Budapest 1966 - Magyar Természettudományi Múzeum

ANNALES
HISTORICO-NATURALES
Tomua 58.
MUSEI NATIONALIS HUNGARICI
PARS MINERALOGICA E T PALAEONTOLOGICA
1966.
Mineralisationsvorgänge in den Bergeschichten des unterliassischen
Kohlenkomplexes des Mecsek-Gebirges
Von G. NOSKE-EAZEKAS, Budapest
Die Bergeschichten des unterliassischen paralischen Kohlenkomplexes sind über­
wiegend aus klastischen Komponenten bestehende Gesteine. Die häufigsten Gesteine
des Gebietes sind die Abarten der Sandstein-, Aleurit- und Argillit-Gruppe. Diese
Gesteine befanden sich vom Moment der Ablagerung an, im ganzen Laufe der Gesteins­
bildung unter dem mineralisierenden
Umwandlungs-Einfluss
des oberhalb des Sedi­
mentes befindlichen Sumpf- und Meereswassers,
bzw. des den Zwischenraum
der Ge­
stein- und Mineralkörner ausfüllenden Porenwassers. Auf solche Weise wandelten sich
einerseits die sowohl in Form von Gesteintrümmern, als auch in kolloidalem oder ge­
löstem Zustand eingeführten Gemengteile, dem Chemismus des Milieus der Gesteins­
bildung entsprechend, stetig um, andererseits stabilisierten sie sich endgültig in mine­
ralischer
Form.
Unter den i n das unterliassische Sedimentationsbecken des Mecsek-Gebirges in
klastischer Form eingeführten Mineralien
t r i t t der Quarz am häufigsten auf. Seine
Korngrösse variiert zwischen ein paar u. und einigen mm. Nach den Untersuchungen
mit Mikroskop dürfte er aus Erosion magmatischer und metamorpher Gesteine stam­
men. A m Quarz — seiner allgemein bekannten Widerstandsfähigkeit entsprechend —
lassen sich Spuren chemischer Verwitterung nur selten beobachten. Gleichweise
sporadisch äussert sich Weiterwachsen aus eigenem Material bei den klastischen
Quarzkörnern.
I m Bau der Bergeschichten des kohlenführenden Komplexes spielen die Felds­
pate wichtige Rolle. Unter den Feldspaten, die ebenfalls i n klastischer Form ins
Becken geraten sind, treten die saureren Glieder der Plagioklas-Peihe
am häufigsten
auf. Nach Zeugnis ihrer optischen Beschaffenheiten und der Röntgenuntersuchungen
besitzen sie A b An -Zusammensetzung. Die monoklinen Feldspate sind durch
Orthoklas vertreten.
Die m i t der Verwitterung der Oberfläche des Muttergesteines begonnene und
i m Laufe der Gesteinsbildung sich weiter verstärkte Zersetzung des Feldspates
führte zur Tonmineralisierung,
Serizitisierung
und Karbonatisierung.
Nach den mik­
roskopischen und Röntgenuntersuchungen können die bei Feldspatzersetzung ent­
stehenden Phyllosilikate glimmerartige Zwei- bis Dreischichtengitter-Struktur be­
sitzen. I m Laufe der mikroskopischen Untersuchungen haben wir den ganzen Zer­
setzungvorgang der Feldspate ermittelt.
Bei der optischen Analyse der aus den Bergeschichten hergestellten Dünn­
schliffe stellten sich alle Phasen der Umwandlung der Feldspate zum Muskovit,
Serizit, Hydroglimmer und Kaolinit i n der im R ä u m e der meeresnahen (paralischen)
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Kohlenbildung aus Zersetzung eines Teiles der üppigen Vegetation entstandenen
Kohlendioxyd-Zone zur Schau. Bei manchen Feldspatkörnern mag diese U m ­
wandlung vollständig sein (Pseudomorphose), i n anderen Fällen beschränkt sie sich
nur auf einen Teil des Minerals. I n mehreren Fällen kann wahrgenommen werden,
dass die Verwachsungsebene der Zwillingslamellen zur S t a r t s t ä t t e der obigen Ver­
änderungen dient. I n der Kaolinit-Phase der Feldspat-Umwandlung weist der
Kaolinit gleichmässige Verteilung i m ganzen Mineral auf. Serizit und Hydroglimmer bilden neben Pseudomorphosen oft ein filzartiges Gewebe i m Bindemittel.
Die i m Laufe des Feldspat-Zersetzungsvorganges frei gewordenen Alkalien
teils entwichen m i t dem zirkulierenden Porenwasser, teils adsorbierten an die i m
Bindemittel der Gesteine i n variierender Menge vertretenen Tonmineralien. Während
der Beobachtungen unter dem Mikroskop konnten wir authigene Alkalisilikate (z. B.
Zeolithe) i n keiner Bergeschicht beobachten, womit auch die Röntgendiffraktogramme i n vollem Einklang sind.
Die Alkalierdelemente wandelten sich i m C0 -haltigen Mittel zum Kalzit, später
zum Dolomit (Diagenese) um. Diese Karbonate treten i m Feldspat i n Flecken von
unregelmässiger Form auf, oder bei völligem Abbau bilden sie Pseudomorphosen,
Das während der vorher beschriebenen Mineralumvandlundsvorgänge entstan­
dene Si0 -Gel bildete Nester unregelmässiger Form teils i m verwitternen Mineral,
teils zwischen die klastischen Körner eingepackt. Diese Nester wandelten sich i m
Laufe der späteren Kristallisierung zum Chalzedon, bzw. Quarzin von Aggregats­
polarisation, seltener aber von faserigem-fibreusem Habitus um.
Der zur Sandfraktion gehörende Glimmergehalt der Bergeschichten bleibt,
nach den Ergebnissen der Messungen m i t Integrationstisch, unterhalb 1%. Die Zer­
setzung des Glimmers ist selbst wegen seines geringen Anteiles i n den während der
Gesteinsbildung des kohlenführenden Komplexes stattgefundenen Mineralisations­
vorgängen unbedeutend.
Unter den ins Sedimentationsbecken sicherlich als klastische Elemente einge­
führten Glimmern herrscht Muskovit vor, weniger verbreitet ist Biotit, sehr spärlich
t r i t t Chlorit auf. Die Enden des stark gefaserten, garbenartigen Muskovits sind oft
einem Besen ähnlich aufgeblättert, wo auch schon die Hydromuskovitfiiserehen
er­
scheinen. Auch die Hydratation des Biotits kann beobachtet werden, was von einer
chemischen Verwitterung zeugt, deren Endprodukt der Limonit ist.
Von viel grösserer Bedeutung ist die Umwandlung der ein paar u grossen Glim­
mer, welche die Tongesteine der Schichtfolge aufbauen. Ein Teil der Tonmineralien
bildete sich i m Laufe der Verwitterung der Oberfläche des Abtragungsgebietes und
wurde als fertiges Abbauprodukt zum Ort der Ablagerung befördert. Der andere
Teil ist durch Mineralien vertreten, die als kolloidale Gemengteile transportiert und
im Sedimentationsbecken tonmineralisiert wurden.
Für das unterliassische
Sedimentationsbecken
des Mecsek-Gebirges
müssen wir
annehmen, dass die Abtragung bis zum Ende der Ablagerung des
Kohlenkomplexes
aus einem und beinahe demselben Gebiet erfolgte. Neben der einschlägigen paläogeographischen Interprätation wird dasselbe auch durch die Gleichheit anderer
klastischen
Materialien
(Quarz, Feldspat, Glimmer, Gesteinschutt, Schwermineralien)
überall in
der ganzen kohlenführenden Zone bewiesen. Sinngemäss sollte auch die
Tonmineral­
zusammensetzung
im ganzen Räume des Kohlenkomplexes
im grossen und ganzen
gleich sein. Da die Ergebnisse der von Schicht zu Schicht durchgeführten
Untersuchun­
gen nicht das zeigen, müssen wir diese Tatsache einer im Laufe der Diagenese statt­
gefundenen intensiven Mineralumwandlung
zuschreiben. I m südlichen Raum des
Mecseker kohlenführenden Komplexes (Umgebung von Pécs) ist Illit das Leitmineral
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der Argillite, daneben ist Serizit ziemlich häufig, weniger ist der Anteil des
Kaolinits,
ganz spärlich t r i t t Montmorülonit auf, während Chlorit nur in manchen Proben nach­
gewiesen werden konnte. I m zentralen Raum (Gebiet von Komló) überwiegen die
Hydroglimmer von Mischgitter struktur, mit welchen häufig Kaolinit
vergesellschaftet
ist. (Persönliche Mitteilung von Dr. M . NAGY-MELLES.) I m R ä u m e der Nördlichen
Schuppe (Szászvár—Nagymányok)
übernimmt eindeutig der Kaolinit die leitende
Rolle. Hier neben dem dominanten Kaolinit bilden die Hydroglimmer
das Ton­
mineralspektrum. Diese geographischen Unterschiede i n der Tonmineralzusammen­
setzung sind durch die zeitliche Veränderung der unterliassischen transgredierenden
Meeresbucht bedingt, ein Vorgang, auf dessen mineralisierenden Einfluss wir noch
zurückkommen werden.
Da im Kohlenberge der Schwermineralgehalt höchstens einige Zehntel % be­
trägt und aus solchen Mineralien besteht, die der chemischen Verwitterung wider­
stehen, wird es von einer Charakterisierung des hie und da beobachteten Zersetzungs­
vorganges dieser Mineralien (wegen ihrer unwesentlichen Rolle i m Neubildungs­
vorgang des kohlenführenden Komplexes) abgesehen.
Die Bildung von Karbonaten wurde bereits bei der Beschreibung der Felds­
pat-Zersetzung angedeutet. Der Karbonatgehalt der Gesteine des Kohlenkomplexes
entstand wirklich auch auf diesem Wege, doch können wir das aus Porenlösung i n
die Zwischenräume der Schuttkörner ausgeschiedene und die Rolle von Bindemittel
spielende Karbonat für viel allgemeiner halten.
Das Wasser des unterliassischen Sedimentationsbeckens besass einen erhebli­
chen gelösten Karbonatgehalt, denn in der Schichtfolge der Umgebung von
Pécs sind uns auch verschiedene Mergel- und Kalksteinabarten bekannt. Der
produktive Flözkomplex, der die Moor—Sumpf-Zone
des ehemaligen
Küstensaumes
vertritt, ist durch die gemischte Ausbildung folgender Karbonate gekennzeichnet:
Kalzit,
Siderit, Dolomit und Ankerit, seltener auch Oligonit, die bei den Untersuchungen oft
sogar i n einer und derselben Probe beobachtet wurden.
In den Bergelagen der höheren Flözgruppen, sowie im unproduktiven
Unterlias
des südöstlichen Vorraumes und in seinem Deckgebirge (Gryphea-führender
Hangend­
mergel) verschwindet diese Karbonatvergesellschaftung,
und Dolomit mit etwas Kalzit
nimmt überhand.
I n gesteinsbildender Menge t r i t t der Kalzit immer i n mikro-, bzw. kryptokristalliner Form auf. Er lässt sich i n Form von aus feinkörnigen Kristallchen bestehenden
Aggregaten und von zerstreuten Einsprengungen i n den Argilliten und Aleuriten
beobachten. I m Bindemittel der Sandsteine bildet er meistens wasserhelle, pseudopleochroische Grosskristalle (mehrere hundert fx), bei welchen oft Druckzwillingslamellierung zu sehen ist, doch kann auch die mit organischem Stoff gefärbte fein­
körnige Abart beobachtet werden.
Die A r t und Weise des Auftretens des Dolomits ist dieselbe wie die des Kalzits.
Der Siderit bildet gewöhnlich Körner von 10 bis 20 jx Durchmesser, die sich
in vielen Fällen zu mehrere hundert [x grossen Aggregaten unregelmässiger Form
gruppieren. Ausserdem ist der Siderit durch zerstreute Rhomboeder-Einsprenglinge
und Sphärolite vertreten.
Der oben beschriebene gemischte Karbonatgehalt der Bergeschichten lässt sich
mit den geochemischen Bedingungen des Materialtransportes, der Ablagerung und
der Gesteinsbildung gut interprätieren. I n der humiden unterliassischen Verwitte­
rungszone wurde das Ca unter der Wirkung des vorhandenen C 0 i m Abtragungs­
gebiet leicht aufgelöst und durch die abfliessenden Wasserläufe i n Form von CaHydrokarbonat weggeschafft.
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Neben der Senkungstendenz des unterliassischen Sedimentationsbeckens neh­
men wir auf Grund der petrographischen Merkmale der Schichtfolge auch eine
oszillierende Bewegung an. Während also i n der Küstenzone fluviatile Überschwem­
mungs-Sedimentation erfolgte, war infolge der sauren chemischen Reaktion die
Kalzitausscheidung aus den Lösungen sehr geringfügig und zur gleichen Zeit fand
eine intensive Feldspatszersetzung statt. I n den grobklastischen deltaartigen Fluss­
wasserablagerungen spielte demzufolge die parallel m i t der Kaolinisierung begonnene
und m i t der Verfestigung zum Gestein sich voll entfaltete Kalzitbildung wesentli­
chere Rolle.
Eine weitere Absenkung dieser selben Gesteine, ihre Vertiefung zur Lagune
war notwendig, damit die Reduktionsbedingungen der Sideritbildung Zustande­
kommen würden. Die Zunahme des pH-Wertes des mariner gewordenen Wasser­
mittels und das bei der Zersetzung der organischen Überreste auch noch hier an­
wesende C 0 wirkten auf die Ausscheidung des Siderits begünstigend. Somit wurde
i n den nach der Ablagerung noch lockeren Sedimenten die Sideritausscheidung aus
den zirkulierenden Lösungen möglich.
Parallel damit nahm die Korngrösse der neu entstandenen Bergeschichten ab
und unter den der Kalzitbildung günstigen marineren Verhältnissen vollzog sich
auch die feindisperse Ausscheidung des Kalzits aus den Lösungen. Unter der weiteren
alkalisierenden Wirkung des transgredierenden Meeres wurde dieser primäre Kalzit
i m Laufe der Diagenese i n variierendem Masse dolomitisiert.
Ähnliche sedimentäre Metasomatose nehmen wir für die Bildung von Ankerit
und Oligonit aus Siderit an.
Den vorangehend besprochenen karbonatischen Mineralien ähnlich ist auch
die Eisensulfidbildung
i n den Bergeschichten der unterliassischen Schichtfolge von
beträchtlicher Grösse. I m Laufe der mikroskopischen Untersuchungen haben wir
beobachtet, dass obwohl das Eisensulfid sowohl i n den grobkörnigen, als auch i n
den feinkörnigen Sedimenten angetroffen werden konnte, es immerhin meistens an
die Tongesteine gebunden war. Diese A r t und Weise des Auftretens des Eisensulfids
weist auf den Bildungsmechanismus h i n : der grosse, feindisperse Gehalt an sich
zersetzenden organischen Substanzen brachte bei der Verschüttung m i t neuen Sedi­
menten oxygenarme, reduktive Verhältnisse zustande, welche die Ausscheidung des
Eisensulfids am meisten begünstigen. So entstanden mikroskopische
Pyritkugelchen,
an deren Ausbildung sich auch die Bakterien des Sapropel-Milieus beteiligten. Die
mit der Diagenese und Epigenese verbundene Abnahme des Redoxpotentials för­
derte die weitere FeS -Bildung, was zur Entstehung von Pyritadern und makrosko­
pischen Pyritkonkretionen
führte. Nach den Röntgenuntersuchungen ist das leitende
Eisensulfid Pyrit, neben welchem der Markasit nur sehr selten vertreten ist.
I n der Oxydationszone der oberen Erdrinde ist das Eisensulfid nicht stabil.
Zuerst oxydiert es sich zum Fe-Sulfat, dann wird es durch Hydrolyse weiter zer­
setzt, und entstehen unlöslicher Limonit, sowie Schwefelsäure. Die eisenhaltigen
Karbonate i n dieser Zone werden ebenfalls limonitisiert.
I m Mecseker unterliassischen Kohlenberge wurden die vorigen Mineralum­
wandlungsvorgänge i n den nach Pyrit entstandenen Limonit-Pseudomorphosen
und
i m Limonitsaum
der Sphärosiderite recht gut registriert.
Die i m Laufe der Pyritzersetzung entstandene Schwefelsäure, mit dem i n den
Bergelagen fast immer vorhandenen Kalzit reagierend, hatte Gipsbildung zur Folge.
Während i n den Gesteinen der Umgebung von Pécs der Gips sich submikrosko­
pisch äusserte und n u r i n den Röntgen- und DTA-Aufnahmen beobachtet wer­
den konnte, beobachteten wir i m Bergematerial der Nördlichen Kohlenführenden
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Schuppe ein paar hundert y. grosse, sternförmige Gipsnester und makroskopische
Gipsadern.
Neue Mineralbildungen i m Kohlenberge sind noch die ziemlich seltenen Karbo­
natadern und -Knollen, sowie die vereinzelte, dünne Quarzadern, welche die i m epigenetischen Stadium nach der Gesteinsbildung die durch die Krustenbewegungen
zustandegebrachten Lithoklasen ausfüllten.
Bei der Charakterisierung der authigenen Mineralien der Bergelagen des unter­
liassischen Kohlenkomplexes stellt sich heraus, dass die im
Sedimentationsbecken
abgesetzten allothigenen Gesteinsbildner vom Moment der Ablagerung an, die Gesteins­
bildung hindurch, einschliesslich bis zur epigenetischen Phase, also bis heute, an immer
neueren Mineralisationsvorgängen
beteiligt sind.
Diese Vorgänge waren in der ganzen kohlenführenden zone nicht einheitlich,
ivas
vor allem auf die zeitliche Veränderung der Verbreitung des transgredierenden
Meeres
zurückzuführen ist. Die während der Obertrias begonnene intensive Senkung des
südlichen Raumes des Beckens (Umgebung von Pécs) brachte eine sehr mächtige
Schichtfolge zustande, über welcher i n immer grösserem Masse neritische Wasser­
verhältnisse zur Vorherrschung kamen. Die Transgression i m Becken m i t asymmet­
rischem Untergrund hatte die Entstehung eines nach N leicht geneigten Küsten­
saumes zur Eolge, wo die Moor-, Sumpf- und Lagunen-Eazies sich entwickeln konn­
ten.
Die Szászvár—Nagymányoker Schuppe, welche die nördlichste Randzone der
Kohlenablagerung darstellte, blieb bis zum Ende des Sedimentationszykles ungeändert i n der Rolle eines Küstensaumes, während i n der Umgebung von Pécs die
Sumpflandschaft sich zur gleichen Zeit zu seichtem Meer umwandelte.
Der chemische Zerfall der Gesteinsbildner klastischen Ursprungs, bzw. die B i l ­
dung sich aus Lösungen ausscheidender chemogener Mineralien weisen einen engen
Zusammenhang m i t den oben schematisierten paläogeographischen Verhältnissen
auf.
Der den Kaolinit
zustandebrinejende vollständige Abbau der Feldspate
ist in
erster Reihe für die Moor—Sumpf-Zone
des nördlichen Raumes charakteristisch,
dessen
Mittel bis zum Ende der Sedimentation sich mit saurer chemischen Reaktion auszeich­
nete. Demgegenüber spielte im südlichen Raum der serizitisch-hydromuskovitische
Zer­
setzung der Feldspate mit Ausscheidung von Karbonaten wesentlichere Rolle.
Auch der ausserordentlich geringe (1 bis 5% i m Durchschnitt) Karbonatgehalt
des nördlichen Raumes ist durch die ständige saure chemische Reaktion bedingt.
Hier wurden die Karbonate aufgelöst und nur i m alkalienreichen Bereich der mari­
neren (südlichen) Gebietteile schieden sie sich aus. Parallel mit der Vertiefung des
Meeres äussert sich auch die diagenetische Dolomitisierung der Gesteine.
I m Rahmen dieses geographischen Vergleiches möchten wir auf die Faziesindikator-Rolle der i m Tonmineralspektrum beobachteten Veränderungen hinweisen.
Es ist anzunehmen, dass zur Zeit der Kohlenbildung das Abtragungsgebiet
einheitlich gewesen sei, dementsprechend sollten, den übrigen allothigenen Mineralien
ähnlich, auch die Tonmineralien i n der ganzen kohlenführenden Zone gleich sein.
Demgegenüber hat sich die Tonmineralzusammensetzung auf die bereits ausführlich
geschilderte Weise geändert (siehe Seite 34—35). Folglich haben die i m Laufe der i n
saurem Moor stattgefundenen Zersetzung (Basisaustausch) der anfänglich gleichen
Sumpf—Küstensaumablagerungen entstandenen Tonmineralien und die durch die
Flusswässer i n kolloidalem Zustand eingeführten, unvollständigen TonmineralEmbryonen ihre endgültige Mineralstruktur den jeweiligen geochemischen Verhält­
nissen des Sedimentationsmilieus gemäss gewonnen.
Das anfängliche oxydativere Küstensaum-Milieu mit zirkulierendem Wasser
war der Kaolinbildung günstig. Das transgredierend j Meer brachte später i m süd­
lichen Raum (Umgebung von Pécs) neritische Verhältnisse mit sich, unter denen
das Gleichgewicht für den Kaolinit nicht mehr möglich war. Infolge der Überdeckung
mit dem seichten Meer begann die Umwandlung des Kaolinits zum I l l i t und Chlorit.
Die mit der Senkung des Gebietes Schritt haltende Sedimentation brachte durch
die Überdeckung mit immer neuen und neuen Schichten ein reduktives Mittel zu­
stande, i n dem die Adsorbtion der Kationen aus der Porenlösung die Umwandlung
der Tonmineralien zum Hydroglimmer förderte.
In der persistenten Küstensaum—Moor-Fazies
der Nördlichen Schuppe
(Szász­
vár—Nagymányok)
bewahrte also der Kaolinit
seine Rolle als leitendes
Tonmineral
auf, während weiter nach S die Hydroglimmer von Mischgitterstruktur
immer häufiger
auftreten und schliesslich,
im Gebiet von Pécs, der Illit die leitende Rolle
übernimmt,
neben welchem auch der Chloritgehalt mancher toniger Bildungen beträchtlich ist.
Auch die spätdiagenetische
und epigenetische Limonitisierung
des Pyrits
und
Siderits und die parallel damit stattgefundene Sulfatmineralbildung
beweisen, dass im
südlichen Raum der kohlenführenden
Zone die Verhältnisse reduktiver, im nördlichen
Raum oxydativer waren. A u f Grund des grösseren Sulfat- und Limonitgehaltes i n
der Nördlichen Schuppe haben die während der Sedimentation sich entwickelten
unterschiedlichen Redo xVerhältnisse ihre Wirkung über die Dauer der Gesteins­
bildung hinaus, sogar i n der epigenetischen Phase spüren lassen.
Das mineralogische Studium der Bergeschichten des Mecseker unterliassischen
Kohlenkomplexes hat die vorangehend beschriebene mineralgenetische Analyse not­
wendig gemacht, dere n Ergebnisse die Paläogeographie, sowie die genetischen und
Gesteinsbildung-Verhältnisse der kohlenführenden Zone widerspiegeln.
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nak ásványkőzettani vizsgálata (Manuskript, Ungarische Geol. Anst., Datensammlung).
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Magyarország földtana (Budapest, 1 9 6 0 , pp. 6 4 6 ) .
Tafelerklärungen
Taîel I .
1.
2.
3.
4.
W e i t e r w a c h s e n d e r Q u a r z s c h u t t k ö r n e r . P é c s b á n y a t e l e p , A n d r á s - S c h a c h t . + N , 47 X .
Quarzschutt m i t gelöster Oberfläche. N a g y m á n y o k , Ujakna. + N , 75X •
Quarzkorn m i t Einschlusskranz. P é c s b á n y a t e l e p , A n d r á s - S c h a c h t . + N , 100X •
Gelöste u n d rekristallisierte Quarzkc'rntr. Péesfcényatelep, András-Schacht. -f-N, 4 7 X
Taîel I I .
1. L e i c h t k a o l i n i s i e s t e r , g e b o g e n e r P l a g i o k l a s i n S a n d s t e i n m i l r e k r i s t a l l i s i e r t e n k i e s e l i g e m
Bindemittel. Pécsbányatelep, Ardiás-Schacht. - f N , 47x.
2. M i k r o k l i n i m G a n g e z u r S e r i z i t i s i e r u n g . S z á s z v á r , T i e f b a u h o r i z o n t I I I . + N , 7 5 X .
3 . P l a g i o k l a s i m G a n g e z u r S e r i z i t i s i e r u n g . S z á s z v á r , T i e f b a u h o r i z o n t I I I . + N , 75 X .
4. K a r b o n a t i s i e r t e r F e l d s p a t . P é c s b á n y a t e l e p , A n d r á s - S c h a c h t . + N , 100 X .
Taîel I I I .
II
N,
1 . S i d e r i t k u g e l m i t L i m o n i t k r u s t e . P é c s b á n y a t e l e p , A n d r á s - S c h a c h t . I I N , 100 X .
2. S p h ä r o s i d e r i t - A g g r e g a t m i t L i m o n i t a u s s c h e i d u n g . P é c s b á n y a t e l e p ,
András-Schacht.
100 X .
3. S i d e r i t r h o m b o e d e r i n t o n i g e r G r u n d m a s s e . P é c s b á n y a t e l e p , A n d r á s - S c h a c h t . I I N , 250 X .
4. K a l z i t i s c h - d o l o m i t i s c h e s B i n d e m i t t e l i n S a n d s t e i n . B o h r u n g P é c s N r . 26. I I N , l O O X .
Taîel I V .
1. B a k t e r i o p y r i t - A g g r e g a t . B o h r u n g P é c s N r . 2 6 . I I N , 100 X .
2 . G i p s s t e r n e . N a g y m á n y o k , U j a k n a . - j - N , 75 x .
3. K a r b o n a t n e t z , S p a l t e n i n M i k r o k l i n a u s f ü l l e n d . S z á s z v á r , T i e f b a u h o r i z o n t I I I . + N , 75 X .
4. K a r b o n a t a d e r , das Gestein d u r c h s e t z e n d , m i t G r u n d m a s s e - E i n s c h l u s s . S z á s z v á r , T i e f ­
bauhorizont I I I . I I N , 75X .
Tafel
IV.