sávokat különített el benne. Üregekben vagy üveglencsék helyén kivált ékalakú

tridimitet azonosított. Az alapanyagban megjelenő „kalcedonos gömböket” utólagos

kovásodásnak tartotta (Ilkey-Perlaki 1961).

2.5. Gönc és környékének földtana

A Gönc szomszédságában levő, tőle keletre levő terület földtanát uralkodóan magmás

kőzetek határozzák meg, amelyek tájképformáló jelleggel bírnak. Leggyakoribb

kőzetváltozat a savanyú piroxénandezit, amely a Tokaji-hegység egészén is igen elterjedt.

Genetikája a piroxénandezittel rokon, a magmaképződés során bekövetkezett nagyobb

mértékű kéregasszimiláció miatt savanyúbb annál (Gyarmati, 1977). Gönc közelében a

Borsó-hegy, a Dobogó-hegy, a Gergely-hegy és még több másik csúcs alkotója. A kőzet

sötétszürke-szürke színű, törése egyenetlen. A plagioklász fenokristályok jól kivehetőek,

de a piroxénkristályok már kisebbek és jobban beleolvadnak az alapanyagba (Boczán et

al., 1966). Fenokristály tartalma 18-35 % közötti, porfíros elegyrészei korai kiválásuk

miatt bázisosabbak, mint az alapanyag. Leggyakoribb fenokristályok a plagioklász,

valamint a hipersztén és az augit (Gyarmati, 1977). A teljes kőzetelemzések alapján a

13

kőzet nem is valódi andezit, hanem dácit/riodácit, mivel az alapanyag SiO2-ben való

gazdagsága savanyú irányba tolja el az átlagösszetételt, de a hagyományos elnevezést

használjuk. Felszínre jutása a bádeniben kezdődött, a vulkáni működés az alsó-szarmata

végén tetőzött (Gyarmati, 1977). Nagy mennyiségben tartalmaz xenolitokat, amelyek közül

legelterjedtebbek a magma fejlődés korai szakaszában kristályosodott bázisos összetételű

kiválások (Boczán et al., 1966). Gyarmati (1977) a piroxénandezit 3 típusát különbözteti

meg: a bontott, a tömbös és a lemezes savanyú piroxénandezitet. A típusok közül a tömbös

a legelterjedtebb, szubvulkáni eredetű, ennek megfelelően alapanyaga túlnyomóan

pilotaxitos szövetű. Lakkolitokat, dómokat, tömzsöket, valamint szilleket képezhet

(Boczán et al., 1966). Vastagsága számottevő, a kevés fúrási adat alapján a 100 m-t

meghaladja. A kőzet átalakulások sorát tárja elénk. Gönc közelében elterjedt átalakulás a

limonitosodás, hematitosodás, az agyagásványosodás, a kovásodás, a

pszeudoagglomerátumos átalakulás. A savanyú piroxénandezit lemezes változata képviseli

a kiömlési kőzetet, a vizsgált területen is megjelenik, alárendelt mennyiségben.

A Tokaj-hegység számos savanyú vulkáni termékkel rendelkezik, amelyek rendkívül

változatos arculatúak és nagy területen mutatkoznak a felszínen. A hegység 18-19

századbeli úttörő kutatóit is elragadtatták és erősen foglalkoztatták ezek a kőzetek. A

savanyú kőzetek között megkülönböztetünk elsődleges és másodlagos eredetűeket. Az

elsődleges SiO2-gazdag kőzeteket létrehozó magmát riolitos habláva és láva csoportokra

osztotta korábbi szakirodalom és nem feltételezett kapcsolatot közöttük. Szöveti

változékonyságukat a láva változó illótartalmából eredeztették (Ilkeyné 1967, Boczán et al.

1966). Újabb eredmények szerint azonban az olvadék már a kürtőben elveszíti illótartalmát

és „habláva” ezáltal nem jön létre (Stevenson et al., 1994). A savanyú kőzetek részletes

vulkáni fáciestani elkülönítése csak az utóbbi néhány évtizedben történt meg a külföldi

szakirodalomban (Manley és Fink 1987). A savanyú vulkáni testek két fő csoportjait

nevezhetjük meg: a dómokat és a lávaárakat. A létrejövő morfológiai különbséget részben

az olvadék mennyisége, részben a terület lejtőszöge határozza meg. A kisebb tömegű

dómok (3. ábra) képződése lehet monogenetikus vagy összetett, az olvadék

felhalmozódásának módja alapján endogén vagy exogén. A lávafáciesek kialakulásában

legfontosabb szerep a hőmérséklet térbeli-időbeli változásának, a mechanikai

igénybevételnek, az illótartalomnak és a nyomásváltozásnak jut (Szepesi és Kozák 2008).

A lávaárak (4. ábra) fáciesei vertikálisan, a dómokban viszont szubhorizontálisan követik

14

3. ábra: Egy endogén savanyú lávadóm fejlődésének elvi modellje fáciesövekkel (Szepesi és Kozák

2008). 1 – mellékkőzet (áthalmozott riolittufa), 2 – breccsa (horzsás), 3 – üveg (perlites), 4 – riolit, 5 –

belső olvadékmozgás

egymást. A savanyú kiömlési kőzeteknek alapvetően két elsődleges fáciese létezik. A

dómok vagy lávaárak peremi részei gyorsan hűlnek, ami a teljesen üveges alapanyagú

obszidián vagy a perlit változatot hozza létre. A perlit szingenetikus vízfelvétel mellett

posztgenetikus hidratációt is szenvedhet, ekkor viszont másodlagos kőzettípusnak számít.

A testek centrális zónáiban elsősorban a kőzetüveg kristályosodásával jellemzett riolit

található. A peremi részeken, a lávaár bázisán az erős hűlés miatt a szilárduló láva

blokkokra töredezik, ami lávabreccsát eredményez. Breccsa létrejöhet csökkent

viszkozitású, illóban gazdag zónákban kipattanó mikroexplóziók hatására, továbbá a belső

riolitos zónák is tartalmazhatnak breccsákat. A szegélyeken megjelenő breccsák horzsásak,

a gázáramlási csatornákat a lávából kiváló illófázisok hozzák létre. A belsőbb részek felé

haladva a horzsásodás megszűnik a növekvő nyomás miatt és perlittel, obszidiánnal vagy

köztük levő átmeneti tagokkal találkozunk (5. ábra). Még beljebb már a láva

megszilárdulása során megindul a kőzetüveg kristályosodása és átmeneti tagokként

szferolitos perlit/obszidián és szferolitos riolit találhatóak. A szferolitok még viszonylag

gyors hőmérsékletcsökkenést jeleznek, de a szferolitos riolit alapanyaga már lassabb hűlés

alatt végbemenő alapanyag kristályosodás eredménye. A legbelső fáciest képviselő

15

riolitnak különféle változatai léteznek: az előbb említett szferolitos riolit, a malomkő riolit,

a szürke erezésű fluidális riolit, a vörös riolit és a riolitbreccsa. Ezekben az övekben

uralkodó a mozaikos szerkezetű ekvigranuláris krisztobalit (Szepesi és Kozák 2008).

4. ábra: Egy savanyú lávaár szerkezete és fáciesövei. (Szepesi és Kozák 2008) alapján. A szürke árnyalat

halványodása a olvadék hűlését jelzi 1 — Fluidalitás lefutási vonalai, 2 — Oszloposság

A Gönci-patak völgyében a savanyú piroxénandezitnél alacsonyabb szinten különféle

riolitváltozatok lelhetők fel. Az Kis-Sertés-hegy területén a gönci 25000-es földtani

térképlap alapján (Ilkey-Perlaki 1966) a szürke, erezett, folyási szövetű és a vörös riolit

található meg. A vörös riolit elterjedése a legnagyobb a Tokaji-hegységben. A vörös riolit

a szferolitos perlit és a fluidális riolit közötti átmeneti zónában erőteljes kovásodás és

helyenként agyagásványosodás hatására létrejött változat. Néhány 10 cm vastag gumók,

elnyúlt sávok vagy több méter vastag összefüggő réteg formájában jelenik meg (Szepesi és

Kozák 2008). Alapanyaga általában szerkezet nélküli, finom likacsokkal tagolt. Olykor

lehet vékonytáblás vagy lemezes is. Igen kevés fenokristályt tartalmaz, amelyek közül

leggyakoribb a savanyú plagioklász. A kőzetben finomszemcsés hematit található, ez adja

a kőzet vöröses színét. A vörös riolit alapanyaga devitrifikált, azaz káliföldpátból és

krisztobalitból álló szövedékké vagy szferolitokká alakult (Boczán et al., 1966).

16

5. ábra: Az áthalmozott riolittufa és a lávadómolvadék érintkezésén a hűlési ráta függvényében létrejött a

terepi megfigyeléseken alapuló elvi fáciessorrend a telkibányai Cser-hegy- Ó-Gönc példáján (Szepesi és

Kozák, 2008)

A szürke erezésű riolit a második legelterjedtebb riolitváltozat a Tokaj-hegységben és

Gönc közelében is fellelhető. A dómok vagy lávaárak centrális részét képezi. Szövetét a

láva lamináris vagy örvényszerű áramlásának köszönheti. Ásványos összetétele hasonlít a

vörös riolitéhoz. A lemezesség szürke üveges sávok és kristályosodott felzites,

mikrofelzites övek elkülönülésében nyilvánul meg (Szepesi és Kozák 2008). A nagyobb

mennyiségben jelentkező rózsaszínes illógazdag sáv heterogén, apró litofizákkal tarkított,

míg a másik sáv durva, üveges kifejlődésű, amely illókban szegényebb, így devitrifikáció

jobban elkerüli, mint a rózsaszínes sávokat (Boczán et al., 1966). Az üveges sáv több

K2O-ot, viszont kevesebb Fe2O3-ot tartalmaz litoidos párjához hasonlítva. A kőzet illóban

dúsabb részein a több centiméteres nagyságú szferoidok fedezhetők fel. A vörös riolithoz

hasonlóan az üvegtelenedés hatására káliföldpát és krisztobalit keletkezik (Boczán et al.,

1966). A krisztobalit mozaikos szövetű sávokban vagy szferokristályos foltokban is

megjelenhet (Kozák 1994, Szepesi és Kozák 2008). A szürke riolit több helyen hópehely

(snowflake) szövettel rendelkezik. Üreg- és repedéskitöltésként legtöbbször tridimit

17

található, amely vélhetően a kőzet megszilárdulásának a végén kristályosodhatott az

illódús közegből. A litofízákban kiváló tridimit után amorf, ritkán kriptokristályos SiO2-

változatok töltötték ki a maradék teret (Molnár és Szakáll 1994, Szepesi és Kozák 2008).

A gönci Nagypatak völgyében összesült riolittufa is található a felszínen. Boczán és

szerzőtársai (1966) szerint ez a kifejlődés átmenetet képez a riolit és a riolit ártufa között.

A kőzet kis felszíni elterjedésű. Egymásba illeszkedő üvegtörmelékből áll, amelyek

körvonala a hőhatás miatt megolvadt. Kevés (5% alatti) fenokristályt tartalmaz.

Hejce és Gönc települések közelében különböző dácitváltozatok bukkannak ki, de

felszíni elterjedésük csekély. Gönc és Hejce közelében a piroxéndácit és a piroxén-

amfiboldácit jelenik meg, az amfibol- (biotit-) dácit nem jellemző. Keletkezésük az

andezitekkel rokon, a dácitok esetében viszont a magma felnyomulása során jelentősebb

mértékű kéreganyag beolvasztás zajlott le. Hasonlóan az andezitekhez, ezek a kőzetek is

sok, főleg autogén zárványt foglalnak magukba. Gyakran jelennek meg az andezit peremi

fácieseként (Gyarmati 1977).

18

3. Epitermás rendszerek jellemzése

Az epitermás ércesedések a vulkáni-hidrotermás rendszerek sekély, 1 km feletti

zónáiban képződhetnek (Hedenquist és Arribas, 2000). A hidrotermás tevékenységet a

magmatizmus energiája hívja életre. Az epitermás rendszereket több típusba lehet sorolni,

elkülönítésük leggyakrabban az érchozó oldat kemizmusa alapján történik. Ez alapján két

szélsőtagról beszélhetünk, a vulkáni-hidrotermás rendszerekről és a geotermális mezőkről

(6. ábra), amelyek sorrendben a magas szulfidizációs fokú (HS: high sulfidation) és az

alacsony szulfidizációs fokú (LS: low sulfidation) teleptípust hozhatják létre (Hedenquist

6. ábra: a) HS- típusú ércesedések, b) LS-típusú ércesedések tektonikai környezete; (Sillitoe és Hedenquist

2003) után módosítva

& Arribas, 2000). Ezek az elnevezések a kén oxidációs állapotára utalnak és nem a

szulfidásványok mennyiségére (Molnár & Pécskay, 2000). A két szélsőtag között

folyamatos az átmenet, újabban elkülönítik az IS (intermediate sulfidation) kategóriát is,

19

amely a tulajdonságai alapján a HS és az LS között helyezkedik el (Robert, F. et al., 2007).

Gyakran térbeli kapcsolat bizonyítható a porfíros rézérc és a HS-IS teleptípusok között

(Hedenquist és Lowenstern, 1994). Ez is jelzi a szubvulkáni intrúziók szerepét az

ércesedések létrejöttében, amely elsősorban a többlet hő és a fluidumok biztosításában

nyilvánul meg. Az epitermás ércesedésekkel szemben a nagy porfíros rézérc telepek

kialakulásának a kompressziós tektonika kedvez, így a HS-IS telepek csak azután jöhetnek

létre, amikor az erőtér semlegessé vagy extenzióssá válik (Sillitoe és Hedenquist, 2003).

Fontos megemlíteni, hogy az LS típusú ércesedések többnyire más tektonikai környezetben

keletkeznek, mint a HS és az IS típusú telepek (6. ábra). Az LS típusú érctelepek számára -

amelyek akár a vulkáni íven belül, annak közelében vagy ívmögötti helyzetben is

előfordulhatnak - a kifejezett extenziós viszonyok biztosítanak igen kedvező feltételeket.

Az ilyen erőtérben zajló szerkezeti változásokhoz gyakran bimodális, bazalt-riolit

összetételű vulkanizmus társul. A HS és IS típusú ércesedések általában gyenge extenziós

vagy neutrális erőtérben alakulnak ki (Sillitoe és Hedenquist, 2003). Az LS teleptípushoz

képest kevésbé jelentős az extenzió szerepe. A lemeztektonikai körülményeken kívül az

aranyércesedések kialakulását regionális szinten az adott kéregrész oxidációs állapota,

valamint főleg idősebb terrénekben vagy a köpenyben korábban létrejött arany

koncentrációk is befolyásolhatják (Sillitoe, 2008).

Honnan származik a nagymennyiségű forróvizes oldat, amely az epitermás telepeket

létrehozza? Ennek megértéséhez végig kell kísérni az illófázisok útját a magmából való

kiválásuktól kezdve. Az epitermás rendszerekhez kapcsolódó neutrális-savanyú mélységi

magmás testek mindig tartalmaznak illófázisokat, átlagosan 3-5 % mennyiségben

(Hedenquist és Arribas, 2000). Az ilyen összetételű magma a kéregben történő felfele

mozgása során 2-3 kbar nyomáson, azaz 6-8 km mélységben telítetté válik az illófázisokra

nézve, megindul a fluidumok szegregációja (első felforrás). A mélységi magmás testek

magasabban, szubvulkáni szinten elhelyezkedő nyúlványait a mélységi testekben lezajló

felforrás ellátja a felszabaduló illókkal, mivel azok saját (szintén felforrás által távozó)

illómennyisége nem lenne elegendő egy hidrotermás rendszer fenntartásához. A mélységi

testek benyomulásuk után fokozatosan lehűlnek. A kristályosodó fázisok miatt egyre

kevesebb hely jut az illóknak, így azok nyomása ismét meghaladja a litosztatikus nyomást,

elkezdődik a második felforrás. Az újabban szeparálódott fluidum ezt követően felfele

migrál a nagyobb permeabilitású (törésekkel átjárt) kőzettestek mentén. Mozgása során

egyre kisebb nyomás hat rá, amely újabb fázisszeparációhoz vezet (harmadik felforrás). A

20

keletkező fázisok közül a nagy sótartalmú, sűrű folyadék fázis a mélyben marad, míg a

kisebb sűrűségű gőz folytatja útját a felszín felé. Az ólom és a cink (valamint a réz és az

arany kisebb része) a túlsós folyadékban marad, míg a Cu, Au nagyobb része, továbbá az

As a gőzfázissal távozik (Hedenquist és Arribas, 2000). A gőzfázis később beoldódik a

kőzetekben cirkuláló meteorikus vizekbe és megemeli azok hőmérsékletét. Ez a hőenergia

indítja be a hidrotermás áramlásokat, amelyben a hőforrásnál feláramást, míg attól

távolodva a még érintetlen, hideg meteorikus vizeknél leáramlást találunk (Hedenquist és

Arribas, 2000). A törések mentén feláramló oldat sok oldott gázt tartalmaz (CO2, H2S),

amelyek a nyomás csökkenése miatt folyamatosan távoznak az oldatból. Ez a forrás

elősegíti az arany kicsapódását, mert az Au oldatban tartásáért felelős Au-komplexképző

H2S eltávozik a rendszerből. Az Au másik komplexképzője, a Cl itt nincs nagy

mennyiségben jelen, mert a mélyben maradt a sűrű sós fluidumban. A gázok ezután a

vadózus zónában elnyelődnek a pórusvízben és közepesen savas úgynevezett gőzhevített

átalakulást hozhatnak létre.

A HS típusú ércesedések általában a szubvulkáni intrúzió felett találhatók, bár a

felszínalatti vízáramlások eltéríthetik a hidrotermák áramlási útvonalát. A magas

szulfidizációs fokú fluidumok döntően magmás eredetűek, viszonylag sekély helyzetű

szubvulkáni magmás testből özönlenek felfele, így a neutralizáció felemelkedésük során

nem jelentős, továbbá a meteorikus vízzel való keveredés alárendelt, ennélfogva a pH-juk

erősen savas és a hőmérsékletük magas. Az alacsony pH miatt intenzív oldódás jellemzi a

feláramlási csatornák környezetét, erős az elemmobilizáció. Mivel a pH alacsonyabb, mint

a mellékkőzeté, a fluidumok nincsenek egyensúlyban azzal.

A Tokaji-hegységben kizárólag LS típusú epitermás ércesedések fordulnak elő. Az LS

epitermás ércesedések főleg arany- és ezüst dúsulásként jelentkeznek. Az arany és az ezüst

az epitermás ércesedés legfelső szintjében, a fluidumok felforrási zónájában

koncentrálódik, alatta az ólom és a cink, az alatt pedig a réz található meg nagyobb

mennyiségben (Sillitoe és Hedenquist 2003). Ilyen mélységbeli zonáció figyelhető meg a

nagybányai Baia Sprie ércesedésben (Grancea et al. 2002) is, valamint a telkibányai

ércesedésnél is találunk ólom és cink dúsulást 1000 m körüli mélységben (Székyné 1970).

A fémeknek ez a vertikális eloszlása a fluidumok sótartalmának változásával áll

összefüggésben. A legkisebb sótartalmat a legtöbb aranyat tartalmazó ércesedésekben

találhatunk, a sótartalom növekedésével az ezüst dominál, végül az ólom és a cink válik

uralkodóvá (Sillitoe és Hedenquist 2003).

21

A ma jobban elfogadott nézet szerint az LS típusú ércesedések fluidumai közvetlenül

egy savanyú mélységi magmás testből származnak, tehát lényegesen mélyebbről, mint a

HS típusú ércesedések illókomponensei (Sillitoe és Hedenquist, 2003), amint a 6. ábrán is

látható. A korábbi vélemény, mely szerint a nemesfémek az LS típusú ércesedésekben a

mellékkőzetből oldódnak ki, visszaszorulóban van (Sillitoe, Hedenquist, 2003). A fémek

forrása -hasonlóan a HS típusú ércesedésekhez- egy mélységi magmás test. A magmába a

fémek több módon kerülhetnek: a köpenyből, a szubdukálódó lemezből felszabadulva vagy

a kéregből annak olvadása által (Hedenquist és Lowenstern, 1994). A hidrotermás oldatok

fontos komponensei a Cl, H2S, CO2 (a víz csak részben) is a magmából származnak. A

szubdukciós eredetű magmákban igen sok a víz, a CO2 és a Cl a bázisos magmákhoz

viszonyítva, a bazaltok viszont az epitermás telepek számára nagyon fontos kenet

tartalmazzák nagy mennyiségben (Sillitoe és Hedenquist, 2003). Az LS típusú ércesedések

távolabb helyezkednek el a magmás forrástól, ezért a mélyben levő kőzetekkel való

kölcsönhatás neutralizálja a magmás fluidumokat, mielőtt azok az epitermás mélységbe

érnének. A fluid-kőzet kölcsönhatásnak köszönhetően a rendszer közel van az egyensúlyi

állapothoz, a hőmérsékletük a felszínen alacsonyabb lesz a HS fluidumokhoz képest. A

neutrális közeli pH és alacsony hőmérséklet miatt az LS telepekben jellemző telérekhez

tartozó átalakulási zóna relatívan vékonyabb, ezért a felderítésük is nehezebb. Ez a kis

sótartalmú magmás fluidum keveredhet a meteorikus vízzel és ilyen formában hat a

környezetében levő kőzetekre. Az LS típusú telepeket létrehozó geotermális mezők élete

során azonban gyakori, hogy magmás komponenset nem tartalmazó meteorikus vizek is

okoznak átalakulást a kőzetekben. A fent említett két folyamat két trendet határoz meg az

alacsony szulfidációs fokú fluidum fejlődésében, amelyet hidrogén- és oxigénizotóp-

diagramon jól nyomon lehet követni. A meteorikus víz-mellékkőzet egymásra hatása

eltolódást okoz a 18

O mennyiségében pozitív irányban, és meddő kvarcot hoz létre, míg a

magmás komponenset tartalmazó meteorikus víz a deutérium-izotóp mennyiségét is

megnöveli a meteorikus vízvonalhoz képest és ez a fluidum okolható az ércásványok

létrehozásáért. Egy geotermális mező élete során - amely közelítőleg 10000 éves

nagyságrendű - az első fázisban az ércesedés jön létre és ezt kíséri a meddő kvarc

képződése, rendszerint felülbélyegezve az első eseményt (Hedenquist, Lowenstern, 1994).

A hidrotermás tevékenység során a fluidum-kőzet kölcsönhatás során sajátos átalakulási

zonáció jöhet létre (7. ábra), amely az egyes teleptípusokban a fluidumok eltérő

tulajdonságai miatt más és más. Az átalakulási zónák vastagsága a mellékkőzet

22

permeabilitásától és egyéb sajátságaitól, valamint a kőzetet átjáró oldat fizikai és kémiai

paramétereitől függ. A telérek menti átalakulási zónák a néhány m-től a km-es

nagyságrendig terjedhet, ezen zónák vastagsága a növekvő mélységgel csökken, végül

propilites átalakulásba mennek át (Molnár, 1997). Telkibányán, a Telkibánya-2

szerkezetkutató fúrás alapján az ércesedés központi részén a kálimetaszomatózis a

felszíntől lefele 500 m-ig tart, azalatt propilites átalakulás található (Székyné Fux 1970).

A hidrotermák tehát a feláramlási csatornák mentén a környező kőzeteket átalakítják, az

átalakulás mértéke a csatornáktól távolodva csökken. A fluid-kőzet kölcsönhatás során

olyan ásványegyüttesek jönnek létre, amelyek stabilak az adott pH és hőmérsékleti

viszonyok között, feltéve, hogy egyensúly állt fenn a kőzet és a fluidum között. A

különböző ásványok különböző hőmérsékleti és pH-beli stabilitással rendelkeznek. Jó pH

és hőmérsékletjelző szerepet töltenek be a szűk stabilitással jellemzett ásványok. Az

epitermás ércesedéseknél a változó pH és hőmérséklet miatt jól meghatározott zonáció jön

létre, az egyes zónákat legpontosabban a bennük kialakult ásványegyüttessel írhatjuk le.

Az LS telepek esetében az átalakulások kvarc, adulár, szericit, kalcit együttest

eredményeznek a telérek zónájában, míg a káliföldpátosodás övén kívül zöldkövesedés

található (7. ábra). A propilites fácies jellemző ásványai a klorit, szmektit, és zeolitok is

megjelenhetnek (Molnár, 1997). A felszínhez közeledve, a paleotalajvízszint felett az

alunit-kaolinit ásványegyüttes fejlődhet ki a gőzhevített zónában. Ez a fajta átalakulás

rendszerint felülbélyegzi a mélyebben elhelyezkedő kálimetaszomatikus átalakulást,

amennyiben a hidrotermás tevékenység élete során a talajvízszint alábbszáll. Ekkor a

teléres-érhálózatos zónák érhálózatait kaolinit és alunit összetételű mellékkőzet fogadja be.

23

7. ábra: Az alacsony szulfidizációs fokú epitermás rendszerek átalakulási zónái, ásványparagenezisei,

hőmérsékleti viszonyai és jellemző hasznosítható elemei. Molnár et al. (2000) után

24

4. Hidrotermás breccsaképződés

Vulkáni környezetben breccsák többféle módon, változatos kifejlődésben

keletkezhetnek. A kihűlő viszkózus láva mozgása során autobreccsásodás léphet fel és a

láva hirtelen kihűlése (tengerfenékre ömléskor) is eredményezhet fragmentációt. Breccsa

továbbá létrejöhet robbanásos vulkáni aktivitás, gravitációs tömegmozgás és hidrotermás

tevékenység hatására is (Cas et al., 2011). Sok esetben találunk az előző típusokkal

kapcsolatban tektonikai mozgás következtében kialakult breccsákat, mivel a vulkáni

aktivitás gyakran fűződik tektonikai eseményekhez. A breccsák nemritkán több képződési

fázis során nyerik el végleges formájukat. Az egyes képződési fázisok alatt természetesen

eltérő mechanizmusok érvényesülhetnek.

A breccsák általánosan elterjedt kőzetnek és/vagy szövettípusnak számítanak az

epitermás ércesedések befogadó kőzetei között, de ugyanúgy megtalálhatóak a porfíros és

mezotermás teléres jellegű telepekben is. Olyan nyomás és/vagy hőmérséklet viszonyok

között keletkezhetnek, amelyek megengedik, hogy a kőzet töréssel válaszoljon az őt ért

húzásos vagy összenyomásos feszültségre, más szóval a litoszféra töréses és képlékeny

részét elválasztó reológiai határ felett.

Alapvetően nyolc mechanizmussal lehet számolni, amelyek felelősek a breccsák

létrehozásáért. Legáltalánosabb kiváltó hatás a tektonikai aprózódás, a nyírásos kopás és a

litoszféra folyadékainak nyomásváltozása. Az első kettő tényezőt általában nem lehet

egymástól elválasztani, mivel egy tektonikus törés mentén a tektonikai aprózódás mellett a

kőzetblokkok mozgása miatt az egyes részecskék egymásra hatása, egymás koptatása is

bekövetkezik. A térfogatcsökkenés, a térfogatnövekedés, a becsapódás és a kémiai

korrózió kevésbé gyakori mechanizmusnak számítanak (Jébrak 1997).

A hidrotermás breccsák létrejöttében a fő szerepet az oldatok nyomásváltozása kapja. A

hőmérsékletváltozás közvetetten érvényesül. A fluidumok nyomását a mélyben zajló

gőzfázis elkülönülése és több egyéb hatás (tektonikai mozgás, rétegterhelés, permeabilitás

csökkenés stb.) növelheti meg. A gőzök távozását a felszín közelében a

hőmérsékletcsökkenés révén kicsapódó ásványfázisok, leggyakrabban SiO2-változatok

akadályozzák meg. Hedenquist és Henley (1985) szerint a nagy területre kiterjedő

ásványkiválás miatti elzáródás (az angol szakirodalomban self-sealing) helyett inkább

kisebb helyekre összpontosuló ásványkiválás miatti nyomásnövekedésre lehet számítani.

25

A breccsák szöveti képe árulkodik keletkezésük történetéről (8. ábra). A szöveti

elemzés során megfigyelhető a töredékek alakja, a töredékek szemcseméret-eloszlása, a

tágulás mértéke és maga a szöveti elrendeződés. E négy fő paraméter segítségével a

breccsák jól jellemezhetőek.

8. ábra: A breccsásodás mechanizmusai a hidrotermás rendszerekben. Nagy nyíl a törés terjedését jelzi, a kis

nyilak a mellékkőzet elmozdulásának irányát. Pf-fluidnyomás. Jébrak (1997)

A teléres típusú rendszerek hidrotermás breccsái fejlődésének menetét két küszöbérték

használatával három fázisra oszthatjuk. Először a kezdeti törés továbbharapózása közben

apró, párhuzamos irányítottságú törések kapcsolódnak össze egy nagyobbá. Ez a folyamat

addig tart, amíg a kőzet el nem veszti a fizikai folytonosságát. Ezt a határértéket átlépve a

közeg töredékek halmazává alakul. Gyakran találkozhatunk irányított szövettel, amelyet a

mozgás irányával párhuzamos hossztengelyű részecskék rajzolnak ki, viszont nagyobb

nyomáson a hosszabb tengelyek merőlegesek lesznek a kompresszió irányára. Az első

26

fázisban legerősebben a tektonikus aprózódás és a fluidnyomás változás érvényesülhet

(Jébrak 1997).

A következő fázisban a törések mentén elmozdulások következnek be, amelyek az

anyag morzsolódásához vezetnek. Ekkor a breccsásodás módja a részecskék egymással

való mechanikai kölcsönhatása. Amint az első fázisban, az összetöredező médium alakja

ekkor is sok változáson megy át, a törések térfogata változhat, ami a fluidumok hirtelen

nyomásváltozását produkálhatja. Emiatt a hidraulikus breccsásodás is gyakori jelenség. A

hidraulikus breccsásodáshoz viszonylag kis mennyiségű energia szükséges, a törések

terjedését a kőzetben korábban kialakult gyengeségi felületek megkönnyíthetik. Menetét

két részre lehet osztani: a hidraulikus és a kritikus breccsásodásra. A hidraulikus

fragmentációt a törésben lévő fluidum nyomásnövekedése okozza. Nyomásnövekedést a

törés permeabilitásának vagy térfogatának csökkenése (elmozdulás vagy ásvány

kicsapódás miatt) és a fluidum állapotának fizikai változása (felhabzás, forrás) hozhatnak

létre. A kritikus breccsásodás mozgatórugója az előzővel ellentétben a fluidum

nyomáscsökkenése, amelyet a nyitott terek térfogatnövekedése vagy különböző erek

metsződése generálhat. Az effektív nyomás csökkenése miatt a törés faláról lepattogzanak

a kőzetdarabok (a mechanizmus hasonlít a gránitok exfoliációjához). A hidraulikus és a

kritikus breccsásodás mindig szoros kapcsolatban áll egymással. A keletkező breccsa

szövete általában mozaikos, vagyis a töredékek gyakorlatilag in situ helyzetben maradnak,

nem fordulnak és mozdulnak el egymáshoz képest lényegesen. A kritikus fragmentáció

elegendő tér rendelkezésre állása esetén a töredékek jelentékenyebb elmozdulását

eredményezheti (összeomlásos breccsa), vagyis a töredékek elmozdulása és forgása

jelentős lehet. A klasztok többnyire szögletesek, csekély méretbeli különbségekkel (Jébrak

1997).

A legutolsó, tágulási fázis a hidraulikus folytonosság elérésével veszi kezdetét. Az

összekapcsolódó és tágulásban levő törések lehetővé teszik a fluidumok áramlását, így

azok nyomása jobban eloszlik, ezért a hidraulikus breccsásodás kevésbé jellemző. A

litosztatikus nyomás legnagyobb eséllyel ekkor megy át hidrosztatikusba. A kritikus

breccsásodás általános jelenségnek számít ebben a fázisban. A fluidumok miatt helyenként

fokozott lehet a kémiai oldódás (Jébrak 1997).

27

5. Vizsgálati módszerek

A terepi munkához a MÁFI Tokaji-hegység földtani térképe, 25000-es sorozatának

gönci észlelési térképét használtam fel (Ilkey-Perlaki 1966). Az egyes feltárások, minták

helyzetét GPS-szel rögzítettem pontosan.

A petrográfiai vizsgálatokhoz 30 µm-es, polírozott csiszolatokat készítettem (60 db) az

Ásványtani Tanszéken. Igyekeztem a vizsgálat szempontjából legkedvezőbb metszetet

kiválasztani. A csiszolatokat áteső és ráeső fénymenetű mikroszkópok segítségével

vizsgáltam (Nikon). A reflexiós mikroszkópos megfigyeléseket Zeiss Axioplan típusú

mikroszkópon végeztem, a fényképeket Olympus C5060WZ típusú fényképezőgéppel

készítettem.

A kőzetekben megjelenő agyagásványok illetve egyéb finomszemcsés ásványok

meghatározása érdekében röntgen pordiffrakciós mérések készültek az Ásványtani

Tanszék Siemens D 500-as típusú berendezésével (41 kV gyorsítófeszültség, 20 mA

csőáram, Cu anód, grafit monokromátor, 0,5o/perc goniométersebesség, 1 cm/perc

papírsebesség, érzékenység: 1*103).

Bizonyos ásványok összetételének pontosítását elektronmikroszkópban elvégzett

standard mentes energadiszperzív elemzések tették lehetővé. A minták szenezéssel lettek a

mérésre előkészítve. A pásztázó elektronmikroszkópos vizsgálatok az ELTE-TTK

Földrajz-Földtudományi Intézet Földtudományi Központjának AMRAY 18030i jelű

(20keV) és az ELTE TTK Nagyműszeres Kari Kutató és Műszer Centrum FEI Quanta 3D

FEG (15 keV, 4nA) berendezésével lettek kivitelezve. A műszerekkel pont- és vonalmenti

elemzések lettek végezve.

28

6. Terepi megfigyelések

A térképezett terület a Kis-Sertés-hegy volt (melléklet), amelynek gerince közel É-D-i

irányú és amelyet túlnyomórészt savanyú piroxénandezit épít fel. A hegyen viszonylag

kevés számú szálfeltárás található (9. ábra). Északkeleti oldalában a gönci Nagy-patak által

feltárva, körülbelül 60-70 m széles és 30-40 m magas foltban szürke erezésű riolit

található. Határát az andezittel szálfeltárásban nem lehet megfigyelni. A feltárásban a riolit

nem teljesen egyveretű. A világos- és sötétszürke lemezpárokból álló riolit elmehet közel

fehér színűig a feltárás délkeleti széle felé, északabbra a breccsa felé pedig a sárgás szín

dominál. A sárga színű változatban - amely a breccsától 15-20 méterre délre egy

kibányászott üreg és a breccsa között van jelen - csak ritkán lehet észlelni elmosódott

lemezességet. A lemezek a feltárásban közelítőleg déli irányba dőlnek 30-50 fokkal. A

szürke riolitban centiméteres vagy vékonyabb vörös színű sávok találhatók, illetve egy

nagyobb foltban (1-2 méteres) is vörös színű a kőzet. Mivel ez csak lokális jelenség, a

vörös riolit nem ábrázolható térképen.

A riolitot áttöri a vizsgált breccsa, amelynek a térképi pozícióját a 11. ábra mutatja.

Megjelenése telérszerű, csapása közel észak-déli: 20/200o, amely 20-30 fokos szöget zár be

9. ábra: A riolit és a breccsa feltárásának egy részlete. A körvonalak a szálkőzetet jelölik. Sárga pont:

mintavétel helye

29

a Kis-Sertés-hegy tengelyével. Első és utolsó kibukkanása 50-60 méter távolságra

helyezkednek el egymástól, közöttük a breccsa 2-5 méter széles sávban több foltban

bukkan ki. A breccsa csak a riolitban nyomozható, az andezitben nem.

A klasztok anyaga világossárga színű riolit. Méretük a milliméter alattitól a 20-30

centiméterig terjedhet. Alakjuk legtöbbször sarkos. Lemezesség nem ismerhető fel rajtuk.

A mátrix szabad szemmel csak a fekete és a barna színű breccsa esetében határozható meg,

anyaga kalcedon. A többi változat finomszemcsés kötőanyaga fehér, szürke, sárga vagy

barna színű lehet. Ezek keménysége is ritkán marad el a kalcedonétól.

A breccsa vertikális és horizontális irányban is változékony. Mind a klasztok

átalakulásának módja, mind az azokat összekötő cement anyaga változik a breccsa

kibukkanása mentén. A breccsa éles határfelülettel érintkezik az őt befogadó világosszürke

riolittal. Több helyen felfedezhetőek a belőle kiinduló, mellékkőzetbe hatoló erek-

érhálózatok. A breccsában két jelentős méretű törést lehet észrevenni, amelyek iránya eltér

egymástól és mindkettő szöget zár be a breccsa csapásával; az egyik körülbelül 90/70

dőlésű, azaz 0/180-as csapású, míg a másik közel függőleges és 60/240 csapású. Mindkettő

áttöri a breccsát, bár az KÉK-NyDNy csapású törés igen közel található annak határához.

A breccsa a kimélyített üregben horizontálisan különböző részekre tagolható. Az KÉK-

NyDNy csapású töréstől délre fehér kötőanyagú, porlódó breccsát találunk, észak fele

haladva fekete kötőanyagú található, a másik törés közelében ismét fehér színű, azt átlépve

agya-gos breccsa helyezkedik el. Felfele haladva az eddigiektől elütő, igen tömör,

keményen

összecementált

változatok

következnek,

amelyek

változó

színezetűek

(fehéresszürke-

világosbarna) és

látszólag erősen

kovásodtak.

10. ábra: A breccsába mélyített táró képe. Sárga egyenes: a KÉK-NyDNy csapású vető.

Lila körvonal: fehér cementű breccsa (kép bal oldala). Rózsaszín körvonal: fekete

cementű breccsa helyzete.

30

11. ábra: A Kis-Sertés-hegy észlelési térképe

31

A Kis-Sertés-hegy döntően savanyú piroxénandezitből épül fel. Az andezitnek csupán

néhány szálfeltárását lehet észrevenni, főleg a hegyet két oldalról közrefogó patakok

völgyének mélyén és egy erdei út bevágásában bukkan ki a felszínre. Az andezit a hegy

területén nem teljesen homogén, hanem némi különbségek mutatkoznak a megjelenésében.

A színe világosszürkétől a sötétszürkéig változhat, amelyet a piroxén átalakulása során

keletkező ásványok vörösre vagy rozsdabarnára festhetnek. A világosszürke andezitnek

csak egy kicsiny szálfeltárását lehet megtalálni (a lemezes andezitet leszámítva ez a

szálfeltárás helyezkedik el a legmagasabban, 525 m-en, 11. ábra, 1-es pont), amelyben

padosság nem ismerhető fel. Másik változat az elterjedtebb sötétszürke andezit, amely a

többi feltárás (11. ábra, 2-6 pontok) anyagát adja. Az útbevágásban a sötétszürke

andezitből álló kőzettest pados kifejlődésű: a lávapadok vastagsága többnyire 0,5-1 méter

közötti. Közel egyenes lefutásúak, a lávapadok határait a kőzetben levő elválásokról

ismerjük fel.

Hidrotermás tevékenységre utalnak a hegy északnyugati oldalában, a tömbös

piroxénandezitben (sötétszürke változat) az útbevágás által 200 méter hosszan feltárva

megtalálható agyagásványt, valamint kvarcot, opált tartalmazó erezések, érhálózatok (13.

ábra). Az andezitet érintő másodlagos hatásokat itt lehet a legjobban megfigyelni.

Messziről is szembetűnő, hogy a kőzettestet számtalan apróbb-nagyobb barnássárga színű,

porló anyagból álló ér töri át. Az ereket kitöltő agyagásvány a montmorillonit csoportba

tartozik. Az agyagásványos és kvarc, opál anyagú erek kisebb-nagyobb kőzetblokkokat

fognak közre. A sűrű érhálózatos részeken a kirajzolódó töredékek többnyire egy irányban

megnyúltak, ekkor hossztengelyük az andezit padosságával közel párhuzamos, ezért az

átalakulás feltehetően felszíni eredetű. A kevesebb eret tartalmazó helyeken az erezések

sokkal ritkábban követik a lávapadosságot, inkább elágazó módon függőleges közeli

irányban áttörik a kőzettestet (14. ábra).

A feltárás néhány pontján az erek menti átalakulás képe eltér az eddig ismertetettektől.

A kőzetet számos agyagásványos ér járja át, de az erekkel érintkező kőzetblokkok igen

erősen agyagásványosodtak (15. ábra). A tömbök kézben szétmorzsolódnak,

gömbszimmetrikus elválási felületek mentén szétesnek. A kőzetblokkok és az erek határa

elmosódó, a blokkok az erős átalakulás hatására kerekítetté váltak. A „mátrix” színe a

kőtömbök anyagára emlékeztet, azonban anyaguk még jobban porlódik. Kvarc ereket

ezekben a testekben nem találtam. Ezekre a pontokra a szelvényen pszeudoagglomerátum

névvel hivatkoztam. A

32

12

. á

bra

: a

Kis

-Ser

tés-

heg

y é

szak

ny

ug

ati

old

aláb

an l

evő

bev

ágás

sze

lvén

ye

(11

. áb

ra 2

-es

po

nt)

. A

fel

ső s

or

bal

old

ala

a

felt

árás

kez

dő

po

ntj

a, a

kö

vet

kez

ő s

oro

k b

al o

ldal

a il

lesz

ked

ik a

felü

l le

vő

so

r jo

bb

vég

éhez

33

korábbi kutatók találó elnevezése arra utal, hogy a kőzet lekerekített szemcsékből,

tömbökből álló vulkáni üledékes kőzetekre hasonlít.

A hidrotermás tevékenységre utaló jelek az andezitben és a riolitban is megjelennek. Az

andezit átalakulásának jellege agyagásvány és kvarc érhálózatos, míg a riolitban nem

találhatók erezések.

13. ábra: Panorámafelvétel az útbevágás egy részletéről. A kevéssé átalakult kőzetben („ép kőzet felirat”,

jobb oldalon) a padosság észlelhető. A felvétel bal oldalán agyagásványos erezések figyelhetőek meg.

14. ábra: Közeli fotó egy okkeres érhálózatról (barnássárga színű), amely áttöri az andezit padokat.

34

15. ábra: Pszeudoagglomerátum lekerekített kőtömbökkel

35

7. Makroszkópos és mikroszkópos megfigyelések

7.1.A vizsgált feltárások andezitjei

A Kis-Sertés-

hegyen nagyobb

tömegben az andezit

tömbös kifejlődése

jelenik meg, míg a

lemezes változat

csak a hegy északi

részén figyelhető

meg (11. ábra, 8-as

pont).

A világosszürke

tömbös andezit

mindig pórusos, likacsaiban barna-sárga színű finomszemcsés ásványhalmazok vannak. A

piroxénkristályok kitűnnek a világosszürke háttérből, méretük nagyobb a területen

található többi változathoz viszonyítva. Jól észrevehetőek a becsillanó gyöngyházfényű

földpátok is. A 8-as pontban (11. ábra) megvizsgált mintában számottevő átalakulás nem

észlelhető. Szövete pilotaxitos. A plagioklász fenokristályok mérete 0,1 és 2 milliméter

közötti, de a piroxénkristályok hosszúsága a 3 millimétert is meghaladhatja. A

fenokristályok épek, az alapanyagban kevés montmorillonit vagy szmektit fordul elő.

Elvétve feltűnő világossárga-vörösesbarna pleokroizmusú oxiamfibol szemcsék jelennek

meg.

A sötétszürke andezit szabálytalanul törik, a padokon belül nincs egyéb szerkezet

(például szemcseméret-változás). Legjobban a fehér színű plagioklász táblás kristályok

tűnnek ki a fenokristályok közül, de a fekete piroxén szemcsék is észlelhetők. Apró (2-4

cm) vöröses és fekete színű xenolitok találhatók benne (11. ábra, 2. pont). Néhány a hegy

tetejének közelében (8-as feltárástól DK-re, 11. ábra) törmelékben talált andezit a világos

16. ábra: Világosszürke tömbös savanyú piroxénandezit

36

andezithez hasonlóan pórusos, bár a pórusok kisebbek bennük és nem igazán

jellemzőek. Az andezit vöröses színezetűvé válhat utólagos átalakulás következtében. Az

agyagásványosodás terméke ülepített röntgenes mérés alapján vas- és magnéziumtartalmú

szmektit.

Polarizációs mikroszkópban az alapanyag szövete trachitos jelleget mutat, az alapanyag

50 µm-t nem meghaladó méretű plagioklász lécei gyakran körülfolyják a nagyobb méretű

porfírokat. Ezek a lécek többségben vannak a kőzetüveggel szemben, vagyis a kőzet

szövete pilotaxitos. Az alapanyag üregeit az átalakultabb részeken szmektit vagy

montmorillonit (a vastartalom helyi változásának függvényében) töltheti ki, az alapanyag

egésze is erősen agyagásványosodott. A fenokristályok mennyisége 25 és 45 térfogat%

között van, amelyek nagyobb részét plagioklász teszi ki (15-30%), a többi fenokristály

rombos és monoklin piroxén. A plagioklász igen gyakran oszcillálóan zónás (18. ábra), sok

szemcse magja szivacsos szerkezetű, itt és a növekedési zónák mentén olvadékzárványokat

tartalmaz. Mérete 50 és 2500 µm közötti. Szimmetrikus zónában mért maximális kioltási

szöge 35 fok körüli, ami labradoritos összetételnek felel meg. A kőzet plagioklász

fenokristályai több plagioklász generációhoz tartoznak. Külön generációba sorolhatóak

azok a kristályok, amelyek a többihez viszonyítva nagyobbak és szemmel láthatóan

foszlányosak, szélükön a visszaoldódás nyomai láthatóak (19. ábra).

17. ábra: Hematit által vörösre színezett tömbös piroxénandezit

37

Feltűnő, hogy egyáltalán nem zónásak és egyenlő vastagságú ikerlemezek alkotják.

Belsejük szivacsos, nagy számban fordulnak elő benne olvadékzárványok. A plagioklász

fenokristályok másik generációjából kerül ki a plagioklász porfírok zöme, a szemcsék

lehetnek zónásak vagy nem zónásak, szabálytalan ikerlemezekkel. Sajátalakúak,

körvonalukon nincs jele rezorbciónak. Nagy részük az zónásság mellett kettősikreket is

képez. Ugyanúgy megjelennek olvadékzárványok, amelyek többnyire egy szemcse

növekedési zónája vagy zónái mentén helyezkednek el.

gene

Két fajta piroxén (7-15 %), a hipersztén és az augit jelenik meg a kőzetben, a kettő

közül általában a hipersztén kicsit nagyobb mennyiségben fordul elő (4-10 %). Mindkét

fajta piroxént gyakran övezi opacitos szegély. A hipersztén hosszú oszlopos termetű,

hossza a 3 mm közelében is lehet. Gyenge, de jellegzetes pleokroizmusa felismerhető

halvány rózsaszín és halvány fűzöld színekkel. Hajlamos az átalakulásra, a hidrotermás

erezések felé közeledve (11. ábra, 2-es feltárás) növekvő intenzitással montmorillonittá

alakul. Az agyagásvány mibenlétét röntgen pordiffrakciós vizsgálat igazolta. A hipersztént

felemésztő agyagásvány viszonylag jól kristályos, lemezkéi az elválásokra merőlegesen

helyezkednek el, ezáltal párhuzamosak a hasadással. Megfigyelhető, hogy a magas, másod-

vagy harmadrendű interferenciaszínük a törésekre merőlegesen sávosan változik. Jól

kivehető, hogy az agyagásványosodás először a hosszanti elválások, törések mentén

18. ábra: Hipidiomorf zónás plagioklász tömbös savanyú piroxénandezitben

19. ábra: Rezorbeált körvonalú ikerlemezes plagioklász-fenokristály tömbös andezitben. Nem zónás,

montmorillonitosodik

38

támadja meg kristályokat. A hiperszténből vagy az opacitos koszorúból felszabaduló

vasból hematit és limonit keletkezhet. A hematit elszórtan sötétbarna kristályokat képez az

alapanyagban vagy ritkán gömbös-vesés bekérgezéseket alkot, melyek a piroxén

fenokristályok közelségében találhatóak. A kristályok körvonala kerekded vagy kissé

nyúlt, esetleg hatszöghez közelíthet. A hipersztén és az augit több esetben alkot orientált

vagy nem orientált összenövéseket. Az augit zömök megjelenésű, ikerlemezessége gyakran

megfigyelhető. Egyes nagyobb kristályai (a nagyobb méretű augit generáció, 21. ábra)

másodrendű zöld maximális interferenciaszínnel rendelkeznek, vagyis inkább egirinaugit

felé tolódik el az összetételük. Több esetben az egy kristályon belüli kémiai változást

tükröző kioltási zónásság is észlelhető.

21. ábra: Zónás és ikerlemezes egirinaugit kristály plagioklász és növekedési zóna mentén rendeződő

amfibol zárványokkal

20. ábra: Hipersztén fenokristályok, amelyeket montmorillonit csoportba tartozó agyagásvány emészt fel

harántelválások mentén (10x nagyítás)

39

Ugyanezen kristályokban növekedési zóna szerint elrendeződve elszórtan oxiamfibol

szemcsék rajzolódnak ki. A mikroszkópos vizsgálatok tanúsága szerint az augit sokkal

ellenállóbb a másodlagos hatásokkal szemben, vékony finomszemcsés opakásványkoszorú

övezheti, valamint a legerősebben átalakult mintákban (11. ábra, 2. pont) montmorillonittá

alakulhat, de az átalakulás egyik szemcsében se haladja meg az 50 %-ot.

A savanyú piroxénandezitben megtalált xenolitok a vizsgált területen az „autogén

zárványok” csoportjába tartoznak (Boczán et al., 1966). Az autogén zárványokat a magma

korai kiválású elegyrészeiből összeálló, a fenokristályokkal megegyező összetételű

kristályokból álló (plagioklász és hipersztén, augit), jólkristályos aggregátumokként írták

le a kiváló korábbi geológusok (Boczán et al., 1966, Gyarmati, 1977). Az utólagos hatások

erősen érintik ezeket a gömbölyded alakú xenolitokat, amelyek erős vörös színezetükről és

nagy színeselegyrész tartalmukról szabad szemmel is felismerhetőek. Az útbevágásban

talált xenolitok mérete az 2-3 centimétert nem haladja meg, leggyakrabban csak néhány

100 µm-es kristálycsomók láthatók. Boczán és szerzőtársai (1966) azonban

megemlékeznek savanyú piroxénandezitben talált ököl nagyságú zárványokról is.

Vékonycsiszolatban vizsgálva megállapítható, hogy a zárványok teljesen kristályosak és

intergranuláris szövetűek (22. ábra). Határuk a befogadó andezittel éles, az őket körülvevő

zónában az andezit alapanyagában kis izometrikus és léces opakásvány szemcsék dúsulnak

22. ábra: Autogén zárvány az andezitben (11. ábra, 2. pontból). A képeken a piros vonaltól balra a zárvány

látható, attól jobbra a befogadó kőzet

fel. Létrejöttük a xenolit átalakulásához köthető. Ásványos összetételük hasonló a

befogadó kőzethez, plagioklász és a kétféle piroxén jelenlétével. A kristályok mérete nem

üt el az andezit fenokristályainak méretétől. A plagioklász kristályok ellenben a zárványt

befogadó andezit fenokristályaival szemben hosszú léces termetűek és zónásság nem

ismerhető fel rajtuk. A legerősebben átalakuló fázis a hipersztén. A sok hematit mellett

40

limonit és montmorillonit vagy szmektit (az XRD vizsgálat szerint) is képződik, hasonlóan

az andezit hipersztén kristályainak átalakulásához. Egy csiszolatban (11. ábra, 2. pont)

túlnyomóan kvarcból és kevesebb plagioklászból, valamint biotitból álló zárványt

észleltem (23. ábra). A zárvány szemcsemérete homogén, néhány 10 µm-es kerekded,

illetve a biotit esetében kissé megnyúlt alakú szemcsékkel. Az ásványos összetétel és az

irányítottság, deformáltság hiánya homokkő eredetet sugall.

23. ábra: Homokkő zárvány tömbös andezitben. A xenolit és a befogadó andezit határát piros vonal jelöli.

11. ábra. 2. pont

A hegy nyugati lábánál található útbevágásban (11. ábra, 2. feltárás) számos

agyagásványos, kvarc, opál erezést lehet megfigyelni a sötétszürke andezitben. Az erek

vastagsága az 5 cm-t

ritkán haladja meg. Az

ereket limonit által

világos barnássárgára

festett agyagásványos

átalakulási zóna kíséri,

10-20 cm-en belül a kőzet

intenzíven átalakult,

állaga porló, széteső. Az

agyagásványos öv

montmorillonit csoporthoz tartozó agyagásványból áll és viszonylag éles vonallal

határolódik el a gyengébben átalakult mellékkőzettől, szemben a

pszeudoagglomerátummal, amelyben az ér és a befogadó kőzet intenzíven átalakult,

határuk elmosódik. Az ér (24. ábra és 11. ábra, 2. feltárás) anyaga XRD felvételek alapján

gyakorisági sorrendben kvarc, kalcedon, opál, opakásványok, valamint krisztobalit. Ebben

24. ábra: Piritet tartalmazó kovás ér és opállá alakult mellékkőzet

41

a mintában elsőként opál vált ki a mellékkőzet szegélyére kis vastagságban, amely után az

ér fő alkotója, a sugaras-legyezőszerű kvarc következik. A fennmaradó üregeket további

kalcedon fázisok töltötték ki. Az ásványfázisok szöveti elrendeződése az oldatból való

ritmikus kiválást sugallja. Az opakásványok közül a pirit szerepel túlsúllyal, mellette

hematit mennyisége is számottevő. A pirit az érben koncentrálódik hintett vagy tömeges

megjelenéssel, a mellékkőzet darabjainak egy részét (nem mindet) szegélyezi vagy a

piroxén fenokristályok utáni pszeudomorfózákban, illetve azok opacitos szegélyében is

feltűnik egyes kisebb andezittörmelék darabokban. Az értől távolabb a pirit nem jelenik

meg az opacitos szegélyekben vagy a pszeudomorfózákban. A piritkristályok kisméretűek

(1-80 µm), idiomorf vagy hipidiomorf kifejlődésűek négyzetes vagy közel izomorf

átmetszetekkel. A hematit a mellékkőzet alapanyagában jelenik meg. Igen alárendelten a

pirit hematitosodása is észlelhető volt az érben. Ezen a helyen a csiszolatban néhány

hematitosodott piritszemcsének még megmaradt a magja, szélüket azonban hematit

emészti fel. Ez az átalakulás egy vékony (pár 10 µm széles) erecskéhez köthető, amely

átszeli a nagyobb kvarceret. Az ér mentén csupán 1-2 centiméter vastagságban (24. ábra) a

befogadó kőzet teljesen átalakult, csupán a szövete árulkodik az eredeti kőzettípusról.

Alapanyaga főleg opállá alakult, míg a plagioklász utáni álalakok nagyobbrészt kvarcból,

és kevesebb kalcedonból, opálból állnak. A pszeudomorfózákban elsőként kristályosodó

fázis a sugaras kvarc, amit kalcedon és opál követhet (olykor elmaradhatnak), végül ismét

sugaras-legyezőszerű kvarc következhet. Az egykori piroxén szemcsék helyét a megmaradt

opacitos koszorú rajzolja ki, az agyagásványosan átalakult mag kisebb-nagyobb része

felismerhető, a fennmaradó kis üregeket sugaras kvarc tölti ki.

Az útbevágás északi végének közelében gyűjtött mintában zeolitosodás figyelhető meg

(11. ábra, 2. feltárás). A kőzet erősen morzsolódik, színe sötétebb, mint a többi helyi

andezitfajtának. Már szabad szemmel is jól kivehetők a pirit hexaéderek. Mikroszkóppal

szemlélve észrevehető, hogy a kőzet erősen átalakult, az agyagásványok (montmorillonit

és szmektit) felemésztették a fenokristályok és az alapanyag számottevő részét (25. ábra).

A zeolit sugaras legyezőszerű halmazokban üregkitöltésekként jelenik meg. Röntgen

pordiffrakciós felvételekkel megerősítve a zeolit a rostos zeolitok családjába tartozó

mordenit. Mennyisége a kőzet 10 %-át teszi ki, mérete a néhány µm-től 250 µm-ig terjed.

A pirit előszeretettel fordul elő a mordenitben vagy a kőzet szmektittel kitöltött üregeiben

idiomorf, hipidiomorf vagy xenomorf alakban.

42

Az útbevágás feletti területről törmelékből is került elő hidrotermás tevékenységre utaló

jellegekkel bíró kőzetpéldány, amely a SiO2 anyagú erezések átalakult mellékkőzetére

emlékeztet. (11. ábra, 2. és 8. pont között). Az első barnás színezetű fehér, kagylós törésű.

Szabad szemmel vizsgálva homogén szövetűnek látszik. Csiszolatát vizsgálva viszont

feltárul a szövete: található benne egy ér, amelyben számos szögletes töredék helyezkedik

el, az eret befogadó mellékkőzet is megtalálható. A kvarc, kalcedon anyagú ér

mellékkőzetéhez hasonlóan a mellékkőzet uralkodó átalakulási terméke az opál (24. ábra).

Az érben eltérően az útbevágásban lévő kvarc erezéstől (24. ábra), itt csak opál észlelhető.

A befogadó kőzet a szövete alapján felismerhetően andezit, fenokristályai helyét

montmorillonit, kalcedon és opál tölti ki. Egy másik kőzetminta kizárólag kalcedonból és

drúzás kvarcból áll (11. ábra, 8. ponttól nyugatra). Feltehetően egy érnek vagy telérnek egy

darabja lehet.

A lemezes piroxénandezit a hegy északi részén a hegycsúcs közelében jelenik meg (11.

ábra, 8. pont). A „lemezek” 10 cm körüli vastagságúak, hajladozó felülettel érintkeznek

egymással. A kőzet sötét színű, igen tömör, nagy fajsúlyú. Szabad szemmel a földpátok

észlelhetőek, amelyek üveges fényűek. Ásványos összetétele gyakorlatilag megegyezik a

tömbös változatéval. Átalakulás csekély mértékben érinti, csak a lemezek érintkezése

mentén tapasztalható felszínközeli hatások eredményeként limonitosodás.

Vékonycsiszolati képe alapján a szövete hialopilites. A lemezeken belül két különböző

szövetű sáv különíthető el. Az egyik sávban a fenokristályok mennyisége több, méretük

nagyobb és az alapanyag kevésbé kristályos és kevesebb mikrolitot tartalmaz, míg a

másikban az alapanyag jobban kristályos, de a fenokristályok kisebbek.

25. ábra: Erősen agyagásványosodott és piritesedett andezitben található szabálytalan körvonalú

zeolithalmazok. Mo: mordenit, Au: augit, Pl: plagioklász utáni álalak, Pi: pirit

43

7.2.A vizsgált feltárás riolitjai

A riolit elterjedését a Kis-Sertés-hegyen a 11. ábra mutatja. A Tokaji-hegységben

fellelhető számos savanyú vulkáni termék közül itt döntően a szürke erezésű riolit fordul

elő a felszínen. Vékony sávokban (<10 cm) és kis foltokban vörös riolit jelenik meg benne.

A riolit a hegyen egyetlen foltban közelítőleg 30-40 méter magasságban és 50 méter

körüli hosszúságban van feltárva (11. ábra, 7. pont, 27. ábra, 31. ábra, riolit jelölés). A

szürke riolit a feltárás egy részében vékony, milliméter alatti vagy 1-2 mm vastag

hajladozó lemezekből áll. A lemezek megközelítőleg egyforma vastagságúak, a sötétebb és

a világosabb szürke lemezek váltakoznak egymással, a vörös riolit fehér és halványvörös

lemezekből áll. A vörös riolit a hematit helyi feldúsulása által jöhetett létre. A lemezesség

elmaradhat. Ekkor a riolitok sárgás színűek és citromsárga agyagásványpszeudomorfózák

vannak bennük a fenokristályok után (31. ábra, erősen agyagásványosodott riolit jelölés).

A lemezes riolit agyagásványos átalakulása révén jöhettek létre.

A láva viszkózusságát igazolják a gyakran észrevehető (a kevésbé átalakult riolitban), S

betűt leíró lemezek, átbuktatott redőre emlékeztető formájukkal. Az átalakult és a kevésbé

átalakult kőzet fajsúlya egyaránt kicsi, keménységük közepes, kissé porózusak. Vas-oxi-

hidroxidok barnásra színezhetik, amely átalakulás főleg a kőzet törésfelületére szorítkozik.

26. ábra: Szürke, világossárga lemezes riolit (nedves felület). A vöröses pontsorok üveges sávok a kőzetben

44

A kőzet fenokristályai alapján plagioklász-tartalmú riolit. Fenokristályainak mennyisége

igen csekély, néhány százalék,

amelyet szinte kizárólag plagioklász

tesz ki, amely mellett alárendelt

mennyiségben biotit is megjelnik. A

riolit gyakran ötödét is kitevő

kőzetüregekben teljesen színtelen,

igen alacsony interferenciaszínű

tridimit jelenik meg, kis mennyiségű

kvarc társaságában. A tridimit

kristályok jellemzően hosszúkás, ék

alakú, kettősikreket alkotnak. A

riolit eredeti hólyagüregei között

található olyan összetett üreg is, amelyben a tridimitet káliföldpát, végül kvarc kiválása

követte. A plagioklász energiadiszperzív kémiai elemzés alapján andezin (38% anortit

tartalom). A sötétebb sávokban vulkáni üveg található, amely világos vagy sötétebb barna

színű. A kőzet nagy részét alkotó kőzetüveg a sötét sávokat leszámítva

28. ábra: A lemezes riolit mikroszkópi képe. A barna lemezek üvegesek, a világosabbak devitrifikálódtak. A

kőzet a feltáráson belül kevésbé átalakultnak számít. 26. ábra riolitjából készült csiszolat, 31. ábra DK-i része

átalakuláson esett át. Erre az utal, hogy az alapanyag a világosabb lemezekben kristályos,

határozatlan és elmosódó körvonalú apró méretű kristályokból vagy radiálisan sugaras

szferolitokból áll, amely nagyrészt a devitrifikációnak köszönhető. Ez a szöveti kép a

feltárásból gyűjtött riolit minták nagy részében (kivételt képeznek a teljesen átalakult

27. ábra: A Kis-Sertés-hegy riolitfeltárása

45

minták) megfigyelhető. A riolit mikroszondás mérése az alapanyagot alkotó fázisok

elkülönítését tette lehetővé: a szferolitok magját kvarc és káliföldpát sugaras összenövése

alkotja, míg a peremén gyakran zeolit figyelhető meg. A zeolit a kvarc-káliföldpát szferolit

továbbnövése lehet. Az előbbi típusban a kvarc a szferokristályok magját alkotja és innen

nő tovább káliföldpáttal együtt (29. ábra, q, kfp2, zeo). Az alapanyag fennmaradó

kisméretű üregeit kvarc és káliföldpát szabálytalan körvonalú szemcsékként együttesen

töltik ki (29. ábra, q és kfp1). Nagy jelentősége van annak a ténynek, miszerint a kvarc-

30. ábra: A szürke lemezes riolit alapanyagának visszaszórt elektronképe. Q: kvarc, Kfp1:

szabálytalan káliföldpát szemcsék, Kfp2: kvarccal összenőtt sugaras káliföldpát, Zeo: zeolit

29. ábra: Átalakult riolit (kalcedon, kvarc, agyagásvány megjelenése). 31. ábra ÉNy-i része. K: kalcedon.

D: devitrifikált üveg. Q: kvarc. M: montmorillonit

M M

46

káliföldpát összenövés földpátjának összetétele eltér az alapanyagban szabálytalan

körvonalú káliföldpátokétól (elemzési adatok a mellékletben).

A feltáráson belül a riolitot agyagásványosodás is érte, amelynek elterjedését a . ábra

mutatja. Feltűnő, hogy a breccsától legtávolabb eső részek nem agyagásványosodtak. Az

agyagásvány sok magnéziumot és kevesebb nátriumot tartalmazó szmektit.

31. ábra: A riolit és breccsa feltárásában az intenzíven agyagásványosodott kőzetek elterjedése. Röntgen

pordiffrakciós vizsgálat alapján. A keret a 9. ábra helyzetét jelzi.

47

7.2.1. Gránát

A feltárás délkeleti pontján (31.

ábra) ásványgyűjtők vájtak

üregeket, hogy a kőzetben levő

gránátokhoz hozzájussanak.

Erről a lelőhelyről a kőzet

üregeiből gyönyörű sajátalakú

példányok kerültek elő. A

gyűjtött mintákban is előfordul

gránát. A megfigyelések

alapján, jóllehet a

kristályoknak van sajátalakú

oldala, de mindig van olyan

oldal, ahol a gránát

felemésztődött (29. ábra). A

gránát közvetlenül nem érintkezik a riolittal, mindig kvarc veszi körül a rezorbeált részein.

A szép sajátalakú lapok nem érintkeznek a kőzettel, hanem üregekben találhatóak. A

gránátszemcséket a riolit folyási lemezei körülölelik, a szemcse megzavarja a folyási

lemezeket. Több olyan gránátkristály volt megfigyelhető, amelynek körvonala teljesen

rezorbeált. Ezek közül több szemcse a riolit folyási lemezességének megfelelően elnyúlt

alakot ölt. Közvetlen érintkezés a befogadó kőzettel és a lemezességgel nem tapasztalható,

mivel a gránátot minden esetben körülveszi a kvarc. A breccsában talált gránátszemcse a

mátrixban található, a riolittal szintén nem érintkezik közvetlenül. A gránátkristályok

mérete az 1 centimétert ritkán haladja meg, átalában néhány milliméteresek. Kettő

gránátszemcse elektronmikroszkópos vizsgálatoknak lett alávetve. A breccsában talált

gránátszemcséből több összetételi analízis készült, amely segítségével sikerült jobban

megismerni a gránát kémiai változását (33. ábra). A kristály magjában (33. ábra, 3-6. pont)

a magnézium és a kalcium nem éri el az 1 tömegszázalékot. A vas mennyisége jelentős, a

mangánt 4-5 tömegszázalékban mutatta ki az elemzés (33. ábra, 4-es pont: almandin

86,97%, pirop 1,64%, grosszulár 1,76%, spessartin 9,63%). A legperemibb részen (33.

ábra, 1-es és 2-es pont) viszont jelentős mértékben megnő a magnézium és a kalcium

32. ábra: Szürke lemezes riolitban található gránátkristály. A

szemcse alsó részén sajátalakú kristályok körvonala látható a

gránátban beöblösödésként, bal oldali része jól láthatóan a gránát

sajátalakú része, a többi rész roncsokban maradt meg

48

mennyisége a vashoz és a mangánhoz képest (1-es pontban: almandin 29,36%, pirop

35,87%, grosszulár 32,40%, spessartin

2,36%). A vonalmenti elemzés (33. ábra, 2-

es pont alatti piros vonal) a vonal rövidsége

miatt nem tudott kémiai változást kimutatni,

csupán gyenge vastartalom csökkenés

észlelhető a szemcséből kifele. Az

elemzések alapján megállapítható, hogy a

gránátok összetétele eltér a hazai

andezitekben (Szokolya, Bajdázó-hegy,

Csehvár, Nagybörzsöny, Báránybérc,

Pilisszentlélek) megfigyelhető gránátokhoz

képest (Embey-Isztin és Noske-Fazekas

1983). A gránátban található monacit

zárvány erősen visszaoldott szegélyű,

összetételbeli zónássággal rendelkezik. A

rezorbciót mutatja, hogy a zónás sávok nem

követik a szemcse jelenlegi körvonalát. A

gránátszemcsében számos kvarc zárványt lehet

észlelni. A kvarc zárványok rendszerint a gránát töréseivel vannak összekötve. Gyakori a

határozott kristályforma alakú kvarc zárvány.

A riolitban található gránátkristályban nem sikerült zónásságot kimutatni (belőle

kevesebb elemzés készült). A visszaszórt elektronképen apró sötét foltokat lehet észlelni,

amelyek a gránát körvonalával és a benne levő törésekkel és zárványokkal párhuzamosak.

Az ezektől beljebb eső területeken a gránát felülete az előbbiektől apróbb foltokkal van

tele. A kémiai vonalmenti elemzés nem mutatott ki különbséget a sötét foltok és a

33. ábra: A breccsából előkerült gránátkristály.

A gránát a breccsa mátrixában található. A

számozott pontok a mikroszondás elemzések

pozícióját mutatják. Az adatokat a mellékletben

a táblázatok tartalmazzák (G88-as minta)

34. ábra: A 33. ábrán látható gránát egyik

monacitzárványáról készült BSE kép

49

világosabb terüleet között. Elképzelhető, hogy a mintaelőkészítés, a szenezés okozta a sötét

foltok megjelenését.

35. ábra: A riolitban

lévő gránát visszaszórt

elektronképe. A számok

a kémiai elemzések

helyét jelzik. A gránát

szegélyével és a

törésekkel párhuzamosan

100-200 µm

vastagságban világosabb

a szemcse. Beljebb sötét

foltok találhatóak benne.

Az adatokat a melléklet

táblázata tartalmazza

(G8-as minta)

50

7.3.Hidrotermás breccsa

36. ábra: A kis-sertés-hegyi riolit és breccsa feltárásának vázlatos rajza. A nagy keret a 9. ábra, a kisebbik a

10. ábra pozícióját mutatja.

A breccsa kötőanyagának és a benne lévő kőzetfragmentumoknak a színe változik a

breccsán belül. A breccsa riolit feldarabolódása révén keletkezett, a töredékek mérete

széles mérettartományba esik, de legtöbbször néhány millimétertől 20-30 centiméterig

terjed. Alakjuk szögletes vagy gyengén kerekített. Az őket cementáló kötőanyag kalcedon

vagy agyagásvány, opál anyagú lehet. A kalcedon mátrixú breccsák törmelékvázúak, míg a

többi változat mátrixvázú.

A kibányászott üregben a két törés között fekete kötőanyagú, a keletre dőlő töréstől

északra „agyagos”, a másik törés közelében vékony sávban fehér cementű breccsa jelenik

meg. A táróban található breccsában (10. ábra és 36. ábra) a klasztok és a cement közötti

különbség számottevő. A breccsa telér felsőbb részein, annak csapása mentén előbb barna

kötőanyagú breccsát lehet látni, majd világosszürke-világosbarna (mind a klasztok, mind a

mátrix) breccsa veszi át a szerepet (36. ábra). Ezen kőzetek megjelenése lényegesen

homogénebb, számos esetben nehéz a klasztokat és a kötőanyagot megkülönböztetni.

51

Klasztjaik kerekítettebbek az üregben levő breccsához viszonyítva (az „agyagos” breccsát

leszámítva). Általánosságban elmondható, hogy a nagyobb töredékek kevésbé kerekítettek

a kicsikhez képest, és hogy a kerekítettebb és kisebb klasztok a breccsa mátrixban

gazdagabb részeiben fordulnak elő nagyobb mennyiségben. A klasztok erősen átalakultak,

ami a devitrifikált szövetű fragmentumok és a fenokristályok utáni agyagásvány

pszeudomorfózák is jeleznek.

A fekete cementű breccsa (37. ábra) klasztjaiban vékonycsiszolatban felismerhetőek az

irányítottan elhelyezkedő elnyúlt üregek, amelyeket tridimit tölt ki. A breccsa

szemcsevázú, a klasztokat a kalcedon cement mintegy beburkolja viszonylag kis

(leggyakrabban néhány 100 µm-t nem meghaladó) vastagságban, ezáltal sok helyen nyitott

pórustereket hagyva. A mátrix a breccsa 20-25 %-át teszi ki. A klasztok anyaga át

37. ábra: A fekete mátrixú hidrotermás breccsa vágott felülete. Jól láthatóak a klasztok felszínével

párhuzamos átalakulási frontok, amelyekben csupán a vas-oxi-hidroxidok mobilizálódtak

van kovásodva, mivel alapanyagát finomszemcsés kvarc (<10 µm-től 30 µm-ig) alkotja,

amiben elszórtan viszonylag kis mennyiségű durvábbszemcsés kvarc (70-300 µm) jelenik

meg. A klasztok alapanyagában található barna színű vagy színtelen finomszemcsés foltok

montmorillonit csoportbeli agyagásványtól és vas-oxi-hidroxidoktól származnak,

amelynek mennyisége a 30 %-ot is elérheti. A töredékek peremén vékony sávban az

agyagásvány mennyisége felszaporodik. A klasztokban kalcedon csak kis mennyiségben

52

észlelhető. A breccsában alárendelten homogén szövetű riolitfragmentumok találhatók,

amelyeket áttörő erekben jól kristályos kvarc található, míg a klaszt alapanyagában

vélhetően finomszemcsés montmorillonit, kvarc és ortoklász fordul elő. Egykori érkitöltés

is megfigyelhető a breccsa klasztjaként, amelyet döntő hányadban mozaikos szövetű kvarc

alkot kevés kalcedonnal. A kvarc üreg felé eső vége sajátalakú trapezoéderes formával

jellemezhető. Lényeges különbség a fehér változathoz és a breccsa felsőbb részeihez

képest, hogy a mátrixban egyáltalán nem található montmorillonit. További fontos eltérés,

hogy korai kiválásként kétféle opakásvány ismerhető fel a riolittöredékek szegélyén,

melyek a kötőanyag fekete színét eredményezik. A piroluzit teljesen átlátszatlan, ráeső

fényben reflexiója közepes. Keresztezett polarizátor mellett körbeforgatva többnyire közel

izotróp, de egyes nagyobb szemcsékben jól kivehető világos kékesszürke és világos

sárgásszürke anizotróp színhatást mutat. Ahol anizotróp, ott a kirajzolódó kristályok tűs-

léces alakúak. A másik opakásvány a manganit, amely gyenge

38. ábra: Az opakásványok szövettípusai. 1-nagy kerekded piroluzit szemcsék goethittel körülvéve, 2-

radiálisan szerteágazó piroluzit tűk goethittel körülvéve, 3- kerekded belső részből kiinduló piroluzit tűk, 4-

karfiolszerű elágazó kristálycsoportok

reflexióképességű, áteső fényben sötétbarna színű. Erős belső reflexszel rendelkezik. A

piroluzit és a manganit mindig szoros térbeli kapcsolatban vannak. Egymáshoz való térbeli

viszonyuk alapján többféle szöveti képet rajzolhatnak ki (38. ábra). Leggyakoribb az az

eset, amikor a kis reflexiójú tűs manganithalmazok belsejében a piroluzit radiális vonalak

mentén szálasan rendeződik el vagy gömbölyded szemcsék belsejében azok nagy részét

teszi ki, csak a szemcsék vékony pereme manganit. Előfordul, hogy a piroluzit a

gömbölyded szemcsék vékony peremét alkotja, illetve előző formák kombinációja sem

ritka: kerekded belső piroluzit magra manganit következik, amelyben hosszúkás piroluzit

szálak helyezkednek el. A manganit nagyobb mennyiségben fordul elő, mint a piroluzit. A

53

korai kiválású opakásványok a kalcedon mátrixban megfelelő metszet esetén szigeteket

alkotnak, amelyeket körbenő a kalcedon. Ezt az elrendeződést kokárda szövetnek lehet

nevezni. A klasztokra kivált opakásványok után a felületre merőlegesen növő sugaras-

szálas és több különböző sávot alkotó kalcedon következik. A kalcedon egyenes kioltású,

pozitív főzónajellegű és kis törésmutatójú (a műgyanta törésmutatójánál kisebb). Utána kis

mennyiségben a szűk értelemben vett kalcedon (negatív főzónajelleg, egyenes kioltás) is

megjelenhet. A fent említett opakásványok alárendelten utolsó fázisként is azonosíthatóak

voltak (39. ábra). Ekkor rendszerint a kalcedon által hagyott negatív formákat töltenek ki.

39. ábra: Késői fázisban kivált piroluzit kalcedon által hagyott üregben ráeső fényben. A piroluzit tűs

megjelenésű. Jól kivehetőek az üregbe vezető repedések. Bal oldali kép: 1 N, jobb oldali: +N

Olykor olyan repedések is észlelhetőek a kalcedon mátrixban, amely mentén az oldatok az

üregbe tudtak hatolni. A szemcsék döntően piroluzit- tűk gömbös bekérgezéseiből állnak,

szélükön vékony manganit sávval.

A fehér kötőanyagú breccsa (40. ábra)

folyamatos átmenettel érintkezik a fekete

cementű breccsával, a benne található

fekete dendrites ásványkiválások

mennyisége a fekete színű breccsától

távolodva csökken. Kötőanyaga eltér a

fekete cementű breccsa esetében

tapasztaltaktól. Finomszemcsés anyagból áll, amelyet elsősorban opál és montmorillonit

tesz ki. A „fehér breccsa” eltérő színét tehát a fentebb leírt opakásványok hiánya, illetve

alárendelt mennyisége okozza. A klasztok anyaga hasonló a fekete kötőanyagú breccsa

töredékeihez, többségében –körülbelül 2/3-ában- olyan riolittöredékekből áll, amelyeken

lemezes szövet nem ismerhető fel. A lemezes riolitfragmentumok sem elhanyagolható

40. ábra: Fehér kötőanyagú breccsa

54

mennyiségűek (10-20%). Több olyan klaszt található (a fekete mátrixú breccsához

hasonlóan), amelyeket mozaikkristályos kvarcér tör át és amely anyagát szintén

számottevő mértékben valószínűleg opál és finomszemcsés kvarc adja.

Az „agyagos” sárga színű breccsa az észak-déli csapású töréstől keletre helyezkedik el.

Makroszkóposan világosbarna színű és látszólag sok agyagásvány alkotja (41. ábra).

Mátrixa porózus, de a kőzet mégis erősen cementált. Szabad szemmel is látszik, hogy a

benne található klasztok erősen

átalakultak. Töredékei

kerekítettebbek a fekete és a

fehér mátrixú típushoz

viszonyítva.

Vékonycsiszolatban szemlélve

kitűnik, hogy a klasztok

mindegyikének alapanyagát

durvaszemcsés kvarc szorította

ki, amelynek szemcsemérete 20

és 100 µm közötti. A kvarcszemcsékben kirajzolódó megőrződött inhomogenitások gyenge

irányítottságot mutatnak, ebből a többi breccsaváltozat klasztjaihoz hasonlóan lemezes

riolit anyagú alkotórészek feltételezhetőek. A klasztok korábbi üregeit tridimit helyett

immár ugyanúgy durvaszemcsés kvarc tölti ki, mint amilyen a klasztok alapanyagában

látható. A mátrix aránya a breccsában 25-30%, tehát kevéssel több, mint a fekete

kötőanyagú breccsában. A mátrix mikroszkópban nehezen meghatározható, valószínűleg

nagy az opál és a finomszemcsés montmorillonit részaránya. Benne apró kvarcszemcsék

helyezkednek el, alakjuk és szöveti viszonyaik alapján töredékeknek minősíthetőek.

A kivájt üreg felett közvetlenül a breccsa cementje barna színű (42. ábra).

Vékonycsiszolatban meghatározható, hogy ez a változat a fekete mátrixú breccsához áll a

legközelebb, de fontos különbségek léteznek. A kötőanyagot kalcedon szolgáltatja

(agyagásvány nincs), amelyben a barna színt okozó tűs goethit kristályhalmazok foglalnak

helyet (42. ábra). Az ásvány áteső fényben gyengén átlátszó, interferenciaszínét elfedi az

erős saját színe. Legtöbbször radiálisan egy pontból kiinduló tűkként azonosítható, de

előfordulnak zömök téglalap alakú szemcsék is.

41. ábra: Barnássárga színű, agyagos kötőanyagú breccsa

55

Mangán ásványokra utaló jelek nem találhatóak. Külön figyelmet érdemel, hogy a

mátrixban rendkívül

apró jellegzetesen

erős reflexiójú telt

és kevésbé intezív

feltételezhetően ter-

mésarany- és

AuAg- szemcsék is

előfordulnak (43.

ábra). A breccsa

klasztjai dur-

vaszemcsés kvarc-

cá átkristályosodott

riolitból állnak,

szemben a fekete

kötőanyagú breccsa

klasztjaival, ame-

lyek anyaga finom-

szemcsés kvarc.

A breccsa és

riolit kontaktusától

kiindulva a riolitban

futó vékony erezés

figyelhető meg. Az

egyik mintában az

erezések anyaga

kizárólag opál,

mellékkőzetének anyaga durvaszemcsés kvarc. Az opál szabad szemmel sárga-

világosbarna színű. A mellékkőzet darabjai egymáshoz illeszthetőek. A másik megvizsgált

esetben az erek anyaga nagyrészt fehér színű opál, de nem elhanyagolható a kalcedon

mennyisége sem (44. és 45. ábra). Az opál szabálytalan alakú, kerekített körvonalú

szemcséket formáz, amelyeket körülnő az említett kalcedon kis vastagságban. Figyelemre

42. ábra: Barna mátrixú breccsa. A képen a mátrixot alkotó tűs goethit és

kalcedon szferulitok láthatók

56

méltó, hogy az érkitöltésben olyan üregek helyezkednek el, amelyek alakja negatív

kristályformával egyezik meg, és amelyek kitöltése mozaikos kvarc. A körvonal parallelo-

43. ábra: a) A barna mátrixú breccsa mátrixában található elektrumszemcse és b) aranyszemcse

44. ábra: A breccsa-riolit kontaktus közelében talált opál és kalcedon anyagú erezés

57

45. ábra: A riolitban nyomozható opál anyagú erezés mikroszkópi képe.

46. ábra: Sajátalakú kristályhalmaz helyét elfoglaló mozaikkristályos kvarc az opálból és kevés kalcedonból

álló érben.

gramma és rombusz metszettel rendelkezik (46. ábra). Eredetileg kalcit lehetett, amely

kioldódott. A mellékkőzet devitrifikált hólyagüreges riolit, amelyben nagyméretű kalcedon

szferolitok vannak (29. ábra) és alapanyaga nagyrészt aprószemcsés kvarcból vagy opálból

áll. A kőzet üregeit kitöltő tridimit sok üregben megmaradt, azonban az üregek közepén

fennmaradó helyeket kvarc és opál töltheti ki. A kőzet fenokristályainak helyét opál

foglalja el, de az értől távolodva az agyagásvány pszeudomorfózák átveszik a helyüket.

A breccsatestet átszelő törések mentén a kőzet intenzíven össze van töredezve, porlódik.

A felaprózott és a törés irányában nyúlt darabok között vékony erezések húzódnak. Az

erezések anyaga nem azonos a breccsa mátrixával. A kitöltéseket alkotó, szabad szemmel

fekete vagy sötétbarna ásványok mikroszkópban sötét- vagy világosbarna színnel

rendelkeznek, formájuk gömbös-vesés. Ebben az esetben is rögzíthető volt a kiválás

ritmusos jellege. A goethit több fázisban csapódott ki, helyenként vékony opál réteg

előzheti meg.

58

Az üreget elhagyva a breccsa megjelenése változik az előzőekhez képest. A tömör,

kemény kőzetben a mátrix mennyisége felszaporodik a lent található breccsához

viszonyítva: 25-35%. Nincsenek kitöltés nélküli üregek, mint a fekete és a barna

kötőanyagú változatokban. A fragmentumok anyaga az üregben található változatokhoz

mérten nagyobb mértékben durvaszemcsés kvarccá kristályosodott, de nem elhanyagolható

a finomszemcsés kvarc mennyisége sem (30%). Az egyik breccsából származó mintában

vélhetően kloritosodott biotitszemcsék és gránát is megjelenik mint a breccsa klasztjai. A

gyűjtött minták mátrixában sok: 30-70 % montmorillonit észlelhető finomszemcsés kvarc

mellett.

Összefoglalva a breccsa főleg riolitot és kevés kvarcerezést tartalmaz klasztként. A

töredékek mérete változatos, milliméter alattitól több 10 centiméteresig terjed. Főleg a

nagyobb töredékek közelében a breccsa szemcsevázú, de az apró fragmentumokkal

jellemezhető részeken a klasztok általában nem érnek össze, úsznak a mátrixban. A breccsa

osztályozatlan, szemcseméreteloszlása egyenletes, kiugró mennyiségű

szemcsemérettartomány nincs. A klasztok alakja szabálytalan, szögletesek vagy gyengén

kerekítettek, az utóbbiak általában kisebb szemcseméret-tartományba esnek, mint előbbiek.

A klasztok felülete egyenetlen, de nincsenek erős beöblösödések. Az egyes töredékek el

vannak fordulva egymáshoz képest és nem illeszthetők össze. A breccsa kötőanyaga

változik a feltáráson belül: a többféle opakásványt tartalmazó kalcedon mellett a

finomszemcsés kvarc, agyagásvány tartalmú mátrix is elkülöníthető. A kalcedon mátrix

kevésbé elterjedt, inkább a breccsatest közepén jelenik meg a feltárás alsóbb részén (36.

ábra).

59

8. A megfigyelt jelenségek értelmezése

8.1. Andezit

A Kis-Sertés-hegyet alkotó tömbös savanyú piroxénandezit pados megjelenésű kőzet. A

padosság létrejötte a kőzet lehűléséhez köthető. Az andezit megszilárdulása szubvulkáni

szinten mehetett végbe, mivel az alapanyaga pilotaxitos szövetű. A felszín felé mozgó

magma felhozta a mélyebben kivált autogén zárványokat és a környező kőzetből is

magával ragadott darabokat.

A hegy tetején található lemezes piroxénandezit lávafolyásnak tekinthető, alapanyaga

alig kristályos, hialopilites szövettel (11. ábra, 8. pont).

A hidrotermás tevékenység jelei leginkább a tömbös változatban mutatkoznak. A

lemezes andezit szálfeltárásában agyagos-okkeres erezések nem jelennek meg.

Mindazonáltal a kőzet alárendelt kovásodása jelentkezik néhány törés mentén. A tömbös

andezitben található sűrű agyagásványos erek a kőzet intenzív repedésrendszereihez

kapcsolódnak. A repedések gyakran követik a lávapadok felületét, ezeket felszíni

átalakulásként lehet értelmezni. A hidrotermás hatásra kialakuló erezések áttörik a

lávapadokat. A Kis-Sertés-hegy északkeleti oldalában az útbevágásban (11. ábra, 2. pont)

többféle átalakulás figyelhető meg. Az erekhez kötődő agyagásványosodás általános

jelenségnek számít, míg a kőzetben és a kovás erezésekben megjelenő pirit korlátozottabb

területre szorítkozik. A kovásodás és a kovás erek a pirit elterjedéséhez képest is igen

behatárolt kiterjedésűek, az agyagásványos erezések közepén figyelhetők meg néhány

centiméter vastagságban. A kvarc erezések mentén mellékkőzet csupán 2-3 centiméter

szélességben van átkovásodva. A piritet tartalmazó ér mellett olyan opál kitöltésű ér is

található, amelyben piritnek nyoma sincs. A megfigyelt különböző ásványos összetételű

erezések több elkülönülő szakasszal jellemezhető hidrotermás eseményre utalnak. Az

erezések mellett megfigyelt különböző átalakulások közt szerepel az andezit zeolitosodása,

amely térben és időben igen behatárolt folyamat lehetett.

A pirithez társulhat a kőzet montmorillonitosodása, hematitosodása, zeolitosodása vagy

kovásodása is.

60

Az andezit vastartalmú ásványaiból (hipersztén) felszabaduló vasból hematit és limonit

jöhet létre, amely ásványok széles körben elterjedtek a Kis-Sertés-hegy területén és a

47. ábra: Autogén zárvány üregében kivált gömbös-vesés hematit (vörös színű)

Tokaji-hegység többi részén is (47. ábra).

Az andezitben észlelhető hidrotermás átalakulásokat: hematitosodás,

montmorillonitosodás, kovásodás, piritesedés, zeolitosodás alacsony szulfidizációs fokú

fluidum hozta létre. Az andezitet – a megfigyelt átalakulások és az agyagásványok

minősége alapján – az epitermás rendszerek sekély részébe helyezhetjük (48. ábra).

8.2. Riolit

A Kis-Sertés-hegy vulkáni kőzeteit több különböző folyamat alakította a ma észlelhető

formájukra, amelyek megkülönböztetése elengedhetetlen a helyes értelmezéshez. Ezen

folyamatok térben és időben változó jellege tükröződik az egyes kőzettípusok

átalakulásainak mintázatában, egymáshoz való viszonyukban, valamint mikroszöveti

jellegeikben. A különböző hatótényezők felülírhatják egymást, amely a meghatározásukat

nehezíti.

A Kis-Sertés-hegy északkeleti lábánál elhelyezkedő kibukkanásban található savanyú

kőzetek átalakulásainak elemzése volt munkám egyik célja. Megállapítást nyert, hogy a

feltárásban szürke lemezes riolit fordul elő, amelyben vékony sávban és kis foltban vörös

riolit észlelhető. A riolit határa az andezittel nem figyelhető meg szálfeltárásban. Az, hogy

ez a határ „meleg” határnak tekinthető-e, vagyis az andezit ráfolyt-e az egyenetlen felszínű

riolitra, kevésbé valószínű, mivel átmeneti üveges alapanyagú (lávaár peremi részein gyors

hűlés) andezit szegélyfácies nem került elő. A két kőzettest között leginkább tektonikus

61

érintkezés képzelhető el. Arra nézvést, hogy a savanyú testet lávaárnak vagy dómnak

tekinthetjük-e, a kisméretű feltárás nem nyújtott információt, ennek eldöntéséhez ugyanis

az egyes vulkáni fáciesek egymáshoz viszonyított helyzetét volna szükséges felmérni. A

kőzet lemezessége a viszkózus láva lassú mozgásának köszönhető, a kisebb lávaredők a

lemezesség kialakulása utáni kismértékű elmozdulásnak tudhatók be. Mikroszkópban

egyes mintákban néhány sáv képlékeny elszakadása vagy elnyúlása is látszik, amely a

láván belüli viszkózus és kevésbé viszkózus sávok jelenlétére utal. Az elszakadt lemezek

közét a riolit saját anyaga tölti ki. A riolit alapanyaga intenzíven devitrifikálódott, ami

alapján a savanyú vulkáni testek központi, leglassabban hűlő, viszonylag sok hőtartalékkal

rendelkező zónájába helyezhető (Szepesi és Kozák, 2008). A devitrifikáció során létrejövő

ásványhalmazok szferolitos-axiolitos szövetűek. Az alapanyagban elhelyezkedő és a

folyási lemezesség irányának megfelelően megnyúlt ellipszoid alakú hólyagüregek megléte

az olvadék még képlékeny állapotában bekövetkezett illóvesztésre enged következtetni. A

kerekdedebb üregek a láva mozgása után alakulhattak ki. A tridimit hólyagüregekben

tapasztalt kiválása feltehetően a magma megszilárdulása előtt következett be az illódús

oldatok vándorlásának következtében.

A hidrotermás breccsa közelében a kibukkanó riolit gyakorlatilag mindenütt át van

kovásodva (azaz utólagos SiO2-hozzáadódás történt a kiindulási kőzethez). A kovásodás

mértéke nem egyenletes a feltáráson belül, de nem mutatható ki zonáció a breccsától való

távolság függvényében. A mikroszkópos vizsgálatok alapján a riolitokban kétféle

kovásodást lehet megkülönböztetni (ugyanúgy, mint a breccsa klasztjaiban): az uralkodóan

finomszemcsés kvarcot eredményező „átitatás” a legelterjedtebb, míg a másik típusban

durvaszemcsés kvarc szorította ki az alapanyagot. A finomszemcsés kvarchoz opál és

káliföldpát is társulhat a breccsa riolittöredékeiben. Sokszor megfigyelhető, hogy a

tridimittel kitöltött üregeket szferolitos kalcedon növi körbe, amelyek számára az üregek,

illetve az alapanyag véletlenszerűen elhelyezkedő pontjai is szolgálhatnak kristályosodási

gócként. A szferolitok nagyobbak a devitrifikáció során keletkező kristályoknál és

alapanyagbeli pozíciójukat az üregek és a riolit sávjai irányíthatják. Ezen szöveti bélyegek

alapján sejthető, hogy a szferolitok később keletkeztek a devitrifikáció termékeinél (a

tridimit kiválása az üregekben és az alapanyag-krisztallizáció közel egy időben zajlik). A

pásztázó elektronmikroszkópos megfigyelések a finomszemcsés ásványok elkülönítését

tették lehetővé. A sugaras kristályokban a káliföldpát összetétele eltér az alapanyagban

találhatótól, amely a különböző eredetet támasztja alá.

62

Az, hogy a riolit agyagásványosodáson esett át, gyakran csak mikroszkópban figyelhető

meg. Ahol intenzívebb, ott makroszkóposan is szembetűnő és leginkább a kőzet átalakult

fenokristályai fejezik ki. Magasabb hőmérsékletre jellemző illitet nem sikerült azonosítani.

Az agyagásvány minősége és a káliföldpátos, kovás átalakulás alapján a riolit az epitermás

rendszerek felszínközeli (50-200 m-re a felszíntől) részére helyezhető (48. ábra).

48. ábra: A riolit, a breccsa és az andezit elhelyezése az epitermás rendszerbe. Piros ellipszis jelzi a

feltételezett pozíciót (Molnár et al., 2000)

A terület átalakulásait tekintve több hasonlóság is létezik a Telkibánya közeli

ércesedéssel. A breccsa közel észak-déli csapása jól egyezik a Telkibányai ércesedést

kontrolláló vetők irányával (Molnár et al., 2000). Az átalakulások és az ércesedés jellege

hasonlít a Telkibányaihoz, de a Telkibányán meglévő nagyobb mélységre jellemző adulár-

szericit típusú átalakulás nem volt kimutatható. A Telkibányai ércesedési rendszerben is

több helyen találhatóak hidrotermás breccsák, amelyekhez ércesedés kötődik (Székyné-

Fux, 1970).

63

8.2.1. Gránát

A riolitban és breccsában felfedezett gránátokról a következők állapíthatóak meg. A

gránát kristályok szöveti sajátságaik alapján valószínűleg a magmában tartózkodtak,

mielőtt az felszínre jutott. Ezt látszik alátámasztani az a tény, hogy a szemcsék körvonalai

rezorbeáltak, de van néhány sajátalakú oldaluk. Ez egy meglévő idiomorf kristályra enged

következtetni, amely később visszaoldódott. A gránát tehát nem volt egyensúlyban az őt

felhozó magmával. A gránátot körülvevő kvarckristályok feltételezhetően a későbbi

hidrotermás hatás miatt keletkeztek a gránát korábbi paragenezisét kiszorítva.

A breccsában lévő gránátszemcse esetében a megfigyelt összetételkülönbség alapján

nem lehet kizárni sem a metamorf (xenolit), sem a magmás, sem a metaszomatikus

eredetet, mivel mindhárom módon keletkezhetnek zónás kristályok (Embey-Isztin és

Noske-Fazekas 1983). A mag nagy vastartalma és a kis magnézium-, kalciumtartalma nem

jellemző sem az eklogitos, sem a granulitos kőzetek gránátjaira. A peremi részek azonban

már jelentős mennyiségű magnéziumot és kalciumot tartalmaznak. Ez a kémiai változás

igen hasonlít a Csehvári (Börzsöny) magmás gránátkristályok reverz zónásságára (Embey-

Isztin és Noske-Fazekas 1983). A zárványként tartalmazott monacit-szemcsék alapján a

magmás vagy a metamorf eredet egyaránt elképzelhető. A monacit progresszív

metamorfózis során gyakran keletkezhet, de gránitos magmákban vagy pegmatitokban is

gyakran megjelenik (Koch és Sztrókay, 1962). Metamorf reakciók során monacit a

gránátszemcsék körül is létrejöhet (Matthew és Margaret 2004). A gránát

kvarczárványaiban talált apatitzárványok is többféle módon kristályosodhatnak. Az apatit

kristályosodása magmás, pegmatitos, pneumatolitos vagy hidrotermás környezetben

valósulhat meg. A kvarc lehet magmás vagy metamorf eredetű, de a gránátszemcse

töredezettsége arra is lehetőséget adhatott, hogy hidrotermás kvarc váljon ki egykori

zárványok helyére.

64

8.3. Breccsa

A területen megfigyelt breccsa kötőanyaga nem vulkáni anyagból áll, ez kizárja az

autobreccsa lehetőségét. Tulajdonságai alapján elmondható, hogy nem vulkanoszediment

vagy üledékes folyamatok hozták létre, vagyis nem piroklasztit. A telérszerű megjelenés és

a vulkáni üveg hiánya a hialoklasztit breccsa eredetet kizárja, amelyek a tengerbe kiömlő

láva hirtelen lehűlése és felaprózódása által képződnek. A tektonikus breccsák nyírás

hatására irányítottá váló szövetét és a klasztok megnyúlásának jeleit a breccsa

fragmentumaiban nem lehet észlelni. A kötőanyagként megjelenő hidrotermás ásványok

alapján (kalcedon, opál, káliföldpát, montmorillonit) a breccsa hidrotermás eredetűnek

tekinthető.

A breccsát alkotó kőzettöredékek sávos és homogén riolit, valamint kalcedon- és

polikristályos kvarc (egykori érkitöltés töredéke) is megjelenik. Az egyes kvarc erek

klasztként való megjelenése többszöri breccsásodásra, több szakaszra osztható hidrotermás

aktivitásra utal. A riolit töredékei változó mértékben kovásodtak át, vannak finomszemcsés

kvarcot és sok agyagásványt tartalmazó és durvaszemcsés kvarcot és kevés

montmorillonitot tartalmazó töredékek. Ez voltaképpen megegyezik a breccsát körülvevő

riolit átalakulási típusaival. A különböző jellegűen átalakult klasztok egymás melletti

közeli jelenléte azt tanúsítja, hogy nem a breccsásodási esemény során, annak fluidumai

hatására alakultak át, hanem azt megelőzően. A klasztok peremétől befele haladva

zonalitás az átalakulás mértékében vagy jellegében döntő többséggel nem tapasztalható.

Kivételt ez alól a vas-oxi-hidroxidok felülettel párhuzamos lefutása képez, amely

makroszkóposan látványos (. ábra), de mikroszkópban nem észlelhető összetételbeli

változás.

A klasztok gyenge, helyenként közepes-jó kerekítettsége és változó jellegű és mértékű

kovásodása a breccsásodás vertikálisan kiterjedt voltára utal. A kisebb méretű és általában

kerekítettebb töredékek valószínűleg hosszabb utat tettek meg a törés mentén, míg a

kerekítettséget nem mutató darabok a felszínhez közelebbről származhatnak, feltételezve,

hogy a fragmentumok felfele mozogtak.

A breccsa szövete néhány részlettől eltekintve nem tekinthető mozaikosnak, az in situ

breccsákkal ellentétben a klasztjai egymásoz képest lényegesen elmozdultak és elfordultak.

Ebből is viszonylag nagyobb mértékű szállításra lehet következtetni.

65

A változatos méretű töredékek leginkább kis energiájú folyamat által jöhetnek létre

(Jébrak 1997).

A KÉK-NyDNy csapású, breccsán belül megfigyelhető törés közelében a fehér mátrixú

breccsában nagy mennyiségű agyagásvány figyelhető meg, továbbá a törés menti

fluidumvándorlásra engednek következtetni a megjelenő opál- és goethit-tartalmú

erezések. Az észak-déli csapású törés a breccsásodás után jött létre.

A riolit képződése és az azt követő események időbeli sorrendiségéről a következők

állapíthatóak meg. A riolit megszilárdulása során az alapanyaga jól kristályos struktúrát

vett fel a külső lávafáciesekhez viszonyítottan lassú (azonban még mindig gyors) hűlésnek

köszönhetően. Az így létrejött káliföldpát-kvarc összenövések szferolitos szövettel

rendelkeznek. A láva hűlésével egyidejűleg a gázok expandálása által létrejött

hólyagüregeket tridimit töltötte ki. A riolit képződését követően valószínűleg hidrotermás

aktivitás hatására a kőzetek átkovásodtak. Teljes biztonsággal azonban nem zárható ki a

lávatest hűlése során bekövetkező kovásodás sem. Az átkovásodás jellege az illető kőzet

térbeli pozíciójának függvénye. Az agyagásványosodás a breccsatesttől 20 méteren belül

észlelhető. A kalcedon szferolitok és kévésen elhelyezkedő tűk nagyobb mérettartományba

esnek, mint a devitrifikáció során kialakultak. Az átkovásodott vulkáni termékek

permeabilitása igen csekély, ami által a még aktív fluidumok számára akadályt

képezhetnek. A hidrotermás rendszerekben gyakori jelenség, hogy a kovás testek miatt a

fluidumok nyomása megemelkedik és a nyomás feloldódása során a kőzettest

fragmentálódik (Hedenquist és Henley 1985). A breccsa mátrixa változó mértékben

tartalmaz agyagásványt, opált, kalcedont és káliföldpátot. Egymástól legjobban a kalcedon,

opakásvány anyagú (fekete és barna breccsa) és a montmorillonit, opál anyagú mátrix

csoport különül el. A kalcedon mátrixban megfigyelt termés arany szemcsék gazdasági

szempontból lehetnek jelentősek, illetve egyértelmű kapcsolatot jelentenek a Telkibánya

környékén jól ismert epitermás Au- ércesedéssel. A két különböző összetételű mátrix-

csoportot a breccsa-telér kis kiterjedése miatt kevésbé valószínű, hogy egy esemény hozta

létre. Elfogadhatóbb az a feltételezés, hogy több (legalább 2) oldatmozgási esemény által

jöttek létre. A breccsa keletkezése után két törés jött létre benne, amelyek mentén tobább

folytatódott az oldatok mozgása, amire a törésekben kivált opál és goethit utal.

66

9. Összefoglalás

A dolgozat célja a Kis-Sertés-hegy kőzetei elterjedésének pontosítása, azok hidrotermás

átalakulásainak azonosítása volt.

A térképezett területen három féle kőzettípust lehetett elkülöníteni. A hegy nagy részét

kétéfle megjelenésű andezit alkotja, melyek közül a tömbös andezit fordult elő nagyobb

kiterjedésben, a lemezes andezithez képest.

Az andezit mellett a hegy keleti völgytalpánál riolit bukkan elő, melyben egy

hidrotermás brecssa is megfigyelhető volt, amely telérszerűen helyezkedett el a riolitban.

Az andezitben hidrotermás érhálózatok találhatóak. Az átalakulások ezekhez az

érhálózatokhoz köthetőek. Benne több helyen is megfigyelhetőek érchozó oldatok nyomai.

Legelterjedtebb átalkulásai a montmorillonitosodás, a hematitosodás. Piritesedést

korlátozott elterjedéssel a kovás erezésekben és az agyagásványosodott mellékkőzetben

egyaránt lehet megfigyelni. A zeolitosodás kevésbé kiterjedt átalakulás, mivel csak

pontszerű a megjelenése a hegy északkeleti részén.

A devitrifikálódott riolit montmorillonitos és kovás elváltozáson esett át. A riolit

átalakulása már a breccsásodási eseményeket megelőzően is megkezdődhetett. Ezt

követően képződhetett a riolitban megjelenő, Au-tartalmú hidrotermás breccsa. Majd a

végén írd le hogy hova helyezed el a területed az pitermás rendszerben.

A megfigyelt ásványparagenezisek és szöveti bélyegek alapján mind a riolit, mind az

andezit átalakulása idején az epitermás rendszerek sekély, felszínközeli részébe

helyezhető.

67

10. Köszönetnyilvánítás

Köszönetemet szeretném kifejezni témavezetőmnek Dr. Kiss Gabriellának, akinek a

szakmai tudása és türelme nélkül a munka nem készülhetett volna el. Köszönöm Dr.

Molnár Ferenc segítségét.

Köszönöm Takács Ágnesnek, aki számos gyakorlati és elméleti probléma

megoldásában nyújtott felbecsülhetetlen segítséget és szerepe a dolgozat létrejöttében

alapvető.

Köszönöm Tóthné Király Juditnak a röntgenfelvételek elkészítését.

Köszönöm Dr. Dódony Istvánnak a röntgenfelvételek elemzését.

Köszönettel tartozok az Ásványtani Tanszék többi dolgozójának és az összes

szakdolgozójának.

Hálás köszönet illeti Dr. Ditrói-Puskás Zuárdot és Józsa Sándort, akik a petrográfiai

elemzésben töltöttek be fontos szerepet.

Köszönöm Dr. Zelenka Tibornak a petrográfiai segítségét.

Köszönöm Vígh Csabának a gránátok elemzésében nyújtott segítségét.

Köszönetet érdemel a Kőzettani Tanszéken található SEM-et működtető Bendő Zsolt,

valamint a Fizikai Tanszék elektronmikroszkópját kezelő Dr. Varga Gábor és Dankházi

Gábor. A projekt részben az Európai Unió támogatásával és az Európai Szociális Alap

társfinanszírozásával valósult meg, a támogatási szerződés száma TÁMOP 4.2.1./B-

09/KMR-2010-0003.

Végül, de nem utolsósorban köszönöm Kedvesemnek, Nagy Rékának az önzetlen

segítségét és türelmét.

68

11. Felhasznált irodalom

BÓCZÁN B., FRANYÓ F., FRITS J., LÁNG S., MOLDVAY I., PANTÓ G., RÓNAI A., 1966:

Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához, M-34 XXXIV, MÁFI,

199 p.

CAS R., GIORDANO G., BALSAMO F., ESPOSITO A., MASTRO L., 2011: Hydrothermal

Breccia Textures and Processes: Lisca Bianca Islet, Panarea Volcano, Aeolian Islands,

Italy – Econ. Geol., v. 106, pp. 437-450

CSONTOS L., NAGYMAROSI A., HORVÁTH F., KOVÁC M. 1992: Tertiary evolution of the

Intra-Carpathian area: a model – Tectonophysics v. 208, p. 221-241

CSONTOS L., TARI G., BERGERAT F., FODOR L. 1991: Evolution of the stress fields int he

Carpatho-Pannonian area during the neogene – Tectonophysics 199, 73-91

DOWNES H., PANTÓ, GY., PÓKA, T., MATTEY, P.B., GREENWOOD, P.B., 1995: Calc-

alkaline volcanics of the Inner Carpathian arc, Northern Hungary, New Geochemical and

oxygen isotope results - Acta Volcanologica, v.7., p. 29-41

EMBEY-ISZTIN A. ÉS NOSKE-FAZEKAS G. 1983: Ont he origin of garnet in magmatic

rocks – Fragmenta Mineralogica et Paleontologica, 11., p. 9-27

GYARMATI PÁL, 1964: A Tokaji-hegység déli részének andezitfajtái – Évi Jelentés1961,

1. pp. 485-493

GYARMATI PÁL, 1977: A Tokaji-hg intermedier vulkanizmusa - MÁFI Évi Jelentés

HEDENQUIST J. W., ARRIBAS A. 2000: Epithermal gold deposits: I. Hydrothermal

processes in intrusion-related systems, II. Characteristics, examples and origin of

epithermal gold deposits. In: Molnár F., Lexa J. & Hedenquist J.W. (Eds.): Epithermal

mineralization of the Western Carpathians. – Econ. Geol. Guidebook Ser. 31

HEDENQUIST J. W., HENLEY R. W. 1985: Hydrothermal Eruptions in the Waiotapu

Geothermal System, New Zealand: Their Origin, Associated Breccias, and Relation to

Precious Metal Mineralization – Econ. Geol., vol. 80., pp. 1640-1668

HEDENQUIST J.W. ÉS LOWENSTERN J.B. 1994: The role of magmas in the formation of

hydrothermal ore deposits – Nature, Vol. 370, p. 519-527

69

HORVÁTH F., 1993: Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian

Basin - Tectonophysics, v. 226, p. 333-357

ILKEY-PERLAKI E., 1961: Jelentés a Hejce, Gönc, Telkibánya, Kéked környékén végzett

felvételről – MÁFI Adattár, p. 23

ILKEY-PERLAKI E., 1966: A Tokaji-hegység földtani térképe, 1:25000, Gönc – Magyar

Állami Földtani Intézet

ILKEY-PERLAKI E., 1967: Magyarázó a Tokaji-hegység földtani térképéhez, 25000-es

sorozat, Gönc - MÁFI

ILKEY-PERLAKI ÉS PENTELÉNYI, 1978: Magyarázó a Tokaji-hegység földtani térképéhez,

25 000-es sorozat, Hollóháza-Füzérkajata - MÁFI

JÉBRAK M., 1997: Hydrothermal breccias in vein-type deposits: A review of

mechanisms, morphology and size distribution - Ore Geology Reviews 12 (1997) 111-134

KOCH S. ÉS SZTRÓKAY K. I. 1967: Ásványtan I-II – Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest

KOZÁK M., 1994: Telkibánya környékének kőzetföldtani felépítése és fejlődéstörténete -

Topographia Mineralogica Hungariae v.2., pp. 45-81

LEXA J., SEGHEDI I., NÉMETH K., SZAKÁCS A., KONECNY V., PÉCSKAY Z., FÜLÖP A.,

KOVACS M. 2010: Neogene Quaternary volcanic forms in the Carpathian-Pannonian

region: A review – Central European Journal of Sciences 2010, 207-270

LIFFA A., 1953: Telkibánya környékének földtana és kőzettana - Földtani Intézet

Évkönyve 41., (3): 3-73

MANLEY, C. R. & FINK, J. H. 1987: Internal textures of rhyolite flows as revealed by

research drilling. — Geology 15, 549–552.

MATTHEW J. K. ÉS MARGARET A. M. 2004: Formation of monazite via prograde

metamorphic reactions among common silicates: Implications for age determinations –

Geochim. et Cosmochim. Acta, vol. 68, No.1, pp. 101-113

MÁTYÁS E., 1974: Volcanic and postvolcanic processes int he Tokaj Mountains on the

basis of geological data of raw material prospecting; Acta Geologica Academiae

Scientiarum Hungaricae, Tomus 18, (3-4), pp. 421-455

MOLNÁR F. ÉS SZAKÁLL S. 1994: A Telkibányai ércesedés oxidásványai, Topographia

Mineralogica Hungariae v.2., pp. 181-199

70

MOLNÁR F., 1997: Az epitermás aranyércesedések kialakulásának modellezése

ásványtani-genetikai vizsgálatok alapján: példák a Tokaji-hegységből; Földtani Kutatás

XXXIV. Évfolyam 1. szám

MOLNÁR F., ZELENKA T., MÁTYÁS E., PÉCSKAY Z., BAJNÓCZI B., KISS J., HORVÁTH I.

2000: Epithermal mineralization of the Tokaj Mountains, Northeast Hungary: Shallow

Levels of Low-Sulfidation Type Systems. In: Molnár F., Lexa J. & Hedenquist J.W. (Eds.):

Epithermal mineralization of the Western Carpathians. – Econ. Geol. Guidebook Ser. 31,

109-153

NEUBAUER, F., LIPS, A., KOUZMANOV, K., LEXA, J., IVAˇZCANU, P.: Subduction, slab

detachment and mineralization: The Neogene in the Apuseni Mountains and Carpathians;

Ore Geology Reviews 27 (2005) 13–44

PÉCSKAY Z., LEXA, J., SZAKÁCS, A., SEGHEDI, I., BALOGH K., KONECNY, V., ZELENKA

T., KOVACS, M., PÓKA T., FÜLÖP A., MÁRTON E., PANAIOTU, C., CVETKOVIC, V. :

Geochronology of Neogene magmatism int he Carpathian arc and intra-Carpathian area in

Geologica Carpathica, december 2006, 57, 6, 511-530

SALTERS, J.M., HART, S.R., PANTÓ, GY., 1988: Origin of Late Cenozoic volcanic rocks

of the Carpathian Arc, Hungary in L.H. Royden and F. Horváth, eds., The Pannonian

Basin, a study in basin evolution - American Association of Petroleum Geologists,

Geological Memoirs, v. 45, p. 279-292

SEGHEDI I., HILARY DOWNES, SZABOLCS HARANGI, PAUL R.D. MASON, ZOLTÁN

PÉCSKAY 2005: Geochemical response of magmas to Neogene–Quaternary continental

collision in the Carpathian–Pannonian region: A review – Tectonophysics 410, 485-499

SEGHEDI, I., DOWNES, H., SZAKÁCS, A., MASON, P.R.D., THIRLWALL, M.F., ROSU, E.,

PÉCSKAY, Z., MÁRTON, E., PANAIOTU, C.: Neogene–Quaternary magmatism and

geodynamics in the Carpathian–Pannonian region: a synthesis, Lithos 72 (2004) 117–146

SILLITOE, R.H., 2008: Special Paper: Major Gold Deposits and Belts of the North and

South American Cordillera: Distribution, Tectonomagmatic Settings, and Metallogenic

Considerations; Economic Geology, v. 103, pp. 663-687

SILLITOE, R.H. & HEDENQUIST, J.W., 2003: Linkages between Volcanotectonic Settings,

Ore-Fluid Compositions, and Epithermal Precious Metal Deposits; Society of Economic

Geologists, Special Publication 10, p. 315-343

71

STEVENSON R. J. ET AL.. 1994: Physical volcanology and emplacement history of the Ben

Lomond rhyolite lava flow, Taupo Volcanic Centre, New Zealand. — New Zealand

Journal of Geology and Geophysics 37, 211–221.

SZEPESI J. ÉS KOZÁK M., 2008: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat

fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója, Földtani Közlöny 138/1, 61-83, 2008

SZÉKYNÉ-FUX VILMA 1970: Telkibánya ércesedése és kárpáti kapcsolatai – Akadémiai

Kiadó, Budapest, 266 p.

SZÉKYNÉ-FUX V. ÉS HERMANN M. 1951: Telkibánya- Alsókéked környékének

petrogenezise – Földtani Közlöny 81, 250-263

SZABÓ CS., HARANGI SZ., CSONTOS L., 1992: Review of Neogene and Quaternary

volcanism of the Carpathian-Pannonian region: Tectonophysics, v. 208, p. 243-256.

WORTEL, M. J. R. AND SPAKMAN, W. 2000: Subduction and Slab Detachment in the

Mediterranean-Carpathian Region, Science’s Compass, 8 december 2000, vol. 290

ZENTAI P., 1991: Programme of the regional geophysical survey in the Zemplén Mts -

Unpublished Research Report No. 1187., Eötvös Loránd Geophysical Institute, Hungary

72

12. Mellékletek

Kfp1 tömeg% hiba

Kfp2 Na2O 3,34 0,22

Na2O 4,08 0,29

Al2O3 18,86 0,37

Al2O3 19,47 0,4

SiO2 67,62 0,7

SiO2 68,85 0,73

K2O 10,18 0,16

K2O 7,61 0,14

TOTAL 100 0,84

TOTAL 100 0,9

riolit g8-1

g8-2

g8-3

tömeg% mól%

MgO 0.36 0.80 MgO 0.43 0.97 MgO 0.33 0.74

Al2O3 18.71 16.53 Al2O3 18.76 16.58 Al2O3 18.64 16.43

SiO2 35.56 53.31 SiO2 35.31 52.96 SiO2 35.12 52.54

CaO 0.48 0.78 CaO 0.43 0.69 CaO 0.69 1.10

MnO 4.77 6.06 MnO 4.79 6.08 MnO 5.29 6.71

Fe2O3 39.83 22.47 Fe2O3 40.28 22.73 Fe2O3 39.93 22.47

Total 100.00 100.00 Total 100.00 100.00 Total 100.00 100.00

g88-1

g88-2

g88-3

g88-4

MgO 12.07 20.51 8.57 15.53 0.37 0.84 0.39 0.88

Al2O3 16.24 10.91 16.97 12.16 18.73 16.67 18.88 16.77

SiO2 35.24 40.17 36.61 44.52 35.09 53.00 35.27 53.13

CaO 15.17 18.53 11.31 14.73 0.60 0.98 0.58 0.93

MnO 1.40 1.36 1.60 1.65 3.98 5.09 4.02 5.12

Fe2O3 19.87 8.52 24.94 11.41 41.23 23.43 40.86 23.16

Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00

g88-5

g88-6 0.24 0.54 0.25 0.56

18.67 16.66 18.70 16.72

35.13 53.17 35.23 53.46

0.62 1.01 0.48 0.79

3.93 5.03 3.62 4.65

41.41 23.58 41.73 23.82

100.00 100.00 100.00 100.00

73

zárvány g88-

monacit1

g88-monacit2

Al2O3 4.96 7.72 SiO2 12.17 32.16 SiO2 4.62 15.30

P2O5 18.72 20.95 P2O5 29.89 41.90

ThO2 13.00 7.82 ThO2 19.45 14.66

UO2 2.23 1.31 UO2 3.40 2.51

La2O3 8.15 3.97 Ce2O3 20.08 9.72 Ce2O3 27.35 16.58

Nd2O3 8.11 3.83 Nd2O3 15.30 9.05

Fe2O3 12.58 12.52 Total 100.00 100.00 Total 100.00 100.00

74