Tisza-mikrolemez
Tisza-mikrolemez
Határa északon a Közép-magyarországi, majd a Szamos- vagy Észak-erdélyi-vonal mentén a Közép-Dunántúli-, a Bükki- és a (kérdéses) Zempléni-egység, keleten és délkeleten, az Erdélyi-medence nyugati peremén és a Maros-vonal mentén a Középső-Dacidák (Bukovinai-, Szupragéta-takarók), délen pedig a Vardar-öv és a folytatásába eső Száva-vonal mentén a Belső-Dinaridák. Kristályos aljzata Magyarországon csak a kis kiterjedésű Mórágyi-dombságon, Horvátországban a szlavóniai szigetrögökben (Moszlavinai-hegyek, Papuk, Psunj) bújik a felszínre, Romániában azonban az Erdélyi-középhegység északi, nagyobbik részén kiterjedt, 1800 m fölé nyúló hegyvidéken tanulmányozható.
Az alpi szerkezetalakulás során már egységes Tiszai kristályos aljzatot öt nagyobb prealpi egységre osztjuk: 1. Mecsek–Észak-alföldi- és Közép-alföldi–Bihari- (ún. parautochon-) öv; 2-3-4. Szeged-Békés–Béli (Kodru)-, Nagybihari (Biharia)– Aranyosfő (Arieşeni)-, és Aranyosbányai (Baia de Arieş)- takarórendszerek; 5. Szlavónia-Drávai szerkezeti egység. Az eltérő kristályos aljzatú és prealpi fejlődésű egységek ma alpi áttolódási síkok mentén érintkeznek.
Magyarország szerkezeti térképe (Kovács Sándor, Szederkényi Tibor és társaik nyomán, 1995) 1 – Harmadidőszakinál idősebb kőzetek a felszínen; 2 – Flis-öv; 3 – Axios/Vardar és rokon Neotethys óceáni medencék déli (Dél-alpi-Dinári) selfjéhez kapcsolódó alpi átfedő sorozatok; 4 – Axios/Vardar és rokon óceáni medencék északi (Kelet-alpi–Kárpáti-) selfjéhez kapcsolódó alpi átfedő sorozatok; 5a – Alpi ofiolitok (Pelsonia és Penninikum); 5b – Pre-alpi ultrabázisos kőzetek, eklogit, amfibolit (Tisza-mikrolemez); 6 – Variszkuszi utáni, felső-karbon, antracittelepes átfedő sorozat (Zempléni-mikrolemez) és a Tisza-mikrolemez DNy-i része); 7 – Variszkuszi „átfedő”-típusú (self) képződmények (variszkuszi metamorfózis nélkül, vagy csak nagyon kis fokú variszkuszi metamorfózissal, valamint a devonban karbonátokkal, Kelet-alpi és Pelso-lemez-egységek); 8 – Variszkuszi közepes fokú metamorfit összlet; 9 – Variszkuszi alacsony és nagyon alacsony metamorf fokú, uralkodóan sziliciklasztos összlet (Tisza-mikrolemez); 10 – Kontinensütközéssel egyidős granitoidok (migmatitos összlet); 11 – Kontinensütközést követő granitoidok (benyomulások); 12 – Nincs fúrási adat az újharmadidőszak előtti medencealjzatra
1. A Mecsek-Bihari parautochton egységet a Drávai-egységtől a Sellye-Kadarkúti-vonal, a Szeged-Békés-Béli-takarórendszertől pedig annak bácsalmás-sarkadkeresztúri takarófrontja választja el. Az Erdélyi-középhegységben (Királyerdő-Bihar-Nagyhavas-Meszes-Réz) hatalmas tektonikai félablakban bukkan elő az őt három oldalról övező Béli (Kodru)- takarórendszer alól.
Legidősebb képződményei az erőteljes variszkuszi polimetamorfózis ellenére keskeny (5–10 km-es) sávban jól nyomozhatók: a Mecsekalja-vonal menti ultrabázisos eredetű kinyíródott takaróroncsoktól (Helesfa, Gyód, Ófalu) a duna-tisza-közi Szank és a Körösök menti Szarvas-Szeghalom eklogitjain át Erdélyig húzódik. A Gyódi szerpentinit kiinduló kőzetanyaga a kaledóniai óceáni aljzat harzburgit-dunitje lehetett; csaknem függőlegesen álló gyökértelen, 5–7 km hosszú, több száz méter széles, lapos lencseszerű testekbe nyírva húzódik a dél-dunántúli aljzatban. Egyetlen magyarországi felszíni előfordulása az ófalui Aranyos-völgyben bukkan elő.
A Délkelet-Dunántúl, illetve az Alföld aljzatából leírt Görcsönyi és Szeghalmi eklogit képződményei amfibolit-amfibolgneisz-összleten belül fordulnak elő (amely emlékeztet a Tátrikum mélyebb egységeiből ismertetett Leptit-Amfibolit formációhoz). Eredetileg tholeiites, felnyíló ívmögötti medencéhez kapcsolódó bazaltlávából és piroklasztitból nagy (10–12 kbar) nyomáson és viszonylag kis (400–450 °C) hőmérsékleten, szubdukciós övben keletkeztek. Az alább bemutatandó, fiatalabb Mórágyi gránit rokon eredetű amfibolitzárványainak 400–440 millió éves kora arra utal, hogy e szerpentin-amfibolit-eklogit-vonulat egy ősi, utólag szétdarabolt kaledóniai varrat- (szutura) zónát képvisel.
A Mecsek-Bihari parautochton kristályos aljzata azonban elsődlegesen a variszkuszi hegységképződés alsó-karbon, szudétai szakaszában 330–350 millió éve alakult ki hatalmas vastagságú, bázisos és savanyú vulkanitokkal tarkított grauvakke-finomtörmelékes üledékösszletből. A közepes nyomású (5–7 kbar) és hőmérsékletű (500–570 °C), Barrow-típusú kőzetátalakulás eredményeként gránát-, staurolit-, disztén- és szillimanit-tartalmú paragneisz és csillámpala keletkezett. E metamorfózist a Mecsekalja-öv mentén és a Mecseki-alzóna dunántúli részén alacsony (3–5 kbar) nyomású, magas (550–650 °C) hőmérsékletű andalúzitos-biotitos felülbélyegzés követte.
A Helesfa H-1 és H-2 jelű fúrásokkal feltárt szerpentinit (Fülöp József nyomán, 1994)
1. Pleisztocén lösz
2. Felső-pannóniai képződmények
3. Szerpentinit
4. Talkpala
5. Aplit
6. Gránit
A kristályos palák képződésével egyidőben a variszkuszi szerkezetet alapvetően meghatározó, egymással párhuzamos, ma nyugat-délnyugat–kelet-északkelet csapású két boltozat- (antiklinórium) és közöttük két teknő- (szinklinórium) vonulat jött létre. Kontinens-kontinens ütközés során 330–350 millió éve a szinklinóriumok tengelyzónájában kb. 700 °C-on S- (alárendelten I-) típusú, biotit-amfibol-zárványokban gazdag gránit-granodiorittömegek keletkeztek (Mórágyi gránit). E mélyplutonok gyakorlatilag helyben maradt voltára, anatektikus jellegére utal, hogy csupán részlegesen megolvadt keverékkőzetekből (migmatitokból) álló kőzetöv burkolja őket. A Mórágy-Kecskeméti gránit 25–30 km széles, 200 km hosszú összefüggő vonulatban nyomozható; keleten a felső-kréta–paleogén flis alá húzódik. A délebbi, Közép-alföldi szinklinórium (Jászszentlászló-Endrőd-Kismarja vonalában) kevéssé gránitosodott; e 20–25 km széles migmatitos zónában 30–50 km hosszú granitoidtestek sorakoznak.
A variszkuszi metamorfózis két fázisát és a gránitosodást közvetlenül takaróképződés követte, aminek során a Mecsek-Bihari parautochtonra más átalakultsági fokú és deformációjú képződmények tolódtak. Ezen egymástól elszigetelt, alacsony metamorf fokú, kis kiterjedésű foszlányokat takaróroncsként értelmezhetjük. Az észak-baranyai Horváthertelendi és Szalatnaki formációk ritmusos, homokos-agyagos, flis jellegű üledékekből keletkeztek nagyon alacsony fokú variszkuszi metamorfózissal. Az üledéksor alsó részén fekete kovapala- (lidit) rétegekből jó megtartású llandoveri korú Conodonta-Acritarcha- és Graptolita-faunát írtak le; feljebb pedig vegyes törmelékanyagú, savanyú-semleges-alkáli bázisos mélységi és kiömlési kőzetkavicsokat tartalmazó konglomerátum-tagozat különíthető el. A szudétai fázishoz köthető (330–320 millió éves) kis granodiorit-benyomulás keskeny övben érintkezési átalakulást okozott.
A Mórágy-Kecskeméti gránitöv északi határán, Szigetvár-Bátaapáti között keskeny (néhány 100 m – 2 km), meredek nyírási övben (az ún. Mecsekalja-vonal mentén) helyenként a felszínre is bukkan az Ófalui formáció. Mintegy 1000 m vastag grauvakke-finomtörmelékes-lidites-karbonátos rétegsorát bazaltos (-andezites) láva- és piroklasztit-szintek tagolják. Eredetileg valószínűleg szilur–alsó-devon képződményeit zöldpala-fáciesű metamorfózis és kálimetaszomatózis érte.
A Kiskunság déli részének mélyén – még keskenyebb (100–300 m), meredek zónában – mezometamorf kristályos palák közé nyíródott a Tázlári karbonátfillit. Az eredetileg ópaleozoikumi homokos márga nagyon kisfokú (270–300 °C-kal, 2,5 kbar-ral jellemezhető) metamorfózis során grafitos-szericites mészfillitté alakult. A kismarjai migmatitos összletre felpikkelyezett Álmosdi takaróroncs klorit-, csillám- és grafitpalái kétütemű, 320 millió éves variszkuszi kisfokú átalakuláson, majd 100 millió éve alpi takarómozgáshoz köthető visszaalakuláson estek át.
Határainkon kelet felé átlépve a felszínre bukkanó kristályos aljzat számos képződményét korábban a prekambriumba sorolták. Az utóbbi évek vizsgálatai azonban csaknem kizárólag variszkuszi és alpi metamorf eseményeket bizonyítottak. Valószínű, hogy a hatalmas kiterjedésű Bihari-öv a variszkuszi időkben az északi, passzív kontinentális peremet alkotta, melyet az átmeneti Béli-, illetve óceáni szigetív-típusú alsó-kérget és ívmögötti medence szegélyét képviselő Aranyosfő-Nagybihari-kifejlődés bazaltos tömege választotta el a déli, dácitos-riolitos magmás szigetívet, ívmögötti medencét és aktív kontinensperemet magába foglaló Aranyosbányai- (s.l.) egységtől.
A Tisza-mikrolemez kristályos kőzeteinek izotópkor-megoszlása (Szederkényi Tibor nyomán, 1990)
A Bihari parautochton kristályos aljzatának Sebes-Körös (Crişul Repede) menti, illetve Gyalui (Gilău)- és Nagyhavas (Muntele Mare)- masszívumában a Közép-alföldi-öv folytatását látjuk. A kristályospalák túlnyomó része a Barrow-típusú, amfibolit-fáciesű Szamosi (Someş)- sorozatba tartozik, amelyet egy alsó paragneisz, egy középső leptit-amfibolit és egy felső csillámpala formációra tagolnak. Az erre következő (kora ópaleozoikumi?), kevésbé metamorfizálódott, zöldpala-fáciesű, finomtörmelékes eredetű Arada-sorozatot savanyú és bázisos vulkáni betelepülések tagolják. A 300–320 millió év közötti koradatok mindkettő esetében egyértelműen késő variszkuszi metamorfózist támasztanak alá. (A mindkét sorozatot áttörő Nagy-havasi muszkovitos biotitgrániton, amely ellenálló kőzetként a lapos, kiemelt hegytetőket [tönkfelszíneket] alkotja, régebben ordovíciumi kort mértek. Az ellentmondás feloldására a gránit korának újravizsgálata szükséges.)
2. A parautochtonra tolódott Szeged-Békés–Béli (Kodru)- alpi takarórendszer Észak-Bácskában, illetve az Erdélyi-középhegységben is folytatódik. Metamorfózist megelőző képződményei lényegében azonosak a parautochtonéival, egyetlen jelentős eltérésként 200–250 m vastag karbonátos-márgás formáció jelenik meg. Metamorf történetében az első lépcsőt a mecsekivel megegyező kora variszkuszi (330–350 millió éves) Barrow-típusú átalakulás jelenti disztén-staurolit-szillimanittal, amely egyetlen szinklinóriuma tengelyében gránitosodásig fokozódik. A parautochtontól eltérően ezt (325–330 millió éve) közvetlenül követte egy magas hőmérsékletű, alacsony nyomású andalúzitos visszaalakulás. A Kelebiai-alegység (az egyetlen, amelyben gránitosodás nem történt) elsősorban kétcsillámú, részben alacsony fokú metamorfitokból áll. A magasabb amfibolit-fáciesű Tiszai-alegység teljes kőzetsorozata amfibolitbetelepüléses márvánnyal zárul. A Sarkadkeresztúri-alegység erőteljesen migmatitosodott plutonszerű kőzettestje csak kis részben tekinthető gránitnak.
A Béli (Kodru)- takarórendszer a Szeged-Békési-öv folytatása. Képződményei a Hegyes- és Béli-hegység aljzatában, felszínen az Aranyos-völgyben, a Nagy-havas déli és keleti peremén keskeny (0–5 km-es) sávban a Jára völgyéig követhetők. Uralkodó képződményük a sok bázisos magmás kiinduló anyagot tartalmazó polimetamorf kristályospala, amely nyugat felé egyre erőteljesebb migmatitosodáson esett át (Kodru migmatit formáció); a Béli- és Hegyes-hegységben már érintkezési átalakulási (kontakt metaszomatikus) zónával övezett karbon gránittestek is megjelennek. A migmatitosodott amfiboliton mért 400-405 millió év korábbi, kaledóniai metamorf eredetet valószínűsít.
3. A Horgos (Horgoš)- Pankota (Pâncota) granitoid-vonulatba tartozó Battonyai gránit már valószínűleg a Nagybihari (Biharia)- alpi takarórendszerhez sorolandó. Egynemű, porfiroblasztos, kétcsillámú mikroklingránit, amely olvadék állapotba került, és metamorf környezetében érintkezéses átalakulást is okozott. Az I-típusú, aktív lemezszegélyhez köthető, posztkollíziós, alumíniumdús gránit a mórágyi típustól nagymértékben eltér; a Nyugati-Kárpátok külső gránitvonulatával közös típust képvisel. Kora alsó(?)-karbon, keletkezési hőmérséklete 640 °C.
Az Aranyosfői-Nagybihari-takarórendszer Hegyes hegységben még 20 km széles sávja a Biharban 4–7 km-re keskenyedik. Földpátos grauvakke környezetbe került gabbrós, dolerites, bazaltos, valamint ezek piroklasztitjaiból álló anyaga döntően kloritzónás átalakulást szenvedett, de amfibolitokkal is gyakran találkozunk (Nagybihari formáció). E magmás tevékenységgel egyidejűleg a szigetív közelében terrigén durvatörmelékes üledékképződés zajlott (Pajzsi [Păiuşeni] konglomerátum).
A variszkuszi metamorfit összletet – viséi sporomorfák alapján – felső-devon–alsó-karbon bázisos vulkáni-finomtörmelékes eredetű zöldpala és grafitos fillit zárja. A Nagybihari formációból fiatal variszkuszi (300 millió éves) metamorfózist bizonyították, amit mintegy 100 millió éve erőteljes óalpi milonitosodás, visszaalakulás követett.
4. A legfelső, Aranyosbányai (Baia de Arieş)- takarórendszer a Nagy-Bihartól az Aranyos mentén Torockóig (Kisalmás [Almaşu Mic], Ordaskő [Ordaşcheia]) követhető. Nyugati, Muncseli kifejlődését törmelékes üledéksorba települő, nagy tömegű riolitos-dácitos vulkáni szintek jellemzik, míg a keleti, monoton, törmelékes Aranyosbányai kifejlődést erőteljesebb, amfibolit-fáciesű metamorfózisa miatt a Bihari parautochton Szamosi-sorozatához hasonlítják. A harmadik típus, amelyet devon és/vagy alsó-karbon karbonátplatformok nagy vastagságú képződményei, a Szohodoli (Aranyosszohodol [Sohodol]), Bélavári (Belioara) és Torockói (Trascău) kristályos mészkő képviselnek, már a legkülsőbb helyzetű, szabályos selfet alkották. A takarórendszerből eddig nyert néhány adat egyrészt az óalpi (110–120 millió éves) tartományba esik, másrészt (152–156 millió évvel) ún. „kevert kor”-ként értelmezhető.
5. A Szlavónia-Drávai szerkezeti egység a mecsek-bihari parautochtontól északnyugat-délkeleti harántvetőkkel határolódik el, és lehetséges, hogy részben arra rátolt szerkezeti helyzetben van. Magyarországi része a Mecsektől délre eső Baksai-, és a kiterjedtebb, nyugati Babócsai-alegységre osztható.
A polimetamorfózis nyomás-hőmérsékleti mezői a Tisza-mikrolemez metamorfitjaiban (Szederkényi Tibor után, 1995) Jelkulcs: 1 – „0” ütem, eklogit fáciesű metamorfózis; 2 – I. ütem, közép-magyarországi parautochton; 3 – I. ütem, dél-magyarországi takaróöv; 4 – II. ütem, blasztomilonitosodás; 5 – III. ütem, alpi retrogresszió; 6 – IV. ütem, felső-kréta kontakt metaszomatózis; 7 – alsó-perm és pliocén hidrotermális metaszomatózis; 8 – stabilitás határa
A Baksai-alegység a Béli-egységhez hasonló; finomtörmelékes-karbonátos üledékösszlet Barrow-típusú, közepes nyomású (6–5,8 kbar) és hőmérsékletű (450–580 °C) kora variszkuszi (335–350 millió éves) átalakulásával keletkezett. A Görcsönyi-hátság északkeleti szegélyén a migmatitos gneisztől délnyugat felé haladva a disztén-staurolitos kétcsillámú gneiszen és csillámpalán át márvány, majd kloritpala következik; a metamorfózis ereje a kezdeti szillimanittól a biotit-zónáig csökken. Gyakoriak a márvány-dolomitmárványba települő amfibolit-szintek. A második, andalúzittal jellemezhető „felfűtés” a migmatitosodáshoz hasonlóan szintén csak az északkeleti peremen észlelhető, de gránitok nem fordulnak elő.
Variszkuszi-Európa (François Ellenberger és társai nyomán, 1980) és a magyarországi variszkuszi granitoidok korrelációja (Buda György szerint, 1995). Jelkulcs: C.G.C.R. – Középnémet kristályos küszöb; NY-K – Nyugati-Kárpátok; TATR – Tatridák; VEP – Veporidák; M – Mórágyi-rög; B – Battonya; V –Velencei-hg.
A Babócsai-alegység nem teljes kifejlődésében közepesen átalakult, üledékes eredetű gneisz uralkodik, az alárendelt csillámpala- és amfibolit-közbetelepülések általában nyírt, milonitos zónákat alkotnak. Variszkuszi kétlépcsős (disztén-staurolit-szillimanitos, majd andalúzitos) metamorfózisa még a kezdeti migmatitosodásig sem jutott el, ebből következően a migmatitok is, a gránitok is hiányoznak. A kristályos aljzat a felszínen a szlavóniai részen, az ún. szigethegységekben (Moszlavinai-hegység, Psunj, Papuk, Krndija) bukkan elő. A Drávai-egységgel rokon kristályospala-összlet itt erőteljes migmatitosodásig-gránitosodásig fejlődött (Psunj-Kutjevo, ill. Papuk-Jankováci összlet). A Moszlavinai-hegység gránitösszlete egynemű, újraolvadt gránit, kísérő kisebb gabbrótömegekkel és jelentős érintkezési átalakulással (kordierit-, szillimanit-, andalúzit-, biotit-szaruszirtek).
