Európa középső és déli részének szerkezetét a földtörténet ókorában, a paleozoikumban lejátszódott variszkuszi hegységképződés és a középkori–újkori alpi hegységképződés alakította ki. A variszkuszi hegységvonulat kialakulásának előtörténete a paleozoikumot megelőző, többmilliárd éves időszak, a proterozoikum végén Afrika északi részén lejátszódott, ún. pánafrikai hegységképződésig (kb. 550–700 millió év) vezethető vissza. Afrika akkor a Dél-Amerikát, Indiát, Ausztráliát és az Antarktiszt is magába foglaló Gondwana szuperkontinens része volt. A prekambrium legvégétől a kambriumon át a kora-ordoviciumig tartó (540–470 millió év) lemez-széttöredezési folyamat során Gondwana afrikai részének északi pereméről kőzetlemez-töredékek váltak le és sodródtak észak felé, miközben közöttük kisebb, óceánmedencék nyíltak fel. Az Ős-Atlanti-óceán (amit Iapetus-óceánnak is neveznek) ordovicium–szilur időszakban (460–420 millió év) történt bezáródásával, amely a Kaledóniai-hegységrendszer kialakulását eredményezte, a Kanadai-pajzs, a Balti-pajzs és a Kelet-európai-tábla egységes kontinenssé állt össze. A késő-ordoviciumtól kezdve az említett Pánafrikai-hegységvonulatból származó blokkok, a köztük felnyílt óceáni aljzatú medencék bezáródásával, egymás után ütköztek és forrtak hozzá az ún. Laurussia kontinenshez. A folyamat a középső-karbonban, mintegy 320 millió évvel ezelőtt, Gondwana és Laurussia összeütközésével és egybeforradásával zárult. Ennek eredményeként a Földön egyetlen szuperkontinens jött létre, amit a szakemberek Pangeának neveztek el. A variszkuszi hegységképződés tengelyzónájában igen intenzív kőzetátalakulás (metamorfózis) folyt és az ütköző kőzetlemezek megolvadásának eredményeként hatalmas tömegű gránit képződőtt. A hegységképződésnek ez a központi övezete Európában a Massif Centraltól a Vogézeken és a Fekete-erdőn át a Cseh-masszívum déli részéig követhető. A variszkuszi hegységképződés során létrejött kőzetvonulatok déli részei az alpi hegységképződés során ismét deformálódtak, átalakultak és egyes elemeik bekerültek az Alpok, valamint a Nyugati–Kárpátok vonulataiba, de a Pannon-medence (az Alföld és a Kisalföld) aljzatában is megtalálhatók.

Hegységképződések tanúja – csillámpala a soproni hegyekben
A Soproni-hegység földtanilag a Keleti-Alpok bonyolult felépítésű takarórendszeréhez tartozik, annak legkeletibb nyúlványa. Takarónak a hegységképződések során képződési helyükről lenyíródott, nagy távolságokra elmozdult és egymásra torlódott kőzetlemezeket nevezzük. Mivel ezek a kőzetek teljesen átkristályosodtak, kiindulási kőzeteik korát nem ismerjük. Különböző kormeghatározási módszerek segítségével azonban ezekben az átalakult képződményekben három, egymást követő hegységképződési szakaszt (orogenezist) lehetett elkülöníteni a Keleti-Alpok területén. Ezek az ún. variszkuszi (390-300 millió évvel ezelőtti), a permo-triász (270-200 millió év) és az alpi hegységképződési szakaszok (120-20 millió év). A Soproni-hegység területéről mindhárom szakasz nyomai kimutathatók a kőzetek vizsgálatával.

A Sopronból Brennbergbányára vezető út mentén, a Vörös híd közelében, egy ma már felhagyott kőfejtő sziklás fala a Soproni-hegységben elterjedt csillámpala egyik jellegzetes típusát tárja fel, melyet e lelőhely után a geológusok Vöröshídi Csillámpalának neveznek. A csillámpalák az átalakult (metamorf) kőzetek csoportjába tartoznak. Kiindulási kőzeteik egykori tengerben lerakódott anyagos, finomhomokos üledékek voltak, melyek a hegységképződés során nagy kéregmélységbe kerülve, szilárd állapotukat megtartva átkristályosodtak. Az ott uralkodó irányított nyomás hatására palásodtak, közben meggyűrődtek. A hegységekben nagy vastagságú és nagy kiterjedésű kőzettesteket képeznek.

A csillámpala erősen palás, csillámdús kőzet, kalapáccsal megütve a palássági felületek mentén vékony lemezekre esik szét. E lemezek felszíne a csillámtartalomtól csillogó, gyakran hullámos (gyüredezett). A csillámok szabad szemmel is elkülöníthető finom lapocskák, az ásvány típusa szerint ezüstfehér (muszkovit) vagy sötétbarna, fekete (biotit) színűek. Hasonló megjelenésű, csillámszerű, de más ásványcsoportba tartozik a zöldes klorit. Egyéb ásványaik: a szürkésfehér, kissé áttetsző kvarc és a fehér plagioklász-földpát. Kisebb mennyiségben gyakran egyéb ásványokat is tartalmaznak, melyek szabályos, saját alakot mutatnak és méretük több centimétert is elérhet. A legismertebb ezek közül a vörös színű gránát.

A vöröshídi feltárásban a mintegy 10 métert elérő falmagasságban jól palásodott, gyengén gyűrt, kissé sávos, erősebben palás és keményebb, vastagpados kőzetváltozatok különíthetők el. Ez a különbség az alkotó ásványok mennyiségének váltakozásából adódik. A csillámdús változatok palásabbak, a vastagpados részekben a kvarc és helyenként a földpát nagyobb mennyiségben van jelen. Ez a kőzettípus a csillámos kvarcpala. Egyes szintekben a kőzet sűrű hintésben vörös gránátkristályokat is tartalmaz. A csillámdús palássági felületekkel burkoltan változó vastagságú, több tíz centimétert is elérő, megnyúlt lencse alakú, szürkésfehér kvarcitlencsék és a kőzet palássági irányát átszelő kvarciterek figyelhetők még meg.

1. kép: csillámpala vékonycsiszolati képe mikroszkóp alatt

Üveglapra ragasztva, és kellő vékonyságúra (30 mm) csiszolva a kőzetek mikroszkópban átvilágítva átlátszók. Ezzel a módszerrel felvilágosítást kaphatunk a szabad szemmel nem felismerhető, apró, igen kis mennyiségben jelenlévő ásványokról is. Az ásványok kristályosodási történetét és koradatait összevetve számos információt gyűjthetünk a kőzetek fejlődéstörténetéről. Egyes esetekben követhetjük egy nagyobb kőzettest pályáját a földkéregben, melyet az egymásra következő hegységképződési események során leírt.

A Vöröshídi Csillámpala vékonycsiszolatai mikroszkóp alatt, polarizált fényben vizsgálva színpompás képet nyújtanak. Fő alkotó a muszkovit, mely sárga, zöld, vörös, lila, kék színű, irányítatlan lemezkéket alkot (1. kép). 

Kristályosodása két fázisban történt, durvakristályos lemezkéi mellett nagy foltokban igen finom pikkelyek is mutatkoznak, ezek egy előző, már nyomokban sem felismerhető ásványt helyettesítettek. Ezekben az úgynevezett szericitfoltokban a legutolsó átkristályosodási fázisban (az alpi hegységképződés során) újabb, apró, finomoszlopos, tűs ásványok képződtek (a fotón feketének látszanak). A közbezárt kvarclencsék kristályai szürkés-kékes mozaikot alkotnak.

2. kép: két fázisú gránátkristályok csillámpalában
(kőzet-vékonycsiszolati fotó)

A kőzet egyes szintjeiben sűrű hintésben előforduló gránátkristályok hasonló történetről tanúskodnak, nagy részük két kristályosodási fázisban képződött. Az átlátszó, kissé sárgás muszkovitból és barna biotitlemezekből álló csillámos alapanyagban csoportosan helyezkednek el belső, öregebb, szabálytalan alakú magot és ránövekedett, fiatalabb szegélyt tartalmazó vöröses gránátszemcsék. Fiatalabb, apró, sajátalakú kristályok is megfigyelhetők, melyek nem tartalmaznak öreg, belső magot (2. kép). Az öreg mag a permo-triász szakaszban, a későbbi, szabályos kristálylapokkal határolt szegély az alpi hegységképződés során kristályosodott (3. kép).

3. kép: öreg gránátkristály ránövekedett szegéllyel 
(kőzet-vékonycsiszolati fotó)

Gránit ingókövek között a Velencei-hegységben
A Dunántúli-középhegységet hordozó földkéreg-töredék a földtörténeti ókor kezdetén mai helyétől távol helyezkedett el, és hosszú ideig tenger borította. Ennek megfelelően az ordoviciumtól a devon időszakig (kb. 480–380 millió év között) tengeri üledékes, kisebb részben magmás kőzetek keletkeztek. Mivel a variszkuszi hegységképződés során ezek a kőzetek a hegységképződési övezettől távol helyezkedtek el, csak gyenge átalakulást szenvedtek. A Dunántúli-középhegység tektonikai egységének déli határa mentén található gránittömzsök, melyek közül a velencei-hegységi bukkan felszínre, mintegy 270 millió évvel ezelőtt, a kora-perm idején nyomultak be az addigra már átalakult kőzetekbe.

A Velencei-hegység területén több helyen olyan különleges sziklaalakzatokat fedezhetnek fel a kirándulók, melyek az ország egyéb területein nem találhatók meg. Ezek egymásra dobált óriási kockákra, oszlopokra, zsák alakú képződményekre hasonlítanak. Még csúcsukon álló sziklatömbök is előfordulnak. Ezeket ingóköveknek nevezik. Legszebb példányaik Nadap közelében találhatók (4. kép)

4 kép: gránit ingókő Nadap felett

A nadapi ingókövek kőzetanyaga gránit, amely mélységi eredetű magmás kőzet. A mélységi magmás kőzetek a földkéreg nagyobb mélységeiben képződnek, ahonnan a magma felfelé nyomulva, néhány kilométeres mélységben, egy már meglévő kőzetbe, a mellékkőzetbe nyomul és úgynevezett plutonokat képez. Itt alacsonyabb a környező hőmérséklet, ezért a magma lassan hűlni kezd, és közben kikristályosodik, ezért a létrejövő kőzet durvaszemcsés, ásványai egymással összefogazódott, irányítatlan mozaikot alkotnak. Szabad szemmel megfigyelve a gránitok fő ásványos alkotói elkülöníthetők. A kvarc áttetsző, színtelen, általában nincs saját alakja. A többi ásványos elegyrész általában szabályos, kristálylapokkal határolt, megnyúlt vagy zömök oszlopos, táblás alakot vesz fel. Ezek: a plagioklász, mely fehér vagy szürkés; az ortoklász rózsaszín-vörös; a biotit és amfibol barna, vagy fekete. Mennyiségük széles határok között változik. Méretük a velencei gránitban 0,5-1,5 cm, (esetenként 3 cm), megoszlásuk a következő: kvarc 32%, ortoklász 31%, plagioklász 32%, biotit: 5%. Vékonycsiszolatban a kvarc fehér, a földpátok szürke, a biotit barnás színt mutatnak (5. kép). A benyomuló kőzettest szegélye gyorsabban hűl, ezért itt finomabb a szemcseméret, a kvarc apró mozaikot alkot, ez a kőzet a mikrogránit, mely a Bence-hegy keleti oldalában ismert.

5 kép: gránit vékonycsiszolat mikroszkópi képe

A Velencei-hegységi gránit benyomulásának kora 270 millió évvel ezelőttre tehető, amit a gránitban csak igen kis mennyiségben jelenlévő cirkonásványokban (6. kép) lévő radioaktív elemek bomlásának segítségével határoztak meg.

6. kép: cirkon kristályok mikroszkópi képe

A Velencei-hegység gránitja palákba nyomult. A palák átalakult (metamorf) kőzetek, eredeti üledékeik a földtörténeti ókorban, tengerben rakódtak le, ősmaradványaik a szilúr, és a devon időszakot igazolják. Kissé távolabb az ordovícium is kimutatható ebből a sorozatból. Ezek az üledékek mintegy 310 millió évvel ezelőtt nagyobb mélységbe kerültek a variszkuszi hegységképződés során, és átkristályosodtak. A benyomuló gránit hőhatása még tovább alakította a palákat, így jöttek létre a „csomós palák”, melyek inkább törmelékben és kisebb feltárásokban mutatkoznak, fúrásokkal nagyobb távolságra is kimutathatók. A Velencei-hegység gránitzárványokat is tartalmaz, melyeket a mélyből felnyomuló magma ragadott magával korábban megszilárdult mellékkőzeteiből.

7. kép: gránitkockák Pákozdtól északra

A már megszilárdult kőzet hasadékait a mélyből felnyomuló maradék olvadék tölti ki, ezek a telérkőzetek. Éles határral települnek néhány 10 cm vagy akár 14 méteres szélességben és több kilométer hosszban is követhetők.

A magmás kristályosodás végén a keletkezett kőzeteket olyan oldatok járhatják át, melyek az eredeti ásványokat lebontják. A földpátok részben finompikkelyes anyagásványokká alakulnak. A felszínen a gránitokon mállási folyamatok indulnak meg, melyek különösen a nedves, meleg éghajlaton gyorsulnak fel. A már előzetesen bontott ásványok különösen érzékenyek ezekre a folyamatokra, helyben szétesnek, a kőzet  szétmorzsolódik. Ez a mállás a kőzetet átjáró repedések mentén a talajvízig hatol le. Az egymást keresztező repedésrendszerekből indulva a mállás a kőzettest belseje felé halad. A külső, szétmorzsolódott törmelék könnyen lepusztul, a repedésmentes részeken viszont gyenge a mállás, az ép rész kemény, lekerekített kőzettömbönként, oszlopokként megmarad, megtömött zsákokra hasonlítva. Így alakulnak ki az általában csoportosan fellépő „gyapjúzsákok”, melyek tíz méteres nagyságrendet is elérnek. Ilyenek Sukorótól keletre találhatók. A kockakövek, ingókövek alakzatai is ilyen folyamatok során jöttek létre. Pákozdtól északra a Kocka (7. kép), az Oroszlán szikla, a Pogány kő, a Gomba kő kereshető fel. Elnevezésüknek csak a fantázia szab határt.

Séta egy permi folyómederben 
A Dunántúli-középhegység területe a karbon időszakban – a variszkuszi hegységképződés idején – hegységgé vált. Ennek során a korábban keletkezett üledékes és magmás kőzetek átalakultak. Ezt követően a késő-karbon, majd a perm időszakban ez a hegység intenzíven pusztult és a lepusztulásból származó törmelékek szárazföldi medencékben halmozódtak fel, jelentős vastagságban. Ekkor keletkezett a Balaton-felvidék jellegzetes kőzete, a vörös homokkő, amit számos bányában a középkor óta fejtenek és ma is kedvelt építőkő.

Balatonalmádi központját elhagyva a 71-es útról nyugat felé letérve egy mellékúton juthatunk el a Köcsi-tó körül kialakított védett területre, ahol az egykori kőfejtőben vörös konglomerátum és homokkőrétegek láthatók. Ezek a rétegek folyóvízi üledékek, amelyek a késő-perm idején, mintegy 260 millió évvel ezelőtt keletkeztek.

A Balaton-felvidék területén az idősebb, és a variszkuszi hegységképződés során átalakult kőzetek egyenlőtlenül lepusztult felszínére helyenként 800 m vastagságot is elérő, uralkodóan homokkőből álló üledék raktak le a hegységből lerohanó patakok, folyók. E rétegsor alsó része zömmel összecementált kavicsból, azaz konglomerátumrétegekből áll, amit vékonyabb homokkőrétegek tagolnak. Ezek a rétegek láthatók a Köcsi-tó egykor volt, ma már felhagyott kis kőfejtőjében (8. kép).

8. kép: permi folyóvizi konglomerátum és homokkő rétegek
a Köcsi-tó védett területén

A metamorfizált ópaleozoikumi pala (fillit) fölött található konglomerátum rétegcsoport vastagsága az ősdomborzatnak megfelelően nagymértékben változó. Van a Balaton-felvidéknek olyan része, ahol a 200 m-t is meghaladja. A Köcsi-tó környékén viszont csak 10 m körül van, ami arra utal, hogy területünk egy egykori kiemelkedésen lehetett. A kőfejtő fala a konglomerátum rétegcsoportból egy kb. 4 m-es vastagságú szakaszt tár fel. A legalsó vastag réteg durva kavicsokból álló konglomerátum, erre ferdén rétegzett kavicsos homokkő következik. Ezt egy erózióval keletkezett éles határt képező, de egyenetlen felület fölött ismét konglomerátum fedi, majd homokkő rétegek jelennek meg.

A kavicsok anyaga uralkodóan fillit, tehát az az idősebb metamorf kőzet, ami a konglomerátum alatt található. Gyakori a fehér színű kvarcit anyagú kavics, és egy vulkáni kőzet – a lilásvörös vagy szürke dácit – kavicsa, amely a kora-permi vulkánosság során képződött kőzet törmeléke (9. kép). A kavics anyaga elárulja származásának helyét, mérete, kerekítettsége a szállítási távolságot jelzi. Lemérhető továbbá a ferde rétegek iránya, ami a kavicsokat szállító egykori vízfolyásban a vízáramlás irányára utal. A ferde rétegek kelet felé dőlnek, ami azt jelzi, hogy a kavicsot szállító patak itt nyugatról kelet felé, az egykori magaslat felől egy mélyebb folyóvölgy irányába folyhatott. Feltételezhető, hogy egy nagyobb folyó oldalágáról lehet szó, amely vízét a Dunántúli-középhegység ÉK-i területeit ekkor már elborító sekélytengerbe szállította.

9. kép: a permi konglomerátumban lévő változatos agyagú, méretű és koptatottságú kavicsok  

Késő-permi korú tengeri képződmények ugyan nem kerülnek a felszínre a Dunántúli-középhegységben, de mélyfúrások az egykori tengerpart övezetében és sekélytengeri lagúnákban keletkezett rétegsorokat is feltártak a Vértes hegység déli előterében, és a Velencei-tó déli oldalán is. Ha ilyen kőzeteket a felszínen szeretnénk látni, a Bükk hegységbe kell kirándulnunk, ott folytatva barangolásunkat a múlt ösvényein.

---

Természet Világa,

140. évfolyam, 9. szám, 2009. szeptember https://www.termvil.hu/  https://www.chemonet.hu/TermVil/