vulkáni-törmelékes k ızetek vizsgálata a...

EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR

Földrajz- és Földtudományi Intézet Természetföldrajzi Tanszék

Vulkáni-törmelékes kızetek vizsgálata a Visegrádi-hegységben

DIPLOMAMUNKA

Készítette:

KÓSIK SZABOLCS geográfus

Témavezetı:

DR. KARÁTSON DÁVID egyetemi docens

Budapest 2006.

2

TARTALOMJEGYZÉK

1. Bevezetés, célkitőzések 1. oldal

2. A Visegrádi-hegység kutatástörténete 3. oldal

3. A miocén vulkanizmus háttere: a kárpát-pannon térség

fejlıdéstörténetének vázlata 5. oldal

3.1. A Pannon-medence geodinamikai fejlıdése 5. oldal

3.2. A Kárpát-medence intermedier mészalkáli vulkanizmusa 5. oldal

4. A Visegrádi-hegység földtani felépítése 8. oldal

5. A Visegrádi-hegység fı vulkáni kızettípusai 11. oldal

5.1. Dácitok, riodácitok 11. oldal

5.2. Andezitek 12. oldal

6. A vulkáni törmelékkızetek keletkezésének és jellemzıinek

áttekintése 14. oldal

7. Vulkanológia és petrográfia 17. oldal

7.1. A minták leírásának metodikája 17. oldal

7.2. A minták leírása 18. oldal

7.3. A petrográfiai vizsgálatok során kapott eredmények 38. oldal

7.3.1. A kızetek keletkezési módjának igazolása

informatikai módszerek segítségével 38. oldal

8. Terepi szedimentológiai megfigyelések 42. oldal

8.1. A szedimentológiai megfigyelések alapjai 42. oldal

8.2. A Zsivány-sziklák szedimentológiai vizsgálata 42. oldal

8.2.1. A Zsivány-sziklák elhelyezkedése és kialakulása 42. oldal

8.2.2. A Zsivány-sziklák szelvényeinek vizsgálata 44. oldal

8.3. A Vasas-szakadék szedimentológiai vizsgálata 49. oldal

8.4. A litoklasztokból készült vékonycsiszolatok

számítógépes kiértékelése 52. oldal

8.4.1. A vizsgálat során kapott eredmények 52. oldal

8.4.2. Újabb adatok a Zsivány-sziklák rétegsoraihoz 54. oldal

8.4.3. A Rám-szakadékban és a Tost-szikláknál kapott

eredmények 55. oldal

3

9. Összefoglalás 56. oldal

9.1. A vulkáni-törmelékes kızetek vizsgálata során kapott


9.2. A hegység vulkanizmusával és felszínfejlıdésével kapcsolatos


9.3. A további vizsgálódás fıbb irányainak lehetıségei 57. oldal

Köszönetnyilvánítás 59. oldal

Irodalomjegyzék 60. oldal

1

1. Bevezetés, célkitőzések

Diplomamunkámban a Visegrádi-hegység vulkáni-törmelékes kızeteinek

vizsgálatával foglalkozom. Annak ellenére, hogy a hegység területének jelentıs részén

piroklasztikus breccsák és azok áthalmozott üledékei vannak a felszínen (Karátson et al.

2006), egy-egy területre vonatkozó részletesebb vizsgálatokat eddig nem folytattak a

jelen munka témájában. Saját vizsgálataim során a vulkáni-törmelékes képzıdmények

elsıdleges vagy másodlagos (áthalmozott) voltának kiderítésére törekedtem, elsısorban a

kızetfeltárások részletes kızettani, vulkanológiai, vulkanoszedimentológiai elemzésével.

Terepbejárásaim során a hegység 17 kızetfeltárását tanulmányoztam és 38

kızetmintát győjtöttem be nagyrészt vulkáni-törmelékes kızetekbıl. A mintákat

elsısorban a vulkáni anyag mátrixából vettem, mivel ezek jóval több információval

szolgálnak a szállítási folyamatokról, a hegységben lejátszódó anyagáthelyezıdésekrıl,

sıt részben a hegység miocén felszínfejlıdésérıl is, mint a lávaanyagot reprezentáló

litoklasztok. A győjtés és a kızetek makroszkópos leírása után került sor a

vékonycsiszolatok elkészítésére. A petrográfiai vizsgálatokat követıen az egyes mintákat

a Karátson Dávid és munkatársai által a közelmúltban összeállított (Karátson et al.

benyújtott tanulmány), a hegységben található lávakızetek osztályozására vonatkozó

elvek alapján csoportosítottam. Egyes mintavételi helyeken (pl. Vasas-szakadék,

Zsivány-sziklák) részletes szedimentológiai megfigyelésekre is sor került, és a kızettani

adatok, illetve a kémiai összetétel ismeretében ezeken a területeken a lerakódó üledékek

litológiájának relatív idıbeli változásáról is kaptam információkat.

A kızettani vizsgálatok mellett a lerakódás körülményeire is próbáltam

következtetni. Ehhez megvizsgáltam az egyes minták kristályainak és juvenilis

alkotórészeinek szemcseméretét, a kristályok osztályozottságát, kerekítettségét.

Szedimentológiai jellegő vizsgálatomhoz fotóstatisztikai módszert is segítségül hívtam,

amellyel a minták irányítottságát és kerekítettségét határoztam meg. Sajnálatos módon a

fényképezést mőszaki problémák is hátráltatták, így a minták egyelıre csak kis hányadán

volt lehetıségem a fotóstatisztikai vizsgálatok elvégzésére.

A 17 mintavételi hely közül két helyen piroklasztitokat is sikerült találni, de a

többi helyen a hegységet másodlagos, epiklasztikus (ezen belül gyakran blokk- és

hamuárakból továbbhalmozott) kızetek fedik. Az epiklasztitok kızettani besorolása jóval

összetettebb a bennük föllelhetı lávakızetekénél, mivel gyakran több fajta andezit is

2

keveredik. Vannak azonban olyan törmelékes kızetek is, amelyek ásványtani

szempontból teljesen egyveretőek és megfeleltethetıek a kiömlési, szubvulkáni

kızettípusoknak. Diplomamunkámban az egyes típusok vulkáni-törmelékes kızetek

típusainak hegységen belüli elterjedését felderítve próbálom a vulkáni felépítményt és az

egykori felszínalakító folyamatokat rekonstruálni.

3

2. A Visegrádi-hegység kutatástörténete

A Visegrádi-hegység elsı az egész hegységre kiterjedı vizsgálatát Koch végezte

(1871a, 1871b, 1871c, 1872, 1874), amelynek eredményeit az 1877-ben elkészült

monográfiájában foglalta össze. Ebben a munkában jelent meg az elsı földtani térkép a

hegységrıl. Szabó (1872, 1894) a hegység Börzsönnyel való kapcsolatát említette meg,

ill. az andezitek képzıdését magmakeveredéssel magyarázta. Schafarzik (1902)

elkészítette a hegység pontosított földtani térképét, valamint beszámolt tektonikai

megfigyeléseirıl is. Szőcs (1934, 1937) kızettani kutatásait Pilismarót és Dobogókı

környékén végezte. A hegység egészérıl Lengyel (1925a, 1925b, 1926, 1927, 1950,

1951, 1953) közölt kızettani vizsgálatokat, vizsgálta az alaphegység és a vulkáni kızetek

viszonyát, megbecsülte a vulkánosság kezdetét és elkülönítette fı szakaszait. Vendl

(1928) megfigyelte, hogy a Visegrádi-hegység és a Pilis közötti határ tektonikus eredető,

az északi területek alatt a triász kızetek a mélybe süllyednek, s erre települnek rá a

harmadidıszaki képzıdmények. Schafarzik és Vendl (1929, 1964) a hegység geológiai

felépítését egy kirándulásvezetıben ismertették.

Cholnoky (1937) a hegység vulkánmorfológiai rekonstrukciójában három kitörési

központot különített el. Az egyik a Dobogókıtıl É-ra lévı kettıs kaldera, melyek kettıs

berogyás során keletkeztek. Az idısebbik formának a Dobogókı peremét tartotta, míg

ennek közepén a fiatalabb Keserős-hegy íves gerince terül el. A második a visegrádi

központ volt, mely kisebb lávafolyásokból épül fel. Ennek oldalkrátereinek tekintette a

visegrádi Várhegyet és a Csódi-hegyet. A harmadik központ a Nagy-Csikóvár volt. Wein

(1939) megfigyelte, hogy a tufák a mőködés kezdeti stádiumában vízben ülepedtek le, s

csak késıbb szárazföldön. Megállapította, hogy a tufák vastagsága a kitörési centrum felé

növekszik. A vulkáni mőködés kezdetét burdigálai-helvéti (eggenburgi-ottnangi határ)

határra, a végét a tortonaira (bádeni) teszi.

Zelenka (1958, 1960) földtani és kızettani vizsgálatokat végzett a hegység déli

részén, ahol a vulkáni és az üledékes kızetek viszonyát vizsgálta. Foglalkozott a vulkáni

mőködés szakaszaival ill. a vulkáni mőködés és a tektonika kapcsolatával is. Balla és

Korpás (1980) a Dunazug-hegységben a vezetıszintek hiánya miatti nehézkes

térképezésrıl írtak. Balla és Mártonné Szalay (1980) paleomágneses mérésekkel kísérelte

meg a Dunazug-hegység és a Börzsöny szerkezetének rétegtani felosztását és

párhuzamosítását. Korpás et al. (1998) kiadták az 1982-es magyarázót a Börzsöny és a

4

Visegrádi-hegység 1:50:000 méretarányú földtani térképéhez, amely a legpontosabb

összefoglaló mő a területrıl. Both (2001) a pomázi Kı-hegy vulkanológiai-

vulkánmorfológiai viszonyait vizsgálta diplomamunkájában, Bendı (2002) szintén

diplomamunka keretein belül végzett petrográfiai vizsgálatokat a visegrádi Várhegy

környékén. Karátson et al. (2006) a Keserős-hegyi vulkánt lávadómcsoportként

értelmezték, É felé nyitott mélyedését U-alakú hegycsuszamlással magyarázták,

amelynek morfológiájához utóbb a Dunakanyar is igazodott (1. ábra).

1. ábra: A Visegrádi-hegység ısföldrajzi képe a pleisztocén elején

(Karátson et al. in 2006 alapján, módosítva)

5

3. A miocén vulkanizmus háttere: a kárpát-pannon térség

fejlıdéstörténetének vázlata

3.1. A Pannon-medence geodinamikai fejlıdése

A Pannon-medence, mint tektonikai egység csak az alsó miocéntıl létezik és a

kárpáti ívvel párhuzamosan lezajló szubdukcióhoz kapcsolódó ív mögötti medenceként

értelmezhetı (Fodor és Csontos 1998). Az aljzata fıként takarós szerkezető, szerkezetileg

fıként két egység alkotja. Az afrikai kapcsolatokkal rendelkezı ALCAPA egység a

medence északi részén helyezkedik el, míg tıle délre, a származását tekintve európai

eredető Tisza-Dácia lemez található. A két mikrolemezt a Közép-magyarországi vonal

választja el egymástól (Csontos, 1995, Fodor és Csontos 1998). Az alpi kompressziós

zónából a korai miocénben az ALCAPA blokk keleti irányú kilökıdést szenvedett

(Kázmér és Kovács, 1985). A találkozó két egység kezdetben ellentétes irányú forgása

után a középsı miocénban a két mikrolemez együttes keleti irányú mozgása zajlott. A

mai helyük felé mozgó ALCAPA és Tisza-Dácia lemezek alá fokozatosan Ny-ról DK-i

irányban alábukott az itt hullámzó bádeni tenger vékony aljzata, melynek

következményeként létrejöttek a Kárpátok külsı győrt hegyláncai, valamint kialakult a

Pannon-medence. A medenceképzıdés két fázisban zajlott, a litoszféra extenziója a korai

és középsı miocénban (szin-rift fázis) a szubdukálódó lemez kelet felé való hátrálásának

(„roll back” hatás) tulajdonítható. Az elvékonyodást az alábukó lemezzel együtt hátráló

takarófront szívó hatása is fokozta (Csontos, 1995). A középsı miocéntıl kezdıdıen a

medence termális süllyedése (poszt-rift fázis) egészen a pliocénig zajlott. A Pannon-

medencében ma is tapasztalható feszültség az Adriai-lemez észak felé tartó mozgásának,

az általa kifejtett kompressziónak tulajdonítható (Fodor és Csontos 1998).

3.2. A Kárpát-medence intermedier mészalkáli vulkanizmusa

A Kárpát-Pannon térség fejlıdésének egyik legmeghatározóbb eseménysora volt a

miocéntıl a pleisztocénig, majdnem 20 millió éven keresztül tartó vulkáni aktivitás

(Szabó et al. 1992, Pécskay et al. 1995). A vulkánosság a Pannon-medence és a Kárpátok

6

kialakulásának szerves velejárója volt. A Kárpát-medencében a vulkáni kızetek szinte az

egész térségben elıfordulnak, felszínen fıként a Kárpátok belsı hegykoszorúja mentén,

míg a medence belsejében általában fiatalabb üledékek települnek a vulkáni összletre. A

vulkanitok kora, kızettani jellemzıi, ill. a vulkáni mőködés sajátosságai alapján négy

csoportba osztható (Harangi 2001). 1) magas SiO2-tartalmú vulkáni kızetek; 2)

mészalkáli intermedier vulkáni képzıdmények; 3) káli és ultrakáli magmás kızetek; 4)

alkálibazalt vulkanitok. A továbbiakban a Visegrádi-hegységet is felépítı intermedier

mészalkáli vulkanizmust mutatom be.

Az intermedier mészalkáli vulkanitok a szubdukció varratvonalától kb. 200 km-

rel beljebb kerültek a felszínre, legkorábban Dél-Lengyelországban, a Felvidék Ny-i

részén és a Börzsöny-Visegrádi-hegységben. Ettıl K-, majd DK-felé mintegy 700 km-es

hosszúságban húzódik az egyre fiatalodó vulkáni hegységek sorozata. A nyugati és északi

területeken a vulkáni öv széles vonulatban húzódik, néhol a 400 km-t is eléri. Az Eperjes-

Tokaji-hegységtıl keletre elkeskenyedik, a Keleti Kárpátokban csak néhány kilométer. A

Kárpátok vonulatán kívül még az Erdélyi-középhegységbıl és a Mecsekbıl is

ismeretesek hasonló korú andezites kızetek. A geokémiai vizsgálatok alapján

elmondható, hogy az alábukó lemez hidratált ásványokat tartalmazó üledékeket vitt

magával. A nagyobb nyomás és hımérséklet hatására a hidratált ásványokból víz és

egyéb illók szabadulnak fel, melyek fölfelé mozgásuk során a felsıbb köpenyrészeket

átitatták (köpenymetaszomatózis). Ezzel párhuzamosan az olvadáspont lecsökkenésével

megindul a felsı köpenyrész parciális olvadása, s bazaltos magmák jöttek létre. A

keletkezett magmák többszöri differenciálódást követıen kerültek a felszínre.

A hazai intermedier vulkanitok termékei kızettani szempontból fıleg andezitek,

dácitok, riolitok, kisebb részben bazaltandezitek-bazaltok közé sorolhatók. Ezek a

kızetek változatos kitöréstermékekbıl álló rétegvulkáni szerkezeteket építenek fel,

melyek központjában kráterek vagy kalderák vannak (Konecny et al., 1995; Karátson,

1995; Karátson et al. 2000; 2001). A vulkánok lábainál áthalmozott törmelékmezık

húzódnak, melyek közé néhol ár-piroklasztitok, lávaárak települnek. A vulkáni

felépítmények általában periodikus kiömléses és robbanásos mőködéssel keletkeztek,

melyet a mőködés szüneteiben meginduló gravitációs mozgások és a víz áthalmozó

tevékenysége módosított. A vulkánosság kb. 16,5 millió éve kezdıdött az ív nyugati

végén (Közép-Szlovákiai Vulkáni terület, Börzsöny, Visegrádi-hegység.; Pécskay et al.,

1995; Karátson et al., 2000). A nyugati területek vulkánjai 16-9 millió évvel ezelıtt

mőködtek. A vulkáni aktivitást fıként andezites, dácitos vulkánosság jellemezte, a végsı

7

fázisban bazaltandezites magmák törtek fel. Az Északkeleti-Kárpátok hegységei 14-9

millió éven át voltak aktívak (Pécskay et al. 1995). A legfiatalabb vulkáni képzıdmények

a Keleti-Kárpátokban Kelemen-és Görgényi-havasok ill. a Hargita területén találhatók. A

mőködés a Kelemenben kb. 9,5 millió éve kezdıdött, s délfelé tolódva néhány tíz ezer

éve fejezıdött be a vulkáni ív DK-i végét jelentı Csomádban (Pécskay et al. 1992,

Szakács et al. 1993). A vulkáni tevékenység okát illetıen a kutatók véleménye nem

egységes. Szabó et al. (1992) és Downes et al. (1995) szerint az intermedier vulkanizmus

kiváltója a szubdukció volt. Mások, mint pl. Harangi (2001) csak a Keleti-Kárpátok

szubdukciós eredetét látják valószínőnek, a Nyugati-Kárpátokban a vulkánosság eredetét

a litoszféra extenziójával magyarázzák.

2. ábra: A neogén intermedier vulkáni kızetek a Kárpát-Pannon régióban

(Pécskay et al. 1995 nyomán, Pannon Enciklopédia, Szakács és Karátson 2002)

8

4. A Visegrádi-hegység földtani felépítése

A Visegrádi-hegység vulkáni képzıdményei nyugati irányban Esztergomig

fellelhetık, a Pilistıl egy DK-ÉNy-i irányú vetırendszer választja el, amely mentén a

Visegrádi-hegység feküképzıdményei mélybe süllyedtek. A vulkáni képzıdmények

keleti határa a Duna vonala mentén húzható meg, míg az északi részen a Duna nem jelent

földtani értelemben választóvonalat, mivel a Börzsönyben is hasonló jellegő vulkanizmus

zajlott. Az alábbiakban részletesen áttekintett képzıdmények ismerete fontos a hegység

fejlıdésének rekonstruálásához.

A hegység aljzatát képezı legidısebb kızetekrıl keveset tudunk, a felszakított

aleurolitokat és márgákat csak zárványokból ismerjük (Korpás et al. 1998). A középsı-

triászt a Budaörsi Dolomit képviseli (Szentes 1968), majd a felsı-triászban sekélyvízi

körülmények között települt erre Fıdolomit összlet. A Fıdolomitot a Dachsteini Mészkı

fokozatosan váltja fel (Szentes 1968). Jura képzıdmények nem ismertek a hegységben, a

Pilisben is csak nagyon kevés helyen (Nagy 1969). A krétában a Fıdolomit és a

Dachsteini Mészkı karsztos töbreiben bauxit és bauxitos üledékek halmozódtak föl

(Zelenka 1958; Szentes 1968). A felsorolt mezozoós képzıdmények felszínen csak a

szomszédos Pilisben és Esztergom környékén fordulnak elı, a Visegrádi-hegység

középsı része felé haladva egyre nagyobb mélységben helyezkednek el. A nyugati

területek eocén képzıdményei a Lencsehegyi, Csolnoki, Tokodi és Szépfölgyi formációk,

amelyek a kıszénbányászat következtében részben felszínen részben bányákban lettek

feltárva. A DK-i részen a sekélytengeri körülmények között kifejlıdött Szépvölgyi

Mészkı ismeretes, ami szenes rétegekkel kezdıdik, utalva a területet érintı

transzgressziós folyamatra. A mészkıre Budai Márga települ, amely már az oligocén

során fokozatosan megy át a mélytengeri körülményeket reprezentáló Tardi Agyagba.

Mélytengeri környezetben az anoxikus Tardi Agyag képzıdése a nem anoxikus Kiscelli

Agyagba megy át. Ezt követıen regresszió zajlott, melynek során Hárshegyi Homokkı

keletkezett a partközeli területeken (Wein, 1939; Korpás et al. 1998). Az elsı vulkáni

képzıdmények feküjét a Budafoki Homok és az alatta található Törökbálinti Homokkı

képviseli.

A középsı-miocén során keletkeztek a hegység fı tömegét felépítı mészalkáli

vulkáni képzıdmények. Zelenka a vulkánosság megindulását a stájer orogén

mozgásokkal hozza összefüggésbe (Zelenka 1960). A vulkánosság kezdete a bádeni

korszak elejére tehetı, és a radiometrikus koradatok alapján a vulkanizmus a bádeniben

9

véget is ért (Korpás et al. 1998, Karátson et al. 2006 és benyújtva). A vulkanizmus két

szakaszra bontható. Korpás et al. (1998) szerint a korai szakasz 15,2 -14,8 millió év

között zajlott, a mőködést sekélytengeri, tengerparti mocsári környezetben meginduló

freatomagmás kitörések jellemezték. Karátson és munkatársai (2006) a korai szakaszt 16

millió évnél korábbra teszik és sekélytengeri környezetet rekonstruálnak, majd a

szárazulativá váló mőködés egy-másfél millió évig tartott. A kezdeti szakasz termékei

egyrészt a felszín alatt kis mélységben megszilárduló telérkızetek, szubvulkáni testek

(lakkolitok) vagy lávadómok, dagadókúpok (extrúziók), másrészt ún. freatomagmás

robbanásos kitörések nyomán képzıdött horzsakı-tartalmú vulkáni törmelékek voltak,

melyek kızettani szempontból dácitos- andezites összetételt mutatnak. Jellemzı

kísérıásvány a gránát. A hegység zömét létrehozó vulkáni mőködés a folyamat második

szakaszában zajlott. A kisebb vulkáni kúpok helyett nagyobb robbanásos jellegő,

lávadómcsoportok keletkezése volt jellemzı. Ezek kitöréstermékei kızettanilag a

piroxén-, amfibol andezitekhez sorolhatók, vulkanológiai szempontból fıleg blokk- és

hamuár üledékek, lávabreccsák (és ezek áthalmozott változatai) találhatók. A lávakızetek

szerepe alárendelt.

A vulkáni képzıdményeket egyenetlenül fedik a negyedidıszak üledékei. A

pleisztocénbıl fıleg homok, kavics, lösz és lejtıtörmelékek lerakódása említhetı, a

holocén során lejtıtörmelékek és folyóvízi hordalékok lerakódása ill. talaj képzıdése volt

a jellemzı (3. ábra).

10

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

11

5. A Visegrádi-hegység fı vulkáni kızettípusai

Karátson Dávid és munkatársai a közelmúltban dolgozták ki a visegrádi-hegységi

tömör vulkáni kızetek új beosztását (Karátson et al. benyújtva). Az egyes dácit -és

andezit változatokat a kızetek ásványos összetétele alapján határozták meg. Ezek alapján

kétféle dácitot és négyféle andezitet különböztettek meg a hegységben.

5.1. Dácitok, riodácitok

A vulkánosság kezdeti idıszakához köthetı a magasabb SiO2 tartalmú dácitos

összetételő kızetek képzıdése. Ásványtani összetételük alapján két csoportját lehet

megkülönböztetni.

1a Biotit dácit: szürke vagy enyhén zöldesszürke árnyalatú kiömlési vagy kis

mélységben megszilárdult kızet. A kızet szövete a hialopilitestıl a trachitosig változik

jellemzıen magas üvegtartalommal, gyakran megfigyelhetı az irányítottság is. Az

alapanyag általában inhomogén, gyakoriak a barnás hipokristályos részek az átlátszóbb,

színtelen mikrofenokritályokban gazdag, elsısorban hipokristályos mátrixban. Az

alapanyag/fenokristály arány magasabb, mint a hegység andezitjeiben. A fı

fenokristályok a plagioklász földpát, a biotit, általában opacitos szegéllyel és az almandin

gránát. A piroxének és az amfibolok teljesen hiányoznak. Járulékos elegyrész az apatit és

a cirkon. Ez a kızettípus a hegység D-DNy-i részén bukkan a felszínre ( pl. Árpád-vár,

Lom-hegy).

1b Hipersztén dácit: világosszürke kis mélységben megszilárdult vagy kiömlési

kızet. Szövete hialopilites, a fenokristályok megjelenése ritka. Az alapanyag

hipokristályos, nagy a színtelen üveg részaránya, a tős megjelenéső plagioklász és

ortopiroxén mikrofenokristályok, és az igen kevés opak mikrokristály szerepe alárendelt.

A fenokristály összetételt a plagioklászok, a hipersztén és a biotitok adják. Az 1 mm-

esnél nem nagyobb biotitok rezorbeált, s teljesen opacitosodott jellege a xenokristály

eredetet valószínősíti. A gránátok megjelenése kevésbé gyakori, mint a biotit dácitban,

sıt néhol teljesen hiányzik. Ez a kızettípus a hegység déli részén néhány erısen

erodálódott lávadómnál (pl. Peres-hegy) jelenik meg, ill. a jól ismert dunabogdányi

Csódi-hegy tömegét építi fel.

12

5.2. Andezitek

A hegység területének kb. a 90 %-án az andezitek az uralkodók. Az

ásványösszetétel alapján 4 andezitváltozat elkülönítése vált lehetségessé. A vulkanizmus

során a magma összetételében viszonylag gyors változások következtek be, ami kihatott a

képzıdı andezitek összetételére is. Az újabb terepi vulkanológiai és kızettani adatok

alapján a vulkanizmus kezdeti szakaszában egy rövid andezites mőködés zajlott, amit a

dácitos kızetek megjelenése követett. A vulkanizmus késıbbi szakaszában ismét, most

már nagy tömegő andezites mőködés zajlott. A magmák kémiai összetétele a mőködés

fiatalodásával egyre bázikusabbá válik.

2a Biotitos andezit: sötétszürke, barnásszürke színő kiömlési kızet. A kızet

szövete hialopilites, nagy üvegtartalommal. Az alapanyag aránya a fenokristályokhoz

képest igen magas. Az egyetlen megkülönböztetı bélyege a kızettípusnak, hogy az

alapanyagban az opak ásványok teljesen hiányoznak. A fenokristály összetételt a

plagioklász, amfibol, biotit és a magnetit alkotja, a hipersztén ritka vagy teljesen

hiányzik. A hipersztének szegélyén mutatkozó opacitos jelleg a kristályok xenolitikus

eredetét jelzi, míg a biotitok komagmás eredetőek.

2b Piroxén amfibol andezit (Keserős-hegyi típus): A kızet színe oxidáltságától

függıen világosszürke vagy vöröses lehet, azonban kémiai és ásványtani összetételét

tekintve teljesen egyforma. A különbséget a magmatest fölsı részén a felszíni közelség

miatti oxidáció okozhatta. A kızet szövete hialopilites, az alapanyagban a

mikrofenokristályok megjelenése igen gyakori. A fenokristály összetételt a plagioklász

ill. a hipersztén és az oxiamfibol alkotja, járulékos elegyrész a magnetit. A biotit

általában hiányzik, de ritkán járulékos elegyrészként megjelenhet. Az apatit igen ritka, s

csak ebben az andezit típusban jelenik meg.

2c Piroxén amfibol andezit (Szent Mihály-hegyi típus): A kızet színe barna vagy

szürkésbarna. A kızet szövete uralkodóan hialopilites, de az üvegtartalom függvényében

trachitos változatok is elıfordulnak. A fı fenokristály összetételt a plagioklászok, a

hornblende és a hipersztén alkotja. Járulékos elegyrész a magnetit. Az amfibol/hipersztén

arány jóval kisebb, mint a Keserős-hegyi típusban. A hornblende gyakran opacitosodott

valamint a hiperszténeken is megfigyelhetı az e fajta átalakulás. Az opak ásványok két fı

mérettartományban vannak jelen, a közbülsı méretek teljesen hiányoznak.

13

2d Bazaltos andezit: A kızet színe sötétszürke, barnásszürke, pilotaxitos

szövettel. A fenokristály összetételt a felzikus elegyrészek közül a plagioklászok, a

mafikus elegyrészek közül két piroxén, az augit és a hipersztén alkotja. A plagioklász

színes elegyrész arány a bazaltos andezitben a legnagyobb. Járulékos elegyrészként a

magnetit mellett az amfibol is megjelenhet. Az amfibolok szinte teljesen opacitosodtak

(4. ábra).

4. ábra: A mintavétel során begyőjtött andezittípusok vékonycsiszolati képei

Szent Mihály-hegyi típusú andezitbıl vett minta vékonycsiszolati képe (3. minta). A kép közepén az alapanyag átalakulása során képzıdı agyagás-vány, a szaponit figyelhetı meg. Határozó ásványa a hornblende.

Keserős-hegyi andezitnek határozott csiszolat mikroszkópos képe (11A minta) A vöröses, opacitosdott hipidiomorf oxiamfibolok és a szomszédságukban lévı penetrációs ikerösszenövést mutató hiper-sztén alkotják a kızettípus mafikus ásvá-nyait. Határozó ásványa az oxiamfibol.

Bazaltos andezit vékonycsiszolati képe (4. minta) A kızettípus fı jellegze-tessége a piroxének nagy aránya és a monoklin piroxének megjelenése. Határozó ásványa az augit.

14

6. A vulkáni törmelékkızetek keletkezésének és jellemzıinek áttekintése

A hazai földrajzi irodalomban a vulkáni képzıdmények legújabb osztályozása

még csak szőkebb körben terjedt el, ezért szükségesnek éreztem a területen megjelenı

képzıdmények rövid ismertetését.

A Visegrádi-hegységben található összleteket a lerakódás idejét tekintve két

csoportba lehet osztani. Az egyikbe azok a képzıdmények tartoznak, melyeket elsıdleges

vulkáni folyamatok hoztak létre. Ezeket piroklasztitnak vagy autoklasztitnak hívjuk. A

piroklasztitok piroklaszt-árak lerakódása után keletkeznek. Ezen belül a blokk és

hamuárak piroklaszt-árak lávadómok és viszkózus lávafolyások gravitációs, ill.

hegycsuszamláshoz vagy robbanáshoz kapcsolódó összeomlásához köthetı (Karátson,

1998).

A blokk- és hamuárak kis térfogatú (kevesebb, mint 1 km³) piroklaszt-árak,

melyek a hamutól a blokkig terjedı mérető részeket is tartalmazhatnak. A nagyobb

sőrőségő részük mélyedésekben halad, a szélek felé kihígulhatnak, itt gyakran

turbulensen mozognak. Vertikálisan több km magasságig kiterjedı forró felhı alakulhat

ki, melybıl hamu hullik. Az üledékei általában vékony rétegeket alkotnak, de sokszor

több ilyen réteg települ egymásra. A blokkok, melyek akár a több méteres átmérıt is

elérhetik, csak a lerakódás után hőlnek ki. A kihőlés zsugorodás közben megy végbe,

mely gyakran sugaras repedéshálózat kialakulásával jár. A magas hımérséklet jelzıje

lehet még a blokkok helyenkénti vöröses elszínezıdése is. A blokkok és a lapillik

általában szögletesek, a hamufrakció szögletes üveghamu szemcsék, kristálytöredékek

alkotják. Az összesülés csak kivételes esetben mehet végbe, a szegregációs csatornák

jelenléte is igen ritkának mondható. Ennek oka, hogy a részecskesőrőség az

ignimbritekhez képest kisebb, így hamar hıt veszít, továbbá a szemcsék kevés gázt

tartalmaznak. Üledékeikben gyakori a fordított gradáció. A szélek felé keresztrétegzett

torlóár-üledékekbe mehet át, tetején ritkán az izzófelhıbıl kiülepedett szórt hamuüledék

takarja (Karátson 1998).

15

A másik csoportba a másodlagos, eróziós folyamatok (fıleg törmeléklavinák,

törmelékárak) által létrehozott képzıdmények tartoznak. Összefoglaló néven

továbbiakban epiklasztitnak hívom ezeket az utólagos áthalmozást szenvedett kızeteket.

A vulkáni törmeléklavinák szemcsemérete igen tág határok között mozoghat.

Tartalmazhat nem vulkáni törmeléket is, ha a vulkán feküjét is éri az összeomlás. A

mozgás nagyobb tömbök megindulásával kezdıdik egy meredekebb hegyoldalon, majd a

mozgás közben aprózódik fel kisebb-nagyobb darabokra. A mozgás sebessége ritkán a

100 m/s-t is eléri (Karátson, 2001; Francis & Self, 1987). Keletkezését több tényezı

befolyásolhatja, ilyen a csúcsrégió lejtıszögének megnövekedése, a vulkáni termékek

egyenetlen eloszlása a felépítményben vagy a vulkán besüllyedése a puhább aljzatba.

Fontosak még a vetıkhöz köthetı elmozdulások, a hidrotermás elbontás, az

aszimmetrikus erózió vagy abrázió (Karátson, 2001). A törmeléklavinák keletkezése

vagy a vulkáni mőködéshez kapcsolódik, pl.: egy nagy erısségő kitörés, vagy egy

nagyobb magnitúdójú földrengés hatására indul meg a hegycsuszamlás. A törmeléklavina

általában hullámos felszínt hoz létre. Másik jellegzetes forma a vulkán patkó alakú

sebhelye, ahonnan az anyag megindult (Karátson 2001; Francis & Self 1987). A vulkáni

törmeléklavinák üledékét a szemcseméret és a keveredettség mértéke alapján blokkfácies

vagy mátrixfácies jellemzi.

A blokkfáciest a nagymérető, a vulkán eredeti rétegsorából származó kızettömbök

jellemzik. Mozgás közben az ütközések hatására a tömbök széttörnek, de mivel lamináris

mozgás miatt a széttöredezett darabok együtt maradnak. Ezeken a tömböket általában

derékszögő repedési mintázat figyelhetı meg.

A mátrixfácies a kızettömbök széttöredezésével, valamint a meglévı és az

újonnan kialakuló mátrix keveredésével keletkezik. A szállítás távolságával általában

növekszik a nem vulkáni anyagok részaránya.

A törmeléklavinák igen nagy távolságot tehetnek meg még kis lejtıszögő területeken is. Campbell (1989) szerint csak a talajközeli részen emésztıdik fel a

szemcsék mozgási energiája. Ha nagyobb mennyiségő víz is jelen van, a törmeléklavina

mozgása során fokozatosan laharba mehet át.

A laharok vizes mátrixú, törmelékfolyások, melyek konszolidálatlan üledékekbıl

alakulnak ki. Adott laharesemény során a mozgás a törmelékár és normál folyóvízi

áramlás közötti tartományban megy végbe. Elıfordul, hogy a megolvadó jégsapka

szolgáltatja a vizet, vagy a krátertó vize zúdul le a hegy oldalán. Azonban egy nagyobb

csapadékhullás is elıidézheti laharok létrejöttét. Sebességük a 35-40 m/s-t is elérheti.

16

Üledéke osztályozatlan, ahol a mátrix finomszemcsés, mállott, agyagos, de a törmelékkel

nem azonos anyagú. Többféle laharüledék ismeretes. A csatornafácies normálgradált

durvaszemcsés üledék alkotja, a szélek felé az ártéri fáciesben inverz-normál

szimmetrikus gradáció a jellemzı. A nagyobb szemcsék mögötti terekben

üledéklerakódás jellemzı. A lahar és folyóvíz közti átmeneti részt a keresztrétegzettség, a

legfinomabb szemcsék lerakódása jellemzi (Scott 1988, Karátson 1998).

17

7. Vulkanológia és petrográfia

7.1. A minták leírásának metodikája

A leírásokban elıször a mintavétel helyét mutatom be (6. ábra), majd

makroszkópos leírást adok az adott kızetrıl (I). Ezt követi a vékonycsiszolatok részletes

petrográfiai jellemzése (II). A petrográfiai jellemzés az alapanyag leírásával, majd a

fenokristályok leírásával folytatódik, ezt követi a juvenilis elegyrészek a litoklasztok és a

másodlagos alkotórészek számbavétele, bemutatása, végül a szöveti jelleg leírása

következik. Ettıl a lávakızetek esetében természetesen eltérek.

A minták leírását követıen az egyes minták keletkezési körülményeirıl és

szedimentációjáról próbálok képet adni, ill. beillesztem a Karátson Dávid és munkatársai

által megalkotott osztályozási rendszerbe (III) (Karátson et al. benyújtva). A minták

száma után helyenként zárójelben Karátson et al. (2006) cikkben szereplı számozást

tüntettem fel.

6. ábra: A mintavételi helyek elhelyezkedése. Szaggatott vonallal a Keserős-hegyi kaldera pereme (Karátson et al. 2006)

18

7.2. A minták leírása

1. minta

I: A mintavétel helye, makroszkópos leírás:

Az 1 minta lelıhelyéhez Tahitótfaluból a Vörös-kıre induló sárga, majd sárga kör

jelzésen haladva juthatunk el. A turistautat keresztezı Nyulas-patak völgyében, az úttól

50 m-re fellelhetı 5 m átmérıjő legurult andezitblokkból történt a mintavétel.

A kızet rózsaszínes, lilás árnyalatú kemény andezit. A felszínén néhol

vöröses, oxidált réteg jelenik meg. A színtelen elegyrészt a maximum 2-3 mm-es földpát

fenokristályok, a színes elegyrészt az oszlopos megjelenéső akár 5 mm-es nagyságot is

elérı barnás színő amfibolok képviselik.

II: Vékonycsiszolat leírása

A rózsaszínes alapanyag hialopiltes szövető, melybe utólag karbonátos

cementanyag került. A felzikus elegyrészt a plagioklászok képviselik. Az átlagos méretük

500 µm, a maximális nagyság 2000 µm. A plagioklászok általában idiomorfok vagy

hipidiomorfok, táblás megjelenésőek, gyakran zónásak. A mafikus elegyrészeket az

oxiamfibolok képviselik. Az oxiamfibolok idiomorf oszlopos megjelenésőek, gyenge

irányítottságot mutatnak. Átlagos méretük 600 µm, a legnagyobbak a 3000 µm-t is elérik.

III: Következtetések

A kızet valószínőleg tengerbe lerakódott, a Keserős-hegyi típusba tartozó

lávakızet. A víz alatti megszilárdulását a karbonátos cementanyag miatt feltételezhetjük.

Érdekes, hogy piroxének nem lelhetık fel a mintában, azonban ez nem zárja ki, hogy egy

másik mintavétel során sem találnánk a kızetben.

2. minta


Az 1. mintától a sárga körön továbbhaladva a Vörös-kı irányába, a hegyoldal

legmeredekebb részén történt a mintavétel.

A kızet világosszürke alapanyagában sok horzsakı ill. litoklaszt. A litoklasztok

aránya igen magas, színük alapján legalább háromféle litoklaszt megkülönböztethetı. A

litoklasztok általában 4-5 mm-es nagyságúak, a legnagyobbak csak ritkán haladják meg

az 1 cm-t. A horzsakövek kisebbek, mint a litoklasztok. Néhány nem túl nagy

fenokristály a mátrixban felismerhetı, ezek valószínőleg amfibolok.

19


A lávabreccsa mátrixa apró kristálytöredékekbıl áll, melyben a mafikus

elegyrészek közül fıleg xenomorf, általában 250 µm-es (max. 900 µm-es) hornblende

fenokristályok és hipidiomorf, általában 150 µm-es hipersztén fenokristályok találhatók.

Színtelen elegyrész a plagioklász, melyek kristályai általában hipidiomorf táblás

megjelenésőek, átlagos nagyságuk 500 µm, a legnagyobbak a 1500 µm-es nagyságot is

elérik.

Két 2 mm-es és egy 1 cm-es átmérıjő horzsakı található a mintában. A

horzsakövekben a kevés és kismérető hipersztének és hornblendék mellett kb. 250 µm-es

nagyságú plagioklász fenokristályok találhatók, melyek között kicsi a hézag.

A vékonycsiszolatban lévı litoklasztokat aprókristályos szövet jellemzi, melyben

erısen opacitosodott amfibolok, valószínőleg hornblendék ill. töredezett hipersztének

ismerhetık fel.


A kızet epiklasztit, amely fıleg a Szent Mihály-hegyi típusú andezit

ásványösszetételét mutatja, mind a mátrix, mind a horzsakövek ill. litoklasztok

tekintetében. A kızet törmelékár üledékének tekinthetı.

3. (36.) minta (Vörös-kı)


A mintavétel a Vörös-kın, a hegytetın történt, kis kızetkibúvásból mely a

mőtárgytól délre 20 m-re található.

A kızet szürkésbarna alapanyagában max. 1 cm-es szürke andezit litoklasztok, ill.

5 mm-es horzsakövek találhatók. A 2. mintához képest a litoklasztok sokkal

homogénebbek színüket illetıen. A mátrixban 1-1,5 mm-es plagioklász fenokristályok és

2-3 mm-es amfibol fenokristályok is felismerhetık.


A szürke mátrixban a fenokristályok közül a földpátok aránya a legnagyobb. A

plagioklász kristályok általában idiomorf táblás megjelenésőek, idınként zónásak, átlagos

nagyságuk 300-400 µm, a maximális 2 mm, de méretüket tekintve tág intervallumban

mozognak. A színes elegyrészek közül az amfibolok egy oxiamfibolt leszámítva

hornblendék, melyek erıteljesen opacitosodtak. A piroxéneket a hipersztének képviselik,

melyek általában gyengén opacitosodtak, megjelenésüket tekintve leggyakrabban

20

idiomorfok. Átlagos méretük 300-400 µm (max. 700-800 µm). A hipersztének aránya

nagyobb, mint az amfiboloké.

A hialopilites szövető kb. 3 mm nagyságú andezit litoklasztban a plagioklászok

mellett hipersztén és hornblende fenokristályok ismerhetık fel.

A mátrixban helyenként sávos elrendezıdésben jelennek meg a kızet bomlása

során kialakuló agyagásványok.


A kızet másodlagos áthalmozást szenvedett, tehát epiklasztit. A mátrix és a bezárt

litoklasztok is a Szent-Mihály hegyi típusú andezit anyagára jellemzı ásványos

összetételt mutatják. Kerekítettség a kristályokon és a litoklasztokon nem ismerhetı fel,

ezért valószínőleg egy törmelékár üledékének tekinthetı.

4. minta (Kövecses-hegyi kıfejtı)


Szentendre ÉNy-i határában a Száraz-patak forrásától É-i irányban elhagyott

kıfejtı, mely a patakvölgybıl a dús növényzetnek köszönhetıen nem megközelíthetı.

Sötétszürke színő, általában erısen mállott kiömlési kızet, melyben 1 mm-nél

kisebb plagioklász fenokristályok találhatók. A többi kızetalkotó a kis méret miatt

makroszkóposan nem ismerhetı fel.


A szürke mátrix pilotaxitos szövető. A felzikus elegyrészeket a plagioklászok

képviselik, melyek csak ritkán zónásak. Átlagos méretük 300-400 µm körül mozog (max.

3000 µm). Helyenként teljesen mállott, valószínőleg amfibolok is fellelhetık, de a színes

elegyrészek közül a piroxének aránya a meghatározó. Augit és hipersztén is megjelenik a

kızetben, átlagos méretük 200 µm (max. 300 µm).

A kızet mátrixában viszonylag jelentıs a másodlagos ásványok, szaponit szerepe.


A kızet a hegység kései, bázikusabb mőködése során keletkezett bazaltos andezit.

5A. (69A.) minta (Vasas-szakadék)


A Cseresznye-hegy oldalában kialakult csuszamlásos eredető Vasas-szakadék D-i

falának alsó részébıl történt a mintavétel.

21

A sárgásbarna színő mátrixban legalább három fajta andezit litoklaszt és

horzsakövek úsznak. A horzsakövek változó nagyságúak, a legnagyobb 2 cm átmérıjő. A

litoklasztok kisebbek, két jellemzı mérettartományba esik a nagyrészük, a kisebbek 3-4

mm-esek, míg a nagyobbak 1 cm körüliek. Az anyag rosszul osztályozott. A mátrixban és

némelyik litoklasztban 1-2 mm-es amfibol fenokristályok jól felismerhetık.


A mátrixban a leggyakoribb fenokristályok az általában töredezett, hipidiomorf,

csak ritkán zónás plagioklászok. Átlagos nagyságuk 300-400 µm (max. 2000 µm). A

mafikus elegyrészek közül az amfibolok 1000 µm-nél sosem nagyobbak, xenomorfok, s

általában teljesen opacitosodtak. A hipersztének oszlopos megjelenésőek, átlagos

nagyságuk 400 µm (max. 700 µm).

A horzsakövekben plagioklászok, hornblendék és hipersztének is felismerhetık.

A mintában két nagyobb litoklaszt található. Az egyikben a mikrokristályos,

üvegmentes szövetben szétmállott amfibolok és plagioklászok ismerhetık fel, míg a

másikban hipersztén is megjelenik. A mállott amfibolok hornblendéknek látszanak.


A kızet epiklasztit, mely anyagát tekintve Szent Mihály-hegyi típusú andezit

eredető. A kızetanyag egy törmelékár üledékének tekinthetı.

5B. (69B.) minta (Vasas-szakadék)


A Cseresznye-hegy oldalában kialakult csuszamlásos eredető Vasas-szakadék É-i

falának alsó részébıl történt a mintavétel.

A szürkés alapanyagban max. 5 mm-es litoklasztok ismerhetık fel. A litoklasztok

színüket tekintve szürkések, bennük a fenokristályok túl aprók, így felismerésük csak

mikroszkóp alatt lehetséges. A mátrixban ritkán egy-egy, a litoklasztoknál nem nagyobb

horzsakı is elıfordul. A fenokristályok szabad szemmel nehezen vagy egyáltalán nem

azonosíthatók.


A sok helyen agyagásványosodott mátrixban a plagioklászok gyakran mutatnak

zónásságot. Átlagos méretük 600-700 µm (max. 2000 µm). Az amfibolok teljesen

mállottak, csak nehezen állapítható meg, hogy zöldamfibolok. A hipersztének bár

töredezettek, jobb megtartásúak, átlagos nagyságuk 200 µm. Az alapanyagban gyakran

másodlagos ásványok jelennek meg.

22

A kismérető litoklasztokban a földpátokon kívül, teljesen opak szétesett

hornblende kristályok jelennek meg.


A kızet epiklasztit, mely anyagát tekintve Szent Mihály-hegyi típusú andezit

eredető. A kızet az 5A mintához hasonlóan törmelékár üledékének tekinthetı.

6. minta


Szentendre ÉNy-i határában a Dömörkapu felé vezetı aszfaltút bevágásában, a

Lajosforrási elágazástól 150-200 m-re egy 2-3 m vastagságú világos portufa rétegbıl

került sor a mintavételre.

Fehér, világosszürke színő finomszemcsés portufa. Litoklasztok vagy

horzsakövek nincsenek benne, rétegzésre utaló mintázattól mentes. Kevés kristály van

benne, melyek színe fekete, méretük 50-70 µm-körüli, azonosításuk csak mikroszkóp

segítségével lehetséges.


Az alapanyag 99 %-ban üveg (glass shard). Az alapanyagban igen ritkán apró

plagioklász és biotit darabkák találhatóak. A kristályok kerekítetlenek, koptatásra utaló

bélyeg nem jelenik meg. Gradáció vagy irányítottság szintén hiányzik.


Azon ritka minták egyike, mely primer eredető, tehát piroklasztit. Nagy

valószínőséggel a dácitos robbanásos mőködés kiülepedett terméke.

7B. minta


A Zsivány-szikláktól a kék jelzésen lefelé haladva a Kakashegy İrház felé kb.

félúton, a turistaútból kiálló szálkızetbıl történt a mintavétel.

A világosszürke alapanyagban 1-4 mm-es amfibol fenokristályok és 1-3 mm-es

plagioklász fenokristályok úsznak. A lávakızet szövetében gyenge irányítottság

figyelhetı meg. Az amfibolok aránya viszonylag magas.


A világosszürke alapanyagban már elsıre szembetőnı a sok nagymérető

töredezett kristály. A hipidiomorf plagioklászok általában 1000 µm nagyságúak (max.

2000 µm). A színes elegyrészeket a hornblendék és a hipersztének képviselik. A

23

zöldamfibolok általában idiomorf, ritkábban hipidiomorf oszlopos megjelenésőek,

átlagos nagyságuk 1000-1500 µm (max. 4000 µm). A hipersztének általában xenomorf

megjelenésőek. A néhány kismérető piroxén mellett egy 1000 µm-es is megjelenik.


A lávakızet a Szent Mihály-hegyi típusú andezitek közé sorolható, az ásványos

összetétele azzal teljesen megegyezik.

8 – 2/1. minta (Zsivány-sziklák)


A mintavétel helye a Zsivány-sziklák, mely Dobogókıtıl légvonalban kb. 600-

700 m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a 2. fal 2. rétegébıl történt.

A világosszürke alapanyagban 1-2 cm-es horzsakövek és 1 cm-esnél nem

nagyobb andezit litoklasztok ismerhetık fel. A kétféle színő litoklasztokon és a

horzsaköveken is a kerekítettség felismerhetı. A mátrixban lévı amfibol fenokristályok

körül gyakran kb. 1 mm-es udvarban limonitos mállás figyelhetı meg.


A színtelen elegyrészeket itt is a plagioklászok képviselik. A hipidiomorf

megjelenéső földpátok átlagos nagysága 400 µm (max. 1000 µm). Az alapanyagban

zöldamfibolok és oxiamfibolok egyaránt elıfordulnak. Az amfibolok általában 600-700 µm nagyságúak, az oxiamfibolok általában valamivel kisebbek. Az amfibolok gyakran

opacitosodtak. Az oxiamfibolok mennyisége a hornblendékhez képest kisebb, arányuk

30-70 %. A piroxéneket a hipersztén képviseli. A néhány kisebb hipidiomorf kristály

mellett egy idiomorf 1500 µm-es darab is megjelenik a csiszolatban.

A horzsakövek a vékonycsiszolatban rossz megtartásúak, csak a földpátok

ismerhetık fel bennük.

A litoklasztok közül egy nagyobb 5 mm-es átmérıjő az, amelyben a

plagioklászokon kívül mállott zöldamfibolok felismerhetık.


A kızet epiklasztit, melynek anyaga több forrásból származik, megtalálható

benne a Keserős-hegyi típusú andezit anyaga is. Azonban a mátrix nagyobb

hornblende/oxiamfibol aránya ill. a litoklasztok ásványösszetétele miatt a kızet inkább a

Szent Mihály-hegyi andezit típusba sorolandó. A lerakódása valószínőleg egy nedvesebb

törmelékár anyagából történt.

24




700 m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a sziklacsoport É-i részén rögtön

az út melletti sziklafal tetejébıl történt.

A szürke alapanyagban legalább három különbözı színő litoklaszt és horzsakövek

ismerhetık fel. A horzsakövek jól kerekítettek, átlagos nagyságuk 5-6 mm. A litoklasztok

kevésbé kerekítettek, ez fıleg a nagyobb darabokra vonatkozik. A litoklasztok maximális

nagysága 2 cm, de a tömeges litoklasztok átlagos nagyság 5 mm alatt marad. A mátrixban

néhol oszlopos megjelenéső amfibolok ismerhetık fel.


A hipidiomorf plagioklászok átlagos nagysága 700 µm, de a nagyobbak elérik

1500 µm-es nagyságot is. A színes elegyrészek közül az amfibolok hornblendék,

idiomorf vagy hipidiomorf megjelenésőek. Átlagos nagyságuk 600-700 µm (max. 2000 µm). Az arányában nézve kevés hipersztén általában hipidiomorf megjelenéső, a

maximális mérete 800 µm.

Az alapanyagban lévı fenokristályok kerekítettek.


A kızet epiklasztit, melynek anyaga a Szent Mihály-hegyi típusú andezitbıl épül

fel. A kristályokon felfedezhetı kerekítettségbıl arra következtetek, hogy az anyagot

kihígulóban lévı törmelékár szolgáltatta.

8 – 5per1. minta (Zsivány-sziklák)



700 m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a 3. fal túloldalán lévı 4-5 m

magas fal alsó rétegébıl történt.

A szürkésbarna alapanyagban általában 1-2 mm-es litoklasztok és horzsakövek

vannak az ennél kisebb, s szabad szemmel nehezen azonosítható fenokristályokon kívül.

Az anyagban elszórva ritkán ennél nagyobb, 1 cm-es litoklasztok is elıfordulnak.

Nagyobb horzsakövek is elıfordulnak, ezek maximális átmérıje 2 cm. A kızet felszínén

néhol barnás, limonitos mállási termék jelenik meg.

25


A plagioklászok átlagos mérete 200 µm (max. 1000 µm). A mátrixban színes

elegyrészek közül hornblendék és hipersztének ismerhetık fel. Az amfibolok a

földpátokhoz hasonlóan kerekítettek, gyakran opakok, átlagos nagyságuk 400 µm (max.

700 µm). A kevés hipersztén átlagosan 400 µm nagyságú (max. 1000 µm).

Az alapanyagban három különféle litoklaszt található. Az egyik jellegzetessége,

hogy idiomorf zónás plagioklászokon kívül hipersztén található benne, az amfibolok

teljesen szétmállottak. A másik litoklaszt sárgás, barnás alapanyagú, s hornblendék

ismerhetık fel. A harmadik litoklasztban a plagioklászok mellett oxiamfibolok

ismerhetık fel.


A kızet epiklasztit, melynek alapanyaga a Szent Mihály-hegyi típusú andezit

anyagából épül fel. Kızettani szempontból kétféle, Szent Mihály-hegyi- és Keserős-hegyi

típusú litoklasztok is vannak az epiklasztit mátrixában. Az üledékképzı folyamat

valószínőleg egy régebben lerakódott üledéket is magába szedett, a lejtıkön lezúduló

törmelékár volt. A kerekítettségbıl hosszabb szállítási távolsággal, s nagyobb

víztartalommal bíró törmelékárral számolhatunk.




700 m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel az 1. fal 3. rétegébıl történt.

A szürkésbarna alapanyagban két különbözı színő litoklaszt és horzsakövek

ismerhetık fel. A kisebb horzsakövek jól kerekítettek, átlagos nagyságuk 3-4 mm. A

litoklasztok is kerekítettek, melyek átlagos nagysága 4 mm, de a legnagyobb sem haladja

meg a 7-8 mm-t. A mátrixban néhol oszlopos megjelenéső amfibolok ismerhetık fel.


Az alapanyag kristálygazdag. A plagioklászok némelyike szép zónásságot mutat.

Átlagos nagyságuk 600 µm, de a legnagyobb 1500 µm-t is eléri. Az amfibolok két

szemcsétıl eltekintve hornblendék. Általában igen mállottak, de a c-tengelyre merıleges

metszetei mutatják a lapra jellemzı ideális hatszöges formát. Ugyanezen a lapon jól

megfigyelhetıek 124°-ot bezáró hasadási vonalak is. A amfibolok átlagos nagysága 500 µm. A xenomorf hipersztének jobb megtartásúak, átlagos nagyságuk 500 µm (max. 800 µm).

26

A litoklasztok túlságosan kicsik ahhoz, hogy meghatározható az andezittípusuk. A

plagioklászok mellett teljesen szétesett amfibolok ismerhetık fel. Némelyik litoklasztba

300-400 µm–es litoklasztok vannak beágyazva, melyek mállott opak ásványokban

gazdagok.

A mátrixban helyenként magnetitkumulátumok is megjelennek.


A kızet epiklasztit, mely anyagát tekintve a Szent Mihály-hegyi típusú

andezitnek tőnik A litoklasztokban lévı litoklasztokból arra lehet következtetni, hogy az

anyag többszörös áthalmozást szenvedett. Az utolsó lerakódás egy törmelékárból

történhetett, melynek víztartalma alacsony lehetett, mivel az üledékében kerekítettségre

utaló bélyegek nem ismerhetıek fel.




700 m-re helyezkedik el DNy-i irányban.


A finomszemcsés, jól osztályozott alapanyag 100-150 µm-es plagioklász és

hornblende fenokristályokból és ugyanilyen mérető izometrikus kızetüveg darabokból

áll. A kızetüveg darabok között nincs felhólyagosodott üveg (glass shard). Az

alapanyagban még vannak kis mérető felzikus szemcsék (kvarc?), melyek meghatározása

a kis méret miatt mikroszkóppal sem volt lehetséges.


A kızet 80 %-os biztonsággal epiklasztit. Ebben az esetben az osztályozottságból

arra lehet következtetni, hogy patakvízbıl ülepedett ki. Azonban az elsıdleges,

piroklasztikus eredettel is kell számolni, mivel a szemcsék teljesen sarkosak,

töredezettek, ezek a bélyegek patakvízi szállítás során átalakultak volna.. A kérdéses

felzikus szemcsék meghatározása csak mikroszondás méréssel lehetséges.

8 – 3/1A. minta (Zsivány-sziklák)



700 m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a 3. fal alsó rétegébıl történt.

27

A szürkés alapanyagban átlagosan 4-5 mm-es litoklasztok és horzsakövek is

felismerhetıek. A litoklasztok szürkék vagy rózsaszínek, de egy 2 cm-es fekete színő is

található a kızetben. A legnagyobb horzsakı valamivel nagyobb, mint 1 cm-es, de

általában a horzsakövek fél cm-nél kisebbek, nagyon sok a mm-es nagyságú darab is.


A plagioklászok töredezett, hipidiomorf megjelenésőek, átlagos nagyságuk 700 µm (max. 1000 µm). Az alapanyagban kétféle amfibol is megjelenik. A hornblende

oxiamfibol aránya kb. 60-40. Az amfibolok általában erısen opacitosodtak, idiomorf

vagy hipidiomorf megjelenésőek. Átlagos nagyságuk 700 µm. A hipersztének eléggé

töredezettek, de idiomorf megjelenésőek, átlagos nagyságuk 600 µm.

A csiszolat kb. ¼ része egy nagyobb horzsakıre esik. A horzsakıben a felzikus

elegyrészek közül plagioklászok, a mafikus elegyrészek közül zöldamfibol és hipersztén

ismerhetı fel, az oxiamfibolok teljesen hiányoznak.


A kızet epiklasztit. A horzsakı anyaga egyértelmően a Szent Mihály-hegyi

típusba tartozik, a kızet alapanyagával a helyzet nem ilyen egyértelmő. Az

ásványszemek töredezettsége miatt a lerakódás valószínőleg kisebb víztartalmú

törmelékárból történhetett.

8 – 3/1B. minta (Zsivány-sziklák)



700 m-re helyezkedik el DNy-i irányban. A mintavétel a 3. fal alsó rétegébıl történt.

A szürkésbarna alapanyagban átlagosan 4-5 mm-es litoklasztok és horzsakövek is

felismerhetıek. Legalább háromféle színő litoklaszt elkülöníthetı.


Az átlagosan 400 µm nagyságú plagioklászok általában idiomorf megjelenésőek.

Az alapanyagban lévı amfibolok oxiamfibolok, s teljesen opacitosodtak. A hipersztének

eléggé töredezettek, átlagos nagyságuk 300 µm.

A csiszolatban több kisebb és két nagyobb litoklaszt található. Csak két nagyobb

alkalmas határozásra. A nagyobb, barnásszürke alapanyagú litoklasztokban

plagioklászok, hipersztének és hornblendék ismerhetık fel.

28


A kızet epiklasztit. A kızet alapanyaga a Keserős-hegyi típusba sorolható, de a

litoklasztok a Szent Mihály-hegyi típusú andezitbıl épülnek fel. A kızet egy kis

víztartalmú törmelékár üledékének tekinthetı.

9. (47.) minta (Tost-sziklák)


A Dobogókıtıl ÉNy-i irányban induló Jász-hegy É-i végében lévı letörésnél, a

Tost-szikláknál történt a mintavétel.

A lávakızet szürkés alapanyagban 1-2 mm-es földpátok és átlagosan 2-3 mm-es

amfibolok ismerhetık fel. Nem ritkák 6 mm-es amfibol fenokristályok sem. Viszonylag

magas a színes elegyrészek aránya. A kızet likacsos, az amfibolok sok helyen

kimállottak az alapanyagból még az üdének látszó részeken is. A likacsokban vöröses

színő málladék található.


A kızet szövete hialopilites, nagy üvegtartalommal, melyben feltőnıen nagy

mennyiségben jelennek meg az általában idiomorf nagy mérető hornblendék. A

legnagyobbak 3 mm-t is elérik, s méretüket tekintve nagy szórás tapasztalható. A

hipersztének általában 500 µm nagyságúak, s feltőnıen erıs pleokroizmust mutatnak,

amit valószínőleg a magasabb vastartalom okoz. A plagioklászok gyakran erısen

zónásak, átlagos nagyságuk 1000 µm. (max. 2000 µm).

A kızetben gyakoriak a megnetitkumulátumok, s helyenként az alapanyag

másodlagos ásványokká alakult. A kızet szövetén gyenge irányítottság is megfigyelhetı.


A kızet Szent Mihály-hegyi típusú andezit.

10. minta


Az Árpád-vár Ny-i oldalában a sárga és a zöld jelzés közös szakaszán történt a

mintavétel.

A barnásszürke alapanyagban 2-3 féle andezit litoklaszt és két különbözı

mérettartományba esı horzsakövek ismerhetık fel. A néhány nagy horzsakı 2 cm

átmérıjő, míg a kisebbek 2-4 mm nagyságúak. A horzsakövek jól kerekítettek, s az

oszlopos megjelenéső amfibol fenokristályok szinte mindegyikben felismerhetı. A

29

litoklasztok kevésbé kerekítettek, s a legnagyobbak sem haladják meg az 1 cm-es

nagyságot. A mátrixban helyenként 5 mm-es amfibol fenokristályok is elıfordulnak.


A plagioklászok hipidiomorf táblás megjelenésőek, maximális nagyságuk 1500 µm. A színes elegyrészek közül a hornblendék átlagos nagysága 500-600 µm (max. 1000 µm). A hipersztének hipidiomorf, ritkábban xenomorf megjelenésőek. Az alapanyagban

augit kristályok is felismerhetıek. További érdekesség, hogy jól kerekített kvarckavics és

agyagdarabok is megjelennek a mátrixban.

A horzsakı ásványos összetételét a plagioklászokon kívül a hipersztének és

hornblendék adják.

A litoklasztokban a horzskıhöz hasonlóan, plagioklászok, hornblendék és

hipersztének ismerhetık fel.


A kızet epiklasztit, mely nem csak vulkáni eredető ásványokat tartalmaz. A

horzsakı és a litoklasztok a Szent Mihály-hegyi típusba tartoznak.

11A. minta (Rám-szakadék)


A mintavétel a Rám-szakadékban föntrıl lefelé haladva az elsı vízesés szintjében

történt.

A világosbarna alapanyagban 1 mm-esnél nem nagyobb amfibol fenokristályok

megjelenése gyakorinak mondható. Ritkán 1-2 mm-es horzsakövek is megjelennek, de

mennyiségük nem jelentıs. A mátrixban még fıleg a világos litoklasztok megjelenése

gyakori, a legnagyobbak 1 cm-esek. A litoklasztokon enyhe kerekítettség jelenik meg.


A barnás alapanyagban a fenokristályokon kívül jelentıs az agyagásványok

mennyisége is. A plagioklászok nagyon változatosak méretüket tekintve, maximális

nagyságuk 2000 µm. A kristályok gyakran töredezettek, alakjuk táblás, zónásságot nem

mutatnak. Az erısen opacitosodott amfibolok egy-két kivételtıl eltekintve oxiamfibolok.

Átlagos nagyságuk 300-400 µm (max. 1500 µm). A piroxének hipersztének, átlagos

nagyságuk 400 µm. A csiszolatban egy ásványtani ritkaság, hipersztének penetrációs

ikerösszenövése jelenik meg.

30


A kızet epiklasztit, mely Keserős-hegyi típusú andezitbıl épül fel. Az epiklasztit

törmelékár üledékének tekinthetı.

11B. minta (Rám-szakadék)


A mintavétel a Rám-szakadékban föntrıl lefelé haladva az elsı létra szintjében

lévı falból történt.

A barnás, szürkés nagy agyagtartalmú alapanyagban sok földpát, ill. néhány

horzsakı és litoklaszt található. Kiszáradás után a mintadarab repedezetté vált, kézzel

könnyedén morzsolható.


A csiszolat igen rossz megtartású, az alapanyagban a felzikus ásványokon kívül

zöldamfibol és oxiamfibol is megjelenik.


A kızet epiklasztit, amely valószínőleg magasabb víztartalmú törmelékárból

(laharból) ülepedett ki.

12. minta (Kis-Kúria-hegy)


A mintavétel az Esztergom K-i határában magasodó Kis-Kúria-hegy csúcsán

történt, ahol négy 4-5 m magas sziklaalakzat áll a két turistaút által bezárt területen.

A szürkés-rózsaszínes alapanyagban irányítottan helyezkednek el a különbözı

mérető litoklasztok. Háromféle litoklaszt különböztethetı meg, de a világosabb

szürkéskék színő darabok az uralkodóak, az arányuk több mint 60 %. A litoklasztok

legnagyobb mérete 1,5 cm, átlagolni nagyon nehéz, mert ez alatt mindenfajta

mérettartományban vannak litoklasztok. A mátrixban lévı kevés, 1-2 mm-es horzsakı

szerepe alárendelt. A rózsaszínes litoklasztokban 1 mm-es oszlopos megjelenéső

amfibolok ismerhetık fel.


A plagioklászok általában hipidiomorf megjelenésőek, zónásság nem figyelhetı

meg. Átlagos nagyságuk 500-600 µm. A színes elegyrészek közül az amfibolok

oxiamfibolok. Általában oszlopos megjelenésőek, átlagos nagyságuk 200 µm (max. 2500 µm). A hipersztének töredezettek, s átlagosan 200 µm nagyságúak.

31

A litoklasztokban az amfibolok nem határozhatóak, mert teljesen mállottak.

Emellett plagioklászok és hipersztének ismerhetık fel, feltőnı a piroxének viszonylag

magas aránya. A mátrixban lévı fenokristályokon és a litoklasztokon is a

kerekítettség jól megfigyelhetı.


A kızet epiklasztit, melyet a Keserős-hegyi típusú andezit anyaga épít fel. A

lerakódás valószínőleg laharokból történt.

13A. (59A) minta (Vaskapu-hegy)


A Kis-Kúria-hegytıl pár száz méterre magasodik Vaskapu-hegy. A turistaháztól

D-i irányban 50 m-re több mint 40 m-es letörés. A mintavétel a sziklafal felsı részébıl

történt.

A rózsaszín finomszemcsés alapanyagban 1-4 cm átmérıjő kerekített

horzsakövek. A horzsakövek aránya magasabb az alapanyaghoz képest. A rétegben

reverz gradáció figyelhetı meg, a réteg alja felé a horzsakövek nagysága és aránya is

csökken. A horzsakövekben tős-oszlopos, 2 mm-nél nem nagyobb amfibol fenokristályok

ismerhetık fel (5. ábra).


A vékonycsiszolat területének kb. fele egy horzsakıre esik. A rózsaszínes

alapanyag apró jól osztályozott kristálytöredékekbıl áll. A plagioklászok hipidiomorf

táblás megjelenésőek, átlagos nagyságuk 400 µm (max. 1200 µm). A hornblendék

hipidiomorf vagy ritkábban xenomorf megjelenésőek, átlagos nagyságuk 300 µm (max.

1500 µm). Hiperszténbıl csak néhány idiomorf kristály van az alapanyagban, s azok sem

nagyobbak 200-300 µm-nél.

A horzsakı területe fıleg üvegbıl áll, a fenokristályok 90 %-át a földpátok adják,

de kétféle amfibol és ortopiroxén is megjelenik.


A kızet egy jól osztályozott epiklasztit, mely valószínőleg kis áthalmozást

szenvedett (kerekítettség nem megfigyelhetı). Az anyag egy nedves, vizes mátrixú,

törmelékárból ülepedett ki. A kızet ásványtanilag közelebb áll a Szent-Mihály-hegyi

típusú andezithez.

32

5. ábra: A 13 A és B minta makroszkópos képe

13B. (59B) minta (Vaskapu-hegy)


A Kis-Kúria-hegytıl pár száz méterre magasodik Vaskapu-hegy. A turistaháztól

D-i irányban 50 m-re több mint 40 m-es letörés. A mintavételezés az elızı mintavételhez

képest 5 m-rel lejjebb történt.

A kızet nagyon hasonlít a Kis-Kúria-hegyen begyőjtött mintához. Azonban a

horzsakövek aránya itt nagyobb, de nem haladja meg a 10 %-ot. A horzsakövek gyakran

kisebb csoportokba rendezıdnek. A legnagyobb horzsakı 1,5 cm nagyságú, de 3-4 mm-

es nagyságú darabok az uralkodóak. A kerekített litoklasztok maximális mérete éppen

meghaladja az 1 cm-t. Legalább háromféle színő litoklaszt különböztethetı meg. A

szürkéskék litoklasztokban néhány kb. 1,5 cm-es amfibol, s 1 cm-es földpátok ismerhetık

fel (5. ábra).


A plagioklászok táblás megjelenésőek, s gyakran mutatnak szép zónásságot.

Átlagos nagyságuk 600 µm (max 1000 µm). Az amfibolok általában idiomorf

megjelenésőek, mállottak. Átlagos nagyságuk 400 µm (max. 1000 µm). Az alapanyagban

mindkét fajta amfibol (oxiamfibol, hornblende) is megjelenik. A hipersztének idiomorf

táblás megjelenésőek, átlagos nagyságuk 300-400 µm.

33

A litoklasztban feltőnı a mátrix kis aránya. A fenokristály összetételt a

plagioklászok, a szinte teljesen opak hornblendék és a hipersztének alkotják.

A mátrixban megjelennek másodlagos agyagásványok is.


A kızet epiklasztit, mely kis szállítást követıen nedvesebb törmelékárból

ülepedhetett ki. A mátrix összetétele kızettani szempontból igen vegyes képet mutat, a

litoklaszt Szent Mihály-hegyi típusú andezitbıl épül fel.

14. minta


A Ráró-hegytıl 500 m-t É-i irányban haladva a zöld jelzésen, az útbevágásban


A szürkésbarna alapanyagban kb. 2-3 cm átmérıjő kerekített horzsakövek, s

maximum 1-1,5 cm átmérıjő, különbözı színő andezit litoklasztok figyelhetık meg.

Legalább háromféle színő litoklaszt megkülönböztethetı meg. A litoklasztok és a

horzsakövek véletlenszerően helyezkednek el a mátrixban. Fenokristályok közül a 1 mm-

nél nem nagyobb plagioklászokon kívül néhány tős amfibol is felismerhetı.


A plagioklászok táblás megjelenésőek, átlagos nagyságuk 500 µm (max. 2000 µm). A színes elegyrészek közül kétféle amfibol fordul elı a csiszolatban, melyek

rendszerint mállottak, töredezettek, s opakok, xenomorf megjelenésőek. Átlagos

nagyságuk 200 µm (max. 500 µm). A leggyakrabban idiomorf hipersztének átlagosan 300 µm nagyságúak, maximálisan 600 µm-esek. A hipersztének szegélye is opacitosodott.

Három határozható litoklaszt is van a mintában. Az egyikben zónás

plagioklászok, hornblendék és hipersztének ismerhetık fel. A másikban oxiamfibolok és

földpátok vannak, míg a harmadikban a földpát kristályokon kívül erısen opak amfibol

és piroxén fenokristályok vannak.

A mátrixban megjelennek a másodlagos agyagásványok, ezek adják az alapanyag

barnás színét is.


A kızet epiklasztit, amely több forrásból származik. Az alapanyag és a

litoklasztok egyaránt két különbözı típust reprezentálnak. Az anyag egy kisebb

nedvességtartalmú törmelékár üledékének tekinthetı.

34

16A. (120A.) minta


A Lom-hegy DNy-i oldalában, a Salabasina kúttól K-i irányban kb. 100 m-re


A szürke alapanyagban átlagosan 1-1,5 cm (max. 4 cm) nagyságú kerekített

horzsakövek jelennek meg. A litoklasztok nagy része két mérettartományba esik. A

nagyobbak 5-10 mm-esek, míg a kisebbek 2 mm nagyságúak. Szín alapján minimum

kétféle litoklaszt található a mátrixban. A horzsakövekben változatos (0,3-2 mm)

nagyságú amfibol fenokristályok ismerhetık fel, míg az alapanyagban az amfibolok

kisebbek, s csak ritkán ismerhetık fel. Az alapanyag egy durvaszemcsés kristálytufa,

amely fıként 1 mm körüli nagyságú földpát fenokristályokból áll. A kızet kb. 30 % -át

teszi ki a mátrix.


A plagioklászok hipidiomorf megjelenésőek, idınként szép zónásságot mutatnak.

Átlagos nagyságuk 500-600 µm. A mátrixban lévı hornblendék bontottak, idiomorf

megjelenésőek. A hipersztének töredezettek, átlagosan 200 µm nagyságúak.

A litoklasztokban a hipersztének aránya magasabb, mint az alapanyagban, s az

amfibolok teljesen mállottak. A felzikus elegyrészt a plagioklászok képviselik.


A kızet epiklasztit, mely egy kisebb víztartalmú törmelékár üledékének

tekinthetı. A kızet a Szent Mihály-hegyi típusba sorolható.

16B. (120B.) minta


A Lom-hegy DNy-i oldalában, a Salabasina kúttól K-i irányban kb. 100 m-re


A szürke alapanyagban átlagosan 1-1,5 cm (max. 4 cm) nagyságú kerekített

horzsakövek jelennek meg. A litoklasztok nagy része két mérettartományba esik. A

nagyobbak 5-10 mm-esek, míg a kisebbek 2 mm nagyságúak. Szín alapján minimum

kétféle litoklaszt található a mátrixban. A horzsakövekben változatos (0,3-2 mm)

nagyságú amfibol fenokristályok ismerhetık fel, míg az alapanyagban az amfibolok

kisebbek, s csak ritkán ismerhetık fel. Az alapanyag egy durvaszemcsés kristálytufa,

amely fıként 1 mm körüli nagyságú földpát fenokristályokból áll. A kızet kb. 30 % -át

teszi ki a mátrix.

35


A plagioklászok idiomorf táblás megjelenésőek. Átlagos nagyságuk 700 µm

(max. 1500 µm). Az amfibolok minden esetben hornblendék, melyek általában

töredezettek. Maximális nagyságuk 2000 µm. A hipersztének átlagos nagysága 200 µm.

A litoklasztokban a földpátokon kívül hornblende és hipersztének ismerhetık fel.

Az alapanyagban gyakran jelennek meg magnetitkumulátumok.


A kızet epiklasztit, amelyet ásványösszetétele alapján a Szent Mihály-hegyi

típusú andezitnek határoztam. A fenokristályok gyakori töredezettsége miatt kis

víztartalmú törmelékár üledékének tekintem.

17. (133.) minta


Leányfaltól Ny-ra, a Rekettyés tótól a piros kereszt jelzésen 200 m-t haladva

található a mintavétel helye.

A szürkés színő alapanyagban maximum 1 cm-es, idınként lapult horzsakövek és

átlagosan 6-10 mm-es (max. 2 cm-es) litoklasztok jelennek meg. A litoklasztok és a

horzsakövek kerekítettek, de irányítottság vagy gradáció a szöveten nem figyelhetı meg.

A litoklasztok igen hasonlóak, melyekben 0,5-2 mm-es mállott amfibolok ismerhetık fel.

Az alapanyagban lévı amfibolok átlagosan 1-2 mm nagyságúak.


A plagioklászok táblás megjelenésőek, töredezettek. Átlagos nagyságuk 600-700 µm (max. 2000 µm). Az alapanyagban oxiamfibol és zöldamfibolok egyaránt

elıfordulnak. Az átlagosan 400-500 µm-es amfibolok mállottak, opakok, kerekítettek

maximális nagyságuk 1000 µm. Feltőnıen magas az alapanyagban a töredezett piroxének

aránya, melyek itt kizárólag hipersztének. Átlagos nagyságuk 200 µm (max. 500 µm).

A horzsakövekben hornblende és plagioklász fenokristályok jelennek meg. A

horzsakövek is jól kerekítettek.

A litoklasztokban a plagioklászokon és a mállott hornblendéken kívül ortopiroxén

és klinopiroxén is megtalálható.


A kızet epiklasztit, mely egy kései áthalmozás eredményeképpen jöhetett létre.

Ezt a bazaltos andezit litoklasztok jelenléte támasztja alá. A mátrix anyaga teljesen

36

különbözik a litoklasztokétól, vegyes andezites összetételt mutat. A kızetanyag

valószínőleg egy magasabb víztartalmú törmelékárból vagy laharból ülepedett ki.

18. (136.) minta


Az İr-hegy DK-i részén a „Tresberg útbevágásban” történt a mintavétel.

A rózsaszínő finomszemcsés alapanyagban 0,5 -5 cm-es kerekített horzsakövek

ill. szín alapján háromféle litoklaszt jelenik meg. A litoklasztok szintén kerekítettek,

átlagosan 2-5 mm nagyságúak. A mátrixban 1-2 mm-es amfibolok ismerhetıek fel,

ugyanezek a horzsakövekben és a litoklasztokban átlagosan 0,5 mm nagyságúak.


A plagioklászok táblás hipidiomorf megjelenésőek. Átlagos nagyságuk 400 µm

(max. 1500 µm). A mátrixban az amfibolok egy kivételtıl eltekintve hornblendék. A

gyakran mállott amfibolok átlagos nagysága 150-200 µm, de a legnagyobb 2000 µm-es.

A hipersztének hipidiomorf megjelenésőek, átlagos nagyságuk 200 µm.

A rossz megtartású horzsakıben hipersztén, hornblende és plagioklász

fenokristályok fordulnak elı.

A csiszolat legalább öt litoklasztot elmetsz, ebbıl három volt alkalmas a

határozásra. Az egyikben sok hipersztén és plagioklász fenokristály ismerhetı fel. Egy

másikban rossz megtartású hornblende és kevés plagioklász található. A harmadik

litoklaszt rossz megtartású, s csak a szétmállott oxiamfibolok határozhatók, azok is

nehezen.


A kızet epiklasztit, mely egy nedvesebb törmelékárból ülepedhetett ki. A kızet

mátrixa valószínőleg Szent Mihály-hegyi típusú andezitbıl származik.

19D. (129D.) minta


Szentendre É-i határában a Sztelin-patak Pismány-hegytıl északra futó szakaszán,

a Csurgó-kúttól Ny-i irányba kb. 100 m-re lévı sziklafal anyagából történt a mintavétel.

A rózsaszínő alapanyagban átlagosan 3-5 cm átmérıjő horzsakövek jelennek meg.

Helyenként ennél jóval kisebb horzsakövek is megjelennek, ezek sosem nagyobbak 1 cm-

nél, valószínőleg töredékek. A horzsaköveknél ritkábban a mátrixban is megjelennek 2-5

mm-es amfibolok, melyek mindig oszlopos megjelenésőek.

37


A plagioklászok idınként zónásak, átlagos nagyságuk 600-700 µm (max. 1500 µm), de méretüket tekintve nagy szórást mutatnak. A hornblendék idiomorf

megjelenésőek, átlagosan 500 µm nagyságúak. A hipersztének aránya viszonylag magas,

átlagos nagyságuk 200 µm.

A horzsakıben az üveg dominál, kicsi a fenokristály sőrőség. A kevés

plagioklászon kívül két mállott zöldamfibolt tartalmaz.

A litoklasztokban kétféle andezit jelenik meg. Az egyik anyaga a mátrix

anyagához nagyon hasonlít, plagioklász, hornblende és hipersztén építi fel, míg a másik

litoklaszt kétféle piroxént és plagioklászokat tartalmaz.


A kızet epiklasztit, amely anyagát tekintve a Szent Mihály-hegyi típusú

andezitbıl áll. Azonban vannak olyan litoklasztok is benne, amelyek összetétele a

bazaltos andezittel egyezik meg. A kızetanyag nedvesebb törmelékárból ülepedhetett ki.

19H. (129H.) minta


Szentendre É-i határában a Sztelin-patak Pismány-hegytıl északra futó szakaszán,

a Csurgó-kúttól Ny-i irányba kb. 100 m-re lévı sziklafal anyagából történt a mintavétel.

A kızet kb. 20 %-a horzsakı, melyek a világosszürke alapanyagban két

mérettartományban jelennek meg. A nagyobbak 4-10 mm nagyságúak, míg a kisebbek 1

mm körüliek. Barnás, feketés 1 -1,5 mm-es fenokristályok a kerekített horzsakövekben és

a mátrixban is megjelennek, mint késıbb kiderült, ezek a kristályok biotitok.


Az finomszemcsés alapanyag igen mállott, nagy üvegtartalma mellett feltőnı,

hogy át van itatva karbonátos cementtel. A mátrix fenokristályokban szegény, 400-500 µm–es biotitkristályokon kívül néhány gránát határozható meg.

Másodlagos ásványok a helyenként megjelenı pátos kalcitkristályok.

Az alapanyag tele van horzsakövekkel, mely 99 %-ban üvegbıl áll.


A kızet a dácitos mőködés során keletkezett piroklasztit, mely a levegıbıl

ülepedhetett ki. A másodlagos ásványok valószínőleg hidrotermás oldatokból váltak ki. A

kızet ásványos összetétele alapján a biotitos dácitok közé sorolható.

38

7.3. A petrográfiai vizsgálatok során kapott eredmények

Amint azt a vizsgálatok elıtt sejteni lehetett, a hegység általam vizsgált, a

Keserős-hegyi kalderától távolabb esı területein a másodlagos, epiklasztikus folyamatok

által kialakult kızetek vannak túlsúlyban. Kızettani szempontból az andezitek

uralkodnak, azon belül is a Szent Mihály-hegyi típusú andezit területi elterjedése a

legnagyobb. Ez az andezittípus nagy valószínőséggel a Keserős-hegyi típusú andezitek

képzıdése elıtt keletkezett, s ezen mőködés ideje alatt került a felszínre a legtöbb vulkáni

anyag. A Szent Mihály-hegyi típusú litoklasztok szinte a hegység egész területén

elıfordulnak a kızet mátrixának típusától függetlenül. Ez is azt erısíti meg, hogy

mennyiségét tekintve ezen kızetek képzıdése volt a legnagyobb.

Két vékonycsiszolat esetében nyert bizonyítást (6. és 19H minta), hogy elsıdleges

vulkáni-törmelékes kızetbıl történt a mintavétel. Mindkét minta összetételét tekintve

dácitos anyagú, andezites primer kızetekbıl nem sikerült mintákat venni.

7.3.1. A kızetek keletkezési módjának igazolása informatikai módszerek

segítségével

A szállítás módjáról a kızetek litoklasztjainak és ásványainak kerekítettsége és

irányítottsága fontos adatokkal szolgálhat. Kerekítettségre, irányítottságra vonatkozó

alapadatokat számítógépes fotóstatisztikai módszerrel próbáltam elıállítani, melyeket a

különbözı minták esetében össze is lehet hasonlítani.

A módszer lényege az, hogy az adott mintáról készített fényképen a litoklasztokat

vagy a fenokristályokat poligonokkal határoljuk le, s a poligonok alak-és méret ill.

iránystatisztikai jellemzıit határozzuk meg egy program segítségével. Elızıleg Karátson

és munkatársai (2002a) alkalmazták már e módszert durvatörmelékes vulkáni rétegsorok

irányítottságának meghatározására, de ehhez nagyon hasonló módon, karsztos területek

töbörmorfometriai vizsgálatára is alkalmazzák a módszert (Telbisz és Móga 2005). A

poligonok lehatárolását és az adatok elıállítását ArcView GIS 3.3® szoftverrel végeztem.

39

nincsbiotitos dácitpiroklasztit19H

nagyobbSzM, BASz. Mihály-hegyiepiklasztit19D

nagyobbSzM, KSz. Mihály-hegyiepiklasztit18

nagyobbBAvegyesepiklasztit17

kicsiSzMSz. Mihály-hegyiepiklasztit16B

kicsiSz. Mihály-hegyiepiklasztit16A

kicsiSzM, Kvegyesepiklasztit14

nagyobbSzMvegyesepiklasztit13B

nagyobbSz. Mihály-hegyiepiklasztit13A

nagyobbKeser ős-hegyiepiklasztit12

nagyobbvegyesepiklasztit11B

kicsiKeser ős-hegyiepiklasztit11A

nagyobbSzMSz. Mihály-hegyiepiklasztit10

Sz. Mihály-hegyilávakızet9

kicsiSzMKeser ős-hegyiepiklasztit8-3/1B

kicsivegyesepiklasztit8-3/1A

vízbılSz. Mihály-hegyiepiklasztit8-34/1

kicsiSz. Mihály-hegyiepiklasztit8-1/2

nagyobbSzM, KSz. Mihály-hegyiepiklasztit8-5/1

nagyobbSz. Mihály-hegyiepiklasztit8-9/2

nagyobbSzMvegyesepiklasztit8-2/1

Sz. Mihály-hegyilávakızet7B

nincsdácitpiroklasztit6


kicsiSzMSz. Mihály-hegyiepiklasztit5A

bazaltos andezitlávakızet4

kicsiSzMSz. Mihály-hegyiepiklasztit3


Keser ős-hegyilávakızet1

A szállítás során a víz

szerepe

A litoklasztok

típusaA mátrix típusa

kızettani szempontbólA kızet genetikai

típusa

A vékonycsiszolat

száma

nincsbiotitos dácitpiroklasztit19H

nagyobbSzM, BASz. Mihály-hegyiepiklasztit19D

nagyobbSzM, KSz. Mihály-hegyiepiklasztit18

nagyobbBAvegyesepiklasztit17


kicsiSz. Mihály-hegyiepiklasztit16A

kicsiSzM, Kvegyesepiklasztit14

nagyobbSzMvegyesepiklasztit13B

nagyobbSz. Mihály-hegyiepiklasztit13A

nagyobbKeser ős-hegyiepiklasztit12

nagyobbvegyesepiklasztit11B

kicsiKeser ős-hegyiepiklasztit11A

nagyobbSzMSz. Mihály-hegyiepiklasztit10

Sz. Mihály-hegyilávakızet9

kicsiSzMKeser ős-hegyiepiklasztit8-3/1B

kicsivegyesepiklasztit8-3/1A

vízbılSz. Mihály-hegyiepiklasztit8-34/1

kicsiSz. Mihály-hegyiepiklasztit8-1/2

nagyobbSzM, KSz. Mihály-hegyiepiklasztit8-5/1

nagyobbSz. Mihály-hegyiepiklasztit8-9/2

nagyobbSzMvegyesepiklasztit8-2/1

Sz. Mihály-hegyilávakızet7B

nincsdácitpiroklasztit6


kicsiSzMSz. Mihály-hegyiepiklasztit5A

bazaltos andezitlávakızet4



Keser ős-hegyilávakızet1

A szállítás során a víz

szerepe

A litoklasztok

típusaA mátrix típusa

kızettani szempontbólA kızet genetikai

típusa

A vékonycsiszolat

száma

1. táblázat: A vékonycsiszolatok elemzése során kapott legfontosabb adatok

(SzM = Szent Mihály-hegyi típusú, K = Keserős-hegyi típusú, BA = bazaltos andezit)

40

A Vector Conversation modul segítségével elıször a poligonok területét és

kerületét határoztam meg. A kerekítettség a (=(4π·Terület) / Kerület2) képlettel

számolható ki (Telbisz, Móga 2005). A kapott eredmény 0 és 1 közé esik, minél közelebb

van az egyhez, annál jobb a kerekítettsége a poligonoknak, melyek esetemben a

litoklasztok vagy a fenokristályok kerekítettségét jellemzik.

A kızet vagy annak szövetének irányítottságát a Longest Straight Line modul

segítségével határoztam meg. A modul megfelelı parancsának lefuttatása után

megkapjuk az egyes poligonok leghosszabb belsı átmérıinek hosszát, ill. az egyes

átmérık irányát. A kapott adatokat GEOrient 9® programmal dolgoztam fel, mely során

rózsadiagramokat állítottam elı (7. ábra). A rózsadiagram jól szemlélteti az adott kızet

irányítottságát, s az adattábla Mean Resultant length (R) értéke adja meg az irányítottság

mértékét (Karátson et al. 2002a).

7. ábra: A 13B minta irányítottsága az 1 mm-nél nagyobb litoklasztok alapján

41

A vékonycsiszolati képek közül csak két (5A és 3.) minta volt alkalmas a

vizsgálat elvégzésére. Mivel ez egy statisztikai módszer, fontos hogy a vékonycsiszolat

minél nagyobb területe kerüljön be az elemzésbe. A megfelelıbb, 1X-es nagyítású

mikroszkóp okulár hiányában a vékonycsiszolati képek 5X-nagyítású okulárral készültek.

Az egyes ásványok lehatárolásánál a kép minısége is korlátozó tényezı lehet.

0,320,73az összes fenokristály3

0,320,74az összes fenokristály5A

0,330,75plagioklászok5A

0,400,71litoklasztok13B

irányítottságkerekítettséga vizsgálat tárgyaa minta száma

0,320,73az összes fenokristály3

0,320,74az összes fenokristály5A

0,330,75plagioklászok5A

0,400,71litoklasztok13B

irányítottságkerekítettséga vizsgálat tárgyaa minta száma

2. táblázat: A fotostatisztikai módszerek által kapott eredmények

A 13B minta értelmezése eltér a másik két mintától. A kerekítettségre vonatkozó

vizsgálat alapján osztályozhatónak tartom az egyes kızeteket, de mivel a

szakirodalomban hasonló vizsgálattal nem találkoztam, a 0,71-es értéket nem tudom

összehasonlítani más hasonló eredményekkel. Más jellegő, töbörmorfometriai

vizsgálatoknál 0,9 fölötti érték jelzi a jól kerekített alakzatokat (Telbisz, Móga 2005).

Irányítottságra vonatkozó vizsgálatokat Karátson és munkatársai végeztek, s a 0,40 érték

közepes irányítottságot jelez (Karátson et al. 2002a).

Kızetek mátrixának vizsgálatára vonatkozó ilyen jellegő mérések eddig nem

történtek. A kerekítettség meghatározása valószínőleg nem ad eredményt, mert a vizsgált

mintákban a fenokristályok töredezettsége jelzi leginkább a szállítási távolságot, a

kristályformák nem vagy csak keveset változnak. Az irányítottság mérése a

kerekítettséggel szemben használható adatokat adhat fenokristályok esetében, a szállító

közeg jellegére, erısségére lehet leginkább következtetni a segítségével.

A két vizsgált mintára az R értéke 0,32-nek adódott. Az érték gyenge

irányítottságot jelez, amelyet már a számítógépes vizsgálatok elıtt, a mikroszkóppal

végzett vizsgálatoknál is megállapítottam (lásd 1. táblázat).

42

8. Terepi szedimentológiai vizsgálatok

8.1. A szedimentológiai megfigyelések alapjai

A vulkáni rétegsorok részletes szedimentológiai vizsgálata elengedhetetlen a

múltban lezajlott folyamatok megértéséhez. Terepi vizsgálataim során geológus

kompasszal, Garmin márkájú barométeres GPS-szel, valamint 30 m hosszúságú

mérıszalaggal dolgoztam. A feltárások rétegeinek lehatárolásánál a szedimentológiai

bélyegek pontos rögzítésére törekedtem. Többek között a mátrix színét és átlagos

szemcsenagyságát, a litoklasztok és a horzsakövek arányát, ezek színét, nagyságát,

kerekítettségét vettem alapul. Több feltárás esetében megfigyelhetık olyan

kipreparálódott rétegek, melyek a szomszédos rétegektıl makroszkóposan nem

különböznek, de más az erózióval szembeni ellenálló képességük. Az ilyen esetekben a

rétegeket különbözı lerakódási ciklus üledékeinek tekintettem.

Részletesebb rétegtani vizsgálatokat a Zsivány-sziklák területén és a Vasas-

szakadéknál végeztem (6. ábra). A Zsivány-sziklák és a Vasas-szakadék rétegsorainak

kialakulása között hasonlóság, hogy mindkét feltárás kialakulásában komoly szerepe volt

a tömegmozgásoknak (Koch 1872, Both 2001, Kohán - Lırenthey 2003).

8.2. A Zsivány-sziklák szedimentológiai vizsgálata

8.2.1. A Zsivány-sziklák elhelyezkedése és kialakulása

A Zsivány-sziklák Dobogókıtıl 800 m-re délies irányban helyezkedik el. (A 3.

ábrán a 8. szám jelöli a helyét). A sziklacsoport a Kakas-hegy ÉNy-i csúcsrégióját

képviseli. ÉK-i irányból a Kanyargós-patak völgye választja el a hasonló lejtésviszonyú

területektıl, míg DNy-i irányban a Dera-patak tektonikus völgye határolja le a

képzıdményt. A sziklacsoporton belül négy, egymástól viszonylag távol található

sziklafalat választottam ki, de ezen kívül a többi fal jellegzetességeit is próbáltam

megfigyelni. Amint azt Karátson (2002b) és Karátson et al. (2006) megállapították, a

Dobogókı nem tekinthetı egy egykori kalderaperem maradványának, hanem a Keserős-

hegyi vulkán kúplábi fáciese, amely a fiatal tektonikus mozgások hatására emelkedett ki.

A Zsivány-sziklákról a Dobogókıhöz való közelsége miatt, és mivel a két terület között

43

nem ismeretesek vetıdések szintén valószínősíthetı, hogy több száz méterrel magasabb

helyzetben van, mint egykoron.

A Zsivány-sziklák jelenlegi morfológiai képének kialakulását Koch Antal eredeti

felfogásával (1870) összhangban magyarázom. A pleisztocén során a hegység jelentıs

emelkedést szenvedett (Karátson et al. 2006), és a reliefenergia növekedésével

felerısödhetett a folyóvízi bevágódás. Az oldalról történı rétegnyomás csökkenése miatt

repedések jelenhettek meg. A hımérsékletingás és különösen a jégkorszakokban a

fagyaprózódás ezeket a repedéseket kitágította. Az egyensúlyát vesztett falak

csuszamlások folytán egyre távolabb kerültek egymástól, amely folyamatot tovább

erısíthették a jégkorszakok lejtıs tömegmozgásai (8. ábra).

8. ábra: A Zsivány-sziklák valószínősített kialakulásának folyamatábrája

Így létrejött a mai, környezetébıl csaknem minden irányban kiemelkedı

morfológiája. A tömegmozgások következtében a sziklacsoport belsejében mély árkok

húzódnak. Az idısebb árkok 8-10 m szélesek, míg a legfiatalabb, a 4. falnál nem éri el a

3 m szélességet.

A területrıl Surfer 8® és ArcView GIS 3.3® program segítségével

háromdimenziós domborzatmodellt készítettem (9. ábra), melyen számokkal a fontosabb

falakat tüntettem fel. A jelölés a szelvényekhez és a kızetminták számához is igazodik.

(pl. a 8-9/2 minta a Zsivány-sziklák 9. szelvényébıl győjtött mintát jelenti, amely a

terület É-i szegélyén helyezkedik el.)

44

9. ábra: A Zsivány-sziklák területérıl készült 3D domborzatmodell a mintavételi helyek feltüntetésével

8.2.2. A Zsivány-sziklák szelvényeinek vizsgálata

A szelvények egyes rétegeinek leírásánál helyenként mintavételekre hivatkozok.

Ezek egy korábbi mintavétel során litoklasztok anyagából kerültek kiválasztásra.

Zsivány-sziklák, 1. szelvény:

A terület északabbi sziklaképzıdményei közül az ÉK-i irányba nézı sziklafalon

található a Zsivány-sziklák 1. szelvény, továbbiakban Zsivány 1. Alsó részének tszf.

magassága 588 m, míg a tetejéé 605 m. A feltárás jellegzetessége, hogy két párhuzamos,

egymástól 1 m-re lévı repedés fut végig a fal jobbszélsı harmadában. A feltáráson 8

réteget különítettem el.

A feltárás legalsó rétege (A) kb. 1,9 m vastagságú. A litoklasztok túlsúlyban

vannak a mátrixhoz képest, az arányuk 80/20. Az átlagos szemcsenagyság 4-5 cm, de

fıleg a réteg alsóbb részein ennél jóval nagyobbak is elıfordulnak. A legnagyobbak

meghaladják a 64 cm-t. A réteg gyenge normál gradációt mutat. (Mintavétel: 1/1b)

45

A második réteg (B) 25 cm vastagságú, ami finom, maximum homokfrakciójú

anyagból épül fel.

A harmadik réteg (C) 2 m vastagságú. Kb. a réteg 40 %-át a mátrix teszi ki. Az

átlagos szemcsenagyság 8 cm. A réteg fölsı részén a nagyobb litoklasztok megjelenése

gyakoribb, mint az alsóbb részeken.

A negyedik (D), 2,5 m-es réteget 90 %-ban horzsakı építi fel, a mátrix

jelentéktelen, viszont elvétve elıfordulnak benne litoklasztok. A horzsakövek átlagosan

3-4 cm-esek, de elıfordulnak 20 cm-t meghaladó darabok is. A feltárás fölsı részén a

horzsakövek átmérıje 8-10 cm-esre nı. A litoklasztok átlagosan 10-12 cm-esek, melyek

közül néhány vöröses árnyalatú.

Az ötödik (E) egy finomszemcsés világos színő 2 cm vastagságú réteg. A réteg az

erózióval szembeni gyenge ellenálló képessége miatt feltőnı.

Az e fölötti réteg (F) 4,3 m vastagságú. Két részre osztható. Az alsó rész 80 %-a

litikus szemcsékbıl áll, melyek átlagos nagysága 7 cm. Az egységes szemcsenagyságot

egy 1 m-es nagyságot is meghaladó bomba töri meg. A réteg fölsı 1,5 m-es részén a

szemcsenagyság kisebb, 3-4 cm, s egy-egy horzsakı bezsákolódás is megjelenik a fölsı

harmadában.

A hetedik réteg (G) 3,2 m vastagságú, melyben két jellemzı szemcseméret van. A

réteg 80 %-t kitevı litikusok egyik része 1 cm-es, másik része 10 cm körüli nagyságú. A

réteg alsó részén a nagyobb litikusok zsákokba rendezıdnek, míg a felsı részen ritkásan

elszórva helyezkednek el.

A legfölsı réteg (H) 3,4 m vastagságú. A litoklasztok szerepe alárendelt, kb 20 %.

A kevés, 30 cm nagyságútól eltekintve általában a litikusok 2-10 cm közötti méretőek

(12. ábra). (Mintavétel. 1/2b)


A sziklacsoport K-i részén lévı kb. 80 m hosszú fal déli, legnagyobb vastagságú

részén jelöltem ki a Zsivány 2 szelvényt. A szelvény talpa 595 m-es magasságban, míg a

teteje 612 m-es magasságban van, s egyben ez jelenti a Kakas-hegy legmagasabb pontját

is. A mintegy 17 m magas szelvényen 6 réteget különítettem el.

A legalsó réteg (A) 1,2 m-es vastagságú. A rétegen belül vertikálisan

megfigyelhetı szemcseméret inhomogenitás az egy lerakódási cikluson belüli

üledékképzıdési változásokat mutatja. A litikusok átlagos nagysága 8 cm, de egyes

részein a 3 cm-es nagyság a gyakori. A mátrix kb. 20 %.

46

Az erre települı rétegben (B) a horzsakövek dominálnak. A litoklasztok átmérıje

1-2 cm, a horzsakövek tekintetében reverz gradáltság mutatkozik, átlagosan 2 cm-esek. A

mátrix aránya 30 %, míg a litikusoké 25 %.

Az ezt követı több mint 1 m-es réteg (C) 75-80 %- a litoklaszt, a horzsakövek

szerepe alárendelt. Az átlagos szemcsenagyság 10 cm körüli, de elıfordulnak 40-50 cm-

es darabok is. A rétegben megfigyelhetıek az egymásra települt keresztrétegzett

sorozatok.

A következı réteg vastagsága (D) a szelvényben sem egységes, az általam

vizsgált szakaszon 70 cm. Ebben a rétegben a litikusok részaránya 90 % körül mozog, az

átlagos szemcsenagyság 7-8 cm, a réteg középsı részén tapasztalható a legnagyobb

szemcsenagyság.

A következı rétegben (E) a litikusok jellemzı, hogy zsinórokba rendezıdnek.

Megtalálható a rétegben kevés számú vöröses elszínezıdéső litoklaszt is. Átlagos

nagyságuk 5 cm, a réteg tetején ennél kétszer nagyobb méretőek rendezıdnek egy

zsinórba. A litoklaszt részarány 35 % körüli, a horzsakövek aránya 10 % alatt marad, a

fölsı részen néhol 2 cm-es határoló réteget képez a feldúsulásuk.

A legfölsı réteg (F) több,mint 10 m vastagságú. Az alsó harmada igen

változatosnak mondható, a mátrix aránya itt néhol eléri 70 %-ot. Egy-egy vékony

finomabb réteg ékelıdik közbe, de ezek még legtöbbször a szelvényben ki is ékelıdnek.

A fölsı része jóval egységesebb képet mutat, a litoklasztok átmérıje z 2-3 cm-estıl a 2

m-es nagyságig tág határok között mozog. A mátrix aránya 10 % alatt marad. Jellemzı

még a sugaras elválású blokkok jelenléte, tehát a réteg egy olyan törmelékár-üledék,

amely blokk-és hamuárak üledékek áthalmozása következtében jött létre.

A szelvény közvetlen szomszédságában, olyan rétegzıdést tapasztaltam, amilyen

a Zsivány-szikláknál sehol máshol nem fordul elı. A C, D, E réteg egy éles vonal mentén

megszakad, s a helyüket az F réteg anyaga tölti ki. Majd pár méterrel arrébb, ugyan olyan

éles vonal mentén újra megjelennek a megszakadt rétegek. Az üledékhiányt egy barrankó

kialakulásával magyarázom. A kevéssé konszolidált vulkáni törmelékekbe heves

esızések alkalmával mély eróziós árkok vágódhattak be (T2, T3). A területen végigsöprı

törmelékárak ezeket a mélyedéseket is feltöltötték (T4). Egy ilyen csatornakitöltést metsz

el a fent leírt szelvény (10. ábra).

47

10. ábra A Zsivány-sziklák 2. szelvény falán megfigyelhetı barrankókitöltés valószínősített kialakulása


A Zsivány 3 szelvény a Zsivány-sziklák nyugati részén lévı több mint 100 m

hosszúságú falának D-i részén található. Ez a fal az eddigiekkel ellentétben

repedésekben, elmozdulásokban gazdag, egyes részei bizonyíthatóan kibillent helyzetőek.

A Zsivány 3 szelvény talpa 578 m-es, míg teteje 591,4 m-es tszf. magasságban van. A

feltárásban 7 réteget különítettem el.

A legalsó réteg (A) 2,9 m vastagságú. A réteg 80 %-a litikus szemcsékbıl áll, az

alsó részen a legtöbb szemcse 6-7 cm nagyságú, míg a fölsı részen 15 cm körüliek. Ezen

kívül jellemzıek a 40-50 cm átmérı elérı nagyobb blokkok is. Az egyik ilyen

litoklaszton sugaras repedéshálózat figyelhetı meg. A rétegben néhol

horzsakıfeldúsulások figyelhetık meg. (Mintavétel. 3/1)

A fölötte lévı réteg (B) alsó határvonalán egy méteres nagyságú jól kerekített

vöröses elszínezıdéső bomba található. A litikusok aránya 60 % körüli, átlagos

48

nagyságuk 8 cm. Színüket tekintve több a vöröses árnyalatot mutató darab. A

horzsakövek átlagosan 2 cm-esek, részarányuk 5 % alatt marad.

A következı réteg (C) nem fut végig a szelvény hosszán, vastagsága 5 és 25 cm

között változik. Ezt a világos színő réteget fıleg mátrix és kismérető horzsakövek

alkotják.

A következı 2,4 m-es réteget (D) 30 %-ban horzsakı építi fel. A réteget két részre

lehet bontani. Az alsó kétharmadában kevés, átlagosan 3-4 cm litoklasztok vannak, az

alsó rész középsı részén a mátrix aránya megnövekszik. A horzsakövek átlagosan 2 cm-

esek, s a szelvény aljától számított 6 m-es magasságban 80 %-ot meghaladóan

feldúsulnak. A réteg fölsı részén a litikusok 60 %-os arányt mutatnak (reverz gradáltság),

az átlagosan 10 cm-es darabok vöröses elszínezıdésőek. (Mintavétel. 3/2)

A fölötte lévı réteget (E) a mátrix rózsaszínes árnyalata különbözteti meg. Ez a

réteg nem fut végig a szelvény teljes hosszán. A horzsakövek átlagosan 2-5 cm-esek, a

litoklasztok 1-2 cm-esek a rétegben, amelynek együttesen az 50 %-át teszik ki.

A fölötte lévı jól osztályozott rétegben (F) keresztrétegzésre utaló nyomok

találhatók. A litikusok és a horzsakövek is kb. 1 cm-esek. A mátrix aránya meghaladja a

80 %-ot.

A legfölsı, közel 4 m vastagságú rétegben (G) a nagyobb sötét színő litoklasztok

dominálnak. Átlagosan 15-20 cm nagyságúak, de akadnak 50 cm-es darabok is. A

vöröses színő litikusok 2-3 cm-esek. A mátrix aránya a réteg teteje felé 60 %-ról 20 %-ra

csökken. A réteget többször világos színő, finomszemcsés,

valószínőleg fluviális eredető rétegek szakítják meg. A rétegben egy-egy 10 cm-

es horzsakı is elıfordul (10.ábra). (Mintavétel. 3/3a, 3/3b)


A szelvény a Zsivány 3 szelvény falával párhuzamos és szomszédos, fiatal

elmozdulás nyomán létrejött szők árokban található. A szelvény nyugati kitettségő. A

szemben lévı fal meredekebb dılésszöget mutat, így az minden bizonnyal kibillent

eredeti helyzetébıl. A 11.4 m magasságú szelvény talpa 582 m-rel a tengerszint felett

található. A szelvényen három réteget különítettem el, bár ezeknek további tagolása

lehetséges.

A legalsó réteg (1.) 4 m vastagságú. A kisebb 1 cm-es litikus szemcsék

zsinórokba rendezıdnek, az ilyen helyeken a mátrix aránya 10 % alatt marad, az átlagos

40 %-hoz képest. A nagyobb, 7-8 cm-es litoklasztok elszórva helyezkednek el, egy-egy

49

15 cm-t meghaladó darab is elıfordul a rétegben. A nagyobb zsinóros zóna alatt néhány

2-3 cm-es horzsakı is elıfordul.

A fölötte következı 3 m-es réteg (2.) viszonylag jól osztályozott, a mátrix

részaránya 70 % körüli. A réteg alsó negyedében 1-2 cm-es litikusok találhatók, míg e

fölött egy kizárólag rossz kerekítettségő, gyakran szögletes, 5-6 cm-es horzsaköveket

tartalmazó sáv található. A réteg felsı részében a horzsakövek és a litikusok egyaránt 1-2

cm-esek, az elızı sáv horzsaköveinél jóval kerekítettebbek. Elvétve néhány 10 cm-nél

nem nagyobb litikus is található a réteg fölsı részében.

A legfölsı 4 m-es réteg (3.) az eddigieknél sötétebb árnyalatú. Horzsakövek nem

találhatóak meg benne, a litikusok mérete tág határok között mozog. A legkisebb, 1-2

cm-es litoklasztok zsinórokba rendezıdnek. A legnagyobb litikusok mérete meghaladja

60 cm-t is. A mátrix aránya 40 %.

8.3. A Vasas-szakadék szedimentológiai vizsgálata

A Vasas-szakadék a pomázi Kı-hegy melletti Cseresznye-hegy ÉNy-i oldalában

található. Keletkezését tömegmozgással magyarázom, ahogyan azt Both (2001) is a Kı-

hegy fontos felszínalakító tényezıjének tulajdonítja. Valószínőleg a Sás-völgy

bevágódása során vesztette el egyensúlyát a hegyoldal egy része, s egy repedés mentén

kettévált.

A vizsgált falrészletet a képzıdmény ÉNy-i irányba nézı, helyben maradt falán a

bejáratnál jelöltem ki (11. ábra). A szelvény ismertetıjele a 3. rétegbe erısített

hegymászáshoz használt biztosító győrő. A 15,7 m magasságú szelvény talpa 305 m-rel

van a tenger szintje fölött. A Zsivány-szikláknál lévı rétegsorokhoz képest szembetőnı,

hogy itt a rétegeknek jóval magasabb a nemvulkánianyag-tartalma. Ez a hosszabb

szállítódásnak tudható be. A vizsgálódás során hat réteget különítettem el.

A legalsó, 4 m-es vastagságú réteg (A) szerkezetét tekintve nem egységes. Az

alsó részén 80 %-os részarányt képviselnek a horzsakövek, de feljebb teljesen eltőnnek.

Ebbıl a részébıl teljesen hiányoznak a litikus szemcsék. A fölsı részein felváltva

periodikusan következnek a teljesen finom, 1 cm-nél kisebb litikusokat tartalmazó

réteges egységek és a nagyobb, akár 10 cm-es litoklasztokat tartalmazó rosszul

50

osztályozott sávok. A mátrix aránya a fölsı részeken 80 % körüli. Valószínőleg laharok

üledéke lehet, a finomszemcsés réteges egységek a lahar kihígulását jelzik.

11. ábra: A Vasas-szakadék vizsgált

rétegsora

A következı réteg (F) mátrixát tekintve nem különbözik az elızı rétegtıl, de

szemcseösszetételét tekintve jelentısen eltér. A 6 m körüli vastagságú réteg két részre

bontható. Az alsó, jól osztályozott részén a mátrix aránya 60 % körüli, a litoklasztok

Az erre települt változó, vastagságú réteg (B)

jellegzetessége mátrixának sárgás elszínezıdése.

Aránya 40 %. A nagyobb litoklasztok átlagosan 8-10

cm nagyságúak, színüket tekintve igen tág skálán

mozognak. A kisebb, cm-es darabok sötét színőek.

A következı, 2,3 m-es réteg (C) az 1.

rétegnél is változatosabb képet mutat, horizontálisan

is fontos különbségekkel. Középsı részén a mátrix

aránya 50 % körül mozog, az alsó és a fölsı részein

90 % fölötti érték tapasztalható. A középsı részeken

a litoklasztok cm-es nagyságúak és sőrőn

helyezkednek el, a széleken néhol 5-7 cm-es

litoklasztok települtek. A réteg alsó és felsı

harmadában tapasztalható rétegzıdés híg, fluviális

lerakódásra utal.

Egy vékony, 1-5 cm-es sárgás elszínezıdéső

finomszemcsés réteg (D) települt a 3. rétegre, ami

szintén fluviális eredető.

A következı réteg (E) 2,5 m vastagságú. Bal

alsó részén egy horzsakıfeldúsulás figyelhetı meg,

a horzsakövek a réteg többi részébıl teljesen

hiányoznak. A rétegben található litikusok cm-es

nagyságúak vagy kisebbek, fıleg a réteg középsı

részén dúsulnak fel. A réteg több mint 80 %-t a

mátrix anyaga teszi ki.

51

átlagos nagysága 2-3 cm. A rétegben kis százalékban 1-2 cm-es horzsakövek is

találhatók. A réteg fölsı részén a mátrix részaránya 80 %-ra növekszik. A 2-3 cm-es

litikusok kisebb számban fordulnak elı, azonban több, akár fél méteres nagyságú blokk is

elıfordul a réteg ezen részén (12.ábra).

12. ábra: Reprezentatív szelvények a vizsgált területekrıl

52

8.4. A litoklasztokból készült vékonycsiszolatok számítógépes kiértékelése

Az eddigi kızettani gyakorlattól (Kubovics I 1993) merıben eltérı módszert

alkalmaztam vékonycsiszolataim kimérésére. A hagyományos hálós okulárbetétes

kimérés helyett a mintákról kızettani mikroszkóp segítségével (kiiktatott analizátor-állás

mellett) digitális fényképeket készítettem, melyeket ezt követıen ERDAS Imagine 8.5®

szoftverrel értékeltem ki. A csiszolatok ásványainak elkülönítésére a klasszifikáció

módszerét használtam. A módszer az ásványok spektrális tulajdonságaiból indul ki. Az

általam győjtött andeziteket felépítı ásványok más-más intenzitási értékkel

jellemezhetık, így az irányított osztályozás (supervised classification) nevő

képfeldolgozási eljárás hisztogram-transzformáció és -szőrés nélkül is alkalmazható volt.

Az irányított osztályozás lényege, hogy a képnek az egyes ásványalkotókra

jellemzı színő részein kisebb tanítóterületeket jelölünk ki. A kép többi része a

tanítóterületek spektrális tulajdonságai alapján lesz besorolva, az általunk elıállított egyes

kategóriákba. A klasszifikálás után a hisztogram adataiból egyszerően kiszámítható az

ásványos összetétel. A számítógépes kimérés nagy elınye a hagyományos mikroszkópos

vizsgálattal szemben, hogy a hosszú kimérési idı jó minıségő csiszolat esetén akár a

huszadára is lecsökkenthetı. A kimérés pontosságát a hagyományos, okulárbetétes

vizsgálattal ellenıriztem. Az általam alkalmazott módszer javára dönthet, hogy míg egy

50-szeres nagyítás esetén 8-9 ezer négyzet alapján, addig egy 300 DPI minıségő kép

esetében ~2 millió pixel alapján számoljuk az arányokat (Kósik 2004, Kósik benyújtva).

8.4.1. A vizsgálat során kapott eredmények

A 15 vékonycsiszolatból 9 mintát sikerült a módszer segítségével kiértékelni. A

kapott adatokból (3. táblázat) két relatív mutatót határoztam meg, mivel a nyers adatok

nem tükrözik megfelelıen az egyes minták között fennálló hasonlóságot. Az egyik relatív

mutató a színes elegyrész (piroxén + amfibol) / kızetüveg arány, amely a minták relatív

kémiai összetételéhez szolgáltat adatot. A relatív kémiai összetétel alapján három

andezitváltozatot különböztettem meg (Kósik benyújtva).

A másik relatív mutató a fenokristály / kızetüveg arány, melyrıl azt feltételeztem,

hogy a képzıdés körülményeirıl ad információt. A két számított mutató adatsorai közötti

korreláció -0,16-nak adódott, mely azt mutatja, hogy mindkét mutató alkalmas külön-

külön a kızetek tipizálására.

53

Korábban győjtött és kiértékelt mintáimat 2006-ban megvizsgáltam a Karátson és

munkatársai által bevezetett andezit-osztályozás (Karátson et al. benyújtott tanulmány)

szerint, s azt tapasztaltam, hogy az általam számított fenokristály/kızetüveg arány alapján

valóban elkülöníthetı a két jellegzetes kızettípus, a Keserős-hegyi típusú andezit a Szent

Mihály-hegyi típusú andezittıl. A vizsgálat eredményeit a 3. táblázat tartalmazza, az

utolsó, sárga színő oszlopban az újabb vizsgálatok során megállapított kızettípusokat

tüntettem fel.

Keserős-hegyi1,750,8336,434,728,9Zsivány-sziklák, 1 szelvény. H réteg1/2b

Keserős-hegyi1,880,2534,852,113,6Zsivány-sziklák, 1 szelvény. A ré teg1/1b

Szent Mihály-hegyi1,180,5945,83420,2Tost-sziklák fölsı rétegeiIF

Keserős-hegyi1,790,5124,84124,6Zsivány-sziklák, 3 szelvény. G réteg3/3b

Keserős-hegyi1,780,1835,453,69,5Zsivány-sziklák, 3 szelvény. G réteg3/3a

Szent Mihály-hegyi1,060,5848,632,518,9Zsivány-sziklák, 3 szelvény. D ré teg3/2

Keserős-hegyi1,950,5933,741,324,5Zsivány-sziklák, 3 szelvény. A ré teg3/1

Keserős-hegyi1,651,0737,129,731,8Rám-szakadék , középsı vízesésR2

Keserős-hegyi1,860,5934,94124,1Rám-szakadék, fölsı vízesésR1

A k ızettípus Karátson et al.

(benyújtva) alapján

(SzE)+(FP)és a (KG) aránya

(SzE) és(FP) aránya

Kızetüveg (KG)(%)

Földpát(FP)(%)

Színes elegyrész(SzE) (%)

A begyőjtés helyeMinta száma

Keserős-hegyi1,750,8336,434,728,9Zsivány-sziklák, 1 szelvény. H réteg1/2b

Keserős-hegyi1,880,2534,852,113,6Zsivány-sziklák, 1 szelvény. A ré teg1/1b

Szent Mihály-hegyi1,180,5945,83420,2Tost-sziklák fölsı rétegeiIF

Keserős-hegyi1,790,5124,84124,6Zsivány-sziklák, 3 szelvény. G réteg3/3b

Keserős-hegyi1,780,1835,453,69,5Zsivány-sziklák, 3 szelvény. G réteg3/3a

Szent Mihály-hegyi1,060,5848,632,518,9Zsivány-sziklák, 3 szelvény. D ré teg3/2

Keserős-hegyi1,950,5933,741,324,5Zsivány-sziklák, 3 szelvény. A ré teg3/1

Keserős-hegyi1,651,0737,129,731,8Rám-szakadék , középsı vízesésR2

Keserős-hegyi1,860,5934,94124,1Rám-szakadék, fölsı vízesésR1

A k ızettípus Karátson et al.

(benyújtva) alapján

(SzE)+(FP)és a (KG) aránya

(SzE) és(FP) aránya

Kızetüveg (KG)(%)

Földpát(FP)(%)

Színes elegyrész(SzE) (%)

A begyőjtés helyeMinta száma

3. táblázat: Lávakızetbıl készült vékonycsiszolatok számítógépes kiértékelése során kapott adatok

A vizsgált minták esetében a Szent Mihály-hegyi típusú andezitekben a

fenokristály / kızetüveg mutató értéke jelentısen kisebb (1,06-1,18), mint a keserős-

hegyi típusú andezitekben (1,65-1,95). Ez azt látszik bizonyítani, hogy a Szent Mihály-

hegyi típusban a kızetüveg aránya lényegesen magasabb, mint a Keserős-hegyi típusú

andezitek esetében. Ez egy hevesebb, robbanásosabb mőködést feltételez. Ezt az

epiklasztitok vékonycsiszolataiban talált horzsakövek is alátámasztják, mivel csak Szent

Mihály-hegyi típusú horzsakövek fordultak elı a vizsgált kızetekben.

Az adatok alapján úgy tőnik, hogy az általam elsıként alkalmazott számítógépes

módszerrel (Kósik benyújtva) meghatározott ásványarányok alkalmasak egyes kızetek,

kızetfajták elkülönítésére. A hegység több helyén lehetıségem nyílik a rétegsorok

kızetfajták alapján való elkülönítésére is. Ilyen helyek a hegységben a Tost-sziklák, a

Rám-szakadék és Zsivány-sziklák.

54

8.4.2. Újabb adatok a Zsivány-sziklák rétegsoraihoz

A Zsivány-sziklák esetében több mint 15 vékonycsiszolat alapján próbáltam az

elıforduló két andezitváltozat (Keserős-hegyi típusú és Szent Mihály-hegyi típusú)

alapján meghatározni az egyes rétegek forrását és a szállító közeg tulajdonságait. 5

vékonycsiszolat a rétegek mátrixából készült, ezek pontos információt adnak az üledékek

forrásával kapcsolatban, míg a másik 10 vékonycsiszolatból nyert információkat

fenntartással kell kezelni (4. táblázat). Mivel a hegységbıl eddig csak Szent Mihály-

hegyi típusú horzsakövek kerültek elı, a horzsakövekben gazdag rétegeket is ebbe a

típusba soroltam.

SzM576

578

SzM, KK, vegyes580

582

SzM584

586

SzM, KSzM588

K590

K592

594

SzMvegyes596

598

600

602

KSzM604

K606

608

610

litoklasztmátrixmagasság

SzM576

578

SzM, KK, vegyes580

582

SzM584

586

SzM, KSzM588

K590

K592

594

SzMvegyes596

598

600

602

KSzM604

K606

608

610

litoklasztmátrixmagasság

4. táblázat: A Zsivány-sziklák egyes

magasságban elhelyezkedı rétegek

kızettani összetételei

588 m magasság fölött vegyes mátrixú rétegek következnek, amelyekben inkább a

Keserős-hegyi típusú andezit ásványos összetételére jellemzı oxiamfibol dominál. Ez a

réteg a 2. fal esetében 596 m magasságban is megvan, míg az 1. fal esetében 592 m-tıl

nagy horzsakıtartalmú, valószínőleg Szent Mihály-hegyi típusú rétegek következnek. A

2. fal fölsı 10 méterén nagy valószínőséggel Keserős-hegyi típusú rétegek települnek. A

A szedimentológiai és kızettani-ásványtani

vizsgálatok alapján állítottam fel a Zsivány-sziklák

rétegsorainak eredetére vonatkozó megállapításaimat.

A sziklaképzıdmény legalacsonyabban kibukkanó

rétegei 576 m magasságban találhatóak. Az alsó

rétegben a horzsakövek reverz gradációt mutatnak,

melyre egy patakvízi/tavi üledék települ. Ezeket a

rétegeket Szent Mihály-hegyi típusú andezitek

alkotják (8 – 34/1 minta). Erre egy Keserős-hegyi

típusú andeziteket tartalmazó réteg települt, mely 583

m magasságig tart. Erre ismét egy horzsakıben

gazdag réteg települt, amelyek mátrixa valószínőleg

Szent-Mihály hegyi típusú. Kb. 588 m magasságig

követhetık az ezen típusú andeziteket tartalmazó

rétegek.

55

réteg anyaga nagyfokú hasonlóságot mutat a Keserős-hegyi vulkán megmaradt kúppalásti

részén vagy a Thirring-szikláknál található rétegekhez (pl. sugaras elválású blokkok).

A sziklacsoport vizsgálatánál komoly problémát jelent, hogy egyazon rétegek az

egyes falakon nem mindig ugyanazon magasságokban találhatók meg. Ez a jelenség a

tömegmozgások következtében alakult ki.

8.4.3. A Rám-szakadékban és a Tost-szikláknál kapott eredmények

A Rám-szakadékból és a Tost-sziklák rétegeibıl jóval kevesebb vizsgált

vékonycsiszolat áll a rendelkezésemre, de a minták kis száma ellenére is sikerült hasznos

információkat kapnom, fıleg a Rám-szakadék rétegeivel kapcsolatban.

A Rám-szakadék fölsı rétegeinek mátrixát egyértelmően Keserős-hegyi típusú

andezitek építik fel, s a litoklasztok is ebbıl az anyagból épülnek fel. Egy 320 m

magasságból vett minta mátrixában már megjelennek a Szent Mihály-hegyi típusú

andezitekben jellemzı hornblendék. Ettıl néhány 10 m-rel kisebb magasságban lévı

rétegekben a hornblendék litoklasztokban is megjelennek.

A kevés minta alapján úgy tőnik, mintha csak a magasabban települt rétegekben

lenne a Keserős-hegyi típusú andezit uralkodó. A Rám-szakadék horzsaköves rétegeinek

vizsgálata és további mintavételek szükségesek a Rám-szakadék alapos megismeréséhez.

A Tost-szikláknál a fölsı rétegekben hornblende tartalmú litoklasztok kerültek

elı, míg az alsó részén oxiamfibolok is megjelentek.

56

9. Összefoglalás

9.1. A vulkáni-törmelékes kızetek vizsgálata során kapott eredmények

A vulkáni-törmelékes kızetek általában megfeleltethetıek a Karátson és

munkatársai (benyújtott tanulmány) által kidolgozott kızetosztályozási elveknek. A

vegyes összetételő vulkanoklasztitok esetében általában kijelölhetı, hogy melyik

kızettípus szerepe a meghatározó.

A 17 mintavételi hely közül csak két esetben kerültek elı elsıdleges,

hamuszórás/porhullás következtében kialakult képzıdmények. Ezek összetétele

egyértelmően dácitos, képzıdésük a vulkánosság korai szakaszára tehetı.

A többi kızet epiklasztitnak bizonyult, melyek változatos szállítási körülmények

során rakódtak le. A Szent Mihály-hegyi típusú andezitek szerepe az általam vizsgált

terület egészén meghatározó, az ilyen típusú litoklasztok a vizsgált terület egészén

elıfordulnak. Ezzel szemben a Keserős-hegyi típusú andezit elterjedése korlátozottabb, s

inkább a Keserős-hegyi vulkán egykori lejtıire, kúplábi területeire korlátozódik. Két

mintavételi helyen (17-es és19-es) bazaltos andezitre jellemzı ásványos összetételt

mutató litoklasztok is elıkerültek. Bazaltos andezit anyagú litoklasztok csak a hegység

K-DK-i részén elhelyezkedı rétegsorokban kerültek elı.

9.2. A hegység vulkanizmusával és felszínfejlıdésével kapcsolatos

eredmények

A vulkanizmus korai szakaszában fıleg a dácitos mőködés volt a jellemzı, de azt

megelızıen egy kisebb volumenő andezites mőködés is zajlott. Ezt a Sztelin-patak fölsı

folyásánál lévı rétegsor kızetei is megerısítik.

A vulkánosság második szakaszában már az andezites mőködés vált uralkodóvá.

A szedimentológiai vizsgálatok alapján úgy tőnik, hogy a Szent Mihály-hegyi típusú

andezitek keletkezése korábban kezdıdött, mint a Keserős-hegyi típusú andeziteké. A

hornblende tartalmú Szent Mihály-hegyi típusú kızetek szinte a hegység egész területén

megtalálhatóak. A kitörési központ helye bizonytalan, de mivel a Keserős-hegyi

vulkánon kívül más jelentıs kitörési központot nem sikerült eddig lokalizálni,

57

valószínőnek tőnik, hogy a kitörési központ egybeesik a késıbbi központtal, s csak a

szolgáltatott anyag kémiai- és ásványos összetétele változott a vulkánosság fiatalodása

során. A hegységbıl eddig csak hornblendét tartalmazó horzsakövek kerültek elı, aminek

alapján valószínősíteni lehet hogy az Szent Mihály-hegyi típusú anyagot szolgáltató

mőködés jóval robbanásosabb volt, mint a késıbbi vulkanizmus.

A mai északra nézı lópatkó alakú kaldera csak a mőködés utolsó idıszakában

jöhetett létre, elıtte más irányokban, így ÉNy-i irányban is kialakulhatott egy a maihoz

hasonló forma. Az Esztergom DK-i határában fekvı Kis-Kúria-hegy, a kitörési

központtól legmesszebb található oxiamfibol tartalmú andezitjei ezt az ÉNy-i irányú

törmelékcsuszamlást feltétezik. Azonban meg kell vizsgálni egy kisebb helyi központbıl

történt anyagszolgáltatás lehetıségét is.

A hegység általam vizsgált, a kitörési központtól távolabb esı területein az

epiklasztikus folyamatok domináltak, gyakran egymást váltogatva, helyenként átmenettel

települtek egymásra a Keserős-hegyi ill. a Szent Mihály-hegyi típusú rétegek (pl.

Zsivány-sziklák). A rétegtani jellemzık alapján a Keserős-hegyi központ változatos

anyagszolgáltatására vagy egy eddig nem ismert lepusztult vulkán egykori meglétére

lehet következtetni.

A Keserős-hegyi vulkanizmus befejezıdése után képzıdött, kisebb lávadómokhoz

kapcsolódóan a színes elegyrészek közül szinte csak piroxéneket tartalmazó bazaltos

andezit.

9.3. A további vizsgálódás fıbb irányainak lehetıségei

A vulkáni-törmelékes kızetek vizsgálata rendkívül idı- és munkaigényes feladat.

Ahhoz, hogy a hegységrıl pontos, megbízható adatokat kapjunk a jelenlegi mintaszámot

kb. a tízszeresére volna szükséges megnövelni.

A hegységben a vizsgált andezites mőködés rétegsoraiban egyelıre csak

hornblende tartalmú horzsaköveket sikerült találni (amelyek a Szent Mihály-hegyi

típussal mutatnak rokonságot), ezért fontos lenne megvizsgálni, hogy a többi mőködés

során képzıdtek-e horzsakövek, s azok milyen sajátosságokkal rendelkeznek.

58

Rögzített mintavétel során győjtött kızetminták iránystatisztikai kiértékelése

szintén fontos feladat, amelytıl nagyszámú minta esetén az egyes rétegek

forrásterületeinek irányára is jóval biztosabban lehetne következtetni.

59

Köszönetnyilvánítás

A legnagyobb köszönettel témavezetımnek, Karátson Dávidnak tartozom, nélküle

ez a munka nem készülhetett volna el.

Szintén nagy köszönettel tartozom Oláh Istvánnak a vékonycsiszolatokkal

kapcsolatos konzultációkért.

Köszönettel tartozom a Kızettan-Geokémai Tanszék dolgozóinak, különös

tekintettel Szabó Csabának, Harangi Szabolcsnak, Csömöri Margitnak és Bendı

Zsoltnak.

Köszönöm Telbisz Tamás segítségét.

Köszönettel tartozom még a „LRG” kutatócsoportnak, azon belül is Hidas

Károlynak és Konc Zoltánnak.

S végül szeretnék köszönetet mondani azoknak a barátaimnak, akik a terepi

kiszállások valamelyikén a segítségemre voltak: Varga Ádámnak, Filep Bélának és Nagy

Tamásnak.

60

Irodalomjegyzék

Balla Z. és Korpás L. (1980): A dunazug-hegységi vulkanitok térképezésének módszertani kérdései. MÁFI Évi Jelentés 1978-ról, pp. 233-238.

Balla Z. és Martonné Szalay E. (1980): A Börzsöny és a Dunazug

magnetosztratigráfiaiája. - Geofizikai Közlemények 26, pp. 57-77. Bendı Zs. (2002): A visegrádi Várhegy és környékének vulkanológiai vizsgálata. -

Diplomamunka, ELTE, Kızettani és Geokémiai Tanszék Both O. (2001): A pomázi Kı-hegy vulkanológiai, ısföldrajzi és geomorfológiai

viszonyai. - Diplomamunka, ELTE, Természetföldrajzi Tanszék Campbell, C. 1989: Self-lubrication for long runout landslides. J. Geol., 97, 653-663. Cas, R. A. F. & Wright , J. V. 1988: Volcanoc Successions and Ancient. Unwin Hyman,

London 528 p. Cholnoky J. (1937): A Dunazug-hegyvidék. - Földrajzi Közlemények 65, 1-27.

Csontos, L. 1995: Tertiary tectonic evolution of the Intra-Carpathian area: a review. Acta Vulcanologica vol. 7: 1-13.

Downes, H., Pantó Gy., Póka T., Mattey, D. P., Greenwood, P. B. 1995: Calc-alkaline

volcanics of the Inner Carpathian arc, Northern Hungary: new geochemical and oxygen isotopic results. - In: Downes, H. and Vaselli, O. (eds): Neogene and related magmatism in the Carpatho-Pannon Region, Acta Vulcanologica, 7: pp. 29-41.

Fodor L., Csontos L. (1998): Magyarországi szerkezetföldtani kutatások és ezek

legújabb eredményei. – Földtani Közlöny vol. 128 1. 1998, 123-145 Francis, P. & Self, S. 1987: Összeomló tőzhányók (Collapsing Volcanoes). Tudomány (a

Scientific American magyar kiadása), 8, 57-63. Harangi, Sz. 2001: Neogene to Quarternay Volcanism of the Carpathian-Pannonian

Region - a rewiev - Acta Geologica Hungarica, 44, pp. 223-258. Karátson D. 1995: Ignimbrite formation, resurgent doming and dome collapse activity in

the Miocene Börzsöny Mountains, North Hungary. - Acta Vulcanologica 7 (2): 107-117.

Karátson D. (1997): A vulkáni mőködés és kalderakérdés a Börzsönyben. - Földrajzi

Közlemények 121, 151-172.

61

Karátson D. (1999): Vulkanológia I. Egyetemi jegyzet. - ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 237 p.

Karátson, D., Márton, E., Harangi, Sz., Józsa, S., Balogh, K., Pécskay, Z.,

Kovácsvölgyi, S., Szakmány, Gy. És Dulai, A. 2000: Volcanic evolution and stratigraphy of the Miocene Börzsöny Mountains, Hungary: an integrated study. Geol. Carpathica, No. 5

Karátson D. (2001): Vulkáni törmeléklavinák: általános jellemzık, ismert példák,

magyarországi elıfordulások. - Földtani Közlöny, 131/1-2, 253-283, Bp., 2001 Karátson, D. és Németh, K. 2001: Lithofacies associations of an emerging

volcanoclastic apron in a Miocene volcanic complex: an example from the Börzsöny Mountains, Hungary. Int. J. Earth Sciences

Karátson D. (szerk.),(2002): Magyarország földje Kitekintéssel a Kárpát-medence

egészére, Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 84-149, 316-317, 328-330, 352-361. Karátson, D. – Sztanó, O. – Telbisz, T. 2002a: Preferred clast orientation in

volcaniclastic mass-flow deposits: application of a new photo statictical method. Journal of Sedimentary Research 72 (6)

Karátson, D. – Németh, K. – Székely, B. 2002b: Volcanism, uplift and erosion in and

around the Danube Bend, North Hungary. Proceedings of the XVII Congress of Carpathian-Balkan Geological Association, vol. 53, special issue, CD-ROM, Pozsony.

Karátson, D. – Németh, K. - Székely, B. - Ruszkiczay-Rüdiger, Zs. - Pécskay, Z.

2006 DOI 10.1007/s00531-006-0075-9. Incision of a river curvature due to exhumed Miocene volcanic landforms: Danube Bend, Hungary. Int. J. Earth Sciences.

Karátson, D. – Oláh, I.. – Pécskay, Z. – Márton, E. – Harangi, Sz. – Dulai, A. –

Zelenka, T. benyújtva: Eruptive history, volcanic stratigraphy and peleogeography of the Miocene Visegrad Mountains, Hungary, with implications to the broader surroundings. Geologica Carpathica

Kázmér, M. & Kovács S. 1985: Permian-Paleogene paleogeography along the eastern

part of the Insubric-Periadriatic lineament system: Evidence for continental escape of the Bakony-Drauzug unit. - Acta Geologica Hungarica 28/1-2, 71-84, 13 figs., Budapest.

Koch A. (1871a): A bogdányi Csódi-hegy és környékének földtani viszonyai - Földtani

Közlöny 1, 205-208. Koch A. (1871b): Elıleges jelentés a Szent-Endre-Visegrádi trachyt hegycsoportnak

1871-ben megkezdett részletes földtani vizsgálatairól. - Mathematikai és Természettudományi Közlemények iX., 1-14.

62

Koch A. (1871c): A Szent-Endre - Visegrádi- és Pilis hegység földtani leírása. - Földtani Intézet Évkönyve I, Budapest, 141-198.

Koch A. (1872): Elsıdleges jelentés a Szent-Endre-visegrádi trachyt hegycsoportnak

1872-ben folytatott részletes földtani vizsgálatáról. . - Mathematikai és Természettudományi Közlemények X., 145-150.

Koch A. (1874): Elsıdleges jelentés a Szent-Endre-visegrádi trachythegycsoportnak az

1874. év nyarán bevégzett részletes földtani vizsgálatáról. . - Mathematikai és Természettudományi Közlemények XII., 19-24.

Kohán B. és Lırentey K. (2003): A Zsivány-sziklák vulkanológiai vizsgálata. TDK

dolgozat Konecny, V., J. Lexa, V. Hojstricová 1995a: The Central Slovakia Neogene volcanic

field: a rewiev. - In: Downes, H. and Vaselli, O. (eds): Neogene and related magmatism int he Carpatho-Pannon Region, Acta Vulcanologica, 7 (2), pp. 63-78.

Korpás L. (1966): Nagymaros és Visegrád környékének kızet- és földtani viszonya. -

Kézirat, ELTE, Diplomamunka Korpás L., 1982 in: Csillagné Teplánszky E., Korpás L.(1982): Magyarázó a

Börzsöny- Dunazug-hegység földtani térképéhez. I-II, - Kézirat, MÁFI Adattár Korpás L., Csillagné Teplánszky E.,Hámor G., Ódor L., Horváth T., Fügedi U. és

Harangi Sz. (1998): a Börzsöny és a Visegrádi-hegység földtani térképéhez. I-II, - Budapest, 216.

Kósik Sz. (2004): A Visegrádi-hegység vulkanoszedimentológiai vizsgálata különös

tekintettel a Zsivány-sziklákra- TDK dolgozat, ELTE TTK, Természetföldrajzi Tanszék, Budapest, p. 43.

Kósik Sz. (benyújtva): Epiklasztikus folyamatok kimutatása a Visegrádi-hegység

vulkáni-törmelékes rétegsoraiban. Földrajzi Közlemények Kubovics I., (1993): Kızetmikroszkópia I, Tankönyvkiadó, Budapest pp. 117-124.

Lengyel E. (1925a): Újabb adatok Szentendre környékének geológiájához. - Általános

Földtani Szemle Lengyel E. (1925b): A Szentendre és Pilisszentlászló közötti terület andezites kızetei. -

Bányászati és Kohászati Lapok 93, 240-245. Lengyel E. (1926): Petrogenetikai megfigyelések a Pilisszentlászló környéki andeziteken.

- Földtani Közlöny 55, 118-127. Lengyel E. (1927): Újabb adatok Szentendre környékének geológiájához. - Bányászati és

Kohászati Lapok 75, 69-73.

63

Lengyel E. (1950): Pilisszentlászlói és dömösi andezitlelıhely leírása. Kézirat, MÁFI Adattár

Lengyel E. (1951): A dunazug-hegységi andezitek zárványai és magmatektonikai

jelentıségük, - Földtani Közlöny 81, 119-130 Lengyel E. (1953): A Dunazug-hegység andezitterületének felépítése. - MÁFI Évi

Jelentése 1951-rıl, 17-29. Nagy G. (1969): Magyarázó a Dorogi-medence földtani térképéhez. 10:000-es sorozat,

Kesztölc, - Budapest, 50. Pécskay, Z., Lexa, J., Szakács, A., Balogh, K., Seghedi, I., Konecny, V., Kovács, M.,

Márton , E., Kaliciak , M., Székelyné Fux, V., Póka, T., Gyarmati , P., Edelstein, O., Rosu, E. and Zec, B. 1995: Space and time distribution of Neogene-Quartenary volcanism in the Carpatho-Pannon Region. Acta Vulcanologica 7, 15-28.

Schafarzik F. (1902): Magyarázatok a magyar korona országainak részletes földtani

térképéhez. Budapest és Szt.-endre vidéke 15 zóna / XX rovat (1:75 000). - MÁFI Alkalmi Kiadványa, 61

Schafarzik F. és Vendl A. (1929): Geológiai kirándulások Budapest környékén. -

Budapest, 341. Schafarzik F., Vendl A. és Papp F. (1929): Geológiai kirándulások Budapest

környékén. - Budapest, 296. Scott, K. M 1988: Origins, behavior, and sedimentology of lahars and lahar-runout flows

in the Toutle-Cowlity River system. U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 1447-A Szabó, Cs., Sz. Harangi, L. Csontos 1992: Rewiev of Neogene and Quartenary

volcanism of the Carpathian-Pannonian region. In: P. A. Ziegler (Ed.), Geodynamics of rifting, Vol. I. Case studies on rifts: Europe and Asia - Tectonophysics, 208, pp. 243-256.

Szabó J. (1872): Jelentés a dunai trachyt csoport balpart részére 1872-ben tett kutatásról.

- Földtani Közlöny 2, 151-157. Szabó J. (1894): Típuskeveredések a dunai trachytcsoportban. - Földtani Közlöny 24,

169-177. Szakács, A., I. Seghedi, Z. Pécskay 1993: Pecularites of South Hargita Mts. as the

terminal segment of the Carpathian Neogene to Quartenary volcanic chain. - Rev. Roum. Geol., 37, pp. 21-37.

Székely A. (1997): Vulkánmorfológia, ELTE Eötvös Kiadó, Budapest 234 p.

Szentes F. (1968): Magyarázó Magyarország 200.000 földtani térképsorozatához. L-34-I,

Tatabánya, Budapest, 158.

64

Szőcs M. (1934): Dobogókı környékének földtani viszonyai. - Acta Chemica, Mineraligica et Physica 3. Szeged, 1-13.

Szőcs M. (1937): Adatok Pilismarót környékének kızettani ismeretéhez. - Földtani

Közlöny 67, 279-288. Telbisz T. - Móga J. (2005): Töbör-morfometriai elemzések a Szilicei-fennsík középsı

részén – Karsztfejlıdés X., Szombathely pp. 245-265. Vendl A. (1928): Jelentés Szentendre Leányfalu, Dunabogdány és Pomáz környékérıl. -

Földtani Intézet Évi Jelentése 1924-rıl, 21-22. Wein Gy. (1939): Szentendre környékének földtani viszonyai. Földtani Közlöny 69, 26-

53. Zelenka T. (1958): Kızettani és földtani vizsgálatok Pilisszentkereszt környékén. -

Kézirat, ELTE, Diplomamunka Zelenka T. (1960): Kızettani és földtani vizsgálatok a Dunazug-hegység DNy-i részén. -

Földtani Közlöny 90, 83-102.

vulkáni-törmelékes k ızetek vizsgálata a...

Documents