Magyar Királyi Földtani Intézet (2002.)

Lektorok — Reviewers: CHIKÁN GÉZA, CSÁSZÁR GÉZA, CSILLAG GÁBOR, CSILLAG JÁNOS, CSONTOS LÁSZLÓ, FARKAS BALÁZS, GYALOG LÁSZLÓ, GYARMATI PÁL, HAAS JÁNOS, HORVÁTH ISTVÁN, JÁMBOR ÁRON, KAISER MIKLÓS, KARÁTSON DÁVID, KECSKEMÉTI TIBOR, LESS GYÖRGY, MAROS GYULA, SÍKHEGYI FERENC, THAMÓNÉ BOZSÓ EDIT

Sorozatszerkesztõ — Serial editor: BALLA ZOLTÁN

Szakszerkesztõ — Scientific editor: PIROS OLGA

Mûszaki szerkesztõ — Technical editor: SIMONYI DEZSÕ

Számítógépes nyomdai elõkészítés — DTP: PIROS OLGA, SIMONYI DEZSÕ, TIEFENBACHER ILDIKÓ

Borítóterv — Cover design: SIMONYI DEZSÕ

Kiadja a Magyar Állami Földtani Intézet — Published by the Geological Institute of Hungary

Felelõs kiadó — Responsible editor: BREZSNYÁNSZKY KÁROLY Igazgató — Director

HU ISSN 0368–9751 A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004)

Tartalom — Contents

Mûködési jelentés — Activity Report BREZSNYÁNSZKY KÁROLY: Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl . . . 7 Száz éve született Tasnádi Kubacska András: KÁKAY-SZABÓ ORSOLYA: A XX. század nagy magyar természettudósa, Tasnádi Kubacska András, a ter- mészettudományi muzeológia és ismeretterjesztés vezéralakja 100 esztendeje született. — A great Hungarian scientist of the 20th century András Tasnádi Kubacska a leading personality of scientific museology and popularization was born 100 years ago ...... 29 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY: Tasnádi Kubacska András, az ismeretterjesztõ ...... 39 KECSKEMÉTI TIBOR: Tudomány és mûvészet — tudós és életmûvész ...... 42

Szakcikkek — Scientific publications TULLNER TIBOR, CSERNY TIBOR: A Balaton földtudományi adatbázisa. — Geoscientific Database of Lake Balaton 47 BARTHA ANDRÁS, BALLÓK ISTVÁNNÉ, GEOFF TYLER: Higany, hidridképzõ és hagyományos porlasztással mérhetõ elemek egyidejû meghatározása CMA-ICP-AES módszerrel. — Determination of mercury, hydride forming and normal elements in the same analytical run using concomitant metals analyser (CMA)-ICP-AES method . . . 55 BERTALAN ÉVA, BARTHA ANDRÁS, RIITTA JUVONEN, LEENA SOIKKELI, FÖLDESSY JÁNOS, SZEBÉNYI GÉZA: Nemesfémek meghatározása recski ércmintákból: savas kioldás és tûzi módszerek hatékonyságának vizsgálata. — Determination of precious metals in ore samples from Recsk: study on efficiency of acidic leaching and fire assay methods ...... 69 ZENTAY TIBOR, KUTI LÁSZLÓ, VERMES JÁNOS, KALMÁR JÁNOS: Futóhomok-fáciesek a Duna–Tisza köze területén. — About the sand dune facieses in Danube–Tisza Interfluve ...... 81 CSILLAG GÁBOR: Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei. — Geomorphologic levels of the Kál Basin and its vicinity ...... 95 MAGYARI ÁRPÁD, MUSITZ BALÁZS, CSONTOS LÁSZLÓ, BRIGITTE VAN VLIET-LAONE, UNGER ZOLTÁN: Késõ-negyed- idõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel. — Late Quaternary neotectonic investigation in the Somogy Hills (SW Hungary) in combination with micro- and morphotectonical field approach ...... 111 TÓTHNÉ MAKK ÁGNES, UNGER ZOLTÁN, NÁDOR ANNAMÁRIA: A csillagászati korbesorolás bevezetésének és alkal- mazásának lehetõségei a Körös-medencei pleisztocén rétegsorban. — Possiblities of orbital tuning in the Pleistocene succession of Körös Basin: first approach ...... 129 MÁTYÁS M. VREMIR: Fossil turtle found in Romania — overview. — A romániai fosszilis-teknõs leletek át- tekintése ...... 143 FODOR LÁSZLÓ, BÍRÓ ISTVÁN: Sziklás eocén tengerpart a kréta korú Vértessomlói-rátolódás mentén (Szarvas-kút, Vértes). — Abrasional Eocene rocky shore along the Cretaceous Vértessomló Thrust (Szarvas-kút, Vértes Hills, Hungary) ...... 153 4

KERCSMÁR ZSOLT: A tatabányai vöröskalcittelérek szerkezetföldtani jelentõsége. — Structural analysis of red calcite veins on Keselõ Hill, Tatabánya Basin...... 163 RÁLISCHNÉ FELGENHAUER ERZSÉBET: A Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi. — Formations of the Mid Transdanubian Zone ...... 175 BUDAI TAMÁS: Középsõ-triász medencefáciesek és vulkanitok a Zsámbéki-medencében. — Middle Triassic basin facies and volcanites in the Zsámbék Basin, Transdanubian Range, Hungary ...... 189 GYALOG LÁSZLÓ, BUDAI TAMÁS (szerk.): Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására.— Proposal for new lithosratigraphic units of Hungary ...... 195 KÁROLY NÉMETH, CHRISTOPH BREITKREUZ, HANS WILKE: Volcano-sedimentary successions within an intra-arc related Jurassic Large Igneous Province (LIP): La Negra Formation, Northern Chile (A preliminary scientific report on the Br 997/22-1 DFG Pilot Project) — Jura vulkáni ív közötti vulkáni törmelékes üledékes sorozat a La NegraFormáció nagy magmás provinciájából, Észak-Chilébõl (elõzetes beszámoló a DFG BR 997/22–1 projekt eredményeibõl) ...... 237 MARIA MANGE-RAJETZKY: Heavy minerals revisited — a brief review. — A nehézásványok — rövid áttekintés. . 257 GYURICZA GYÖRGY: A környezetföldtani térkép szerkesztésének módszertani kérdései az Aggtelek–rudabányai mintaterület példáján. — Methods of the environmental map editon in the case of the northern part of the Aggtelek–Rudabánya region ...... 271 FODOR LÁSZLÓ, CSILLAG GÁBOR, PEREGI ZSOLT: A kápolnapusztai késõ-neogén-negyed-idõszaki(?) pull-apart süly- lyedék rekonstruálása komplex eredetû lepusztulási felszínek alapján. — Reconstruction of the late Neogene- Quaternary(?) Kápolnapuszta Pull-apart Depression using denudation surfaces of complex origin ...... 283 Mûködési jelentés — Activity Report A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 7–28.

Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl

BREZSNYÁNSZKY KÁROLY igazgató

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143. Stefánia út 14.

Elõszó nak megváltoztatására tett kezdeményezéseink továbbra sem jártak sikerrel. Költségvetésünk személyi elõirányza- Az Intézet 2002. évi kutatási feladatait a Földtani ta 2002-ben sem fedezte a szükséges minimumot. A Tanács által jóváhagyott „GEO XXI, a Magyar Geológiai bérszínvonal jelentõs mértékben nõtt a közalkalmazotti Szolgálat és a keretében mûködõ Magyar Állami bérrendezés következtében. A költségvetési feladatok tel- Földtani Intézet és az Eötvös Loránd Geofizikai Intézet jesítésének feltételrendszerét is részben a külsõ szerzõdé- földtani, földtani kutatási feladatai a XXI. század kezde- ses bevételekbõl teremtettük meg. Legjelentõsebb szerzõ- tén” koncepcióból és ennek alapján kidolgozott, déses partnereink az elmúlt évben is a Radioaktív Hulladé- 2001–2003 évekre szóló középtávú tervünkbõl vezettük kokat Kezelõ KhT., a Környezetvédelmi Minisztérium és le. Mûködésünket továbbra is meghatározza a nemzeti a MOL Rt. voltak. kutatóintézeti jelleg megõrzése, és a nemzetgazdasági Az Intézet számtalan tevékenységébõl összeálló mûkö- igények kielégítése. dése folyamatos és mind szakmai, mind gazdasági téren Jelen beszámolónk az állami költségvetés által finan- jelentõs volt. Az ISO 9001:1994 nemzetközi szabvány sze- szírozott kutatási, közszolgálati és az intézmény fenn- rinti minõsítést megerõsítette az év során lefolytatott sikeres tartásával kapcsolatos irányítási, külkapcsolati fela- felülvizsgálat. dataink teljesítésérõl szól. A beszámoló érinti a kutatási Intézetünket 2002. január 1-jei hatállyal felvették az feladatok megoldásához szükséges tudományos pályáza- EuroGeoSurveys társult tagjai sorába, szeptembertõl tokat és a mûködéshez szükséges, alaptevékenység pedig teljes jogú a tagsági viszonyunk. keretében végzett szolgáltatásokat, szolgáltatási célú kutatásokat. A Magyar Állami Földtani Intézet 2002-ben, fennállá- sának 133. évében teljesítette az éves tervében foglalt ku- Kutatási feladatok tatási feladatait. Év közben néhány ponton fõigazgatói jóváhagyással tervmódosítást kezdeményeztünk és hajtot- Alapkutatás tunk végre, amit elsõsorban a Bátaapáti telephely kutatásá- nak volumene indokolt. Az alapkutatás programjának legfontosabb pontja Az elõzõ évben bevezetett intézeti szervezeti felépítés Magyarország földtani térmodelljének megalkotásához beváltotta a hozzá fûzött reményeket mind a költségvetési, történõ hozzájárulás. Ezt a célt szolgálja a Körös-medence mind a szerzõdéses, pályázati, szolgáltatási feladatok és a Duna–Tisza köze késõ-neogén üledékeinek komplex megoldása zökkenõmentes volt. (1. ábra: szervezeti szedimentológiai, szekvencia- és ciklussztratigráfiai, felépítés). õskörnyezeti vizsgálata. Új, tudományos eredmények A körültekintõ gazdálkodásnak köszönhetõen az születtek a Körösök vízgyûjtõ területének vízhálózat- Intézet pénzügyi egyensúlyát sikerült megõrizni, kiadá- fejlõdés vizsgálata és ennek tektonikai összefüggései saink a bevétel szintje alatt maradtak, nincsenek köztar- terén. A tektonikai, neotektonikai kutatások közül a tozásaink, az évet pozitív gazdasági mérleggel zártuk. Mórágyi Gránit részletes szerkezetföldtani vizsgálata Intézetünk rendkívül kedvezõtlen elõirányzat-struktúrájá- emelendõ ki. 8 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

1. ábra. A Magyar Állami Földtani Intézet szervezeti felépítése

Medenceanalízis három alapfúrás (Kas–2, Bá–1, J–1) szekvencia-sztratigráfi- ai tagolása, valamint az elkülönített szekvenciák kompozit A medenceanalízis — integrált kutatási módszereinek szeizmikus szelvényháló mentén történõ korrelációja. A alkalmazásával — Magyarország medencekitöltõ üledé- Dunántúl késõ-neogén képzõdményeinek szekvencia- keinek komplex vizsgálatát és földtani térmodellekben sztratigráfiai vizsgálatához is megkezdõdött a rendelkezésre való megjelenítését végzi. álló szeizmikus és karotázs-szelvények, õslénytani és Ennek a kutatásnak a keretében 2002 során tovább foly- ásvány-kõzettani vizsgálatok eredményeinek összegzése. tatódott az Alföld késõ-neogén képzõdményeinek szekven- A 2001-ben mélyített Tiszainoka T–1 jelû pleisztocén cia-sztratigráfiai vizsgálata. Elkészült a Duna–Tisza közén alapfúrás komplex szedimentológiai, õslénytani és paleo- Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 9 klimatológiai feldolgozása keretében elkészült a fúrás tuk a térképezési tevékenységhez kapcsolódó, egész kuta- terepi dokumentációja és részletes mintázása. tási tevékenységünket meghatározó térképi és fúrási adat- Tovább folytatódott a Körösök vízgyûjtõ területén a bázis építését, melyhez jelentõs hozzájárulás volt a MOL késõ-pleisztocén-holocén vízhálózat fejlõdésének vizsgá- Rt.-vel folytatott közös fejlesztési program megvalósítása. lata. Magasrepülésû légifelvételek és digitális terepmodel- A Térképezési Fõosztály munkatársai jelentõs szerepet vál- lek elemzése alapján kb. 4000 km2-nyi területen sikerült laltak a Bátaapáti telephely felszíni földtani kutatásában. azonosítani a jellegzetes alluviális morfológiai elemeket. A negyedidõszaki paleoklíma kutatás keretében Hegyvidéki térképezés megkezdtük a magyarországi krioturbációs jelenségek kritikai vizsgálatát. A Vértes földtani térképezése során felvételre került a Az alföldi medencék süllyedését elõidézõ fiatal tek- Zámoly és a Lovasberény jelû 25 000-es térképlap, vala- tonikai fázisok felszíni nyomait vizsgáltuk a medencepere- mint elkészült a Vértesacsa jelû lap fedett változata. Meg- mi területeken. ÉK-en az Érmellék vidékén, Ny-on a kezdõdött a Tatabánya jelû, valamint a Gerecse területén a Külsõ-Somogy területén történtek neotektonikai mérések Lábatlan jelû 25 000-es térkép területének terepi reambulá- és elemzések, amelyek morfotektonikai megfigyelésekkel ciója (2. ábra). Elkészült a Vértes-Gerecse tájegységi egészültek ki. A jelenleg is aktív feszültségtér ÉÉNy–DDK térképére esõ fúrások átértékelése és adatbázisba történõ – ÉNy–DK-i kompresszióval jellemezhetõ. rendezése, valamint a terület l:100 000-es méretarányú földtani térképe fedetlen, prepannóniai és pretercier vál- Tektonika és õskörnyezet tozatban. A Bükk és elõtereinek földtani térképezése keretében A tektonikai és õskörnyezeti kutatások keretében 2002 nyomtatásban megjelent a Bükk hegység 1:50 000-es táj- során megkezdõdtek Magyarország új szerkezetföldtani egységi földtani térképe, valamint — egy tudományos térképének elõkészítõ munkálatai. A feladat meghatározá- ismeretterjesztõ kiadvány mellékleteként — a hegység sát követõen megalakultak a különbözõ tematikus munka- 1:100 000-es földtani térképe. A hegység Ny-i elõterében csoportok. Elkészült a középsõ-miocénnél fiatalabb szerke- felvételre került az Eger-Ny jelû 25 000-es térképlap. zeti elemeket és egységeket ábrázoló térképváltozat szer- Megkezdõdött a vulkanológiai térképezés elõkészítése kezeti jelkulcsa, és megkezdõdött a pannóniai és a negyed- a Visegrádi-, a Tokaji- és a Keszthelyi-hegység területén. idõszaki képzõdmények talptérképének szerkesztése. Tovább folytatódott a neogén vulkanizmus õskörnyezeti Az Üveghuta-Bátaapáti térségében megvalósuló rekonstrukciója a Bakony, a Balaton-felvidék és a Kisal- radioaktív telephely kutatásához kapcsolódtak a Mórágyi föld területén. Gránit tektonikai vizsgálatai. A terepi munka keretében történt meg az Üh–25, Üh–26, Üh–27, Üh–28, Üh–29, Üh–30, Üh–31A-C, Mo–7A-D fúrások maganyagának tektonikai dokumentációja és szkennelése, valamint a fel- színi feltárások tektonikai felvétele. Mûszer-, módszer- és szoftverfejlesztés keretében készült el a mobil lézerindukciós plazma spektrométer és a magszkenner összeépített változata, amellyel megkez- dõdtek a kísérleti mérések. A Bicskei-medence és a kapcsolódó területek több száz fúrási rétegsorának újraértékelése alapján történt meg az egyes részmedencék eocén rétegsorának tagolása. A vizs- gált fúrásokon keresztül szerkesztett szelvények a képzõd- ményeket ért töréseket kor szerinti bontásban tünteti fel.

Földtani térképezés A tervezettnek megfelelõ elõrehaladás történt az alap- kutatási és a térképezési programok közös feladatát képezõ új országos térképek, a földtani és a szerkezetföldtani térképsorozat megszerkesztésében. A térképezési program keretében készült el és jelent meg nyomtatásban a Bükk hegység 1:50 000-es földtani térképe, a magyarázó nyomtatásra történõ elõkészítése folyamatban van. Tovább folytatódott a Vértes és a Gerecse, és megkezdõdött a Mezõföld földtani térképezése. Folytat- 2. ábra. Vértes–Gerecse felvételi lapjai 10 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Sík- és dombvidéki térképezés Agrogeológiai, környezetföldtani és földtani természetvédelmi kutatás A Mezõföld földtani térképezése a Dunaújváros jelû lap terepi felvételével kezdõdött meg a korábban végzett 2002 során elkészült a Gyõr-Észak (L-33-12) jelû földtani kutatások alapadatainak és eredményeinek 1:100 000-es térképlap agrogeológiai és környezetföldtani kiértékelését követõen. változatainak digitális szerkesztése. A Mecsek tájegységi földtani térképének szerkesztése Az Észak-magyarországi környezetföldtani térképek során digitalizálásra kerültek a terület mintegy 70%-át közül kéziratban készült el a Gönc (L-34-127) és a lefedõ 1:10 000-es lapok. Sátoraljaújhely (L-34-128) 1:100 000-es lapok litológiai változata. Ugyancsak elkészültek a Duna-Tisza köze déli Térképi adatbázis részén a felszíni képzõdmények áteresztõképességét ábrá- zoló térképek. 2002-ben tovább folytatódott az Egységes Országos A Mezõföld földtani térképezéséhez kapcsolódva Földtani Térképrendszer (EOFT) munkálatai keretében megkezdõdött a terület fúrásos kutatása. Magyarország 1:100 000-es méretarányú fedett földtani Az agrogeológiai mintaterületi kutatások keretében térképsorozatának szerkesztése. Befejezõdött a Dunántúl elkészült a Bugaci mintaterület talajvizének kémiáját, hegyvidéki lapjainak szerkesztése és kartografálása. A összes oldott anyag tartalmát, keménységét, mész-, káli- kvarter képzõdmények egységesítésével lezárult az Észak- um- és nitrát-tartalmát ábrázoló térkép. Befejezõdött az magyarországi hegyvidéki lapok szerkesztése, valamint apajpusztai mintaterület agrogeológiai és talajtani elkészült 6 db lap kartografálása. A Kisalföld térképlapjain elemzése, valamint a feltételezett talajvízszint-változások lezárult a földtani képzõdmények vonalmûvének a DAT- várható következményeinek értékelése. Tovább folytató- 50/c topográfiához történõ illesztése. dott a Gyula-varsándi mintaterület agrogeológiai Megkezdõdött Magyarország 1:250 000-es méret- feltárásának elõkészítése, és megkezdõdött a zalakop- arányú fedett földtani térképének szerkesztése az Alföld pányi mintaterület agrogeológiai értékelése. északi peremén, az Északi-középhegységben, a Balaton- A földtani természetvédelmi kutatások keretében foly- felvidéken, a Déli-Bakonyban és a Budai-hegységben. tattuk a földtani alapszelvények részletes kutatását, 78 db jura, 55 db kréta, 22 db oligocén, 66 db pannóniai szelvény Folytatódott a hegyvidéki felvételi területek térkép- adatainak rendszerezésével és regisztrálásával. anyagának 1:10 000-es és 1:25 000-es digitális archiválása a Vértes és a Gerecse térképezéséhez kapcsolódva. Tovább javítottuk és karbantartottuk az ország egy- A magyarországi régiók földtani kutatása séges földtani jelkulcsát. Tovább bõvült a Dunántúl északi A régiókutatás középtávú (2002–2006) tervében részének feldolgozása nyomán az átértékelt digitális fúrási foglaltak szerint 2002 során megkezdõdött a formációk adatbázis. kõzettani, mérnökgeológiai és nyersanyag-potenciál értékelését tartalmazó adatbázisok kialakítása (3. ábra). Ásványinyersanyag-kutatás Ezzel párhuzamosan megkezdõdött a karsztos képzõd- Az ásványinyersanyag-kutatási program célkitûzé- ményeket, a talajvíz mélységét, a környezetföldtani állapo- seit a régiókutatás feladataihoz kapcsolódóan valósítjuk tot és a nyersanyagokat ábrázoló 1:100 000 térképek meg, erre ad reális lehetõséget Intézetünk létszáma és szerkesztését elõkészítõ adatgyûjtés. költségvetése. Az elmúlt év tevékenységének súlypontja Középhegységeink fedetlen karsztrendszerének értéke- az Észak-magyarországi Régió volt, ahol elkészült a lése keretében több mint 1300 barlang adatainak feldolgo- régió nemfémes ásványinyersanyag potenciáljának zása történt meg. Digitális alapon elkészült az Upponyi- felmérése. hegység és a Bükk 1:100 000-es méretarányú bar- langkataszteri térképe. Tovább folytatódott az adattári, nyomtatott és digitális Alkalmazott földtani kutatás adatok összegyûjtése és különbözõ tematikájú 1:100 000- Az alkalmazott földtani kutatási program keretében es térképek szerkesztése az Észak-dunántúli, Nyugat-ma- kiemelendõ, hogy környezetföldtani, agrogeológiai tér- gyarországi és Észak-alföldi régió területén. képváltozatok készültek a Gyõr-Észak jelû lapon a lezárult 2002 során a következõ változatok szerkesztése és di- kisalföldi térképezéshez kapcsolódóan. A hagyományos gitális feldolgozása készült el az országos 1:500 000 alföldi környezetföldtani-agrogeológiai mintaterületi nyomtatási méretarányú földtani térképek közül: kutatások folytatódtak Észak-Magyarország területén. — Magyarország nemzeti parkjai és természetvédelmi Megkezdõdött a Mezõföld fúrásos feltárása. Kidolgozott területei (KTM); középtávú tervnek megfelelõen folyik az ország — Kainozoos képzõdmények alulnézeti földtani környezetföldtani információs rendszerének fejlesztése, a térképe (TANÁCS J. és RÁLISCH L.-NÉ szerk.); megyei környezetföldtani térképsorozatok készítése — Magyarország szerkezetföldtani térképe (DANK V. Észak-Magyarország és Észak-Dunántúl területén. és FÜLÖP J. szerk.); Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 11

3. ábra. A középtávú régiókutatás (2002–2006) keretében készülõ adatbázisok

— Magyarország borvidékei és azok kõzettípusai 1: alap. Az Európai Unióhoz való csatlakozás elõkészítését 500 000-es térkép (RADÓCZ GY. szerk.). jelentik azok az erõfeszítéseink is, melyek a Balaton Régió Elkészült a Kisalföld 1:100 000-es földtani térképei területén létrehozandó és mûködtetendõ „régió geológusi” közül a 701-es lap (Nagykanizsa–Zákány–Rédics) szer- szolgáltatás megvalósítását szolgálják. kesztése és digitális feldolgozása. Magyarország vízkészlet-változásainak dinamikus Településgeológiai kutatások nyomon követése (Országos Vízmegfigyelõ Hálózat) A Budapesti Agglomeráció 1:50 000-es méretarányú Az ország területét behálózó vízföldtani megfigyelõ- sorozatában elkészült a földtani, vízföldtani, területhasz- hálózat mûködtetése magában foglalja az észlelést, a kutak nosítási és szennyezõdésérzékenységi térkép digitalizá- karbantartását, az adatfeldolgozást valamint az adatszol- lása, valamint a sorozat jelkulcsának összeállítása. gáltatást. Budapest egyes kerületeinek Önkormányzatával is A MÁFI országos vízföldtani megfigyelõ hálózata egyeztetett módszertani alapkoncepció alapján tovább keretén belül a 2002. évben összesen mintegy 200 db folytatódik a részletes környezetföldtani–településgeoló- észlelõkút rendszeres mérésére került sor az ország külön- giai térképek szerkesztése. 2002 során elkészültek a város bözõ pontjain. A számítógépes adatbázisba rendezett ada- DK-i részét ábrázoló térképek (XVIII. kerület), míg a VII. tok szolgáltatása folyamatos mind a MÁFI kutató kerületi mintaterületeken megkezdõdött a talajvízmérési egységei, mind a fõhatóságok felé. Tovább bõvült az adatok, a talajvízvizsgálati anyagok begyûjtése és feldol- észlelõhálózati kutakra és azok közvetlen környékére gozása. vonatkozó földtani, hidrogeokémiai és vízrajzi adatok Tovább folytatódott a debreceni mintaterület kör- egységes adatbázisa. nyezetföldtani–településgeológiai térképezése a fúráspont Az értékelõ feladatok végrehajtása az észlelõhálózat térképek begyûjtésével, az adatbázis építésével és a megku- mérései alapján történtek az Alföld több területének össze- tatottsági térkép szerkesztésével. hasonlító elemzése, valamint a 2002. évi dunai árvíz sziget- közi hatásának vizsgálata során. A Duna–Tisza köze Vízföldtan térségében kijelölt mintaterületen tovább folytatódott a fel- színalatti vizek potenciálszintjében bekövetkezett változá- Az ország felszín alatti vízkészleteinek számbavételét sok követése. Az Alföld középsõ részén a hosszú távú és a változások nyomon követését célozzák vízföldtani vízszintváltozások, illetve azok térbeli és idõbeli alakulásá- kutatásaink. A módszerek között egyre nagyobb szerepet nak értékelése a Vízügyi Igazgatóság által mûködtetett kap a földtani–geofizikai–hidrológiai–hidrogeológiai ada- észlelõ kutak adatainak figyelembe vételével történt. tok integrált értékelése, értelmezése. Ez alapvetõ köve- A Geresdi-dombságon, Üveghuta térségében kialakí- telménye az Európai Unió új szemléletû vízgazdálkodási tott észlelõrendszer 1998–2002. évi mérési adatainak új politikájának, a keretirányelvnek, melynek megvalósításá- módszerekkel történõ értékelésével lehetõség nyílott újabb ba koordinációs és szakértõi bizottsági tagként bekap- ismeretek szerzésére a gránit vízföldtani tulajdonságairól a csolódtunk. A tényleges munkák végzéséhez ebben az felszín alatti vizek vízszint- és a felszíni vízfolyások vízál- évben még nem állt rendelkezésre a megfelelõ pénzügyi lás változásai alapján. 12 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Integrált hidrogeológiai és hidrogeokémiai értékelések érdekében (az MGSZ illetékes Területi Földtani Hivatalainak bevonásával) szakvélemények készültek A Délkelet-alföldi régió arzénes vizeinek genetikai több balatonkörnyéki önkormányzat felkérésre. értékelésének jelentõségét az ivóvizekre vonatkozó euró- pai arzénes határérték várható bevezetése indokolja, amely a jelenlegi hazainál jóval szigorúbb elõírást jelent. A Közszolgálati feladatok Délkelet-alföldi régióban integrált értelmezéssel, áttekintõ Közszolgálati tevékenységünk keretében laboratóriu- áramlási- és transzportmodellezéssel, valamint víz-kõzet munk — az állandósult létszámhiány ellenére — ellátta kölcsönhatás értékeléssel határozható meg az arzénes feladatait. Újra megtörtént a Nemzeti Akkreditáló vizek lehetséges földtani eredete. 2002-ben a Délkelet- Testület által a laboratórium egyes egységeinek, illetve alföldi régió arzénes vizeinek genetikai értékelése témában alkalmazott analitikai eljárásainak akkreditálása. befejezõdött a vízminõségi adatbázis építése. Elkészült az Jelentõs mûszerfejlesztést hajtottunk végre részben áttekintõ földtani térmodell és két méretarányban a kon- pályázati, részben központi céltámogatás felhasználásá- cepcionális vízföldtani modell, valamint egy áramlási és val. A Múzeum látogatottsága hasonló volt a korábbi transzportmodell a Dél-Alföld K–Ny-i regionális évekhez, gyûjteménye több ezer új darabbal gyarapo- mélyszelvényében. dott. Továbbra is nehézséget jelent a rendkívül csekély Az Alföld középsõ részének integrált hidrogeológiai szolgáltatási igény ellenére a mélyfúrási magmintarak- értékelése témában befejezõdött a vízminõségi adatbázis tárak fenntartása, üzemeltetése. Könyvtárunk látoga- építése, valamint elkészült az áttekintõ földtani térmodell tottsága nõtt, szolgáltatásai bõvültek. A Balatont ábrá- és az elõzetes vízföldtani modell is. zoló régi térképeinkbõl rendezett vándorkiállítás nagy Budapest hévizeinek vízgeokémiai értékelése kereté- közönségsikert aratott. ben 2002 során befejezõdött a vízminõségi adatbázis A kutatási tevékenységet támogatja, a végtermék elõál- építése, elkészült az áttekintõ földtani térmodell elsõ vál- lítását biztosítja az információk térinformatikai feldolgo- tozata, és az északi területrészre az elõzetes vízföldtani zása és a kartografált térképi anyag elkészítése. Utóbbiak modell is. közül a 100 000-es földtani térképsorozat elõállításában Nagy folyóink allúviumainak hidrogeológiai értékelése tapasztalt haladás emelendõ ki. Szerkesztõi-kiadói témában elkészült Buda elsõ vízmûvének, a budaújlaki tevékenységünk színvonalas új kiadványok megjelenését vízmûnek elõzetes vízföldtani modellje a sérülékeny biztosítja, melyek közül legfontosabbnak a Geologica vízbázisok diagnosztikai vizsgálatának megfelelõ for- Hungarica két kötetének kiadását tartjuk. mában. Laboratóriumi szolgáltatás A Dunántúli-középhegységi zóna hidrogeológiai információs rendszere Az Intézet laboratóriumi tevékenységének döntõ hányada a kutatási projektek anyagvizsgálati igényeinek A Dunántúli-középhegységi zóna DNy-i mélybe- kielégítése, valamint alapkutatás jellegû feladatok zökkent, zalai részén végleges formában készült el a ellátására irányul. Emellett az Intézet külsõ szerzõdé- vízföldtaniadatokat tartalmazó mélyfúrások adatbázisa és seinek teljesítése, OTKA és egyéb pályázatok sikeres a prealbai felszín kifejlõdését bemutató térkép 1:100 000- végrehajtása, valamint külsõ megrendelõk vizsgálati es méretarányban. Megkezdõdött a karsztvíztároló felsõ- igényeinek kielégítése céljából végez különbözõ anyag- kréta összlet térbeli helyzetét és vastagságát bemutató vizsgálatokat. térképek, valamint a térség 3D modelljének szerkesztése. Az anyagvizsgálatokon túl a laboratórium alapkutatás A zóna ÉK-i kiemelt részén, a Vértesben és a Gerecsé- jellegû tevékenységet is végez. Ebbe a témakörbe tartozik ben folytatódtak a szokásos terepi mérések (vízhozam, víz- többek között az agyagásványok finomszerkezeti tulajdon- hõmérséklet, vezetõképesség, pH), a források mintázása ságait jelzõ ásványtani paraméterek és a hazai kõszenek és makro- és mikroelem, valamint stabil izotóp vizsgálatra. más szervesanyag-tartalmú üledékes kõzetek szerves- Tovább folytatódott az adatbázisok építése, valamint a kõzettani és izotópgeokémiai vizsgálata; a dunántúli triász bauxitbányászattól átvett vízszint megfigyelõ kutak mérése képzõdmények szervesgeokémiai kutatása; a természetes és értékelése. Megkezdõdött a 3D módszer kidolgozásának lebomlás tanulmányozása és összehasonlító vizsgálata mintaterületéül kiválasztott Héreg-tarjáni medence térin- szénhidrogénnel szennyezett különbözõ kõzettani fel- formatikai rendszerének építése a GeoMedia programmal. építésû talajokon; a fõelemek, arany és platinafémek és Limnogeológiai kutatások keretében folytatódott a egyéb nyomelemek meghatározására a recski porfiros „Balatoni földtani és hidrogeológiai irodalomjegyzék” rézércben stb. nyomdai kiadásra történõ elõkészítése. Tovább folytató- dott a Balatoni Földtani Adatbázis építése, gépre kerültek az 1:10 000-es építésföldtani térképezés során mélyült kézi Országos Földtani Múzeum fúrások rétegsorai, mérnökgeológiai és víz-geokémiai Az Országos Földtani Múzeum teljesítette a jogszabá- adatai. A régió-geológusi tevékenység megalapozása lyokban elõírt kötelezettségeibõl fakadó közszolgálati Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 13 feladatait: a gyûjteményi állomány gyarapítása, biztonsá- A hazai neotektonikai kutatásokhoz kapcsolódva a gos megõrzése, nyilvántartási rendszerének fejlesztése, a DDM-10 digitális feldolgozása történt meg (él-kiemelési közszolgáltatások elvégzése. eljárások, adatintegrálás, 3D megjelenítés). A Múzeum leltározott állománya 2002. december 31- Az ER-Mapper program támogatásával képfeldolgozó én 153 311 tétel, a tárgyévi gyarapodás 4089 tétel. A nyil- módszereket dolgoztunk ki a Landsat TM ûrfelvételek vántartási rendszer fejlesztése érdekében elkészült a régi földtani információtartalmának megnövelése céljából „Ariadne” rendszer konvertálására alkalmas program (képek mozaikolása, csatorna kombinációik elõállítása, valamint az új, központi számítógépes gyorskeresõ rend- automatikus és betanított osztályozási módszerek), csat- szer. Megtörtént a szilur, devon és a karbon gyûjtemények lakozva a líbiai földtani térképezési munkákhoz. számítógépes nyilvántartásba vétele. Befejezõdött a Az Intézet informatikai stratégiai tervében meghatáro- szarmata és az Echinodermata gyûjtemény, valamint — zottak szerint történt meg az utolsó negyedévben végrehaj- 2001-rõl áthúzódó feladatként — az eocén és az oligocén tott informatikai fejlesztés koordinálása. gyûjtemény tételes revíziója. A mélyfúrási magminta-raktárakban 11 802 fúrás anya- gát tároljuk. A raktárak szolgáltatásai keretében, az igények- Intézményfenntartás nek megfelelõen, hét kérelemre 22 fúrásból, 1210 m mag- mintát, 300 magládás és 20 db dokumentációs fúrásanyagot Az Intézet irányítása, szerteágazó szakmai és gazdasá- (zsák, kockaláda) szolgáltattunk. 2002-ben a szolnoki raktár- gi tevékenységének koordinálása, eredményességének biz- ba került 2 db telkibányai fúrás 140 magládányi fúrómagja. tosítása, kapcsolatrendszerének fenntartása tartozik a Az Intézet épületét és kiállításait 2002-ben 2974 látogató tevékenység keretébe. Ezen belül felöleli az igazgatási, kereste fel, ebbõl 705 tanuló, 69 „Budapest kártyás” elõfize- titkársági, intézeti adminisztrációs feladatok ellátását, a tõ, valamint a két központi ingyenes rendezvényen 1220 fõ. szakmai és gazdasági tervezést, a humánpolitikát és munkaügyet, a hazai és nemzetközi kapcsolatok, a marke- Országos Földtani Szakkönyvtár ting és public relations feladatait. A gazdasági, szakmai irányítást az igazgató és helyet- A Könyvtár alapvetõ feladata a tudományos kutatás tese végzi. Eredményes végrehajtását a Koordinációs elõsegítése a földtani szakirodalmi és információs szolgál- Iroda, a humánpolitikus, a jogi képviselõ, a PR és a kül- tatások végzésével, ennek megfelelõen részben szak- kapcsolati munkatárs közvetlenül segíti. Az év folyamán könyvtári, részben közszolgálati feladatokat lát el. Hatvani Istvánné az MGSZ Gazdasági Hivatalának megbí- A Könyvtár állománya 2002-ben 6.264 leltári egységgel zott vezetõje lett, és távozott Intézetünkbõl. 2002-ben kor- gyarapodott, melybõl közel 5000 az idõszaki kiadvány, és mányzati intézkedések következtében jelentõs bérfej- mintegy 400 a könyvek száma. A földtani térképek és ma- lesztést hajtottunk végre. gyarázók száma 169 leltári egységgel gyarapodott. A hagyományos manuális katalógus mellett tovább épült a TINLIB számítógépes adatbázisa. Internetre Irányítás, oktatás, külkapcsolatok került a TINWEB, így lehetõvé vált az eddigi feldolgozott könyvállomány hálózat segítségével történõ bön- Az Intézet gazdasági, szakmai irányításának leg- gészése. fontosabb feladatai a következõk voltak: a 2001. évi költ- A Balatont ábrázoló régi térképeinkbõl a Nõk a ségvetési beszámolók elkészítése (Gazdasági Hivatallal Balatonért Egyesület közremûködésével rendeztünk ván- közösen), a 2001. évrõl szóló beszámolók megtartása és dorkiállítást a Balaton hat különbözõ településén. A kiál- értékelése, a 2002. évi gazdasági feladatok ellátása, a lításhoz nyomtatott ismertetõ is készült. 2002. évi kutatási feladatok végrehajtásának segítése, a 2003. évi kutatási terv összeállítása, a 2003. évi költ- ségvetés tervezése (Gazdasági Hivatallal közösen). Informatika Az Intézet számtalan résztevékenységbõl összeálló mûködése folyamatos és mind szakmai, mind gazdasági Az informatikai szolgáltatást folyamatosan biztosítot- téren eredményes volt. A mûködéssel kapcsolatban tuk a MÁFI egységei részére a következõ témákban: kiemelkedik több alapdokumentum megalkotása térképek digitalizálása, térinformatikai adatbázisok épí- (Minõségügyi Kézikönyv), az ISO 9001:1994 nemzetközi tése, raszteres technikák alkalmazása, koordináta szabvány szerinti minõsítés sikeres felülvizsgálata és több, átszámítások, alfanumerikus adatbázisok építése, infor- a napi mûködést szabályozó Igazgatói Utasítás kiadása. matikai tanácsadás, nyomtatás, adatbázisok üzemeltetése Kétheti rendszerességgel ült össze az igazgató leg- és karbantartása, az 1:250 000-es topográfiai alap kidol- fontosabb tanácsadó testülete, az Igazgatói Tanács. gozása. Folyamatos volt az egyeztetés az érdekképviseleti Folyamatosan dolgoztunk az 1:100 000 méretarányú szervezetekkel. földtani térképsorozat kartografálásán és a kiadásra történõ Az Intézet operatív irányításának feladatait a elõkészítésén. Koordinációs Iroda és a Titkárság segítségével látja el a 14 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY vezetés. A Titkárság gondoskodik az utasítások, körlevelek, dr. Liffa Aurél (1872–1956) geológus, a Földtani Intézet tájékoztatók kiadásáról, a kézbesítésrõl, postai szolgáltatá- címzetes igazgatója, mûegyetemi tanár lakóházának falán sokról és az irattározásról. A nyújtott központi szolgáltatá- (Budapest VII. Damjanich u. 42.). sok közül kiemelendõ az egészségügyi ellátás biztosítása, és A Magyar Természettudományi Múzeumban rendezett a központi gyorsmásoló. Tanácsadó segítségével a emlékülésen 2002. szeptember 24-én megemlékeztünk Koordinációs Iroda biztosítja az Intézet jogi képviseletét. Az Tasnádi Kubacska András, Intézetünk Múzeumának volt Iroda lebonyolítja a Gazdasági Hivatallal közösen az Intézet vezetõje születésének 100. évfordulójáról. kezelésében lévõ ingatlanokkal kapcsolatos valamennyi Oktatási tevékenységünk keretében az Intézet 2002- ügyet, irányítja a biztonságtechnikai feladatok ellátását. A ben is biztosította az ELTE Regionális Földtani Tanszék 2002. év egyik legjelentõsebb feladata a Gazdasági és mûködésének feltételeit. Az Intézet kutatói 2002-ben is Közlekedési Minisztérium 80 MFt céltámogatásával meg- folytatták aktív oktatói tevékenységüket az alábbi oktatási valósult K+F fejlesztés lebonyolítása volt. intézményekben: ELTE, Miskolci Egyetem, Nyugat- Folyamatosan karbantartottuk az Intézet közalkalma- Magyarországi Egyetem, Debreceni Egyetem, Szegedi zottainak személyi adatait tartalmazó adatbázisait, szemé- Egyetem, Szent István Egyetem, Veszprémi Egyetem. lyi anyagokat. Végrehajtottuk a költségvetési törvény sze- Számos esetben került sor iskolai csoportoknak tartott rinti elõírt béremelést 2002. szeptember 1-jétõl. Ezzel egy intézeti bemutatóra, és ismét fogadtunk külföldi diákokat idõben a közalkalmazottak besorolásának ellenõrzése is nyári gyakorlaton. megtörtént. Hazai kapcsolataink közül kiemelendõ, hogy meghí- Továbbra is fontos feladatnak tartjuk a minõsített ku- vásunkra a Magyar Tudományos Akadémia Földtudo- tatók számának emelését. Az Intézet tudományos munka- mányok Osztálya 2002. március 26-án kihelyezett osztály- társai közül 3fõ akadémiai doktori, 3 fõ kandidátusi PhD ülést rendezett Intézetünkben, ahol elõadás keretében Dr., 17 fõ PhD Dr. és 14 fõ egyetemi doktori tudományos ismertettük a MÁFI 1996-2001. évi kutatási eredményeit. fokozattal rendelkezik, 3 fõ habilitált egyetemi tanár. Az Intézet a 2002. évben — a korábbi évek gyakor- Felsõfokú iskolai végzettségû (a számok az év során vál- latainak megfelelõen — folytatta nemzetközi tevékeny- toztak) 109 fõ, segéderõk száma 49 fõ. Másoddiplomával ségét. A projektek és kutatók az intézeti pénzügyi 19 fõ, idegennyelv-ismerettel 65 fõ rendelkezik. lehetõségek korlátozott volta miatt továbbra is éltek több 2002. évben 1 fõ kapott igazgatói dícséretet, 3 fõ igaz- külsõ finanszírozási forrás bevonásának a lehetõségével gatói jutalmat. „Földtani Intézetért Emlékérem” adomá- (OTKA, Bandat Horst Alapítvány, OM Mecenatúra nyozásában részesült Halmai János igazgatóhelyettes és pályázat, OM TéT pályázat stb.). Piros Olga a Szerkesztõségi Osztály vezetõje. A 2002. évi összesített adatok szerint 27 országban 142 Az adományozás indoklása a következõ: kutatónk 861 napot töltött. A külföldi utak során 54 „Dr. Halmai János igazgatóhelyettesként, az Intézet nemzetközi rendezvényen vettek részt, többen több hóna- gazdasági tevékenységének irányítójaként, ezekben az pos ösztöndíjas tanulmányokat folytattak. erõforráshiánytól nehéz években megfeszített erõvel küzd Az év során együttmûködési egyezményt írtunk alá az eredményes munka biztosításáért, a pénzügyi egyensúly Ausztriával, Szlovákiával és Ukrajnával. Az Intézetet megõrzéséért. Kiemelkedõ munkát végez az intézeti ingat- 2002. január 1-jei hatállyal felvették az EuroGeoSurveys lanok fenntartása, ésszerû hasznosítása, kezelése terén. (az Európai Közösség földtani szervezeteinek szövet- Nyugodt, körültekintõ, az intézeti érdekeket mindenkor sége) társult tagjai sorába, szeptembertõl pedig teljes szem elõtt tartó munkája nagyban hozzájárult hazai és jogú a tagsági viszonyunk. Folytattuk munkánkat nemzetközi sikereink eléréséhez.” a FOREGS, a CEI, az ESF, az IGCP, az IUGS „Dr. Piros Olga a Szerkesztõségi Osztály vezetõje, az szervezeteiben. Intézet szöveges kiadványainak szerkesztõje, a Földtani Közlöny mûszaki szerkesztõje. Munkájával biztosítja kiadványaink szakmai színvonalának megõrzését, szak- Alaptevékenység keretében végzett szerû megjelentetését. Jelentõs érdemei vannak az Évi szolgáltatások Jelentés tetemes elmaradásának felszámolásában. Ki- magasló, nemzetközileg is jelentõs tudományos tevékeny- Az Intézet feladata, hogy e szolgáltatási körben olyan séget végez a mezozoos algák kutatása terén. Figyelmes, összegû bevételt érjen el, amely fedezetet biztosít a segítõkész kolléga, szakmai munkáját a gondosság, preci- közvetlen költségvetési támogatásból nem finan- zitás, vezetõi tevékenységét a következetesség és empátia szírozható mûködési költségekre (illetmények, járulékok, jellemzi.” üzemeltetés, beruházás). Ezt a feladatát az Intézet — Az év folyamán több megemlékezést is tartottunk. elsõsorban a gazdálkodási fegyelem szigorításával — Részt vettünk Kalocsán 2002. április 5-én Szabó József „a 2002-ben is teljesíteni tudta. Az Intézet költségvetés által legnagyobb magyar geológus” születésének 180. évfor- biztosított támogatásán kívül a kormányzat 739 M Ft dulóján rendezett emlékülésen. saját bevételt irányzott elõ a 2002. évre, amelybõl A családtagok kezdeményezésére és támogató 562 257 M Ft bevételt sikerült teljesíteni, annak ellenére, részvételével 2002. június 14-én emléktáblát állítottunk fel hogy az üveghutai kutatások 2001. év végén újra indul- Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 15 tak. 2002-ben nem csak a bevételi elõirányzat teljesítése — a „földtani közeg” és a felszín alatti vizek okozott problémát, hanem a kiadási oldalhoz szükséges védelmének szakterületi koncepciója (Környezetvédelmi- elõirányzatok (elsõsorban a személyi és felhalmozási) és Vízügyi Minisztérium); rendkívül korlátozott volta. Ezek a korlátok már alap- — Magyarország környezetvédelmi adatbázisainak jaiban veszélyeztették az Intézet mûködését. felállítása, valamint ehhez kapcsolódóan 1:25 000-es Az alaptevékenység keretében 2002-ben végzett méretarányú környezetföldtani térképsorozat elkészítése szolgáltatások közül az alábbi szerzõdéses munkákat (KAC Környezetvédelmi Alap Célelõirányzat); emeljük ki: — a környezeti konfliktusokkal terhelt Duna régió — az atomerõmûvi kis- és közepes aktivitású radioak- környezetföldtani térképi adatbázis WEB-en való tív hulladékok végleges elhelyezésére irányuló program, közzététele (KAC Környezetvédelmi Alap Célelõ- felszíni földtani kutatás (BÁTATOM Kft.); irányzat); — Üveghuta tágabb térségében kialakított környezeti — a természeti értéket képviselõ földtani alapszelvény monitoring rendszer mûködtetése (Radioaktív Hulladé- fogalmának felülvizsgálata (Környezetvédelmi Alap kokat Kezelõ Kht), Célelõirányzat). — a szénhidrogén-kutatás térinformatikai alapú földtu- dományi adatbázisrendszerének építése (MOL Magyar Olaj- és Gázipari Rt.); A MÁFI kiadói tevékenysége — a püspökszilágyi Radioaktív Hulladékokat Feldol- gozó és Tároló (RHFT) kiegészítõ vizsgálatához kapcsolódó A MÁFI saját kiadású kiadványai földtani kutatási terv készítése, valamint a magminta anyag megõrzését célzó munkálatok elvégzése (MECSEKÉRC Rt.); A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1997–1998/I–II., Budapest., 2002., 241 p. — Magyarország sík- és dombvidéki területei talaj- KORETSKY, I. A. 2001: Morphology and Systematics of Miocene víztérképei (MTA); Phocinae (Mammalia: Carnivora) from Paratethys and the — Budapest XVIII. kerület környezetföldtani térkép- North Atlantic Region. — Geologica Hungarica, Series sorozata és a talajvíz állapotfelvétele (XVIII. ker. Önkor- Palaentologica; Fasc. 54., Budapest, 109 p. mányzat). CSÁSZÁR G. 2002: Urgon formations in Hungary with special reference to the Eastern Alps, the Western Carpathians and the Apuseni Mountains. — Geologica Hungarica, Series Tudományos pályázatok Geologica, Tomus 25., Budapest, 209 p. LESS GY., GULÁCSI Z., KOVÁCS S., PELIKÁN P., REZESSY A., SÁSDI A 2002. évi költségvetési és szakmai terv tel- L. 2002: A Bükk-hegység földtani térképe, 1:50 000. — jesítésében a korábbi éveknek megfelelõen jelentõs MÁFI, Budapest. szerep jutott a hazai és külföldi pályázatoknak. E pályázatok nem csak a kutatók szakmai felkészült- A MÁFI közremûködésével ségének, hanem az Intézet tudományos munkájának, megjelent kiadványok nemzetközi elismerésének fontos mérõi is. Kiemelkedõ volt a Széchenyi Terv NKFP projektjeiben történõ ered- BARÁZ CS. (szerk.) 2002.: A Bükki Nemzeti Park. Hegyek, ményes részvétel (folyamatos munka). Ezeken egy erdõk, emberek. — Bükki Nemzeti Park Igazgatóság, Eger, témában konzorciumvezetõ, kettõben pedig konzorciumi 621 p. partner az Intézet. BUDAI T., CSILLAG G., KOLOSZÁR L., MÜLLER P., NÉMETH K. 2002: Jelentõs eredménynek tartjuk a különbözõ mûszerpá- A Balaton-felvidék. — Geológiai kirándulások I., 101 p. 27 lyázatokon elért eredményeket. kép, Balaton-felvidéki Nemzeti Park Igazgatósága, Veszprém. Fontosnak tartjuk, hogy a Környezetvédelmi- és PELIKÁN P. (szerk.) 2002: A Bükk hegység földtani térképe Vízügyi Minisztérium Környezetvédelmi Alap Célelõ- 1:100 000. — Bükki Nemzeti Park Igazgatóság, Eger. CSÁSZÁR G. (szerk.) 2002: Az Eperjes-hegy élettelen és élõvilá- irányzata és az Oktatási Minisztérium Kutatás-fejlesztési ga. — Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest 62. p. Helyettesi Államtitkárság különbözõ pályázatain 2002- EGERSZEGI Z., TARJÁN L.-NÉ (összeállítók) 2002.: A Balaton biblio- ben is eredményesen szerepeltünk, ezek közül az alábbi- gráfiája 2002. — Balaton Fejlesztési Tanács, Siófok 293. p. akat emeljük ki: MONSPART É. (szerk.) 2002: A Balaton könyve. — Nõk a — földtani monitoring hálózat mûködtetése és az ada- Balatonért Egyesület, Veszprém, 231. p. tok értékelése a Szigetközben (Környezetvédelmi- és CSONGRÁDI J.-NÉ (szerk.) 2002: Balatoni térképek. — Nõk a Vízügyi Minisztérium); Balatonért Egyesület Kiskönyvtára 4., Budapest, 32. p. 16 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

A Magyar Állami Földtani Intézet munkatársai 2002-ben

Az intézet vezetõ beosztású munkatársai

Brezsnyánszky Károly dr. igazgató Kordos László dr. fõosztályvezetõ Halmai János dr. igazgatóhelyettes Kuti László dr. fõosztályvezetõ Nádor Annamária dr. fõosztályvezetõ Tóth György fõosztályvezetõ Budai Tamás dr. fõosztályvezetõ Turczi Gábor dr. fõosztályvezetõ Bartha András dr. fõosztályvezetõ

Az intézet munkatársai

Alács Valéria tudományos segédmunkatárs Hatvani Istvánné ügyviteli szakértõ Albert Gáspár tudományos segédmunkatárs Havas Gergely tudományos segédmunkatárs Angyal Jolán tudományos munkatárs Hegyiné Rusznyák Éva intézeti ügyintézõ Árvay Gábor intézeti ügyintézõ Hermann Viktor ügyviteli alkalmazott Balázs Regina ügyviteli alkalmazott Horváth István tudományos fõmunkatárs Balla Zoltán dr. tudományos tanácsadó Horváth Róbert tudományos fõmunkatárs Ballók Istvánné tudományos munkatárs Horváth Zsolt intézeti ügyintézõ Balóné Lehmayer Judit intézeti technikus Hózer Ferencné intézeti technikus Baráth Istvánné dr. intézeti technikus Illés Dezsõ intézeti technikus Barczikainé Szeiler Rita tudományos munkatárs Jakus Péter tudományos fõmunkatárs Bátori Miklósné intézeti laboráns Jerabek Csaba intézeti technikus Bedõ Gabriella dr. tudományos munkatárs Jocha Károlyné tudományos fõmunkatárs Beke Zsuzsanna intézeti laboráns Jordán Gyõzõ tudományos munkatárs Benkõ Levente intézeti technikus Jordánné Szûcs Andrea tudományos munkatárs Bertalan Éva dr. tudományos fõmunkatárs Juhász Györgyi dr. tudományos fõmunkatárs Bilszky Lászlóné kutatási ügyintézõ Jusztin Sándor segédmunkás Bodnár Erika tudományos munkatárs Kákay Szabó Orsolya dr. tudományos munkatárs Branner Lászlóné ügyviteli alkalmazott Kardeván Péter dr. tudományos fõmunkatárs Brukner Sándorné dr. tudományos fõmunkatárs Katona Gabriella tudományos fõmunkatárs Budinszkyné Kazár Emese tudományos munkatárs Szentpétery Ildikó dr. tudományos fõmunkatárs Kercsmár Zsolt tudományos segédmunkatárs Burjánné Majgut Vera tudományos segédmunkatárs Király Edit tudományos munkatárs Chikán Géza dr. tudományos fõmunkatárs Kiss Judit ügyviteli alkalmazott Császár Géza dr. tudományos tanácsadó Kiss Károlyné ügyviteli alkalmazott Csereklei Erika intézeti technikus Kókai András tudományos fõmunkatárs Cserny Tibor dr. tudományos fõmunkatárs Kollányi Katalin dr. tudományos fõmunkatárs Csillag Gábor dr. tudományos fõmunkatárs Koloszár László dr. tudományos fõmunkatárs Csirik György tudományos munkatárs Koroknai Balázs tudományos munkatárs Csongrádi Jenõné dr. tudományos fõmunkatárs Korpás László dr. tudományos fõmunkatárs Demény Krisztina ügyviteli alkalmazott Kovács Pálffy Péter dr. tudományos fõmunkatárs Detre Csaba dr. tudományos fõmunkatárs Kuchen Zoltán intézeti technikus Don György tudományos munkatárs Kutasi Géza szakmunkás Dudás A. Imre tudományos munkatárs Laczkóné Õri Gabriella ügyviteli alkalmazott Farkas Jusztina intézeti laboráns Lajtos Sándor intézeti technikus Farkasné Bulla Judit tudományos munkatárs Lelkes György dr. tudományos fõmunkatárs Fodor László dr. tudományos fõmunkatárs Less György dr. tudományos fõmunkatárs Földvári Mária dr. tudományos fõmunkatárs Madarász Istvánné ügyviteli alkalmazott Fügedi Péter Ubul tudományos munkatárs Magyari Árpád dr. tudományos munkatárs Gál Nóra Edit dr. tudományos munkatárs Maros Gyula tudományos munkatárs Galambos Csilla tudományos segédmunkatárs Marsi István dr. tudományos fõmunkatárs Gellér Péterné intézeti technikus Marsó Károly polgári szolgálatos Golyháné Gáspár Anita intézeti technikus Matyikó Mónika intézeti technikus Gulácsi Zoltán tudományos munkatárs Muráti Judit tudományos segédmunkatárs Gyalog László tudományos fõmunkatárs Müller Tamás tudományos munkatárs Gyuricza György dr. tudományos munkatárs Nagy László ügyvivõ-szakértõ Hajdú Gusztávné intézeti ügyintézõ Nagy Péter tudományos munkatárs Hála József dr. tudományos fõmunkatárs Nagy Tiborné tudományos munkatárs Hála Józsefné dr. ügyviteli alkalmazott Németh András intézeti technikus Hámorné Vidó Mária dr. tudományos fõmunkatárs Németh Károly tudományos munkatárs Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 17

Ollrám Attila intézeti technikus Szalka Edit intézeti technikus Pálfi Éva intézeti technikus Szegõ Éva tudományos munkatárs Palotás Klára tudományos munkatárs Szilágyi Ferenc intézeti technikus Papp Péter tudományos munkatárs Szlepák Timea intézeti ügyintézõ Partényi Zoltánné tudományos munkatárs Szõcs Teodóra tudományos munkatárs Paulheim Gáspár intézeti ügyintézõ Szurkos Gábor tudományos munkatárs Pelikán Pál tudományos fõmunkatárs Tamás Gábor intézeti technikus Pentelényi Antal tudományos munkatárs Thamóné Bozsó Edit dr. tudományos munkatárs Pentelényi László tudományos fõmunkatárs Tiefenbacher Ildikó intézeti ügyintézõ Peregi Zsolt tudományos fõmunkatárs Tihanyiné Szép Eszter intézeti technikus Piros Olga dr. tudományos fõmunkatárs Tisza András tudományos fõmunkatárs Raincsák György tudományos fõmunkatárs Tóth Zsuzsanna intézeti ügyintézõ Raincsák Györgyné tudományos fõmunkatárs Tóthné Makk Ágnes tudományos munkatárs Rálisch Lászlóné dr. tudományos munkatárs Tullner Tibor tudományos fõmunkatárs Rezessy Attila tudományos segédmunkatárs Újháziné Kerék Barbara tudományos segédmunkatárs Rotárné Szalkai Ágnes tudományos munkatárs Unger Zoltán tudományos munkatárs Róth László tudományos munkatárs Váczi Blanka adatrögzítõ Sásdi László intézeti technikus Vad Altanceceg intézeti technikus Scharek Péter dr. tudományos fõmunkatárs Vargáné Barna Zsuzsanna tudományos munkatárs Selmeczi Ildikó dr. tudományos munkatárs Vassné Hartyáni Zita intézeti ügyintézõ Siegl Károlyné dr. tudományos munkatárs Vatai József tudományos munkatárs Síkhegyi Ferenc tudományos fõmunkatárs Végh Hajnalka intézeti technikus Simonyi Dezsõ intézeti ügyintézõ Viczián István dr. tudományos tanácsadó Solt Péter intézeti technikus Vikor Zsuzsanna intézeti technikus Sonfalviné Szeibert Ildikó dr. intézeti technikus Vukánné Tolnai Judit ügyvivõ szakértõ Szabadosné Sallay Enikõ ügyintézõ Wolfram Richard intézeti alkalmazott Szabó Árpádné intézeti laboráns Zsámbok István tudományos fõmunkatárs Szabó Lászlóné intézeti ügyintézõ 18 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

A Magyar Állami Földtani Intézet munkatársainak 2002-ben megjelent publikációi

Könyv, könyvrészlet, önálló mû S., VIGA GY. (szerk.): Magyar múzeumi arcképcsarnok, Pulszky Társaság — Tarsoly Kiadó, Budapest. BREZSNYÁNSZKY K. (et al.) 2002: Geológiai erõ–és veszélyforrá- KORPÁS L. 2002: A Visegrádi-hegység. — In: KARÁTSON D. sok. — In: GLATZ F. (fõszerk.), MÉSZÁROS E., SCHWEITZER F. (szerk.): Magyarország földje. Kitekintéssel a Kárpát- (szerk.): Magyar Tudománytár 1. kötet. Föld, víz, levegõ, medence egészére. Magyar Könyvklub, Budapest, Kossuth Kiadó, MTA Társadalomkutató Központ Budapest, pp. 355–357. pp. 279–360. KOVÁCS B., BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Elõszó. — In: BUDAI T. [et BUDAI T., CSILLAG G., KOLOSZÁR L., MÜLLER P., NÉMETH K. al.]: Geológiai kirándulások I. A Balaton–felvidék. A 2002: Geológiai kirándulások I. A Balaton–felvidék. A Balaton–felvidéki Nemzeti Park Igazgatósága, Veszprém, Balaton-felvidéki Nemzeti Park Igazgatósága, Veszprém, p. 5. 101 p., [16] t. KUTI L. 2002: Környezet és természetvédelmi lexikon, szócikkek CSÁSZÁR G. (et al.) 2002: Geológiai viszonyok, talajok — In: — Akadémiai Kiadó, Budapest. GLATZ F. (fõszerk.), MÉSZÁROS E., SCHWEITZER F. (szerk.): PELIKÁN P. 2002: A Bükk-vidék földrajza. Fejlõdéstörténet I. Magyar Tudománytár 1. kötet. Föld, víz, levegõ, Kossuth Szerkezetalakulás. — In: BARÁZ CS. (szerk.): A Bükki Kiadó, MTA Társadalomkutató Központ, Budapest, Nemzeti Park. BNPI kiadványa, Eger, pp. 51–70. pp. 23–121. PELIKÁN P. 2002: A Bükk-vidék földrajza. Földtani felépítés, CSÁSZÁR G., MIZÁK J., BARCZI A., VONA M., BAUER N., rétegtani áttekintés. — In: BARÁZ CS. (szerk.): A Bükki KENYERES Z., PENKSZA K. 2002: Az Eperjes-hegy élettelen és Nemzeti Park. BNPI kiadványa, Eger, pp. 23–50. élõvilága. — Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest, PENTELÉNYI L. 2002: A Bükk-vidék földrajza. A Bükkalja I. 62 p. Földtani vázlat. — In: BARÁZ CS. (szerk.): A Bükki Nemzeti CSILLAG G. 2002: A Balaton-felvidék földrajzi környezete. — In: Park. BNPI kiadványa, Eger, pp. 205–216. Budai T. [et al.]: Geológiai kirándulások I. A Balaton– SÁSDI L. 2002: A Bükk-hegységben végzett víznyomjelzéses felvidék. A Balaton–felvidéki Nemzeti Park Igazgatósága, vizsgálatok értékelése. — Karsztvízkutatás Magyarországon. Veszprém, pp. 9–11. In: LÉNÁRT L. (szerk.): Karsztvízkutatás Magyarországon. II. FÜGEDI U. 2002: Környezet– és természetvédelmi lexikon, Felszín alatti vizekért Alapítvány kiadványa, Miskolc, szócikkek — In: LÁNG I. (fõszerk.): Környezet– és pp. 32–35. természetvédelmi lexikon, I.–II. Akadémiai Kiadó, SÁSDI L. 2002: A Bükk-vidék földrajza. Vízrajzi, vízföldtani vi- Budapest. szonyok. — In: BARÁZ CS. (szerk.): A Bükki Nemzeti Park. GYURICZA GY. 2002: Környezet és természetvédelmi lexikon, BNP kiadványa, Eger, pp. 155–165. szócikkek — In: LÁNG I. (fõszerk.): Környezet– és ter- SÁSDI L., LESS GY., PELIKÁN P. 2002: A Bükk karsztvíztározó mészetvédelmi lexikon, I.–II. Akadémiai Kiadó, Budapest., összleteinek térbeli lehatárolása. — In: LÉNÁRT L. (szerk.): 664 p., 568 p. Karsztvízkutatás Magyarországon. II. Felszín alatti vizekért HÁLA J. 2002: Bandat Horst, Bartha Ferenc (Korpásné Hódi Alapítvány kiadványa, Miskolc, pp. 7–13. Margittal), Böckh Hugó, Böckh János, Dömök Teréz, Gesell Sándor, Halaváts Gyula, Herbich Ferenc, Herrmann Antal, Szakcikk Hofmann Károly, Horusutzky Henrik, Jablonszky Jenõ, Kalecsinszky Sándor, Koch Antal, Lambrecht Kálmán, Liffa BEDÕ G. 2002: Mi történt az alapszelvényekkel az elmúlt két év Aurél, id. Lóczy Lajos, Matunák Mihály, Méhes Gyula, Papp alatt? — Földtani Kutatás 39 (2), pp. 40–45. Károly, Pálfy Móric, Pávay Vajna Elek, Pongrácz Elemér, BEGUN, D. R., KORDOS, L. 2002: Norma lateralis on a new early Pongrácz Lajos, Posewitz Tivadar, Roth Samu, Szádeczky- great ape species. — American Journal of Physical Kardoss Gyula, Szontágh Tamás, Téglás Gábor, Toborffy Anthropology, Supplement 34, p. 42. Géza, Vigh Gyula, Zalányi Béla. — In: BODÓ S., VIGA GY. BENKÕ K., FODOR L. 2002: Csõvár környékének szerkezetföld- (szerk.): Magyar múzeumi arcképcsarnok. Pulszky Társaság tana. — Földtani Közlöny 132 (2), pp. 223–246. — Tarsoly Kiadó, Budapest. BOHN-HAVAS, M., LANTOS, M., SELMECZI, I. 2002: Dating of the JÁMBOR Á. (et al.) 2002: Geológiai viszonyok, talajok. — In: Tertiary “Pteropoda events” in Hungary by magnetostratigra- GLATZ F. (fõszerk.), MÉSZÁROS E., SCHWEITZER F. (szerk.): phy. — Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian- Magyar Tudománytár 1. kötet. Föld, víz, levegõ, Kossuth Balkan Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Kiadó, MTA Társadalomkutató Központ, Budapest, Geologica Carpathica 53 (spec. issue, CD-ROM). pp. 23–121. BRAUN T., OSAWA E., DETRE CS., TÓTH I. 2002: Néhány analitikai JOCHÁNÉ EDELÉNYI E., TÓTH GY., SÁSDI L., ROTÁRNÉ SZALKAI Á. szempont a perm/triász (P/Tr) határrétegminták meghatáro- 2002: Karsztvízföldtani vizsgálatok a Magyar Állami zásához. — Magyar Kémiai Folyóirat 108 (5). Földtani Intézetben. — In: LIEBE PÁL (szerk.): BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Book review: Geology of Hungary. — Karsztvízkutatás Magyarországon. I. Felszín alatti vizekért Acta Geologica Hungarica, 45 (2), p. 209. Alapítvány kiadványa, Miskolc, pp. 1–17. BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Lóczy Lajos, a Földtani Intézet igaz- KORDOS L. 2002: A Bükk-vidék földrajza. A Bükki barlangok gatója. — In: MAROSI S. (szerk.): Lóczy Lajos emlékkötet, A õsemlõsmaradványai. — In: BARÁZ CS. (szerk.): A Bükki Lóczy Lajos születésének 150. Évfordulójára rendezett Nemzeti Park. BNPI kiadványa, Eger, pp. 195–203. akadémiai emlékülés elõadásai. — MTA FKK Földrajz- KORDOS L. 2002: Bertalan Károly, Kormos Tivadar, Mottl Mária, tudományi Kutatóintézet, MTA Társadalomkutató Központ, Pethõ Gyula, Roska Márton, Szörényi Erzsébet. — In: BODÓ Budapest, pp. 19-28. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 19

BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Egy kiállítás megnyitója elé. — DUDICH E. 2002: Dr. Csíky Gábor 1915–2001. — Földtani Szemesi Miújság, 10 (11), p. 5. Közlöny 132 (2), pp. 157–160. BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Elnöki megnyitó. — Földtani Közlöny FODOR L., JELEN B., MÁRTON E., RIFELJ H., KRALJIC M., KEVRIC 132 (2), pp. 161–162. R., MÁRTON P., KOROKNAI B., BÁLDI-BEKE M.2002: Miocene BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Geology of Hungary (könyvismerte- to Quaternary deformation, stratigraphy and paleogeography tés). — Földtani Közlöny 132 (1), p. 139. in Northeastern Slovenia and Southwestern Hungary. — BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Geologija 45, pp. 103–114. Földtani Intézet 1998. évi tevékenységérõl. — A Magyar FODOR L., MAGYARI Á. 2002: Késõ eocén – miocén szerkezet- Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1997–1998/I–II, alakulás és üledékképzõdés a Sas-hegyen. — Földtani pp. 35–63. Közlöny 132 (2), pp. 247–264. BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Igazgatói bevezetõ, Introduction by FÖLDVÁRI M., BÁRDOSSY GY., FODOR J. 2001: A bizonytalan the Director. — In: Beszámoló – Annual report 2001, Magyar halmazok elméletének alkalmazása kõzetminták termoana- Geológiai Szolgálat, Budapest, pp. 22–25. litikai vizsgálatának értékeléséhez a Bodai Aleurolit BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Mûködési jelentés a Magyar Állami Formáció példáján. (Application of the fuzzy arithmetic to Földtani Intézet 1997. évi tevékenységérõl. — A Magyar the quantitative phase analysis of rock samples by thermo- Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1997–1998/I–II, analytical methods, applied to the Boda Aleurolite pp. 7–34. Formation, Hungary) — Földtani Közlöny 132 (1), BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Plenáris megnyitó elõadás, GEO 2002 pp. 1–15. Magyar Földtudományi Szakemberek VI. Világtalálkozója FÖLDVÁRI M., KOVÁCS–PÁLFFY P. 2002: Mineralogical study of 2002. augusztus 21–25. Sopron — Földtani Közlöny, 132 the Tengelic Formation and the loess complex of Tolna (3–4), pp. 486–487. Hegyhát and Mórágy Hills areas — Acta Geologica BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Szeizmológiai obszervatórium a Hungarica 45 (3), pp. 247–263. Földtani Intézetben. — Földtani Közlöny 132 (3–4), GÓCZÁN F., PATAKI A., RÁKOSI L., TISZAY J. 2002: Albai bauxitos pp. 449–456. üledék a Halimbai-medencében. — Földtani Kutatás 39 (1), BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Térképkiállítás a Balatonról, Elõszó. pp. 53–55. — In: Balatinus, Balaton Lacus, Peiso, Pelso, Balatoni HAAS J., BUDAI T., HIPS K., KONRÁD GY., TÖRÖK Á. 2002: térképek, avagy hogy örökítették meg a Balatont a római Magyarországi triász fáciesterületek szekvencia-rétegtani kortól napjainkig a kartográfusok? — Nõk a Balatonért elemzése. — Földtani Közlöny 132 (1), pp. 17–43. Egyesület Kiskönyvtára; 4. p. 3. HÁLA J. 2002: A király és a Földtani Intézet. — LUPE (vizuális CHIKÁN G., PRÓNAY ZS., ZILAHI-SEBESS L. 2002: Az Üveg- kommunikációs magazin), 5, pp. 10–11. huta–24 (Üh–24) fúrás földtani értékelése. — A Magyar HÁLA J. 2002: A magyar néprajz „vándorapostola” városunkban. Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1997–1998/I–II, Herrmann Antal váci évei és kapcsolatai. — Váci Füzetek, 5, pp. 235–241. p. 208. CSÁSZÁR G. 2002: A Magyar Rétegtani Bizottság által jóvá- HÁLA J. 2002: A pilisvörösvári kõporosok. — Pilis–Dunakanyar hagyott geokronológiai és kronosztratográfiai terminusok. — 2 (9), p. 28. Földtani Közlöny 132 (3–4), pp. 481–483. HÁLA J. 2002: Százhuszonöt éve született báró Nopcsa Ferenc. CSÁSZÁR G. 2002: Közhasznúsági és fõtitkári jelentés a — Honismeret 30 (6), pp. 19–21. Magyarhoni Földtani Társulat 2001. évi tevékenységérõl. — HÁLA J. 2002: Tizenöt éves a Bandat Horst Alapítvány. — Földtani Közlöny 132 (2), pp. 163–179. Földtani Közlöny 132 (1), p.131. CSERNY T. 2002: A balatoni negyedidõszaki üledékek kutatási HÁMORNÉ VIDÓ M.: A hazai szerves kõzettan elsõ száz éve. — eredményei. — Földtani Közlöny 132 (különszám), Földtani Közlöny 132 (2), pp. 265–287. pp. 193–213. HETÉNYI, M., BRUCKNER–WEIN. A., SAJGÓ, CS., HAAS, J., CSERNY T. 2002: Tavi és lápi üledékek komplex földtani vizs- HÁMOR–VIDÓ, M., SZÁNTÓ, ZS., TÓTH, M. 2002: Variations in gálata paleokörnyezeti rekonstrukció céljából. — A Magyar organic geochemistry and lithology of a carbonate sequence Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1997–1998/I–II, deposited in basckplatform basin (Triassic, Hungary). — pp. 135–150. Organic Geochemistry 33, pp. 1571–1591. CSERNY T., NAGYNÉ BODOR E. 2002: Földtani és palinológiai JÁMBOR Á. 2002: A közép-Dunai terület kvarter talajszint térképe vizsgálatok a Nyugat-Magyarországi peremvidék lápjain. — szerkesztésének eredményei. — A Magyar Állami Földtani A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1997– Intézet Évi Jelentése 1997–1998/I–II, pp. 161–174. 1998/I–II, pp. 87–105. JÁMBOR Á. 2002: A magyarországi pleisztocén éleskavics elõfor- DEÁK F., FÖLDVÁRI M., MINDSZENTY A. 2002: A new tool to dulások és földtani jelentõségük. — Földtani Közlöny 132 detect exposure surfaces in shallow water carbonate depo- (különszám), pp. 101–116. sitional enviroments. — Acta Geologica 45 (3), pp. 301–317. KÁKAY SZABÓ O. 2002: Morphogenetic and chemical differences between extraterrestrial and terrestrial natural glasy micro- DETRE, CS., DON, GY., DOSZTÁLY, L., GÁL–SOLYMOS, K., drops. — Bulletin de liaison de la Societé Francaise SIEGL–FARKAS, Á., SOLT, P., VICZIÁN, I. 2002: A hazai szferulakutatások eddig elért eredményei. — A Magyar Minéralogie et de Cristallographie 14(1), p. 15. Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1997–1998/I–II , KALMÁR J. 2002: Üledékföldtani adatok a százhalombattai Sánc- pp. 183–210. hegy területérõl. — Földtani Közlöny 132 (3–4), DUDICH E. 2002: Az Európai Földtani Társulatok Szövetségének pp. 383–399. 25 éve (1975–1999). — Földtani Közlöny 132 (3–4), KALMÁR J., SZURKOS G. 2002: Óholocén erdõtalaj áthalmozás a pp. 471–475. Hernád–folyó üledékeiben a Szikszói–mintaterületen. — A 20 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1997– MARTIN, U., NÉMETH, K. 2002: Peperitic lava lake-fed intravent 1998/I–II , pp. 177–182. sills at Ság-hegy, western Hungary: a complex interaction of KAZÁR E. 2002: Revised phylogeny of the Physeteridae wet tephra ring and lava in a phreatomagmatic volcanic com- (Mammalia. Cetacea) in the light of Placoziphius VAN plex. — In: BREITKREUZ C., MOCK, A., PETFORD, N. (eds): BENEDEN, 1869 and Aulophyseter KELLOG, 1927. — Bulletin First International Workshop: Physical Geology of de l`Institut Royal des Sciences Naturelles de Belgique, sér. Subvolcanic Systems — Laccoliths, Sills, and Dykes Sciences de la Terre 172, pp. 151–170. (LASI),Freiberg, 12–14/10/ 2002. — Wissenschaftliche KERÉK B., KUTI L., VATAI J., 2002: Az Északkelet–Alföld fel- Mitteilungen 20, pp. 33–34. színi–felszínközeli képzõdményeinek és a bennük mozgó MÁRTON, E., FODOR, L., JELEN, B., MÁRTON, P., RIFELJ, H., talajvíznek az agrogeológiai–környezetföldtani jellemzése. KEVRIÆ, R. 2002: Miocene to Quaternary deformation in NE — Acta Geographica ac Geologica et Meteorologica Slovenia: complex paleomagnetic and structural study. — Debrecina 35, pp. 103–116. Journal of Geodynamics 34, pp. 627–651. KÓKAY J. 2002: A sárszentmiklósi riolittufa zárványai különös MIHNEA, I., KALMÁR J. 2002: Körösvarsánd (Vărşand) – Nagypél tekintettel az õsmaradványokra. — Földtani Közlöny 132 (Pilu) Belvízmentesítési Terület hidrológiai sajátosságai. — (3–4), pp. 367–382. Hidrológiai Közlöny 4, pp. 121–128. KOLOSZÁR, L., MARSI, I. 2002: Posztpannon képzõdmények NAGY, ZS. R., CSILLAG, G. 2002: Correlation of Upper Julian to rétegtani korrelációja a Mórágyi-rög térségében. — Földtani Lower Tuvalian (Carnian) depositional cycles from the Közlöny 132 (különszám), 133–149. Balatonhenye – Barnag area, Balaton Highland, Hungary. — KORDOS L. 2002: Eocene sea cows (Sirenia, Mammalia) from Acta Geologica Hungarica 45 (1), pp. 45–62. Hungary. — Fragmenta Palaeontologica Hungarica 20, NAGYNÉ BODOR E., SZUROMINÉ KORECZ A. 2002: A Balaton pp. 43-48. negyedkori üledékeinek sporomorpha és ostracoda ered- KORDOS L., BEGUN, D. R. 2002: A new crania of Dryopithecus ményei. — Földtani Közlöny 132 (különszám), pp. 215–239. from Rudabánya, Hungary. — Journal of Human Evolution PAPP P. 2002: A geológia „Mikó Imréje” (Koch Antal, 1843– 41 (6), pp. 689–700. 1927). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése KORDOS L., BEGUN, D. R.2002: Rudabánya: A Late Miocene 1997–1998/I–II, pp. 69–86. Subtropical Swamp Deposit With Evidence of the Origin of PAPP P. 2002: Kiskalauz a bányatörpék világában avagy húsz the African Apes and Humans. — Evolutionary Anthropology oldal tipológia és hatvan oldal bányászmonda (könyv- 11 (2), pp. 45–57. ismertetés). — Földtani Közlöny 132(1), p. 136. KORPÁS L., FODOR L., MAGYARI Á., DÉNES GY., ORAVECZ J. 2002: PAPP P. 2002: Könyvkülönlegesség Koszovóból – németül, A Gellért-hegy karsztrendszere és szerkezetfejlõdése. — Nopcsáról (könyvismertetés). — Földtani Közlöny 132 (1), Karszt és Barlang (1–2), pp. 57–93. pp. 136–138. KORPÁS L., KOVÁCS J. 2002: Metró, Gellért-hegy, geológia. A PAPP P. 2002: Transylvanian landscapes, Photographs of Dr. Duna alatti nyomvonalterv a földtani adottságok tükrében. — Balogh Ernõ (1882–1969) kolozsvári geológusprofesszor Népszabadság (2002. október 26.), p. 42. üveglemezre készített terepi fényképei. — Leporello, MÁFI KORPÁS, L. 2002: Are the palaeokarst systems marine in origin? Kiadvány. Caymanites in geological past. — Carsologica, Evolution of PAPP P. 2002: Geológiatörténet-jegyzet 1908-ból (Adalékok Karst: from Prekarst to Cessation. Ljubljana-Postojna Koch Antal és Vendl Mária pályaképéhez). — Földtani pp. 415-424. Közlöny 132 (1), pp. 117–124.

KROLOPP E. 2002: Alsó-pleisztocén Mollusca fauna a Görgeteg I. PEARCE J. M., NÁDOR A., TÓTH E. 2002: Living with CO2: fúrásból. — Földtani Közlöny 132 (1), pp. 89–94. Experiences from Hungary. — Greenhouse Issues 58, KUTI L., KERÉK B., MÜLLER T., VATAI J. 2002: Az Alföld agrogeo- pp. 5–7. lógiai–környezetföldtani térképei. — Földtani Közlöny 132 PEREGI ZS., KORPÁS L. 2002: Felsõ-kréta forráskúpok a Vértes (különszám), pp. 299–309. hegységben. — Földtani Közlöny 132 (3–4), pp. 477–480. KUTI L., VATAI J., MÜLLER T., KERÉK B. 2002: A talajvíztükör SÍKHEGYI F. 2002: Active structural evolution of the western and mélységeinek változása a Duna–Tisza közi hátságon. — central parts of the Pannonian basin: a geomorphological Földtani Közlöny 132 (különszám), pp. 317–325. approach. — EGU Stephan Mueller Special Publication 3, KUTI L., ZENTAY T és KERÉK B. 2002: A Bugaci– és Fülöpi pp. 1–14. mintaterületek felszín közeli képzõdményeinek kalciumkar- SOLT P. 2002: In memoriam Olajos Ede (egy mecénás emlékére). bonát tartalma. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése Jelentése 1997–1998/I–II, pp. 107–118. 1997–1998/I–II, pp. 67–68. KUTI, L., TÓTH, T., KERÉK, B., ZÖLD, A., SZENTPÉTERY, I. 2002: SÜMEGI P., KROLOPP E., RUDNER E. 2002: Negyedidõszak végi Fluctuation of the Groundwater Level, and Its õskörnyezeti változások a Kárpát medencében térben és Consequences in the Soil–Parent Rock–Groundwater idõben. — Földtani Közlöny 132 (különszám), pp. 5–22. System of a Sodic Grassland — Agrokémia és Talajtan 51 THAMÓ-BOZSÓ E., KERCSMÁR ZS., NÁDOR A. 2002: Tectonic con- (1–2), pp. 253–262. trol on changes in sediment supply on Quaternary alluvial MAROS GY., PALOTÁS K., KOROKNAI B., SALLAY E. 2002: systems, Körös sub-basin, SE Hungary. — In: JONES, S. J., Tectonic evaluation of borehole PTP-3 in the Krusné hory FROSTICK, L. E. (eds): Sediment Flux to Basins: Causes, Mts. with ImaGeo mobile corescanner. — Bulletin of the Controls and Consequences. Geological Society, London, Czech Geological Survey 77 (2), pp. 105–112. (Special Publications; 191), pp. 37–53. MARSI I. 2002: A Mórágyi-rög és a Hegyhát térségi posztpannon THAMÓNÉ BOZSÓ E. 2002: A mikromineralógiai vizsgálati mód- képzõdmények kifejlõdése és jellemzése. — Földtani szer hazai alkalmazásának áttekintése. — In: PAPP G.: A mag- Közlöny 132 (különszám), pp. 71–82. yar topografikus és leíró ásványtan története. —Topographia Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 21

Mineralogica Hungariae; 7., Herman Ottó Múzeum, Miskolc, Osztályülés, Budapest, 26/03/2002. — Kézirat, Magyar Álla- pp. 351–352. mi Földtani Intézet, Budapest. THAMÓNÉ BOZSÓ E. 2002: Magyarországi kainozoos homokok és BREZSNYÁNSZKY K. 2002: A Vadász Elemér kamarakiállítás meg- homokkövek ásványi alkotói és származásuk meghatározásá- nyitója. — In: TÓTH Á. (szerk.): Vadász Elemér emlékkonfe- nak lehetõsége. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi rencia, Székesfehérvár, 10/11/2000. Magyar Alumíniumipari Jelentése 1997–1998/I–II, pp. 119–134. Múzeum, Székesfehérvár, pp. 62–63. VARGÁNÉ BARNA ZS., SZENTPÉTERY I. 2001: Alginites rétegsor a BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: A Magyar Állami Földtani Rudabányai–hegység DK–i oldalán húzódó tektonikus Intézet eredményei a 2001. évben. — MGSZ beszámoló a zónában. — Földtani Közlöny 131 (3–4), pp. 385–396. 2001. évrõl, Budapest, 13/03/2002. VATAI J., KALMÁR J., KUTI L. 2002: A talaj–alapkõzet–talajvíz BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: A Magyar Állami Földtani rendszer nitráttartalmának vizsgálata a Szarvasi–minta- Intézet eredményei a 2001. évben. — MGSZ Földtani Tanács területen. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése ülése, Budapest, 21/05/2002. 1997–1998/I–II, pp. 151–160. BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: A Magyar Állami Földtani VICZIÁN, I. 2002: Clay mineralogy of Quaternary sediments Intézet kutatási eredményei, 1996-2001. — MTA Föld- covering mountainous and hilly areas of Hungary. — Acta tudományok Osztálya Osztályülés, Budapest, 26/03/2002. Geologica Hungarica 45 (3), pp. 265–286. BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: A magyar geológia a XIX. VICZIÁN, I. 2002: Mineralogy of fine–grained Quaternary sedi- században. — Szabó József Emlékülés „A legnagyobb ma- ments of Hungary covering surfaces in mountainous and hilly gyar geológus” születésének 180. évfordulója, Kalocsa, regions (abstract). — Berichte der Deutschen Ton– und 05/04/2002. Tonmineralgruppe e. V., pp. 9, 241. BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: A Teleki verseny 10 éve. — VICZIÁN, I. 2002: Ravasz Csabáné Baranyai Lívia (1932–2001). Teleki Pál Országos Földrajz-Földtan Verseny Országos Nekrológ. — Földtani Közlöny 132 (2), pp. 291–292. Döntõ, Eger, 20/05/2002. VICZIÁN, I. 2002: Typical clay mineral associations from geo- BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Bevezetõ. — Szénhezkötött logical formations of Hungary. A review of recent investiga- metán (CBM) workshop, Budapest, 23/09/2002. tions. — Geologica Carpathica 53 (2), pp. 65–69. BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Elnöki megnyitó. — Magyar- VINCZE L., KOZÁK M., PÜSPÖKI Z., GYURICZA GY. 2002: Környe- honi Földtani Társulat 148. Rendes Közgyûlése, Budapest, zetföldtani térképsorozat szerkesztési metódusának fel- 20/03/2002. használóbarát alternatívái és idõszerûsége. — Menyháza, p 6. BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Földtani térképezés – földtani információ kezelés. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, 26–29/06/2002. Elõadás, konferencia poszter és elõadás kivonat, és jelentés BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Földtani térképezés Kubában: a ALBERT G. 2002: Kistelepülések térinformatikája kartográfus lemeztektonika közvetlen közelrõl. — NYME Erdõmérnöki szemmel. — ELTE TTK - Térképtudományi Tanszék. Kar „Környezetünk a Föld” elõadás sorozat, Sopron, ÁRKAI P., FÖLDVÁRI M., PAPP G., PÓSFAI M., SZAKÁLL S., VICZIÁN 11/12/2002. I., WEISZBURG T. 2002: Az ásványtan nemzetközi tendenciái BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Megnyitó. — „Balatinus, és hazai helyzete. –– MTA Geokémiai és Ásvány–Kõzettani Balaton Lacus, Peiso, Pelso” Balatoni térképek, avagy hogy Tudományos Bizottsága, Budapest, 10/12/2002. örökítették meg a Balatont a római kortól napjainkig a kar- BAJNÓCZI B., DEMÉNY A., KORPÁS L. 2002: Stabil izotóp vizs- tográfusok?, Balatonfüred, 01/06/2002. gálatok a budai Várhegy édesvízi mészkövének paleotalaj BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Megnyitó. — „Balatinus, szintjébõl. — MTA Szedimentológiai Bizottsága és a Balaton Lacus, Peiso, Pelso” Balatoni térképek, avagy hogy Magyarhoni Földtani Társulat Általános Földtani Szak- örökítették meg a Balatont a római kortól napjainkig a kar- osztálya, Budapest, 25/10/ 2002. tográfusok?, Badacsonytomaj, 19/07/2002. BALOGH K., FODOR L., KOROKNAI B., PÉCSKAY Z., DUNKL I., BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Megnyitó. — „Balatinus, MÁRTON E., ZUPANÈIÈ, N., TRAJANOVA, M., HORVÁTH P., Balaton Lacus, Peiso, Pelso” Balatoni térképek, avagy hogy JELEN, B. 2002: Uj K/Ar és fission track koradatok és azok örökítették meg a Balatont a római kortól napjainkig a kar- szerkezetföldtani következménye a szlovéniai Pohorje- tográfusok?, Balatonszemes, 15/08/2002. Kozjak hegységbõl. — Magyarhoni Földtani Társulat, BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Megnyitó. — „Balatinus, Izotópgeokémiai ankét. Balaton Lacus, Peiso, Pelso” Balatoni térképek, avagy hogy BEDÕ G. 2002: Országos Alapszelvény Program. — A földtan örökítették meg a Balatont a római kortól napjainkig a kar- környezeti jelentõsége, közismereti lehetõségei, Magyarhoni tográfusok?, Keszthely, 15/09/2002. Földtani Társulat , Debrecen, 22/11/2002. BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Megnyitó. — A Balaton- BRENNSTEINER A., TYLER G.A., BARTHA A., BALLÓK M. 2002: felvidéki Nemzeti Park földtani és természeti értékeit Parameters and effects of operating a concomitant metals ismertetõ legújabb kiadványok – Könyvbemutató, Budapest, analyser (CMA) for hydride forming and non–hydride ele- 20/11/2002. ments in ICP–OES. — The Pittcon Conference, 2002, p. BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Megnyitó. — Dunántúl Történeti (1059). Földrajzi Konferencia, Budapest, 25/11/2002. BREZSNYÁNSZKY K. 2002: A Magyar Állami Földtani Intézet BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Megnyitó. — Mihály Zoltán eredményei a 2001. évben. — MGSZ beszámoló a 2001. Ausztrália c. fotókiállítása, Budapest, 04/04/2002. évrõl, 2002. március 13 — Kézirat, Magyar Állami Földtani BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Emlékbeszéd. — Prof. Dr. Liffa Intézet, Budapest, 24 p. Aurél emléktáblájának felavatása, Budapest, 14/06/2002. BREZSNYÁNSZKY K. 2002: A Magyar Állami Földtani Intézet BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Plenáris ülés elnöklése. — Koch- kutatási eredményei. — MTA Földtudományok Osztálya, Szentpétery Emlékkonferencia, Kolozsvár, 16/02/2002. 22 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Presentation of the Geological CSILLAG G., JORDÁN GY. 2002: A Káli-medence geomorfológiai Institute of Hungary. — GEO-MOTION Proposal vizsgálata DTM-analizissel és „hagyományos módszerrel”. Preparation Meeting, ELTE, Budapest, 17/10/2002. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: Report on the Activity of 27–29/06/2002, p. 4. Hungarian National Committee for IGCP 2001. — 30th CSILLAG G., SELMECZI I., SÜTÕNÉ SZENTAI M. 2002: A Vértes IGCP Scientific Board, Párizs, 04/02/2002. délkeleti elõterének késõ-miocén–negyedidõszaki képzõd- BREZSNYÁNSZKY KÁROLY 2002: The Geological Institute of ményei. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Hungary. — EuroGeoSurveys, 14th General Meeting, Bodajk, 27–29/06/2002, p. 6. Kiruna, Svédország, 7–13/06/2002. CSILLAG G., SELMECZI I., SÜTÕNÉ SZENTAI M. 2002: A Vértes BUDAI T., CSILLAG G., PEREGI ZS. 2002: A Vértes és tágabb délkeleti elõterének késõ-miocén–negyedidõszaki képzõd- környezetének õsföldrajzi kapcsolatai a középsõ–késõ-triász ményei. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, során. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, 27–29/06/2002. Bodajk, 27–29/06/2002. kivonat. CSILLAG, G., FODOR, L., PEREGI, Z., RÓTH, L., SELMECZI, I. 2002: BUDAI, T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G., FODOR L., CSILLAG G., Pliocene–Quaternary Landscape Evolution and Deformation GYALOG L., KERCSMÁR ZS., MAROS GY., MINDSZENTY A., in the Eastern Vértes Hills (Hungary): The Heritage and PÁLFALVY S., PEREGI ZS., SELMECZI I. 2002: Kirándulásvezetõ Reactivation of Miocene Fault Pattern. — Proceedings of the a „Hegységek és elõtereik földtani kutatása”, Magyarhoni XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological Földtani Társulat Vándorgyûléshez. — Magyarhoni Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Geologica Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, 27–29/06/2002, pp. Carpathica 53 (spec. issue)., pp. 206–208. 25–30. DON GY., SCHAREK P. 2002 : Beszámoló a Szigetköz aktuálge- BUDAI, T., HAAS, J., KOVÁCS, S., SZABÓ, I., VÖRÖS, A. 2002: ológiai változásairól. — Pannon Egyetem, Moson- Excursion guide. — In: PIROS, O. (ed.): STS/IGCP 467 Field magyaróvár, 20/02/2002. meeting. IUGS Subcomission on Triassic Stratigraphy, DOSZTÁLY L., JÓZSA S., KOVÁCS S., LESS GY., PELIKÁN P., PÉRÓ Veszprém, Hungary, 5–8/09/2002. CS. 2002: 1st Day Programme of Post Congress Excursion C. CHIKÁN G. 2002: Geological aspects in economic evaluation of a — In: VOZÁR J., VOJTKO, R. & SLIVA, L. (eds): Proceedings region (Hungary). — Dublin. of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological CHIKÁN G., CSERNY T., TULLNER T.: A Balaton kiterjesztett Association, Bratislava, 1–4/09/2002. Guide to Geological üdülõkörzetének környezetföldtani információs rendszere I.: Excursions., pp. 104–117. I/1. A Balaton kiterjesztett üdülõkörzetének 1:100.000-es FODOR L. (ed.) 2002: Excursion in the Transdanubian Range, földtani térképe, I/2. A Burnót patak vízgyûjtõjének, és I/3. A related to the…? — Workshop on the “Application of GPS in Tetves patak vízgyûjtõjének földtani, vízföldtani, geomorfoló- plate tectonics, research on fossil energy-sources and earth- giai, agrogeológiai és mérnökgeológiai térképei, 1:25.000-es quake hazard assessment”, Budapest, 08/ 2002. m.a.-ban. — Kéziratos jelentés, OFGA T 205000. FODOR L. 2002: A szerkezetfejlõdés fõ vonásai a Vértesben. — CSÁSZÁR G. 2002: Földtani természetvédelmi feladatok ter- Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, vezése. — Magyarhoni Földtani Társulat Általános Földtani 27–29/06/2002, p. 25. Szakosztály. FODOR L., CSILLAG G., RÓTH L. PEREGI ZS., SELMECZI I. 2002: CSÁSZÁR G. 2002: Jura képzõdmények a Vértes hegységben és Szerkezetalakulás, üledékképzõdés, felszínfejlõdés a késõ- környezetében. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándor- miocénben és a negyedidõszakban a Vértesben és délkeleti gyûlés, Bodajk, 27–29/06/2002, pp. 24–25. elõterében. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, CSÁSZÁR G. 2002: Középsõ-kréta fáciestalálkozó a Vértes-elõtér- Bodajk, 27–29/06/2002, p. 22. ben. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, FODOR L., CSILLAG G., RÓTH L., PEREGI ZS., SELMECZI I. 2002: Bodajk, 27–29/06/2002, pp. 15–16. Szerkezetalakulás, üledékképzõdés, felszínfejlõdés a CSÁSZÁR G. 2002: Notes on Statutes of CBGA or is recent CBGA késõmiocén–negyedidõszakban a Vértesben és délkeleti really that one we need? elõterében. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, CSÁSZÁR G., PEREGI ZS. 2002: Middle Jurassic giant neptunian Bodajk, 27–29/06/2002. dykes in the Vértes Mountains. — Proceedings of the XVIIth FODOR, L. JELEN, B., MÁRTON, E. ZUPANÈIÈ, N., TRAJANOVA, M., Congress of Carpatian-Balkan Geological Association, RIFELJ, H., PÉCSKAY, Z., BALOGH, K., KOROKNAI, B., DUNKL, Bratislava, 1–4/09/2002. I., HORVÁTH, P., HORVAT, A., VRABEC, M., KRALJIÆ, M., CSÁSZÁR G., VARGA ZS. 2002: Lókúti-dombi alapszelvények — KEVRIÆ, R. 2002: Connection of Neogene basin formation, Helyszínen kiállítva, poszter. magmatism and cooling of metamorphic rocks in NE CSERNY T., KNEIFEL F.: Mérnökgeológiai szakvélemény, a Slovenia. — Proceedings of the XVIIth Congress of Balatonalmádi, József A. u. – Baross G. u. – Óvári F. u. – Carpathian-Balkan Geological Association, Bratislava, közötti terület vizesedésérõl. — Kéziratos jelentés, OFGA T 1–4/09/2002. — Geologica Carpathica 53 (spec. issue), pp. 20486. 199–201. CSERNY, T. 2002: A Balaton keletkezése. — Balaton FODOR, L., CSILLAG, G., HORVÁTH, E., RUSZKICZAY, ZS., Konferencia, Balatonalmádi, 17/05/2002. SÍKHEGYI, F. 2002: Neotectonics of the Pannonian Basin: CSILLAG G. 2002: A Balaton-felvidék és Tihany földtani bemu- problems, results, models. — Workshop on the “Application tatása a következõ program részeként: Visit of profile No. 17, of GPS in plate tectonics, research on fossil energy-sources Levendulás, Tihany, 20 Sept. 2002. — Volcanics Soil: and earthquake hazard assessment”, Budapest/08/ 2002. Properties, Processes and Land Use, COST Action 622 Soil FODOR, L., MÁRTON, E. 2002: Interplay of faulting and rotation: Resources of European Volcanic Systems, Budapest, an integrated study from the Carpathian-Pannonian orogenic Hungary,18–22/09/2002. belt. — European Geophysical Society XXVII General Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 23

Assembly, Nizza, Franciaország. — Geophysical Research KALMÁR J. 2002: Date hidrologice, hidrogeologice şi starea Abstracts 4. mediului ambiant în perimetrul model Gyula–Vărşand. — FÜLEKI GY., KALMÁR J. 2002: Ásványtani vizsgálatok a kömlõi Tisza river project, a romániai Tisza–vízgyűjtő végfel- szikes területen. Szikes területek talajtani problémái. — MAE használóinak első munkatalálkozása. Nagybánya (Baia Talajtani Társaság, Elõadóülés, TAKI, Budapest, 03/12/2002. Mare), 21/06/2002. GÁLOS M., SCHAREK P. 2002: Beszámoló az IAEG 9. KALMÁR J. 2002: Proiectul Tisa River. Modele de bazine hidro- Kongresszusáról. — Magyarhoni Földtani Társulat, Buda- grafice la scară reală pentru fundamentarea luării deciziilor la pest, 16/12/2002. acţiuni de ecologizare şi de gospodărirea apelor. — 1. GYALOG L., KÉRI A., MICZEK GY., SZABÓ M. 2002: AZ ELTE Conferinţă al Consorţiului conservării biodiversităţii în Természetföldrajzi Tanszék 2002 évi tanulmányútjának depresiunea Maramureşului, 18–20/07/2002. tapasztalatai. Olaszországi vulkánok nyomában. — Magyar KALMÁR J., FEHÉR O. 2002: Mátrai talajminták mikromorfológiai Földrajzi Társaság, 24/10/ 2002. vizsgálata. — Magyarhoni Földtani Társulat Mérnök- GYURICZA GY. 2002: A környezetföldtani térképezés elméleti és geológiai és Környezetföldtani Szakosztálya előadóülése, gyakorlati tapasztalatai — A földtan környezeti jelentõsége, Budapest, 25/11/2002. közismereti lehetõségei, Magyarhoni Földtani Társulat , KARÁTSON, D., NÉMETH, K. SZÉKELY, B. 2002: Volcanism, uplift Debrecen, 22/11/2002. and erosion in the Danube Bend, Northern Hungary. — HAAS, J., BUDAI, T., CSILLAG, G. 2002: Triassic evolution of the Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Transdanubian Range in the Alpine framework. — Workshop Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — on the “Application of GPS in plate tectonics, research on Geologica Carpathica 53 (spec. issue, CD-ROM.) fossil energy-sources and earthquake hazard assessment”, KARÁTSON, D., NÉMETH, K., SZÉKELY, B. 2002: Volcanism, uplift Budapest, 08/ 2002. and erosion and around in the Danube Bend, Northern HALMAI J., HÁMOR T. and MÁDAI F. 2002: National Mineral Hungary. — Proceedings of the XVIIth Congress of Carpath- Policy: a potential mineral resource strategy for Hungary. — ian–Balkan Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. Conference Transcript, Third European Conference on — Geologica Carpathica 53 (spec. issue), CD-ROM. Mineral Planning, Geological Survey of North-Rhine- KARDEVÁN P. 2002: Hungarian hyperspectral project. — MINEO Westphalia, Krefeld, Germany, 8–10/10/2002., pp. 51–57. II Workshop Orleans, France, 11–13/12/2002 HÁMOR–VIDÓ, M., ZAISTEVA, L., IVANOVA, A., PÁPAY, L. 2002: KARDEVÁN P. 2002: Mathematical Models of Tisza River Project. Compparative assesment of peat forming environments on — Theodor Angheluta Seminar, Cluj–Napoca – Baisoara, Late Miocene – Pliocene lignites in Hungary and Ukraine. — Romania, 30/05/2002–02/06/2002. CSCOP–TSOP Conference, Banff 2002 — Emerging KARDEVÁN P. 2002: Tisza River Project. — GIS Conference, Cluj Concepts in organic Petrology & Geochemistry, The Banff Napoca, 17–19/10/ 2002.. Centre, Banff, Canada. Abstract. KERCSMÁR ZS. 2002: Ichnofossil record (rockborers) and tapho- JOCHÁNÉ EDELÉNYI E., GÁL N., MURÁTI J., DUDÁS I. 2002: nomical (nummulite accumulations) of initial Eocene Karsztvízföldtani vizsgálatok a Dunántúli-középhegység sequences in the eastern margin of the Eocene Tatabanya ÉK-i részén. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyû- Basin, Hungary. — 21st IAS Meeting of Sedimentology, lés, Bodajk, 27–29/06/2002. Davos, 06/02/2002, Abstract, p. 113. JOCHÁNÉ EDELÉNYI E., TÓTH GY., SÁSDI L., ROTÁRNÉ SZALKAI Á. KERCSMÁR ZS. 2002: Középsõ-eocén szinszediment tektonika a 2002: Karsztvízföldtani vizsgálatok a Magyar Állami Földtani Tatabányai medence peremvidékén. — Erdélyi Magyar Intézetben. — Karsztvízföldtani ankét, Miskolc, 01/2002. Mûszaki Tudományos Társaság, Bányászati–Kohászati– JOCHÁNÉ EDELÉNYI E.: A geológiai felépítés karsztvízföldtani Földtani Konferencia, Menyháza, 5–7/04/2002, Abstracts, szerepe a Dunántúli-középhegységi zóna DNy-i részén. — p. 59. In: Kelet és Nyugat határán. Földtudományi oktatás és szem- KERCSMÁR ZS. 2002: Középsõ-eocén szinszediment tektonika a léletformálás a környezet és a természet védelmében. GEO Tatabányai-medence keleti peremén. — Magyarhoni 2002, Magyar Földtudományi Szakemberek VI. Világ- Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, 27–29/06/2002, talákozója, Sopron, 21-25/08/2002., p. C6. p. 11. JOCHANE-EDELÉNYI, E. 2002: Hydrogeology of the Trans- KERCSMÁR ZS. 2002: Középsõ-eocén szinszediment tektonika a danubian Range: geological constrains and human impacts Tatabányai-medence keleti peremén. — Magyarhoni on a unique karst reservoir. — Application of GPS in plate Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, 27–29/06/2002. tectonics, research on fossil energy-sources and earthquake KERÉK B. 2002: Geobotanikai vizsgálatok a Bugaci–minta- hazard MAKA Workshop, MÁFI, Budapest, 08/2002. területen. — Magyarhoni Földtani Társulat Ifjú Szakemberek JUHÁSZ GY., MÜLLER P., TÓTHNÉ MAKK Á., NÁDOR A. 2002: Ankétja, Salgótarján, 22–23/03/2002. Kvarter folyóvízi képzõdmények szedimentológiai vizsgála- KERÉKB– FÜGEDI U. 2002: Áteresztõképességi vizsgálatok a ta és ciklussztratigráfiai értelmezésének elsõ eredményei a bugaci mintaterületen. — Magyarhoni Földtani Társulat Körös medencében. — Magyarhoni Földtani Társulat Mérnökgeológiai és Környezetföldtani Szakosztálya Vándorgyûlés, Bodajk, 27–28/06/2002, Abstracts, p. 5. elõadóülése, Budapest, 25/11/2002. KALMÁR J. 2002. Influenţa activităţii miniere asupra mediului KITCKA, A. A., MATCHOULINA, S. A., HAMOR–VIDO, M. 2002: înconjurător. — Bányászat és Környezetvédelem, EKE Ankét, Bitumen occurrences in the Stylian suite of the Lower Szatmárnémeti, 08/05/2002. Carboniferous carbonate platform SW Donbas. — UNGA KALMÁR J. 2002: Bologa Vasile — un precursor al geologiei Conference Moskow, 08/2002. Abstract. ambientale din Maramures. — 1. Conferinţă al Consorţiului KORDOS L. 2002: Hasznos: Felsõ-bádeni gerinces lelõhely. — 5. conservării biodiversităţii în depresiunea Maramureşului, Magyar Õslénytani Vándorgyûlés, Pásztó, Kirándulásvezetõ, 18–20/07/2002. 2002, p. 39–41. 24 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

KORDOS L. 2002: Ipolytarnóc: az alsó-miocén feltárások újdon- termikus, stabil izotóp és ritkaföldfém vizsgálatok alapján — ságai. — 5. Magyar Õslénytani Vándorgyûlés, Pásztó, MTA Szedimentológiai Munkabizottság– Magyarhoni Kirándulásvezetõ, 2002, p. 35–36. Földtani Társulat Általános Földtani Szakosztály, Budapest, KORPÁS L. 2002: „Egy elfelejtett ország. Kuba”. — Rádió- 25/10/2002. beszélgetés a Magyar Rádió Petõfi Adójának Telestudió KOZÁK M., KISS B., PÜSPÖKI Z.,. MCINTOSH R. W, BARTHA A, mûsorában, Budapest, 24/10/2002. KOVÁCS B. 2002: Comparative Analysis of the Geochemical KORPÁS L. 2002: Amirõl a kövek mesélnek. A Budai-hegység. — Emmission of Natural and Artificial Objects. — ELTE Földtani Szakköre, Budapest, 30/10/2002. Environmental Geochemistry and Health, Debrecen, 2002. KORPÁS L. 2002: Are the palaeokarst systems marine in origin? KOZÁK M., KOVÁCS–PÁLFFY P., PÜSPÖKI Z., PATAKI A. 2002: Caymanites in geological past. — EVOKARST konferencia, Bentonittelepes szarmata rétegsor Sajóbábonyban Postojna, Szlovénia, 19/09/2002. (Észak–Magyarország). — In: Kelet és Nyugat határán. KORPÁS L. 2002: Carlin arany Magyarországon. — MTA doktori Földtudományi oktatás és szemléletformálás a környezet és a elõadás a Magyar Tudományos Akadémián, Budapest, természet védelmében. GEO 2002, Magyar Földtudományi 17/06/2002. Szakemberek VI. Világtalákozója, Sopron, 21-25/08/2002., KORPÁS L. 2002: Elnöki köszöntõ. — In: Kelet és Nyugat p. C18. határán. Földtudományi oktatás és szemléletformálás a KOZÁK M., VINCZE L., PÜSPÖKI Z., KOVÁCS–PÁLFFY P. 2002: környezet és a természet védelmében. GEO 2002, Magyar Miskolc környéki vörösagyag elõfordulások települése, ipari Földtudományi Szakemberek VI. Világtalákozója, Sopron, jelentõsége, építésföldtani jellemzõi. — Erdélyi Magyar 21–25/08/2002., p. 1. Mûszaki Tudományos Társaság, Bányászati–Kohászati– KORPÁS L. 2002: Múlt, jelen és jövõ, magyar–kubai földtani Földtani Konferencia, Menyháza (Moneasa), Románia, együttmûködés 1962-1990 között. —Latinamerikai Napok, Elõadáskivonatok, pp. 64–69. Pécsi Tudományegyetem, Latinamerikai Központ, Pécs, KUTI L., SZURKOS G. 2002: Talajvízkémiai vizsgálatok a fõváros 18/04/ 2002. egy sûrûn beépített kerületében. — XI. Országos Önkor- KORPÁS L. 2002: Negyedidõszaki édesvízi mészkövek genetikai mányzati Környezetvédelmi napok, KVIK. Budapest, modellje. Magyarországi példák. — Elõadás a Magyar 20–22/02/2002. Régészeti és Mûvészettörténeti Társulat „A magyarországi KUTI L., TÓTH T. 2002: A talajvíz jelentõsége a sófelhalmozódás- római és középkori márvány- és mészkõleletek archeometriai ban a Nyírõlaposi–mintaterületen. — Magyarhoni Földtani vizsgálata” címû nemzetközi elõadóülésén, Budapest, Társulat Mérnökgeológiai és Környezetföldtani Szakosztálya Nemzeti Múzeum, 08/10/2002. elõadóülése, Budapest, 25/11/2002. KORPÁS L. 2002: Tengeri eredetûek-e a paleokarszt rendszerek? KUTI L., TÓTH T., ZÖLD A., SZENTPÉTERY I. 2002: Changes Caymanitok a földtörténeti múltban. — Karsztfejlõdés kon- induced by the fluctuation of groundwater level in soil — ferencia, Szombathely, 06/04/2002. parent material – groundwater system. — 17. World KORPÁS L., FODOR L., MAGYARI Á., ORAVECZ J., DÉNES GY. Congress of Soil Sciensce, Bangkok, 14–21/08/2002, CD 2002: Mit tudunk a Gellért-hegy földtanáról és karsztrend- kötet. szerérõl? — Magyarhoni Földtani Társulat Általános KUTI, L., KERÉK, B. 2002: The environmental and agrogeological Földtani Szakosztályának és Budapesti Területi Szerveze- evaluation of the sandy steppe at the Danube–Tisza Hilly tének ülésén, Budapest, 13/02/2002. Region, Hungary. — Bulletin of the Fifth International KORPÁS L., KOVÁCS–PÁLFFY P., LANTOS M., FÖLDVÁRI M., Conference on the Geology of the Middle East, Kairo, Egypt, KORDOS L., KROLOPP E., STÜBEN D., BERNER ZS. 2002: A 20–21/01/2003. budai Várhegy édesvizi mészkövének szedimentológiája, LIEBE P., SCHAREK P., 2002: Beszámoló Magyarország fedetlen diagenezise, paleokarszt fejlõdése és kronológiája. –– MTA vagy 100 m-nél kisebb vastagságú fedõképzõdményekkel Szedimentológiai Munkabizottság – Magyarhoni Földtani fedett fõ ivóvízadó, illetve karsztos képzõdményeinek elter- Társulat Általános Földtani Szakosztály, Budapest, jedése és a fedõképzõdmények védõképességének térképi 25/10/2002. ábrázolása 1:100 000 méretarányban és digitális formában. c. KOVÁCS S., BREZSNYÁNSZKY K., BUDA, G., HAAS J., SZEDER- téma eredményérõl. — Magyar Hidrológiai Társaság, KÉNYI T., CSÁSZÁR G., HARANGI SZ., MÁRON E., NAGYMA- Budapest, 19/02/2002. ROSY A., PELIKÁN P., TÖRÖK Á. 2002: Tectonostratigraphic MAGYARI Á. 2002: Negyedidõszaki szerkezetek a Somogyi- Terranes and Zones Juxtaposed along the Mid Hungarian dombságban. — MTA Földtani Bizottságának ülése, Line: their contrasting evolution and relationships. — Budapest, 24/04/2002. Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian–Balkan MAGYARI Á. 2002: Paleoszeizmikus jelenségek nyomai hazai Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — negyedidõszaki rétegekben: egyes krioturbációs jelenségek Geologica Carpathica 53 (spec. issue), CD-ROM. kritikai felülvizsgálata. — Magyar Állami Földtani Intézet, KOVÁCS–PÁLFFY P., BAJKAY P., SZABÓ CS., FÖLDVÁRI M., GÁLNÉ Tudományos Tanácsa, tudományos fõmunkatársi kinevezési SÓLYMOS K., RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E., BARÁTHNÉ SINYEY elõadás, Budapest, 15/05/2002. K. 2002: A mecseki gránitos kõzetek karbonátos repedés- MAGYARI Á., MUSITZ B., CSONTOS L. 2002: Neotektonikai meg- kitöltéseinek ásványtani és geokémiai vizsgálata. — In: Kelet figyelések a Somogyi-dombságban. — Erdélyi Magyar és Nyugat határán. Földtudományi oktatás és szemléletfor- Mûszaki Tudományos Társaság, Bányászati-Kohászati- málás a környezet és a természet védelmében. GEO 2002, Földtani Konferencia, Menyháza, 5–7/04/2002, Abstracts, Magyar Földtudományi Szakemberek VI. Világtalákozója, p. 77. Sopron, 21-25/08/2002., p. C16. MAGYARI Á., NÁDOR A. KERCSMÁR ZS., FARKAS-BULLA J., KOVÁCS–PÁLFFY P., FÖLDVÁRI M. 2002: Az édesvizi mészkövek DUDKO A. 2002: Holocene river dynamic changes in the diagenetikus változásai és geokémiája a röntgendiffrakciós, Körös Basin (E-Pannonian Basin): from uplift to subsidence. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 25

— FLAG Biennial Meeting, France, Clermont Ferrand, complex at Fekete hegy, Pannonian basin, Western Hungary — 9–11/09/2002, Abstracts, p. 37. Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan MAGYARI Á., VAN VLIET-LANOE, B., CSONTOS L. 2002: Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Paleoszeizmikus jelenségek hazai negyedidõszaki rétegek- Geologica Carpathica 53 (spec. issue), CD-ROM. ben. — Magyarország Földrengésbiztonsága, Tudományos MÁRTON E., FODOR L. 2002: A Dunántúli-középhegység mozgá- Konferencia, Gyõr, Széchenyi István Egyetem, 05/11/ 2002, sai a harmadkorban a környezetében lévõ tektonikai Abstracts. egységekhez képest: komplex paleomágneses és mikrotek- MARIA, D., DOBRE, V., POPOVICI, G., MIHNEA, I., KUTI L., tonikai vizsgálatok. — Geofizikai OTKA projektek III. KALMÁR J. 2002: Cercetări privind metodologia determinării seregszemléje, Magyar Geofizikusok Egyesülete rendez- poluării cu nutrienţi pe terenuri sărăturate din zona de vest a vénye, Budapest. ţării (Bazinul Crişurilor). — Semicentenarul ISPIF, Sesiunea MÁRTON E., FODOR L. 2002: Harmadkori forgások és töréses Ştiinţifică Aniversară, Bucuresti, pp. 225—232. szerkezetek a Dunántúli-középhegységben. — Magyarhoni MAROS GY. 2002: Tektonikai és Õskörnyezeti kutatások, Földtani Vándorgyûlés, Bodajk, 27–29/06/2002, p. 9. mûködési jelentés a 2002. évrõl. — Kézirat. MÁRTON, E., FODOR, L., JELEN, B., MÁRTON, P., RIFELJ, H., MAROS GY., SALLAY E., KOROKNAI B., PALOTÁS K. 2002: Ductile KEVRIÆ, R. 2002: Post-Miocene CCW rotation in Slovenia and brittle deformation of a Hercynian meta-granite in SW- North of the Periadriatic Fault System: integrated paleomag- Hungary. Transport and flow processes in shear zones. — netic and microtectonic study. — European Geophysical The Geological Society, Burlington House, London, 2–3/09/ Society XXVII General Assembly, Nizza, Franciaország. — 2002, Abstracts, p. 54. Geophysical Research Abstracts 4. MARTIN, U., AUER, A., NÉMETH, K., BREITKREUZ, C. 2002: MINDSZENTY A., FODOR L. 2002: A Gánti Bauxit felhal- Mio/Pliocene phreatomagmatic volcanism in the western mozódásának tektonszedimentológiai értelmezése. — part of the Pannonian Basin, Hungary. — HIBSCH 2002 Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, Symposium on Earth Sciences, Tepla near Trebenice – 27–29/06/2002, p. 23. Usti nad Labem – Marianske Lazne, Ohre (Eger) Rift MÜLLER T. 2002: Az informatika és az internet használatának region, 3–8/06/2002. – Czech Republic Abstract Volume jelentõsége az önkormányzati területen. — XIII. Országos p. 37. Környezetvédelmi Információs Konferencia, KVIK. MARTIN, U., BREITKREUZ, C., NÉMETH, K. 2002: Pyroclastic rocks Balatonboglár, 11–13/09/2002. in thin section. — Short course, Freiberg, Seminar Talks, MÜLLER T., KALMÁR J., SZENDREINÉ KOREN E., SZALAI S. 2002: 7–10/10/ 2002, p. 18. Eger környéki barna erdõtalajok vízgazdálkodását befolyá- MARTIN, U., NÉMETH, K. 2002: Interaction between lava lakes soló ásványai. — Beszámoló az Erdélyi Magyar Mûszaki and pyroclastic sequences in phreatomagmatic volcanoes: Tudományos Társaság Bányászat, Kohászat, Földtan II. Haláp and Badacsony, Western Hungary. — Proceedings of Konferenciáján bemutatott elõadásokról, Csiksomlyó, the XVIIth Congress of Carpathian–Balkan Geological Kolozsvár, 5–8/04/2001, pp. 105–112. Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Geologica NÁDOR A. 2002: A negyedidõszak kutatás aktuális kérdései. — Carpathica 53 (spec. issue), CD-ROM. ELTE Bolyai Klub, Budapest, 03/2002. MARTIN, U., NÉMETH, K. 2002: Interaction between lava lakes NÁDOR A. 2002: Az Alföld negyedidõszaki képzõdményeinek and pyroclastic sequences in phreatomagmatic volcanoes: földtana. — ELTE Természetföldrajzi Tanszék, „A negye- Haláp and Badacsony, Western Hungary. — Proceedings of didõszaki képzõdmények társadalmi jelentõssége” spec. koll. the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological Anyaga, Budapest, 11/ 2002. Association, Bratislava, 1–4/09/2002. NÁDOR A., MAGYARI Á 2002: A Körösök késõ-negyedidõszaki MARTIN, U., NÉMETH, K. 2002: Magma-wet sediment interaction vízhálózat fejlõdése. — MTA Földtani Bizottság, 11/2002. in a crater lake of a tuff ring, developed in a pyroclsatic NÁDOR A., MAGYARI Á. [et al.] 2002: Climatic change and its mound dammed valley: Kissomlyó volcano (western environmental impacts in the Great Hungarian Plain. — GE- Hungary). — American Geophysical Union, Chapman MOTION Proposal Preparation Meeting, ELTE, Budapest, Conference on “Explosive subaqueous volcanism”, Abstract 17–19/10/2002. Volume, University of Otago, Dunedin, New Zealand, NÁDOR A., MAGYARI Á., KERCSMÁR ZS., THAMÓ-BOZSÓ E., 21–25/01/2002, p. 37. DUDKO, A. 2002: Tectonic control on drainage pattern deve- MARTIN, U., NÉMETH, K. 2002: Peperitic lava lake-fed intravent lopment in the Körös Basin (E-Pannonian Basin): from uplift sills at Ság-hegy, western Hungary: a complex interaction of to subsidence. — IGCP 449 (Global Correlation of Late wet tephra ring and lava in a phreatomagmatic volcanic com- Cenozoic fluvial deposits) 3rd International Meeting, Agadir, plex. — In: BREITKREUZ C., MOCK, A., PETFORD, N. (eds): Morocco, 13–17/12/ 2002, Abstracts, p. 15. First International Workshop: Physical Geology of NAGY N. M., FÖLDVÁRI M., KOVÁCS–PÁLFFY P., KÓNYA J. 2002: Subvolcanic Systems — Laccoliths, Sills, and Dykes The adsorption of caesium–137 on clay rocks from the (LASI),Freiberg, 12–14/10/ 2002. Carpatian Basin. — 14th Radiochemical Conference, MARTIN, U., NÉMETH, K., AUER, A., BREITKREUZ, C., CSILLAG, G. Marianske Lasne, Abstract., p. 87. 2002: Depositional record of a Pliocene nested multivent NÉMETH K. 2002: A dél Csendes-óceán Neogén vulkanizmusa. maar complex at Fekete-hegy, Pannonian Basin, western Világjáró Geológusok. — Elõadássorozat, Miskolci Hungary. — Proceedings of the XVIIth Congress of Egyetem, Teleptan Tanszék, 27/09/2002 Carpathian-Balkan Geological Association, Bratislava, NÉMETH K. 2002: A Föld belsõ erõinek vizsgálata az õskörnyezet 1–4/09/2002. és a vulkáni katasztrófa-elhárítás szemszögébõl. — MARTIN, U., NÉMETH, K., AUER, A., BREITKREUZ, CH., CSILLAG, G. Környezetföldtani PhD kurzus elõadássorozata, Soproni 2002: Depositional record of a Pliocene nested multivent maar Egyetem, 13/11/2002. 26 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

NÉMETH, K. 2002: Physical volcanology of a flood basalt related PIROS, O. 2002 (ed): STS/IGCP 467 field meeting. — Abstract volcanic field in Central Libya. — Technische Universitat Book of the STS/IGCP 467 field meeting. Veszprém, Hungary, Bergakademie Freiberg, Seminar Talks of the Institute für 5–8 September, 2002. 86 p. Geologie, 11/12/ 2002. PIROS, O., PAVLIK, W., BRYDA, G., KRYSTYN, L., MOSER, M. and NÉMETH, K., CSILLAG, G. MARTIN, U 2002: Reconstruction of KREUSS, O. 2002: The Anisian–Carnian dasycladacean bio- Mio/Pliocene landscape evolution in the western Pannonian stratigraphy and an attempt for platform and basin correla- Basin based on erosion remnants of monogenetic volcanic tion.— In: PIROS, O. 2002 (ed): STS/IGCP 467 field meeting. fields. — Workshop on Neotectonics and Landscape Abstract Book of the STS/IGCP 467 field meeting. Veszprém, Evolution of the Pannonian Basin Budapest, Hungary, 5–8 September, 2002. pp. 56–58. 27–31/08/2002. PRÓNAY, ZS., CSERNY, T. and TÖRÖS, E. 2002: Environmental NÉMETH, K., CSILLAG, G. MARTIN, U. 2002: Pliocene crater lake seismic measurements on inland waters. — Proceedings of deposits and soft-sediment deformation structures associated the VIIIth Conference of the EEGS-European Section, Aveiro with a phreatomagmatic volcano: Pula maar, western Hungary (Portugalia), 9-12/09/2002. CD-ROM. — Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan RÓTH L. 2002: Digitális domborzat modellezés. — GISOPEN, Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Székesfehérvár, 03/2002. Geologica Carpathica 53 (spec. issue), pp. 41–43. RÓTH L. 2002: Vízgyûjtõ jellemzés és modellezés. — GISDay, NÉMETH, K., MARTIN, U. 2002: Pyroclastic and reworked vol- Székesfehérvár, 20/11/2002. caniclastic sediments preserved in the depositional record of SÁSDI L. 2002: A Pilis hegység karsztjának fejlõdéstörténete. — erosional remnants of tuff rings in western Hungary. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, Abstract Volume of the 7th International Alginite Symposium, 27–29/06/2002, p. 14. Salgóbánya—Losonc (Lucenec), Slovak Republic, SÁSDI L. 2002: Gázbuborékok szerepe a barlangok kialakí- 19–21/09/2002, pp. 81–82. tásában. — Barlangkutatók Szakmai Találkozója, Esztergom, NÉMETH, K., MARTIN, U., CSILLAG, G. 2002: Erosion rate cal- 9–11/11/2001. — Magyar Karszt- és Barlangkutató Társulat culation based on eroded monogenetic alkaline basaltic alkalmi kiadványa., pp. 63–77. volcanoes of the Mio/Pliocene Bakony – Balaton SCHAREK P. 2002: A mérnökgeológiai térképezés fõ módszerei és Highland Volcanic Field, Hungary. — HIBSCH 2002 helyszínei. — Magyarhoni Földtani Társulat, Budapest, Symposium on Earth Sciences, Tepla near Trebenice – Usti 28/01/2002. nad Labem – Marianske Lazne, Ohre (Eger), 3–8/06/2002. SCHAREK, P. and PENTELÉNYI, A. 2002: Environmental Rift region. Geological Studies in Vas County, West Hungary. — NÉMETH, K., SUWESI, KH. S., PEREGI, ZS., GULÁCSI, Z., UJSZÁSZI, Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian–Balkan J. 2002: Plio/Pleistocene scoria and spatter cones, rootless Geological Association, Bratislava, 3/09/2002, poszter. lava flows, and pit craters of violent Hawaiian-style lava SCHAREK, P. and PENTELÉNYI, A., 2002: Environmental fountaining and Strombolian-style explosive eruptions asso- Geological Studies in Vas County, West Hungary. — ciated with an alkaline basaltic intracontinental fissure erup- Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan tion, Al Haruj Al Abiyad, central Libya. — HIBSCH 2002 Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Symposium on Earth Sciences, Tepla near Trebenice – Usti Geologica Carpathica 53 (special issue), pp. 222–224. nad Labem – Marianske Lazne, Ohre (Eger), 3–8/06/2002, SCHAREK, P. and TULLNER, T. 2002: Engineering geological map- Rift region. ping in Hungary and GIS solutions. — 9th Congress of the PÁLFALVI S., KERCSMÁR ZS. 2002: Eocén sekélytengeri Int. Ass. for Eng. Geol. and the Env. (IAEG), Durban, South környezetek karbonátos mikrofáciesei a Vértesben. — Africa, pp. 197 + CD. Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Bodajk, SELMECZI I., BOHNNÉ HAVAS M., SZEGÕ É., LELKES GY. 2002: A 27–29/06/2002, p. 13. devecser-nyirádi alsó-badeni makro-, mikrofauna és mikrofá- PAPP P. 2002: Erdély adta a Kárpát-medencének (Csíky Gábor: cies vizsgálata. — 5. Magyar Õslénytani Vándorgyûlés, 1915, Segesvár–2001, Budapest, Rákoskert). — Koch–Szent- Pásztó, 3–5/05/2002, Pásztó, Abstracts, pp. 28–29. pétery Emlékkonferencia, Kolozsvár, 15–16/02/2002, p. 26. SELMECZI, I. and BOHN-HAVAS, M., SZEGÕ É. 2002: Prepannonian PAPP P. 2002: Két Kolozsvári székfoglaló (Párhuzamok Apáczai miocene of the Tapolca basin (Balaton highland) and its Csere János és Koch Antal tanévnyitó beszédében). — Koch– vicinity. Litho- and biostratigraphy. — Proceedings of the Szentpétery Emlékkonferencia, Kolozsvár, 15–16/02/2002, XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological p 25. Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Geologica PELIKÁN P. (szerk.) 2002: A Bükk hegység földtani térképe, Carpathica 53 (spec. issue), CD-ROM. 1:100 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. SELMECZI, I., BOHN-HAVAS, M., SZEGÕ É. 2002: Prepannonian PEREGI (ed.) 2002: Geological map of Libya, sheet NG 33–08, in Miocene of the Tapolca Basin (Balaton Highland) and its scale 1:250,000. — Kézirat, MÁFI, ER-Petro (Budapest), Vicinity. Litho- and Biostratigraphy — Proceedings of the and IRC (Tadjura, Libya). XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological PEREGI ZS., KORPÁS L. 2002: Felsõ-kréta forráskúpok a Vértes Association, Bratislava, 1–4/09/2002. hegységben. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándor- SERES-HARTAI, É., NAGY, G., KOVÁCS-PÁLFFY, P. 2002: Augelite gyûlés, Bodajk, 27–29/06/2002. programfüzete. first occurrence in the Carpathians. — Proceedings of the PÉRÓ, CS., KOVÁCS, S., LESS, GY., FODOR, L. 2002: Tectonic set- XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological ting of the Triassic “Hallstatt” (s.l.) facies in NE Hungary. — Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Geologica Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Carpathica 53 (spec. issue), CD-ROM. Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — SOLT P., DETRE H. CS., BRAUN T., DON GY. 2002: New P/Tr Geologica Carpathica 53 (spec. issue), pp. 24–25. interstellar spherule occurences in the Bükk Mts. — IX. Igazgatói beszámoló a Magyar Állami Földtani Intézet 2002. évi tevékenységérõl 27

International Conference on Moldavites, Tektites and of the new millennium, — our joint responsibility”, Budapest, Impact Glasses, Frantisokovy Lázné, Abstracts, 25–31/08/2002. Abstract, pp. 182. 23–29/09/2002. TÓTH, T. and KUTI, L. 2002: Spatio–temporal changes in soil SZEGÕ, É. and SELMECZI, I. 2002: Foraminifera biozonation of the salainiti status in lowland areas with shallow groundwater. — prepannonian miocene sediments of Zala basin, SW Hungary. 17. World Congress of Soil Sciensce, Bangkok, — Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan 14–21/08/2002, CD kötet. Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — TYLER, G, BARTHA, A., BALLÓK, M, JAMES, D. 2002: Parameters Geologica Carpathica 53 (spec. issue), CD-ROM. and effects of operating a concomitant metals analyser SZTANÓ O., MAGYAR I., MÜLLER P., LANTOS M., MAGYARI Á., (CMA) for both hydride forming and “normal” elements. — BABINSZKI E. 2002: Tempestites and trace fossils in Lake ICP–OES Lecture on Eleventh Biennal Atomic Spectroscopy Pannon, Late Miocene, Hungary. — 16th International Symposium, Loughborough. Sedimentological Congress, Rau, South Africa, Abstracts, pp. VELLEDITS, F., BLAU, J., PIROS, O., KOVÁCS, S., PÉRÓ, CS., and 360–361. DJERIC, N. 2002: A Unique Upper Anisian reef facies in the part SZTANÓ O., SELMECZI I., KROLOPP E., CSILLAG G., BUDAI T. 2002: of the Tethys: Baradla Cave, Aggtelek Karst (NE Hungary). — Folyóvízi üledéciklusok az oroszlányi Dobai-külfejtés pleisz- Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian–Balkan tocénjében. — Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlés, Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. — Geologica Bodajk, 27–29/06/2002, pp. 5–6. Carpathica 53 (spec. issue), pp. 51–52. SZTANÓ O., TÓTH T., MAGYARI O., MAGYARI Á., HORVÁTH F. VICZIÁN I. 2002: Beszámoló a Török Agyagásványtani Társaság 2002: Alluvial architecture from ultra-high resolution sin- 2001. évi konferenciájáról. — Magyarhoni Földtani Társulat gle-channel survey of the meandering Tisza river, Ásványtan–Geokémiai Szakosztály és Agyagásványtani Pannonian Basin, Hungary. — 16th International Szakosztály, 14/01/ 2002. Sedimentological Congress, Rau, South Africa, Abstracts, VICZIÁN I.: Új, magyar vonatkozású nemzetközi ásványtani foga- pp. 357–358. lom: az Árkai–index. — Magyarhoni Földtani Társulat THAMÓ-BOZSÓ E., JUHÁSZ GY. 2002: Mineral composition of Ásványtan–Geokémiai Szakosztály és Agyagásványtani Upper Miocene – Pliocene (Pannonian s.l.) sands and Szakosztály, 11/11/2002. sandstones in the different sedimentary sub-basins in VICZIÁN, I. 2002: Corrensit és illit–1Md Mecsek hegységi közép- Hungary. — Proceedings of the XVIIth Congress of sõ–triász karbonátos kõzetekben (kivonat). — „A Carpathian-Balkan Geological Association, Bratislava, délkelet–dunántúli triász képzõdmények szedimentológiája” 1–4/09/2002. — Geologica Carpathica 53 (spec. issue), c. Magyarhoni Földtani Társulat konferencia, Pécs, CD-ROM. 10/05/2002. THAMÓNÉ BOZSÓ E. 2002: A pannóniai mélymedencék beszál- VICZIÁN, I. 2002: Magyarország negyedidõszaki képzõd- lítási irányaira vonatkozó kutatási eredményei. — ményeinek agyagásványai (összefoglalás). — Koch–Szent- Proceedings of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan pétery Emlékkonferencia, Kolozsvár, 15–16/02/2002, p. 31. Geological Association, Bratislava, 1–4/09/2002. VICZIÁN, I. 2002: Occurrence of corrensite and illite–1Md in TÓTH T., KUTI L., SZENTPÉTERY I., ZÖLD A.: Hortobágyi szikes Middle Triassic carbonates, Mecsek Mts., S. Hungary gyep talaj–sótartalmának váltakozása: a talajvíz jelentõsége (poster). — „A délkelet–dunántúli triász képzõdmények szed- és a térképezés lehetõségei. — Poszter. Talajtani vándor- imentológiája” c.Magyarhoni Földtani Társulat konferencia, gyûlés, Mátraháza 15–17/05/2002, poszter. Pécs, 10/05/2002. TÓTH T., KABOS L., PÁSZTOR L., KUTI L. 2002. Statistical predic- VINCZE L., KOZÁK M., PÜSPÖKI Z., GYURICZA GY. 2002: tion of the presence of salt–affected soils by using digitalized Környezetföldtani térképsorozat szerkesztési metódusának hydrogeological maps. — Arid Land Research and felhasználóbarát alternatívái és idõszerûsége. — Erdélyi Management 16, pp. 55–68. IF 0,274. Magyar Mûszaki Tudományos Társaság, Bányá- TÓTH T., KUTI L. 2002: A talaj sótartalom–változás tényezõi a szati–Kohászati–Földtani Konferencia, Menyháza, kiskunsági Apajon. — Talaj és környezet, A DE 5–7/04/2002. Agrártudományi Centrum MgTK valamint az MTA Talajtani és Agrokémiai Bizottsága által rendezett tudományos ülés Térkép kiadványa, Debrecen, 11/06/2002, pp. 106–115. TÓTH, T. and KUTI, L. 2002: Long–term abiotic/biotic effects of LESS GY., GYULÁCSI Z., KOVÁCS S., PELIKÁN P., PENTELÉNYI L. the dropping groundwater level and the salt–affected and REZESSY A., SÁSDI L. 2002: A Bükk földtani térképe, sandy regions of Danube–Tisza Interfluve of Hungary. — 3rd 1:50 000. — Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, European Conference on Restoration Ecology. “Chalenges Budapest. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2000–2001 (2003), pp. 29–43.

A XX. század nagy magyar természettudósa, Tasnádi Kubacska András, a természettudományi múzeológia és ismeretterjesztés vezéralakja 100 esztendeje született A great Hungarian scientist of the 20th century András Tasnádi Kubacska a leading personality of scientific museology and popularization was born 100 years ago

KÁKAY-SZABÓ ORSOLYA

Magyar Állami Földtani Intézet „Nincs olyan múlt, melyet visszavárnunk szabad, 1143 Budapest, Stefánia út 14. de van az örök új, mely a múlt kibõvült elemeibõl támad. A vágynak állandóan teremtõnek kell lennie, új jobb világot alkotnia” (Goethe)

Összefoglalás Abstract

Tasnádi Kubacska András (1902. 04. 28 – 1977. 03. 30) a András Tasnádi Kubacska (1902. 04. 28 – 1977. 03. 30) the föld- és ásványtani tudományok akadémiai doktora a ter- doctor of the Hungarian Academy of Sciences in earth sciences mészettudományi múzeológia és ismeretterjesztés vezéralak- and mineralogy was a leading personality of museology and pop- ja. ularization of science. It was he who estabilished paleopatholo- Magyarországon a paleopatológia tudományának gy in Hungary. Founder and promoter of collections in history of megteremtõje. A tudománytörténeti gyûjtemények elindítója és science. Author of 47 books on history of science and popular- fejlesztõje. Negyvenhét tudományos, ismeretterjesztõ és ization of science which were also edited in german, french, russ- tudománytörténeti könyvét, magyar német, francia, orosz, cseh ian, czeh and lithuanian. Eight of these books were prize winners és litván nyelven adták ki. Nyolc könyve nívódíjas. A and his work “Palaeopathology” edited in hungarian and german „Palaeopathologia” magyar és német nyelvû könyve, akadémia won the prize of the Hungarian Academy of Sciences too. díjas. Könyvei mellett 258 publikációja jelent meg, külföldi és Besides his books he was the author of 258 papers in hungarian hazai folyóiratokban, újságokban. and ather journals. From 1960 he was regular participant of pop- Az 1960-as évektõl a rádió és televízió tudományos és nép- ularization in television and ather networks. General director of szerûsítõ mûsorainak rendszeres elõadója. Az Országos the Hungarian Museum of Natural History and vice directors of Természettudományi Múzeum fõigazgatója és a magyar Nemzeti the Hungarian National Museum during the years 1945–1949. Múzeum alelnöke 1945–1949-ig. A Természettudományi The first secretary of the Hungarian Society for Natural Sciences Társulat elsõ titkára 1942–46-ig, majd ügyvezetõ elnöke during the years 1942–46 and its acting president during 1955–58-ig. A természetvédelem megalapítója, a Termé- 1955–58. The Founder of the council prolection of nature and its szetvédelmi Tanácsnak elsõ megválasztott elnöke 1948-ban. A first president elect in 1948. First secretary of the Hungarian Magyarhoni Földtani Társulat elsõ titkára 1946–48-ig, majd alel- Geological Society during 1946–48 and later it vice president nöke 1954–56-ig. A Magyar Tudományos Akadémia Földtani during 1954–56. Member of the Geological Commitee of the Fõbizottságának tagja és tervfelelõse több cikluson át 1957–73- Hungarian Academy of Sciences and referee for planning during ig. Az Orvostörténelmi Társaság tagja 1966–77-ig. A 1957–73. Member of the Society for the History of Medical Nemzetközi Földtani Tudománytörténeti Társaság /INHIGEO/ Sciences during 1966–77. The first representative of Hungary in elsõ magyarországi képviselõje 1970–1977-ig. the International Society for History of Geology /INHIGEO/ A XX. század kimagasló természettudósa egyetemes szem- during 1970–77. léletével megteremtette az új jövõbemutató termé- An outstanding scientist of the 20th century, who with his szettudományos gondolkozást, melyet tovább adott a universal mind created a future oriented scientific mentality, nagyközönségnek is mûvészi fokon, irodalmi stílusban minden- what he forwarded to the general public in an artistic and literary ki számára érthetõen, kiállítások, könyvek, cikkek rádió és style, in a generally understandable way by means of exhibitions, televíziós elõadások útján. books, papers and talks in television and radio networks. 30 KÁKAY-SZABÓ ORSOLYA

hatatlan, kitartó munkaszeretetet, örökölte édesapjától. Még nem ismeri a betûvetést, de édesapjával már boldog izgalommal járja a természetet (1. ábra). Errõl így vall „Kalandozás az õsvilágban” címû könyvében: „Egy életen át az volt a szenvedélyem, hogy a ter- mészetet figyeltem. Gyermekkoromban apám volt ebben elsõ tanítómesterem. Odahaza is, az iskolában is õ oktatott az ásványok, növények, állatok ismeretére és szeretetére. Tanítás után hazament zuglói öreg háza magányába, ahol a falakat könyvek borították. Órákon át elmerülve olvasott vagy szívesen lapozgatta és magyarázta térképeit. Magával vitt a szabadba. Ha vadászott, ha gyûjtõúton járt, mindig vele voltam. Lassan rájöttem a helyes megfigyelés örömére, a jó következtetések önbizalmat adó mámorára. Ráeszméltem, hogy tanácsai megkönnyítik az utat. Szava kincs. Nem voltam rabszolgája, akit szigorú szellemi fel- ügyelet alatt tart. Megtanított a magam szemével látni és a magam eszével gondolkodni. Naponta így teremtett új vilá- got körülöttem. Észrevétette velem az egyedüli helyeset, magát az élõ, alakuló természetet, a valóságot. A bámu- latos változatosságban felhalmozott tények között kezdtem gyermek fõvel is észrevenni tudásom fogyatékosságát. Tasnádi Kubacska András (1902. 04. 28 – 1977. 03. 30) Megismertem a tudományos pontosságra való törekvés András Tasnádi Kubacska szükségességét. Fiatal képzeletem lendületével kerestem a (28. 04. 1902 – 30. 03. 1977) természet igazi arcát. Több volt ugyan a küzdelem, mindig

Tasnádi Kubacska András életében követte és meg- valósította Goethe gondolatait. Mindig újat és jobbat akart. A múlt tudományos eredményeinek jövõbe mutató építõelemeit egyetemes szemléletû tudásával egy- beötvözve teremtette meg, az új, evolúción alapuló ter- mészettudományos gondolkozást úgy a tudomány mûvelésében, mint a természettudományi muzeológiában. A természet egy logikán mûködõ folyamatait figyelte következetesen. Soha nem ment a téveszmék zsákutcájába. Munkásságának legfontosabb célja volt a természetet egységes mozgásában láttatni. Szellemi szûrõjén átengedte a helytelen megállapításokat, de mint a kincset fogta fel a múlt elõre vivõ tudományos eredményeit és gondolkozás- módját. Követte és építkezett rá. Amilyen nyitott szemmel járt a tudomány világában, olyan nyitott szívvel adta tovább ismereteinek gazdag tárházát. Mindenki számára érthetõvé téve a szigorú törvények szerint harmonikus egységében mûködõ örökmozgó természet fejlõdési folyamatait, mûvészi köntösben, közérthetõ irodalmi stílusban, kiállításai, könyvei, cikkei, rádió- és televízió elõadásai útján. 100 esztendõvel ezelõtt, Budapesten 1902. április 28- án látta meg a napvilágot zuglói házukban Fellner Etelka és Kubacska Andrásnak, a Fasori Evangélikus Gimnázium neves természetrajz tanárának gyermekeként. Apja Nyíregyházáról származott. Szegény, paraszti sorsban élõ csizmadia fia, akit a paraszti élet közelségében a természet szeretete ösztönözte arra, hogy Budapestre menjen az egyetemre tanulni természetrajz-földrajz szakon. Saját ere- jébõl, tanításból tartotta fenn magát. Ezt a természet iránti 1. ábra. Tasnádi Kubacska András gyermekkorában édesapjával szenvedélyes érdeklõdést, a célért küzdõ, szívós, fárad- Figure 1. András Tasnádi Kubacska as a child with his father A XX. század nagy magyar természettudósa, Tasnádi Kubacska András... 31

újabb szakadékok nyíltak meg lábam elõtt, de folyton közvetlen továbbfejlesztésével, önálló kutatási eredményei fokozódó volt a vágy az ismeretlen fogalmak tisztázására, alapján, világviszonylatban egyedülálló módon, átfogó a gyõzelemre. A gyermek ezzel az átmenettel érett férfivé.” ökológiai szintézist adott, az õsállatok betegségeirõl. Ilyen szellemi érettséggel fejezi be a gimnáziumot Bécsi tanulmányai alatt 1928-ban részt vett a 1920-ban a Fasori Evangélikus Gimnáziumban és kezdi el Magyarországon tartott híres nemzetközi paleontológiai egyetemi tanulmányait a Budapesti Pázmány Péter Tudo- kongresszuson, amelyen a világ legnevesebb paleontoló- mányegyetemen, a Bölcsész Karon, Természetrajz szakon. gusai vettek részt. Erre a jeles eseményre a közoktatásügyi Az egyetemen lehetetlent nem ismerõ szenvedéllyel hab- miniszter megbízásából a magyar gerinces paleontológia zsolja magába a tudást. Minden érdekli. Folyamatosan irodalmáról írta meg elsõ könyvét, amelyhez az elõszót képezi magát. Nemcsak a természettudományok, hanem az Nopcsa Ferenc írta. A kongresszus egyik fõ programjaként irodalom és a mûvészetek területén is. Harmadéves elõször járt az ezidõtõl híressé vált ipolytarnóci lábnyomos korában már tanársegéd a Budapesti Pázmány Péter homokkõ területén. A 25 millió éves miocén kori õsstrand Tudományegyetemen az Összehasonlító Bonctani- tudományos feldolgozását több évtizeden keresztül, az Szövettani Intézetben. Majd a föld és élet fejlõdés- 1930-as évektõl az 1960-as évek végéig kisebb-nagyobb történetét kutatva átmegy a Budapesti Királyi Magyar megszakításokkal végezte. A terület megóvásáért, egész Tudományegyetem Közgazdaságtudományi Kar Közgaz- életén keresztül varázslatos energiával, lehetetlent nem daság-geológia Tanszékére, ifj. Lóczy Lajos professzor ismerve, kitartóan küzdött a folyamatos nehézségek szellemi mûhelyébe, mint díjtalan tanársegéd. Itt hét évig ellenére. Küzdelme nem volt hiábavaló. Életében ugyan tanul, tanít, kutat, térképez, gyûjt, gyûjteményt kezel. csak a tervek készültek el a lábnyomos terület védelmét Közben 1924-ben megszerzi diplomáját és 1926-ban dok- szolgáló épületrõl, de halála után nem sokkal felépült a torál õslénytan-, ásvány-, kõzettanból. A tanszéken végzett lábnyomok felett az épület, mely nemcsak Nógrád megye tudományos munkájáért állami ösztöndíjban részesül és Magyarország, hanem a világ egyedüli megkövesedett 1929-ben és 1930-ban. Két évre (1927–29) a bécsi õséletterének látványos földtani dokumentuma. egyetemre megy a világhírû õslénytan professzor Othenio Amennyire vonzódott a természethez, ugyan olyan Abel intézetébe tanulni. Ez a két év irányt szab egész örömmel volt az emberek között. A külföldi és hazai életének. Itt ismerkedik meg a regényes életû Nopcsa tudományos társaságokban gyümölcsözõ kapcsolatokat Ferenccel, a világhírû paleontológussal, az õshüllõk és teremtett, amelyet gazdag levelezése tükröz. Az írók, õsmadarak lángeszû tudósával. Egy életre barátságot köt mûvészek, tudósok szellemi közegében folyamatosan vele. Hosszú délutánokat beszélgetnek át tudományos szívta magába a gazdag, emberi alkotószellem szépre és felfedezéseirõl, az õshüllõk életérõl, fejlõdésük, életmód- jóra érzékeny egyetemes gondolkozását. Így találkozott juk csontmaradványaikon mutatkozó nyomairól, valamint Lambrecht Kálmánnal, a világhírû paleontológussal, a az õshüllõk maradványai után céltudatosan kutató erdélyi, kihalt madarak egyik legelismertebb szakemberével, albániai gyûjtõútjairól, politikusi tevékenységérõl. néprajztudóssal, az ismeretterjesztés úttörõjével, a ter- Gazdag, regénybe illõ életútját hûen tükrözõ naplóit mészetet ma is látványosan népszerûsítõ mindenki által Nopcsa átadta neki tanulmányozásra. Ezek alapján írta kedvelt Búvár folyóirat alapítójával. A rövid életû, hatal- meg „Báró Nopcsa Ferenc kalandos élete” címû könyvét. mas értékû munkásságot hátrahagyott Lambrecht volt Nopcsa világos, a természet törvényeire építkezõ logikája szellemi vezetõje. Apja után a legnagyobb tanító mestere. beleivódott természettudományos gondolkozásába. Aki Herman Ottó neveltje és mindazoknak a XVIII. és Othenio Abel mellett dolgozva döntötte el, hogy a XIX. századi forradalmi szellemû természettudósoknak a kihalt õsállatok betegségeit kutassa és Magyarországon tisztelõje és követõje, mint Kitaibel Pál, Petényi Salamon, elsõként, az amerikai Moodie által elindított új tudomány- Szabó József, Herman Ottó, Böck János, Lóczy Lajos, nyal, a paleopatológiával foglalkozzon. Ezért megy a bécsi Nopcsa Ferenc, akik egységében kutatták a természetet és Haberda törvényszéki orvos professzor intézetébe is, hogy egész életüket önzetlenül a tudomány szolgálatába állítot- tanulmányozza a csontokon látható betegségek nyomait. ták. Õk a természettudomány fejlõdését elõrevivõ tudo- Majd idehaza bõvíti ismereteit a különféle betegségekrõl mányos lánc gyöngyszemei. A tudomány stafétabotját Raitsics Emilnél az Állatorvosi Fõiskolán és Beöthy átadó tudósai, akiknek szellemiségére építkezhetett a Konrád pécsi orvos professzornál. Három évtizeden át cél- következõ nemzedék, mint Lambrecht Kálmán és tõle a tudatos alapossággal vizsgálta, fõként a magyarországi stafétabotot átvevõ Tasnádi Kubacska András. Ered- õsállat maradványokon, röntgen- és szövettani módszerek ményeik ma is építik a természettudomány és a kultúra alkalmazásával, az egykori betegségek nyomait. Kutatási egyre táguló világát. Mindig a valóságot látó, a jelen- eredményeit a „Palaeopathologia” címû magyar és német ségeket összefüggéseiben szemlélõ, egyetemes értékekre nyelvû könyvében összegzi, amelynek alapján a föld- és építõ, elõre mutató életük munkájával. ásványtani tudományok akadémiai doktora lett 1960-ban. A magas szintû szellemi mûhelyekben érlelõdött Könyveit akadémiai díjjal tüntették ki. Nemzetközi hírû tudása birtokában, 1931 derekán a Magyar Nemzeti munkájával Magyarországon új tudományágat, a paleopa- Múzeum szervezeti egységébe tartozó Országos tológiát teremtette meg, a biológia, õslénytan és patológia Természettudományi Múzeum Ásvány- Õslénytárába I. határterületén. Az alapozó amerikai Moodie munkájának osztályú segédtisztnek nevezi ki Klebelsberg Kunó Vallás- 32 KÁKAY-SZABÓ ORSOLYA

és Közoktatásügyi Miniszter a gazdasági válság kinevezési tokra, 1941 elején Tasnádi Kubacska Andrást nevezték ki. zárlata után elsõként. Ez idõben Pécs környékén még A Magyarországon végigsöprõ II. világháború vihar elõtti geológiai felvételeket is végez a Magyar Királyi Földtani csendjében még elkészítette az evolúció alapján elõször Intézet igazgatójának, Böck Hugó megbízására. szemléltetett „Fajok eredete és az ember származása” Múzeumi feladata volt újjászervezni a közel 130 éves címû kiállítást és a „Nagy magyar természettudósok” rendezetlen õslénytani gyûjteményt, hogy ne csak értékes életútját bemutató tárlatot, amelyekkel meggyõzõ erõvel tárgyak raktára legyen, hanem a kutatás és az ismeretter- hívja fel a figyelmét a nagyközönségnek a fejlõdéstörténeti jesztés leghatékonyabb intézménye legyen. Fölötteseivel alapon nyugvó helyes természettudományos gondolkozás- örök vitába kellett állnia, hogy kiverekedje, a régi elavult ra. A lendületes alkotómunkát azonban a II. világháború rendszerrel való szakítást. A Múzeum legfontosabb hirtelen megszakította. értékének, nevelõ hatását tartotta. Azt vallotta: „A Tasnádi Kubacska András elévülhetetlen érdeme, hogy nevelõképesség próbaköve a kiállítás. Annyit ér, amennyit Pest ostromának kegyetlen napjai alatt a Magyar Nemzeti a jelennek nyújtani tud. Híd, amelyen nemzedékek jutnak Múzeum szigetként sértetlenül vészelhette át a háborút. át a jövõbe, és az elmúlt élet értékeit mentik át az újabb Mint a Magyar Nemzeti Múzeum elnöki tanácsosa, a tudnivágyóknak és alkotóknak.”. Két év alatt rendezte a védelem zseniális megszervezésével, emberfeletti, bátor, teljesen elhanyagolt õslénytani gyûjteményt. Majd a lát- lehetetlent nem ismerõ varázslatos személyes helytállásá- ványos õslénytani leletekkel, mint a legbeszédesebb föld- val, az ország neki köszönheti, hogy a Magyar Nemzeti tani bizonyítékokkal alátámasztva és dokumentálva, sike- Múzeum nagy értékû évszázados gyûjteményei, kultúrkin- rült fejlõdéstörténeti alapon felállítania Magyarországon csei, a Széchenyi Könyvtár teljes állománya és a múzeum elsõként, a „Föld és az élõvilág fejlõdéstörténete” címû épületei maradéktalanul megõrzõdhettek. Errõl az idõ- modern, népszerûsítõ, nagy érdeklõdést és elismerést szakról így számolt be: kiváltó kiállítást. „1944 végén és 1945 elején minden igyekezetemmel Ezt kifinomult mûvészi érzékkel, széles ívû szaktudás- azon voltam, hogy a Magyar Nemzeti Múzeum javait és sal, újszerû kiállítástechnikával, nagyszerû szervezõ- személyzetét megmentsem. A magaméból élelmeztem készséggel, a legkiválóbb szakemberek, mûvészek és hónapokon át az emberek tucatját, akik a múzeum falai preparátorok bevonásával, ifjú lendülettel hozta létre, 1935 mögé menekültek. Gondoskodtam a múzeum vagyonának és 1943 között, folyamatosan építve és egységrõl egységre elrejtésérõl, hogy maradjon pénz a tatarozásra és a segé- megnyitva a nagyközönség számára. Magyarországon a lyezésre. Életem kockáztatásával igyekeztem feltartóztatni természettudományi kiállítások történetében új korszakot és elhárítani a múzeum kert és az épület megszállását. Ez nyitott meg. Ez az elsõ úttörõ szellemû, mûvészi fokon az utolsó napig sikerült is, ami alig mondható el egyetlen kivitelezett kiállítás, amelyben a Föld és az élet középületrõl is Pesten. Gondoskodtam a Magyar Nemzeti fejlõdésének folyamatait mindenki számára érthetõ össze- Múzeum keretében lévõ valamennyi intézmény sorsáról és függéseiben mutatja be látványos ásvány-, kõzet- és embereirõl. Svéd védlevelet és francia segítséget szereztem õslénytani dokumentumokkal, fejlõdéstörténeti sorrend- múzeumainknak. Nem teljesítettem a nyilas kormánybiztos ben. A leletek minden egyes darabját közérthetõ ma- parancsát, hogy a múzeum értékeit szállíttassam el, s az gyarázatokkal ellátva, mûvészi ábrák, rekonstrukciós raj- így megmenekült anyag ma is sértetlenül van meg a zok, festmények és szobrok segítségével, a rekonstruált õsi múzeum épületében. Egyetlen célom volt a múzeum ökológiai környezetükben tárta a nagyközönség elé (2. anyagát megmenteni, s ez sikerült is, a módról tanúskod- ábra). Ezzel forradalmi változást hozott és új iskolát hatik bárki, aki ebben az idõben, az épületben teljesített teremtett a magyar természettudományi múzeológiában. A szolgálatot.” kiállításhoz szükséges pénzt, állami támogatás hiányában, Nemcsak a tudomány mûvelésében mutatott példát, közadakozásból, társadalmi úton gyûjtötte össze, mivel a hanem emberségbõl és bátor kiállásból is. Védelmezte történelmi idõk egén már fokozatosan gyülekezni kezdtek mindazokat a tudósokat, mûvészeket, akik hozzá a vészjósló viharfelhõk. Közben a vallás- és közoktatási menekültek az ostrom alatt oltalomért a Múzeum miniszter 1938-ban az Ásvány- és Õslénytárat külön- épületébe. Mindezt hatalmas bátorsággal és elsöprõ meg- választotta Ásvány-Kõzettárra és Földtan-Õslénytárra. Az gyõzõdéssel tette. Az orosz katonákat meghátrálásra utóbbi igazgatásával bízták meg. A tárat négy év alatt tel- tudta bírni, amikor a Magyar Nemzeti Múzeum nagy jesen újjászervezte. Tizenkét fõbõl álló kiállító csoportot kapujának betörésével el akarták foglalni az épületet. hozott létre. A legjobb szakembereket gyûjtötte maga köré. Ezen esemény után felkereste az akkori városparancs- Létrehozta a tár könyvtárát, amelynek törzsanyaga saját nokot, Csernüsov tábornokot, aki GPU õrséget rendelt ki több ezer kötetes könyvtárának adományából állt össze. a Múzeum õrzésére. A háború után, 1945 júliusában Idõközben 1940 végén Koch Sándor a magyar mineralógia elõször az Országos Természettudományi Múzeum kimagasló tudós minerofil professzora megvált a Magyar fõigazgatójának nevezték ki, majd ez év novemberében a Nemzeti Múzeum elnöki tanácsos és az Országos Magyar Nemzeti Múzeum alelnökének. Természettudományi Múzeum I. osztályú múzeumi õr A háború nem törte le erejét, sõt megsokszorozódott vezetõi posztjaitól és a szegedi Ásványtani Tanszék energiával elõször a háborús romok eltakarításához vezetését vállalta el. Ekkor ezekre a megüresedett posz- kezdett. Errõl így számolt be: A XX. század nagy magyar természettudósa, Tasnádi Kubacska András... 33

2. ábra. A kiállítás egy részlete. Kréta korú sárkánygyík csontlelet az állat reprodukált szobrával és õskörnyezetét megelevenítõ mûvészi életképekkel Figure 2. Part of the exhibition

„Embereimmel megértettem azt, hogy az igazgatók, a kiszállítani. A tetõket önkezûleg becserepezni, falakat segédszemélyzet és az altisztek a tönkrement épületek és húzni, üvegezni, a villamos vezetékeket bevezetni és vala- berendezések rendbehozatalára közös munkacsapatokat mennyi helyiséget kifesteni. Ez a munkálat nem volt éppen állítsanak, ahol a fõigazgató ugyanúgy végzi a fizikai kevés, mert a Természettudományi Múzeumnak négy munkát, mint a csapat bármelyik munkás tagja. A épülete van, s egymagának annyi helyisége, mint három munkaidõ önkéntes elhatározásunkból reggel 8 órától más fõigazgatóságnak. Az utolsó két esztendõben rendbe délután 8 óráig, illetve télen 6 óráig tart. Az öregebb hoztuk békebeli nívón felül a tudományos gyûjteményeket. tisztviselõket és a nõk egy részét könnyebb kapus szolgá- Neki kezdtünk valamennyi kiállításunk teljesen újra ren- latra rendeltem és így embereimmel sikerült két esztendõ dezésének.” alatt a Természettudományi Múzeum területérõl a romokat A szó legnemesebb értelmében véve, igazi demokrata eltakarítani, magunk által húzott kocsikon a Cséri telepre volt. Soha nem szenvedett rangkórságban. Egyenrangú fél- 34 KÁKAY-SZABÓ ORSOLYA nek tekintett mindenkit. Egyformán segített embertársain, Nyomda- és Kliséüzemet valamint a Sajtó Osztályt, mo- rangra, korra, nemre való tekintet nélkül. Együtt dolgozott dern felszereléssel, elsõrangú szakemberekkel az élükön. munkatársaival. A fizikai munkában is mindig élenjárt. A Ezzel biztosította a kiadványsorozatok anyagi és technikai nemzeti kultúra elõbbre vitelét szolgáló célok meg- hátterét és azok önálló kiadását. A múzeumi monográfiák 5 valósítását mindenek fölé helyezte. Egész életén át csak a hatalmas kötetét 1000-nél több táblával, életrajzok 3 nagy magyar tudományt és kultúrát szolgálta. Közel négy éves kötetét, az általa szerkesztett Annales különválasztott ter- fõigazgatósága üstökösként ragyogott a Termé- mészettudományi számait, valamint az általa életre hívott szettudományi Múzeum történetén, máig maradandó építõ- „Mûveltség” címû folyóiratot, amely széles látókörû munkát hagyva maga után. Lehetetlent nem ismerõ hatal- kultúrszellemének eszenciája. Minden egyes száma az mas dinamizmussal, fergeteges sebességû követhetetlen egyetemes kultúra egy-egy színes palettája a szépirodalom, munkatempóval teremtette újjá és fejlesztette a Természet- zene- és képzõmûvészet, történelem, társadalom-, orvos- és tudományi Múzeumot, a kort messze megelõzõ elõremu- természettudomány gazdag világából. A legszínvonalasabb tató koncepciói alapján. Kiváló gazdasági érzékkel, önálló alkotó szellemek munkáinak egybefûzött kincsestára, ame- anyagi forrásokat teremtett a Természettudományi Múze- lyet mindenki számára közvetít, a lélek felüdítésére és az um újjászervezésére. Új kutatóintézeteket létesített. Az elme csiszolására (3. ábra). A mai napig a legmagasabb Embertani Tárat, hazai viszonylatban egyedül álló gyûj- szintû mûvészi ismeretterjesztés csodája, tartalmában és teményével, sejtkutató- és biológiai laboratóriumával. A kivitelezésében egyaránt. Az elsõ szám Keresztury Dezsõ Biológiai Intézetet, a közel 50 holdas vácrátóti park és a raj- hozzá intézet levelének eredeti facsimile soraival indul (4. talévõ kúria épület megvásárlásával, ahová a háborús ábra): károkat szenvedett növénytári egységet helyezte. A sérült „Kedves Barátom! tároló szekrények helyett a növényeknek modern vasvázas Örömmel üdvözlöm a „Mûveltség” megindulását. Kis növénytároló alumínium szekrényeket készíttetett. nép vagyunk s a népek versenyében elsõsorban szellemi Létrehozta a Tudománytörténeti Gyûjteményt régi családi értékeinkkel érvényesülhetünk. Álljon a „Mûveltség” a kézirat hagyatékok felvásárlásából, a Fotó Intézetet, a magyar mûveltség szolgálatában s mutassa meg igazi értékeinket itthon s a nagyvilágban. Munkátokhoz sok si- kert kíván. Keresztury Dezsõ”

4. ábra. Keresztury Dezsõ Tasnádi Kubacska Andráshoz írt levele a „Mûveltség” folyóirat megindításának üd- vözlésére Figure 4. Congratulation letter of Dezsõ Keresztury to András Tasnádi Kubacska on starting of the journal “Erudition”

A mai napig érvényes sorok. Sajnos a történelmi 3. ábra. A „Mûveltség” elsõ számának címlapja Molnár C. Pál fametszetével, a tudomány és természet harmonikus világának események miatt csak hat füzet kiadása vállhatott valóra, mitologikus képábrázolása amely maradandó vesztesége a magyar kultúránknak. Figure 3. Cover of the first issue of the “Erudition” with woodcut Nagy hangsúlyt helyezett a szakkönyvtárak fejlesztésére by Pál Molnár C. is, amit kiemelt feladatként kezelt, errõl így írt: A XX. század nagy magyar természettudósa, Tasnádi Kubacska András... 35

„Felvirágoztattuk a szakkönyvtárainkat, amelyeknek együttes állománya 400 000 kötet. A legnagyobb szak- könyvtár tehát az egész ország területén. Évenként megjelent tudományos szakfolyóiratunk sok száz példányban küldjük szét külföldre. Négy év óta kiadványaink tömege messze felülmúlja azokat, amelyeket az elõzõ idõszakban a múzeum vezetõsége 20 éven át adott ki”. A gyûjtemények gyarapítására 1948-ban országos gyûjtési kampányt szervezett a különbözõ szakterületek részére. A természet védelemre is fokozott figyelmet szen- telt. Madármegfigyelõ expedíciókat indított a II. világ- háború okozta károk felderítésére, hogy a veszteségeket pótolni lehessen. Nagyszabású modern kiállítások létre- hozását indította el. Az „Egysejtûektõl az ízeltlábúakig” valamint az Európa hírû „Afrika élõvilága” címû kiállítást. Az utóbbihoz nagy értékû trófea- és állatbõr- gyûjteményeket vásárolt Kittenberger Kálmán és 6. ábra. A Természettudományi Múzeum preparátor mûhelyében az Széchenyi Zsigmond híres Afrika vadászoktól. A kiállító elefánt „életre keltése” dermoplasztikai technológiával csoport mûvészei és preparátorai (5. ábra) Afrika Figure 6. Preparation of the elephant with the dermoplastic technics egzotikus nagy vadait az elefántot, oroszlánt, zebrát, vad- in the workshop of the Hungarian Natural Science Museum

5. ábra. A kállítócsoport kiváló preparátorai (balról jobbra): Rajcsinesz István, Õry Sándor, Kötél Antal és Fischer Sándor — a 7. ábra. Elefántos dioráma zebrás és vaddisznós afrikai dioráma készítés közben Figure 7. Diorama of the elephant Figure 5. Excellent preparators of the exhibitorgroup at the African diorama disznókat, antilopokat, gazellákat hazánkban elsõ ízben dermoplasztikai szobrászati technológiával (6. ábra) kel- tették életre a nagyméretû diorámákban, ahol élõviláguk jellegzetes környezetébe helyezve tökéletesen megelevenedtek, amire Széchényi Zsigmond azt mondta, hogy „még a levegõjük is afrikai” (7. és 8. ábra). A tudományosan hiteles és mûvészien magas színvonalú szobrokat Madarassy Valter, Szilágyi Margit, Istvánfy Hildegard és Szõke Lajos mintázták. A pasztell fest- ményeket és a kiemelkedõen szép rekonstrukciós freskókat Andor Lóránt festõmûvész, a mûvészi fotókat, a Fotó Osztály vezetõje Homoki Nagy István készítette, a késõbbi neves természetfilmek alkotója. Afrikának nemcsak az állatvilágát, hanem az ott élõ néger bennszülöttek jellegzetes típusait is megelevenítették Madarassy Valternek egy néger dobost- és egy néger vadászt ábrázoló 8. ábra. Oroszlánok diorámája remekbeszabott szobrai. A kiállításnak szerves része volt Figure 8. Diorama of the lion 36 KÁKAY-SZABÓ ORSOLYA egy könyvtárterem is, ahol a könyvek és albumok tanul- 9. ábra. A Magyar mányozása során a látogatók mélyrehatóbban megis- Állami Földtani Inté- zet Múzeumának merkedhettek Afrika gazdag élõvilágával, földrajzával, tölgyfa tárolószek- népeivel, mûvészetével. A két kiállítást 1949. augusztus rényei 13-án egyszerre nyitották meg a nagyközönség számára. A Figure 9. Oak storer fordulat évének nehéz korszakában, akkor, amikor a kiál- cabinet of Museum lítások létrehozóját Tasnádi Kubacska Andrást már fél éve, of the Hungarian 1949. január 27-én azonnali hatállyal felfüggesztették Geological Institute fõigazgatói állásából, azon koholt vádak alapján, hogy „az ostrom alatt elmulasztotta az Eszterházy kincsek kiadásá- nak megakadályozását és a felszabadulás után a kincsek felkutatásában nem tanúsított megfelelõ érdeklõdést.” Visszaminõsítették múzeumi õr beosztásba az egykor általa újjászervezett Õslénytárba. Emberi nagysága itt mutatkozott meg igazán. Túllátott a történelmi ese- ményeken, az emberi gyarlóságok fölé emelkedett és folytatta a számára legfontosabbat, a tudomány mûvelését és szolgálatát. Elkészítette az új földtani, õslénytani és ásványtani állandó kiállítások modern tudományos szem- vezetõjévé nevezte ki. Munkásságának második szakaszát léletû és technikájú forgatókönyveit, valamint egy 1973. november 29-i nyugdíjazásáig a patinás Földtani fejlõdéstani vándorkiállítás terveit azok számára akiknek Intézet falai között töltötte. Feladata ismét az újjászervezés nincs módjuk a városi múzeumokat felkeresni. Mindezek volt. A cél a régi kiállítás jellegû múzeum átalakítása szak- megvalósítását már utódai hívták életre, mivel 1949 gyûjteménnyé. Felállítja a rétegtani, ásvány-teleptani, decemberében kénytelen volt végleg megválni a kõzettani, növénytani és gerincespaleontológiai gyûj- Természettudományi Múzeumtól, az élete végéig legked- teményeket. Ebbe a rendszerbe rendezi át a nagy múltú, veltebb szakmai otthonától. A Természettudományi 1868-tól elindult önálló magyar földtani kutatásoknak fel- Múzeumból való távozása örök vesztesége a magyar becsülhetetlen értékû, de 1920 óta szinte magára hagyott közmûvelõdésnek. Elmenetelének közvetlen oka , hogy Kárpát-medencei, valamint az 1950-es évektõl folyam- ekkor Ortutay Gyula, az akkori Vallás- és Közoktatásügyi atosan gyûjtött ipari nyersanyagkutatás földtani dokumen- Miniszter kinevezte a Múzeumok és Mûemlékek Országos tumait. A gyûjtemény egységek élére szakembereket nevelt Központjába a természettudományok múzeológusává. Itt ki, akik rendezték, határozták, leltározták, faj és lelõhely 45 múzeum fõfelügyeletét látta el 1950 október végéig. szerint kartotékolták a gyûjtemény anyagait. A tárolásra Ezt követõen a Nehézipari Minisztérium 1950 novem- alkalmatlanná vált régi vitrines szekrényekbõl az 1960-as berétõl a Magyar Állami Földtani Intézet Múzeumának évek elejétõl, a Kõolaj- és Gázipari Tröszt vezérigazgatójá-

10. ábra. A Földtani Inté- zet történetét bemutató kiállítási szekrény Figure 10. Exhibition cab- inets from history of the Hungarian Geological Institute A XX. század nagy magyar természettudósa, Tasnádi Kubacska András... 37

11. ábra. Rudabánya telep- tanát bemutató kiállítási vit- rin Figure 11. Exhibition cabinet for ore deposite of the Rudabánya

nak, Bese Vilmosnak támogatásával, 1969-re, a Földtani könyveivel és cikkeivel is. Összesen 47 õslénytani, Intézet 100 éves jubileumára 350 db fiókos tölgyfa tár- tudománytörténeti és ismeretterjesztõ könyvét adták ki lószekrényekbe (9. ábra) került át a mintaszerûen rendezett magyar, német, francia, olasz, orosz, cseh és litván nyel- több százezres gyûjtemény. A mai napig ebben a rendszer- ven. Nemzedékek nevelõdtek fel a mindenki számára ben mûködik és fejlõdik, mely az ország legnagyobb és leg- érthetõ, izgalmas, élvezetes irodalmi stílusban írt egységesebb földtani szakgyûjteménye. A Magyar Állami ismeretterjesztõ könyvein. Földtani Intézetben is rendez kiállításokat az Intézet Munkásságának elsõ idõszakában 1928–1945-ig hét folyosóin és nagytermében. Elõször az 1950-es években a könyve jelent meg. Elsõként a magyarországi gerinces „Dinamogeológia” témájú kiállítást, majd 1969-ben a paleontológia irodalmáról, Nopcsa Ferencrõl írt két élet- Magyar Állami Földtani Intézet 100 éves jubileumára, az rajza, az õsállatokról szóló hiedelmek tudományos megfej- Intézet történetét (10. ábra), valamint Magyarország téseinek lebilincselõ módon való közreadása, mely egyben rétegtanát és ásvány-teleptanát (11. ábra) bemutató kiállítá- ismeretterjesztõ írásainak egyik remeke. Tíz évig elhall- sokat. Az utóbbihoz szükséges látványos anyagokat 1968- gattatták. Írásai elõtt 1955-ig zárva maradtak a kiadók ajta- ban egy év alatt szerezte be, az ország akkori nagy kapaci- tással mûködõ bányáiból rendszeres gyûjtõútjai során (12. ábra). Ez idõ alatti gyûjtõútjainak történetét a „Láthatatlan bánya” címû könyvében összegezte. Az intézettörténeti és az ásvány-teleptani kiállítási vitrinek a mai napig láthatók az intézet folyosóin, immáron több mint három évtizede, amelyek hûen dokumentálják a magyar és külföldi szakemberek számára a magyar földtan történetét és Magyarország mára már kitermelt ipari nyersanyag elõfordulásait. Élete utolsó éveiben 1972-ben hozta létre a Földtani Intézet Tudománytörténeti Gyûjteményét, fõként a Földtani Intézetben dolgozott geológusok hagyatékaiból, ami azóta jelentõs tudománytörténeti archívummá gyarapodott. Amennyire iskolateremtõ mestere volt a termé- 12. ábra. Gyûjtõúton szettudományi muzeológiának, olyan egyedülálló vezér- Rudabányán 1968-ban alakja volt a tudományos ismeretterjesztésnek . (Bécsy László felvétele) A Föld és az élõvilág fejõdésének õsi korszakaiba nem Figure 12. On the mineral field-work at Ruda- csak kiállításaival kalauzolta el a szakembereket és a bánya in 1968 (photo: nagyközönséget, hanem tudományos és ismeretterjesztõ László Bécsy) 38 KÁKAY-SZABÓ ORSOLYA jai az akkori kor gondolkozása miatt. Azonban 1955-tõl szerkesztõbizottsági tag volt élete végéig. A tudomány és kezdve a kiadók újra ajtót nyitottak elõtte. Ekkor megújult kultúra terjesztését írásain kívül, közkedvelt ismeretter- lendülettel tovább folytatta könyvei, cikkei írását. Ez jesztõ rádióelõadás sorozataival, televíziós mûsoraival is idõtõl még 40 könyve jelent meg, melyek közül nyolcat népszerûsítette. nívódíjjal tüntettek ki. Minden egyes könyve a föld A tudomány, a közmûvelõdés elõbbre vitelében és az történetének egy-egy korszakára nyit ablakot és mutat rá a ország természeti kincseinek védelmében sok közéleti természet folyamatainak logikus összefüggéseire, a külön- tisztséget vállalt el, többnyire a legnehezebb történelmi bözõ sárkánymesék eredetére, a természetet kutató tudó- idõkben. A Természettudományi Társulat elsõ titkára sok példamutató küzdelmes életére, a céltudatos növény-, 1942–46-ig, majd ügyvezetõ elnöke 1955–58-ig. A rovar- és ásványgyûjtés fortéjainak elsajátítására, az Természetvédelmi Tanácsnak az elsõ megválasztott elnöke ásványok gazdag világára, képzõdésük folyamataira. De 1948-ban. A Magyarhoni Földtani Társulat elsõ titkára szól a gyermekekhez is. A meséken keresztül észrevétlenül 1946–48-ig, majd alelnöke 1954–56-ig. A Magyar a gyermeki szívekbe lopja magát, láttatva a természet örök Tudományos Akadémia Földtani Fõbizottságának tagja és rendben mûködõ bámulatra méltó világát. Mesél a vadon- tervfelelõse több cikluson át 1957–58, 1961–63, 1965–67 ban élõ állatok családi életének kedves epizódjairól. Arról és az 1970–73-as években. Az Orvostörténelmi Társaság a szeretetrõl, ahogy óvják, sõt amikor kell, önmaguk életét tagja 1966-tól. A Nemzetközi Földtani Tudománytörténeti kockáztatva is védik és gyengéden nevelik utódaikat. Épp Társaság (INHIGEO) elsõ magyarországi képviselõje olyan bensõséges meghitt szeretettel, mint ahogy az ember 1970–1977-ig. óvja, gondozza gyermekeit. De mesél a hangyák cél- Élete végéig, 1977. március 30-án bekövetkezett tudatos, szorgalmas, szigorú törvények szerint irányított haláláig szüntelenül dolgozott. Soha nem tette le a tollát. közösségi munkálkodásáról is. A házkörüli állatok életérõl, Gazdag szellemének szárnyalása újabb és újabb gondola- amelyeket személyes gyermekélményei motiváltak. tokat ébresztett benne, még akkor is, amikor megromlott A könyvei mellett 1925-tõl 258 õslénytani, földtani, kul- látása miatt vakon írta le gondolatait. Kerek egész, tur- és tudománytörténeti cikke jelent meg folyamatosan, 41 örökösen a jóért, a jobbért kitartóan törekvõ küzdelmes különbözõ tudományos és ismeretterjesztõ, magyar és élete szolgálat volt. Lehetetlent nem ismerve folyamatosan külföldi folyóiratokban, heti- és napilapokban, gyakran dolgozott a nemzet kultúrájának felemeléséért és folytatásos sorozatokban. Tudományos közleményei gazdagításáért valamint a tudomány elõbbreviteléért és hazánkban, a Földtani Közlönyben 1925-tõl, Barlang- terjesztéséért. Életfilozófiáját a „Nagy magyar ter- kutatásban 1926-tól, a szegedi Acta Biologicaban 1928-tól, mészettudósok” címû könyvében így fogalmazta meg. „Az Geologica Hungaricaban 1932-tõl, Annales Musei elmúlt 200 év természettudományainak története egyúttal Nationalis Hungariciben és a Matematikai és Termé- néhány bátor és makacs, jellemnek is a története. Bölcsen, szettudományi Értesítõben 1934-tõl, valamint külföldön a nyugodtan, méltóságteljesen viselkedtek, s magasabb- Karst und Höhlenforschung-Berlin 1929-tõl, Palaeo- rendû tudománymûvelésbe vetett hitüknek köszönhetjük, biologica-Wien 1930-tól valamint a Paleontologische hogy a haladás szelleme mindig megerõsödve került ki a Zeitschrift-Jena 1936-tól folyamatosan kerültek kiadásra. válságokból.” Ismeretterjesztõ cikkei évtizedeken át rendszeresen Ezt példázza Tasnádi Kubacska András gazdag, a múl- jelentek meg a Természettudományi Közlönyben 1929-tõl, tat õrzõ, abból építkezõ, de mindig újat teremtõ, az a Búvárban 1935-tõl, az Élet és Tudományban 1955-tõl, az ismereteket mindenki számára összefüggéseiben láttató Orvostörténeti Közleményekben 1957-tõl amely lapoknál tudományos, ismeretterjesztõ és közéleti munkássága. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 39–41.

Tasnádi Kubacska András, az ismeretterjesztõ

BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Mikor általános iskolás koromban egy osztálykirándulás a Búvár 1935; az Élet és Tudomány 1955; Termé- keretében meglátogattuk a Nemzeti Múzeumot és az ott szettudományi Közlöny 1961. és az Orvostörténeti Köz- látható Afrika kiállítást, lenyûgözve szemléltem az addig lemények 1966. szerkesztõbizottsági tagja. Tudományos soha nem látott hatalmas diorámákat és a valós környezetbe és ismeretterjesztõõslénytani, földtani, kultúr- és helyezett, élethûnek tûnõ vadállatokat. A múzeum falai tudománytörténeti cikkei folyamatosan jelentek meg, között kedvenc íróim, Kittenberger Kálmán és Széchenyi gyakran folytatásos sorozatokban, magyar és külföldi Zsigmond vadászkalandjainak világa elevenedett meg, folyóiratokban, napilapokban. A népszerû, ismeretterjesztõ kézzelfogható közelségbe került egy elérhetetlennek tûnõ folyóiratok közül megemlítendõk: A Természet (1927), a távoli kontinens természeti környezete, növény és állatvilá- Természettudományi Közlöny (1929), a Búvár (1935), a ga. Ez volt az elsõ találkozásom — bár akkor ezt még nem Tükör (1936), a Földgömb (1936), az Ifjúság és Élet tudtam — Tasnádi Kubacska Andrással, aki megálmodta és (1937), az Élet és Tudomány (1955), az Élõvilág (1957), a megrendezte az Afrika kiállítást. A következõ, már szemé- Természetjárás (1958), a Védett természeti ritkaságaink lyes találkozás évekkel késõbb a Földtani Intézet folyosóján (1960), az Ifjúsági Magazin (1966), a Fiúk Évkönyve történt, ahol öles léptekkel, lobogó fehér köpenyben szágul- (1967), a Természet Világa (1969), a Delta (1971), a Veda dott kíséretével, és a centenáriumi kiállítás valamelyik vit- a zivot (1958), a Wissen und Leben (1958), a Problemy rinjének berendezésére adott mennydörgõ hangon utasítá- (1958). Összesen 40 különbözõ folyóiratban 258 cikke sokat. Ennek az emlékezetes kiállításnak egyes részei máig jelent meg. Ismereteinek nagy tárházát mûvészi köntösben láthatók és látogathatók a Földtani Intézetben, bizonyítván és irodalmi stílusban mindenki számára elérhetõvé tette az összeállítás szakszerûségének és esztétikumának idõtál- nemcsak kiállításaiban, könyveiben, cikkeiben hanem a lóságát. nagyközönség által kedvelt népszerûsítõ és tudományos A korábbiakban szép elõadások foglalkoztak Tasnádi rádió- és televízió elõadásaiban. Kubacska András életmûvével, muzeológusi, kiállítás- Egy nagy ívû pálya, hatalmas életmû egy szeletét szervezõi tevékenységével, és egyik legjelentõsebb bemutatni nem egyszerû feladat. Különösen nehéz arra munkájával, az ipolytarnóci lábnyomos homokkõ fel- vállalkozni, hogy egy tudományos életmûbõl kiemeljük, tárásával, melynek révén a magyarországi termé- elkülönítetten kezeljük a szigorú értelemben vett szetvédelem az Európa Diploma elnyerésével komoly tudományos és a tudományt népszerûsítõ tevékenységet. nemzetközi elismertséget is szerzett. Bár mindez része Nem is érzem erre hivatottnak magam, inkább idézném annak a lankadatlan törekvésnek, hogy a tudomány ered- Czelnai Rudolf közelmúltban megjelent, ide vágó ményeirõl közérthetõ formában hírt adjon a laikus közön- vélekedését errõl a kérdésrõl. „Aki a szintetizáló/ ségnek, a következõkben csak érintõlegesen foglalkozom ismeretterjesztõ munkát végzi, olyan hídon áll, amely a vele. Ugyanígy, kellõ személyes emlék és dokumentum tudomány partját köti össze a tudományon kívüli világé- hiányában nem fogom elemezni tudományt népszerûsítõ val. Nem középen áll, hanem a laikus közönség oldalán. elõadásait, rádiós és televíziós szerepléseit. Nem a tudomány nyelvét használja, hanem a lehetõ Tasnádi Kubacska András a 20. század kimagasló ma- legközérthetõbb nyelvet. Annak, ahogyan a mondani- gyar természettudósa, a kultúra és a természettudo- valóját összeállítja, egészen más a logikája, mint a specia- mányok ismeretterjesztésének vezéralakja. Évtizedeken át listák által megfogalmazott tudományos üzeneté.” 40 BREZSNYÁNSZKY KÁROLY

(CZELNAI 2002: p. 389) Ehhez hozzátenném azt, hogy nem ra, hogyan kezdõdik a regény vagy novella. Az író, aki helytálló sem rangsorolni, sem súlyozni az egyes hasonlatokban és ötletekben gondolkozik, olvasóját a tevékenységeket, fontosságukat keresve, mert mind a kezdõ sorokkal is abba az illúzióba tudja ejteni, mintha õ tudományos kutatásnak, mind a tudományos ismeretter- maga sem tudná, hová indul mondatainak szövevényes jesztésnek megvan az önálló, de egymásra utalt létjogo- útvesztõje.” Írja egyik mûvében, majd így folytatja: sultsága. A bevezetõben idézett emlékezetszilánkokkal „Szeretném a fejezet bevezetõ soraival nyomban meg- arra kívántam utalni, hogy milyen maradandó, akár egyéni nyerni az olvasót. Ez tenné lehetõvé az embernek, hogy életpályákat meghatározó hatású lehet egy-egy, a közönség nagyobb hatalmat nyerhessen fölötte. Nem valamiféle igényeit kielégítõ alkotás, a színvonalas ismeretterjesztõ kaján írói önzésbõl, hanem gyakorlati szükségességbõl. tevékenység. Különösen akkor, ha a tárgy túlságosan mindennapi, sõt A hazai természettudományos ismeretterjesztésnek száraz, de a továbbiak megértéséhez és elsajátításához mélyben gyökerezõ hagyományai és nagy múltú mégis feltétlenül beszélni kell róla.” (TASNÁDI KUBACSKA intézményei vannak, elég ha csak a Bugát Pál alapította 1955: p. 13). A „Búvár” 1937. évi évfolyamában jelent Természettudományi Társulatot említem, melynek elsõ meg „Az igazgyöngy” címû írása, ennek szinte lírai szép- titkára (1842–1846), majd ügyvezetõ elnöke ségû kezdõ soraival illusztrálnám a szerzõ elõbb idézett (1855–1858) volt. A 19. század második felében az törekvéseit: „Az indiai néphit azt tartja, hogy a gyöngy- ismeretterjesztés elsõdleges célja a rohamosan fejlõdõ kagyló titokzatos hajnalok pirkadásán fölszáll a tenger fel- természettudományok jótékony hatásának megis- színére, széttárja teknõit, hogy harmatcsöpp hullhasson mertetése, és ezáltal a tudományos tevékenység támo- közéjük. Ez a harmatcsöpp az igazgyöngy magva.” gatásának megalapozása volt. A 20. század folyamán fel- (TASNÁDI KUBACSKA 1937: p. 732). Ezt a bevezetést köny- gyorsult a tudomány fejlõdése — ennek a századnak nyed stílusú, tárgyszerû, minden, a gyöngy keletkezésére, derekára esik Tasnádi Kubacska András munkálkodásá- összetételére, elõfordulására, halászatára vonatkozó szük- nak ideje — ekkor születtek meg a tudomány leg- séges ismeret leírása követi. Azt hiszem, mindannyian csodálatosabb eredményei, és nyugodtan állíthatjuk, próbálkoztunk már ismeretterjesztõ cikkek írásával és hogy a tudományos kutatás civilizációnk egyik mozgató rádöbbentünk, hogy milyen nehéz ez a mûfaj. Nehéz, mert erejévé vált. Az, hogy tényleges társadalmi moz- a jó ismeretterjesztõ cikk olyan, mint a népdal. Egyszerû, gatóerõvé válhasson a tudomány, eredményeinek be kel- egyértelmû és világos szerkezete van. Ehhez járul lett épülnie mindennapi cselekedeteinkbe, a köztudatba, nyelvének tisztasága, a felesleges idegen szavak és szak- aminek legfontosabb eszközei az oktatás, ismeretter- kifejezések mellõzése. jesztés, az eredmények népszerûsítése. Írásainak olvasmányos stílusa, egzotikumot, kalan- Tasnádi Kubacska András szakírói munkásságának dokat ígérõ témaválasztása hozzájárult ahhoz, hogy szá- legjelentõsebb részét a tudományt népszerûsítõ írásai mos könyve jelent meg ifjúsági könyvkiadónál. Köny- képezik. Az 1920-as évek második felében, legelsõ veivel titokzatos õsvilágokba, óriás állatszörnyetegek közé tudományos közléseivel párhuzamosan már publikál nép- vezette olvasóit. A „Kalandozás az õsvilágban”, az „Óriá- szerûsítõ folyóiratokban, „A Természet” és a „Termé- sok birodalma”, az „Õsállatok nyomában”, hogy csak szettudományi Közlöny” hasábjain. Közléseinek tárgyát néhányat említsünk könyvei közül, megismertette az az õsélet tudományból meríti, ami nem csoda, mert ekkor olvasót a jura és a kréta idõszak sárkánygyíkjaival, a 19. végzi tanulmányait a bécsi Collegium Hungaricumban század kalandos felfedezõ utazásaival, amikor elszánt Othenio Abel világhírûõslénytan professzor keze alatt. kutatók azon fáradoztak, hogy hatalmas õsállatok csont- Abellel való kapcsolata meghatározta õslénytani kutatá- jaira vadásszanak. Bemutatta, azt is, hogyan vadászott az sainak irányát, legszívesebben a letûnt földtörténeti korok õsember a barlangi medvére, és hogyan találták meg életjelenségeivel, kihalt szervezetek életnyomainak, Szibériában az elsõ épen maradt mamutot. Ezeken a kalan- patológiai elváltozásainak vizsgálatával foglalkozott. dokon keresztül az olvasó sok mindent megtudott a Föld Népszerûsítõ cikkei évmilliókon átívelve valóságossá tet- történetérõl, az õsi állatvilágról, amelybõl a mai fajok ték az õsvilági életet, kövesült csontdarabokról, mészváz fejlõdtek ki. A tárgyi ismereteken túl szinte észrevétlenül töredékekrõl, lenyomatokról el tudta hitetni, hogy ezek elsajátította az aktualizmus, az evolúció elméletén alapuló egykor élõ szervezetek részei voltak, és azt hogy ha új szemléletet. Könyvei a 60-as, 70-es években mai vi- megfelelõ mélységig megismerjük azokat, még az egykori szonylatban óriásinak számító tízezer körüli példányszám- élet környezetérõl is tudósítanak bennünket. A „Láncravert ban jelentek meg. Népszerûségükhöz hozzájárult, hogy az õsmaradványok”, az „Élet a borostyánkõerdõben”, a illusztrációkat olyan neves grafikusok készítették, mint „Daganat a tengeri liliomon”, „Az elveszett kar története” Csergezán Pál, Réber László, Reich Károly. hatásos, figyelemfelkeltõ címek, melyek megragadják az Írásai nem pusztán természettudományos ismereteket olvasót és szinte észrevétlenül lesznek birtokosai alapvetõ közvetítenek az olvasó felé. Széleskörû mûveltsége révén geológiai, paleontológiai ismereteknek. el tudta érni, hogy a természettudományos ismertek az Nem csak a címválasztás technikája példamutató általános mûveltség részeként jelenjenek meg. Biztonság- Tasnádi Kubacska írásaiban, hanem népszerûsítõ mûve- gal mozog a történelem és kultúrtörténet terén, idéz a inek bevezetése is. „Ha olvasok, különös élvezet számom- Bibliából éppúgy mint Pliniustól, Bél Mátyástól vagy Tasnádi Kubacska András, az ismeretterjesztõ 41

Kossuth Lajostól, de említhetjük az irodalom olyan A másik, nem kevésbé jelentõs személyiség, akinek kiválóságait, mint Goethe, Tóth Árpád, Jókai Mór vagy életpályáját feldolgozta, Lóczy Lajos a nemzetközi hírû Kosztolányi Dezsõ. geológus, földrajz tudós, a Földtani Intézet kiemelkedõ Meg kell emlékeznünk Tasnádi Kubacska András jelentõségû igazgatója. „A múlt magyar tudósai” tudománytörténeti munkásságáról is. A tudománytörténeti sorozatban, 1974-ben megjelent könyv méltó emléket feldolgozások, neves tudósok életpályájának felidézése, a állít a példaként tisztelt tudósnak. A mû megjelenésekor, tárgyszerûség és tudományos igényesség szempontjainak már megromlott látással, kissé reszketõ betûkkel így tiszteletben tartásával, igazi ismeretterjesztõ cselekedet is. dedikálja kedves tanítványának a könyvet: „Az öregedõ A tudománytörténeti kutatás közel áll a geológus gondol- ember mindig szívesen ír öregekrõl és letûnt korokról.” kodásmódjához, ugyanúgy információtöredékekbõl kell A könyv minden sorából sugárzik, hogy szívesen összeállítani, idõrendbe szedni az eseményeket, ahogy ez a emlékezik a gyerek- és ifjúkori példaképre, de a befejezõ földtani kutatás során is történik. Foglalkozott többek sorokban már a saját, életkorából adódó korlátait elis- között Leonardo da Vinci, Kitaibel Pál, Lambrecht merve megjegyzi: „Abban a reményben végzem ezt az Kálmán munkásságával, de a gazdag életmûbõl most csak életrajzot, hogy felhívhatom a figyelmet egy nemzetközi három elemet ragadunk ki. becsû és értékû Lóczy életrajz megírására.” (TASNÁDI Az elsõ, talán legjelentõsebb ilyen irányú mûve „Báró KUBACSKA 1974: p. 143). Ez a Lóczy életrajz máig várat Nopcsa Ferenc kalandos élete” címet viseli. A Franklin- magára. Társulat kiadásában, Nopcsa halálát alig öt évvel A Magyar Állami Földtani Intézet fennállásának követõen, 1938-ban jelent meg a könyv. „Szeretném, ha az századik évfordulója megünneplésére készült 1969-ben. olvasó megértené és megbecsülné Magyarország egyik, Az egyedülálló ünnepségsorozatot nemzetközi konferen- világviszonylatban is lángeszû tudósának a lelkét. Ez a ciák, találkozók, felújított épület és nagyszabású kiállítá- lélek csodálatos keveréke volt az iróniának és bölcs sok tették emlékezetessé. Mindezek létrejöttében megértésnek, a durva erõszaknak és a mosolygó jóindulat- meghatározó szerepe volt Tasnádi Kubacska Andrásnak, nak. Sokszor cselekedett az egymást követõ lelki változá- mint az Intézet gyûjteményi vezetõjének. Az évfordulóra sok pillanatnyi hatása alatt, de megvolt benne a szívós, megjelent egy díszes kötet magyar és angol nyelven az õ kitartó erõ is. Elérte azt, amit a folytonos fejlõdésben levõ társszerkesztésében, melyben feldolgozta a 100 éves emberi szellem még ma is hiába követel a legtöbb Intézet igazgatóinak munkásságát, maradandó emléket tudóstól: elérte a magaslatot, ahol nincs többé korlát a állítva annak a következetes, igazgatóról igazgatóra szálló szabadszellemû természettudományos gondolkozás és a törekvésnek, hogy az Intézet mindenkor meghatározó szellemtudományok filozófiája között.” — írja (TASNÁDI intézménye, központja legyen a hazai föld kutatásának. KUBACSKA 1938: p. 10). Azon kevesek közé tartozott — ha „Kutatni, megfigyelni, tanulni és gyûjteni” (TASNÁDI nem egyedüli volt — akit Nopcsa személyes találkozóikon KUBACSKA 1955: p. 4) — fogalmazta meg ars poetica- beavatott titkaiba, és rendelkezésére bocsátotta hányatott szerûen egyik mûvében. Mintha hiányoznék még egy szó. életének eseményeit rögzítõ naplóit. Ezek alapján sikerült Tudományos ismeretterjesztõ tevékenységének ismere- Nopcsa Ferenc életébõl annyit megmenteni az utókornak, tében még a „tanítani” szót is jogosultak vagyunk e mon- amennyit csak lehetett. dathoz hozzáilleszteni.

Irodalom — References

CZELNAI R. 2002: A tudományos ismeretterjesztés és közírás TASNÁDI KUBACSKA A. 1955: Kalandozás az õsvilágban. — reneszánsza. — Természet Világa pp. 388–391. Mûvelt Nép p. 248. TASNÁDI KUBACSKA A. 1938: Báró Nopcsa Ferenc kalandos élete. TASNÁDI KUBACSKA A. 1974: Lóczy Lajos. — Akadémiai Kiadó, – Franklin-Társulat, Budapest. p. 143. Budapest, 149 p. TASNÁDI KUBACSKA A. 1937: Az igazgyöngy. — Búvár pp. 732–736. 42 A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2000–2001 (2003), pp. 42–44.

TUDOMÁNY ÉS MÛVÉSZET — TUDÓS ÉS ÉLETMÛVÉSZ Egyszóval: Tasnádi Kubacska András

KAMARAKIÁLLÍTÁS A MAGYAR TERMÉSZETTUDOMÁNYI MÚZEUMBAN 2002. szeptember 24. – november 11.

A Magyar Természettudományi Múzeum kamarakiállítással állított emléket egykori fõigazgatójának, Tasnádi Kubacska Andrásnak, születésének 100. évfordulója alkalmából.

A kiállítás forgatókönyve:

Sokszínû, változatos egyéniség; kitûnõ és dinamikus szervezõ; kiváló tudományos szaktekintély; lelkes ismeretterjesztõ és újító. Egyszóval: Tasnádi Kubacska András

1902. április 28-án született Budapesten. Eredeti neve: Kubacska Endre Ferenc. Nevét 1934-ben változtatta meg. A budapesti Fasori Evangélikus Gimnázium után a Pázmány Péter Tudományegyetem Bölcsészkarának természetrajz szakán folytatta tanul- mányait. Hamar kiderült, nemcsak a természettudományok, hanem a mûvészetek, az irodalom is érdeklelte. 1924-ben szerezte meg diplomáját, majd 1926-ban, 24 évesen elérte a Ph.D fokozatot a földtudományokban (geológia, õslénytan, ásvány- és kõzettan). Természettudományos érdeklõdését édesapjától örökölte, amely késõbb igazi szenvedéllyé és hivatássá alakult át. Már diákko- rában asszisztensként dolgozott a Pázmány Péter Tudományegyetem Összehasonlító Szövettani és Bonctani Intézetben, majd 1924- tõl a Közgazdaságtudományi Egyetem Geológiai Tanszékén; ifj. Lóczy Lajos professzor mellett tanult, tanított, kutatott és gyûjtött. A Magyar Természettudományi Múzeum Ásvány- és Õslénytárába 1931-ben lépett be mint I. osztályú segédtiszt. 1941-ben már a Nemzeti Múzeum elnöki titkára lett, emellett az Országos Természettudományi Múzeum I. osztályú múzeumi õrének nevezték ki. 1945-tõl 1949-ig pedig már mint fõigazgató vezette a múzeumot, s egyben 1946-ig alelnöke volt a Nemzeti Múzeumnak is. 1949-ben, a koncepciós perek idejében õt is megvádolták, s lefokozták az Õslénytár múzeumi õrévé. De még ugyanennek az évnek a legvégén 45 múzeum fõfelügyeletével bízták meg. 1950. novemberében kinevezték a Magyar Állami Földtani Intézet Múzeuma vezetõjének, ahol nyugdíjazásáig, 1973-ig dolgozott. 1977. március 30-án hunyt el Budapesten.

Egy új tudományág hazai megteremtõje, a természettudományos muzeológia iskolaépítõ mestere; a fáradhatatlan múzeumépítõ, tudományszervezõ és közéleti ember. Egyszóval: Tasnádi Kubacska András

Pályáját, tudományos munkásságát világhírû tudósok, szakemberek körében kezdte, akikhez szoros barátság is fûzte. A paleopatológiával, azaz az õsállatok betegségeit feltáró tudománnyal, Bécsben, Othenio Abel, õslénytan professzor intézetében ismerkedett meg. Ezt követõen harminc éven át, következetes kutatója lett a témának. Munkájának eredményeit kiváló, akadémiai díjas magyar és német nyelvû könyvében, Palaeo- pathológia címen (1. kép) összegezte és tette közzé. Ezzel teremtve meg Magyarországon az addig ismeretlen, a biológiát, az õslénytant és a patológiát átfogó tudomány alapjait (2. kép). 1960-ban addigi munkássága elismeréseként a föld- és ásványtani tudományok akadémiai doktora lett. Tudományos kutatásai közül másik nevezetes munkája az ipolytarnóci láb- nyomos homokkõ leletegyüttes feldolgozása volt (3. kép). A miocén õsstrand több évtizeden át tartó feldolgozásának eredményét egy könyvben adta közre: Expedíció az idõben címmel. Bécsben nemcsak a tudománnyal kötötte össze életét egy életre szólóan, hanem igazi barátra is talált – egy életre szólóan –, a regényes életû paleon- tológus, báró Nopcsa Ferenc személyében (4. kép). Róla is írt egy könyvet, mely Báró Nopcsa Ferenc kalandos élete címmel (5. kép) jelent meg 1938-ban. Szenvedéllyel és energiával látott hozzá a Természettudományi Múzeum segédtisztje, majd õreként muzeológusi munkájához is, melynek elsõ, látványos eredménye az addig rendezetlen õslénytani anyag rend- szerezése, majd az önálló Föld- és Õslénytár létrehozása volt. Még a háborús idõkben, Budapest ostromakor sem feledkezett meg kötelességérõl, hogy 1. kép 43 KECSKEMÉTI TIBOR

2. kép. Barlangi medve patológiás 3. kép. Az ipolytarnóci alsó-miocén lábnyomos homokkõ leletegyüttes szemrevételezése, 1956. Középen combcsontja Tasnádi Kubacska András irányít.

óvja, s mentse az évszázados múlt emlékeit. A háború után a Természettudományi Múze- um fõigazgatójaként soha nem látott újjászervezési munkába kezdett. Életre hívta a vácrátóti Biológiai Intéze- tet, a Természetvédelmi Hi- vatalt, a múzeum Embertani tárát és Tudománytörténeti Gyûjteményét. Kliséüzemet, Sajtó- és Fotó Osztályt, kiál- lításrendezési csoportot hozott létre. Értékes és óriási gyûjteményeket vásárolt a múzeum számára. Többek között megvette Széchenyi Zsigmond és Kittenberger Kálmán Afrikában gyûjtött állatait. Kiadványsorozatot indított múzeumi mono- gráfiákból, életrajzokból. Ké- sõbb a Földtani Intézetben hasonló töretlen lelkesedéssel 4. kép. Báró Nopcsa Ferenc, paleontológus baráti levele 5. kép. Báró Nopcsa Ferencrõl szóló könyv német szervezte át és dolgoztatta fel nyelvû kiadása a földtani gyûjteményeket.

Egyetemes szemléletû, közérthetõ, modern és mûvészi stílusú; újító és úttörõ szellemû közmûvelõ, lelkes ismeretterjesztõ, hagyományteremtõ. Egyszóval: Tasnádi Kubacska András Nemcsak a tudományban, a muzeológiában, de a múzeumok hármas feladatát egyenlõ mértékben teljesítve, a közmûvelõdésben is iskolateremtõ volt. Mindenki számára érthetõ, átfogó szellemû és mûvészi értékeket is felmutató, modern szemléletû ter- mészettudományos kiállításaival Magyarországon új korszakot a nyitotta múzeumok életében. 1943-ban A Föld és az élet fejlõdéstörténete c. kiállításával (6. kép) szakítva az addigi hagyományos bemutatási elvvel, az összefüggésekre és folyamatokra helyezte a hangsúlyt. A közérthetõség és a vonzó látvány érdekében, nem feladva a tudományos hitelességet, mûvészi alkotásokkal egészítette ki a bemutatót. Méltán világhírû Afrika élõvilága c. 1949-ben nyitott kiállításáról Széchenyi Zsigmond azt mondta, hogy Tudomány és mûvészet — Tudós és életmûvész 44

„még a levegõjük is afrikai”. Az élõhe- lyeiken megelevenedõ állatok (diorámák) mellett képzõmûvészeti alkotások (szobrok, festmények, fotográfiák) keltették élet- re Afrika egzotikus természeti szépségeit. Hogy mindezt megvalósítsa, mûvészeket, preparátorokat, kiállítás-készítõ szakembereket alkalmazott a múzeumban, azaz létrehozott egy kiállításépítési munkacso- portot, melyet személyesen irányított. Mindezek mellett óriási energiát fektetett a tudományos ismeretterjesztés más terü- leteibe is: népszerûsítõ könyveivel, cikkeivel tanította a természettudományos gondolkodásra a felnövekvõ nemzedéket. Tasnádi színes egyéniségéhez jól illeszkedett a kiállítás megnyitó ünnepsége. A megnyitón, Dr. Kecskeméti Tibor, a múzeum nyugalmazott fõigazgató-helyet- tese olvasott fel Vértes László Medve- emberek krónikája címû bábszíndarabjából 8. kép. 1935–1943: A Föld és az élõvilág fejlõdéstörténete. Az elsõ magyar fejlõdéstani szem- egy részletet. Tasnádi Kubacska András lélettel megrendezett kiállítás, amelyben tudományos igényû környezetrekonstrukciók, ma- kissé karikírozott, de találó jellemrajza ez gyarázószövegek teszik érthetõvé a földtörténeti folyamatokat. A kiállításhoz a pénzt színdarab. közadakozásból teremtette elõ

KECSKEMÉTI TIBOR A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 47–53.

A Balaton földtudományi adatbázisa Geoscientific Database of Lake Balaton

TULLNER TIBOR, CSERNY TIBOR

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszavak: Balaton Régió, földtani és környezeti Keywords: Balaton Region, geological and environmental kutatások, rendszerterv, fúrási adatbázis, térképi adatbázis, labo- investigations, system design, drilling database, map database, ratóriumi adatbázis, kulcsmezõ, egységesítés laboratory database, key field, standards

Összefoglalás Abstract A Balaton és környezetének rendszeres természet- Systematic scientific research of Lake Balaton started at the tudományos kutatása a XIX. század végén kezdõdött meg, end of the nineteenth century. It was organised and successfully megszervezése és eredményes befejezése id. Lóczy Lajos és az terminated by Lóczy Lajos Sen. and the Balaton Committee led általa irányított Balaton Bizottság nevéhez fûzõdik. A XX. by him. In the just finished 20th century a number of experts évszázadban mindig megújuló lelkesedéssel számos tudo- from different scientific disciplines investigated with renewed mányterület kutatói foglalkoztak a tó és közvetlen környékének efforts the geological and hydrological setting of the lake’s envi- földtani és hidrológiai kutatásával, valamint környezetvédelmi ronment, and addressed its environmental problems. The problémáival. A kutatásokban a Magyar Állami Földtani Intézet Geological Institute of Hungary has made a significant contribu- is részt vállalt a parti régió különbözõ méretarányú komplex tion to these efforts with the complex geological mapping of the földtani térképezésével és a tavon végzett kutatásokkal. A közel lake shore in different scales and with investigations on the lake negyed évszázados munka eredményeképpen hatalmas meny- itself. During this work conducted for almost a quarter of a cen- nyiségû földtani terepi és laboratóriumi adat halmozódott fel, tury an enormous amount of field and laboratory data has accu- amelynek a gyakorlati szakemberek és a tudományos kutatók mulated. Its arrangement into a uniform database meeting the igénye szerinti egységes szellemû adatbázisba szervezése requirements of scientific experts and other users has become an halaszthatatlan feladattá vált. urgent necessity that cannot wait any longer. Napjainkban a tó vízgyûjtõjének határain belül szervezõdõ In these days the experts of the Balaton Region — an estab- Balaton Régió szakemberei számos olyan környezetvédelmi fela- lishment that is recently being organised — are facing a number dattal szembesülnek, amelynek megoldásához a földtani adatok of environmental tasks within the lake’s catchment area requir- felhasználó-barát rendszerezése és hozzáférhetõvé tétele egyre ing the reasonable arrangement and comfortable availability of sürgetõbb igénnyé vált. Ennek megfelelõen egyrészt a tavi és parti geological data. Consequently, the need for putting the results of régió föltani kutatási eredményeinek rendszerbe foglalása, más- the geological research into a uniform system and the execution részt a Balaton Régió fejlesztési terveihez szükséges földtani szak- of expert tasks required for development projects of the Balaton értõi feladatok ellátása indokolja a Balaton földtudományi adat- Region both demand the establishment of the “Lake Balaton bázisának létrehozását. Elsõ lépéseként a szerzõk, hozzáértõ kol- Geoscientific Database”. As a first step, the authors together with légáik segítségével, elkészítették az adatbázis rendszertervét, és contributing experts set up the system design of the database and megkezdték annak szakszerû kialakítását. Ez a dolgozat ennek a started with its professional elaboration. This paper describes the munkának a bemutatását tûzi ki céljául. related working process.

Bevezetés ZÓLYOMI 1952, 1987, BULLA 1958, ERDÉLYI 1963, 1983, SZESZTAY et al. 1966, BENDEFY, V. NAGY 1969, RÓNAI A Balaton és környezetének természettudományi 1969, MAROSI, SZILÁRD 1981, MÜLLER 1970, MÜLLER, kutatása már a XIX. század végén megkezdõdött (LÓCZY WAGNER 1978, MÁTÉ et al. 1981, MÁTÉ 1987, MIKE 1976, 1913, CHOLNOKY 1897, 1918) és szakaszosan gyakorlati- SOMLYÓDI 1983, HERODEK et al. 1984, 1988, ISTVÁNOVICS lag napjainkig tart (KÉZ 1931, ENTZ, SEBESTYÉN 1942, et al. 1989, VÖRÖS et al. 1984). 48 TULLNER TIBOR, CSERNY TIBOR

Érthetõ módon, az azóta eltelt idõszakban a tóról és Mivel földrajzi koordinátákkal azonosítható helyzetû környékérõl igen nagy mennyiségû földtudományi infor- adatokról van szó, térinformatikai adatbázist építünk, amely máció halmozódott fel. Ezeknek egységes „balatoni” adat- a táblázatos és területi elemzéseket egyaránt támogatja. bázisba foglalása a számtalan felmerülõ probléma miatt Az adatbevitel, illetve adatbázis-építés már a 90-es csupán elvi síkon lehetséges. A legfõbb akadályt ter- években elkezdõdött, aminek során elkészült a MÁFI tavi mészetesen az jelenti, hogy az adatok — mint ilyenkor fúrási adatainak FoxPro for Windows alapú szöveges adat- lenni szokott — számtalan, különbözõ adatgazdánál bázisa (Ó. KOVÁCS in CSERNY et al. 2000). A rendszer a tárolódnak, s az „adat = pénz” elv alapján külsõ szakem- Golden Software Grapher 1.32-es programjával a fúrási és berek számára csak korlátozott mértékben hozzáférhetõk. laboratóriumi vizsgálati adatok rajzi megjelenítésére is Nem is igény egy gigantikus balatoni földtudományi adat- lehetõséget adott. Tulajdonképpen az akkor elérhetõ bázis összeállítása, hisz a felhasználókat legtöbbször egy szoftverekkel és az akkori pénzügyi lehetõségek figyelem- szûkebb problémakör megoldása érdekli. bevételével kompakt adatbázis készült, amelyet érdemi A Magyar Állami Földtani Intézet (MÁFI) 1965 óta változtatás nélkül tudtunk a Balaton földtudományi adat- több, különbözõ célú, tematikájú és részletességû kutatás bázisába illeszteni. Csupán annyi módosítás történt, hogy keretében vizsgálta a tavi üledékek és a tó közvetlen, NÉMETH Á. MÁFI munkatárs a Microsoft Excelbe történt illetve távolabbi környezetének földtani, geomorfológiai, konverzió után az adatok minõségét ellenõrizte, és az ada- vízföldtani, építésföldtani és környezetföldtani felépítését tok a hibaszûrések elvégzése után kerültek be az új rend- (MIHÁLTZNÉ 1983, RAINCSÁKNÉ, CSERNY 1984, BOROS et szerbe. al. 1985, BODOR 1987, CHIKÁN et al. 1988, CSERNY 1987, A cikkben az adatbázist rendszertervi szinten mutatjuk 1993, 1997, 2002, NAGY 1996, MEDVE 1996, CSERNY et al. be, hiszen jelenleg építés alatt áll. A feltöltöttség 1995, 1997a,b, 2002, BUDAI et al. 1999, CSERNY, NAGY- mértékérõl megbízható képet nyújtanak az egyes modu- BODOR 2000, PAPP 1992, NAGY BODOR, CSERNY 1998, lokkal kapcsolatban közölt ábrák. SZUROMINÉ, NAGYNÉ 1998). A kutatások során nagymeny- nyiségû — alapvetõen fúrási és laboratóriumi — vizsgálati adat gyûlt össze. A Balaton földtudományi adatbázisának A régiógeológiai kutatások beindításával egyre sür- szoftverkörnyezete getõbbé válik az igény a keletkezett adathalmaz feldolgo- zásának hatékonyabbá tételére, hisz a Balaton-környéki Az adatbázis szoftverkeretét a leendõ felhasználók önkormányzatoknak egyre több származtatott földtani ada- köre — elsõsorban a Balaton környéki önkormányzatok tra, valamint speciális földtani céltérképekre van szük- — és a MÁFI-ban rendelkezésre álló eszközök határoz- ségük, munkájuk hatékony ellátásához. Ezért kezdtük el a zák meg. Bár a MÁFI térinformatikai alapmoduljai Balaton földtudományi adatbázisának építését (CSERNY et Bentley, Intergraph és Z/I Imaging termékekre épülnek al. 1997, 2000). (MiscroStation, Intergraph MGE, GeoMedia, I/RAS C), a A Balaton földtudományi adatbázisának célja a MÁFI balatoni adatokat felhasználó szakemberek többségének kutatási eredményeinek egységes rendszerbe foglalása, igénye alapján az ESRI (Environmental Systems ami lehetõséget nyújt mind a nyers adatok, mind pedig a Research Institute) ArcView eszköze mellett döntöttünk. kiértékelésük során nyert származtatott szöveges és térképi A térképi adatok bevitele továbbra is MicroStation és adatok megjelenítésére, lekérdezésére és elemzésére, I/RAS C környezetben történik, a térinformatikai feldol- illetve az utóbbiaknak bemenõ adatként új elemzések gozást az Intergraph MGE és Intergraph Map Finisher elvégzése céljából történõ szolgáltatására. Az adatbázissal modulokkal végezzük, majd a feldolgozott térképi szemben alapvetõ elvárás, hogy a nagy mennyiségû adat- anyagot ArcViewba konvertáljuk. Legújabb eszközeink ból csak a minõségileg megfelelõen szûrt információt tar- közvetlen GeoMedia–ArcView konverziót is támogatnak talmazza. (1. ábra).

1. ábra. Az adatbázis térképi adatainak feldolgozása (a kétsoros dobozok alternatív verziók) I: Intergraph Figure 1. Processing map data of the database (double boxes represent alternative versions) I: Intergraph A Balaton földtudományi adatbázisa 49

2. ábra. Az adatbázis táblázatos adatainak feldolgozása (a kétsoros dobozok alternatív verziók) Figure 2. Processing tabular data of the database (double boxes are alternative versions)

A táblázatos adatok tekintetében a Microsoft Access a adatokat) még mindig sztereografikus rendszerben jelenlegi leghatékonyabb eszköz mind az adatbevitel, tároljuk, míg az újonnan elkészült tematikus térképek mind pedig a hibás adatok kiszûrése szempontjából. SQL EOV alapúak. A jövõben minden adatot EOV rendszerben lekérdezõ felülete hatékony minõségellenõrzést biztosít. A kezelünk. hagyományok szellemében és könnyebb kezelhetõsége A méretarány jelen esetben nem jelent igazi problé- miatt az adatbevitel jelenleg Microsoft Excelben történik. mát, mivel az adatbázisban a tó partvidékérõl tárolt adatok Mivel a táblázatos adatok nagy része pontszerû informá- 1:10 000–1:25 000 méretarányú terepi felvételek ered- ciót hordoz (fúrási adatok), ezeket szöveges konverzió ményeképp keletkeztek. után közvetlenül olvassuk be ArcViewba. Amennyiben a Hiába magas fokú egy térinformatikai adatbázis táblázat koordinátákat tartalmazó törzsadat, ArcView szervezettsége, ha a nyers alapadatok pontatlan mérések és Shape file-lá konvertáljuk (2. ábra, ArcView Shape doboz), felvételek eredményei. A jelen adatbázis nagy részének amelyben az ArcView téma attribútum táblájaként dBASE esetében a MÁFI szakembereinek szaktudása az alapada- formátumban fog megjelenni. Amennyiben egy már tok megbízhatóságának garanciája. A MÁFI tevé- meglévõ ArcView témához kapcsolandó táblázatról van kenységén kívüli fúrási adatok megbízhatósága az elérhetõ szó (pl. fúrási rétegsorok és laboratóriumi vizsgálati ada- információ minõségének függvénye. tok, link üzemmódban kapcsolva), az ArcViewba importált A Balaton földtudományi adatbázisa a következõ tema- tábla az export funkcióval dBASE formátumban tárolódik tikus adatcsoportokat tartalmazza: (2. ábra, Link doboz). — a MÁFI által mélyített tavi fúrások adatai, Összefoglalva, az adatbázis digitális adatbevitele — archív tavi fúrások adatai, MicroStation és Microsoft Excel eszközökkel történik, és — a MÁFI által mélyített parti gépi fúrások adatai, minõség-ellenõrzés, illetve konverziók során kerül — a MÁFI által mélyített parti kézi fúrások adatai, ArcView–dBASE környezetbe. — a MÁFI-n kívüli szervezetek által mélyített parti fúrások adatai, — az ELTE (Eötvös Loránd Tudományegyetem) Az adatbázis szerkezete Geofizikai Tanszéke és a MÁFI tavi szeizmikus szelvé- nyei, Mielõtt rátérnénk az adatbázis szerkezetének — laboratóriumi, szedimentológiai, ásványtani, talaj- ismertetésére, mindenképpen ki kell emelnünk három mechanikai, geokémiai stb. vizsgálati adatok, olyan tényezõt, amelyek alapvetõen meghatározzák a — tematikus térképek. jelenlegi térinformatikai adatbázis megbízhatóságát és Az adatbázis ArcView–dBASE környezetben épült. minõségét, mégpedig a benne tárolt adatok Értelemszerûen az adatbázis témáit és táblázatait ArcView — vetületi rendszere, nézetekbe szerveztük, amelyek a 3. ábrán láthatók. — méretaránya és — megbízhatósága. A különbözõ vetületi rendszerû adatok problémája még egy ideig fennáll Magyarországon. Ez egy kényelmetlen, de rutin jellegû probléma. A bevitelre váró, illetve már bevitt balatoni földtudományi adatokat különbözõ vetületi rendszerekbõl sztereografikus rendszerbe konvertáltuk, mire analóg és digitális formátumban egyaránt az EOV (Egységes Országos Vetületi) rendszer lett az általánosan használt és elfogadott topográfiai alap. Ennek tudható be, 3. ábra. Az adatbázis nézetei hogy a balatoni földtudományi adatok nagy részét (a fúrási Figure 3. Views of the database 50 TULLNER TIBOR, CSERNY TIBOR

Geofizika nézet — a MÁFI által mélyített parti kézi fúrások adatai, — a MÁFI-n kívüli szervezetek által mélyített parti A geofizika nézet a 3. pontban felsorolt tematikus fúrások adatai, adatcsoportok közül a tavi szeizmikus szelvényeket tartal- — kapcsolódó laboratóriumi vizsgálati adatok. mazza. Ezek az 1987–1989 között a MÁFI által végzett A MÁFI parti fúrásai gépi és kézi fúrásokra oszthatók. komplex geofizikai–földtani kutatás szeizmoakusztikai és Eddig a gépi fúrásokat töltöttük nyers táblába, eredetileg echográfos szelvényezésének nyomvonalai és pontjai, 1388 rekordot. A koordináták ellenõrzése során ebbõl valamint az ELTE Geofizikai Tanszéke által 1993-ban 1271 fúrást lehetett az adatbázisba tölteni, a maradék 117 végrehajtott, nagyfelbontású, egycsatornás szeizmikus fúrás koordinátáit újra kell ellenõrizni. A kézi fúrások szelvényezés nyomvonalai. nyers táblába töltése jelenleg zajlik. A fúrási rétegsorokat tartalmazó táblázat mind az 1388 gépi fúrás adatait tartal- Parti fúrások nézet mazza. A mérnökgeológiai laboratóriumi adatok betöl- töttsége mintegy 10%-os, míg a nála jóval kevesebb Ez a nézet a tematikus adatcsoportok közül a követ- vízkémiai adat hiánytalanul szerepel az adatbázisban. kezõket tartalmazza (4. ábra): Az egyéb fúrások adatbázisba töltése jelenleg folyik, a — a MÁFI által mélyített parti gépi fúrások adatai, különbözõ koordinátarendszerekben megadott helyi azo- nosítás miatt sok probléma merült fel. Szerkezetük meg fog egyezni a parti MÁFI fúrásokéval, csupán nem lesznek hozzájuk laboratóriumi vizsgálati adatok. A nézet egy sztereografikus topográfiai alapot tartalmaz, melyet az 5. ábrán a jobb áttekinthetõség kedvéért kikapcsoltunk.

Tavi fúrások nézet A tematikus adatcsoportok közül a következõket tartalmazza (6. ábra): — a MÁFI által mélyített tavi fúrások adatai, — archív tavi fúrások adatai, — kapcsolódó laboratóriumi vizsgálati adatok. Az adatbázis e részének feltöltöttsége 100%-os. Felhasználását megkönnyíti, hogy a MÁFI-ban folyó, s a 4. ábra. A parti fúrások nézet szerkezete földtani képzõdmények nevezéktanának egységesítésére Figure 4. Structure of the view "lakeshore drillings" vonatkozó erõfeszítések (GYALOG et al. 1996, TURCZI 2001) szellemében készült, bár a speciális földtani

5. ábra. A MÁFI által mélyített és az adatbázisba betöltött parti gépi fúrások Az ábrán a vonal a Kk–11 jelû, 1983 azonosító számú fúrásra mutat, amelynek adatai az ábra táblázataiban kissé sötétebb sávokban láthatók. Az eredeti adatbázis- ban az egyes térképszelvényeken talál- ható fúrások különbözõ színnel jelenít- hetõk meg Figure 5. Lakeshore power-driven drillings penetrated by MÁFI and loaded into the database The line in the figure points to drilling Kk–11 with identifier 1983. Related data are marked in the tables by slightly darker tone A Balaton földtudományi adatbázisa 51

6. ábra. A tavi fúrások nézet szerkezete Figure 6. Structure of the view "drillings in lake bed"

ratóriumi vizsgálatok eredményeihez (a jelen esetben savval oldható CaO és MgO). A 7. ábra a tavi fúrások adat- bázisa Tó–21 fúrásra vonatkozó lekérdezésének ered- ményét szemlélteti.

Térképek nézet

A nézet egyrészt a Balaton kiterjesztett, 5200 km2-nyi üdülõkörzete 1:50 000-es méretarányú környezetföldtani térképezésének térképi adatbázisát (CHIKÁN et al. 2002 — szerkesztõk: BUDAI T., CHIKÁN G., CHIKÁN G.-né, CSILLAG G., DUDKO A., ERDÉLYI J., FARKAS P., GYALOG L., KOLOSZÁR L., KÓKAI A., PAPP P., VATAI J.) tartalmazza. A térképi adatbázis az 1:100 000-es méretarányban elkészült térképváltozatok közül a fedett földtani térképet a teljes környezet miatt speciális elnevezésekkel. Ebben a területre, míg az építésföldtani térképet, a talajvízszint felfogásban értékelte át CSERNY T. a MÁFI által mélyített térképét, a talajvíz kémiai összetételének térképét, az agro- és az archív tavi fúrásoknak a rétegsorát. A tavi fúrások geológiai-meliorációs viszonyok térképét és a talajok ter- adatbázis-szerkezete elviekben megegyezik a parti fúrá- mékenységét gátló tényezõk térképét két mintaterületre, a sokéval, a különbség az, hogy itt jóval szerteágazóbb a Káli-medencére (a Burnót-patak völgyére) és a Tetves- laboratóriumi vizsgálatok köre, s ennek megfelelõen jóval patak völgyére vonatkozóan tartalmazza. több a kapcsolódó tábla is. Természetesen a laboratóriumi Emellett szintén tárolja a Balatonnak a Vízgazdálkodási vizsgálati adatok csak a MÁFI által mélyített fúrásokról Tudományos Kutató Intézet (Vituki) által elkészített állnak rendelkezésünkre. A 6. ábrán azt is szemléltetjük, vízmélység- (8. ábra) és a MÁFI által 1987–1989 között hogyan lehet eljutni a térképen szereplõ fúrások attribú- végzett komplex geofizikai–földtani kutatás keretében tum-táblájából, a fúrások mintáin végzett megfelelõ labo- elkészített iszapvastagsági térképét (9. ábra).

7. ábra. A tavi fúrások adatbázisa Tó–21 fúrásra vonatkozó lekérdezésének eredménye Az ábrán a vonal a Tó–21 jelû, 64 azonosító számú fúrásra mutat, amelynek adatai az ábra táblázataiban kissé sötétebb sávokban láthatók. Figure 7. Query result of the database of drillings in lake bed selecting the drilling Tó–21 The line in the figure points to drilling Tó–21 with identifier 64. Related data are marked in the tables by slightly darker tone 52 TULLNER TIBOR, CSERNY TIBOR

8. ábra. A Balaton vízmélység-térképe a Balaton földtudományi adatbázisában Figure 8. Map of water depth of Lake Balaton in the geoscientific database of Lake Balaton

9. ábra. A Balaton iszapvastagság- térképe a Balaton földtudományi adat- bázisában Figure 9. Map of mud thickness in the geoscientific database of Lake Balaton

Konklúzió Köszönetnyilvánítás

A Balaton földtudományi adatbázisa elõsegíti az adatok A szerzõk köszönetüket fejezik ki a rendelkezésre álló egységes formátumban való bevitelét, kezelését és archív adatok számítógépbe történõ rögzítéséért DUDÁS A. elemzését. Mindemellett még sok tennivalót jelent az összes, IMRE, MEDVE ANDRÁS, NÉMETH ÁKOS és VERES ISTVÁN kol- jelenleg rendelkezésünkre álló adat betöltése. Megoldandó legáiknak, továbbá az adatbázis kialakítása során nyújtott feladat a fúrások EOV rendszerbe történõ konvertálása és a konzultációs lehetõségért O. KOVÁCS LAJOSnak. Az adat- még be nem töltött adatok minõségének ellenõrzése is. bázis létrehozását a T 022371 sz. OTKA projekt támogatta.

Irodalom — References

BENDEFY L.,V. NAGY I. 1969: A Balaton évszázados partvonalvál- CHIKÁN G., BUDAI T., CHIKÁN G.-né, CSILLAG G., DUDKO A., tozásai. — Mûszaki Könyvkiadó, 215 p. (in Hungarian) ERDÉLYI J., FARKAS P., GYALOG L., KOLOSZÁR L., KÓKAI A., BODOR E. 1987: Formation of the Lake Balaton palynological PAPP P., VATAI J. 1988: A Balatoni Üdülõkörzet környezetföld- aspects. — In: PÉCSI M., KORDOS L. (eds.): Holocene tani térképsorozata environment in Hungary, Geographical Research CHIKÁN, G., CSERNY T., TULLNER T. 2002: A Balaton kiter- Institute Hungarian Academy of Sciences, Budapest, pp. jesztett üdülõkörzetének környezetföldtani infor- 77–80. mációs rendszere I.: I/1. A Balaton kiterjesztett üdü- BOROS, J., CSERNY, T., CSILLAG, G., KURIMAY, Á. 1985: lõkörzetének 1:100 000-es földtani térképe, I/2. A Bur- Engineering geological map series of the environs of Lake nót patak vízgyûjtõjének, és I/3. A Tetves patak víz- Balaton, scale 1:50 000, MÁFI, Budapest. gyûjtõjének földtani, vízföldtani, geomorfológiai, agroge- BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G., DUDKO A., KOLOSZÁR L., ológiai és mérnökgeológiai térképei,1:25 000-es m.a.-ban. MAJOROS GY. 1999: A Balaton-felvidék földtana. Magyarázó — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, a Balaton-felvidék földtani térképéhez, 1:50 000. — Földtani Budapest Intézet Kiadványa CHOLNOKY J. 1897: A Balaton limnológiája. — In: a Balaton BULLA B. 1958: A Balaton és környéke földrajzi kutatásairól. — tudományos tanulmányozásának eredményei (I. kötet, III Földrajzi Közlemények 6. (82), 4, pp. 313–324. (in rész). A Magyar Földrajzi Társaság Balaton-bizottsága. (in Hungarian) Hungarian) A Balaton földtudományi adatbázisa 53

CHOLNOKY J. 1918: A Balaton hidrográfiája. — In: A Balaton Programme Survey of 10 Years Activity in Hungary. tudományos tanulmányozásának eredményei (I. kötet, 2. Hungarian National Committee for UNESCOMAB Program, rész). A Magyar Földrajzi Társaság Balaton-bizottsága. (in Budapest 1981, pp. 167–196. Hungarian) MIHÁLTZNÉ FARAGÓ M. 1983: Palynológiai vizsgálatok a Balaton CSERNY T. 1987: Result of recent investigations of the Lake fenékmintáin. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Balaton deposits. In: Pécsi, M., Kordos, L. (eds.). Holocene Jelentése 1981-rõl, pp. 439–448. (in Hungarian with English environment in Hungary. Budapest, Geographical Research abstract) Institute Hungarian Academy of Sciences, pp.67–76. MIKE K. 1976: A Balaton kialakulása és fejlõdése. — Vízrajzi CSERNY T. 1993: Lake Balaton, Hungary. — In: GIERLOWSKI- Atlasz-sorozat 21. (in Hungarian) KORDESCH, E., K. KELTS (eds): A Global Geological Record MEDVE A. 1996: A Balaton vizének és holocén üledékének stabil of Lake Basins, Cambridge University Press. pp. 397–401. izotópos vizsgálata, — Kézirat, Szakdolgozat, ELTE CSERNY T. 1997: Environmental geological research in the Lake Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, Budapest, 168 p. Balaton region. — Geomorphologie N. F. 110. pp. 137–144. MÜLLER G. 1970: High-magnesian Calcite and Protodolomite in CSERNY, T. 2002: A balatoni negyedidõszaki üledékek kutatási Lake Balaton (Hungary) Sediments. — Nature 226 (5247), eredményei. — Földtani Közlöny 132/különszám, Budapest, pp. 749–750. pp. 193–213 MÜLLER, G., WAGNER F. 1978: Holocene carbonate evolution in CSERNY, T., HERTELENDI, E., TARJÁN, S. 1995: Results of isotope- Lake Balaton (Hungary): a response to climate and impact of geochemical studies in the sedimentological and environ- man. — In: Modern and ancient lake sediments. Blackwell mental geologic investigations of Lake Balaton. — Acta Sci. Publ., pp. 57–81. Geologica Hungarica 38 (4), pp. 355–376. NAGY, A., ELBAZ-POLICHET, F., CSERNY, T., POMOGYI, P. 1996: CSERNY, T., HIDVÉGI, M., TULLNER, T. 1997: A Balaton Nyomelem geokémiai kutatások a Zala — Kis-Balaton — partvidékének környezetföldtana. — CD-lemez, Országos Keszthelyi-öböl területén. — Kis-Balaton Ankét 1996. Össze- Földtani Szakkönyvtár, L.sz.: K36/1–6 foglaló értékelés a KBVR 1991–1995. közötti kutatási ered- CSERNY, T., HIDVÉGI, M., TULLNER, T. 1997: From degradation to ményeirõl, pp. 106–117. (in Hungarian) conservation. — GIS Europe October, pp. 37–41. NAGYNÉ BODOR E., CSERNY, T. 1998: A balatoni öblök vízborí- CSERNY, T., Ó. KOVÁCS L., NAGYNÉ BODOR E. 2000: A Balaton tottságának fejlõdéstörténete a palynológiai vizsgálatok ered- komplex földtani kutatása során nyert adathalmaz integrált ményei alapján. — Hidrológiai Közlöny 78 (5–6), pp. kiértékelése. A T 022371. sz. OTKA témapályázat zárójelen- 360–363. (in Hungarian with English abstract) tése. — Kézirat. PAPP P. 1992: A Balaton környékének két földtani térképezésérõl. CSERNY, T., NAGY-BODOR E. 2000: Limnogeological investiga- — In: BÍRÓ, P. (ed.): 100 éves a Balaton-kutatás. XXXIII. tions on Lake Balaton. — In: GIERLOWSKI-KORDESCH, E., K. Hidrobiológus Napok Tihany, 1991, pp. 130–139. (in KELTS (eds): Lake Basins Through Space and Time, AAPG Hungarian) Studies in Geology 46, pp. 605–618. RAINCSÁKNÉ KOSÁRY ZS., CSERNY T. 1984: A Balaton környé-kének ENTZ G., SEBESTYÉN O., 1942: A Balaton élete. — A Királyi építésföldtani térképezése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Magyar Termtudományi Társaság Kiadványa (in Hungarian) Évi Jelentése 1982-rõl, pp. 49–54. (in Hungarian) ERDÉLYI M. 1963: A Balatonnak és környezetének változásai az RÓNAI A. 1969: The geology of Lake Balaton and surroundings. ember tevékenysége következtében. — Hidrológiai Közlöny — Mitt. Internat. Verein Limnol. 17, Stuttgart, pp. 275–281 43 (3), pp. 219–224. (in Hungarian with English abstract) SOMLYÓDY L. 1983: A Balaton eutrofizálódása. — Vituki ERDÉLYI M. 1983: A Balaton mélységi vízforgalma. — Közlemények 38, 62 p. (in Hungarian) Hidrológiai Közlöny 63 (10), pp. 429–476. (in Hungarian SZESZTAY K. et al. 1966: A Balaton feliszapodásával kapcsolatos with English abstract) kutatások 1963–1964. — Kézirat. (in Hungarian) GYALOG L. (Szerk.) 1996: A földtani térképek jelkulcsa és a SZUROMINÉ KORECZ A., NAGYNÉ BODOR E. 1998: A Pediastrum rétegtani egységek rövid leírása. — A Magyar Állami kawraisky (SCHMIDLE) és a Cytherissa lacustris (G.O. SORS) Földtani Intézet alkalmi kiadványa 187. Budapest. 171 p. együttes elõfordulása és ökológiai jelentõsége néhány balatoni HERODEK, S., LACZKÓ L., VIRÁG Á., 1988: Lake Balaton: research sekélyfúrásban. — Hidrológiai Közlöny 78/5-6, pp. 367–368. and management. — Nexus Nyomda Budapest, 110 p. TURCZI G., SZEILER R., TULLNER T. 1995: Kis és közepes radioak- HERODEK, S., MÁTÉ, F. 1984: Eutrophication and its reversibility tivitású hulladék elhelyezésére alkalmas objektumok a in Lake Balaton (Hungary). — Proceedings of SHIGA Mezõföldön és az attól délre esõ dombvidéken. Térinforma- Conference’84 on Conservation and Management of World tikai adatbázis és annak feldolgozása. — A Magyar Állami Lake Environment, Lecs (Japan). Földtani Intézet Évi Jelentése 1996/II. ISTVÁNOVICS, V., HERODEK, S., SZILÁGYI F. 1989: Phosphorus TURCZI G. 2001: Térképalapú informatika a földtudományban. — adsorption by the sediments of shallow Lake Balaton and its Kézirat, Doktori értekezés. 74 p. protecting reservoirs. — Water Research 23, pp. 1357–1366. TULLNER T. 1995: Bevezetés az Arc/Infoba. — Kézirat, Magyar KÉZ A. 1931: A balatoni medencék és a Zala-völgy. — Állami Földtani Intézet, Budapest 19 p. Természettudományi Közlemények pótfüzet. (in Hungarian) TULLNER T. 1995: Az Intergraph MGE alapjai. — Kézirat, LÓCZY L. 1913: A Balaton környékének geológiai képzõdményei Magyar Állami Földtani Intézet,Budapest 11 p. és ezeknek vidékek szerinti telepedése. — In: A Balaton VÖRÖS L., V. BALOGH K., MÁTÉ F., LIGETI L. 1984: A feltöltõdés tudományos tanulmányozásának eredményei (I. kötet, I. rész, meghatározása paleolimnológiai módszerekkel. — Vízügyi I. szakasz). A Magyar Földrajzi Társaság Balaton-bizottsága. Közlemények 66 (1), pp. 104–113. (in Hungarian with (in Hungarian) English abstract) MAROSI, S., SZILÁRD J. 1981: A Balaton kialakulása. — Földrajzi ZÓLYOMI B. 1952: Magyarország növénytakarójának fejlõdéstörté- Közlemények 29 (105), 1, pp. 1–30. (in Hungarian with nete az utolsó jégkorszaktól. — MTA Biológiai Osztály Közlemé- English abstract) nyei 1 (4), pp. 491–543. (in Hungarian with German abstract) MÁTÉ F. 1987: A Balaton-meder recens üledékeinek térképezése. ZÓLYOMI B. 1987: Degree and rate of sedimentation in — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1985-rõl, Lake Balaton. — In: PÉCSI, M. (ed.): Pleistocene environ- pp. 367–379. (in Hungarian with English abstract) ment in Hungary (Contribution of the INQUA Hungarian MÁTÉ, F., VÖRÖS, L., HERODEK S., ENTZ B. 1981: Eutrophication National Committee to the XIIth INQUA Congress Ottawa, and induced changes in lake Balaton. — Man and Biosphere Canada 1987), 57–79. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 55–68.

Higany, hidridképzõ és hagyományos porlasztással mérhetõ elemek egyidejû meghatározása CMA-ICP-AES módszerrel Determination of Mercury, Hydride Forming and Normal Elements in the Same Analytical Run Using Concomitant Metals Analyser (CMA)-ICP-AES Method

BARTHA ANDRÁS1, BALLÓK ISTVÁNNÉ1, GEOFF TYLER2

1Magyar Állami Földtani Intézet, H-1143 Budapest, Stefánia út 14. 2Jobyn Yvon Horiba, Longjumeau 91165, Franciaország

Tárgyszavak: ICP-AES spektrometria, atomabszorpciós spektrometria, hidridfejlesztéssel mérheto elemek, CMA együttelemzõ berendezés, As, Sb, Se oxidációs állapotai, mátrixhatások és kiküszöbölésük, hideggõzös higanymeghatározás, geológiai minták elemzése, plazma robusztusságának vizsgálata

Összefoglalás A Jobin-Yvon Horiba cég által forgalmazott CMA (Concomitant Metals Analyser) nevû, ICP-AES spektrométerhez csatlakoz- tatható berendezésének alkalmazhatóságát vizsgáltuk geológiai és környezeti minták hidridképzõ és hagyományos elemeinek egyide- jû meghatározása esetén. A hidridtechnikával meghatározható elemek közül négyet tanulmányoztunk: az arzént, az antimont, a higanyt és a szelént. Foglalkoztunk savhatással, mátrixhatásokkal és mintaelõkészítési problémákkal, különös tekintettel az eltérõ oxidációs állapotú hidridképzõ elemek meghatározására. Módszereket dolgoztunk ki, melyekben optimáltuk a meghatározási paramétereket attól függõen, milyen mintákat akarunk elemezni, és hogy ehhez milyen típusú mátrixhatásokat kell kiküszöbölni vagy csökkenteni.

Keywords: ICP-AES spectrometry, AA spectrometry, hydride forming elements, CMA: Concomitant Metals Analyser, different oxidation states of As, Sb and Se, matrix effects and their elimination, cold vapour mercury determination, analysis of geological samples, examination of the robustness of the plasma Abstract Within the frameworks of Jobin Yvon Company a CMA (Concomitant Metals Analyser) unit was tested for the analysis of geological and environmental samples by CMA-ICP-AES technique. Although JY have had the CMA available for some years, no previous detailed investigation had been made for the use of the CMA for a variety of different matrices, or the parameters that would give good results. In this work we did a thorough investigation of various parameters for the CMA hydride generator. The CMA with various matrices including waters, sewage, soils and river sediments was investigated. Hydride formation is possible for As, Sb, Se, Sn, Bi, Ge, Te, (Pb) plus Hg and this is useful for environmental work where the concentrations required are low. Normally environmental samples require two separate analytical runs, one run for the “normal” elements e.g. Cr, Mn, Ni, Cd etc. and another run for the hydride elements using a classical hydride generator. This compromises the productivity of the instrument, due to changeover of sample introduction systems and the separate runs. The CMA however, determines both “normal” elements as well as the hydride forming elements, plus Hg in the same run. In this paper the As, Sb, Se and Hg were investigated since they are the most important for our geological and environmental applications. The CMA-ICP-AES technique is very sensitive for the own acid concentration of the sample. Although huge amount of HCl is pumped into the bottom of the reaction vessel, if the acid concentration of the sample itself is too low (pH>2), the arsenic and the antimony gives 30–50% higher signal comparing to the well acidified samples. The Se signal is lower with lower pH, while Hg is unaffected.

The role of the oxidation state of the hydride forming elements (As, Sb and Se) on the analytical signal using 1% NaBH4 concentration was determined. In the case of As3+ 12 times; As5+ 8 times; Sb3+ 20 times and Sb5+ 8 times were the increasing factor between the CMA-ICP-AES determination and the “normal” nebulization. At the Se determination only the Se4+ was hydride active, there the factor was 10, while at the Hg analysis 16 times was the increasing factor. Analysing standard flying ash (CEN) samples we have proved that the arsenic and antimony can be analysed both at the higher and the more sensitive lower oxidation state followed by a pre-reduction using KI together with the non-hydride forming elements.

We have optimized the parameters depending what kind of matrix effects should be minimized. Applying high NaBH4 concentration (1.5–2.0%) the effect of different oxidation state of arsenic and antimony determination can be minimized, and the pre-reduction 56 BARTHA ANDRÁS et al. can be avoided. In this concentration range the RSD of the hydride forming elements are a bit higher, but still within the tolerable limit.

Analysing natural waters there are two possibilities: either using high NaBH4 concentration for the arsenic and antimony determination minimizing the effect of the different oxidation state, and do not care them, or one should decide to perform the analisys in the low or the high oxidation state. In this last case the samples and the calibration standards should be in the same oxidation states. Analysing solid samples utilising the oxidative circumstances of the sample decomposition the arsenic and antimony can be analysed at the same analytical run with the other elements, just the standards should be oxidized as well. At the decomposition of solid geological samples by aqua regia the Se content will always be oxidized up to Se6+ which is hydride inactive. For this reason that Se must be pre-treated by warming with 5M HCl to convert all the Se6+ to the Se4+ oxidation state. The use of KI would be too strong for Se because it converts the Se to Se2+. Because of this the Se can not be analysed together with the other elements using the same sample preparation at only one analytical run. Using part of a survey for the Hungarian environmental assessment of the Békés region in Hungary, As results by CMA agreed favourably with those done by graphite furnace atomic absorption spectrometry. In another survey conducted for Hg, the CMA was compared with a special Hg solid sampling technique, again the results agreed favourably. The effect of the noble metals which interfere with the determination of mercury in geological materials by CV-AAS technique is not significant at the CMA unit. At the determination of Hg by the CMA-ICP-AES method the Hg can be analysed even with up to 100 ppm of Au present in the sample without any depression.

Another advantage of the CMA-ICP-AES technique: in the presence of H2 (0.011 l/min) better energy transport and a more robust, less matrix dependent plasma can be found. It is because the hydrogen has better thermal conductivity comparing to the argon and the energy transport is increasing between the plasma and the aerosol, and the dehydration of the particles is energy transfer controlled. Acknowledgement: Thanks for Dr Tibor Kántor and Dr Joe Brenner for their valuable contribution to the investigation of the effect of H2 in the plasma.

Bevezetés tekintettel az eltérõ oxidációs állapotú hidridképzõ elemek meghatározására. Néhány gyakorlati példán keresztül A Jobin-Yvon Horiba cég szabadalmaztatott, és bemutatjuk a mérések korlátait, az alkalmazott analitikai kereskedelmi forgalomba hozott egy CMA (Concomitant módszereket és az elért kimutatási határokat. Metals Analyser) nevû, ICP-AES spektrométerhez csat- lakoztatható berendezést, mely egy módosított, ciklon típusú ködkamra Meinhard porlasztóval felszerelve. A köd- Célkitûzés kamra alsó részébe NaBH4-et és HCl-at vezetünk be, melyek összekeverednek a ciklon falán lecsurgó drainnel, és Az eddigi ismertetõk úgy mutatták be a módszert, mint a hidridképzõ elemek (Sn, As, Se, Sb, Te, Bi, Ge, Pb) gáz egy univerzálisan használható eljárást (TYLER et al. 1999, alakú hidridet, illetve atomos gõzt fejlesztve (Hg) a pneu- TYLER, MUNDY 2001, TYLER:http:/ICP-AES.com), holott matikusan beporlasztott mintával együtt bejutnak az induk- nyilvánvaló, hogy az általános hidridképzõdési törvény- tív csatolású plazmába, ahol azok ICP-AES technikával szerûségek, zavarások ennél a módszernél is igazak. Ami a meghatározhatók. A módszer újszerûsége abban rejlik a már CMA módszer elõnye, abban rejlik a hátránya is: ez a korábban is alkalmazott gáz-folyadék szeparáláson alapuló hidridtechnikával meghatározható elemek szempontjából ICP-hidridfejlesztéses módszerekhez képest, hogy itt is multielemes mérés, ahol természetesen a kapacitás elválasztás nélkül, együtt mérhetõk a hidridképzõ elemek szempontjából elõnyös a szimultán mérés, de nehézséget megnövekedett (10–50-szeres) érzékenységgel, és a hagy- jelent az, hogy a különbözõ hidridképzõ elemek mérése ományosan beporlasztott komponensek a pneumatikus por- különbözõ beállításokat igényelne, és nagyon nehéz lasztásnál elérhetõ, vagy azt megközelítõ érzékenységgel. egységesen kezelni, csökkenteni, ill. kiküszöbölni a A módszer alkalmazhatóságát vizsgáljuk geológiai és mátrixhatásokat. Mivel a gyártó cég nem foglalkozott környezeti minták hidridképzõ és hagyományos elemeinek egyedi, konkrét alkalmazásokkal, ezek kidolgozása, a egyidejû meghatározása esetén (BALLÓKNÉ, BARTHA 2000, mátrixhatások kiküszöbölése, és a módszer alkal- BARTHA, BALLÓK 2000, BARTHA, BALLÓKNÉ 2001). A mazhatóságának behatárolása fontos megoldandó felada- hidridtechnikával meghatározható elemek közül négyet tot jelentett számunkra. tanulmányozunk: az arzént, az antimont, a higanyt és a Módszereket kívántunk kidolgozni, melyekben opti- szelént, mert ezek mérésére van leggyakrabban igény a máljuk a meghatározási paramétereket attól függõen geológiai és a környezeti analitikában. Foglalkozunk a milyen mintákat akarunk elemezni, és hogy ehhez milyen savhatással és a mintaelõkészítési problémákkal, különös típusú mátrixhatásokat kell kiküszöbölni vagy csökkenteni. Higany, hibridképzõ és hagyományos porlasztással mérhetõ elemek egyidejû meghatározása CMA-ICP-AES módszerrel 57

1. táblázat. Különbségek és hasonlóságok a CMA-ICP-AES és a gáz-folyadék szeparátorral ellátott hidridfejlesztéses ICP-AES és AAS technikák között Table 1. Differences and similarities between the CMA-ICP-AES and the hydride forming ICP-AES and AAS techniques equipped with gas-liquid separator

A megfelelõ analitikai módszerek kidolgozása után adagolás összehasonlító elemzésekkel kívántuk megvizsgálni, hogy Minta: 1 ml/perc adagolás a módszerrel egy lépésben meghatározott elemzési ered- Drain: 8 ml/perc elszívás mények megfelelnek-e a korábbi, atomabszorpciós hidrid- Perisztaltikus pumpa Összesen 3 darab képzéssel, elektrotermikus atomizációval, ill. hideggõzös GILSON típusú technikával mért eredményeknek. pumpa Porlasztógáz áramlási sebessége: 0,8 L/min Porlasztó nyomás: 3,0 bar Kísérleti rész Megfigyelési magasság: 15 mm (a tekercs fölött) Készülék paraméterek Alkalmazott hullámhosszak: As 189,042 nm Sb 206,833 nm Az 1. táblázatban láthatók a különbségek és hasonlósá- Hg 194,227 nm gok a CMA-ICP-AES és a gáz-folyadék szeparátorral ellá- Se 196,090 nm tott hidridfejlesztéses ICP-AES és AAS technikák között. Mindkét esetben ugyanaz a hidridfejlesztés alapgyen- A berendezés sematikus vázlata látható az 1. ábrán. lete: Az ábrán látható fekete “öv” a ködkamrát körülvevõ + NaBH4 +3 H2O+HCl=H3BO3+NaCl+8H →EHn+H2 habszivacs burok, melynek csak védõ szerepe van. A vegy- Az alapvetõ különbség a két hidrides rendszer között szerek bevezetése a ködkamra alsó részébe történik. A har- abban áll, hogy CMA-ICP-AES-nél a mátrixtól nem madik mintabetáplálási lehetõséget (egyéb reagens-KI, szabadulunk meg, az is bekerül a plazmába. A magas savkoncentrációt a CMA egységnél nem a mintában kell biztosítani, hanem a reakciótérben, ahol a hidridek fejlõd- nek. Kritikusak a megfelelõ adagolási sebességek beállítá- sai, és a drain elszívása. Legalább két, esetenként e mód- szernél 3 darab perisztaltikus pumpára van szükség. CMA-ICP-AES készülék paraméterei: Készülék: Jobin Yvon JY70 Kicsatolt RF energia: 1200 W Visszavert energia: <10 W Plazmagáz áramlási sebessége: 12 L/perc Burkológáz áramlási sebessége: 0,2 L/perc Porlasztó: Meinhard Ködkamra típusa: CMA, módosított cik lon típusú Adagolási sebességek:

Redukálószer: 1% NaBH4 ; 2% NaOH; 0,5 ml/perc adagolás 1. ábra. CMA hidridfejlesztõ berendezés vázlata Sav: 1:1 HCl; 0,6 ml/perc Figure 1. Sketch of CMA concomitant metals analyser 58 BARTHA ANDRÁS et al.

H2O2) csak abban az esetben használjuk, ha az elõreduk- 1:1 HCl: 500 ml 36 %-os sósav- BDH gyártmányú, cióra (KI), vagy az elõzetes oxidációra (H2O2) használt „SpectrosoL” minõségû és 500 ml desztillált víz reagenst egyidõben kívánjuk adagolni a hidridképzõ reagensekkel. Kalibráló oldatok: Az ellenõrzõ mérésekhez használt AAS-HG készülék A hidridképzõ elemek kalibrálásához egyelemes 1 g/l paraméterei töménységû BDH gyártmányú, „SpectrosoL” minõségû Készülék: Varian SpectrAA-10BQ AAS standardokat használtunk, illetve a nem hidridképzõ komponensek mérésére kevert kalibráló standardokat alka- készülék, folyamatos hidrid- lmaztunk: SPEX Industries, Inc. Edison, NJ, USA (Multi fejlesztõ berendezés (Labtech elemes plazma standard, QC-19, 100 mg/l-es), ZTEK stan- HG-2) dard (CPI International, PIN 4400-004, QC-19, 100 mg/l), Mért elem: Arzén MERCK standard (Merck IV, Multielemes standard-23 Hullámhossz: 197,2 nm elem, 1g/l). Háttérkorrekció: Nincs Az arzén kalibrálását 1 g/l-es Spectrosol BDH

Láng: Levegõ-acetilén, kvarccsõ a minõségû AsCl3 oldatból készített kalibráló oldattal lángban végeztük el. Az As5+ oldat készítéséhez az alacsony oxidációs fokú As3+ oldatot királyvízzel oxidáltuk. 1 mg/l Redukálószer: 1% NaBH4 oldat 5+ Savasság: 5 ml cc HCl 25 ml oldatban As oldat készítése: 1 ml-t mérünk az 1 g/l-es BDH törz- Elõredukció: 1 ml 20%-os KI oldat 25 ml soldatból egy 200 ml-es fõzõpohárba. Adunk hozzá 12ml királyvizet (9 ml cc HCl és 3 ml cc HNO ) és 1 órán át oldatban, 10 percig 3 vízfûrdõn tartjuk. Lehûlés után 1 l-re töltjük fel. Ebbõl az Elõredukció leállítása: 1 ml10%-os aszkorbinsav oldatból naponta készítünk friss hígítással 10, 20, 50, ill. oldat az elõredukció után 100 ìg/l kalibráló munkaoldatokat. 3+ Direktmintás higany analizátor paraméterei 1 mg/l As oldat készítése: bár a törzsoldat AsCl3, ez részlegesen idõvel oxidálódhatott. Ezért a biztonság ked- Készülék: AMA-254 szilárd mintás Hg véért elõredukciót alkalmazunk. 1ml törzsoldathoz adunk analizátor (Altech-LECO) 25 ml desztillált vizet, 5ml cc HCl oldatot és 1 ml 20%-os Mért elem: Higany KI oldatot. 10 perc elõredukció után 1 ml 10%-os aszkor- Hullámhossz: 253,65 nm binsav oldattal megkötjük a I- felesleget, és az oldatot 1 l- Felbontó egység: Szûrõ; 254 nm; félértékszé re feltöltjük. Az oldatot hetente frissen készítjük el. A kalib- lesség: 9 nm ráló munkaoldatokat az 1 mg/l-es oldatból naponta frissen Háttérkorrekció: Deutérium lámpa készítjük el. (10, 20, 50 ill. 100 ìg/l kalibráló munkaolda- Vivõgáz: Oxigén, 200 ml/perc tok.) Amennyiben a mintaoldatot elõredukáljuk, azt Analitikai ciklus: Szárítás: 120 ºC, 10 másod közvetlenül a mérés elõtt végezzük el: 25 ml oldatot perc mérünk egy 50 ml-es normál lombikba, majd 0,5 ml cc Pirolízis: 850 ºC , 200 másod HCl-at, 2 ml 20%-os KI oldatot, majd 10 perc után 1 ml perc 10%-os aszkorbinsav oldatot adunk hozzá, és végül jelig Mérés: 950 ºC , 45 másodperc töltjük. Várakozás: 50 másodperc Az antimon kalibrálását 1 g/l-es Spectrosol BDH minõségû kálium antimonil tartarát (Sb3+) oldatból Vegyszerek készített kalibráló oldattal végeztük el. Az Sb5+, és az Sb3+ oldatok készítése teljesen az arzénnál leírt módon Nagytisztaságú, desztillált, majd ionmentesített vizet történt. használtunk, amelyet Purite HP Still Plus fordított ozmózis A szelén kalibrálásához 1 g/l-es Spectrosol BDH rendszerû víztisztítóból nyertünk. A kioldásokhoz legalább minõségû szelénessav standardot használtunk. Tapasz- analitikai tisztaságú savakat használtunk. A 36 %-os sósav talataink szerint ez a standard hosszú ideig tartja a Se4+ és a 70 %-os salétromsav BDH gyártmányú, „SpectrosoL” oxidációs állapotot. Ezt néhány hónaponként ellenõriztük: 6+ minõségû volt. A hidridfejlesztéshez alkalmazott vegy- elõször készítettünk 2 mg/l-es Se oldatot az arzén és anti- 4+ szerek: monhoz hasonló módon királyvízzel oxidálva a Se -et, majd azt 5M/l HCl-al 1 órát vízfûrdõn tartva NaBH NaOH, KI, aszkorbinsav-Reanal termékek, a.r. 4, visszaredukáltuk Se4+-gyé. minõségûek. A higany kalibrálásához 1 g/l BDH Spectrosol NaBH4 oldat: 1% NaBH4 és 2% NaOH oldat (10 g NaOH Hg(NO3)2 oldatot használtunk (0.5M/l HNO3-al tartósít- és 5g NaBH4 oldva 500 ml desztillált vízben). va). A kalibráló oldatból elsõ lépésben 10 mg/l KI oldat: 20%-os KI vizes oldata. töménységû hígítást készítünk, majd ebbõl hígítjuk Aszkorbinsav oldat: 10%-os vizes aszkorbinsav oldat. tovább a mg/l-es koncentrációtartományba esõ aktuális Higany, hibridképzõ és hagyományos porlasztással mérhetõ elemek egyidejû meghatározása CMA-ICP-AES módszerrel 59 kalibrálókat. A savkoncentrációt cc HCl-al állítjuk be, Eredmények 1ml HCl/100 ml oldat értékre. Megjegyzés. A ZTEK QC-19 többelemes kalibráló Hidridképzõk jelének alakulása CMA-val és direkt por- standardban (néhány hónapja vásárolt standard) a Se lasztással mérve 100%-ban Se4+ volt, az As 100%-ban As5+, az Sb pedig részben oxidálódott volt, mintegy 70%-ban Sb5+ és 30%- A 2. ábrán láthatók az általunk vizsgált 4 hidridképzõ ban Sb3+ formában volt jelen). Általában nem meg- elem esetében felvett vonalprofilok direkt porlasztással és bízhatóak a kevert kalibráló standardok az oxidációs a CMA-val mérve. állapotot tekintve, és ez nincs is mindig feltûntetve kevert Az As, Se és az Sb esetében látjuk a növekedést 100 standardokon. mg/l-es oldatokból dolgozva, a Hg-nál pedig 20 mg/l-es-es oldatot használtunk. Ezeket a profilokat egyedi kalibráló oldatokkal vettük fel, As5+, Sb5+, Se4+ oxidációs állapotú Mintaelõkészítés kalibrálókat alkalmazva a változó vegyértékû elemek Királyvizes kioldás nyitott edényben, atmoszférikus esetében. Látható, hogy a gyártó cég által ígért 10-15- nyomáson. 0,25 g mintát 150 ml-es üveg fõzõpoharakba szoros érzékenységnövekedést sikerült elérni. mértünk be, majd 3,8 ml cc. HCl és 1,2 ml cc. HNO3 keve- rékét adtuk hozzá. A mintákat vízfürdõn szárazra pároltuk. Nem hidridképzõ elemek jelének alakulása CMA-val és A maradékot 3 ml 1:1 hígítású sósavval oldottuk. Az olda- direkt porlasztással mérve tot leszûrtük, mérõlombikba mostuk át, és 50 ml-re töltöt- tük fel. Mintakoncentráció: 5 g/l. Gyakran felvetõdik a kérdés: mi a helyzet a CMA-nál a nem hidridképzõ elemekkel? A 3. ábra érzékelteti, hogy a nem hidridképzõk esetén kicsit megemelkedik a háttér,

2. ábra. Az arzén, az antimon és a szelénium és a higany esetében felvett vonalprofilok direkt porlasztással és a CMA-val mérve Figure 2. Profiles of the determination of arsenic, antimony, selenium and mercury at direct nebulisation and using the CMA unit 60 BARTHA ANDRÁS et al.

4. ábra. A savasság szerepe a hidridképzõk jelének alakulására a CMA-ICP-AES rendszernél Figure 4. Role of the acidity on the signal of hydride forming elements at the CMA system

mások a viszonyok. Ott, ha a minta savkoncentrációja nem éri el a nagyon magas, 2–5 M/l értéket, drámaian csökken a hidridképzõdés mértéke. Igy ezzel a jelenséggel ott nem találkozhatunk. A CMA esetén a savasság szerepét vizsgál- va megállapítható, hogy különbözõképpen viselkednek a direkt porlasztású (nem hidridképzõ) elemek, és az egyes hidridképzõk (4. ábra). Amíg direkt porlasztású elemekre a megszokott mértékû deprimáló hatás érvényesül növekvõ savkoncen- trációk esetén, addig a hidridképzõ elemeknél, ahol a jel az illékony hidridbõl származik, a savasságnak a hidrid- képzõdésen keresztül van meghatározó szerepe. A Hg esetében hasonló megfigyeléssel találkoztunk az irodalomban, miszerint gáz-folyadék szeparáláson alapuló nátrium- borohidrides higanymeghatározásnál a savasságnak nem 3. ábra. A cink és a króm vonalprofiljai direkt (hagyományos) por- lasztással és CMA-val felvéve volt jelentõs szerepe (BRODIE et al. 1983). Az ónkloridos, Figure 3. Profiles of the determination of zinc and chromium at szintén redukción alapuló atomabszorpciós higany- direct nebulisation and using the CMA unit meghatározás pedig az egész pH tartományban jól mûködik, erõsen lúgos közegben is végbemegy a reakció kicsit zajosabb a jel. Ennek oka a H jelenléte a plazmában. 2 (BARTHA, FÜGEDI 1982, BARTHA, IKRÉNYI 1982), mégpedig De ez majdnem elhanyagolható, lényegében alig kell mintegy 50%-al nagyobb érzékenységgel. Az a tény, hogy kimutatási határ romlásról beszélnünk. az As, Sb, Hg és Se esetében eltérõ jellegû a minta saját A Zn és a Cr példája jól mutatja, hogy a nettó intenzi- savasságának a hatása a jelre, arra utal, hogy itt a hidridfe- tások változatlanok, csak a háttér jel egy kicsit magasabb. jlesztés eltérõ mechanizmusa, nagy valószínûséggel a hidridfejlesztés kinetikája határozza meg a jel nagyságát. A savasság szerepe a jelnagyságra Fontos tehát, hogy olyan minták pH-ját, melyek eredetileg esetleg nem voltak megfelelõen savazva, legalább pH=2- Általában a hidridfejlesztésnél kritikus paraméter a es értékre állítsuk be. minta savassága (Voth-Beach and Shrader 1987, Moffett 1988, Brodie et al. 1983). A CMA mérés során vizsgáltuk a savasság hatását a hidridképzõ elemek jelének CMA használata viszonylag híg oldatoknál nagyságára (4. ábra), és azt az érdekes eredményt kaptuk, hogy amennyiben a mintaoldat nem erõsen savas, ill. csak Híg oldatok pl. ivóvízminták mérése esetén kitûnõen egész enyhén savas (pH=3), a jel As és Sb esetében mint- alkalmazható a CMA valamennyi elem mérésére, feltéve, egy 50-80%-al nagyobb, mint a savas minták vagy kalib- ha a hidridképzõ elemek a megfelelõ oxidációs állapotban rálók esetében. A Hg-ra nem volt hatása a savasságnak, a vannak. Bár a módszer valóban képes valamennyi elem Se esetében pedig nõtt a jel nagysága a savtartalom egyidejû mérésére, a megfelelõ oxidációs állapot biz- növekedésével. Ez elég nagy meglepetést okozott, hiszen a tosítása csak úgy lehetséges, ha az egyes hidridképzõket CMA-ba ennél sokkal több savat pumpálunk alulról, elemzési csoportokba soroljuk, és a szükséges elõkészítés mégis van hatása a minta saját pH-jának. A gáz-folyadék után végezzük el a meghatározást. Az egyik aliquot men- szeparátorok esetén, mikor a mintákat savazzuk, egészen nyiséghez KI-ot adagolunk elõredukciót alkalmazva, így Higany, hibridképzõ és hagyományos porlasztással mérhetõ elemek egyidejû meghatározása CMA-ICP-AES módszerrel 61 biztosíthatjuk az arzén és antimon esetében a leg- 2. táblázat. A CMA egységnél elért teljesítményparaméterek, és az megfelelõbb, alacsony oxidációs állapotot. A Se és Te elért „javulási faktorok” Table 2. The figures of merit and the “increasing factors”achieved méréséhez biztosítani kell a „+4”-es oxidációs állapotot, by the CMA unit mert csak ez fejleszt megfelelõ sebességgel hidridet. Ennek érdekében célszerû a mintákat elõzetes oxidációval „+6”-os oxidációs állapotra hozni, majd ellenõrzött körülmények között visszaredukálni a négyes állapotba. A harmadik csoport elemei közvetlenül mérhetõk elõzetes mintaelõkészítés nélkül. (Hg, Sn, Bi, Ge és a hagy- ományosan porlasztott elemek). Amennyiben ólmot is akarunk hidridtechnikával dúsítani, ott elõzetes oxidációt kell alkalmazni, „+4”-es oxidációs állapotba hozva az

ólmot, melyet úgy érhetünk el, hogy H2O2-ot adagolunk a CMA egység aljára. Természetesen a kalibrálókban úgyanígy kell biztosítani a megfelelõ oxidációs állapotot (VOTH-BEACH,SHRADER 1987, Elrick, HOROWITZ 1987, MOFFETT 1988, BRODIE et al. 1983). Ez elsõ közelítésben tekinthetõ, és a gyártó cég is ezt javasolja a CMA alkal- nem hangzik biztatóan, mert nem tudjuk kihasználni a mazásokhoz. CMA egység ígérte elõnyöket, vagyis, hogy egyidejûleg A következõ kimutatási határokat értük el a CMA al- lennének meghatározhatók a hidridképzõk és a direkt por- kalmazásával vizekbõl, ill kõzetmintákból (2. táblázat). lasztású elemek. Ezeket a teljesítmény értékeket egy már meglehetõsen sokat használt, 12 éves készülékkel értük el, az új JY Az As és Sb oxidációs állapotának hatása az analitikai mûszereknél (Ultima, Ultrace) a háttér ekvivalens kon- jelre a CMA-ICP-AES egységnél centrációknak és a kimutatási határoknak az 1/5-e érhetõ el a sokkal jobb minõségû, új optikák miatt. Az 5. ábra mutatja az analitikai jelek különbségét a kisebb és nagyobb oxidációs állapotú As és Sb mérése Mátrixhatások tanulmányozása esetén. A mérési profilok felvétele során 1% NaBH4 kon- centrációt alkalmaztunk, mely általában optimálisnak Amikor a mátrixhatások kiküszöbölésérõl beszélünk, külön kell tárgyalni az átmeneti fémek, a többi hidrid- képzõ elem vagy pl. a nemesfémek okozta zavarásokat, és a különbözõ oxidációs állapotból eredõ többnyire kinetikailag kontrolált eltérõ analitikai jeleket. Általános alapelv, hogy a nátrium-borohidrid koncentráció csökkentésével csökkenthetõ az átmeneti fémek zavarásának mértéke. Gyakran a savkoncentráció növelése is segít visz-szaszorítani a hidridfejlesztést gátló okot, mely általában a zavaró fémek redukálódása az oldatból (VOTH-BEACH, SHRADER 1987, BEACH 1992, EVANS et al. 1986) Ha az a fõ feladat, hogy az átmeneti fémek ill. az egyéb hidridképzõk deprimáló hatását akarjuk csökkenteni, akkor minél alacsonyabb borohidrid koncentrációt célszerû alkalmazni. Esetenként 0,30–0,35% -ig is leme- hetünk a nátrium-borohidrid koncentrációjával. Ugyan- akkor az alacsony borohidrid koncentráció növeli a külön- 5. ábra. Arzén és anti- bözõ oxidációs állapotokból eredõ különbséget. Ha nem mon vonalprofilok a 3- akarunk elõredukciót használni, a különbségek csökkent- as és 5-ös oxidációs hetõk a borohidrid koncentráció növelésével (VOTH- állapotok alkalmazása- BEACH 1987). A különbözõ oxidációs állapotok hatása kor 100 µg/l -es oldat- koncentrációk esetében nagyon nagy mértékben a mérési paraméterek és reakció- CMA-ICP-AES cella függvénye. Szakaszos hidridfejlesztésnél az egységnél As3+/As5+ aránya általában 1,5 körül van a csúcsmagassá- Figure 5. Profiles of the got figyelembe véve, addig flow injection rendszereknél determination of As3+, ez az arány akár 10-szeres is lehet. Az Sb esetében 2 körüli As5+, Sb3+ and Sb5+ at the CMA determinations of az arány szakaszos hidridnél, és 25-öt is elérhet flow injec- their 100 µg/l solutions tion rendszereknél (WELZ,SPERLING 1999, 437–438. p.). A 62 BARTHA ANDRÁS et al.

CMA-nál megvalósuló paraméterek közelebb vannak a szakaszos, ill. folyamatos hidridfejlesztõkhöz, mint a flow injection rendszerekhez. A hidrides meghatározások irodalma alapján ismert, hogy a zavarások általában nem függnek a mérendõ elem koncentrációjától, vagy a mátrix/mért elem arányától. A zavarás mértéke itt lényegében leginkább a zavaró koncen- trációjától függ. Welz és Sperling Atomabszorpciós Spektrometria címû könyvében (WELZ, SPERLING 1999) kimerítõen tárgyalják ezeket a hidridzavarásokat. Nagyon érdekes lehetõség: esetenként a Ni zavarást ki lehet küszöbölni Fe3+ adagolással, mert elõször a Fe3+ fog redukálódni Fe2+-vé, és a Ni marad oldatban, nem befolyá- solva ezzel a hidridképzõdést. Érdekes tapasztalat az is, hogy flow injection módszereknél sok esetben sokkal kisebb a zavarás mértéke, mert igen rövid a kontakt idõ a 7. ábra. A nátrium-borohidrid koncentráció változásának hatása az arzén és antimon különbözõ oxidációs állapotainak arányára a CMA zavarókkal. A magyarázat: a hidrid eltávozik, mielõtt a egységnél zavaró elem kiválna. Komplexképzõk adagolását is sokan Figure 7. Effect of the concentration of NaBH4 on the intensity of ajánlják Cu vagy Ni zavarás küszöbölésére. Azonban the ratio of As3+/ As5 and Sb3+ / Sb5 at the CMA unit erõsen savanyú közegben a H+ ionok leszorítják a fémeket az EDTE komplexrõl, ezért alkalmazásuk hatástalan és értelmetlen lenne.

A nátrim-borohidrid koncentráció hatása a különbözõ oxidációs állapotokból kapott jelekre, és a mérések szórására Megvizsgáltuk, hogy mennyire befolyásolhatók a CMA-nál az oxidációs állapotok okozta zavarások. A nátrium-borohidrid koncentrációt változtattuk 0,5–2,0%-ig, és vizsgáltuk az As, Sb, Se és Hg jelének 8. ábra. A nátrium-borohidrid koncentráció változásának hatása az alakulását. hibridképzõk meghatározásának szórására a CMA egységnél A 6– 8. ábrákon láthatók a nátrium-borohidrid koncen- Figure 8. Effect of the concentration of NaBH4 on the intensity of tráció változásának hatásai az egyes hidridformák jelének the relative standard deviation of the hydride forming elements at the intenzitására, az arzén és antimon különbözõ oxidációs CMA unit állapotainak arányára, és a hidridképzõk meghatározásá- lítenek egymáshoz 1,5–2,0% borohidrid koncentráció nak szórására körül (7. ábra). A 6. ábra mutatja, hogy a Hg kivételével az inten- Vízmintáknál célszerû nagy redukálószer koncentrá- zitások növekednek a borohidrid koncentráció növe- ciót alkalmazni, mert ott általában nem tudjuk elõre az kedésével, de az arzén és az antimon esetében a 3 és 5 oxidációs állapotot, az átmeneti fémek zavaró hatása értékû formák eltérõ mértékben. Az arányok köze- pedig azok kis koncentrációja miatt általában elhanyagol- ható. A 8. ábra mutatja, hogy növelve a nátrium-borohidrid koncentrációt, nõ a szórás is, de nem drasztikus mértékben.

Földtani, környezetanalitikai alkalmazások

CMA használata Békés megyei arzénes vizek elemzésénél Miután optimáltuk a rendszert, tisztáztuk a legfontosabb paramétereket, megkezdtük ennek alkalmazását földtani, környezetanalitikai célokra. 6. ábra. A nátrium-borohidrid koncentráció változásának hatása az Vizek esetében a kérdés az, hogy a változó vegyértékû egyes hidridformák jelének intenzitására a CMA egységnél Figure 6. Effect of the concentration of NaBH4 on the intensity of hidridképzõ elemeknél (As, Sb, Se) hogyan kaphatunk jó different species at the CMA unit értékeket? Higany, hibridképzõ és hagyományos porlasztással mérhetõ elemek egyidejû meghatározása CMA-ICP-AES módszerrel 63

A Se esetében csak az a megoldás, ha oxidáljuk, majd Szilárd minták (kõzet, talaj, patakhordalék, redukáljuk a minta aliquot részét, hiszen csak a Se4+ a szennyvíziszap, hamuminták) mérése CMA-ICP-AES hidridaktív. módszerrel Az arzén és az Sb meghatározásánál 3 megoldás kínálkozik: Kõzet, talaj, ill. szennyvíziszap minták elemzésekor — alkalmazunk KI elõredukciót, és As3+ valamint Sb3+ kihasználható az a tény, hogy ezeknek a mintáknak az kalibráló oldatokkal végezzük el a kalibrálást, oldására oxidatív feltárást alkalmazunk. — nagy nátrium-borohidrid koncentrációt alkalmazva Ilyen esetekben az arzén és az antimon biztosan a mag- minimálisra csökkentjük a különbözõ oxidációs állapotok- asabb, 5-ös oxidációs állapotba kerül (MOFFETT 1988, ból származó mátrixhatásokat. Ezt annál is inkább megte- WELZ, MELCHER 1980). Amennyiben szelént nem kell hetjük, mert vízmintáknál nem kell számítani nagy meghatározni, nem szükséges elemzési csoportokat átmenetifém koncentrációra. Ilyen esetben mindegy, hogy kialakítani, csak azt kell biztosítani, hogy mind az arzén, az oxidált, vagy a redukált állapotú oldatokat használjuk-e mind az antimon kalibrálóknál is a magasabb oxidációs a kalibráláshoz, állapotot használjuk. Néhány olasz hamu standard — a harmadik lehetõség olyan esetekben lehet cél- körelemzésében vettünk részt (CEN hamu standardok), ravezetõ, ahol a minták a hosszabb tárolás ideje alatt melyeket nyitott rendszerû királyvizes feltárást követõen oxidálódtak. Ha ebben biztosak vagyunk, akkor oxidált elemeztünk. Megmértük a hidridképzõ elemeket KI alka- kalibráló standardok (As5+, Sb5+) használatával kaphatunk lmazásával és anélkül, a Se esetében pedig 5 M/l HCl-al jó eredményeket. melegítettük a minta aliquot részletét vízfûrdõn mintegy Fontos alkalmazást jelenthet a CMA használata a ma- két óra hosszat. A kalibráláshoz, és a mintaelõkészítéshez gyarországi arzénes vizek arzéntartalmának és a többi a már említett standardokat és vegyszereket használtuk nyomelemének egyidejû meghatározása szempontjából. A 10–13. ábrák mutatják az eredményeket. Ezek Az arzénes vizek megfelelõ érzékenységû analitikai hát- szerint az arzén és antimon jól mérhetõ volt mind KI mel- terének biztosítása kiemelkedõ fontosságú kérdés, hiszen lett, mind anélkül, csak a kalibrálónak is a megfelelõ Magyarország területének mintegy 20%-ában szeny- oxidációs állapotban kellett lennie. A Szent István nyezett a vízbázis arzénnel. A már említett Békés megyei Egyetem Élelmiszertudományi Kar, Alkalmazott Kémia arzénes vizek arzéntartalmát megmértük CMA-val és Tanszéke PhD hallgatói, Dernovics Mihály és Stefánka atomabszorpciós hidrid technikával egyaránt, ennek az Zsolt speciációs mérései alapján elmondható, hogy a összehasonlítását láthatjuk a 9. ábrán. feltárást követõen az As, Sb és a Se is a maximális oxidá- ciós állapotban voltak.

9. ábra. Békési vízminták arzén eredményeinek összehasonlítása HGAA és CMA-ICP-AES elemzések alapján Figure 9. Comparison of the arsenic values of the Békés County 10. ábra. Standard hamuminták arzén tartalmai As3+ és As5+ alakban water samples between HGAA and CMA-ICP-AES methods mérve Figure 10. Arsenic values of flying ash standard samples analysed at As3+ and As5+ as well Nagyon jó egyezést kaptunk az atomabszorpciós hidridtechnikával mért értékeket összehasonlítva a CMA- ICP-AES értékekkel. Ennél az alkalmazásnál nem alkalmaztunk KI-ot, viszont ezek hónapokkal korábban begyûjtött minták voltak, melyekben már az arzéntartalom oxidálódott. Ezt Ipolyi Ildikó meg is mérte a Szent István Egyetem Élelmiszertudományi Kar, Alkalmazott Kémia Tanszékén HPLC-HGAFS módszerrel, bizonyítva, hogy már csak As5+ volt a mintákban. Vagyis az atomabszorp- ciós hidridtechnikás méréseket KI elõredukció alka- 3+ lmazása mellett As -ként mértük meg, míg a CMA-nál 11. ábra. Standard hamuminták antimon tartalmai As3+ és As5+ alakban nem alkalmaztunk elõredukciót, de a kalibráláshoz As5+ mérve kalibráló standardot alkalmaztunk. Figure 11. Antimony values of flying ash standard samples analysed at Sb3+ and Sb5+ as well 64 BARTHA ANDRÁS et al.

12. ábra. Standard hamuminták szelén tartalma Se4+ alakban mérve 13. ábra. Standard hamuminták higany tartalma redukálószerek Figure 12. Selenium values of flying ash standard samples analysed alkalmazásával és anélkül mérve at Se4+ Figure 13. Mercury values of flying ash standard samples analysed without KI pre-reduction and after KI pre-reduction as well

A higany visszanyerését nem befolyásolták az oxidá- hidridzavarások itt nem, vagy csak lényegesen magasabb ciós állapotok változását célzó eltérõ kezelések. Ezt zavaró koncentrációk esetén jelentkeznek. Ezeket a bizonyítja a 13. ábra: méréseket 1% NaBH4 koncentráció mellett végeztük el. Ezek a hamuminták egyébként hidridfejlesztéses Amennyiben nagyobb mátrixkoncentráció esetén meghatározások szempontjából nagyon „nehéz” minták- deprimáló hatással találkozunk a jövõben, a borohidrid nak tekinthetõk, mert igen magas az Sb-, Pb- és Zn-tartal- koncentráció csökkentésével lehet ezt a hatást csökken- muk. A jó egyezések azt jelzik, hogy a hagyományos teni. Illusztrációként látható az 3. táblázatban a hamu- minták összetétele, (a kioldható tartalom) érzékeltetve, 3. táblázat. Standard hamuminták összetétele hogy a CMA igen kevéssé mátrixérzékeny. Table 3. Element contents of the flying ash standard samples Higanymeghatározás CMA-ICP-AES módszerrel Munkánk másik fontos alkalmazási területe a higany zavarásmentes meghatározása. Geokémiai prospekciós munkáknál a higany az egyik legjobb indikátoreleme a nemesfém ércesedéseknek (BARTHA, FÜGEDI 1982, BARTHA IKRÉNYI 1982, BARTHA, BALLÓKNÉ 2000). A ha- gyományos hideggõzös higany meghatározásnál a higany jelet csökkenti (esetenként teljesen megszünteti) a nemes- fémek jelenléte (BARTHA, FÜGEDI 1982, BARTHA, IKRÉNYI 1982, BARTHA, BALLÓKNÉ 2000). Teljesen fölösleges ilyen zavaró hatások esetén a Hg geokémiai indikátorelemként való felhasználása, hiszen az indikátor elem jelét gátolja a prospekciós célelem, így az egész felmérés hatástalan. Ez a nagyon kellemetlen hatás úgy küszöbölhetõ ki, hogy erõsen lúgos közegben végezzük a redukciót (BARTHA, FÜGEDI 1982, BARTHA, IKRÉNYI 1982). Lúgos közegben sokkal lassabb a nemesfémek redukciója, mint a higanygõzök kifejlõdése. Néhány mg/kg helyett csak %-os nagyságrendben akadályozza meg az arany a higanygõzök kialakulását. Ez a fajta zavarás szerencsére nem jelentkezik a CMA-nál. Még 100 mg/kg-nyi arany sem csökkentette a Hg jelét, mely pedig már 1–2 mg/kg-nyi koncentrációban is a higanygõzök amalgámként való megkötését eredményezték a korábbi szakaszos, hideg- gõzös atomabszorpciós meghatározásoknál. A 14–15. ábrákon kõzet, talaj és patak hordalék minták higanytartalmának összehasonlítását láthatjuk CMA mód- szerrel és AMA-254 direkt higany meghatározóval. Higany, hibridképzõ és hagyományos porlasztással mérhetõ elemek egyidejû meghatározása CMA-ICP-AES módszerrel 65

Az elsõ esetben mintegy 30 FOREGS (Forum of A minta közvetlenül kapta az oxidatív feltáró savkev- European Geological Surveys) talaj, patakhordalék és eréket, és a Hg2+ már nem illant el a vízfürdõn, a közel ártéri üledék minta higanytartalmát hasonlítottuk össze. A szárazra párolás során. A feltárás megegyezik a hamu- mintáknál közölt nyitott, királyvizes feltárással. Mind az 1 mg/kg alatti, mind a nagyobb, 30 mg/kg koncentráció tar- tományban nagyon jó egyezéseket kaptunk.

Plazma robusztusságának vizsgálata CMA alkalmazása mellett

Az irodalomból ismert, hogy hidrogén bekeverése a plazmába növeli a plazma hõmérsékletét, és a robusztusságát is (MURILLO, MERMET 1989, MATOUSEK, MERMET 1993). Kántor Tibor és Joe Brenner javaslatára vizsgáltuk ezt a kérdést is: 2000 mg/l Ca hatását néztük néhány elemzõ vonal intenzitására a CMA nélkül, és a CMA használata 14. ábra. FOREGS kõzetminták higany tartalmának összehason- esetén alkalmazott paraméterek mellett. lítása direkt higanymeghatározó és CMA-ICP-AES elemzések A 4–9. táblázatok és a 16–18. ábrák mutatják a 2000 alapján mg/l Ca deprimáló hatását, ill. a depresszió százalékos Figure 14. Comparison of mercury contents of the FOREGS rock samples between AMA-254 direct mercury analyser and CMA-ICP- értékeit atom és ionvonalakra, köztük két hidrides von- AES method alra, továbbá a Mg atom és ionvonalának intenzitás értékeit és arányait, melyek szokásos mérõszámai a robusztusságnak. A táblázatokban és az ábrákon fenti paramétereket ábrázoltuk 1200 W kicsatolt energia és

4. táblázat. 2000 mg/l Ca jelcsökkentõ hatása az egyes elemzõ vonalakon mérve Table 4. Depression of 2000 mg/l Ca on the measured analytical lines

15. ábra. Talajminták higanytartalmának összehasonlítása direkt higanymeghatározó és CMA-ICP-AES elemzések alapján Figure 15. Comparison of mercury contents of soil samples between AMA-254 direct mercury analyser and CMA-ICP-AES method fenti szervezet végzi egész Európára kiterjedõen a geokémiai alapvonal programot, mely során a különbözõ mérendõ komponensek meghatározását különbözõ európai országok laboratóriumai végzik. A MÁFI számára jutott az a megtiszteltetés, hogy mintegy 5000 talaj, patakhordalék, ártéri üledék és humuszminta higanytartalmát mérhettük Európa egész területérõl. A méréseket egy direkt I = elemzõvonal intenzitása mátrixmentes környezetben, I = elemzõvonal intenzitása higanymeghatározó készülékkel végeztük el, melyben 2000Ca 2000 mg/l Ca jelenlétében, D% (Depresszió%) = feltárás nélkül, közvetlenül mértük a higanyt arany amal- (I–I2000Ca)×100/I gámon való megkötés, majd deszorpció után (Vargáné és Bartha 2000). Méréseink nagyon jól egyeztek a GSC Meinhardt porlasztó alkalmazása mellett is, az elsõ eset-

(Geological Survey of Canada) kontrol vizsgálataival. 100 ben még H2 gáz nélkül, a másodikban viszont már a minta esetén végezték el a kontrolvizsgálatokat CMA „üzemmódban”, amikor az alkalmazott H2 gáz Kanadában, és kitûnõ volt az egyezés. Ott is ugyanolyan mennyisége 1% borohidrid mellett 11 ml/perc, mely módszert használtak: (AMA-254 Advanced Mercury mintegy 1,5%-a a porlasztógáznak. Jan-Michel Mermet Analyser, LECO). A második esetben pedig talaj és hamu- és munkatársai vizsgálták ezt a kérdést részleteiben standardok higanytartalmát mértük mind a direkt (MURILLO, MERMET 1989, MATOUSEK, MERMET 1993) higanymeghatározóval, mind CMA-val. A CMA csak õk kívülrõl keverték hozzá a H2-t a por- méréseknél fontos tanulság: nyitott, királyvizes feltárást lasztógázhoz. Õk 0–50 ml/perc tartományban változtat- követõen sem tapasztaltunk veszteséget a Hg tartalomban. ták a H2 gáz arányát. 66 BARTHA ANDRÁS et al.

A Plazma robusztusságának vizsgálata hagyományos lehessen hasonlítani a hidrogéngáz hatását. Ennél a beál- beállítás mellett (P1=1000W, keresztirányú porlasztó, lításnál minden megfelel a CMA mérés beállításainak, CMA nélkül) csak itt még nem adagolom a savat és a nátrium-boro- hidridet, vagyis nincs hidrogén jelen a plazmában.

17. ábra. 2000 mg/l Ca jelcsökkentõ hatása az egyes elemzõ vona- 16. ábra. 2000 mg/l Ca jelcsökkentõ hatása az egyes elemzõ vonalakon mérve lakon mérve Atomvonalakon mért átlagos depresszió% = 13,90%. Ionvonalakon mért Atomvonalakon mért átlagos depresszió% = 13,50%. Ionvonalakon mért átlagos depresszió% = 19,50% átlagos depresszió% = 21,10% Figure 17. Depression of 2000 mg/l Ca on the measured analytical Figure 16. Depression of 2000 mg/l Ca on the measured analytical lines lines 7. táblázat. Magnézium atom- és ionvonalának 5. táblázat. Magnézium atom- és ionvonalának intenzitás értékei és aránya, robusztusság intenzitás értékei ésaránya, robusztusság mérõszáma mérõszáma Table 7. Intensity values, their ratios as the meas- Table 5. Intensity values, their ratios as the ure of robustness on the magnesium atomic and measure of robustness on the magnesium ionic lines atomic and ionic lines

Plazma robusztusságának vizsgálata a CMA Plazma robusztusságának vizsgálata a CMA-nak alkalmazása mellett: (P1=1200W, Meinhard porlasztó, megfelelõ beállítás mellett: (P1=1200W, Meinhard por- CMA aktív, hidrogén van jelen a plazmában) lasztó, CMA nélkül)

Az ábrák és táblázatok alapján megállapítható, hogy H2 A robosztusság vizsgálatát fenti paraméterek alka- gáz jelenlétében az atomvonalak átlaga nem változik, az lmazása mellett is meg kellett ismételnünk, hogy össze 8. táblázat. 2000 mg/l Ca jelcsökkentõ hatása az 6. táblázat. 2000 mg/l Ca jelcsökkentõ hatása egyes elemzõ vonalakon mérve az egyes elemzõ vonalakon mérve Table 8. Depression of 2000 mg/l Ca on the meas- Table 6. Depression of 2000 mg/l Ca on the ured analyticallines measured analytical lines

I = Elemzõvonal intenzitása mátrixmentes I = Elemzõvonal intenzitása mátrixmentes

környezetben, I2000Ca = Elemzõvonal intenzitása környezetben, I2000Ca = Elemzõvonal intenzitása 2000 2000 mg/l Ca jelenlétében D% (Depresszió%) = mg/l Ca jelenlétében D% (Depresszió%) =

(I–I2000Ca)×100/I (I–I2000Ca)×100/I Higany, hibridképzõ és hagyományos porlasztással mérhetõ elemek egyidejû meghatározása CMA-ICP-AES módszerrel 67

A hidrogén hatása elsõsorban annak tulajdonítható, hogy a hidrogénnek nagyobb a hõvezetõ képessége mint az argonnak, ezért a plazma és az aeroszol között javul az energiatranszport, a cseppek dehidratálódása pedig energiatranszfer kontrolált folyamat. A CMA-nak tehát egy másodlagos elõnye, hogy kisebb mértékû deprimáló hatás- ra kell számítanunk, mivel robusztusabb lesz a plazma.

18. ábra. 2000 mg/l Ca jelcsökkentõ hatása az egyes elemzõ vonalakon mérve Atomvonalakon mért átlagos depresszió% = 13,50%. Az atomvonalon Következtetések mért átlagos depressziót a hidridképzõk nélkül számoltam, mert a hidrid- fejlesztéses elemekre más mechanizmus szerint érvényesülnek a mátrix- hatások. Ionvonalakon mért átlagos depresszió% = 17,08% A CMA-ICP-AES technika a hidridképzõ elemek eseté- Figure 18. Depression of 2000 mg/l Ca on the measured analytical ben különösen érzékeny a minta saját savasságára. Annak el- lines lenére, hogy nagy feleslegben adagolunk savat a módosított ködkamra (reakciótér) aljára, ha a minta saját pH-ja nagyobb 9. táblázat. Magnézium atom- és ionvonalának a pH=2-es értéknél, az arzén és az antimon 30-50%-al mag- intenzitás értékei és aránya, robusztusság mérõszáma asabb jelet ad, mint a megszokott 2-es pH-jú minták és kali- Table 9. Intensity values, their ratios as the bráló oldatok esetében. A Hg-ra nincs hatása a savasságnak, measure of robustness on the magnesium atom- a Se pedig növekvõ jelet ad a minta csökkenõ pH-jával. ic and ionic lines Vizsgáltuk a hidridképzõ elemek oxidációs állapotának

szerepét az analitikai jelre 1% NaBH4 koncentrációt alkalmazva. Az As3+ esetén 12-szeres, As5+ esetén 8-szoros, Sb3+-nál 20- szoros, Sb5+-nél 8-szoros érzékenységnövekedést kaptunk a hagyományos porlasztású meghatározással szemben. A Se esetében csak a Se4+ hidridaktív, ott 10-szeres, a Hg-nál pedig ionvonalakra ható depresszió viszont csökken, vagyis a 16-szoros érzékenység növekedést értünk el. plazma robusztusabb lett. A hidridképzõ elemekre a Ca Optimáltuk a meghatározási paramétereket attól deprimáló hatása lényegében nem, vagy csak sokkal kisebb függõen, mely típusú zavarásokat akarunk minimalizálni. mértékben érvényesül. A jelcsökkentõ hatás sokkal kisebb, Megállapítottuk, hogy nagy nátrium-borohidrid koncentrá- mint a direkt porlasztású elemeknél, ami jelzi, hogy a ciót alkalmazva (1,5–2,0%) minimálisra csökkenthetõ az hidridek esetében más a mátrixhatás mechanizmusa, a arzén és antimon különbözõ oxidációs állapotából eredõ hidrideket könnyebb atomizálni, mint az oxid vagy klorid jelkülönbség, ezzel el lehet kerülni az elõredukció alkal- formában beszáradó részecskéket, és valószínûleg a gáza- mazását, és lehetõvé válik az arzénnek és az antimonnak a lakú hidridek tartózkodási ideje, elosz-lása is más a többi hidridképzõvel és a hagyományos porlasztással plazmában, mint az oldatból beszáradó részecskéké. meghatározható elemekkel való együttes mérése. A jobb áttekinthetõség kedvéért egy táblázatban ábrázol- Kõzet, talaj, patakhordalék mintáknál a feltárás oxi- juk (10. táblázat) a jelcsökkenés és a robusztusság mértéké- datív voltát kihasználva egy lépésben lehet mérni az arzént nek paramétereit a három különbözõ plazmabeállítás esetén. és antimont a többi elemmel, csak gondoskodni kell arról,

10. táblázat. A jelcsökkenés és a robusztusság mértékének paraméterei a három különbözõ plazmabeállítás esetén Table 10. Measure of depression and robustness at the three different plasmaparameters 68 BARTHA ANDRÁS et al. hogy a kalibrálókban is a magasabb oxidációs állapotban saját savasságától, illetve az oxidáló – vagy redukáló- legyenek ezek a hidridképzõk. szerek jelenlététõl.

Szilárd minták oxidatív feltárása során a Se minden Elõnye a CMA technikának, hogy a H2 gáz jelenléte esetben Se6+-vá oxidálódik, ami hidrid-inaktív. Ezért a Se miatt javul a plazmában az energiatranszport; robusztu- csak óvatos elõredukció (5mólos HCl-val történõ forralás) sabb, kevésbé mátrixérzékeny lesz a plazma. A hidrogén után mérhetõ a CMA-val Se4+ formában, célszerûen külön hatása elsõsorban annak tulajdonítható, hogy a hidrogén- mérés során. Emiatt a szelénnek a többi hidridképzõvel és nek nagyobb a hõvezetõ képessége mint az argonnak, ezért a hagyományos porlasztással meghatározható elemekkel a plazma és az aeroszol között javul az energiatranszport, való együttes mérése nem oldható meg. a cseppek dehidratálódása pedig energiatranszfer kon- Jó egyezéseket kaptunk Békés megyei arzénes vizek trolált folyamat. arzéntartalmának, standard hamuminták hidridképzõ elemeinek, valamint kõzet, talaj, patakhordalék és ártéri üledék minták higanytartalmának CMA-ICP-AES, és Köszönetnyilvánítás egyéb meghatározásai között. A higany CMA-ICP-AES mérése során nem jelent- Köszönetünket fejezük ki Dr Joe Brennernek, és Dr kezik a nemesfémek amalgámképzõdésen keresztül meg- Kántor Tibor Professzor Úrnak értékes tanácsaikért a H2 nyilvánuló depressziós, esetenként teljesen gátló hatása, és gáznak a plazma robusztusságára kifejtett hatásának tanul- a higany jele nem függ kimutatható mértékben a minta mányozásához.

Irodalom — References

BALLÓK I-NÉ és BARTHA A. 2000: Hagyományos porlasztású vapour atomic absorption AA instruments at work. — Varian és hidridtechnikával meghatározható elemek egyidejû Instruments, AA–72. mérése CMA (concomitant metals analyser ) módszer- MATOUSEK, J. P. and MERMET, J. P. 1993: The effect of added rel.—Vegyészkonferencia, Debrecen, konferencia kiad- hydrogen in electrothermal vaporization inductively coupled vány plasma atomic emission spectrometry. — Spectrochimica BARTHA A. and BALLÓK I. 2000: Experiences with the CMA (con- Acta 48B, (6/7), pp. 835–850. comitant metals analyser) method using ICP-OES spectrom- MOFFETT, J. 1988: The determination of arsenic in non-silicate etry. — Angol nyelvû elõadás a Jobin Yvon cég felhasználói geological ore samples using a vapor generation accessory ülésén (JY Users Club), Budapest AA instruments at work. — Varian Instruments, AA–78. BARTHA A. és BALLÓK M. 2001: Hidridképzõ és hagyományos MURILLO, M. and MERMET, J. M. 1989: Improvement of the ener- porlasztással mérhetõ elemek CMA-ICP-AES módszerrel gy transfer with added-hydrogen in inductively coupled plas- történõ egyidejû meghatározása során szerzett tapasztalatok. ma atomic emission spectrometry. — Spectrochimica Acta — 44. Magyar Színképelemzõ Vándorgyûlés, Baja. 44B, (4), pp. 359–366. Konferencia kiadvány, pp. 2–3. TYLER, G.: JY-Horiba, CMA nebuliser. Internet: http://icp- BARTHA A and FÜGEDI P. 1982: Mélységi geokémiai kutatás oes.com/cma.htm elõkészítése,kõzet és talajminták higanytartalmának (AAS) TYLER, G., and MUNDY, P. 2001: Environmental ICP work conform- meghatározása. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi ing to the new US-EPA regulations ILMO-5. — European Jelentése az 1981. évrõl, pp. 523–530 Winter Conference on Plasma Spectrochemistry, O–56. BARTHA A. and IKRÉNYI,K. 1982: Interfering effects on the deter- TYLER, G., COSNIER, A. and LECORRE, N. 1999: Simultaneous mination of low concentrations of mercury in geological determinations of hydride forming elements with “normal” materials by cold vapour atomic absorption spectrometry. — elements in a single analytical run. — 42. Magyar Analytica Chimica Acta 139, pp. 329–332. Színképelemzõ Vándorgyûlés, Veszprém. Konferencia kiad- BEACH, L. M. 1992: Determination of As, Sb, and Se in difficult vány, pp. 61–65. environmental samples by hydride generation AA instru- VARGÁNÉ BARNA ZS. és BARTHA A. 2000: FOREGS minták ments at work. — Varian Instruments, AA–105. higanytartalmának vizsgálata AMA 254 higanymeghatározó BRODIE, K., FRARY, B., STURMAN, B. and VOTH, L. 1983: An auto- készülékkel. — Vegyészkonferencia, Debrecen, Konferencia mated vapor generation accessory for atomic absorption kiadvány analysis AA instruments at work. — Varian Instruments, VOTH-BEACH, L. M., and SHRADER, D. E.: Reduction of interfer- AA–38 ences in the determination of arsenic and selenium by EVANS, S. J., JOHNSON, M. S. and LEAH, R. T. 1986: hydride generation. — Spectroscopy, 1, 0. Determination of mercury in fish tissue, a rapid, automated WELZ, B. and SPERLING, M. 1999: Atomic absorption spectrome- technique for routine analysis. — Varian Instruments, try, Third edition. — Wiley-VCH AA–60 WELZ, B. and MELCHER M. 1980: Influence of valence state on ELRICK, K. A., and HOROWITZ, A. J. 1987: Analysis of rocks and the determination of antimony in steel using the hydride sediments for mercury by wet digestion and flameless cold AA technique. — Atomic Spectroscopy 1 (5), pp.145–147. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 69–80.

Nemesfémek meghatározása recski ércmintákból: savas kioldás és tûzi módszerek hatékonyságának vizsgálata Determination of precious metals in ore samples from Recsk: study on efficiency of acidic leaching and fire assay methods

BERTALAN ÉVA 1, BARTHA ANDRÁS1, RIITTA JUVONEN2, LEENA SOIKKELI2, FÖLDESSY JÁNOS3, SZEBÉNYI GÉZA4

1Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest Stefánia út 14., Budapest, Hungary 2Geological Survey of Finland, Betonimiehenkuja 4, FIN–02151 Espoo, Finland 3Miskolci egyetem, Földtan–Teleptani Tanszék, 3515 Miskolc-Egyetemváros, Hungary 4Magyar Geológiai Szolgálat, 1143 Budapest Stefánia út 14., Budapest, Hungary

Kulcsszavak: arany, platinacsoport, kémiai elemzés, minta-elõkészítés, kioldás, tûzi eljárás, hatékonyság, induktív csatolású plazma módszerek Összefoglalás Az ólom és nikkel-szulfid tûzi eljárást széleskörûen alkalmazzák geológiai minták elemzésekor, a mûszeres meghatározást megelõzõ elválasztási és elõdúsítási módszerként. A klasszikus ólom tûzi eljárással általában jó visszanyerések érhetõk el aranyra, platinára és palládi- umra. A nikkel-szulfidos tûzi módszert akkor használjuk, ha mind a hat platinafémet meg akarjuk határozni. Bár a rénium visszanyerésérõl ellentmondásos közleményeket találunk, gyakran ezt az elemet is meghatározzuk a nikkel-szulfid tûzi módszerrel történõ elválasztás után. Jelen munka célja az volt, hogy összehasonlítsuk a meghatározandó elemek (vagyis az arany és a platinafémek) visszanyeréseit, mind királyvizes kioldás használatával, mind pedig a kétféle tûzi eljárás alkalmazásával (a klasszikus ólom tûzi módszerrel és a nikkel-szulfid tûzi módszerrel), különös tekintettel a szulfidásványokat tartalmazó mintákra. A recski ásványosodás területe perspektivikusnak tûnik platinafém prospekcióra. Néhány kiválasztott mintából határoztuk meg az aranyat és a platinafémeket (valamint a réniumot), mind savas kioldásos, mind pedig tûzi módszerekkel történõ minta-elõkészítéssel. Az elemek meghatározása ICP-optikai emissziós spektrometriásan (ICP-OES) és/vagy ICP-tömegspektromet-riásan (ICP-MS) történt. Az eredmények azt a jól ismert tényt bizonyították, hogy az ólom tûzi eljárással kapott arany értékek szignifikánsan nagyobbak a nikkel-szulfid tûzi módszerrel kapott értékeknél. Jó néhány minta platinafém-koncentrációja túl kicsi volt a megfelelõ összehason- lításhoz. Mindazonáltal 13 mintát hasonlítottunk össze palládiumra, míg platinára csak 4 mintát tudtunk összehasonlítani. Nem talál- tunk szignifikáns eltéréseket. Néhány minta jelentõs mennyiségû szulfidásványt tartalmazott, amelyek hajlamosak zavarni mindkét tûzi eljárást. A minták nagy átmenetifém-tartalma zavarhatja az arany és a palládium visszanyerhetõségét a nikkel-szulfid tûzi eljárás során. A visszanyerés javítása további vizsgálatokat igényel. Eredményeink azt mutatják, hogy a királyvizes kioldásból közvetlenül, tehát elválasztás nélkül történõ ICP-MS mérés nem alkalmas a platinafémek meghatározására. Ezeknek az elemeknek a meghatározásához a tûzi módszerek használata a jelek szerint meg- kerülhetetlen.

Keywords: gold, platinum group, chemical analysis, sample preparation, leaching, fire assay, efficiency, inductively coupled plasma methods

Abstract In the analysis of geological samples, lead fire assay and nickel sulphide fire assay are widely applied as separation and pre-concentration procedures for gold and platinum group elements before instrumental determination. Good recoveries are generally obtained for gold, platinum and palladium by the classical lead fire assay. Nickel sulphide fire assay is used when all six of the platinum group elements (PGEs) are determined. Although there are contradictory reports on the efficiency of rhenium recovery, this element is also often determined after nickel sulphide fire assay separation. The aim of the present study was to compare analyte (i.e. gold and platinum group elements) recoveries obtained by aqua regia leaching and the two fire assaying procedures (the classical lead fire assay and the nickel sulphide fire assay), with special emphasis on samples containing sulphide minerals. The Recsk mineralization area seems to be promising for PGE exploration. Selected samples were analysed for gold and platinum group elements (and also rhenium), using both acidic leaching and fire assay methods for sample preparation. The elements were determined by ICP-optical emisssion spectrometry (ICP-OES) and/or ICP-mass spectrometry (ICP-MS). 70 BERTALAN ÉVA et al.

The results demonstrated the well-known fact that gold results by lead fire assay are significantly higher than by nickel sulphide fire assay. The PGE concentration of many of the samples was too low for a good comparison. 13 samples were compared, however, for palladium, while only 4 samples could be compared for platinum. No significant differences were found. Some samples contained appreciable amounts of sulphide minerals which tended to interfere in both fire assay procedures. High base metal content of the samples can interfere in the nickel sulphide fire assay recovery of gold and palladium. Improving the recovery requires more investigation. Our results show that the direct ICP-MS analysis after aqua regia leaching (without any separation) is not suitable for the determination of the PGEs. For the determination of these elements, the use of the fire assay methods appears to be inevitable.

Bevezetés intézkedéseket igényel. A hatásfoka egyes esetekben problematikus.), Nemesfémeknek az aranyat és a platina-csoport ele- — Cianidos oldás. (Elsõsorban a termésaranyat oldja meit nevezzük. Az ezüst nem tartozik ide. A platinacsoport ki. Fõleg ércprospekcióhoz használatos, de technológia is hat, egymással közeli rokonságban álló elembõl áll: ruténi- épülhet rá. Igen nagy elõnye, hogy a mintamátrixtól való um, ródium, palládium, ozmium, irídium és platina. elválasztás is elérhetõ vele és jelentõs mértékû dúsítással Egyesek szerint a rénium is ide sorolható. jár. Igen nagy méretû minták kezelésére alkalmas, legalább A nemesfémek meghatározása még ma is jelentõs 500 g-os, de akár több kg-os mintaméretek is kezelhetõk. kihívás a szervetlen analitikai kémikus számára. A ter- A nagyon komoly biztonsági problémák miatt teljesen mészetben a nemesfémek kis koncentrációkban és több- külön kiépítésû laboratóriumot igényel.) nyire inhomogén eloszlásban fordulnak elõ. Ezért nagy A további jelentõsebb dúsítási eljárások a következõk: méretû mintákra van szükség ahhoz, hogy a meghatározá- sok kellõképpen reprezentatívak legyenek. Ugyanakkor — tûzi módszer (a leginkább elterjedt), még ezen az alacsony koncentráció szinten is precíz ered- — együtt-lecsapás (Pt, Pd és Au – réz jelenlétében mények szükségesek a petrológiai vizsgálatokhoz, illetve a szulfidként; tellúr – minden nemesfémre; tiokarbamid, geokémiai kutatáshoz. tioacetamid + Cu –Au, Pt, Pd, Rh, Ru, és Ir; higany – Au), A különbözõ analitikai mérési módszerek széles — ioncsere, skálája áll rendelkezésre. Ezek használhatósága ter- — kelátképzõk használata, mészetesen jelentõsen függvénye a meghatározandó — extrakció (Au – metil-izo-butil-keton, MIBK; Ru és elemek mintabeli koncentrációjának. A használatos Os — kloroform; Pt, Pd, Ir és Os — nagy molekulasúlyú mérési módszerek közül megemlíthetõ a tûzi vizsgálat, aminok vagy antipirin + kloroform), az AAS (atomabszorpciós spektrometria), ICP-OES — desztillálás (Ru és Os – tetroxidként). (induktív csatolású plazma optikai emissziós spektrometria), ICP-MS (induktív csatolású plazma A legegyszerûbb a királyvizes kioldás. Ez azonban tömegspektrometria), NAA (neutronaktivációs analí- nem minden nemesfémre kvantitatív. Irodalmi adatok zis), XRF (röntgenfluoreszcenciás spekt-rometria), szerint szobahõmérsékleten közel kvantitatív kioldási polarográfia, ASV (anódos stripping voltam-metria), hatásfok érhetõ el az aranyra és a palládiumra, kisebb, de gravimetria és titrimetria. még értékelhetõ a kioldás hatékonysága (kb. 20–40%) a Az igazi problémát a minták elõkészítése, tehát platinára, ruténiumra, ródiumra és ozmiumra, és végül feltárása, és sok esetben a meghatározandó nemesfémek igen kicsi kioldási hányadot (1–10%) kaptak az irídium- dúsítása és a mintamátrixtól való elválasztása jelenti. Erre ra. A kioldási hányad természetesen a minták szintén számos módszer áll rendelkezésre. összetételétõl is függ, magasabb kéntartalmú mintákból Ezek a következõk: alacsonyabb kioldási hányadokat kaphatunk. A rossz kioldás oka egyes platinafém-ásványok királyvízben való — Savas oldás (ez a legegyszerûbb, leggyakrabban csekély oldhatósága. királyvizes kioldás). A tûzi vizsgálat még napjainkban is a legfontosabb — Alkalikus ömlesztés (nátrium-peroxid, alkáli- dúsítási és elválasztási módszer a nemesfémekre. Mint hidroxidok és alkálifém-peroxidok keveréke). az ismeretes, a nemesfémek nagyon kis koncentrációk- — Klórozás (klórgázzal, magas hõmérsékleten). ban vannak jelen a mintákban. Ráadásul, fõleg az arany — Oxidáló fluorozás (fõleg orosz szerzõk írják le, esetében, e fémek eloszlása nagyon inhomogén lehet. Ez bróm-trifluorid és kálium-tetrafluoro-bromát a leggyako- a két tényezõ teszi elõnyössé a tûzi vizsgálatot, ahol ribb reagensek; bár xenon-tetrafluoridot is használnak). (A nagy méretû minták használhatók és a nemesfémek reagenseket is többnyire a laboratóriumban kell elõállítani. végül szelektíven egy kis regulusba koncentrálódnak. Az eljárás elég bonyolult, és komoly biztonsági További elõny, hogy a nemesfémeket a komplex Nemesfémek meghatározása recski ércmintákból 71 mintamátrixból egy relatíve egyszerû fémötvözetbe felépült laboratóriumban, új személyzettel végzett tûzi visszük át. Fontos még a módszer széles körû alkal- aranyelemzések átlagos értéktartománya körülbelül egy mazhatósága ércekre, koncentrátumokra, kõzetekre és nagyságrenddel alacsonyabb volt. Már az 1980-as évek ipari termékekre. közepén, a Nemesfémvizsgáló Intézetben végzett A tûzi módszer lényege, hogy a mintát magas kisszámú kontrollvizsgálat is jelezte a recski tûzi labor hõmérsékleten redukáló salakképzõ adalékkal megöm- bizonytalanságát, fõként az alacsony értéktartományok- lesztjük, aminek eredményeképpen az úgynevezett kollek- ban. Szükségessé vált tehát további kontrollelemzések tor anyagból képzõdött regulust kapunk, amely tartalmaz- elvégzése, illetve — természetesen — új eljárások bevezet- za a nemesfémeket, míg a fõ mátrix elemek egy üveges hetõségének vizsgálata. salakban koncentrálódnak. A regulusból a nemesfémeket A MÁFI laboratóriumában tûzi vizsgálatokat nem vagy valami közvetlen módszerrel határozzuk meg végzünk, itt erre soha nem is volt meg a lehetõség, a fel- (például az ólom regulusból ólomûzés után mérlegeléssel, szereltség. Aranymeghatározást már sok ezer mintából vagy a nikkel-szulfid regulusból valamilyen roncsolás- végeztünk, platinafémek elemzésével kapcsolatos tapasz- mentes analitikai módszerrel, például neutronaktivá- talataink azonban nem nagyon voltak. A „Laboratóriumi ciósan), vagy pedig a regulust feloldjuk, és a kapott oldat- együttmûködés a MÁFI (Magyar Állami Földtani ból végezzük el az elemzést. Intézet) és a GTK (vagy GSF, Finn Földtani Intézet) Még mindig elterjedten használatos a klasszikus ólom között fõelemek, arany és platinafémek, és egyéb tûzi módszer, amelyet arany meghatározására még ma is nyomelemek meghatározására a recski porfíros rézérc- a legjobbnak tartanak, a platinafémek közül azonban csak ben” címû kétoldalú finn–magyar TéT-együttmûködés néhány gyûjhetõ össze. Az összegyûjtés mechanizmusa elnyerése biztosított számunkra lehetõséget egyrészt arra, tulajdonképpen nem teljesen világos. Annak érdekében, hogy megismerjük és tanulmányozzuk a nemesfémek hogy minden platinafém meghatározható legyen, meghatározásának módszereit, másrészt pedig arra, hogy megváltoztatták a kollektort. A legsikeresebb a platinafémekre perspektivikusnak tûnõ recski próbálkozásnak a nikkel, pontosabban a nikkel-szulfid ásványosodás néhány kiválasztott mintájáról új adatokat alkalmazása bizonyult, amely világszerte gyorsan elter- nyerhessünk. A munka kapcsolódott a T. 37581 sz. jedt. A nikkel-szulfid tûzi módszert elõször elõdúsítási OTKA-pályázathoz („A recski ércmezõ geokémiai elosz- lépésként vezették be az ozmium spektrofotometriás lásainak átfogó kvantitatív és térbeli vizsgálata, a földtani meghatározásában (WILLIAMSON,SAVAGE 1965). Az bizonytalanság figyelembevételével”) valamint a T. 1970-es években ez a módszer népszerûségre tett szert 37619 sz. OTKA-pályázathoz („A Kárpát-medencei paleo- mint a neutronaktivációs analízishez alkalmazott dúsítási gén szerkezetalakulás rekonstrukciója a magmás módszer. Ma bevett módszer geológiai minták tevékenység és üledékképzõdés egyidejû jellemzésével”) elemzésére. is. A tûzi vizsgálatoknak, sajnos, hátrányai is vannak. Elõ- Az volt a célunk, hogy többféle módszerrel végezzük ször is, a szükséges berendezések (kemencék stb.) terjedel- el a nemesfémek meghatározását, és a különbözõ mód- mesek, helyigényesek, környezetszennyezõk és igen költ- szerek összehasonlításával, az eredmények ismeretében ségesek. A vizsgálat sikere igen nagymértékben függ a alakítsuk ki a projekt második szakaszát. kivitelezõ személy tapasztalatától és ügyességétõl. A technika „piszkos”, nagy mennyiségû vegyszer felhasználását igényli. Fõleg ezüsttel könnyû keresztbe szennyezni a Kísérleti rész mintákat. A folyamat során egyes nemesfémekbõl veszteségeink lehetnek. Ennek okait és mértékét még vizs- Minták gálják. Magyarországon korábban több helyen is foglalkoz- Az 1. táblázatban mutatjuk be az elemzésre kiválasz- tak a nemesfémek elemzésével. Tûzi eljárást alkalmaz- tott minták listáját. Lehetõségeink behatárolt volta miatt tak a recski ércbánya laboratóriumában és az Országos 18 mintát választottunk ki az elsõ vizsgálatokhoz. A recs- Nemesfémvizsgáló Intézetben. Közvetlen vagy ki ércesedés meglehetõsen nagy és komplex rendszer, közvetett spektroszkópos meghatározásokkal próbálkoz- amelyet ilyen kis számú mintával természetesen nem tak az egri laboratóriumban, a debreceni egyetemen és lehet lefedni. A minták kiválasztásában mindazonáltal a grafitkemencés atomabszorpciós módszereket használ- lehetõségek szerinti maximális reprezentativitásra tak a mádi laboratóriumban. Az így kapott ered- törekedtünk. ményeknek a minõsége gyakran nem felelt meg a kívá- Az elsõ hat minta egy néhány évvel ezelõtt lefolyta- nalmaknak. tott új aranykutatási projektbõl való. A minták a Lahóca- A recski (lahócai) ércbányászat során az 1800-as évek hegyrõl, kis mélységbõl származnak. A következõ négy közepétõl nagyszámú tûzi aranyelemzés készült, melyek minta múzeumi példány. Ezek közül három szintén a elemzési értéktartománya általában fél mg/kg és néhány Lahóca-hegyrõl való, a negyedik egy elkülönült, távolab- tíz mg/kg tartományban mozgott. A mélyszinti ércelõfor- bi minta. A következõ öt minta a mélyszinti ércesedésbõl dulás kutatásának idõszakában, a Recsken újonnan származik, mind a –700, mind a –900 méteres szintet 72 BERTALAN ÉVA et al.

1. táblázat. Az elemzésre leadott minták listája képviseli. Az utolsó három pedig az ércdúsítóból szár- Table 1. List of the samples selected for analysis mazó recski technológiai minta. Hogy a minták jellegérõl némi képet kapjunk, kiemelve bemutatjuk néhány kalkofil elemnek a király- vizes kioldás után mérhetõ koncentrációit. (2. táblázat) Látható, hogy sok minta pirites, kalkopirites, tehát magas a vas- és réztartalmuk. Néhány mintában az arzén is magas, ezek az enargit-rézérces minták (7, 8, 9. sz. minták). A 9. sz. mintában az arzénkoncentráció 1% fölött van. Van egy molibdenites mintánk is (12. sz. minta).

Mintaelõkészítés

Munkánk során háromféle minta-elõkészítési eljárást alkalmaztunk: a királyvizes kioldást, az ólom tûzi mód- szert és a nikkel-szulfid tûzi módszert. A MÁFI labo- ratóriumában elvégeztük a savas kioldást, és ebbõl az oldatból meghatároztuk az aranyat (GF-AAS módszer- rel), a többi nemesfémet (ICP-MS módszerrel), és néhány fõelemet (többnyire ICP-OES módszerrel). Ezeket az oldatokat elvittük a finn intézetbe is, ahol szin- tén meghatározták belõlük ICP-MS módszerrel a nemes- fémeket. Az eredeti pormintákat is elvittük a finn intézetbe, és ott mindkét tûzi eljárással elvégeztük a nemesfémek elválasztását és dúsítását. A nemesfémek meghatározásához mind az ICP-MS, mind pedig az ICP- OES módszert használtuk.

Királyvizes kioldás 2. táblázat. Néhány kalkofil elem koncentrációja a kiválasztott mintákban, királyvizes kioldás után mérve A MÁFI Kémiai Laboratóriumában arany- Table 2. Concentration of some chalcophile elements in the select- elemzésekhez fejlesztettük ki a királyvizes kioldási mód- ed samples, measuredafter aqua regia leaching szerünket. A kioldást 2 óráig tartó, 700 °C-os pörkölést követõen végezzük el nyitott edényben. A pörkölésre azért van szükség, mert az esetlegesen jelen lévõ arzenopirit oldhatósága királyvízben nem elég jó hatásfokú. A pörkölés során a szulfidok szulfátokká oxidálódnak, és így oldható formává alakulnak át. 5 g mintából végezzük a pörkölést, majd ezt követõen a savas kioldást, ugyanis ez a viszonylag nagyobb anyagmennyiség csökkenti az arany egyenetlen eloszlásából származó bizonytalanságot, az ún. „nugget” hatást. A pörkölt mintát üvegpohárba visszük át, majd 12,5 ml tömény sósavat és 5 ml tömény salétromsa- vat adunk hozzá, és vízfürdõn szárazra pároljuk. Az oldási maradékot 10 ml 1:1 hígítású sósavoldattal felvesszük, és 50 ml végtérfogatra töltjük fel. Így végül 100 g/l koncent- rációjú mintaoldatot nyerünk, melynek alikvot részleteibõl mérjük az aranyat a MIBK-es extrakció után, az egyéb elemek meghatározására pedig a megfelelõ hígítást követõen kerül sor. Pb tûzi vizsgálat 25 g pormintát 600 °C-on, 3 h hosszat pörköltünk elektromos kemencében. A mintákat pörkölés után mûanyag zsákba öntöttük át, hozzámértünk 50 g ólom-oxidot és kb. 130 g ömlesztõ keveréket. A keverék összetétele: 16% Nemesfémek meghatározása recski ércmintákból 73

nátrium-karbonát (Na2CO3), 26% kálium-karbonát ömledékben két fázis képzõdik, a szulfid fázis és a szi- (K2CO3), 22% nátrium-tetraborát (Na2B4O7), 26 % kálium- likátos fázis. Az aranyat és a platinafémeket a szulfidok hidrogén-tartarát (KHC4H4O6) és 10% kvarc (SiO2). gyûjtik össze. A tégelyt azért fedtük le, hogy elkerüljük Minden vegyszer analitikai tisztaságú volt. A zsák lezárása az ömlesztés során a szennyezõdést, és azt találtuk, hogy elõtt a keverékhez ismert mennyiségû ezüstöt is adtunk, ez kb. 1 g-mal növelte a nikkel-szulfid gomb méretét, ezüstre nézve 1 g/l töménységû ezüst-nitrát oldat for- mivel kevesebb kén oxidálódott az ömlesztés során, és májában. Az ezüst lesz a nemesfémek hordozója az eljárás több volt elérhetõ a gombképzõdéshez a lefedett tégely- során. A mintákat a vegyszerekkel a mûanyag zsákban ala- ben. posan összekevertük, a zsákkal együtt agyag tégelybe A tégelyt kivettük a kemencébõl és szobahõmérsék- gyömöszöltük, és elõmelegített kemencében, 1100 °C-on leten hagytuk lehûlni. A lehûlés során a szulfid fázis egy 1 óra hosszat tartottuk. Az ömledéket vas öntõformába nikkel-szulfid gombként szeparálódik a tégely alján. öntöttük, és hagytuk kihûlni. Mikor lehûlt, a tégelyt kalapáccsal eltörtük, és a nikkel- Lehûlés után a (nemesfémeket is tartalmazó) ólom re- szulfid gombot elválasztottuk a salaktól. A gombot átvittük gulust elválasztottuk a salaktól, kefével tisztítottuk, for- egy 500 ml-es Erlenmeyer-lombikba, és kb. 300 ml mára kalapáltuk, és mérlegeltük. (A jól elkészített regulus tömény sósavat adtunk hozzá. A lombikot óraüveggel kb. 45 g.) Szükség esetén (ha a regulus túl nehéz volt, ez lefedtük. A kén-hidrogén fejlõdése és a nikkel-szulfid fõleg magas réztartalmú mintáknál fordul elõ) újraöm- gomb oldódása akkor kezdõdik meg, amikor a lombikot lesztettük. Ilyenkor a regulust agyag tégelybe helyeztük, és rezsón melegítjük. Az oldat hõmérsékletét kb. 90 °C-on annyi bóraxot adtunk hozzá, hogy ellepje. 1000 °C-os tartottuk. Magasabb hõmérséklet növelné a sósav elpárol- kemencében 15 percig ömlesztettük. gását, és alacsonyabb hõmérséklet csökkentené a reak- A formázott regulust magnezit tégelybe helyeztük, a ciósebességet. A nikkel-szulfid gomb oldását általában egy tégelyt elõmelegített 960 °C-os elektromos kemencébe tet- éjszakán át végezzük. tük. Addig tartottuk ezen a hõmérsékleten, amíg az A savas oldatot, a rezsóról levéve, kb. 150 ml vízzel ólomûzés teljesen lejátszódott. A folyamat során a mag- hígítottuk. A tellúros együttlecsapáshoz 5 ml tellúr olda- nezit tégely a keletkezõ ólom-oxidot abszorbeálja (abból tot (1 g/l Te) és 7 ml ón(II)-klorid-oldatot (100 g visszanyerhetõ). A tégelyben egy kis ezüst gyöngy marad SnCl2·H2O oldva 150 ml sósavban és vízzel 500 ml-re vissza, amely a minta arany (és persze ezüst) tartalmát, feltöltve) adtunk hozzá. A redukáló ágens hozzáadása valamint a platinafémek közül a platinát és palládiumot, során a tellúr redukciója az oldat megfeketedése révén bizonytalan mértékben a ródiumot, és még bizonytalanabb azonnal megfigyelhetõ. A nagy vastartalmú mintákhoz mértékben a többit tartalmazza. több redukáló ágensre lehet szükség. Az oldatot Lehûlés után a képzõdött ezüstgyöngyöt laposra gyengén melegítettük (80–90 °C) kb. 1 óra hosszat, és a kalapáltuk (hogy könnyebben oldódjon), és beosztással tellúr csapadékot hagytuk összeállni. Az oldatot lehûtöt- ellátott, 10 ml-es kémcsõbe helyeztük. 0,5 ml tömény tük és aztán kevert cellulóz észter szûrõn (0,45 µm) át salétromsavat adtunk hozzá, és kb. 1 órán át vízfürdõn vákuum-szûrtük. A szûrõt 50 ml-es mûanyag kémcsõbe 70 °C-on tartottuk. Lehûlés után 1,5 ml tömény sósavat vittük át és 5-5 ml tömény sósavat és salétromsavat adtunk hozzá, és szobahõfokon éjszakára állni hagytuk. adtunk hozzá. A kémcsöveket könnyedén lezártuk és Másnap vízfürdõn kb. 30 percig melegítettük, majd egy éjszakára vegyifülkében állni hagytuk. Aztán hûlés után 6 M sósavval 10 ml-re töltöttük fel. Az olda- vízfürdõn kb. 70–80 °C-on 1 óra hosszat melegítettük. tot ICP-OES módszerrel analizáltuk, de tovább hígítva, A savas oldatot 30 ml vízzel hígítottuk és centrifugál- belsõ standard hozzáadása után, az összehasonlítás ked- tuk. Az oldatot tovább hígítottuk, és talliumot adtunk véért ISCP tömegspektrometriásan is végigmértük a hozzá, belsõ standardként az ICP-MS meg-határozá- mintákat. sokhoz. Az üveg edényzetet az egyes minták között forró királyvízzel tisztítottuk. NiS tûzi vizsgálat A finoman elporított kõzetmintából 15 g-ot (a Mûszerek várhatóan magas réztartalmú mintákból csak 5 g-ot) összekevertünk 5 g nikkellel, 3 g kénnel, 20 g nátrium- A MÁFI laboratóriumában az ICP-OES mérésekhez tetraboráttal (Na2B4O7), 10 g nátrium-karbonáttal Jobin Yvon gyártmányú JY 70 típusú kombinált (szi- (Na2CO3) és 5 g kvarccal. A mintát és a reagenseket multán-szekvens) készüléket, az ICP-MS mérésekhez közvetlenül egy 100 ml-es eldobható mûanyag fiolába VGE PlasmaQuad II STE kvadrupól ICP-MS készüléket mértük be, hogy kényelmesebb legyen összekeverni, és használtunk. Az ionoptikát egy közepes tömegszámú hogy elkerüljük a minták keresztbe szennyezõdését. elemre, az indiumra optimáltuk. A mûszerparaméterek a Miután alaposan összekevertük, a fiola tartalmát tûzálló 3. és a 4. táblázatban láthatók. Az arany meghatározását agyag tégelybe ürítettük, ezt egy kisebb tégellyel Varian SpectrAA-10BQ atomabszorpciós spektrofo- lefedtük és betettük az elõmelegített 1100 °C-os elektro- tométerrel végeztük el, Varian GTA 95 elektrotermikus mos kemencébe. A mintát a kemencében ezen a atomizáló egység és PSD automata mintaváltó alkal- hõmérsékleten 75 percig tartottuk. Az ömlesztés során az mazásával. A méréshez kódolatlan Varian vájtkatód 74 BERTALAN ÉVA et al. aranylámpát használtunk. 242,8 nm hullámhosszúságon 5. táblázat. A grafitkemence mûködési paraméterei a MÁFI labo- mértük az aranyat, deutérium háttérkorrekciót alkalmaz- ratóriumában Table 5. Operating conditions of the graphite furnace in the labora- va. Pirolitikusan bevont grafitcsöveket (No.: 63-10012- tory of the GIH 00) használtunk a mérésekhez. A mûszerparamétereket az 5. táblázatban foglaltuk össze.

3. táblázat. Az ICP-OES készülék mûködési paraméterei a MÁFI laboratóriumában Table 3. Operating conditions of the ICP-OES instrument in the laboratory of the GIH

6. táblázat. Az ICP-OES készülék mûködési paraméterei a Finn Földtani Intézet laboratóriumában Table 6. Operating conditions of the ICP-OES instrument in the laboratory of the GSF Az integrációs idõ függ attól, hogy polikromátort vagy monokromátort használunk, és függ a meghatározandó elemtõl (a kiválasztott vonal relatív intenzitása, hullámhossz, a háttér minõsége stb.).

A Finn Földtani Intézetben a tûzi módszerekhez Naber N-41 elektromos kemencét használtunk. Az ICP- OES meghatározásokat Thermo Jarrell Ash Corporation

4. táblázat. Az ICP-MS készülék mûködési paraméterei a MÁFI laboratóriumában Table 4. Operating conditions of the ICP-MS instrument in the laboratory of the GIH

7. táblázat. Az ICP-MS készülék mûködési paraméterei a Finn Földtani Intézetben Table 7. Operating conditions of the ICP-MS instrument in the laboratory of the GSF

gyártmányú Iris II Advantage HR.DV.FM típusú készülékkel, az ICP-MS meghatározásokat Perkin- Elmer-Sciex gyártmányú ELAN 5000 típusú készülékkel végeztük. A mû-szerparaméterek a 6. és a 7. táblázatban Nemesfémek meghatározása recski ércmintákból 75

8. táblázat. Az ICP-MS mérések során mért izotópok, gyakoriságuk és a lehetséges spektrális zavarások Table 8. Selected isotopes, their abundances and potential spectral interferences in the ICP-MS analyses

találhatók. A 8. táblázatban foglaljuk össze az ICP-MS táblázat) Jól látható, hogy (az elõzetes várakozásoknak mérések során mért izotópokat és az esetleg fellépõ spek- megfelelõen) az ólom tûzi módszernél kapjuk a legma- trális zavarásokat. gasabb értékeket, tehát aranyra egyértelmûen ez a mód- szer produkálja a legjobb kihozatalt. A kétféle módszerrel (OES és MS) mért értékek elég jól egyeznek. A nikkel- Eredmények szulfid tûzi módszer szintén elég jó kihozatalt produkál, de a hatásfoka valamivel kevésbé jó, mint az ólomnak. A Elsõként a különféle módszerekkel elvégzett arany- hatásfok természetesen függ a mintaösszetételtõl. Például meghatározások összehasonlítását mutatjuk be. (9. a 7-es mintában szignifikánsan rosszabb a nikkel-szulfidos

9. táblázat. A különféle módszerekkel elvégzett arany-meghatározások összehasonlítása Table 9. Comparison of the gold values determined by different methods

Jelmagyarázat: AR = királyvizes kioldás; FA = tûzi vizsgálat; MÁFI = Magyar Állami Földtani Intézet; GSF = Finn Földtani Intézet; AAS = atomabszorpciós spektrometria; OES = ICP-optikai emissziós spektrometria; MS = ICP-tömegspektrome- tria. Legend: AR = leaching by aqua regia; FA = fire assay; MÁFI = Geological Institute of Hungary; GSF = Geological Survey of Finland; AAS = atomic absorption spectrometry; OES = ICP optical emission spectrometry; MS = ICP mass spectrometry. 76 BERTALAN ÉVA et al. kihozatal – ennek a mintának kiugróan magas a réztartal- 11. táblázat. A különféle módszerekkel elvégzett palládium- ma, mintegy 21%, ami a nikkel-szulfidos módszer meghatározások összehasonlítása Table 11. Comparison of the palladium values determined by hatékonyságát jelentõsen befolyásolja. Észre kell azt is different methods vennünk, hogy a királyvizes kioldás hatékonysága több- nyire elmarad a tûzi módszerekétõl. Ugyanabból a király- vizes oldatból két helyen készült ICP-MS meghatározás. Ezek többnyire egyeznek, a fõ különbség, hogy a kis kon- centrációkat a MÁFI-ban lényegesen fölé mértük, pozitív hibát vétettünk. Itt valamiféle memória problémára gyanakodhatunk. A 10. táblázatban a platina értékeket mutatjuk be. Elõször is azt kell megállapítanunk, hogy míg a mintákban

10. táblázat. A különféle módszerekkel elvégzett platina- meghatározások összehasonlítása Table 10. Comparison of the platinum values determined by different methods

Jelmagyarázatát lásd a 9. táblázatnál. Legend see Table 9.

12. táblázat. A különféle módszerekkel elvégzett ródium-meghatározások össze- hasonlítása Table 12. Comparison of the rhodium values determined by different methods

Jelmagyarázatát lásd a 9. táblázatnál. Legend see Table 9. meglehetõsen magas arany-koncentrációkat mértünk, a platina roppant sajnálatos módon nem dúsul jelentõsen a mintákban, még a koncentrátumokban sem. Kisebb dúsulás van a 3-as mintában 35 ppb (µg/kg), kb. egy nagyságrenddel nagyobb a klark értéknél. A mélyszinti minták (11–15. sz. minták) mind határozottan szegények platinában. A lahócai minták közül a magas aranytartalmú enargit-rézérces minták (7, 8, 9. sz. minták) platina-tartalma alacsony. Ehhez képest az új aranykutatásból származó minták, amelyeknek réztartalma alacsony, de némelyikük jelentõsebb koncentrációjú aranyat tartalmaz, lényegesen több platinát tartalmaznak. A legmagasabb értéket a hidrotermális breccsa érc (3. sz. minta) és a szubvulkáni andezit porfír (1. sz. minta) mutatja. A platina esetében a kétféle tûzi módszer elég jó egyezéseket mutat. Látható az is, hogy az ICP-optikai módszer nem elég érzékeny, a kimutatási határ magas a mintákban elõforduló koncentrá- Jelmagyarázatát lásd a 9. táblázatnál. ciókhoz képest. A királyvizes mérések egymáshoz képest Legend see Table 9. Nemesfémek meghatározása recski ércmintákból 77

13. táblázat. A különféle módszerekkel elvégzett 15. táblázat. A különféle módszerekkel elvégzett nem irídium-meghatározások összehasonlítása ruténium-meghatározások összehasonlítása túl Table 13. Comparison of the iridium values Table 15. Comparison of the ruthenium values deter- determined by different methods mined by different methods

Jelmagyarázatát lásd a 9. táblázatnál. Jelmagyarázatát lásd a 9. táblázatnál. Legend see Table 9. Legend see Table 9.

14. táblázat. A különféle módszerekkel elvégzett ozmium-meghatározások összehasonlítása Table 14. Comparison of the osmium values 16. táblázat. A különféle módszerekkel elvégzett determined bydifferent methods rénium-meghatározások összehasonlítása Table 16. Comparison of the rhenium values determined by different methods

Jelmagyarázatát lásd a 9. táblá- zatnál. Jelmagyarázatát lásd a 9. táblázatnál. Legend see Table 9. Legend see Table 9. 78 BERTALAN ÉVA et al.

17. táblázat. Nemzetközi standard referencia minták nemesfém-tartalmának meghatározása és a mérési módszerek összehasonlítása Table 16. Determination of the precious metal contents of international standard reference materials and comparison results

rosszak, de a tûzi módszerekhez képest mindkettõ óriási Az eddigi megállapításaink érvényesek a többi elemre is. pozitív hibákat produkál. Ez feltétlenül valami spekt-rális Az irídium (13. táblázat) sehol sem dúsul, itt szintén a MÁFI zavarásra utal. Jól látható, hogy a finnek, akiknek nagy királyvizes ICP-MS méréseinél lépnek fel problémák. rutinjuk van a nemesfém-meghatározásokban, itt eleve Az ozmium sehol sem dúsul (14. táblázat). magasabban húzták meg a kimutatási határt, mint mi. A ruténium (15. táblázat) egyetlen mintában dúsul (a 8. Mindez még inkább érvényes a palládiumra (11. sz.), amely a többi mintától független típus. Vegyük észre, táblázat). A finnek itt még magasabbra emelték a kimu- hogy az ólom a ruténiumot nem gyûjti össze. tatási határt, és hogy erre jó okuk volt, mutatja, hogy a A rénium (16. táblázat) a magas molibdén-tartalmú MÁFI-ban elég sok magas fals értéket mértünk. Ennek oka mintában (12 sz. minta) és a rézérc-koncentrátumokban szintén spektrális zavarás lehet. Az ICP-OES módszer dúsul. Látható, hogy az ólom tûzi módszer a rénium-tar- kimutatási határa itt is magas a mintákban elõforduló kon- talom meghatározására sem alkalmas. centrációkhoz képest. A kétféle tûzi módszerrel mért Sajnos, a nemesfém-meghatározásokhoz nagyon kevés értékek mutatják, hogy a palládium sajnos egyik mintatí- hiteles referencia minta áll rendelkezésre, és azok is több- pusban sem dúsul. nyire csak néhány elemre vannak hitelesítve. Így csak Az ICP-MS meghatározások közül spektrális zavará- néhány adatot tudunk bemutatni ezekrõl, és ezek esetében sok tekintetében a legproblematikusabb elem a ródium is csak egy-egy féle tûzi vizsgálatról. Az egyezések a hite- (12. táblázat). Ennek ugyanis egyetlen izotópja van, amely- les értékekkel mindazonáltal megnyugtatók (17. táblázat). nek a mérését egy rézbõl és argonból képzõdõ moleku- A SARM7-nél látható, hogy az ólom tûzi módszer az irídi- laion zavarja. Látható, hogy a MÁFI-ban milyen nagy lát- um, ozmium és ruténium meghatározására nem alkalmas. szólagos ródium-koncentrációkat mértünk a királyvizes (Egyébként a réniuméra sem, de arról nincs hiteles kioldás után, amiket (természetesen) a tûzi módszer nem adatunk.) igazolt. A finnek matematikai korrekciós eljárást fejlesztettek ki a zavarás kiküszöbölésére, és látható, hogy így az összes mintában a kimutatási határ alatt maradt a Következtetések ródium. A nikkel-szulfid esetében a réz már a regulus képzõdése során okozhat problémákat az összegyûjtés A minták elemzési eredményeibõl láthatjuk, hogy a hatásfokában, illetve a regulus is magába gyûjthet némi királyvizes kioldásból közvetlenül, tehát elválasztás nélkül rezet. Látható, hogy néhány mintát jelentõsen tovább kel- történõ ICP-MS mérés nem alkalmas a platinafémek lett hígítani, és a kimutatási határt is lényegesen meg kel- meghatározására. Ezeknek az elemeknek a meghatáro- lett emelni. Az mindenesetre megállapítható, hogy a ródi- zásához a tûzi módszerek használata a jelek szerint meg- um nem dúsul a mintákban. kerülhetetlen. Nemesfémek meghatározása recski ércmintákból 79

Irodalom — References

CHAO, T. T. and SANZOLONE, R. F. 1992: Decomposition tech- JUVONEN, R. and KONTAS, E. 1999: Comparison of three analyti- niques. — J. Geochem. Explor. 44, pp. 65–106. Special issue: cal methods in the determination of gold in six Finnish gold “Geoanalysis” ores, including a study on sample preparation and sampling. DATE, A. R., DAVIS, A. E. and CHEUNG Y. Y. 1987: The potential — J. Geochem. Explor. 65, 219-229. of fire assay and inductively coupled plasma source mass JUVONEN, R., LAKOMAA, T. and SOIKKELI, L. 2002: Determination spectrometry for the determination of platinum group ele- of gold and the platinum group elements in geological sam- ments in geological materials. — Analyst, 112, pp. ples by ICP-MS after nickel sulphide fire assay: difficulties 1217–1222 encountered with different types of geological samples. — DATE, A. R. and GRAY, A. L. 1989: Applications of Inductively Talanta, 58, pp. 595–603. Coupled Plasma Mass Spectrometry — Blackie, Glasgow MITKIN, V. N. 2000: Gold and platinum-group element analysis and London, 254 p. of geochemical and platinum reference materials using fluo- FRIMPONG, A., FRYER, B. J., LONGERICH, H.P., CHEN, Z. and roxidation decomposition. — Geostandards Newsletter 24 JACKSON, S. E. 1995: Recovery of Precious Metals Using (2), pp. 157–170. Nickel Sulfide Fire Assay Collection: Problems at Nanogram MITKIN, V. N., GALIZKY, A. A. and KORDA, T. M. 2000: Some per Gram Concentrations. — Analyst 120, pp.1675–1680. observations on the determination of gold and the platinum- GREGOIRE, D. C. 1988: Determination of platinum, palladium, group elements in black shales. — Geostandards Newsletter ruthenium and iridium in geological materials by inductively 24 (2), pp. 227–240. coupled plasma mass spectrometry with sample introduction MONTASER, A. (Ed.) 1998: Inductively Coupled Plasma Mass by electrothermal vaporisation. — J. Anal. At. Spectrom. 3, Spectrometry. — Wiley-VCH Publication, 964 p. pp. 309–314. PARRY, S. J. 1992: Fire assay for the preconcentration of the plat- HALL, G. E. M. 1992: Inductively coupled plasma mass spec- inum group elements and gold. Chapter 13. — In: ALFASSI, Z. trometry in geoanalysis. — J. Geochem. Explor. 44, pp. B. and WAI, C. M. (Eds): Preconcentration techniques for 201–249. trace elements. CRC Press, Boca Raton, Ann Arbor, London HALL, G. E. M. and PELCHAT, J. C. 1986: Inductively coupled REHKÄMPER, M. and HALLIDAY, A.N. 1997: Development and plasma emission spectrometric determination of boron and application of new ion-exchange techniques for the separa- other oxo-anion forming elements in geological materials. — tion of the platinum group and other siderophile elements Analyst 111, pp. 1255–1260. from geological samples. — Talanta 44, pp. 663–672. HALL, G. E. M. and PELCHAT, J. C. 1994: Analysis of geological ROBERT, R. V. D., VAN WYK, E. and PALMER, R. 1971: materials for gold, platinum and palladium at low ppb levels Concentration of the noble metals by a fire-assay technique by fire assay-ICP mass spectrometry. — Chem. Geol. 115, using NiS as the collector. — Nat. Inst. Metall., Repub. S. pp. 61–72. Afr., Rpt. 1371, 15 p. JACKSON, S. E., FRYER, B. J., GOSSE, W., HEALEY, D. C., ŠULCEK, Z. and POVONDRA, P. 1989: Methods of Decomposition LONGERICH, H. P. and STRONG, D. F. 1990: Determination of in Inorganic Analysis. — CRC Press, Inc., Boca Raton pp. the precious metals in geological materials by inductively 173–179. coupled plasma-mass spectrometry (ICP-MS) with nickel TOTLAND, M., JARVIS, I. and JARVIS, K. E. 1993: Determination of sulfide fire-assay collection and tellurium coprecipitation. — the platinum-group elements and gold in solid samples by Chem. Geol. 83, pp. 119–132. slurry nebulisation ICP-MS. — Chem. Geol. 104, pp. JARVIS, K. E., GRAY, A. L. and HOUK, R. S. 1992:Handbook of 175–188. Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry. — Blackie, TZIMBALIST, V. G., ANOSHIN, G. N., MITKIN, V. N. Glasgow and London, 256 p. RAZVOROTNEVA, L. I. and GOLOVANOVA, N. P. 2000: JARVIS, K. E., WILLIAMS, J. G., PARRY S. J. and BERTALAN, E. Observations on new approaches for the determination of 1995: Quantitative determination of the platinum-group ele- platinum-group elements, gold and silver in different geo- ments and gold using NiS fire assay with laser ablation- chemical samples from Siberia and the Far East. — inductively coupled plasma-mass spectrometry (LA-ICP- Geostandards Newsletter 24 (2), pp. 171–182. MS). — Chem. Geol. 124, pp. 37–46. VAN LOON, J. C. and BAREFOOT, R. R. 1991: Determination of the JUVONEN, R., KALLIO, E. and LAKOMAA, T. 1994: Determination precious metals. Selected instrumental methods. — John of precious metals in rocks by inductively coupled plasma Wiley and Sons, Chichester, 276 p. mass spectrometry using nickel sulfide concentration. WILLIAMSON, J. E. and SAVAGE, J. A. 1965: The determination of Composition with other pre-treatment methods. — Analyst osmiridium in Witwatersrand ores. — J. S. Afr. Inst. Min. 119, pp. 617–621. Metall. pp. 343–356. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 81–93.

Futóhomok-fáciesek a Duna–Tisza köze területén About the sand dune facieses in Danube–Tisza Interfluve

ZENTAY TIBOR1, KUTI LÁSZLÓ1, VERMES JÁNOS2, KALMÁR JÁNOS1

1Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14. 2Tequa, Yehuda North, 90908, Israel

Tárgyszavak: Alföld, Duna–Tisza köze, futóhomok, Keywords: Plain, Danube–Tisza Interfluve, sand dune, üledék, szedimentológia sediment, sedimentology

Összefoglaló Abstract A hazai eolikus homokképzõdmények jellegzetes mor- The eolian sand formation from Hungary form a character- fológiát képeznek, amelynek az alkotóelemei a homokbuckák. istic morphology, with sand dunes, as constitutive morphologi- A homokbucka korántsem homogén, szekezetnélküli halmaz. cal elements. The sand dune is not at all a homogenous, struc- Kutatásaink, amelyet a Duna–Tisza köze déli részén végeztünk, tureless sandmass. The results of our research, followed in the kimutatták, hogy a bucka komplex földtani képzõdmény, amely- southern part of the Danube–Tisa Interfluve, show, that the sand ben a homok (és kis mértékben a homoknál finomabb szemcsék) dune is a complex geological formation, in which the sand (and mikrorétegzett, ún. laminált összletet képeznek. A homok szem- subordinatelly, the finer grains) constitute a micro-layeded, cseeloszlásától és ásványi összetételétõl függõen létrejönnek a lamellar succession. Due to granulometric and mineralogic homogén, a gradációs, a finom szemcsékben gazdagabb, ún. composition, the homogenous, the graduated, the “dusty”, and poros és a durva szemcséket is tartalmazó szeríres lamellák. A je- the coarse grain-bearing, so callad serir lamella may be recog- lenleg is aktív buckákat vizsgálva, megállapítható, hogy a lamel- nised. Examining the sand dunes wich are active in the present latípusok keletkezése a szél energiájával és irányával, a homok days, we state, that all of types of lamella could by related to en- szemcse- és ásványi összetételével hozhatók összefüggésbe, ergy and orientation of the wind, the granulometric and miner- ezért a homokbuckák genetikai bélyegei. A klasszikus fácies- alogic composition of the sand, therefore, represent their genet- definíció értelmében a homokbuckán belül homokfáciesek ical characteristics. In the classic sense of the facies definition, különíthetõk el, így a homogén homokfácies, a lamellás homok- in case of a sand dune, the next facieses may be separated: fácies a következõ szubfáciesekkel: a poros lamellás szubfácies, Homogenous facies, Lamellar facies with the “dusty” lamellar a mikro-sávozott szubfácies, a durvaszemcsés lamellás szubfá- sub-facies, the graduated lamellar sub-facies, the coarser lamel- cies, a szerires szubfácies és a kombinált lamellás szubfácies. A lar sub-facies, the serir sub-facies, and the combinated sub-fa- különbözõ fáciesû-szubfáciesû recens vagy foszillis homok- cies. Recognizing the different facieses and sub-facieses in the akkumulációk felismerése a felhalmozódásra a homok sand hills, we could obtain precious data about the accumulation mozgására és a homokhalmaz belsõ szerkezetére ad fontos and movement of the sand and the inner structure of the sand (or tájékoztatót. sandstone) body.

Bevezetés giailag definiált üledékféleség (homok), egy rétegtani egy- ség (felsõ pleisztocén), egy genetikai fogalom (eolikus Magyarországon a felszíni homokos üledékek jelentõs üledék) és egy egyedi fácies megjelenítõje (futóhomok-fá- területet foglalnak el. A Nyírségben, a Dél-Dunántúlon és cies). Ezek közül jelen tanulmányunkban a legkevésbé fõleg a Duna–Tisza közén a homok jelenléte egy sajátos definiált fácies fogalomkört kívánjuk pontosítani a felszínalakzat létrejöttét eredményezte. Az így létrejött Duna–Tisza közi hátság középsõ és déli részén (1. ábra) homokbucka-együttes egyidejûleg egy szedimentoló- végzett megfigyeléseink és vizsgálataink alapján. 82 ZENTAY TIBOR et al.

FRANYÓ 1964); ugyancsak itt végeztünk a homokos üledékekre is vonatkozó tanulmányokat az apajpusztai és bugaci agrogeológiai mintaterületeken (KERÉK. KUTI 2003; KERÉK 2003). A hazai futóhomok tanulmányozását az teszi aktuális- sá, hogy az utóbbi évtizedekben a régi, hagyományos futóhomok-fogalom sokat változott. Ma már nem tekintjük a futóhomokot homogén összetételû és üledékszerkezetû litológiai egységnek. Ugyanis az egységesnek vélt üledék- együttesen belül is lehetnek kisebb-nagyobb eltérések a szemcseméretben, a szemcsék koptatottságában és az ural- kodó ásványfajok jelenlétében. Az eolikus származású ho- mokösszleteken belül gyakran találhatunk finom szemcsé- ben dús sávokat, vékony durvahomok, esetleg darakavics zsinórokat. Mindez arra indíttatta a szerzõket, hogy végezzenek megfigyeléseket a hazai futóhomok üledéke- ken, keresve azokat a szerkezeti és szöveti bélyegeket, amely a homoktömeg eredetére, mozgására és a homok- buckák kialakulására illetve pusztulására adnak informá- ciókat.

Új szempontok a futóhomokkal foglalkozó irodalomban

A következõkben összefoglaljuk a futóhomokkal foglakozó irodalomban megjelent, a klasszikusnak mond- 1. ábra. A fülöpházai, ágasegyházai és rémi mintavételi területek ható „homogén” modelt kibõvítõ, netán annak ellent- Figure 1. Location of the sampling areas from Fülöpháza, Ágas mondó észrevételeket: egyháza and Rém a) A szemcseméret és szemcseeloszlás típusa helyrõl Jelen tanulmányban azért is választottuk a Duna–Tisza helyre a buckán belül jelentõsen változhat; esetenként a köze futóhomokkal fedett területeit, mert ide vonatkozik a bucka különbözõ pontjain a 0,06 mm alatti frakció elérheti hazai futóhomok-irodalom jelentõs hányada (KÁDÁR 1935, a 10%-ot is (GLENNIE 1970; ANTON 1983; BINDA 1983; 1956; CHOLNOKI 1940; BULLA 1951; URBANCSEK 1955; RUEGG, G. H. J. 1983, WASSON, R. J. 1983, ILIESCU et al., 2001). b) A homokbuckákban sajátos alakzatokban megjelenik a durva szemcseméret is, fontos genetikai vonatkozásokkal (BINDA 1983, BULGARU, A. 1987). Az 0,5 mm-nél durvább szemcsék képesek görgetve akár száz kilométert is megtenni keletkezési helyüktõl (FAROUK, SELIM 2001), megfelelõ szél- és terepviszonyok esetében. c) Terepi és kisérleti megfigyelések alapján kidolgoz- 2. ábra. A harántdûnék folyamatainak vázlatos rajza ták a harántdûnék mozgását meghatározó szélmozgás 1. A dûne aljzata; 2. A dûne tömege; 3. Leomlott hasáb; 4. Homok-omlás törvényszerûségeit, kimutatták a vízszintes tengelyû a beöblösödésben, a nagy örvény megszüntével; 5. Gyengébb szelek által kifújt homok (nyelv)¸ 6. Homokmozgató vízszintes légörvény; 7. légörvényfonat létezését (2. ábra) és a homokmozgásban Durvább homokszemek útja, 8. Közepes homokszemek útja; 9. Kis betöltött szerepét. A futóhomok fácieseinek meghatáro- méretû homokszemek útja; 10. Sodródó homokszemek útja a buckafel- zásához a légáramlási mozgásjelenség, a képzõdõ homok- színen (WITHNEY, 1983) forma és az alatta lerakódó üledékfajta kapcsolatának a Figure 2. Sketch of the transversal dunes and aeolian process- feltárására van szükség (ROSS, 1983; WARREN., KNOTT, es, after WITHNEY, (1983) 1983; WHITNEY, R. 1986). 1. The basement of the dune; 2. The grundmass of the dune; 3. Moulding d) A homokszemcsék szállítására, a szemcsék moz- prism; 4. Collapse in the concave side, after ceasing of the big vortex; 5. gására és ütközésük dinamikájára földtani szempontból is Tongue-like sand accumulation produced by the slower winds; 6. Sand- érdekes megfigyeléseket nyújtanak a szélcsatornákban moving, horizontal wind vortex; 7. The pathway of the coarser sand grains; 8. The pathway of the medium sand grains; 9. The pathway of the végzett kísérletek (LAÞIU 1987; BALOGH 1991) fine grains; 10. The pathway of the creeping sand grains on the surface Itt kell megemlíteni az Elsevier kiadásban 1983-ban of the dune megjelent „Eolian sediments and processes” c. kötetet, Futóhomok-fáciesek a Duna–Tisza köze területén 83 amely a tárgybeli fontosabb modern kutatási eredmények laza, homogén, jól osztályozott homokot tartalmazó lamel- egy részének gyûjteménye és tartalmazza a homok üledék- la, (3) mikrosávozott, gradációs szövetû lamella és (4) földtani jellemzõinek az egyértelmû definiálását is, durva szemcsékbõl álló zsinórokat tartalmazó szeríres valamint a BALOGH (1991) szedimentológiai monográ- lamella. fiáját, amely részletesen bemutatja az eolikus szállítás E lamellatípusok egymással sok féle kombinációban fizikai alapjait. váltakozva építik fel a dûnéket kiékezõdõ, elágazó, hul- lámzó stb. elrendezésben. Példákat erre a Duna–Tisza közén vizsgált futóhomokos területeken találtunk. A futóhomok települési szerkezete A vizsgált területek Jelen tanulmányban az eolikus homok települését és a mintavétel leírása meghatározó különbözõ fáciesek defineálását vettük célba. E fáciesek kimutatásához a homokfelhalmozódás elemi A jelen tanulmány a Duna–Tisza közi hátság középsõ komponense, a lamella ad fontos információkat, a benne és déli részén végzett észlelések és minták eredményeit lévõ homok szemcseméret-eloszlása, ásványi összetétele mutatja be (1. ábra). Mivel jelenleg sehol se találunk és települési sajátosságai révén. A lamella ugyanakkor egy összefüggõ, aktív buckarendszert, észleléseink egyes, egyszeri, egynemû feltételek között történt felhalmozódás félkötött, vagy idõszakosan mozgásba lévõ buckákra kor- eredményét képezi. látozódtak, annak a tudatában, hogy észleléseink nem egy A magyar homokkutatásban már idejekorán észleltek jelenlegi, hanem egy meglehetõsen régi (pleisztocén végi) finomabb szemcseösszetételû sávokat a buckák felsõ állapotot rögzítenek. Valós, mozgó homok csak a részében, amelyek nem csak szemcseeloszlás, hanem Kiskunsági Nemzeti Park területén Fülöpháza térségében, ásványi összetétel szempontjából lényegesen különböztek Ágasegyházán és délen, Rém község határában található, a bucka átlag-anyagától. (URBANCSEK 1955; KÁDÁR 1957). valamint egész kis felületeken Érsekcsanádon, Kéles-hal- A vashidroxidokkal többé-kevésbé cementált, agyag- mon és Borotán. ásványokat is tartalmazó, barnásveres színû, aránylag A területeken az 50–200 m mélységben fekvõ pannon kemény betelepüléseket nevezték kovárványnak; jelen- korú agyagos üledékekre a pleiszocén következik, amely létüket az idõszakosan gyenge és állandóan erõs szél vál- alsó és középsõ tagozata homokos-agyagos. A felszínen takozásával magyarázták. A kovárványszintek által megjelenõ eolikus homokréteg kora felsõ pleisztocén, láthatóvá válik a homoklerakat amúgy rejtett finom- amely a Duna–Tisza közi hátságon, mint pl. Bugac szerkezete, a több milliméteres-centiméteres lamella-rend- területén (KERÉK B., 2003) több helyütt különbözõ szer. vastagságú löszrétegekkel váltakozva települt, míg másutt A lamellák tehát a homokhalmok elemi alkotói, hol az egységes homokkifejlõdést az egykori tavak gyakran alulról, hol felülrõl induló, egymást követõ, kiékelõdõ szerves anyagban dús agyagos-kõzetlisztes képzõdményei, egységei, amelyek egy kiindulási felületre telepednek és vagy karbonát üledékei szakítják meg. egy jellegzetes fûrészfogas települési rajzolatot adnak. A A Fülöpháza melletti észlelési pont a Kiskunsági lamella tehát nem azonos a réteggel; ez utóbbi a homok- Nemzeti Park területén, Fülöpházától 1,5 km-re nyugatra, buckák mozgási felületét, „futópályáit” képezõ többé- az 52 számú úttól kb. 300 m-re északra található. Itt egy kevésbé vízszintes felület és a buckák felszíne között el- cserjékkel, fûvel-mohával kötött bucka megbontása nyo- helyezkedõ tömegnek felel meg, tehát egy rétegtani egy- mán egy mozgó homokfelület alakult ki, amely az évek ség, míg a lamella egy szerkezeti egysége a homokbuc- során vándorbuckává növekedett (3. ábra). kának. A zárt növényzetet megbontó homokkitermelõ bánya A lamellákon belül a lamella-határokra merõleges met- a bucka oldalának felsõ harmadában van. A fejtett, szer- szetben mikrosávozottság és ismétlõdõ, gradációs jellegû kezetnélküli homok egy sûrûn sávozott, kiperegve bordá- üledékszövet is gyakran követhetõ, fõleg a fosszilis, már zott felületû falban áll meg. A homokbánya alja a konszolidált, eolikus eredetû üledékekben, mint pl. a széliránnyal ellentétes oldalon, lapos, nyeregformájú, Navajo Homokkõ Formáció esetében (HUNTER, RUBIN homokfodros–szélzászlós mozgó homokfelszínbe megy 1983). át. A homokfodrok felsõ, sík sávján és a fodrok közötti Hazai megfigyeléseink is azt bizonyítják, hogy a alacsonyabb sík felszínen durva homokból egyszemcse- harántdûnés futóhomok jellegzetes üledékszerkezete vastagságú, szõnyegszerû szerír-foltok alakultak ki képzõdési határfelületekkel lencsékre tagolt, és a len- (4. ábra). A fodros-szerírfoltos lapos felszínen, a cséken belül lamellás (I. tábla, 1. fotó). Ugyanakkor két szórványos fûcsomók mögött, szélirányban, éles szél- szomszédos lamella homokanyaga, úgy az osztályo- zászlók láthatók, lejtõs gerincrésszel (5. ábra). A szél- zottság mértékében, szemcseméretben, mint települési zászlók oldalán a homokfodrok hegyesszögben illeszked- struktúrájában sok esetben eltérhet egymástól. nek egymáshoz és a gerinchez, akár a hajó mögötti hul- E három szempont figyelembevételével megkü- lámok. Végül a lapos felszín folyamatosan domború lönböztethetõ (1) finomanyagban dús, „poros” lamella, (2) bucka-homloklejtõbe megy át. 84 ZENTAY TIBOR et al.

eloszlás-változásokat. Megmintáztuk a szélzászlót a fûcso- mótól számítva az elsõ 30 cm-ébõl 10–10 cm-enként és a domború, nyelv-szerû halmaz ennek alsó harmadából, 0–2, 2–5, 5–10 és 10–20 cm mélységközben, a függõleges szem- cseeloszlás tanulmányozására. Ugyancsak megmintáztuk a tetõfelszín szerír-jellegû durvahomok-foltjait is. A mintavétel anyaga laza, látszólag homogén, benne sem lamella, sem egyéb települési szerkezet nem látható. A nyelv anyagában kevés, szórványos eloszlású durvahomok szemcse is található. A felszíni 2–3 cm vastag réteg összeálló, azt a benyomást kelti, hogy gyengén ce- 3. ábra. A fülöpházai homokbucka vázlata mentált, valójában ez egy könnyen szétmorzsolható esõ- 1. Régi homokbucka, fûvel-mohával benõtt felszínnel; 2. Homokbánya, kéreg, valószínûleg karbonátos jellegû, igen vékony falban álló oldalakkal; 3. Kifúvási felszín, homokfodrokkal (f), nagyobb hullámokkal, fûcsomók mögött szélzászlókkal (z), szerírfoltokkal a mé- meniszkuszcementtel. lyedésekben és a homokfodrok tetején (sz); 4. A jelenleg képzõdõ bucka Az Ágasegyháza–Izsák észlelési pont a Plattner-major oldalfelszíne a régi (stabil) buckát ívesen övezi, fiatal fákat, gyepet fed; melletti földút jobb oldalán, a buckás terület határától be- 5. A vándor homokbucka homlokmélyedése, az uralkodó szélirány szélárnyékában, 6. Nyelv formájú homokhalmaz, a homlokmélyedés felé 350 m-re van, egy háromszögelési ponttal jelölt alján, a mintavételi hellyel (m); 7. Uralkodó szélirány (D112,2 m), zárt gyeppel fedett homokbuckán. A minta- vételi árkot a buckatetõ alatti, kb. 1,5 m-el alacsonyabb Figure 3. Sketch of the sand hill from Fülöpháza padkán, a háromszögelési pont gúlájától kb. 10 m-re észak- 1.Grass and moss-covered, old sand hill; 2. Sand quarry, with stable, ver- keletre ásattuk (I. tábla, 1. fotó), amelybõl 1 m-ig 10 cm- tical walls; 3. Deflation surface with sand ripples (f), waves, with wind- flags behind of grass cluster (z), and with serir-bearing patches in the de- enként vettünk mintát a szelvény ÉNy-i oldalából, kivéve a pressions and on the top of sand ripples (sz); 4. The surface of the recent 40–45 cm-es és a 45–50 cm-es mélységközöket, ahol 5 cm sand dune belt bently the ancient (stable) sand hill and buries the trees volt a mintavételezési mélységköz. and the lawn; 5. The lee-side of the new, mobile sand dune, in shadow of Az árkolás falán jellegzetes, 0,5–2 cm vastag, ferde, the dominate wind direction; 6. Tongue-like sand accumulation, below the lee-side, with the sampling excavation (m); 7. enyhén ívelt sávok láthatók: ezek a lamellák keresztmet- The direction of the dominant wind szetei. 50 cm mélységben megjelenik egy 3–5 cm széles, durvább, szárazabb, könnyen kipergõ lamella. A feltárás A bucka homlokzatát egy jellegzetes, homorú homlok- tetején egy 5–8 cm vastag, egyenetlen, laza, sötétbarna ta- mélyedés képezi, amelynek alsó harmadát egy domború lajsáv húzódik. felszínû homokhalmaz fedi. A Rém község melletti észlelési pont a község észak- A homoktömeg mozgása kétségtelen, mert a homlok és a nyugati határában volt, az egykori mezõgazdasági gép- nyelv szélén részben eltemetett bokrok, fák láthatók. Érdekes, javító telep bejárata mellett. A telep és a Rém-Érsekcsanád hogy az eredeti, konszolidált bucka homlokmélyedését földút között egy 3 m magas homokdombhát húzódik, gyér részben elfedik az eredetivel ellentétes irányból fújó szél által füves fedéssel. Ennek a földút felöli lejtõjének alsó 2 m- épített formák, a szélzászlók, a nyelv és a homokfodrok. Ezért ébõl a felszín alatti 10 cm-es mélységtõl kiindulva10 db e formákat tekintjük legújabb és aktív, jellegzetes alakú mintát vettünk, 20 cm-es szakaszokban. futóhomok-halmazoknak, ezért belõlük vettünk mintákat A község DNy-i részén, a volt MHSz lõtér kialakítása abból a célból, hogy vizsgáljuk a szél által okozott szemcse- és a homokbányászat folyamán megbontott gyér akáccser- jékkel, fûvel fedett Klein-halom nevû nagybucka nyugati oldalában egy vándorbucka-kezdemény alakult ki, amelynek a szél irányába épülõ homloklejtõje 1981-ben már látható volt, húsz év elteltével, 2001-ben már kialakult a homlokmélyedés és ennek oldalán a két parabola-szerû szélzászló (I. tábla, 2. fotó) A mozgó homokon a szélirányra merõleges, kígyózó fodrok képzõdtek (I. tábla, 3. fotó). A megbontott régi bucka egy sûrûn lamellás, kiperegve bordázott, közel függõleges felületet képez, 4. ábra. Szerír-foltok képzõdése a homokfodrok tetején és a amelynek lábazatát egy 0,5–2 m magas és széles, szer- homokfodrok közötti mélyedésben; Fülöpháza, homokbánya kezetnélküli homokprizma (lejtõláb-üledék) takarja el (I. 1. Aprószemû homok; 2. Durvaszemû homok. A nyíl az uralkodó szél tábla, 4. fotó). Az új bucka ebbõl a folyamatosan pergõ irányát mutatja anyagból épült fel, keresztmetszetében jól látható, 0,5–1,5 Figure 4. Formation of the serir patchs, on the top of sand rip- cm vastag lamellákkal, amelyek közül a fölsõk a bucka fel- ples and in the depressions between the ripples; Sand Quarry színén is követhetõk. Az új homokképzõdmény tetõfel- from Fülöpháza színének homokfodros felületén, egy fûcsomó mögött 1. Fine grained sands; 2. Coarse grained sands. The arrow shows the húzódó szélzászló anyagából 40 cm hosszan, 10 cm- direction of the dominante wind enként vettünk mintákat. Futóhomok-fáciesek a Duna–Tisza köze területén 85

Mindhárom esetben a mintákat úgy vettük, hogy szabad szemmel láthatóan egynemû lamellakötegeket kép- viseljenek.

Elvégzett vizsgálatok és az elért eredmények

A vizsgálatok célja az volt, hogy kövessük az össze- függést egyrészt a szélszállítás mértéke, illetve a bucka fi- nomszerkezetû (lamellás) felépítése, másrészt a homok szemcséhez kötött tulajdonságai (koptatottság, szem- cseeloszlás) és ásványi összetétele között. A mintákon ezért részletes szemcseösszetételi elem- 5. ábra. Az ágasegyházai mintavételi hely oszlopszelvénye zést, Mihálcz-féle koptatottsági vizsgálatot, és röntgendif- frakciós ásványtani vizsgálatot végeztettünk a MÁFI Figure 5. Lithologic column of the sampling pit from Ágasegyháza laboratóriumaiban, valamint meghatároztattuk a minták kalciumkarbonát tartalmát Scheibler-féle módszerrel. A homok minták. Uralkodó szemcsenagyságuk 0,1–0,2 mm szemcseelemzést, a homokfrakciók szitálással történõ szemcseátmérõ között van. A minták között eltérést csak a elkülönítését — módszertani kísérletképpen — finom- vagy a középszemû homok frakció kismértékû a következõ átmérõjû szitákkal végeztettük el: 0,063, feldúsulása jelzi egyes homokmintákban. Ez annak tulaj- 0,071, 0,08, 0,09, 0,1, 0,125, 0,16, 0,18, 0,2, 0,215, 0,315, donítható, hogy a szél által szállított homoktömeg fino- 0,355, 0,5 mm A kísérlet áttörõ eredményt nem hozott, mabb és durvább frakciója eltérõ módon mozog: a fi- viszont jelezte, hogy sem az egyes lamellacsoportokon nomabb szemcsék többé-kevésbé lapos parabola-ívek (mintákon), sem az egyes szemcsefrakciókon belül nem mentén szökdécselnek, míg a durvább szemcsék a felszí- folyamatos a finomodás (I. táblázat). Az adott szemcse- nen gurulnak. A fõ szemcsepopuláció és az esetenként frakción belül az egyes szemcsepopulációk részvétele je- különbözõ súllyal megjelenõ, finomabb vagy durvább lentõsebb, másoké viszont alárendeltebb szerepû; a vál- mellékpopulációk (a hosszú távon, szuszpenzióban tozás (az adott szemcsefrakción belül) mintegy ugrás- „repülõ” finom szemcsék, illetve a csúsztatott, ide-oda szerû. tologatott durva szemcsék halmaza) a felhalmozódás A röntgendiffrakciós vizsgálatot a teljes minta szárított módját, ezen belül a lamellák jellegét definiálják. és porított anyagából készíttettük (II. táblázat). Az általános képtõl jelentõs eltérést csak egy az át- lagosnál lényegesen durvább szemcseösszetételû fülöp- A minták szemcseeloszlásából levonható házi minta, és három az átlagosnál lényegesen finomabb következtetések szemcseösszetételû rémi minta mutat. Fülöpháza, szélzászló: A három mintának integrálgör- Mindhárom területrõl vett mintákról általánosságban béje jellegzetesen meredek, kevés frakciót érintõ, jól osz- elmondható, hogy nagy többségükben jellegzetes futó- tályozottságot mutató, eolikus üledékképzõdésre utaló

1. táblázat. Homokminták szemcseeloszlása Table 1. Grain size distribution of the sand sample 86 ZENTAY TIBOR et al.

2. táblázat. Homokminták röntgendiffrakciós vizsgálata meghaladó mennyiségben van jelen. A Table 2. X-ray diffraction analysis of sand samples mellékfrakcióként megjelenõ finom- szemû homok 20% körüli jelenlétû. A kiinduló pontból (0 cm) vett minta szemcseösszetétele viszont eltérõ. Ebben a mintában a 0,06–0,1 mm szemcseátmérõ közötti finomszemû homok frakció az uralkodó 50 száza- lékos jelenléttel, de a mellette megje- lenõ mellékfrakció, az aprószemû homok mennyisége is meghaladja a 40%-ot. E minta, a másik kettõvel el- lentétben aprószemû homokos finom- szemû homok. A fûcsomó szélárnyéka, illetve a fûszálak okozta szélenergia-csökkenés a mozgó szemcseállomány pneumatikus szeparációját eredményezi: elméletileg az akadály szélfelõli oldalából, a helyileg felgyorsult, örvényszerû áramlat által kiragadott homokszemcsék, súlyuk szerint fognak leülepedni, ami a homogén ásványi összetételû (kvarcszemcsék- bõl álló) anyagnál azt jelenti, hogy egy enyhe szemcseméret-szerinti szortíro- zás jön létre. Valójában a csökkent sebességû széláramlat és a környezõ, görbe. A 10–20 és a 20–30 cm-bõl vett minta szem- normál sebességgel áramló légtömeg határfelületén súr- cseösszetétele között semmiféle különbséget nem lehet lódás lép fel, apró örvények keletkeznek, amelyek a kimutatni. A két görbe teljesen „elfedi” egymást. Mindkét kiválogatott szemcsék egy részét visszapenderítik a na- minta aprószemû homok, melyben az uralkodó 0,1–0,2 gyobb szemcseméret irányába, más részét elõrelendítik a mm közötti szemcseátmérõjû fõ frakció 70 százalékot finomabb szemcsék közé. Ezért a válogatás csak részben jön létre (6. ábra). A rémi szélzászló mintáiban szemcseméret különb- séget gyakorlatilag nem lehet kimutatni. A szélzászló mintáinak szemcseeloszlása (és amint azt a késõbbiekben látni fogjuk, az ásványi összetétele is) a gradációs, mikrosávozott lamellára jellemzõ szemcseeloszlásnak felel meg; a bucka felmenõ részén létezõ akadályok miatt keletkezett inhomogén széláramlatok esetében ugyanis a lamellák tulajdonképpen egymásra terített, egymással érintkezõ „elemi” szélzászlókból tevõdnek össze (7. ábra). Fülöpháza, nyelvszerû halmaz. A fülöpházi észlelési ponton vett mintákból három a recens szélhordta halmaz nyelvszerû végébõl vétetett, egy az egyveretû, lamella- mentes homoktömegbõl. A nyelvbõl vett négy minta mindegyike aprószemû homok, szemcseösszetételi görbéjük egyaránt jellegzetes eolikus keletkezésre utal. A fõ frakció a 0,1–0,2 mm szem- cseátmérõjû aprószemû homok mennyisége mind a négy 6. ábra. Szemcseeloszlás a szélzászló mentén Fülöpháza, mintában meghaladja a 70 százalékot Mennyisége a 0–2, homokbánya 2–5 és 5–10 cm-bõl vett mintákban azonban fokozatosan 1. 20–30 cm; 2. 10–20 cm; 3. 0–10 cm; minták a 4. ábrán növekszik 72,5 százaléktól a 85 százalékot meghaladóig Figure 6. Granulometric distribution diagrams along the wind flag, úgy, hogy a durvább mellékfrakció (0,2–0,3 mm Ø) jelen- Sand Quarry from Fülöpháza léte gyakorlatilag változatlan, a finomabb mellékfrakció 1. 20–30 cm; 2. 10–20 cm; 3. 0–10 cm; location of the samples see in fig. 4 (0,06–0,1 Ø) mellékfrakció súlyszázaléka viszont ará- Futóhomok-fáciesek a Duna–Tisza köze területén 87 nyosan csökken. A negyedik, a 10–20 cm-bõl vett min- tában viszont észrevehetõen nagyobb a finomabb szem- csék mennyisége. Ez az üledék is aprószemû homok, a 0,1–0,2 mm Ø szemcseátmérõ közötti fõfrakció mennyi- sége eléri a 70 százalékot, a durvább (0,2–0,5 mm Ø) mel- lékfrakció mennyisége 5%. Ugyanakkor 10% fölé növek- szik a finomabb mellékfrakció (0,06–0,1 Ø) aránya, és a 0,06 mm szemcseátmérõnél kisebb szemcsék mennyisége is meghaladja a 10 százalékot. Ennek a felhalmozódási típusnak az átlagnál kissé durvább, homogén, jól szelektált homokból képzõdõ lamel- lák felelnek meg, amelyek az együtt mozgó, nagyrészt azonos méretû és fajsúlyú szemcsék közösségét képezik. Ugyanakkor az ilyen, szõnyegszerûen mozgó homokréteg („traction carpet”) szemcséi viszonylag nagy mennyiségû poranyagot (kõzetlisztet) képesek magukkal vonszolni, 7. ábra. A rémi árkolás mintáinak szemcseeloszlása amelyet a „szõnyeg” felsõ felületét képezõ szemcsék 1. Agyag + kõzetliszt; 2. Finom homok; 3. Aprószemcsés homok; megvédenek a kifújástól. Ebbõl ered a homogén lamellák 4. Közepes szemcsés homok esetében megjelenõ, megnövekedett üledékmennyiség a Figure 7. Granulometric distribution of samples from Rém trench 0,063 mm alatti frakcióban. 1. Clay+silt; 2. Very fine grained sand; 3. fine grained sand; 4. Middle Fülöpháza, szerír. A fülöpházi recens bucka felületén, a grained sand homokfodrok között megjelenõ durvahomokos foltból vett minta szemeloszlási görbéje, annak ellenére, hogy egy- 45–50-cm között a 20%-ot is, finomszemû homok tartalma értelmûen eolikus eredetre utal, egy rosszul osztályozott viszont 10% alatti. E két minta földpát-tartalma 33, ill. üledéket mutat. A minta fõ maximuma, melyhez az üledék 27%, a 22,6%-os átlaghoz viszonyítva. A 0–40 cm között kb. 40%-a tartozik a 0,3–0,5 mm szemcseátmérõjû tar- és a 70–90 cm között vett minták uralkodó frakciója is az tományba esik, ugyanakkor kisebb mellékmaximum, az aprószemû homok, de középszemû homoktartalma 6% üledék kb. 18%-a található a 0,06–0,1 mm szemcseát- alatt marad, finomszemû homoktartalma viszont megha- mérõjû tartományban. A fõ (a 0,3–0,5 mm szemcseát- ladja a 10 százalékot. A 60–70 és 90–100 cm közötti mérõjû) maximumba koncentrálódnak a szél által csak kis mintákban az uralkodó aprószemû homok mellett a két távolságra elmozdítható, gurítható, esetenként csak csúsz- mellékfrakció közül a középszemû homok aránya 10% tatható szemcsék. Az eredetileg kis mennyiségû (1%-nál alatt marad, viszont finomszemû homok aránya sem éri el kevesebb) durva homokszemcsét tartalmazó homokból a a 10 százalékot. szerír-anyag reziduálisan koncentrálódott, tehát a szél Valószínû, hogy a 45–60 cm közötti a relatíve durvább folyamatosan eltávolította a finomabb (a 0,1–0,3 mm szemcsés lamellák a buckafelszínen, átmérõjük és nem kis szemcseátmérõjû) szemcséket és a durvák helyben marad- mértékben ásványi összetételük miatt sem szökdécselõ, tak. Ezért egy bucka testében a szerír-zsinórokat tartal- sem vonszolt, hanem a kettõ közötti guruló mozgást végzõ mazó lamellák egy hajdani, konszolidált, majd betemetett szemcsékbõl álltak össze, amelyek, szõnyegszerû haladá- buckafelületet jeleznek. Ez a helyzet a rémi Klein-bucka suk közepette elvesztették a finomabb szemcsefrakció egy talajszintjében megjelenõ durva homokszemcsék esetében részét. és a 110–120 cm-es minta szemcseeloszásában, amelyben Rém: kõzetlisztes betelepülés. A rémi két mintavételi egy kis maximum jelenik meg a 0,2–0,5 mm-es tar- pont mindegyikén megjelenik egy kõzetlisztben feldúsult, tományban. A legfinomabb homokfrakció kismértékû re- sötétebb színû szint, a volt Mezõgazdasági Gépjavító latív feldúsulása föltehetõleg annak köszönhetõ, hogy a Telep melletti régi buckában 100–120 cm között és a szél könnyebben fel tudja kapni és kifújni a kissé nagyobb, Klein-bucka recens részében, 60–70 cm, illetve 110–120 az aprószemû homok, illetve a középszemû homok alsó cm között; az utóbbi egy eltemetett, fekete, kõzetlisztes- felébe (0,1–0,3 mm szemcseátmérõjû frakció) tartozó homokos talajszint. Mindkét feltárásnál a rémi területre szemcséket. A finomabb szemcsék eltávolításához jellemzõ, igen jól szortírozott homok található, kb. 1 cm elképzelhetõen több idõ, vagy erõsebb szél kell. vastag, részben gradációs lamellákkal, amelyekben a két Az ágasegyházi (konszolidált) bucka oldalába ásott maximum igen közel van egymáshoz. feltárás falában 45–60 cm mélységben lévõ világosabb, Valószínû, hogy a bucka e színben is eltérõ része egy három vastagabb lamellából álló sáv szemcseösszetétele hajdani viharos szél hatására jött létre. A szél, egy bizo- némileg különbözik a fölötte, illetve alatta lévõ minták nyos sebességen túl felszaggatja a buckaközi térség nö- szemcseösszetételétõl. Ezekben a mintákban a közép- vényzettel fedett finomabb üledékeit és felhõkben, a ho- szemû homok frakció az uralkodó, a mellékfrakciónként mokkal keverve viszi tovább az anyagot (ez az arab siva- megjelenõ középszemû homok frakció (0,2–0,5 mm szem- tagok „gibli”-je, a Szahara „sanuum”-ja). Amikor a szél cseátmérõ) aránya eléri, illetve meghaladja a 10%-ot, sõt hirtelen eláll, a port (kõzetlisztet) a homokszemcsék mint- 88 ZENTAY TIBOR et al. egy „kiszûrik” a levegõbõl és létrejön egy „poros lamella”, Ásványi összetétel 15%, sõt esetenként 25% finomszemcsés anyaggal, amely a homokszemcsék köztes terében helyezkedik el. A 18 minta röntgendiffrakciós vizsgálata a teljes A pleisztocénben a gyakori viharos szél a közeli löszös mintán készült, az eredmények az II. táblázatban láthatók. pusztákról rendszeresen szállította a finomszemcsés A mintaanyag ismeretében megjegyzendõ, hogy a anyagot és a fenti mechanizmussal terítette végig a kimutatott agyagásványok, beleértve a finomszemcsés homokos zóna határterületén mozgó buckákra; ez által jöt- muszkovitot (és a szericitet), is, részben a földpátokban je- tek létre a lösz-betelepülések a homokos összletbe és a lennek meg, mint bontástermék, úgyszintén a kalcit egy homok és a lösz összefogazódása. része a plagioklászban — tehát nem a 0,063 mm alatti frakcióban. Szemcséket alkot továbbá az amfibol és a klo- Mihálcz-féle koptatottsági index rit, a bontott vulkáni kõzettörmelékben. Ágasegyháza és szemcsefelület-vizsgálat homokmintái vizsgálata során, kis mennyiségben találtunk mészkõ- és dolomitszemcséket a törmelékes frakcióban, A Mihálcz-féle koptatottsági index vizuális meg- ezért valószínû, hogy a karbonátok zöme a 0,063 mm-es határozását a rémi terület kivételével az összes mintán frakcióban jelenik meg. elvégeztük. A négy fokozatból álló index csak egy ál- Az elsõ megfigyelés: a minták többsége nem tiszta talános tájékoztatást ad a homok minõségérõl és csak a kvarchomok. Az 8. ábrán bemutatott Ruchin-háromszög- szemcsealak és felszín változását számszerûsíti. Ez diagramon tíz minta minõsül (karbonátmentes) homoknak, alapon összehasonlíthatók a különbözõ homokképzõd- négy mésztartalmú homoknak és tizenöt mész- és dolomit- ményekbõl vett minták. Így a fülöpházai minták közül a tartalmú homoknak. szélzászló mintáiban egyértelmûen növekszik az index a A második az, hogy az eredmények lelõhely-szerint szél irányába, míg a nyelv szemcseméretileg homogén csoportosulnak. A fülöpházi „nyelv” szemcseeloszlásilag mintáiban gyakorlatilag ugyanaz a koptatottsági index normális, szerkezetileg homogén homok a 9. ábrán látható eloszlása. diagramban (FÜCHTBAUER 1964) a vetület felsõ sarkába Az ágasegyházi minták elsõ nézetre meglehetõsen került, jelentõs káliföldpát-tartalommal, az arkózos+grau- egyveretûek, de ugyanazon átlagérték alatt hol a 2., hol a wackos homokmezõ és a grauwackos homokmezõ hatá- 3. értékû index dominál. Ez a homokban történõ szabá- rára. Itt kell megjegyezni azt, hogy az eltérõ származási te- lyos változásokat, így a lamellákon belüli gradációt rületen kívül a két földpát-csoport (plagioklász és ortok- tükrözi. lász-mikroklin) fajsúlyilag és koptathatóság szempontjá- A szemcsealak és a felület simasága, „áramvonalassága” ból is elkülönül; ez utóbbira alapszik az iparban alkalma- befolyásolja a szállítást és lerakódást, amint azt a szél- zott technológia a kerámiailag értékesebb káliföldpát csatornás kísérletek is bizonyították (LAÞIU, 1987). A (pneumatikus) dúsítására (LAÞIU, 1987, 226 old.) Az ágas- rücskös, szabálytalan, lépcsõs felület mentén a légáram- egyházi mintacsoport szórtsága a feltárásban észlelt inho- lásból a mélyedés tengelyével párhuzamos tengelyû mogenitást tükrözi, ezen belül a gradációs lamellákat és a mikroörvények válnak ki, vektoraiknak függõleges, földpátokban aránylag gazdag (világos színû) betelepülé- felfelé irányuló komponense fékezi a lehullási tenden- seket (II. tábla. 3. fotó). A rémi minták az egynemû, jól ciát, a vízszintes összetevõje pedig összeadódik a szél szortírozott homokból álló lamelláknak megfelelõen a cse- repítõ irányával, tehát a rücskös, csúcsos-éles szemcse kély mennyiségû, javarészt plagioklászt tartalmazó grau- gyorsabban halad, mint a sima, tojásdad — és lassabban wackos homok-mezõbe vetülnek. A rémi minták a RUCHIN- is ülepszik le. diagramban is elkülönülnek, szintén a kvarchomok-me- Az ágasegyházi minták SEM-vizsgálata képet ad a zõbe (8. ábra). E mintáknak ugyancsak csekély az agyag- szemcsék tényleges alakjáról és a felületükön megjelenõ ásvány-tartalma. A minták jellegzetes, többségben egyet- alakzatokról. Alapjába véve a szemcsék alakja két extrém len agyagásványa az illit (±szericit) (II. tábla, 4. fotó). típus között változik: az élein-sarkain jól lekerekített Mindezek azt bizonyítják, hogy a homok ásványi össze- poliéder (kocka, téglalap, ék, tetraéder) és a teljesen sza- tétele fontos tényezõ a különbözõ fáciesek, ezen belül a bálytalan, lemeztöredék vagy szilánk, üreges, több du- lamellák típusainak a kialakulásában. Ezt azzal lehet ma- doros idom, kis mértékben, de láthatóan lekoptatott gyarázni, hogy a különbözõ ásványok, nem csak a szem- élekkel, sarkokkal (II. tábla, 1. fotó). Egyes nagyobb szem- csék mérete és felületi tulajdonságaik, de a fajsúlyuk alap- cséken több koptatási fázis nyoma azonosítható, amelyek ján is osztályozódnak. A kvarc fajsúlya nagyobb (2,7 közül legfeljebb az utolsó tulajdonítható a szél munkájá- g/cm3), mint a földpátoké (ortoklász 2,38 g/cm3; albit 2,53 nak (II. tábla, 2. fotó). A szemcsék felületét ugyanis g/cm3; anortit 2,61 g/cm3), ezért a szélenergia-csökkenés tipikus, folyóvízre utaló kioldási barázdák szelik át, fona- folyamán azonos szemcseméretnél elõbb a nehézásvá- tokban, fodrokban, köztes kovagumó-kicsapódásokkal (II. nyok, a dolomit, majd a kvarc hull ki és csak azután a föld- tábla, 3. fotó); ezeket a barázdákat hozta a szélerózió „egy pátok, a kalcit és a csillámok. Az iparban a száraz mód- szintre”. Minden jel arra mutat, hogy a szél, habár ala- szerrel történõ ásványdúsításhoz használt ciklonok is posan szelektálta a homokanyagot, a szemcsék morfoló- ennek alapján mûködnek (LATIU, 1987, 156 old.). Ezért a giáját vajmi kevéssé módosította. homogén lerakatokban és az egynemû lamellákból álló Futóhomok-fáciesek a Duna–Tisza köze területén 89 buckák esetében egy szintén egynemû kvarchomok talál- ható, míg a gradációs lamellákban követhetõ szemcse- eloszlást az ásványok fajsúly szerinti eloszlása is követi. A két gyakoribb komponensre elegyszerûsítve: földpát- szegény és földpátokban relatíve gazdagabb kvarchomok- sávok váltakoznak a lamellákban és földpátos, illetve földpátszegény lamellák a bucka felépítésében. A fenntiek szerint a szemcseeloszlás, a koptatottság és az ásványi összetétel külön-külön és együttesen az eolikus szállítás és felhalmozódás sajátságait tükrözik.

Homokfelhalmozódás, homokfáciesek, homokkutatás

A futóhomok-területek szabályos formakincsével, a dûnék, barkhánok morfológiájával és mozgásával sokan foglalkoztak, még a XIX. század közepétõl kezdve, feltár- ván a homokmozgás törvényszerûségeit nagyban, a ho- 8. ábra. A minták karbonát-tartalma a RUCHIN-diagram (1985) mokdombok szintjén. A homokdomb alkotóelemei szint- szerint jén, a lamellák léptékén történõ anyagszállítás módja, di- q, tiszta kvarchomok; mh, meszes kvarchomok; mdh, meszes-dolomitos namikája csak a múlt század második felében keltette fel a kvarchomok. F = Fülöpháza; Á = Ágasegyháza; R = Rém kutatók érdeklõdését, nem kis mértékben a jármûtervezés Figure 8. Carbonate contents of the samples, plotted in ternary és a száraz anyag (ásvány-, festékpor-, tömedék-) feldol- diagram after RUCHIN (1985) gozás technológiája által nyújtott új kutatási módszerek al- q, pure quartzose sand; mh, limy quartzose sand; mdh, limy-dolomitic kalmazásával. Így az aerodinamika alkalmazása a quartzose sand. F = Fülöpháza, Á = Ágasegyháza; R = Rém homokkutatásban magyarázatot ad a homokdombokban megjelenõ elkülönülésekre, ez által szerkezetet adva egy, eddig kaotikus, szerkezetnélkülinek tartott halmaznak. E gondolatmeneten tovább haladva, felmerült a kérdés, nem lehet-e ezek után fáciesekrõl, futóhomok-fáciesekrõl beszélni? Válaszunk pozitív: a homokfelhalmozódás a szállító közeg dinamikája és a szállított üledék sajátossága együtthatásából jön létre, részei különbözõ körülményeket valószínûsítenek. A fácies, BERTRAND (1887) szerint: „…est la totalité des caractères minéralogiques, litologiques, paléon- tologiques, stratigraphiques ou de sedimentation d’une formation géologique”*. Azzal, hogy az „és” helyett „vagy” szerepel az üledékképzõdés szó elõtt, a fogalom- alkotó egy kiskaput hagy a recens üledékek számára, hogy ezeket is megillesse a fácies-fogalom használata. A fentiek — és jelen kutatásaink — figyelembe véte- lével a futóhomokban, az ásványtani, üledék (szerkezeti) és leülepedési sajátosságok alapján a következõ fácieseket és szubfácieseket lehet megkülönböztetni: a. — Homogén homokfácies b. — Lamellás homokfácies b1. — poros lamellás szubfácies 9. ábra. A minták ásványi összetétele b2. — gradált lamellás szubfácies b3. — durvaszemcsés lamellás szubfácies q, kvarchomok; ar, arkózos kvarchomok; gr, grauwackos kvarchomok; ar- g, arkózos-grauwackos kvarchomok. Q = kvarc; Pl = plagioklász; K-f = b4. — szeríres szubfácies káliföldpát b5. — kombinált lamellás szubfácies Figure 9. Mineralogic composition of the sand samples A fáciesek és szubfáciesek megkülönböztetése nem q = quartzose sand; gr = greywacke+quartzose sand; ar-g = arcosian- csak elméleti probléma. Elsõsorban a jelenkori és annál greywacke+quartzose sand. Q = quartz; Pl = plagioklase; K-f = potassic inkább a konszolidált, netán régi korok képzõdményeiként feldspar megjelenõ homok (homokkõ)-felhalmozódások keretén 90 ZENTAY TIBOR et al. belül lévõ különbözõ fáciesek az idom különbözõ részére, mozódási epizódnak felel meg. A homokhalmazok egy- ezen belül különbözõ mozgástípusra jellemzõk. Ez külö- máson fekvõ, egymásba fogazódó lamellák sokaságából nösen a szénhidrogén-kutatás során végzett üledékana- tevõdnek össze. lízisben, a recens üledékek vízföldtanában, a felszínközeli A lamella az a homogénnek tekinthetõ, elemi homok- képzõdményeknél a termõréteg vízháztartása vizsgálatá- test, amely egy bizonyos meteorológiai körülmények és ban nyújt fontos információkat. Így pl. a szélirányban egy adott szedimentológiai-ásványtani összetétel kölcsön- gradált lerakat a szélzászlókra, a homogén „nyelv” a mere- hatása által jött létre. dek oldal alatt, a vízszintes örvényfonatok által megkevert Ez alapján az eolikus homok esetében, a lamellák anyagra, az egynemû lamellás szubfácies a szõnyegsze- hiánya vagy jelenléte alapján két fáciest (homogén és rûen mozgó, a homokdomb testét alkotó törzsre, a szeríres lamellás) és a lamellás fáciesen belül öt szubfáciest sike- szubfácies a buckafelszínre ad információt. Másodsorban rült elkülöníteni. pedig, a — bertrandi definíció szellemében — egy homok- A fácies-fogalom, akárcsak a többi üledék, üledékes kõ- feltárás jellegéhez szükséges és elégséges a következõ zet esetében lehetõséget nyújt nem csak a felhalmozódás és négy jellemzõkbõl három ismerete: szerkezet (lamellá- szállítás beható tanulmányozására, de az alkalmazott föld- zottság), szövet (gradáció vagy homogenitás); szem- tan különbözõ területein is hasznos munkaeszköz. cseeloszlás és ásványi összetétel. Ez alapján, terepi felvételezéssel és aránylag egyszerû laborvizsgálatok alapján feltárható egy bucka, egy buckacsoport vagy egy Köszönetnyilvánítás futóhomokos terület állapota és földtani múltja. A fenti tanulmány, archív adatok és a folyamatban lévõ kutatásaink felhasználásával a T-025970 sz OTKA-téma Összefoglalás keretén belül jött létre, a Magyar Állami Földtani Intézet Környezetföldtani Fõosztálya keretén belül, a MÁFI A szerzõk a Duna–Tisza köze három jellegzetes Szediment és Ásványtani Laboratórium eredményeinek a területén, Fülöpszálláson, Ágasegyháznál és Rémen a felhasználásával. A szerzõk ez úton nyilvánítják köszö- modern homokkutatás eszközeit alkalmazva, megvizs- netüket a laboratóriumok munkatársainak a részletes ana- gálták a jelenkori és pleisztocén homokfelhalmozódások litikai eredmények kidolgozásáért, valamint Rém község finomszerkezetét. Az eolikus homokfelhalmozódás elemi polgármesteri hivatalának a területen végzett kutatásokban összetevõje a lamella, amely egy bizonyos felhal- nyújtott segítségért.

Irodalom — References

ANTON, D. 1983: Modern eolian deposits of the eastern province Proc. XVIIth Conference of the South-Asian and Australian of Saudi Arabia, — Eolian sediments and processes, Group of Sedimentology, IUGS, Australia, Abstr. II. Elsevier, 365–378. Amsterdam. 235–238. Port Darwin. BALOGH K. 1991: Szedimentológia. A szél szállító és lerakó GLENNIE, K. W., 1970: Desert sedimentary environments. — tevékenysége. Akad. Kiadó, I.6. 191–223. Developments in Sedimentology, 14. 3–556. Elsevier, BERTRAND, J. 1887: Traité de Géologie Générale. — Masson & Amsterdam, London, New York. Cie, 115., Paris. HUNTER, R. E., & RUBIN, D. M., 1953: Interpreting cyclic cross- BINDA, P. L., 1983: On the skewness of some eolian sands from bedding, with an example from the Navajo Sandstone. — Saudi Arabia — Eolian sediments and processes, Elsevier, Eolian sediments and processes, Elsevier, 429–454. 27–36. Amsterdam. Amsterdam. BULGARU, A. 1987: Nisipurile eoliene din Cîmpia Argeºului. — ILIESCU, M., STRATULAT, D., MUNTEANU, S. 2001: Structura ºi Studii ºi Cercetãri de Geologie, Geofizicã., Geografie, Seria morfologia dunelor de nisip din lunca râului Ialomiþa, posi- Geologie, 36/1–2, 53–62. Bucureºti. bilitãþi de fixare ºi de ameliorare pentru culturi agricole. — BULLA B. 1951: A Kiskunság kialakulása és felszíni formái. — A ISPIF, Sesiune Jubiliarã, 233–242, Bucureºti. Földrajzi Könyv- és Térképtár Értesítõje, 101–116. KÁDÁR L. 1935: Futóhomok tanulmányok a Duna–Tisza közén. CHOLNOKY J., 1940: A futóhomok és elterjedése. Földtani — Földrajzi Közlemény, 63, 4–14. Közlöny, 70, 258–295. KÁDÁR L. 1956: A magyarországi t agrogeológiai és környezet- FAROUK, H., SELIM, M., 2001: Proximal and distal transport of földtani vizsgálata a Bugaci-mintaterületen. — Doktori mineral particles in wind blowed sands; an exemple, Hassi értekezés, Debreceni Egyetem, Természettudományi Kar, Mesoud Area, Southern Sahara, Algeria. — XIth Saharean 1–123. Conference: The Desertic Areas and their environmental KERÉK B., KUTI L. 2003: The environmental and agrogeological problems 14–21.10. 2000, Abstr., 16–17. Alger. evaluation of the sandy steppe the Danube–Tisza hilly region, FRANYÓ F. 1964: A futóhomok és a lösz települési viszonyai a Duna– Hungary. — Fifth International Conference on the Middle Tisza köze középsõ részén. MÁFI Évi Jelentése 1961 évrõl, 31–46. East, 409–416. Cairo. FÜCHTBAUER, L. K. 1986: Outlines of the mineralogic classifica- LAÞIU, I. 1987: Prepararea substanþelor minerale utile pe cale us- tion of the marine, fluvial and eolian sands and sandstones. catã. — Ed. tehnicã, 3–435., Bucureºti. Futóhomok-fáciesek a Duna–Tisza köze területén 91

MCKEE, E. D. 1966: Structure of dunes at White Sands National of micrometeorological dune-initiation mecanism. — Monument, New Mexico. — Sedimentology, 7, 1–70., Eolian sediments and processes, Elsevier, 343–352. Tulsa. Amsterdam. RUEGG, G. H. J. 1983: Periglacial eolian evenly lamined sandy WASSON, R. J. 1983: Dune sediment types, sand color, sediment deposits in the Late Pleistocene of NW Europe, a facies un- provenance and hydrology in the Streczelky-Simpson Dune recorded in modern sedimentological handbooks. — Eolian Field, Australia. – Eolian sediments and processes, Elsevier, sediments and processes, Elsevier, 455–482. Amsterdam. 165–195. Amsterdam. RUCHIN L. B. 1985: Grundzüge der Lithologie. Lehre von den WHITNEY R. 1993: The physical basis of sand transportation and Sedimentgesteinen. — Akad. Verlag Berlin, XIII. 112–113. sedimentation, an example, the Crazzy Jack Dune Fields, URBANCSEK J., 1955: A Duna–Tisza köze délkeleti része. — Southern Gibbson Desert, Australia. — Proc. XVIIth MÁFI Évi Jeentése az 1953. évrõl. II. 471–478. Conference of the South-Asian and Australian Group of WARREN, A., KNOTT, P., 1983: Desert dunes: a short rewiew Sedimentology, IUGS, Australia, Abstr. II 163–165 Port of needs in desert dune research and a recent study Darwin. 92 ZENTAY TIBOR et al.

I. tábla — Table I

1. Az ágasegyházi kötött bucka északkeleti oldalán ásott mintavételi gödör The sampling pit, digged in the NE side of the stable sand dune, Ágasegyháza

2. A rémi Klein-domb szél irányába (DK) épült, aktív homloklej- tõje SE oriented wind-built, active sand slope, Klein hill, Rém

3. Kígyózó homokfodrok a rémi aktív homokbucka oldalában Meandering sand ripples in the side of the active sand dune from Rém

4. Klein-domb, Rém: a régi bucka közel függõleges szelvénye, amelyen láthatók a lamellák; ezek egy sûrûn sávozott, kiperegve bordázott, felületet képeznek, amelynek lábazatát egy szerkezetnélküli homokprizma (lejtõláb-üledék) takarja el Klein Hill, Rém; the nearly vertical crosscut of the ancient sand dune, in which the lamellae are shown. They form a dens, stripped, dropped, ribbened surface, which is covered at the footwall, by a structurless sand prism (i.e. the slopefoot deposit) Futóhomok-fáciesek a Duna–Tisza köze területén 93

II. tábla — Table II

1. Homokszemcsék: az élein-sarkain jól lekerekített poliéderek és szabálytalan, szegletes, esetleg üreges, több dudoros idom, kis mérték- ben, de láthatóan lekoptatott élekkel, sarkokkal. q, kvarc; f, földpát; Ágasegyháza, 50–60 cm; SEM felvétel, 200× — Sand grains: poly- hedrons, with well rounded edges and corners, and irregular, angular ones, perhaps hollowy, with few bunches, with a weakly, but visible abraded edges and corners. q, quartz; f, feldspar; Ágasegyháza, 50–60 cm; SEM micrograph, 200× 2. Legömbölyített (I), majd egy újabb fázisban barázdásan koptatott (II) szemcse, apró kioldási üregekkel és világosabb kovagumókkal. Á- gasegyháza, 90-100 cm; SEM felvétel, 1200× — Rounded (I), and in a next phase furrow-likely abraded grain (II),, with small dissolution voids and lighter silica drops, Ágasegyháza, 90–100 cm, SEM micrograph, 1200× 3. Kioldásos barázdák fonatai, tojásdad kicsapódási kovagumók, amelyeket a szélerózió lesimított, egy szintre hozott. Ágasegyháza, 50–60 cm; SEM felvétel, 3200× — Fascicle of dissolution furrows, with precipited, egg-like silica drops, which were nivelated by wind corra- sion. Ágasegyháza, 50–60 cm; SEM micrograph, 3200× 4. Az ágasegyházai 40–45 cm minta <0,063 mm-es frakciójának SEM felvétele. q, kvarc; k, karbonát; f, földpát; i, szericit–illit. 500× — The SEM micrograph of the <0,063 mm fraction of the sample 40–45 cm. q, quartz; k, carbonate; f, feldspar; i, sericite–illite. 500× A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 95–110.

Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei Geomorphologic levels of the Kál Basin and its vicinity

CSILLAG GÁBOR

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14. [email protected]

Tárgyszavak: etchplain, hegylábfelszín, exhumált felszín, Keywords: etchplain, pediment, exhumed surface, burried eltemetett felszín, kréta, miocén, pliocén, negyedidõszak, palaeosurface, Cretaceous, Miocene, Pliocene, Quaternary, volcan- vulkanizmus, Dunántúli-középhegység ism, Transdanubian Range, Balaton Highland, Hungary

Összefoglalás Abstract A Káli-medence és környékének geomorfológia szintjeit a A new evaluation of the geomorphological development of the közelmúltban befejezõdött földtani térképezés és részletes Kál Basin and its surroundings is given here on the basis of inten- környezetállapot felvétel adatainak felhasználásával sive environmental geological investigations of the past decades. értékeltük. The present morphology of the Kali Basin and its environs is a A Káli-medence és környéke poligenetikus felszíne a perm result of a polygenetic surface evolution since the Permian. A idõszaktól napjainkig több fejlõdési szakaszban alakult ki. weathering horizon ranging in 10 to 40 metres thickness has devel- A felsõ-perm összlet lerakódását megelõzõ mállási perió- oped before the Permian sedimentation took place. This horizon dus során 10–40 m-es málladékösszlet keletkezett, ami has become in semi-exhumed position during the Late Miocene. helyenként a késõ-miocén során került mai, szemiexhumált These mosaic-like exposures of pre-Permian surfaces are interpret- helyzetébe. ed to be the oldest palaeo-surfaces in Hungary. There is only one Ezek a felszíni kibúvások Magyarország legidõsebb, a mai significant denudation surface has been recognised in the Permo- térszínre került elegyengetett felszínmaradványai. A per- Triassic units with Carnian age. Cretaceous to Middle Eocene etch- motriász sorozaton belül csak a késõ-karni során történt — plain developments has been erased the elevation differences geomorfológiai értelemben kisebb jelentõségû — denudáció. between tectonically dissected blocks. As a result of subsequent A kréta–középsõ-eocén etchplainek jelentõs mértékben eltün- denudational processes these etchplains have been completely tették a morfológiában az eoalpi szerkezeti mozgások hatására modified, have not been able to recognised on the present surface kialakult vertikális szintkülönbségeket. A késõbbi denudációs morphology any longer and likely to have only been preserved in folyamatok eredményként azonban ezek az etchplainek telje- covered position under thick Badenian sediments. Pedimentation sen átformálódtak, a mai morfológiában nem jelennek meg, and erosion processes during the Oligocene has been facilitated to feltehetõen a badeni üledék alatt, eltemetett helyzetben õrzõd- denudate the cover rocks of the Permo-Triassic units as well as to hettek meg. Az oligocén pedimentációs, eróziós folyamatok a reduce the surface area of the earlier developed etchplain surfaces. permotriász fedõjének letakarításában, a korábban kialakult A tropical to subtropical intensive weathering during the Early to etchplainek denudációjában játszottak szerepet, a kora–közép- Middle Miocene has resulted a new palaeosurface, however, it has sõ-miocénben, trópusi–szubtrópusi mállás során egy új felszín been immediately dissected during the neo-Alpian structural alakult ki, amit neoalpi szerkezeti mozgások részben azonnal movements. Here this surface is interpreted not to be an etchplain feldaraboltak. sensu stricto due to its short-lived existence as well as its limited Ez a felszín kiterjedésében, fennállásának idõtartamában and dissected areal distribution. The area of the present Kali Basin nem felel meg a s. str. etchplain fogalmának. A szarmata–kora- was a peninsula with simple shorelines during the Sarmatian to pannóniai során a Káli-medence gyengén tagolt félszigetként Lower Pannonian time. There are no sedimentological nor geo- nyúlt be az üledékgyûjtõbe, jelentõs felszínformálódásra sem morphological evidences may indicate significant landscape evo- szedimentológiai, sem morfológiai jelek nem utalnak. A lutionary processes in this time. Only a small combe identified Nyálas-tó környéki combe kialakulása tehetõ csak a késõ-pan- around the Lake Nyálas, which is inferred to be developed during nóniai üledékképzõdést közvetlenül megelõzõ periódusra. A the time predate the Upper Pannonian sedimentation. The Upper késõ-pannóniai elöntés fokozatosan borította el a tagolt Pannonian transgression more or less uniformly covered the com- 96 CSILLAG GÁBOR térszínt, csak a legmagasabb tetõszintek maradtak a vízszint plex palaeosurface, having only small areas being over the water fölött, jelentõs lepusztulás nem történt. A pannóniai surface. This period has no significant record of surface evolution. üledékképzõdés kb. 8 millió éve zárult le, ettõl kezdve szárazu- The Pannonian sedimentation has been terminated around 8 Ma, lati, lepusztulási térszín a vizsgált terület. A 4–5 Ma közötti and the study area turned to be an eroding landmass. Volcanic edi- vulkáni felépítmények egy kb. 300 m tengerszint feletti maga- fices around 4 to 5 Ma build up on a piedmont surface represented sságon kialakult hegylábfelszínre települtek. by the surface 300 metres above present sea level. On a so called A késõ-miocén–pliocén, „prevulkáni” lepusztulási idõszak „pre-volcanic” surface, north to south oriented fluvial systems során a pannóniai összletbe észak–déli lefutású völgyek vágód- have been incised during the Late Miocene to Pliocene. In „post- tak be. A posztvulkáni idõszakban jelentõs mértékben lepusz- volcanic” time significant erosion of the volcanic edifices as well tultak maguk a vulkáni formák is, exhumálódtak a felsõ-pannó- as the exhumation of a relatively gentle palaeosurface below the niai üledékek alól az elegyengetett felszínek. A felsõ-pannóni- Upper Pannonian sedimentary cover has occurred. Extensive ai képzõdményeken glacis-k alakultak ki. Létrejött a mai völ- glacis has developed on the Upper Pannonian sediments. Finally, gyhálózat, hordalékkúpok képzõdtek, esetenként több szint- the modern valley network and often multilevel alluvial, colluvial ben. fans, as well as debris aprons has developed.

Bevezetés kísérletet e munka. A tárgyalt terület és tágabb kör- nyékének földtani adatait ebbõl a szempontból vizsgálva a A Káli-medence földrajzi értelemben a Burnót-patak korábbi, a Magyar Középhegység egészére vonatkozó, vízgyûjtõ területeként definiálható a legpontosabban (1. általános érvényû felszínformálódási kép (PÉCSI 1988, ábra). Geomorfológiája, felszínformálódása azonban 1998) kiegészítéseként egy, a konkrét területre vonatkozó, elszakíthatatlan tágabb környezetétõl, ezért kialakulásának geomorfológiai fejlõdéstörténet bemutatását kísérlem ismertetése, egyes folyamatok, formák leírása során meg. A földtörténet során változó jellegû lepusztulási vi- feltétlenül utalni kell erre a környezetre is. szonyok bemutatásán keresztül a különbözõ jellegû el- Magyarázatra szorul a Balaton-felvidék fogalma is. A egyengetett felszínek kialakulásának, lepusztulásának, hivatalos beosztás önmagában is ellentmondásos, hiszen betemetõdésének, exhumálódásának konkrét eseményei MAROSI (in ÁDÁM et al. szerk. 1986, fig. 1.) a Tapolcai- vezethetõk le a Balaton-felvidék egy részének területén. medencét nem különíti el a Balaton-felvidéktõl, míg JUHÁSZ (in ÁDÁM et al. szerk. 1988, fig. 1.) önálló kistáj- csoportnak tekinti mindkettõt. Jelen munkában a Balaton- Pre/infra-késõ-perm felszín felvidék fogalmába beleértem a sensu stricto Balaton- felvidéket, a Tapolcai-medencét és a Keszthelyi-hegységet A hercíniai hegységképzõdést követõ lepusztulási peri- is, mivel földtani felépítésük, kialakulásuk, formakincsük ódus során került a felszínre a Lovasi Agyagpala anchi- annyi közös vonást mutat, hogy a hivatkozások esetében metamorf összlete a perm idõszak elsõ felében (MAJOROS csak felesleges ismétlés lenne e kistájcsoportok ismétlõdõ 1983, FÜLÖP 1990). felsorolása. A Káli-medencében számos fúrás (pl. Badacsonyörs A Balaton-felvidék földtani térképezésére 1982–1990 Bö–12, –14, Kõvágóörs Kö–1, –2, Salföld S–3, Zánka között került sor, a MÁFI 1:10 000-es méretarányú felvé- Z–3) harántolta az agyagpala sorozat felsõ, 10–40 m telezésére alapozott földtani térkép és földtani össze- vastag tarka, oxidált, mállott szakaszát. Vastag, vörös foglaló 1999-ben jelent meg (BUDAI et al. 1999, BUDAI, színû, kaolinban dús mállási kérget írt le FÜLÖP (1990) a CSILLAG szerk. 1999). Ez az összefoglalás már részben tar- Kékkút K–4 fúrásban a paleozoos dácit sorozat fedõjében, talmazza a Káli-medence hidrogeológiai, földtani ter- a Balatonfelvidéki Homokkõ alatt. A fedett, eltemetett fel- mészetvédelmi vizsgálatának (CSILLAG et al. 1994a,b, szín jelenlegi ismereteink alapján csak Kõvágóörstõl K-re CSILLAG et al. 1997) eredményeit is. A Balaton-felvidék és és a Tóti-hegy DK-i tövében bukkan a felszínre, szemiex- a Káli-medence geomorfológiai vizsgálatától számos új humált helyzetben. A feltárásokban a vastag málladék- eredmény várható, hiszen a korábbi feldolgozások (PÉCSI takaró törmeléke tanulmányozható. Ezek a törmelék- 1969, GYÕRFFY 1957, JUHÁSZ 1988), illetve a mono- darabok pedogén hatásokra utalnak, cementált vasas és grafikus összefoglalás (ÁDÁM et al. szerk. 1986, 1988) kovás kötõanyagú kérgek maradványai lehetnek. nem értékelhették a Bakony és a Balaton-felvidék részletes A fedõben a Balatonfelvidéki Homokkõ bázisképzõd- földtani térképezésének hatalmas adatmennyiségét, nem ményei települnek, a Paloznaki Fanglomerátum, illetve a használhatták fel az idõközben megjelent 1:50 000-es Badacsonyörsi Konglomerátum. Mindkét tagozatban elõ- méretarányú földtani térképeket (CSÁSZÁR et al. 1985, fordulnak gipszes, hematitos, dolomitos konkréciók GYALOG, CSÁSZÁR 1990, BUDAI et al. 1999), valamint a (MAJOROS 1983, FÜLÖP 1990). napjainkban kialakított egységes fúrási adatbázist. A geo- A málladékösszletrõl alig van információ, vastagsága morfológiai feldolgozás elsõ lépéseként a Káli-medence és (10–40 m) és a fúrásleírások alapján rekonstruálható környéke geomorfológiai szintjeinek értelmezésére tesz fáciese, eluviális jellege trópusi mállási folyamatokra utal. Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei 97

1. ábra. A Káli-medence és környékének helyszínrajza valamint digitális terepmodellje Figure 1. Location map and digital landscape model of the Kál Basin and its vicinity

A felszínre bukkanó — legfelsõ? — szakasz pedogén ható ki. Kisebb eróziós diszkordanciafelület alakult ki a kérgei azonban, hasonlóan a közvetlen fedõ konkréciói- Káli-medence területén a perm/triász határon (KOLOSZÁR hoz, már inkább szemiarid klímára utalnak. Ugyancsak ezt 1988). Pedogén hatások, caliche a középsõ-triász karboná- jelzi a közvetlen fedõben a fanglomerátum jelenléte, amit tos rámpán (BUDAI 1999), vörösagyagos talajok a középsõ- szemiarid fosszilis lejtõtörmeléknek, illetve alluviális karni (juli) karbonátplatformon (BUDAI, CSILLAG 1998, hordalékkúpnak tekintettek már korábban is (MAJOROS CSILLAG 1999a) mutathatók ki. 1983, FÜLÖP 1990). A késõ-karni (tuvali) idején valószínûsíthetõ egy, a fen- tieknél jelentõsebb üledékhiány a Balaton-felvidék területén, aminek nyomai az itt vizsgált terület ÉK-i A permotriász sorozat diszkordancia-szintjei sarkában a felszínen is megtalálhatók. A Sándorhegyi Formáció lerakódását kisebb kiemelkedés, majd vízszint- A 3 500-4 000 méter vastag permotriász üledékössz- esés követte, ennek során a rétegsor felsõ szakasza leten belül jelentõs eróziós diszkordancia a Dunántúli- helyenként lepusztulhatott, amire a fedõ Fõdolomit középhegység rétegsoraiban — ellentétben a Déli-Alpok- Formáció bázisrétegeiben található tûzkõ- és karbonát- kal (pl. Richthofeni Konglomerátum stb.) — nem mutat- klasztok is utalnak. Paleokarszt kialakulására mutató 98 CSILLAG GÁBOR nyomok ugyancsak elõfordulnak ebben a szintben (CSIL- kialakulása egy — az albai–kora-eocén során — folyama- LAG 1991, BUDAI, HAAS 1997, BUDAI, CSILLAG 1998, tosan eltolódó flexurális, elõtéri kiemelkedés (forebulge) CSILLAG 1999A, NAGY ZS. R. 1999). létrejöttének az eredménye. Halimba–Ajka–Úrkút környékén a három bauxitszinttel jellemezhetõ etchplainek egymásra szuperponálódtak, míg másutt külön-külön fel- Kréta–középsõ-eocén szerkezetalakulás színek alakultak ki. A tönkfelszínek ezek szerint nem és lepusztulás egymás fölött, azonos felszíni kiterjedésben, hanem „helyüket változtatva”, változó területtel és helyszínen for- A Balaton-felvidék üledékképzõdési folyamatai az málódtak ki. A senon tönkfelszín 90–100 méteres paleo- aptiig azonosnak tekinthetõk a Bakony egészéével. Az karsztformái, az Ugodi Mészkõ korai cementje egy kie- apti, apti/albai eoalpi kompresszív mozgások során melt, viszonylag tagolt kora-senon domborzatot igazolnak. kialakult a bakonyi szinklinális, aminek a Balaton-felvidék Ezen a modellen belül a Balaton-felvidékre, illetve — és ezzel együtt a Káli-medence területe — a DK-i szûkebben, a Káli-medencére vonatkoztatható adatok szárnyát alkotja. A Litéri feltolódás (DUDKO 1999), a jelenleg nem állnak rendelkezésre. MINDSZENTY et al. Kékkúti vetõ (CSILLAG et al. 1994a,b) 100 méteres nagy- (2001) fejlõdéstörténeti modelljébõl azonban két fontos ságrendû vertikális elmozdulásai ezekhez a mozgásokhoz következtetést kell levonni a Dunántúli-középhegység kapcsolódnak. Ugyancsak ehhez az eseménysorhoz kötõd- egészének geomorfológiai vizsgálata során. nek a Balaton-felvidék nagyjából ÉK–DNy-i tengelyû 1. A korábbi, BULLA (1958, 1962) munkássága óta antiklinális és szinklinális szerkezetei. A Káli-medencében fennálló elképzeléssel szemben a hegység területének ilyen pl. a Küszöb orra – Bálint-hegy antiklinálisa, a egésze — egy idõben — csak a kora-eocén–középsõ-eo- Kornyi-tó környéki szinklinális. Jelenlegi ismereteink cén eleji periódusban tönkösödött, a kréta tönkfelületek szerint ugyancsak az eoalpi kompresszió alakította ki a jelentõsen kisebb területen alakultak csak ki (lásd Káli-medencére jellemzõ, néhány 100 méter átmérõjû MINDSZENTY et al. 2001 1. ábra). Egységes, középhegységi brachiantiklinális boltozatokat (pl. Kereki-dûlõ: CSILLAG etchplain kialakulásáról tehát csak a harmadidõszak elején et al. 1994a,b, Tódi-kút, Mihályné dombja: KOLOSZÁR lehet szó. Így az egységes kréta trópusi tönkök hiányában 1988). a késõ-mezozoos lepusztulás mértéke sokkal kisebb és Az ezt követõ, közel 30 millió éves, a kora-kréta területenként erõsen változó lehetett. végétõl a késõ-krétáig terjedõ idõszak volt az elsõ, a mai 2. A tagolt senon domborzat hiánya a mai felszínen a térszín kialakulása szempontjából jelentõs periódus, két krétát követõ erõs denudációra, a senon etchplain lepusz- etchplain képzõdésével (KAISER 1997). Ezek üledékei a tulására mutat. Ez egyrészt a BULLA (1958) által képviselt Bakony területén ismertek. Az elsõ lepusztulási szakasz az állásponthoz közeli elképzelés helyességét igazolhatja, albaira esik, ennek üledékei közé sorolható az Alsóperei amely szerint a trópusi tönkösödés a harmadidõszak Bauxit. A turon–kora-senon, második lepusztulási szakasz késõbbi szakaszában, a neogénben is folyt. Másrészt, (Halimbai Bauxit, Nagytárkányi Bauxit, Csehbányai függetlenül a harmad–negyedidõszaki lepusztulási Formáció) végére az eoalpi mozgások okozta vertikális folyamatok genetikájától, azok hatására az exhumálódott különbségek kiegyenlítõdtek, a kialakult etchplain karsz- kréta–kora-harmadidõszaki tönkök vagy teljesen lepusz- tos, kréta bauxitokkal fedett felszínét sok helyen már a tultak, vagy olyan mértékben átformálódtak, hogy ezeket felsõ-triász formációk alkotják. már nem tekinthetjük trópusi tönkök maradványainak. BUDAI et al. 1999b szerint a senon késõi szakaszában A Bakonytól eltérõen a Balaton-felvidéken — és így a (campani–maastrichti) a Bakony más területeihez hason- Káli-medencében — a kréta–eocén lepusztulási periódu- lóan a Balaton-felvidéket is elöntötte egy jelentõs transz- sok felszínmaradványai üledékekkel nem igazolhatók. gresszió (Polányi Márga). A paleocén–kora-eocén–középsõ-eocén eleje volt KAISER (1997) szerint az utolsó trópusi tönkösödési Oligocén–középsõ-miocén felszínformálódás idõszak a Bakonyban (3. etchplain). Itt a denudáció je- lentõs területen ismét feltárta a triász felszínt, erõs karszto- A Balaton-felvidék felszínének kialakulása szempont- sodás zajlott le, mélyedéseit a középsõ-eocén Gánti Bauxit jából meghatározó idõszakról van szó. A Balaton-felvidék tölti ki. A meginduló transzgresszió maximális kiterjedése egészét korábbi szerzõk a különbözõ üledékgyûjtõket során (Padragi Márga) a késõ-eocénben — a Polányi elválasztó „Pelsoi-hát”, „balaton–velencei-tavi paleogén Márgához hasonlóan — a tenger feltehetõen elöntötte a hátság” részének tekintik (JASKÓ 1984, KORPÁS 1981). Balaton-felvidék területét is (BUDAI et al. 1999b). Jelenlegi ismereteink alapján a vízválasztó értelemben A kréta–paleogén felszínalakulás vonatkozásában használt hátság kifejezést meg kell kérdõjelezzük, hiszen a MINDSZENTY et al. (2001) a bauxit feküjének karszto- „hátság” DK-i határa egy — ebben az idõszakban aktív — sodása, valamint a heteropikus zátonyfáciesek (Környei nagyszerkezeti vonal, amelynek a túlsó oldalán ma talál- Mészkõ, Zirci Mészkõ, Ugodi Mészkõ) részletes vizsgála- ható üledékgyûjtõ nem ugyanebben a helyzetben volt az ta alapján megállapították, hogy a bauxittelepek létrejötte, oligocénben. Geomorfológiai szintként inkább a Csatkai illetve az ezeket hordozó elegyengetett felszínek Kavics származási területe (ami feltehetõen a mai Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei 99

Szlovénia területén keresendõ) és üledékgyûjtõje közötti területek alatt elfedett helyzetben lévõ elegyengetett fel- hegylábi övként értelmezhetõ ebben az idõszakban a színek — „kriptotönkök” — esetleg, részben megõrizhet- Balaton-felvidék. ték a kréta–eocén etchplainek formáit (pl. Tapolcai-me- A Balaton-felvidéken a középsõ-miocén (badeni– dence). szarmata) formációk mindenütt a permotriász sorozat A Káli-medence területén a felsõ-pannóniai összlet erõsen lepusztult, helyenként jelentõsen karsztosodott fel- feküjében általában 5–10 m vastag — a medence DK-i színére települnek. A kréta–eocén tönkösödés nyomai peremén a Küszöb orra – Bálint-hegy – Pál-hegy vonulat (bauxit telepek, kréta–eocén képzõdményekkel kitöltött ÉNy-i tövében keskeny, árokszerû mélyedésben max. 105 karsztos formák) ugyanúgy hiányoznak, mint a senon és méter vastagságot is elérõ — kaolinites agyag, vörösagyag késõ-eocén transzgresszió üledékei. sorozat települt (2. ábra). A mélyedés területén a A késõ-eocén transzgressziót követõ újabb denudációs Kõvágóörs Kö–59 fúrás miocén (eggenburgi–alsó-pannó- szakasz során elsõ lépésben, legkésõbb a badeni elejére, niai) nannoplankton flórája (BENCE et al. 1999b) tengeri ismét exhumálódott a paleocén–kora-eocén trópusi tönk. A fáciest is jelez. A nagy kaolinit-tartalmú agyag a badeni kréta–eocén felszín formáinak, terresztrikus képzõd- trópusi–szubtrópusi mállási folyamatok eredménye, arról ményeinek teljes hiánya alapján arra lehet következtetni, azonban jelenlegi ismereteink alapján nem foglalhatunk hogy ezt követõen a felszín erõsen átformálódott. Ezt a állást, hogy ez in situ keletkezett, vagy áthalmozott anyag- jelentõs, újabb felszínformálódási eseményt a több ról van-e szó. Ezek a képzõdmények a Cserszegtomaji területen is kimutatható — de a Káli-medence területén Formációba illetve a Vöröstói Formációba tartoznak hiányzó — 100 métert is meghaladó mélységû, miocén (BENCE et al. 1999b). A kaolinit tömeges megjelenése, a üledékekkel kitöltött karsztos formák igazolják (CSILLAG, bakonyi tájegység több területére jellemzõ intenzív karszto- NÁDOR 1997, BENCE et al. 1999b). sodás, valamint számos õsmaradvány-együttes a tágabb A neoalpi mozgások hatására a badeniben megindult a környezetben a kora-miocéntõl a középsõ-badeniig meleg- többé-kevésbé egységes felszín feldarabolódása is. nedves klímára utal (SCHOLZ 1970, NAGYMAROSI 1980, Jelentõs horizontális mozgások zajlottak le, amelyekhez NAGY E. 1992, SCHWARTZ 1997, BENCE et al. 1999b). vertikális elmozdulások is kapcsolódtak. Ennek ered- A miocén szerkezeti mozgások jelölték ki a Káli- ményeként a szárazulati területek jelentõsen átformálódtak, medence környezetében a badeni és szarmata tengeri ugyanakkor a badeni tengeri üledékekkel elborított üledékképzõdés határát. Feltehetõen a Balaton északi

2. ábra. A miocén kaolinites agyag elterjedése Kõvágóörs környékén 20 métert meghaladó vastagságának izovonalaival (fekete háromszög = fúrás). Figure 2. Extension of the Miocene kaolin clay in the surroundings of Kõvágóörs, with contour lines showing thicknesses exceeding 20 m (black triangle = borhole) 100 CSILLAG GÁBOR

klíma fennállásáról, a tektonikai nyugalom pedig egyértelmûen nem állt fent. Ugyanakkor azonban a kialakult felszíni formákat véleményünk szerint a meleg- nedves klímán lezajló mállási folyamatok határozták meg. Valószínûleg célszerû lenne az orogén övekben kialakuló trópusi mállási térszínek geomorfológiai definíciójára egy pontosabb kifejezést találni, ami megkülönböztethetõvé teszi ezeket az idõben és térben sokkal szûkebb interval- lumra szorítkozó felszínalakulási folyamatokat és a létre jött felszínt a klasszikus, kontinentális táblaterületeken kialakult trópusi tönkfelszínektõl, etchplainektõl.

Késõ-miocén (szarmata–pannóniai) felszínformálódás 3. ábra A Bálint-hegy szelvénye 1. — Kállai Kavics, 2. — Cserszegtomaji Kaolin, 3.— alsó-triász A badeni tengeri üledékek Ny–DK-i félkörben veszik képzõdmények, 4. — Balatonfelvidéki Homokkõ, 5. — Lovasi körül a Káli-medencét, a Tapolcai-medencétõl Zánka– Agyagpala, 6. — vetõ, 7. — feltolódás, 8. — fúrás Balatonakali környékéig (BENCE, BUDAI 1987). a szarmata Figure 3. The profile of Bálint Hill tengeri üledékek kis mértékében túlterjednek a badeni 1 — Kálla Gravel, 2 — Cserszegtomaj Kaolin, 3 — Lower Triassic, 4 — képzõdmények határain Zánka–Balatonakali környékén, Balatonfelvidék Sandstone, 5 — Lovas Slate, 6 — fault, 7 — reverse fault, 8 — borehole ahol a 145–150 m között enyhén kirajzolódó abráziós peremnél (durva abráziós kaviccsal) húzható meg a ba- partjának merev, sakktábla jellegû lefutása is ezt a miocén deni–szarmata mészkõ elterjedésének határa (4. ábra). A szerkezetet jelzi. Ugyancsak a miocén mozgásokhoz — Káli-medencétõl É–ÉNy-ra, az Eger-patak völgyében több feltehetõen egy transzpressziós szerkezethez — köthetõ a km távolságra túlterjed a badeni képzõdményeken a Küszöb orra – Bálint-hegy – Pál-hegy blokkjának erõteljes szarmata csökkentsósvízi–édesvízi üledékegyüttes, ami kiemelkedése (3. ábra) is, bár nem zárható ki a folyamat arra mutat, hogy a szarmata idején a Káli-medence területe posztpannóniai kora sem (lásd késõbb). és környéke ÉK–DNy-i irányban elnyúlt félszigetet alko- A badeni végére egy új, a lokális erózióbázisokhoz iga- tott. A gyengén tagolt, fedett–szemiexhumált elegyengetett zodó miocén poligenetikus felszín jött létre, aminek felszínû félszigeten a szarmatára jellemzõ pedimentációs kialakulásában a trópusi–szubtrópusi mállás meghatározó folyamatok (SCHWEITZER 1993) jelentõs felszínformáló- szerepet játszott. Az oligocén, elsõsorban pedimentációs és dást nem eredményeztek. A pedimentációt igazoló száraz eróziós denudáció (KAISER 1997) a permotriász fedõjének nyarú, mediterrán, szemiarid vonásokat mutató klímára a lehordásában játszott szerepet, az így exhumálódott tró- Dunántúli-középhegység más területein — a korábbi ada- pusi tönkök átformálódása már a meleg-nedves kora– tok mellett (ANDREÁNSZKY 1955, NAGY E. 1992) — középsõ-miocénre tehetõ. Genetikai értelemben tehát etch- néhány újabban átértékelt fúrási rétegsor (pl. Vértesacsa plainrõl van szó, ami azonban kiterjedésében, fennállásá- B–5, B–6) és a szarmata Tinnyei Mészkõ szedimentációs nak idõtartamában nem felel meg teljes mértékben a és diagenetikus jellemzõi is utalnak (PALOTÁS 1995). klasszikus, sensu stricto etchplain fogalomnak, hiszen ezt A szarmata végén a szárazulat területe jelentõsen meg- a tektonikailag nyugodt területen, több millió év alatt nõtt a Káli-medence környezetében, valamint alapvetõen kialakult, nagy kiterjedésû felszínekre használják. A megváltozott az üledékképzõdés jellege is. A partközeli, Dunántúli-középhegység miocén történetének esetében sekélytengeri karbonát-felhalmozódás (Tinnyei Mészkõ) jelenleg nincs egyértelmû adatunk a tartós meleg-nedves megszûnt, sziliciklaszt és márga (Zámori Kavics, Száki

4. ábra. A Káli-medence és környékének geomorfológiai vázlata Pliocén vulkáni formák: 1. — vulkáni szerkezet általában, 2. — salakvulkán maradvány, 3. — kráterkitöltés, lávató maradvány, 4. — diatréma marad- vány, 5. — vulkanittal kitöltött paleovölgy maradvány; Szerkezetmorfológiai elemek: 6. — rétegborda = hogback, 7. — antiklinális völgy = combe, 8. — morfotektonikai vonal (miocén transzpresszió?); Felszínmaradványok: 9. — felsõ-pannóniai üledékkel fedett miocén felszín, 10. — felsõ-pan- nóniai üledékek alól exhumált (a) és szemiexhumált (b) miocén felszín, 11. — badeni–szarmata mészkõvel fedett felszín, 12. — abráziós part nyoma, 13. — posztpannon denudációs medence, 14. — hegylábfelszín maradvány = glacis, 15. — poligenetikus, szétdarabolt (részben kibillent) mio–pliocén felszínmaradvány Figure 4. Geomorphologic sketch of the Kál Basin and its vicinity Pliocene volcanic forms: 1 — volcanic forms in general, 2 — scoria cone remnants, 3 — lava lake/crater filling remnants, 4 — diatreme remnants, 5 — pyroclastic or lava flow remnants; Structural morphologic forms: 6 — hogback, 7 — combe (anticlinal valley), 8 — morphotectonic line (Miocene transpression?); Planation surface remnants: 9 — Miocene surface covered by Upper Miocene (Upper Pannonian), 10a — Miocene surface exhumed from Upper Miocene (Upper Pannonian) cover, 10b — Miocene surface semiexhumed from Upper Miocene (Upper Pannonian), 11 — Surface covered by Badenian–Sarmatian limestone, 12 — Upper Miocene (Upper Pannonian) remnants, 13 — Postpannonian denuded basin, 14 — glacis remnants, 15 — polygenetic, dissected (tilted) Mio–Pliocene planation surface remnants Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei 101

Agyagmárga stb.) összetételû üledék rakódott le a kora- legjellemzõbb szerkezetmorfológiai eleme, a Küszöb orra pannóniai során a Káli-medence környezetében, vagyis a és a Bálint-hegy vonulatai között, a Nyálas-tótól nyugat Tapolcai-medence területén és az Eger-patak völgyében. felé jól kirajzolódó antiklinális-völgy1. A völgyet határoló Az alsó-pannóniai bázisán települõ Zámori Kavics a két hegysoron kifelé dõlõ perm homokkõ között a belsõ bakonyi területrõl érkezõ folyóvizek deltájának tekinthetõ. lejtõkön több helyen felszínre bukkan a fekü Lovasi A döntõ mértékben a bakonyi Csatkai Kavicsból származó Agyagpala mállott anyaga (3. ábra). A völgyben mindenütt kvarc, kvarcit összetételû kavicsanyag és az elterjedés sem (és helyenként a hegyvonulat peremén is több helyen) jól utal arra, hogy Balaton-felvidéki, káli lehordási területrõl kerekített, helyi — Balatonfelvidéki Homokkõ — anyagú, is történt volna anyagszállítás. A fedõjében települõ Száki abráziós kavics található a felszínen (5 ábra, b). Gyakran Agyagmárga szublitorális, nyugodt, medence jellegû lejtõkön kissé áthalmozott helyzetû, de néhány feltárásban környezetben rakódott le. A durva üledékek hiánya a eredeti településben is megtalálható. Az abráziós kavics környezõ szárazulat enyhe denudációjára utal, hiszen a (Diási Formáció) felsõ-pannóniai korára csak a közeli te- partvonal csak néhány kilométerre lehetett a lerakódási te- rületek analógiája alapján következtethetünk. a szar- rülettõl. Mindezek alapján arra lehet következtetni, hogy a mata–badeni abráziós kavicsszinthez (kb. 120–150 m tszf. kora-pannóniai pedimentációs és részben eróziós jellegû Balatonszepezd–Balatonakali környezetében) képest denudáció (KAISER 1997) során jelentõs lepusztulás nem egyértelmûen magasabb térszíni helyzetében más korú, történt sem a Káli-medence területén, sem közvetlen hasonló fáciesû képzõdmény azonban a Balaton- környezetének szárazulati térszínein. felvidéken nem ismert. Elfogadva a kavics késõ-pannóniai A Káli-medence területén ebben az idõszakban a korát, nyilvánvaló, hogy a fekü felszínének a kavics le- miocén agyag részbeni denudációja történt meg, valamint 1 A francia szakirodalom erre külön szakkifejezést használ: combe (pl. feltehetõen ekkor alakult ki a mai morfológiai kép egyik FOUCAULT, RAOULT 1984). 102 CSILLAG GÁBOR

a) b)

c) d)

5. ábra. A felsõ-pannon abrázió nyomai a = Balatonfelvidéki Homokkõre települõ saját anyagú durva kavics Kõvágóörstõl DNy- ra, kb. 160 m tszf-en, b = Nagyméretû abráziós kavics a combe belsejében, a Nyálas-tó mellett, c–d = kimart felszínû durva, helybenmaradt törmelék a Balatonfelvidéki Homok- kõ felszínén Kõvágóörstõl DNy-ra, kb. 160-165 tszf-en, e–f = Abráziós üregek a e) Balatonfelvidéki Homokkõ meredek sziklafalán az Örsi-hegyen kb. 270 m tszf-en Figure 5. Remnants of the Upper Miocene (Upper Pannonian) abrasion: a = coarse gravels of local material overlying the Balatonfelvidék Sandstone, to the SW of Kõvágóörs, at about 160 m asl, b = Abrasional boulder in the combe, near Lake Nyálas, c–d = in situ re-deposited corroded debris upon the surface of the Balatonfelvidék Sandstone to the SW of Kõvágóörs, at about 160–165 m asl, e–f = Abrasional cavities in the walls built up by the Balatonfelvidék Sandstone, in Örsi Hill, at about 270 m asl Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei 103 rakódását megelõzõen kellett kialakulnia, így az antik- illetve az Örsi-hegyen néhány kis méretû abráziós üreg (5. linális völgy kialakulásának kora szarmata–kora-pannó- ábra, e–f). A legjobban kerekített kavicsok a dél felé nézõ niai. lejtõkön fordulnak elõ. Ezen a területen a Kállai Formáció A Keszthelyi-hegység kis területû, legfeljebb néhány hiányzik, a Somlói Formáció finomabb szemcsés homokja km2-es medencéiben, a mélyen benyúló völgyekben le- települ Diási Kavicsra. Ez megfelel a Balaton-felvidékre rakódott csökkent sósvízi, édesvízi fáciesû felsõ-pannó- jellemzõ települési helyzetnek. Feltételezhetõ tehát, hogy a niai Tihanyi és Nagyvázsonyi Formáció, a hegység külsõ, Káli-medence ebben az idõszakban észak — tehát a meredek lejtõin mindenütt elõforduló abráziós jellegû ka- bakonyi lehordási terület, valamint nyugat — a Tapolcai- vicsok ugyancsak egy részben máig megõrzõdött, a késõ- medence nagy kiterjedésû deltája — felé nyitott volt, de pannóniai elõtt kialakult morfológiára utalnak (CSILLAG, dél felé egy szigetsor választotta el a nyílt víztõl (4. ábra). NÁDOR 1997, BENCE et al. 1999a). Ezt erõsíti meg a Káli- Ebben az esetben a különbözõ magasságban található medence környékén, elsõsorban attól keletre, az ún. abráziós kavicsok a vízszint emelkedését, a fokozatos Balatoni Riviéra morfológiája. A lapos, enyhén emelkedõ feltöltõdést jelzik. felszín ugyanis erõs megtöréssel, meredek lejtõvel A másik, nem teljesen kizárható magyarázat, hogy a emelkedik fel a Balaton-felvidéknek a Veszprém–Nagyvá- mai morfológiai helyzetet a posztpannóniai mozgások zsonyi-fennsíkhoz kapcsolódó tetõszintjére (6. ábra). Ezen alakították ki. Ezek nagyságrendjére a Keszthelyi-hegység a meredek lejtõn nem csak a már említett Küszöb orra mutat példát, ahol a Kállai Kavics kovás tömbjei a környezetében, hanem több más területen is (pl. Balaton- Bányafõ-tetõn 430 m körüli magasságban találhatók meg füred, Csopak környéke) megtalálhatók ma is az abráziós (CSILLAG, NÁDOR 1997), ugyanakkor a hegy tövében kavicsok. Ilyen abráziós kavics a Káli-medencében mélyült Várt–1 fúrásban 55 m tszf. magasságban települ a Balatonhenyén, a Csurgó-kút fölötti meredek lejtõn települ Kállai Kavics a szarmata mészkõre. a triász felszínére. A Kõvágóõrs és a balatonrendesi kõbánya közötti A felsõ-pannóniai elöntés során a jelentõsen megnõtt erdõben több helyen megfigyelhetõ, hogy a lapos, alig területû üledékgyûjtõ határai ehhez a domborzathoz iga- néhány fokos lejtésû, gyakorlatilag szálban álló perm zodtak. homokkõbõl álló felszínen az abráziós kavicsok kb. 160 m A Káli-medence területe a Bakony felõl lefutó víz- tszf-ig követhetõek (5. ábra, a). Az e fölötti lapos felszínen folyások által a Dunántúli-középhegység peremén felhal- néhány méter széles sávban gyakoriak a lyukacsos, kimart mozott delta része volt, ahol annak parti áramlásokkal felületû, homokkõ anyagú durva blokkok (5. ábra, c–d). Ez szétterített anyaga rakódott le (Kállai Formáció). A Káli- esetleg egy fosszilis part maradványa lehet, ahol a hul- medence területén a Kállai Formáció anyaga partközeli, lámveréses zóna fölött alakultak ki a mart felületek. Az hullámbázis körüli vízmélységben rakódott le a kõvágóör- Örsi-hegy sziklafalának tetején található üregek feltehetõen si feltárások kivételével, ahol a gyöngykavicsok ennél szintén az egykori sziklás partot jelzõ abráziós formák. sekélyebb vizet, illetve magát a partot jelzik (BABINSZKI et A vízszint emelkedésével a delta képzõdése nem tudott al. 2003). Ugyancsak a felsõ-pannóniai idején már létezõ lépést tartani, a fedõben már a Káli-medencében is a domborzatra mutat Kõvágóörs környékén az Örsi-hegytõl Somlói Formáció települ. A Somlói formációban Diszeltõl a Bálint-hegyig húzódó hegysor, amelyen kb. 160 és 290 délre 1,5 m vastag agyagmárga közbetelepülés található, m közötti magasságban található meg az abráziós kavics, aminek jellege, fáciese azonos a Száki Agyagmárgáéval. Ez a medence (helyi?) kimélyülésére, esetleg további transzgresszióra utal. Külön érdekessége ennek a rétegnek, hogy terepbejárásaink során ebbõl került elõ a Balaton- felvidékrõl jelenleg ismert egyetlen Szõci Mészkõ törmelék. A durva, több, mint 10 cm-es mészkõdarab bizonyítja, hogy ebben az idõben vagy meg volt még az eocén Tapolca–Sáska–Taliándörögd környékén a felszí- nen, vagy pedig a Tapolcai-medence–Káli-medence üledékgyûjtõjének lehordási területe felnyúlt észak felé az eocén mai, Taliándörögd–Szõc–Nyirád környéki elõfor- dulási területéig. A Somlói Formáció fedõjében települõ Nagyvázsonyi Mészkõ édesvízi összlete zárja a pannóniai üledék- képzõdést a Káli-medence területén is. Ez az elöntés a leg- 6. ábra. A „Balatoni Riviéra” pannóniai rétegek alól exhumálódott magasabb tetõk kivételével az egész Káli-medencét — a lenyesett felszíne, háttérben Veszprém–Nagyvázsonyi-fennsíknak az környezõ területekhez hasonlóan — elborította. Ebbõl egykori pannóniai tó partvonalát is jelentõ meredek peremével következõen a Káli-medence és környéke területén a késõ- Figure 6. Truncated surface of the “Balaton Riviere” exhumed from pannóniai pedimentációs és eróziós folyamatoknak csak the overlying Upper Miocene (Pannonian). The steep edge of the Veszprém–Nagyvázsony Plateau in the background indicates the for jelentéktelen, a mai tetõszintekre korlátozódó felmer, Pannonian coast-line színformáló hatása lehetett. 104 CSILLAG GÁBOR

MAGYAR et al. (1999) szerint kb. 8 millió éve lezárult a Pannon-tó üledékképzõdése a Balaton-felvidék déli peremén, ezt követõen megindult az egész középhegységi területen a szárazulati felszínformálódás, ami napjainkig tart.

Késõ-miocén (posztpannóniai)–pliocén– negyedidõszaki felszínformálódás

A késõ-pannóniai üledékképzõdési periódus lezárulását követõen meginduló lepusztulási folyamatok a Balaton-felvidék nagy részén és a Káli-medencében is, elsõsorban a neogén, legnagyobb részben felsõ-pannóniai üledékösszlet lehordásában játszottak-játszanak jelentõs 7. ábra. A Halom-hegy környékének földtani vázlata T = triász képzõdmények; M = felsõ-miocén (felsõ-pannóniai rétegek); szerepet. A felszín alakulását tehát a prepannóniai felszín 3 ßPl = pliocén bazalt; ßaPl = kaolinitesen mállott pliocén bazalt exhumálódása, és nem annak jelentõs átformálódása Figure 7. Geological sketch of Halom Hill and its vicinity határozza meg. ß T = triassic; M3 = Upper Miocene (Upper Pannonian); Pl = Pliocene A Balaton-felvidéki pliocén bazaltvulkanizmus basalt; ßaPl = weathered (kaolinic) basalt lehetõséget nyújt a lepusztulási folyamat két szakaszra osztására. Az elsõ a prevulkáni periódus, a második a A Káli-medence területén Szentbékkálla mellett posztvulkáni szakasz. Ez pontos idõhatárt a terület találunk pliocén völgyhálózat létére utaló jeleket (4. ábra). egészére nem adhat, mivel a vulkanizmus maga is több A község északi végében, az egykori szabadtéri színpadon millió éven keresztül folyt, azonban a vulkáni képzõd- és ennek közelében a felsõ-pannóniai üledékekbe bevágó- ményekkel fedett denudációs felszínek alapján megbecsül- dott, észak–déli irányú völgyben dél felé mozgó vulkano- hetõ a vulkáni mûködést megelõzõ és az azt követõ lepusz- klaszt ár (NÉMETH, MARTIN 1999, NÉMETH, CSILLAG 1999) tulás mértéke (NÉMETH et al. 2001, 2003a, 2003b). kiválóan feltárt rétegsorát tanulmányozhatjuk. A vulkáni rétegek és a fekü pannóniai képzõdmények kontaktusa „Prevulkáni” lepusztulási idõszak 185–190 m körül ismert jelenleg. A közeli Fekete-hegy és Hajagos lejtõin a vulkanitok alatt kb. 300 méter ma- BALOGH et al. (1986) abszolút kormeghatározásai gasságig követhetõ felsõ-pannóniai rétegsor felszínéhez szerint a tihanyi területtõl és néhány kis méretû vulkáni képest tehát a völgy talpa kb. 110 méterrel van ala- roncstól eltekintve (Barnag, Kõhegy; Mencshely, csonyabb helyzetben. A két említett vulkáni roncs kora Ragonya; Zánka, Hegyestû), a Balaton-felvidéki alkáli 3,95–4,08 millió év, illetve 2,92–4,62 millió év (BALOGH bazaltos vulkáni mûködés 5,1–2,7 millió év2 között zajlott et al. 1986), ami azt jelzi, hogy e vulkáni felépítmények is le. A vulkáni területek vulkanológiai és geomorfológiai már egy hosszú lepusztulási periódust követõen települtek értékelése számos, a lepusztulási folyamatok a felsõ-pannóniai képzõdmények lenyesett felszínére. megértéséhez segítõ információt szolgáltatott. Ennek ellenére azonban a hegyeket felépítõ vulkanitok fe- CSILLAG (1991), BUDAI, CSILLAG (1998) szerint a menc- küjében a fiatalabb felsõ-pannóniai formációk (Somlói, shelyi Halom-hegyen a felsõ-pannóniai összlet le-pusztult Nagyvázsonyi) rétegei fordulnak elõ, az idõsebb Kállai felszínére kb. 290 és 340 m közötti magasságban települõ kavicsot csak a morfológiai inverzióval kirajzolódó völgy vulkáni sorozatból egy 290 m-tõl kb. 260 m-ig ereszkedõ, bevágódása tárta fel. Fontos adat azonban a hajagosi 500–600 m hosszú, kb. 150 m széles lávanyelv nyúlik dél bazaltbánya legalsó bazaltszintjének (kb. 300 m tszf.) felé (7. ábra). Ennek a bazalttestnek a különleges alakja a peperites szerkezete, a tumulik megjelenése, ami nedves pannóniai üledékekbe bevágódott völgyet kitöltõ lávafolyás környezetre utal (NÉMETH, CSILLAG 1999, MARTIN, által kialakított morfológiai inverzióval magyarázható. A NEMETH 2000). Ennek alapján a Hajagos esetében Halom-hegyrõl közölt 3,25 és 3,45 millió éves koradatok feltételezhetõ, hogy a vulkáni felépítmény a magasabb, (BALOGH et al. 1986) arra utalnak, hogy a pliocén közepére lenyesett térszínen a völgyek bevágódása elõtt jött létre, a lapos, széles völgy vágódott be a triász alaphegységet a völgyek csak ezt követõen keletkeztek, hiszen környéken 340–350 m tszf-ig befedõ, laza, konszolidálatlan valószínûtlen, hogy az uralkodóan homok összetételû felsõ-pannóniai összletbe. A halom-hegyi lávafolyás 260 m rétegsorban a völgytalpak felett több tíz méterrel nedves körüli mélypontja a völgy esetében 80–90 m vastagságú — térszín, felszínhez közeli talajvízszint alakuljon ki. elsõsorban neogén — összlet erózióját igazolja. A Szentbékkállától északra fekvõ Füzes-tó körüli, máig megõrzõdött salakvulkáni kráter egy kb. 260 m magasság- 2 Az itt megadott, valamint alább következõ korok maximális korok, a K- Ar vizsgálatok jellegébõl következõen a bazaltkõzetek esetében. Jelenleg ban található szintre települ a Fekete-hegy Ny-i oldalában, még nem áll rendelkezésre pontosabb kort adó Ar-Ar vizsgálati ered- ahhoz olyan közel, hogy helyzete csak a Fekete-hegy mény. vulkáni szerkezetének, tefragyûrûjének részleges lepusz- Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei 105 tulásával magyarázható. A salakkúp feltételezhetõen a gyek kialakulása, amelyeket késõbb a láva- és vulkano- szentbékkállai vulkanoklaszt ár forrása volt (NÉMETH, klaszt árak töltöttek ki. MARTIN 1999), az egykori ár anyaga és morfológiája innen A pliocén elsõ felében, a rusciniumi és csarnótai klí- követhetõ dél felé kb. 1,5 km hosszan. Ehhez a 260 maszakasz alatt meleg-nedves éghajlat volt jellemzõ méteres szinthez képest a szentbékkállai völgybevágódás a KRETZOI (1969). A Káli-medencében a kora-pliocénban kb. 175–180 méteres feküszintig 80–85 m értéket ad. nem történt jelentõs lepusztulás, völgybevágódás (lásd A vulkáni mûködés egyes folyamatai É–D-i irányú Hajagos), a völgyekhez köthetõ jelenségek a 3,3 Ma körül zónákhoz kötõdnek. A kékkúti Haraszt-hegy kürtõ-fáciesû folyó halom-hegyi vulkanizmusnál mutathatók ki. Sajnos képzõdményei (NÉMETH et al. 2003b) észak–déli irányú a Füzes-tó kráterébõl nincs koradatunk, de a 4,6 Ma hasadékhoz kötõdnek (BENCE et al. 1990). Geofizikai legidõsebb koradattal bíró Fekete-hegy tövében már egy mérések ugyancsak ezt az irányítottságot igazolták a szent- újabb pedimentációs szintrõl kiinduló völgybevágódásra antalfai Balázs-tetõ kis bazalt-elõfordulása esetében lehet következtetni, ami ennek a völgynek is a kora- (BUDAI, CSILLAG 1998). A domborzatban erõsen kiraj- pliocénnél fiatalabb korára utal. zolódó, keskeny, észak–déli csapású gerincet felépítõ Feltételesen a prevulkáni idõszakhoz kell sorolni a bazaltvulkáni képzõdmény alkotja a mindszentkállai Káli-medence és környékének enyhe kibillenését. A jelen- Köves-hegyet is. leg folyó vizsgálataink arra mutatnak, hogy a Tapolcai- Összefoglalva a Káli-medence és környékének pre- medence pannóniai feküje enyhén (1–1,5°) kibillent vulkáni lepusztulási folyamatait, két szakasz külön- helyzetben van, amit a Káli-medence morfometria- böztethetõ meg. elemzése során is kimutattunk (JORDÁN et al. 2003). A 1. Az üledékképzõdés befejezõdését követõen kialakult bazaltvulkáni felszíneken ezt a kibillenést eddig nem lapos, alig tagolt térszínen a messinai szemiarid klíma mutatták ki, ennek alapján a kibillenést prevulkáni ellenére a pedimentációs folyamatok nem okoztak jelentõs eseménynek tekinthetjük. lepusztítást az enyhe domborzat miatt. A 4–5 Ma közötti vulkáni felépítmények egy kb. 300 m tszf-en kialakult „Posztvulkáni” lepusztulási idõszak hegylábfelszínre települtek. 2. E vulkáni formák részleges lepusztulását követõen, A posztvulkáni idõszakban jelentõs mértékben lepusz- egy kb. 260–290 méteres térszínrõl indult meg azon völ- tultak maguk a vulkáni formák is (1). Ebben az idõszakban

8. ábra. A Fekete-hegy mágneses és gravitációs anomáliáinak térképe A = gravitációs térkép: mgal (miligal), B = földi mágneses térkép nT (nanotesla) Figure 8. Magnetic field and gravity anomaly maps of Fekete Hill A = gravity anomaly map: mgal (miligal); B = magnetic field anomaly map: nT (nanotesla) 106 CSILLAG GÁBOR exhumálódtak a felsõ-pannóniai üledékek alól a 1.3. A Gajos-tetõ (a Boncsos-tetõtõl északkeletre) fõ perm–triász képzõdményeken kialakult elegyengetett fel- tömege az 1.1. alatt leírt fekete, tömött és hólyagos bazalt- színek (2). A Káli-medencében, a Tapolcai-medencében, ból áll. Északkeleti részén azonban egy salakvulkáni gyûrû valamint a „Balatoni Riviéra” „gyökerében” (a meredek maradványa is kimutatható a felszínt fedõ vörös, salakos lejtõk tövében) a teljes lehordódásból még kimaradt bazalt málladéka és a helyenként a felszínt sûrûn borító felsõ-pannóniai képzõdményeken glacis-k alakultak ki lapilli, durva vulkáni blokkok és a nagyszámú orsóbomba- (3). Több lép-csõben létrejött a mai völgyhálózat, töredék alapján. A területre egyértelmû negatív gravitációs hordalékkúpok halmozódtak fel a völgyek elõtt, helyen- anomália jellemzõ, ami feltehetõen rendkívül porózus, ként több szintben (4). A posztvulkáni periódusban érte el robbanásos mûködéshez kapcsolódó kõzetanyaggal a völgybevágódás azt a szintet, aminek eredményeként kitöltött kürtõ jelenlétével magyarázható. kialakulhattak a Veszprémi Márga elterjedésével konkor- 1.4. A Fekete-hegy vulkáni komplexumának a Gajos- dáns ún. „márga-medencék” (Monoszlói-, Balatoncsi- tetõtõl északkeletre fekvõ területérõl (Kettõs-tó–Kálomis- csói-medence stb.) (5). tó–Király-kõ) viszonylag keveset tudunk. Az északi perem 1. A Káli-medence környéki alkáli bazalt vulkanizmus piroklasztit feltárásai, a kapolcsi Kpt–1 fúrás rétegsora és elsõdleges formáinak csak roncsai õrzõdtek meg a lepusz- a kimutatott geofizikai anomáliák arra utalnak, hogy tulási folyamatok eredményeként. Nagy negatív gravitá- legalább egy kitörési központ ezen a területen is volt, amit ciós anomáliát okozó freatomagmás mûködéssel indult az újabb vulkanológiai vizsgálatok is megerõsítenek meg a legtöbb nagyobb vulkáni felépítmény kialakulása (MARTIN et al. 2002). (NÉMETH et al. 1997). Ezek közül a legnagyobb kiterjedésû A Füzes-tó korábban ismertetett krátere a legkevésbé a Fekete-hegy vulkáni komplexuma. A mágneses és gravi- lepusztult elsõdleges vulkáni formamaradvány a Káli-me- tációs anomáliák eloszlása (8. ábra), valamint a dence, de talán az egész Balaton-felvidék területén. A nagy piroklasztit üledékek jellege és település viszonyai alapján méretû (1 m-t is elérõ) és a gyakran peridotit zárvány (MARTIN et al. 2002) több kitörési központ feltételezhetõ a anyagú bélelt bombák jelenléte feltétlenül az egykori kráter kb. 15 km2-es területen: közelségét jelzi, ami a zárt gyûrûformával együtt a hegy 1.1. A déli (Vaskapu-völgy–Bocskorkúti-völgy– elsõdleges vulkáni formamaradvány jellegét igazolja. Monostori-tó) területen a völgyek feltárják a freatomag- A Káli-medence további vulkáni maradványai közül a más sorozat anyagát is. Az egykori tufagyûrû teljesen le- Sátorma viszonylag egyszerû, de sajnos kevéssé ismert pusztult, a gyûrû belsejét kitöltõ lávatavak, lávafolyások bazaltvulkán-maradvány. A gravitációs-anomália egy- anyaga alkotja a hegy mai peremét. Kõfolyások, suvadá- értelmûen kimutatható alatta, de piroklasztit elõfordulás sok, omlások figyelhetõk meg ezeken a lejtõkön (CSILLAG csak északi tövében ismert. Mai formája több nagy tömegû 1999b). Az egykori tufagyûrû belsõ oldalának közelsége, csuszamlás során alakult ki, nem csak az Eger-völgy felé vagyis az egykori kráterperem nyoma csak a köveskáli nézõ oldalán (CSILLAG 1999b), hanem a Káli-medence felé Vaskapu-völgyben ismerhetõ fel. Itt a völgybevágódás egy nézõ lejtõin is. lávafolyás frontjának kissé kaotikus, gyüredezett A Hajagost uralkodóan lávakõzetek építik fel, vulka- szerkezetet mutató maradványát tárja fel (CSILLAG et al. noklasztitot csak északi tövében ismerünk (NÉMETH, 1998). A fennsíkon gyakoriak a kis medencék, CSILLAG 1999). Innen délre egy meredeken kiemelkedõ, kiemelkedések. Ez utóbbiak felszínét helyben maradt, észak–déli irányban hosszan elnyúló keskeny bazaltgerinc vagy alig áthalmozott bazalttörmelék fedi. Ezek között követhetõ a Köves-hegytõl a Bács-hegyi szõlõkig. Ez eset- rendkívül gyakoriak az elnyújtott formájú hólyagüreges leg egy észak–déli irányú bazalttelér lehet, de elképzel- kõzetek, valamint a kissé salakos, de a stromboli-jellegû hetõ, hogy itt is lávafolyással kitöltött paleovölgy marad- lávasalaknál sokkal tömörebb, fekete bazalt-törmelék da- ványnak geomorfológiai inverziójáról van szó. rabok. A törmelékanyag esetleg egykori lávafolyások ma- A mindszentkállai Kopasz-hegyet a Fekete-hegyhez radványára utalhat. A geofizikai térkép a Vaskapu-völgy és hasonló, bonyolult, több kitörési centrumú felépítés a Monostori-tó közötti területen mutat pozitív mágneses jellemzi a piroklasztit, salakos bazalt és lávabazaltok elter- anomáliát, ami nagyobb tömegû lávakõzettel kitöltött jedése alapján, de sem a gravitációs, sem a mágneses krátert jelenthet. térképek nem mutatnak az utóbbiéhoz hasonlítható méretû 1.2. A Fekete-hegy 330–360 m-es felszínébõl közel 90 anomáliákat. m-rel emelkedik ki a Boncsos-tetõ stromboli-típusú A Káli-medencében és környékén számos, erõsen le- salakvulkáni kúpjának maradványa (NÉMETH, CSILLAG pusztult kürtõroncs található (NÉMETH et al. 2003a): a 1999, MARTIN et al. 2002). A területre erõs negatív gra- mindszentkállai Kereki-domb, a kékkúti Harasztos keleti vitációs és pozitív mágneses anomália jellemzõ. A tetõ dombja, a kõvágõrsi Kis-Hegyestû, a zánkai Vár-hegy. északi lejtõjén feltárt salakvulkáni rétegek települési Feltehetõen idesorolható a káptalantóti Sabar és a helyzete és jellege (35–45°-os, délies dõlés, szemcsevázú, köveskáli kis piroklasztit elõfordulás is. durva blokkokból álló rétegek) kráterbelseji fáciest jelez. 2. A Káli-medence jelentõs része ebben az idõszakban A dõlés alapján a mai Boncsos-tetõ ennek az egykori exhumálódott a felsõ-pannóniai üledékek alól. A folyamat salakkúpnak a déli részét alkotta, az egykori vulkáni kúp é- máig sem zárult le, helyenként ma is fedett, szemi- szaki fele teljesen lepusztult. exhumált helyzetben vannak az idõsebb felszínek a Kállai Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei 107

Kavics alatt. Hasonló folyamat játszódott, játszódik le az részletes földtani felvétel a számos medence egyikében ún. Balatoni Riviérán is. A Balaton és a Veszprém–Nagy- sem mutatott ki felsõ-pannóniai üledéket — szemben a vázsonyi-fennsík meredek lejtõjének alja között alig Rezi-, Káli-medencékkel, az ún. Nagyvázsonyi-lagúnával néhány völgy vágódott be az exhumált idõs felszínbe (pl. stb. — valószínûsíti, hogy a medencék a plio-pleisztocén Csorszai-völgy Szentantalfa és Tagyon között). folyamán alakultak csak ki. 3. A legtöbb, viszonylag kis kiterjedésû glacis a A Káli-medence kõtengereinek jelenlegi felszíne felte- vulkáni hegyek alatt megõrzõdött pannóniai képzõd- hetõen csak a holocénben alakult ki. A kovásodott töm- ményeken alakult ki. A legmagasabb helyzetû bökön látható egyes mélyedések, üregek gyökér- posztvulkáni denudációs felszínhez kapcsolódó képzõd- nyomokként értelmezhetõk. A talajtakaró lepusztulását mények maradványai Balatonhenyétõl Ny-ra, 280–330 követõen alakultak ki a tömbök felszínén a szélmarásos m tszf. között települnek a Fekete-hegy oldalában formák: sekély szélbarázdák, erõsen lecsiszolt, sima, (GYÕRFFY 1957). A meredek lejtõn több méter vastag mázas felszínek. forrásmészkõ települ 330 m körüli magasságban. Az Részben az eolikus hatásokat megelõzõen, egyidõben, alatta, 280 méteren lévõ kis hegyláblépcsõ felszínén részben azt követõen jelentek meg a sziklafelszíneken az gyakoriak a laminált édesvízi mészkõ törmelékdarabok. ún. madáritatók, amelyeknek a kialakulása a kõzetfelszín A két szint közötti 50 méteres szintkülönbség részben mélyedéseiben összegyûlõ csapadékvíz, az akkumulálódó utólagos tömegmozgásokkal is magyarázható, ami a szervesanyagok és egyes zúzmó (és moha) fajok mállasztó Fekete-hegy környezõ szakaszain igen gyakori. A hatásával magyarázható, a kimélyülés folyamata ma is tart. legszebb hegylábfelszín-maradványok a Hajagos nyu- A Káli-medence délnyugati peremét alkotó Örsi-hegy gati lejtõjén, két szintben õrzõdtek meg. Mindkét szint és környékének kis vetõkkel szétdarabolt, lapos tetõkkel felszínét durva bazalttörmelék védte meg a lepusz- jellemezhetõ szerkezete is feltehetõen a posztpannóniai tulástól. A felsõ hegylábfelszín 220 méteren, az alsó — idõszakban alakult ki, de pontosabb meghatározáshoz a Kálvária-dombon — 180 méteren található. Megfelelõ jelenleg semmilyen adattal nem rendelkezünk. morfológiai helyzetben a Veszprémi Márga felszínén A posztpannóniai idõszakban két szakaszra osztható ugyancsak glacis alakult ki. A Káli-medence keleti intenzív lepusztulási folyamatok eredményeként a Káli- határa egy ilyen hegylábfelszínen húzható meg Balaton- medence és környéke területérõl a felsõ-pannóniai összlet henye és Monoszló között a Tói-hegy DNy-i lejtõje alatt. nagyobb része lekopott. A lepusztulás maximális mértéke a Ugyancsak ehhez a pedimentációs–eróziós idõszak- pannóniai formációk õsföldrajzi-, fácies- és vastagság-vi- hoz kapcsolódhat a Káli-medence kõtengereinek szonyait figyelembe véve 200–300 méterre becsülhetõ, kialakulása. BENCE et al. (1999b) szerint feltételezhetõ, noha az eltelt idõszak hosszúsága és átlagos lepusztulási ráta hogy a kovásodási folyamat a Párizsi-medence hasonló alapján potenciális 700–900 méter vastag rétegsor denudá- képzõdményeivel azonos módon zajlott le. THIRY, ciója is feltételezhetõ lenne (NÉMETH et al. 2001, 2003b). BERTRAND-AYRAULT (1988), THIRY, MARÉCHAL (2001) a kovásodás folyamatát a területen folyó völgyképzõdés- hez és a völgytalpak felé lejtõ talajvíztükörhöz kapcso- Összefoglalás lódó geokémiai folyamatokhoz kötik. 4. A „Balatoni Riviérán” — a Veszprém–Nagyvá- A Káli-medence és környéke poligenetikus felszíne a zsonyi-fennsík peremébe helyenként kanyonszerûen, perm idõszaktól napjainkig több fejlõdési szakaszban mélyen bevágódott völgyek elõtt — hordalékkúp-rend- alakult ki. szerek alakultak ki az alaphegységi felszínen, helyenként 1. A felsõ-perm összlet lerakódását megelõzõ mállási kevés pannóniai üledéket is megõrizve (BUDAI, CSILLAG periódus során 10–40 m-es málladékösszlet képzõdött, 1998). Az egyik legjellegzetesebb ilyen völgy a Balaton- amelynek egyes szakaszai a késõ-miocén során kerültek akalitól északkeletre található Horog-völgy (CSILLAG mai, szemiexhumált helyzetükbe. Ezek az elõfordulások 1999b). Magyarország legidõsebb, a mai térszínre került el- A tisztán denudációs eredetû ún. márga-medencék a egyengetett felszínmaradványai. Veszprémi Márga Formáció több száz méter vastag agyag- 2. A permotriász sorozaton belül csak a késõ-karni márga–márga–mészmárga rétegsorán alakultak ki. A kon- során történt — geomorfológiai értelemben kisebb jelen- kordáns morfológia kialakulását meghatározta, hogy a tõségû — denudáció. márgaösszlet a lepusztulásnak sokkal jobban ellenálló fekü 3. A kréta–középsõ-eocén etchplainek jelentõs mérték- (Füredi Mészkõ – Megyehegyi Dolomit) és fedõ ben eltüntették a morfológiában az eoalpi szerkezeti (Sándorhegyi F. – Fõdolomit F.) közötti helyzetben került mozgások hatására kialakult vertikális szintkülönbségeket. a felszínre több kilométer hosszan. A medencéket két A késõbbi denudációs folyamatok eredményként azonban részre osztja a márgába települõ, 10–20 m vastag Nosztori ezek a felszínek teljesen átformálódtak, a mai mor- Mészkõ rétegbordája (hogback). Ezekben a medencékben, fológiában nem jelennek meg, feltehetõen a badeni üledék ellentétben a Káli-medencével, sehol nincs pannóniai alatt, eltemetett helyzetben õrzõdhettek meg. üledék, ami önmagában természetesen nem bizonyíték a 4. Az oligocén pedimentációs, eróziós folyamatok a medencék fiatalabb korára. Azonban az a tény, hogy a permotriász fedõjének letakarításában, a korábban 108 CSILLAG GÁBOR kialakult etchplainek denudációjában játszottak szerepet, a miocén–pliocén, „prevulkáni” lepusztulási idõszak során a kora–középsõ-miocénben, trópusi–szubtrópusi mállás pannóniai összletbe vágódtak be észak–déli lefutású völ- során egy új felszín alakult ki, amit neoalpi szerkezeti gyek. mozgások részben azonnal feldaraboltak. Ez a felszín 8. A posztvulkáni idõszakban jelentõs mértékben le- kiterjedésében, fennállásának idõtartamában nem felel pusztultak maguk a vulkáni formák is, exhumálódtak a meg a s. str. etchplain fogalmának. felsõ-pannóniai üledékek alól az elegyengetett felszínek. A 5. A szarmata–kora-pannóniai során a Káli-medence felsõ-pannóniai képzõdményeken glacis-k jöttek létre. gyengén tagolt félszigetként nyúlt be az üledékgyûjtõbe, Kialakult a mai völgyhálózat, esetenként több szintben- jelentõs felszínformálódásra sem szedimentológiai, sem hordalékkúpok képzõdtek. morfológiai jelek nem utalnak. A Nyálas-tó környéki combe kialakulása tehetõ csak a felsõ-pannóniai üledékképzõdést közvetlenül megelõzõ periódusra. Köszönetnyilvánítás 6. A késõ-pannóniai elöntés fokozatosan borította el a tagolt térszínt, csak a legmagasabb tetõszintek maradtak a A munka a T.32866 számú OTKA kutatási téma támo- vízszint fölött, jelentõs lepusztulás nem történt. gatásával készült. Köszönöm dr. Németh Károlynak a 7. A 4–5 Ma közötti vulkáni felépítmények egy kb. 300 terepbejárások és a kézirat elolvasása után adott értékes m tszf-en kialakult hegylábfelszínre települtek. A késõ- észrevételeit, dr. Kaiser Miklósnak lektori munkáját.

Irodalom — References

ANDREÁNSZKY G. 1955: A hazai fiatalabb harmadidõszaki flórák BUDAI, T. and HAAS, J. 1997: Triassic sequence stratigraphy of éghajlata. — In: ANDREÁNSZKY G., S. KOVÁCS É. (szerk.): A the Balaton Highland, Hungary. — Acta Geologica hazai fiatalabb harmadidõszaki flórák tagolódása és Hungarica 40 (3), pp. 307–335. ökológiája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G., DUDKO A. 1999b: 44 (1) pp. 88–107. Fejlõdéstörténet. — In: BUDAI T., CSILLAG G. (szerk.): A BABINSZKI E., SZTANÓ O., MAGYARI Á. 2003: Epizodikus Balaton-felvidék földtana. Geology of the Balaton Highland. üledékképzõdés a Pannon-tó Kállai öblében: a Kállai Homok A Magyar Állami Földtani Intézet 197. Alkalmi Kiadványa nyomfosszíliái és szedimentológiai bélyegei. — Földtani pp. 145–150. Közlöny 133 (3), pp. 363–382. BUDAI T., CSILLAG G., DUDKO A., KOLOSZÁR L. 1999: A Balaton- BALOGH, K., ÁRVA-SÓS, E., PÉCSKAY, Z. and RAVASZ-BARANYAI, L. felvidék földtani térképe. Geological map of the Balaton 1986: K/Ar dating of post-Sarmatian alkali basaltic rocks in Highland M=1:50 000. — A Magyar Állami Földtani Intézet Hungary. — Acta Mineralogica et Petrographica 28, pp. 5–94. Kiadványa BENCE G., BUDAI T. 1987: A Tapolcai medence és a Balaton BULLA B. 1958: Néhány megjegyzés a tönkfelszínek felvidék partszegélyi szarmata képzõdményei. — A Magyar kialakulásának kérdésében. Bemerkungen zur frage der Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1985, pp. 249–260. Entstehung von Rumpfflächen. — Földrajzi Értesítõ 7 (3), BENCE G., BIHARI D., LANTOS M. 1990: Bazaltvulkáni kürtõk pp. 257–274. kimutatása mágneses módszerrel a Balaton-felvidéken. — A BULLA B. 1962: Magyarország természeti földrajza. — Tankönyv Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1988 (I), pp. Kiadó, Budapest, 423 p. 363–369. CSÁSZÁR G., CSEREKLEI E., GYALOG L 1985: A Bakony hegység BENCE G., BUDAI T., CSILLAG G. 1999a: Elõtéri medencék. — In: fedett földtani térképe M=1:50 000 — A Magyar Állami BUDAI T., CSILLAG G. (szerk.): A Balaton-felvidék földtana. Földtani Intézet Kiadványa Geology of the Balaton Highland. A Magyar Állami Földtani CSILLAG G. 1991: Mencshely környékének földtani felépítése. — Intézet 197. Alkalmi Kiadványa pp. 106–111. Kézirat (egyetemi doktori értekezés). Országos Földtani és BENCE G., BUDAI T., CSILLAG G., SELMECZI I. 1999b: Prepannóniai Geofizikai Adattár, Budapest. miocén. — In: BUDAI T., CSILLAG G. (szerk.): A Balaton- CSILLAG G. 1999a: Platform karbonátok. — In: In: BUDAI T., felvidék földtana. Geology of the Balaton Highland. A Magyar CSILLAG G. (szerk.): A Balaton-felvidék földtana. Geology of Állami Földtani Intézet 197. Alkalmi Kiadványa pp. 93–106. the Balaton Highland. A Magyar Állami Földtani Intézet 197. BUDAI T. 1999a: Sekélytengeri karbonátok. — In: BUDAI T., Alkalmi Kiadványa pp. 76–87. CSILLAG G. (szerk.): A Balaton-felvidék földtana. Geology of CSILLAG G. 1999b: Kvarter. — In: BUDAI T., CSILLAG G. (szerk.): the Balaton Highland. A Magyar Állami Földtani Intézet 197. A Balaton-felvidék földtana. Geology of the Balaton Alkalmi Kiadványa pp. 45–54. Highland. A Magyar Állami Földtani Intézet 197. Alkalmi BUDAI T., CSILLAG G. 1998: A Balaton-felvidék középsõ részének Kiadványa pp. 123–132. földtana. — A Bakony természettudományi kutatásának ered- CSILLAG, G., NÁDOR, A. 1997: Multi-phase geomorphological ményei 22, 118 p. evolution of the Keszthely Mountain, SW Transdanubia and BUDAI T., CSILLAG G. (szerk.) 1999: A Balaton-felvidék földtana. its relation to the karstic recharge of the Hévíz lake. — Geology of the Balaton Highland. — A Magyar Állami Zeitschrift für Geomorphologie Suppl. Band. 110, pp. Földtani Intézet 197. Alkalmi Kiadványa 257 p. 15–26. Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei 109

CSILLAG G., GONDÁRNÉ SÕREGI K., KOLOSZÁR L. 1994a: A föld- Vulkaneifel, Germany, Terra Nostra, Potsdam 2000 (6), pp. tani felépítés meghatározó szerepe a Káli-medence felszín 318–329. alatti vízrendszerében. — A Kárpát-medence vízkészlete és MARTIN, U, NÉMETH, K, AUER, A, BREITKREUZ, C, CSILLAG, G. vízi környezetvédelme kongresszus, Eger, pp. 136–156. 2002: Depositional record of a Pliocene nested multivent CSILLAG G., GONDÁRNÉ SÕREGI K., KOLOSZÁR L. 1994b: A Káli- maar complex at Fekete-hegy, Pannonian Basin, Western medence környezetállapota. — Kézirat, Országos Földtani és Hungary. — Proceedings of the XVIIth Congress of Geofizikai Adattár, Budapest. Carpatian–Balkan Geological Association, Bratislava, CSILLAG G., GONDÁRNÉ SÕREGI K., KISS J., KOLOSZÁR L., September 1–4, 2002, Geologica Carpatica vol. 53, special SZEILER R., TULLNER T., VÉRTESSY L. 1998: Földtani ter- issue, electronical form of accepted papers. mészetvédelem: módszertani vizsgálatok a Káli- MINDSZENTY A., CSOMA A., TÖRÖK Á., HIPS K., HERTELENDI E. medencében. — Földtani Kutatás 35 (2), pp. 9–18. 2001: Flexura jellegû elõtéri deformációhoz köthetõ karszt- FÜLÖP J. 1990: Magyarország geológiája. Paleozoikum I. — A bauxitszintek a Dunántúli-középhegységben. Rudistid Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 325 p. limesones, bauxites, paleokarst and geodynamics. The case GYALOG L., CSÁSZÁR G. 1990: A Bakony hegység fedetlen föld- of the Cretaceusof the Transdanubian Range. — Földtani tani térképe M=1:50 000 — A Magyar Állami Földtani Közlöny 131 (1–2), pp. 107–152. Intézet Kiadványa NAGY E. 1992: Magyarország neogén sporomorpháinak GYÕRFFY D. 1957: Geomorfológiai tanulmányok a Káli- értékelése. A comprehensiv study of Neogene sporomorphs medencében. — Földrajzi Értesítõ 6 (3), pp. 265–302. in Hungary. — Geologica Hungarica series Palalaeonto- JASKÓ S. 1984: Neogén hegységmozgás és letarolódás a logica 53, 379 p. Dunántúli-középhegység délkeleti peremén. — A Magyar NAGY, ZS. R. 1999: Platform-basin transition and depositional Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1982. évrõl pp. models for the Upper Triassic (Carnian) Sándorhegy 185–201. Limestone, Balaton Highland, Hungary. — Acta Geologica JORDAN, GY., CSILLAG, G., QVARFORT, U. and SZUCS, A. 2003: Hungarica 42 (3), pp. 267–299. Application of digital terrain modelling and GIS methods for NAGYMAROSI A. 1980: A magyarországi badenien korrelációja the morphotectonic investigation of Kali Basin, Hungary. — nannoplankton alapján. — Földtani Közlöny 110, 206–245. Zeitschrift für Geomorphologie 47 (2), pp. 145–169. NÉMETH, K. and MARTIN, U. 1999: Small-volume volcanoclastic JUHÁSZ Á. 1986: Természeti adottságok és erõforrások. — In flow deposits related to phreatomagmatic explosive eruptive ÁDÁM L., MAROSI S., SZILÁRD J. (szerk.): A Dunántúli- centres near Szentbékkálla, Bakony-Balaton Highland középhegység. Magyarország Tájföldrajza 5. Akadémiai Volcanic Field, Hungary: Pyroclastic or hydroclastic flow? Kiadó, Budapest, 500 p. Freatomagmás kitörési centrumokhoz kapcsolódó vulkano- JUHÁSZ Á. 1988: A Bakony kutatásának eredményei temetatikus klaszt árüledékek Szentbékkálláról (Bakony–Balaton- térképsorozaton. — Földrajzi Értesítõ 37 (1–4), pp. felvidéki vulkáni terület): piroklaszt, vagy hidroklaszt ár? — 235–236. Földtani Közlöny 129 (3), pp. 393–417. KAISER M. 1997: A geomorphic evolution of the Transdanubian NÉMETH, K., CSILLAG, G. and KISS, J. 1997: Strombolian and Mountains, Hungary. — Zeitschrift für Geomorphologie Phreatomagmatic Deposits of Western Part of Balaton Suppl. Bd. 110, pp. 1–14. Highland Volcanic Field, Central Pannonian Basin, Hungary: KOLOSZÁR L. 1988: A Káli-medence és környékének földtani Complex Interaction between External Water, Wet felépítése. — Kézirat (egyetemi doktori értekezés). Országos Unconsolited Sediments and Rising Basaltic Magma. — Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. EUG 9, Strasbourg, France, pp. 195–196. KORPÁS L. 1981: A Dunántúli-középhegység oligocén-alsó- NÉMETH, K., MARTIN, U. and CSILLAG, G. 2001: Erosion calcu- miocén képzõdményei. Oligocene–Lower Miocene forma- lations on Pliocene monogenetic volcanoes of the Bakony- tions of the Transdanubian Central Mountains in Hungary. Balaton Highland (Pannonian Basin, Hungary). — Stephan — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 64, p. 140. Mueller Topical Conference of the European Geophysical KRETZOI M. 1969: A magyarországi quarter és pliocén biosztrati- Society, Quantitativ neotectonics and seismic hazard gráfiuájának vázlata. Sketch of the Late Cenozoic (Pliocene assessment: New integrated approaches for environmental and Quaternary) terrestrial stratigraphy of Hungary. — management. Balatonfüred, Hungary, September 22–26, Földrajzi Közlemények 17(93) (3), pp. 198–204. 2001., p. 11. MAGYAR, I., GEARY, D., H. and MÜLLER, P. 1999: NÉMETH K., MARTIN, U., CSILLAG G. 2003a: Lepusztult kürtõ- Paleogeographic evolution of the Late Miocene Lake Pannon kitöltés-roncsok (alsó diatrémák) a Bakony–Balaton-felvidék in Central Europe. — Palaeogeography, Palaeoclimatology, Vulkáni Területen. Eroded lower diatreme structures from the Palaeoecology 147, pp. 151–167. Bakony–Balaton Highland Volcanic Field, Transdanubian MAJOROS, GY. 1983: Lithostratigraphy of the Permian Range, Hungary. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Formations of the Transdanubian Central Mountains. — Acta Jelentése 2000-2001, pp. 83–100. Geologica Hungarica 26 (1–2), pp. 7–20. NÉMETH, K., MARTIN, U. and CSILLAG, G. 2003b: Calculation of MAROSI S. 1988: Regionális tájföldrajz. — In: ÁDÁM L., MAROSI Erosion Rates Based on Remnants of Monogenetic Alkaline S., SZILÁRD J. (szerk.): A Dunántúli-középhegység. Basaltic Volcanoes in the Bakony–Balaton Highland Magyarország Tájföldrajza 6. — Akadémiai Kiadó, Budapest Volcanic Field (Western Hungary) of the Mio/Pliocene Age. p. 1–494. — GeoLines 15, Hibsch 2002 Symposium, Tepla near MARTIN, U. and NEMETH, K. 2000: Peperite structures from the Trebenice, Usti nad Labem, Marianske Lazne Czech Bakony-Balaton Highland Volcanic Field (Pannonian Basin, Republic June 3-8 2002, pp. 102–106. Hungary): Examples from the Hajagos-hegy. — Proceedings PALOTÁS, K. 1995: Diagenesis of a Late Miocene Barrier Island, for the 1st International Maar Conference, Daun, Hungary. — Poster at the 10th Bathurst Meeting of 110 CSILLAG GÁBOR

Carbonate Sedimentologists, London, England, 2–5 July, implications for Miocene paleoklimate. — Palaeogeography, 1995 Abstract, Abstract volume for Talks and Posters,p. 36. Palaeoclimatology, Palaeoecology 129 pp. 37–50. PÉCSI M. 1969: A Balaton tágabb környezetének geomorfológiai SCHWEITZER F. 1993: Domborzatformálódás a Pannóniai- térképe. Kísérlet Magyarország áttekintõ (1:300 000-es) geo- medence belsejében a fiatal újkorban és a negyedidõszak morfológiai falitérképének elkészítéséhez. — Földrajzi határán. — Kézirat (Akadémiai doktori értekezés), 125 p. Közlemények 17 (2), 101–126. THIRY, M. and BERTRAND-AYRAULT, M. 1988: Les gres de PÉCSI M. 1988: Geomorfológiai szintek kora a Magyar-középhegy- Fontainebleau: Genese par écoulement de nappes phréatiques ségben. — Földrajzi Közlemények 6(112) (1–2), pp. 21–41. lors de l entaille des vallées durant le plio-quaternaire et des PÉCSI, M. 1998: Evolution of surfaces of planation: Exemple of phénomenes connexes. — Bulletin d’ information des géo- the Transdanubian Mountains, Western Hungary. — logues du Bassin de Paris 25 (4), pp. 25–40. Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria 21. pp. 61–69. THIRY, M. and MARÉCHAL B. 2001: Development of tightly SCHOLZ G. 1970: A visegrádi Fekete-hegy tortonai korall fauná- cemented sandstone lenses in uncemented sand: example of ja. — Földtani Közlöny 100, pp. 102–106. the Fontainebleau Sand (Oligocene) in the Paris basin. — SCHWARTZ, T. 1997: Lateritic bauxite in central Germany and Journal of Sedimentary Research 71 (3), pp. 473–483. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 111–128.

Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel Late Quaternary neotectonic investigation in the Somogy Hills (SW Hungary) in combination with micro- and morphotectonical field approach

MAGYARI ÁRPÁD1, MUSITZ BALÁZS1, CSONTOS LÁSZLÓ2, BRIGITTE VAN VLIET-LAONE3 ÉS UNGER ZOLTÁN1

1 Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14. 2 Eötvös Lóránd Tudományegyetem, Általános és Történeti Földtani Tanszék, 1114 Budapest, Pázmány sétány 1/C 3 CNRS, Sédimentologie and Géodynamique, Université des Sciences et Techniques de Lille, 59655 Villeneuve d’Asq cedex, France

Tárgyszavak: negyedidõszak, Magyarország, Dél-Dunántúl, Keywords: Quaternary, Hungary, Southern Transdanubia, neotektonika, kompresszió, feszültségterek, vetõk, szeizmo-tek- neotectonics, compression, stress fields, faults, coseismic tonikus folyamatok processes Összefoglalás Abstract A Somogyi-dombság a Balatontól délre elhelyezkedõ, The Somogy Hills is a slightly hilly area elevated by 200–300 méteres tengerszint feletti magasságú dombvidék. 200–300 metres above the sea level, are located immediately Területének 90%-át negyedidõszaki üledékek borítják, bár jól south of Lake Balaton, Hungary. 90% of it is covered by tagolt morfológiája ellenére feltárásaik meglehetõsen ritkák. Két Quaternary formations, but outcrops are relatively scarce, in jól elkülöníthetõ, markáns — ÉÉNy–DDK-i csapású sugár- és spite of the well developed dissected morphology. It has two well KÉK–NyDNy-i hosszanti-irányú — völgyrendszerének kiala- defined valley systems. 1st.: few tens of kilometres long and kulása a mai napig is megoldatlan a területtel foglalkozó szakem- nearly paralell “transversal” valleys with N–S to NNW– berek számára. SSE direction. 2nd.: “longitudinal” valleys of NE–SW – E–W A kérdés tanulmányozására a legerõteljesebb morfológiájú strike. területen, Külsõ-Somogyban terepi mikrotektonikai, szedimen- We analysed Quaternary and directly underlying Late tológiai, morfotektonikai vizsgálatokat és digitális terepmodell- Miocene (Pannonian) outcrops by structural, tectono-morpho- elemzéseket végeztünk. logical and sedimentological methods to quantify the main fault A közel harminc helyszínen végzett mikrotektonikai mérések directions, to separate mass movements from faulting and fold- során mind a pannóniai, mind a negyedidõszaki üledékekben — ing and to separate earthquake-induced sediment deformations utóbbiakban a lejtõmozgásból eredõ elválások kizárásával — from other (e.g. periglacial) effects. végeztünk méréseket. Ezek — fõleg Mohr-párok, kisebb részben Quaternary outcrops showed several consistent directions of vetõkarcos felületek elemzése — alapján három késõ-negye- faulting, and co-depositional seismic activity (seismites). Three didõszaki és egy prekvarter–pannon fázist sikerült kimutatni. different Mohr-sets of faults could be differentiated in A szedimentológiai vizsgálatokat a lejtõmozgások és az atek- Quaternary sediments. In Pannonian outcrops four different sets tonikus jelenségeknek a tektonikus vetõktõl és redõktõl való were separated, three of which are common to Quaternary ones. elkülönítésére, illetve a korábbi irodalomban oly gyakran emle- The three sets are considered Late Quaternary since all cut young getett periglaciális formáknak a szeizmotektonikus eredetûektõl loess sections and have morphological expressions. való megkülönböztetésére használtuk. On the basis of the microtectonical measurements and mor- Mikrotektonikai vizsgálatok során, a feltárásokból a törések relatív sorrendje nem volt megállapítható, azonban terepi morphotectonical investigations the following sequence of events fotektonikai és digitális terepmodell-elemzések alapján az alábbi can be supposed: lehetséges sorrendet és domborzati megfelelõjüket sikerült 1. ENE–WSW Late Pleistocene compression with NNW– meghatároznunk: SSE striking folds. Morphologically it corresponds to the trans- 1. KÉK–NyDNy-i irányú kompresszió, késõ-pleisztocén, versal valley system. jellemzõ szerkezetei a gyûrõdések. Domborzati megfelelõi az 2. NNW–SSE Late Pleistocene compression. Morphologi- ÉÉNy–DDK – ÉNy–DK-i sugárirányú völgyek és hátságok. cally it corresponds to the longitudinal valley system with over- 2. ÉÉNy–DDK-i irányú kompresszió, késõ-pleisztocén, thrusting along the valleys. jellemzõ szerkezete a hosszanti völgyek menti (Jaba-, Kis- 3. NW–SE Late Pleistocene – Holocene compression. In the Koppány-, Koppány-völgye) lapos áttolódások. transversal valleys NNE–SSW striking en echelon folds, normal 3. ÉNy–DK-i irányú kompresszió, késõ-pleisztocén– and Riedel faults can be deceted. Both affected the present day holocén, amely a mai napig is aktív. Terepi megfelelõi surface. Riedel faults can be seen as renewed small valleys open- ÉÉK–DDNy-i csapású kulisszás redõsorozatok a sugárirányú ing since the last decade untill present. On the basis of the fault 112 MAGYARI ÁRPÁD et al. völgyek közepén, illetve a hátak mentén, azok irányát részben and fold patterns these movements refer to a marked left lateral felülírva. E mozgás jellege balos transzpresszió, amely a transpression along the transversal valleys. NE–SW – E–W lon- hosszanti völgyeket is elveti balos eltolódásos jelleggel. Terepen gitudinal valleys show right lateral strike slips at the same time. további észlelhetõ elemei: Riedel elmozdulásokhoz kapcsolódó This present day left lateral transpression lead the (re)formation recens völgyfelújulások, illetve — földrengésekhez is kap- of the transversal valley systems. csolódó — normál vetõk. Two hypotheses are presented to explain this richness in fault Nem zárható ki azonban, hogy a mai napig is tartó sets. The first supposes subsequent development of fault sets due ÉNy–DK-i kompressziós irány a korábbi ÉÉNy–DDK-i kom- to a change in external stress directions. The second, based on pressziós tér szerkezeti felújulásának tekinthetõ vagy hasonló recent stress measurements in the Pannonian Basin, supposes irányaik, kompressziós jellegük alapján ugyanazon esemény coexistence of differently oriented stress-fields, which are tem- eredményei. Mindenesetre e fázis a mai felszínfejlõdés mozgató- porarily active and which create their respective fault sets. In a ja, amely alapján a Somogyi-dombság mai is aktív, kompressziós geological time scale the development of the last two phases tektonika színtere. could be synchronous or reformation of each other.

Bevezetés A külsõ-somogyi dombhátak közös és legjellegzetesebb vonása, hogy észak felé meredeken, 100 m körüli Külsõ-Somogy területe a Balatonnak Siófok és Fonyód ugrómagasságú peremekkel szakadnak le a Balatonnal közti partjától délre esik. Déli határa bizonytalan, a Kapos- párhuzamos, hosszanti völgyekre (Jaba-völgy, Kis- völgyétõl délre húzódik, nyugaton a Nagyberek és a felszí- Koppány, Koppány, illetve a Balaton-medencére). Ezek a nen a Somogyvár–Kaposfõ vonalától kezdõdõ Belsõ- lejtõk meredekek, rövidek. D-felé viszont hosszan elnyúlt, Somogy határolja (1. ábra). lankás lejtõkkel ereszkednek le a völgytalpakhoz. A terület

1. ábra. A vizsgált terület és feltárások Külsõ-Somogy egyszerûsített fedetlen földtani térképén (CHIKÁN et al. 1984–1985 után módosítva; a Magyar Állami Földtani Intézet 1998 térinformatikai adatbázisa felhasználásával) Á = Ádánd, B = Bábonymegyer, Bl = Balatonlelle, Bo = Bonnyapuszta, Bsz = Balatonszemes, Dp = Daránypuszta, E = Ecseny, K = Kapoly, Ka = Kaposkeresztúr, Kh = Köröshegy, Lá = Látrány, Lh = Látrány homokbánya, Lu = Lulla, O = Ocsmánd, Psz = Pusztaszemes, S = Siófok, Sd = Somogydöröcske, Sp = Simonpuszta T = Tamási, Tk = Törökkoppány, Z = Zamárdi. 1 — folyóvízi homok (holocén), 2 — deluviális lösz, 3 — fluvioeolikus homok, 4 — folyóvízi üledék, 5 — tavi üledék, 6 — lösz Figure 1. Places of investigation on the simplified geological map of Somogy Hills (after CHIKÁN et al. 1984–1985) 1 — alluvial sand (Holocene), 2 — deluvial loess, 3 — fluvial-eolic sand, 4 — alluvial sediments, 5 — lacustrine sediments, 6 — loess Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel 113 hazánk dombvidéki területei közül két markáns — idõszaki törésvonalai ehhez a felboltozódáshoz kapcsol- ÉÉNy–DDK-i kereszt-, haránt- vagy sugár-, és KÉK– hatók úgy, hogy a térrövidülés során a redõ tengelyével NyDNy-i hosszanti — irányú völgyhálózatának kiala- párhuzamosan és merõlegesen a redõ felrepedezik, kulásával a mai napig is fejtörést okoz a területtel foglal- összetöredezik. Ezek fölött a pleisztocén rétegekben pedig kozó szakemberek számára. vetõk, kõzetrések, törésvonalak keletkeznek, s ezek mentén A vidék mai képét meghatározó változás — amely egy- a szerkezeti irányok mentén jött létre a mai vízhálózat is. ben a hidrogeográfiai hálózatban is tükrözõdik — a közép- Negyedikként maga GERNER (1992) a Rába-vonal és a sõ-pleisztocén legelejétõl napjainkig ment végbe. Kapos-vonal közti területen a kéregben K–Ny-i irányban Eredménye többek között — a Balaton kialakulásán kívül húzódó jobbos oldaleltolódáshoz kapcsolódó transzpresz- — a Somogyi-dombság felszínét zegzugosan, DNy–ÉK-i szióval magyarázza a Dél-Dunántúli dombság szerkezet- irányban átszelõ völgyi vízválasztók létrejötte, amely fejlõdését. SÍKHEGYI (2002) pedig légifotók és ûrfelvételek folyamatot a vízválasztók környékének kiemelkedése is lineamentumai alapján a Kapos-völgyét és az abból kiin- segítette (ERDÉLYI 1962). Ennek eredményeként a su- duló sugárirányú völgyeket — TARI (1991) Bakonyra gárirányú vögyek elveszítették egységes déli lefolyásukat alkalmazott modelljéhez hasonlóan — értelmezte blokk- s részben kiemelt, széttagolt völgytorzókká váltak. A völ- rotációs elmélettel. Szerinte a Kapos völgyét jobbos gyi vízválasztóktól délre a Kapos, Jaba, Kis-Koppány és eltolódás nyitotta ki és a völgytõl északra, illetve délre Koppány felé, É-ra pedig a Balaton irányába mélyültek ki futó, sugárirányú völgyhálózat a merev, forgó blokkok a régi lefolyási nyomvonalakon új, kisebb vízgyûjtõjû völ- közötti határoknak felel meg. A mozgás hatására a völgy- gyek (MAROSI, SZILÁRD 1981). ben kis széthúzásos medencék nyíltak ki, amelyek fiatal A dombságot zömében homokos, részben agyagos pan- tõzegkitöltései jelzik a mozgás korát. nóniai képzõdmények építik fel, amelyek csak a meredek peremek feltárásaiban bukkannak a felszínre (1. ábra). A terület felszínét 90–95%-ban negyedidõszaki üledékek Pliocén–negyedidõszaki képzõdmények fedik, alattuk vastag pannóniai képzõdmények találhatók. Így a dombság mai domborzati képének és a felszínen is A pliocén–negyedidõszaki képzõdményeket ERDÉLYI tükrözõdõ földtani szerkezeteinek kialakulása fiatal, (1961, 1962) munkája alapján ismertetjük. negyedidõszaki — „neotektonikai” —, folyamatoknak A vizsgált területen a felszínen pannóniainál idõsebb tulajdonítható. A kérdést már a század elsõ felétõl számos képzõdmény nincs (1. ábra). Mélyfúrások alapján a pannó- elmélettel, modellel próbálták megmagyarázni. Ezeket niai deltalejtõn lerakódott márgából — Algyõi Formáció — GERNER (1994) foglalta össze és csoportosította alapvetõen litorális fáciesû deltafront – Újfalui Formáció (JUHÁSZ 1998) három szerkezeti elképzelés köré: üledékfolytonossággal fejlõdik ki. Kõzetanyaga homok, 1. A Dél-Dunántúl neotektonikáját normálvetõkkel, homokkõ, agyagos homok, homokos agyag, agyagmárga. A vertikális elmozdulásokkal és táblás billenésekkel ma- területre legjellemzõbb az agyagos kifejlõdés, emellett a gyarázó modellek. Ezen elképzelések általában az azonos felsõ-pannóniai tábla eróziós felszínén durvább szemû, igen korú képzõdmények eltérõ tengerszint feletti magas- egyveretû, majdnem mindig faunamentes, 15–30 m vastag ságában mutatkozó különbségeken, morfológiai és terepi folyami homokréteg figyelhetõ meg. Korábban ez felsõ- szerkezeti megfigyeléseken valamint fúrásokon alapulnak. pliocén keresztrétegzett homok és lignitként szerepelt (cf. LÓCZY 1913, 1918; CHOLNOKY 1918; IFJ. LÓCZY 1923; (SZILÁRD in ÁDÁM et al. 1962, URBANCSEK 1977, 1981), MAROSI, SZILÁRD 1958, 1974). amelyet SÜMEGHY (1940) „wetzleri-s homok”-nak nevezett, 2. A terület legfiatalabb szerkezetalakulását gyû- illetve STRAUSZ (1941) „legfelsõ pannon”-nak tartott. E rõdésekkel leíró modell, amely K–Ny-i tengelyû redõket képzõdményt JÁMBOR (1980) magfúrások alapján — ahol a és szinklinálisokat feltételez. Az elgondolás hívei az sorozat a Zagyvai Formáció felsõ részén, a bükkaljai lignit- üledékes rétegek és az alaphegység folytonos telepek alatt található — egyértelmûen és elválaszthatat- gyûrõdésének tulajdonítottak elsõdleges szerepet, terepi lanul a felsõ-pannóniai összlethez sorolja. dõlésmérésekre, vízfolyások bevágódó és feltöltõ jel- A Balaton déli partja mentén Fonyódon és Bogláron a legének változásaira valamint sztratigráfiai adatokra fenti rétegsort bazalttufa fedi le. Ez az áttörés a bazalttufa támaszkodva (PÁVAI VAJNA 1917, 1926, 1931, 1943; posztpannóniai korát bizonyítja. K/Ar mérések alapján URBANCSEK 1963, 1977). kora 3,5 Mév (BALOGH et al., 1985). A boglári és fonyódi 3. A terület szerkezeteit pikkelyezõdésként értelmezõ és hegyek a felsõ-pannóniai üledéksor nagy mértékû eró- azt DK–ÉNy-i kompresszió hatásaként értelmezõ modell ziójára utalnak. Utóbbi tanúsága szerint legalább 120 m (SCHMIDT 1951, 1952, 1957) amelyet Külsõ-Somogyra (felsõ-pannóniai) üledék hordódott el. Feltehetõen a felsõ- ERDÉLYI (1961, 1962) részletesen is kidolgozott. Erdélyi pannóniainak legalább ilyen mértékû lehordásával lehet szerint a somogyi DK-i dõlésû táblák a hosszanti völgyek számolni a Somogyi-dombság Balaton felé esõ oldalán is, mentén az északi peremükkel egymásra tolódtak amelyek amely igen tetemes mennyiség, még akkor is, ha fiatal tek- egy — a Balaton tengelyével párhuzamos — antiklinális tonikus süllyedéssel és/vagy kiemelkedéssel is számolunk. déli szárnyán helyezkednek el. Ennek magjával A pannóniaira a Balatonfõ és a Sió vidékén (SZENTES, párhuzamosak a ma is élõ feltolódások. A terület negyed- RÓNAI 1965) diszkordánsan durvaszemcsés, kvarckavicsos 114 MAGYARI ÁRPÁD et al. roncsok települnek („masztodonos kavics”). ERDÉLYI már kialakulhatott, mert a völgytalpakig minden idõsebb (1961) hasonló települési helyzetben is említett — és képzõdményt takar. Vastagsága a 25 m-t ritkán haladja feltételesen ide sorolt, ún. „idõsebb pleisztocén kavics” — meg, általában homokos, különösen a Balatonhoz közel, maradványokat. Több helyen, magasabb térszíneken, ez a valamint Belsõ-Somogy szegélyén és a homokkal kitöltött képzõdmény lemezes megjelenésû konglomerátum, mert nagy ÉÉNy–DDK-i völgyek mentén. A Balaton környékén az apró kvarckavicsot meszes kötõanyag cementálja. gyakori az ún. „völgyi lösz”. Homokos, kavicsos szintek A felsõ-pannóniai összlet felszínét a Tengelici Vörös- találhatók benne, amelyek a löszképzõdés idején az agyag Formáció vörös agyagos, tarka agyagos, vöröses- idõsebb pleisztocén és pannóniai anyag felülrõl történõ szürke aleuritos rétegei fedik. A pannóniai vörös homokká bemosásából származnak. DK felé vastagodik, s ezzel egy- mállott felszínére eróziós diszkordanciával települ. Ez a ben homokossága is csökken. A délies irányú vastagodás vörös színû agyagos üledék minden esetben, még fúrások- egy-egy lösztáblán belül is megfigyelhetõ, itt a száraz ban is jól jelzi a pannóniai összlet felszínét. Aljában térszíni pleisztocén rétegsor is teljesebb, míg a táblák É-i általában mészkõ vagy mészkonkréciós padok találhatók, részén vékonyabb és alulról csonka, homokbetelepülések- amelyek annál vastagabbak, minél vörösebb és agyagosabb ben gazdagabb rétegsorok találhatók (JÁMBOR, RÁLISCHNÉ a fenti fedõ. A formáció felsõ határa rendszerint éles, de 2002). A löszt több fosszilis talajzóna tagolja, amelyek korát diszkordáns volta miatt nem lehet pontosan megadni. barna, vörösesbarna erdõ- és csernozjom talajok. Számuk A lösznél idõsebb korú pleisztocén rétegekben két vízi és kifejlõdésük helyrõl helyre változik. eredetû képzõdmény található. Egyik a fekü durva Holocén képzõdmények közül a Balaton déli partjának törmelékébõl és összehordott kevert helyi anyagból áll. öbleiben és az öblök folytatásában a völgyekben, tõzeg, ERDÉLYI (1961) a képzõdményt „záporkavicsnak” nevezte kotu és berekföld található. A hátakon rendszerint 50–80 el. Rendszerint ott fordul elõ, ahol a pannóniai üledék mag- cm vörösbarna erdõtalaj van, amelyek helyenként B-szint- asabb helyzetû s felszíne erõsen erodált. A Balatonnal jükig már erodálódtak. párhuzamos nagy völgyekben és erõs domborzatú területeken gyakori, valószínûleg helyi jellegû, idõszakos folyóvizek üledéke. Anyagának összehordásában nagy Alkalmazott módszerek szerepe lehetett a heves esõzéseket kísérõ felszíni eróziónak. Képzõdése az idõs pleisztocéntõl a felsõ-pleisztocén löszök ERDÉLYI (1961, 1962) a területen végzett részletes lerakódásáig terjedhet, sõt helyenként az idõsebb löszben is vízföldtani munkája óta ismert, de a mai napig is vitatott, megtalálható. hogy a Külsõ-Somogyi dombság aktív negyedidõszaki A másik vízi eredetû képzõdmény, a folyóvízi homok, tektonika színtere. Vizsgálatainkban két módszert alkal- amely nagy területen található a felszínen. Külsõ- maztunk: mikrotektonikai (törés- és litoklázis) méréseket Somogyban hézagosabb, vékonyabb, gyakran települ a és morfotektonikai elemzést. pannóniai üledéksor mállott, erodált felszínére. A Balatonhoz közel nagy területeken van a felszínen. Törés- és litoklázis mérések Faunája gyakran összemosott, de fiatal pleisztocénre utal. A Balatonhoz közel alig van darakavicsos rétegek nélküli A vizsgálat a negyedidõszaki és azok bázisát adó pannó- feltárása, attól 20–25 km-re viszont a kavics és durva- niai képzõdményekben található minél nagyobb számú törés homok már ritka benne. Kavicsanyaga részben Balaton- és elmozdulás megfigyelését és mérését jelentette. felvidéki, dunántúli-középhegységi eredetû, részben helyi, Természetesen, a pannóniai üledékekben lényegesen áthalmozott pannóniai homok. Feküje közelében gyakran könnyebben, a negyedidõszaki képzõdményekben jóval az elõbb említett „záporkavics”-hoz hasonló kifejlõdésû. nehezebben észlelhetõk a tektonikus eredetû szerkezetek. A Ahol feküje pannóniai homok, ott határa lefelé nem éles. méréssorozat célja az volt, hogy a mért adatokból Ilyen helyeken elkülönítésük is nehéz, mert anyagának jó következtetni tudjunk a késõ-negyedidõszaki regionális fe- része a fekvõbõl áthalmozott. Fedõje leggyakrabban szültségtér/terek jellegére és esetleges sorrendjére. Mivel az löszös homok. üledékek döntõ többsége cementálatlan lösz, aleurit és/vagy Kis elterjedésû, vízi eredetû képzõdmény még a homok volt, biztosan vetõkarcos felületeket csak ritka hosszanti völgyekben a vastag allúvium alatti a mocsári, esetekben sikerült észlelnünk, és azok gyér száma jelen- ártéri agyag, amely a völgyek süllyedõ fejlõdéstörténeti tõsen nem segített a feszültségtér/terek meghatározásában. szakaszai során rakódhattak le. Utóbbiban a „legbiztosabb” módszernek a kimért törések A területen a legfontosabb és legjellegzetesebb között a Mohr-párok keresése bizonyult. negyedidõszaki képzõdmény a lösz. Felsõ-pleisztocén- Vizsgálatainkat a Jaba-, Kis-Koppány-, Koppány- és nél (würm) idõsebb kifejlõdését nem ismerjük. A területen Kapos völgyében végeztük (1. ábra). Elsõ lépéseként fel- — csakúgy, mint minden más hazai dombsági területen — kerestük az ERDÉLYI (1961, 1962) munkáiban közölt feltárá- viszonylag ritka az ún. típusos lösz. Az is inkább a sík sokat, de ezek több mint 90%-ban az eltelt idõ folyamán területeket, vagy a platók egész kis lejtõszögû részeit fedi feltöltõdés, beépítés vagy szeméttel való feltöltés miatt (SZILÁRD, 1967). Kialakulása már a homok képzõdése megsemmisültek, így teljesen „új” helyszíneket kellett közben megindult. Lerakódásakor a mai felszín részben felkutatnunk. Negyedidõszaki képzõdményekben litok- Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel 115 lázisokat és döntõ többségükben normál vetõket sikerült nen ugyanis rendszerint több jelenség tanulmányozható mérnünk többek között Ádándon, Simonpusztán, a Jaba- egyszerre. Természetesen — részben — terjedelmi korlá- völgyében, Simonfán, Balatonszemesen, Kaposkeresztúron, tok miatt nem minden megfigyelést ismertetünk. Ocsmándon, Tabon, Somogydöröcskén. Pannóniai képzõd- Igyekeztünk azonban a megítélésünk szerinti legérdeke- ményekben hasonló szerkezeteket találtunk Lullán, sebb és legtöbb, neotektonikai mûködésre közvetve vagy Bábonymegyeren, Daránypusztán, Tabon, Kapolyon és a közvetlenül utaló bélyeget bemutatni a jelenségek mére- Balaton déli pereme mentén számos feltárásban (Zamárdi, tarányától függetlenül. Balatonszemes, Balatonlelle környékén). A Külsõ-Somogy ÉK-részén történt méréseket és helyszíneit MUSITZ (2002) A Kis-Koppány völgye ismertette részletesen. A kimért negyedidõszaki törések legnagyobb része A területen legelõször a Kis-Koppány völgyének észa- litoklázis és cm–dm-es elvetésû normál vetõ volt. ki oldalán, Tab nyugati határában, a Zala felé vezetõ út Észleltünk azonban több mint 2 m-es elvetést löszben (kar- mentén sikerült negyedidõszaki rétegsorban elmozdulást is colt vetõlappal), lisztrikus szinszediment vetõt, pozitív okozó vetõket kimérnünk. A közel 100 m hosszú, alacsony virágszerkezethez kapcsolódó feltolódásokat, felsõ-pannó- (2–3,5 m magas) aleuritos homok, homokos aleurit és lösz niai rétegekben áthalmozott pleisztocén löszfoszlányokat váltakozásából álló bánya rétegsorát számos halvány, pár tartalmazó litoklázisokat, illetve a hosszanti völgyek men- centiméter vastagságú, kiékelõdõ, gyengén talajosodott tén ÉÉNy felé laposan dõlõ síkokat. A pannóniai agyag- humusz-karbonátos paleotalaj horizont tagolja. Utóbbi ban, homokban és aleuritban leggyakoribbak a normál — gyenge kifejlõdése és az üledékek litológiája alapján a lösz gyakran lisztrikus — vetõk voltak. A jelentõsebb a legfiatalabb lösz sorozathoz tartozik (PÉCSI 1975). A szerkezeteket, fontosabb töréseket a morfotektonikai feltárásban számos, — a fedõ recens termõtalaj kivételév- elemzésekkel együtt ismertetjük. el — a teljes szelvényt átmetszõ KÉK–NyDNy-i irányú vetõ észlelhetõ (2. ábra). Az elmozdulás mértéke 10 cm-ig Morfotektonikai elemzés terjed. A vetõket és litoklázisokat utólagosan világosabb lösz és vetõbreccsára emlékeztetõ szögletes karbonátos A vizsgálati módszer a fenti neotektonikai vizsgálatok törmelék töltötte ki. kiegészítésére is szolgált, egyben a szerkezeti értékelésben minõségi változást ettõl az elemzéstõl vártuk. Topográfiai térkép- és digitális terepmodell-elemzés alapján kiválasztot- tuk a hosszanti völgyeken belül — a mikrotektonikai mérések helyeit is beleértve — a legmarkánsabb és legvál- tozatosabb morfológiájú helyeket. Ezek rendszerint a hosszanti és keresztirányú völgyek találkozásaiba estek. Ezeken a helyeken a fiatal szerkezeti elemek könnyebben felismerhetõk és a korábbi szerkezetekkel való metszõdési viszonyok is tanulmányozhatók. Így nemcsak egyes nagyobb töréses és gyûrt szerkezetek felismerését és jellegét, hanem kialakulásuk relatív idõbeli sorrendjét is sikerült helyenként pontosítanunk. A morfotektonikai megfigyelések mellett szedimen- tológiai vizsgálatokat végeztünk a lejtõmozgások és atek- 2. ábra. Késõ-negyedidõszaki normál vetõk, Tab (helyét l. az 1. tonikus jelenségek tektonikus vetõktõl és redõktõl való ábrán), Zalai úti löszfejtõ és a feltárásban mért törések sztereo- gramja elkülönítésére. Ehhez társult még a felszíni domborzat Figure 2. Late Quaternary normal faults near Tab (T, see figure 1 for lejtésének megfigyelése, annak irányának összehasonlítása its location.), Zalai road, loess pit az adott észlelési helyszínen mért törések dõlésirányaival. A korábbi munkákban oly gyakran emlegetett periglaciális Másik szintén fontos feltárás a tabi téglagyár agyag- jelenségeket az utóbbi években felismert szeizmo-tek- bányája amely a település keleti határában és a Kis- tonikus eredetûektõl a szakirodalomból ismert bélyegek Koppány déli oldalán található. Már számos korábbi alapján különítettük el. szerzõ említette a téglagyár fejtõjének rétegsorát és az abban észlelhetõ elvetéseket és rétegdõléseket (STRAUSZ 1942, SÜMEGHY 1953, ERDÉLYI 1961, 1962) az agyagbánya A terepi vizsgálatok eredményei több elkülönülõ szelvényébõl. A vizsgálat idõpontjában mind szerkezetföldtani, mind sztratigráfiai vonatkozásban A tárgyalásánál — a jelenség csoportokkal szemben — a bányaudvar nyugati felén található bányafal volt vizsgál- a hosszanti völgyek (Kis-Koppány, Jaba, Koppány, illetve ható. A feltárt rétegsort pannon idõszaki rétegek alkotják, pontszerûen a Kapos és a Balaton déli partja) menti, terület amelyeket sötétszürke, világosszürke, tarka agyag és szerinti ismertetést választottuk. Egy-egy észlelési helyszí- szürke homok váltakozása épít fel. Az egyik alsó agyag- 116 MAGYARI ÁRPÁD et al.

községtõl délre található, 6–8 méter vastag, alul homok, aleurit és agyag váltakozásából áll. Ezt 2–2,5 m homokos lösz takarja, közepén 15–20 cm vastag halvány barna paleotalaj szinttel. Nyugat felé a fedõ lösz kivastagszik, bázisán kvarc, mészkõ és dolomit anyagú kavicsos szint található. A homokos–agyagos rétegsor viszont kivéko- nyodik, bázisán löszdarabokat is tartalmazó durva klasztos szint települ. A fekvõben vályúsan keresztrétegzett homok jelenik meg (4. ábra). Ezt a vályúsan keresztrétegzett homokot felsõ harmadában 10 cm vastag, pannóniai homokkõ anyagú konglomerátum betelepülés tagolja. THAMÓNÉ BOZSÓ (2003, szóbeli közlés) vizsgálatai alapján a rétegsor anyaga a Dunántúli-középhegység különbözõ képzõdményeinek lepusztulásából származik, ezért lera- 3. ábra. Szin- és posztszediment normál vetõk felsõ-pannon agyag, aleurit, homok sorozatban (Tab, téglagyár) kódásuk még a Balaton kialakulását megelõzõen történt. Figure 3. Syn- and postsedimenary normal faults in Upper Valószínû, hogy egy negyedidõszaki, északról dél felé Pannonian clay, aleurolite and sand (Tab, brickyard) tartó, gyors folyású, — maximum 1-2 méter mély — fonatos patakmeder ferde metszetét tárja fel a szelvény szintbõl a felette települõ homokrétegbe agyag alapanyagú alsó fele. A fedõ lösz itt laza, rétegzetlen, paleotalaj szint- tál és láng alakú szerkezetek nyomulnak be, valamint az je vastagabb és erõsebb színû. A szelvényt metszõ több agyag rétegsík menti hurkásodása észlelhetõ. A pannon ÉK–DNy-i csapású litoklázisok közül legnagyobb a DNy- rétegsorra diszkordánsan települõ lösz-összlet az üledékes i oldalban a fiatal fedõ lösz képzõdésével egyidejû szin- szerkezetektõl mentes, felsõ fiatal löszbe tartozik. A szediment normál vetõ (4. ábra). Elvetése lefelé haladva bányában számos töréses szerkezet mérhetõ, amelyek fokozatosan növekszik, levetett szárnyán mind a lösz többségükben ÉNy–DK-i irányt mutattak. Elõfordult bázisát alkotó konglomerátumréteget, mind a halvány, közöttük pannóniai szinszediment, valamint a teljes feltárt vöreses barna paleotalajszintet elvonszolja, fölfelé pannon sorozatot átvágó vetõ (3. ábra), de kvarter csökkenõ mértékben. Az elvetés a lösz felsõ harmadában törmelékkel kitöltött litoklázis is. elhal. A litoklázisok másik csoportja nem lép ki — észlel- Az Ádándtól délre esõ lösztábla északi — a Kis hetõen — a rétegsor alsó részét alkotó homokból. A le- Koppányt délrõl határoló fala — peremén több 100 m vetett szárnyon a báziskavics fölött közvetlenül a löszös hosszan tanulmányozható a Somogyi-dombságra jellemzõ szint alja még erõsen homokos és keresztlemezes. A negyedidõszaki rétegsor. A feltárás keleti szakasza a lemezek egy kötegben szimmetrikusan fölfelé íveltek cm–dm nagyságrendben (4. ábra). A homok keresztle- mezességét is fölülírja a rétegek oszlopszerû megemelkedése. A formák csúcspontjuk közelében enyhén szétnyílnak.

4. ábra. Pleisztocén, vályúsan keresztrétegzett folyóvízi homok, kavicsos rétegsora amelyre fiatal lösz települ a Kis-Koppány völ- gyében Ádánd (Á, helyét l. az 1. ábrán) mellett. A szelvényben ÉK–DNy-i csapású litoklázisok és egy — a fiatal lösz képzõdésével egyidõs — vetõ található 1 — talaj, 2 — lösz, homokos lösz, 3 — paleotalaj, 4 — kavics, 5 — sárga-szürke agyag, 6 — homokos kavics, 7 — keresztrétegzett homok, 8 — szeizmitek, 9 — vetõ, 10 — domborzat dõlése 5. ábra. Nagy méretû, szeizmikus eseménnyel egyidejû üledékdefor- Figure 4. NE–SW striking joints in Late Pleistocene cross-stratified máció („szeizmit”) pleisztocén folyóvízi homok és kavics bázisán alluvial sand in the Kis Koppány valley, near Ádánd (Á, for location Ádándtól nyugatra a Kis-Koppány völgyében (4. ábra szelvényének see figure 1.). The age of the synsedimentary fault can be correlated horizontális folytatásában) with age of the youngest loess sequence on the top of the section Figure 5. Large scale co-seismic deformations („seismites”) at the 1 — soil, 2 — loess, sandy loess, 3 — paleosoil, 4 — gravel, 5 — yel- base of the Pleistocene sand and gravel in the Kis-Koppány valley. low-grey clay, 6 — sandy gravel, 7 — cross stratified sand, 8 — seis- The section is in the horizontal continuation of the Ádánd section mites, 9 — fault, 10 — dip of morphology (Figure 4) Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel 117

A falszakasz nyugati folytatásában a folyóvízi összlet bázisa és fekvõje tanulmányozható. A képzõdményhatáron nagy (0,5–1 m) amplitudójú, felfelé ívesen domborodó megemelkedés észlelhetõ (5. ábra). A jelenség vízkiszökési szerkezethez hasonló, számos helyen a megemelt rétegek teteje átszakított, amelyet valószínûleg a távozó víz okozott. A jelenség — a középsõ falszakasz szelvényében észlelt oszlop- és tálszerkezetekkel valamint a tabi téglagyár hason- ló jelenségeivel együtt — vízkiszökési szerkezetekként értelmezhetõ. Tekintve az üledékes környezetet és utóbbi esetben a nagy méreteket is, feltehetõ, hogy a formák nem üledékes áthalmozódási folyamat eredményei lehetnek, hanem szeizmikus lökéshullám hatására keletkezõ túl- nyomás alakíthatta ki õket. Az így — földrengéshullám okozta túlnyomás hatására —, keletkezett szerkezeteket „szeizmiteknek” nevezik (SEILACHER 1969, BRODZIKOWSKI, VAN LOON 1987, VAN VLIET-LANOE et al. 1997). Hasonló jelenségek észlelhetõk ugyanezen völgyben Bábonymegyer déli határában a Szõlõ-hegyre vezetõ földút mentén is. Csúcspontjukban fölszakadt oszlop- és tálalakú szerkezetek találhatók (6. ábra) szürke–sötét- szürke agyag, világoszürke-sárga alurit és homok vál- takozásából álló pannóniai sorozatban. A feltárásban szá- mos normál vetõ is észlelhetõ. A párhuzamos elvetések 20–30 cm-enként követik egymást. A kimért szerkezetek csapásiránya ÉK–DNy-i, közöttük két meredekebb és egy laposabb dõlésû vetõsík csoport különíthetõ el. Az aleurit 7. ábra. KÉK–NyDNy-i csapású vetõ homokos löszben, Simonpusztán (Sp, helyét l. az 1. ábrán) és agyag közé települõ homokszintben 10 cm nagyság- A törés alatti vájatban a vetõlapon meredek, de nem függõleges rendû, három különálló rétegköteget érintve szintén meg- dõlésû, normál jellegû elmozdulásra utaló vetõkarcok találhatók. jelennek a szimmetrikusan felfelé ívelõ csúcsok. Geológiai Az elmozdulás minimális nagysága legalább 2 m, amelyet az értelemben feltehetõen egyidejû mindhárom réteg defor- elvetett záporkavics szint hiánya „jelez” a levetett szárnyon mációja; földrengéshullám(ok) áthaladása õrzõdött meg az Figure 7. ENE–WSW striking normal fault with slickensides in sandy loess in Simonpuszta (Sp, see figure 1. for its loca- üledékben. tion) A Kis-Koppány déli oldalán, a patak fölött magasodó The minimal offset is 2 metres based on the lack of the flood rede- dombhát mögött Simonpusztán felhagyott pannóniai posited gravel horizont on the downfaulted side of the fault homokbánya mellett kis löszfejtõ található a hegyoldalban. A lösz számos szintben pannóniai vagy kvarter homok erodált és átülepített tömbjeit tartalmazza. Az átülepített fiatal lösz 0,5–1 cm-es rétegzést mutat, két horizontban mészkavics alapanyagú záporkavics betelepülés tagolja, és számos szintben jelenik meg benne gyengén fejlett paleo- talajszint. A rétegzett lösz tavi vagy mocsári ülepedési környezetre utal, amely a záporkavics képzõdésekor nagyobb mértékû vízbefolyásnak köszönhetõen idõlege- sen átformálódott folyóvízi környezetté. A paleotalaj képzõdése idején ugyanez a térszín száraz lehetett. A felsõ záporkavics réteg alatt pár cm-rel, a löszbe ágyazódva 15–20 cm-es szögletes alakú pannóniai vagy kvarter homokkõgörgeteg található. Itt is számos lemez, illetve rétegecske mentén tapasztalható, hogy több egymás feletti réteglap egyszerre meredeken és szimmetrikusan fölfelé ívelõdik, illetve felcsúcsosodik, tetõpontjukon felszakad- 6. ábra. Pannóniai homok, aleurit, agyag váltakozása Bábonymegyer va. Ezek valószínûleg szintén vízkiszökéshez kapcsolódó (B, helyét l. az 1. ábrán) határában oszlop és tál szerkezetek lehetnek, magasságuk 2–4 cm, Három egymás fölötti rétegben csúcspontjukban fölszakadt, 10 cm szélességük 4–5 cm. Az elõzõekben már említett módon, nagyságú, oszlop- és tálalakú, vízkiszökéses szerkezetek találhatók szeizmikus rázóhatásra képzõdhettek. A negyedidõszaki Figure 6. Decimetres scale dish- and pillar structures in three sequence of Pannonian clay aleurolite and sand near Bábonymegyer aktív tektonikát igazolja a feltárásban kimért (B, see fig. 1. for its location) KÉK–NyDNy csapásirányú normál vetõdés, amely 118 MAGYARI ÁRPÁD et al. legalább 2 méteres elmozdulást mutat, és elmetszi, illetve de ennek — a vetõkarcok jellegén túl — a domborzat ellen- elvonszolja a záporkavicsos szinteket is (7. ábra). A dom- tétes lejtése is ellentmondani látszik. borzat lejtésével majdnem ellentétesen dõlõ vetõlapon nor- Sok szempontból fontos helyszín Lulla, ahol a falu mál elmozdulásra utaló, 70º-os meredekségû vetõkarcok keleti oldalában, kisebb kõfejtõben pannon kereszt- találhatók.

A Jaba-völgye A Jaba-völgyében Pusztaszemestõl DK-re egy, a patakra merõleges, idõszakos vízfolyás által feltárt rétegsor tanul- mányozható. A feltárásban megfigyelhetõ negyedidõszaki összlet aleurit, mészkavicsos konglomerátum, homok és

8. ábra. Karcolt, ÉNy–DK-i irányú, laposan dõlõ vetõ, pleisztocén, áthalmozott homokos, mészkavicsos löszben Pusztaszemes (Psz, helyét l. az 1. ábrán) mellett a Jaba-völgyében A vetõsík dõlése ellentétes a domborzat lejtésével Figure 8. NW–SE striking thrust plane in Pleistocene aleurolite and clay in the Jaba river valley near Pusztaszemes (Psz, see figure 1 for its location) The dip of the thrust plane is opposite with the dip of the morphology

áthalmozott lösz váltakozásából épül fel. A lösz áthalmozott, rétegzett, benne több helyen kiékelõdõ, majd újra megjelenõ mészkavicsos konglomerátum és homok rétegek váltakoz- nak. A feltárásban számos laposabb ÉK–DNy – ÉNy–DK-i dõlésû vetõsík észlelhetõ (8. ábra). Az ÉNy–DK-i dõlésû lapos síkokon vetõkarcokat sikerült találni, jellegük — feltételesen határozva — feltolódásos. Felmerülhet a gondolat, hogy a laposabb dõlésû vetõsíkok mentén gravitációs lecsúszások mehettek végbe tektonikai mozgások helyett,

9. ábra. Pannon agyag réteget is metszõ fiatal vetõ Lullánál (L, helyét l. az 1. ábrán) a) A vetõ feltárása a falu keleti oldalán lévõ homokbányában. b) A vetõ degradált morfológiai lépcsõként a felszínre is kilép, és csapása ferdén metszi a domborzat lejtésének irányát. Folytatása már a laposabb térszí- nen elhelyezkedõ temetõbe is belefut. c) A temetõben a vetõvel párhuzamos sávokban az idõsebb (1985 elõtti) sírkövek alapjukkal együtt kibillentek vízszintes síkjukból. d) Egyes sírköveken breccsás töredezettség észlelhetõ Figure 9. A small young fault which cut trough the Pannonian clay near Lulla (L, see figure 1 for its location) a) The outcrop of the fault in a sand pit of the east side of the village. b) The fault cut oblique the dip of the morphology as a degraded morphological step and goes toward the cemetry close by. c) The oldery (dated before 1985) burial stones were tilted in paralell zones of the strike of the fault in the cemetry. d) Some of the tilted burial stones show brecciation Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel 119 rétegzett homok–agyag rétegsorát metszõ, számos vetõ szerint vertikálisan kb. 5 cm-es felújulás volt tapasztalható közül egy — a bánya D-i szélén követhetõen — a felszínre a vonal mentén. is kilép (9. ábra, a). A kilépés helyén a felszínen Szintén ezen a területen, Ecseny keleti határában egy csapásirányban a vetõsíkot tovább lehet követni a DNy-i sugárirányú völgy kisebb, enyhe morfológiájú oldalvöl- irányban (9. ábra, b). A sík dõlése és csapása ferdén metszi gyének közepe DDK–ÉÉNy-i csapásban elkezdett kinyílni a domborzat lejtésének irányát, amely különösen a bánya (10. ábra). A nyílás üteme meglehetõsen gyors lehet(ett), közelében azt a benyomást kelti, hogy a látott tereplépcsõ mivel a frissen nyílt, meredek falakkal határolt völgyecske suvadásos eredetû szerkezet. Ennek ellentmond azonban a völgyfõjétõl a völgytalp felé távolodva a fák kora (és fejtõben látható keményebb pannóniai agyagrétegek men- mérete) gyorsan nõ. A völgy iránya lépcsõsen ellépõ — tén kimutatható látszólag normál jellegû, meredek sík helyenként megnyúlt —, rombusz alakú kiszélesedések menti cm-es nagyságrendû elmozdulás, valamint, hogy a tagolják, alakjuk széthúzásos medencék alaprajzával meg- DNy-i irányú folytatás — a domborzaton látható terep- egyezõ (10. ábra). Elméletileg e kis völgy alaprajzával lépcsõ alapján — már a laposabb térszínen elhelyezkedõ egyezõ tágulásos kis medencék kinyitását balos eltolódá- temetõbe is belefut. A vonal képzeletbeli meghosszab- sok hozhatják létre. A terepi tanulmányok idõpontjában a bítása fölött és azzal párhuzamos sávokban az idõsebb völgyfõnél egy újabb beszakadó szár vonalai rajzolódtak sírok egy része alapjukkal együtt ki van billentve a füg- ki. Megfigyelésünk szerint legutóbb ezen „elõrerajzolt” gõleges síkból (9. ábra, c., d). Az 1985 utáni sírköveken élek (2–3 méter) mentén két éven belül megtörtént az számottevõ kibillenés nem tapasztalható, mintegy jelezve, újabb beszakadás. A frissen kinyílt területet bokrok és kis hogy a vetõ feltételezett mûködése, vagy felújulása az fák kezdték azonnal „kolonizálni”. A fák korának becslése elõbbi dátumhoz köthetõ. A terület tulajdonosa szerint a alapján az utóbbi 5–8 évben kb. 15 métert harapózhatott bánya peremén a fenti elmozdulás a berhidai-földrengés elõre a völgy felnyílása. (1985) során jelent meg a felszínen, amely a fenti megfi- gyelések legjobb magyarázatát adná. Ebben az esetben ez A Koppány-völgye lenne az egyik bizonyíthatóan legfiatalabb törés az ország területén. Ráadásul, az elmúlt két év során a feltételezett A Koppány völgyének déli oldalán, Tamási DNy-i vetõ morfológiája nemhogy degradálódott volna — mint szélén a gyulaji út menti löszdomb É-i orrát lefejtették. A az várható lenne —, hanem élesebbé vált, észlelésünk feltárás rétegsorának földtani leírását JÁMBOR (1992), malakológiai és paleomágneses vizsgálatát JÁMBOR és tár- sai (1994) végezték el. A feltárás rétegsora három részre osztható: alul vörös, barnásvörös, vöröses szürke, agyagot, agyagos aleuritot, középen sárgásszürke homokot tár föl, mészkonkréciós szemekbõl álló kavicszsinórral. A sorozatot lösz fedi minimum 10 m vastagságban (l. JÁMBOR 1992). Az alsó részt az alsó-pleisztocén Tengelici Vörösagyag Formációba, a középsõt a külsõ-somogyi homoksorozatba, a fedõ összletet a felsõ-würmi löszök közé sorolták JÁMBOR et al. (1994). Szerkezetileg a feltárás legszembetûnõbb jelensége a DNy-i részén látható — fedõ löszbe is belenyúló — vetõ- csoport és ehhez kapcsolódó réteg menti megnyúlások, deformációk. Az elmozdulások jellegét és nagyságát két, egyaránt kettõsrétegû paleotalaj szint tükrözi (11. ábra). Ezeket a síkokat korábbi értelmezések során gravitációs eredetû csúszási síkoknak és ennek következtében fellépõ rogyásos szerkezeteknek tartották. Azonban ezen É–D – ÉÉK–DDNy-i csapású síkok egy csoportja mentén az elmozdulás feltolódásos jelleget mutat, és itt a síkok lefelé 10. ábra. Egy sugárirányú völgy kisebb, enyhe morfológiájú egy közös, majdnem függõleges felületbe tartanak össze oldalvölgyének közepén, DDK–ÉÉNy-i csapásban, beszakadással (11. ábra). A forma leginkább pozitív virágszerkezethez jelenleg is nyíló völgyecske Ecseny mellett (E, helyét l. az 1. ábrán) A völgy alaprajza ellépõ rombuszok sorozata, amely balos jellegû, hasonló, ez utóbbiak pedig rendszerint transzpressziós jel- széthúzásos eltolódást jelez. 1 — domborzat dõlése, 2 — szétnyílás legû törések tipikus kísérõi (cf. HARDING 1973; iránya, 3 — völgytalp lejtése SANDERSON, MARCHINI 1984). Figure 10. SSE–NNW striking (re)opening or breaking in of a small Kísérõjelenségként a törések szomszédságában valley in the lateral branch of a meridional valley near Ecseny (E, see közvetlenül a paleotalaj alatti sorozatban az aleuritba fig. 1. for its location) települõ agyagos aleurit és agyagszintek mikrogyüre- The orientation of the rhombus shape series of the valley ground-plan indicates left lateral tensional movement. 1 — dip of morphology, 2 — dezettséget mutatnak, amelyet egyes szakaszokon kis direction of opening, 3 — dip of valley floor vetõk vágnak át. Jellegük lehet mind normál mind fel- 120 MAGYARI ÁRPÁD et al.

11. ábra. Kompressziós — pozitív virágszerkezet — É-D – ÉÉK–DDNy-i csapású síkok mentén a Koppány völgyének déli oldalán, Tamási DNy-i szélén (T, helyét l. az 1. ábrán) A törések a felsõ-pleisztocén rétegsort fedõ, kettõs paleotalaj szinteket tartalmazó löszt is átvágják. 1 — lösz, 2 — homokos lösz, 3 — barnás- fekete agyagos aleurit, 4 — vöröses barna agyagos aleurit, 5 — aleu- 12. ábra. Feltehetõen a 11. ábra feltárásában látott nagyobb vetõk ritos homok, 6 — vörös agyag, 7 — vöröses szürke agyagos aleurit, 8 mûködését kísérõ szeizmikus sokk kísérõjelenségei (Tamási DNy-i — törmelékkel fedett rész, 9 — csuszamlás (1–5 — felsõ-pleisztocén, szélén) 6–7 — alsó-pleisztocén, JÁMBOR et al. 1994 alapján) a) Kis vetõkkel szabdalt agyagos aleurit, agyag lemezek. b) Mikro- Figure 11. A positive flower structure along N–S – NNE–SSW strik- gyüredezett aleuritos agyag ing thrusts in the Koppány river valley near Tamási (T, see figure 1 Figure 12. The attending occurences of larger tectonic activity for its location) and/or seismic shock in Upper Pleistocene silt and clay in the Tamási The faults also cut into the young loess which cover the double paleosoil section of figure 11 horizont. 1 — loess, 2 — sandy loess, 3 — brownish-black clayley silt, a) Small faults in clayley silt and clay b) Third or fourth order microfolds 4 — reddish brown clayley silt, 5 — silty sand, 6 — red clay, 7 — red- in silty clay dish grey clayley silt, 8 — proluvial cone, 9 — slumping (1–5 — Upper Pleistocene, 6–7 — Lower Pleistocene, based on JÁMBOR et al. 1994) fölfelé kiszökni, így a nyomás oldalirányban (is) igyekszik feloldódni és hullámos, hurkásodó rétegvastagságokat tolódásos (12. ábra, a). A feltárás ÉK-i oldalában eredményez. Hasonló jelenséget a plasztikus deformá- ugyanebben a horizontban homokos aleuritban vetõ- ciókkal foglalkozó munkákban „hidroplasztikus hurkák” mentes, mikroméretû vízkiszökések sorozata illetve — a („hydroplastic boudinage”) néven írták le (MONTENAT finomhomokos rétegek — hurkásodása látszik. Ezt a 1990). finomabb szemcseméretû fedõ és fekvõ aleurit, agyagos Az elõzõekben taglalt homokos aleuritos rétegsorozat- aleurit lemezek (helyenként vékony rétegek), mikrogyüre- ban Tamási DK-i végén, a Szurokhegy peremén elhe- dezetten illetve hullámosan megnyúlva keretezik (12. ábra, lyezkedõ kis homokbányában is találhatók lisztrikus szin- b). Ez a típusú mikrogyüredezettség („kink-fabric”) vízzel szediment vetõk. A vetõket az aleuritot fedõ homok tölti telített, agyagos fedõ és fekvõ közé zárt homokos ki, elmozdulása lefelé haladva növekszik (13. ábra). üledékekben gyakran fordul elõ vetõdésekkel, gyûrõdés- A kompressziós magtól DNy-ra a feltárás pereme sel, földrengéshullámokkal és/vagy víztelenedési jelen- lejtõiránnyal párhuzamosan lefelé haladva, egyre laposab- ségekkel együtt. A mikrokredõzõdést a pórusvíz nyomásá- ban ívelt sík mentén több mint 5 méteres ugrómagassággal nak kismértékû megváltozása — a fenti folyamatok lejjebb található. Az elmozdult szárny blokkja a sík egyikének hatására — váltja ki, így kialakulása nem az dõlésével ellentétesen kb. 30º-al elfordult. A sík fölötti elsõdleges feszültségtér függvénye (VAN LOON et al. homokos–aleuritos rétegek hullámosak, lejtõirányban 1985). Gyakori olyan eset is, amikor a nagyobb porozitású megnyúltak, bennük kicsi — szintén lejtõirányban dõlõ — üledék (itt finom homok) víztartalma a keletkezõ túl- normál vetõk találhatók. A jelenség vízzel átitatott anyag nyomás vagy a záróréteg szigetelõ hatása miatt nem képes lejtõ menti csuszása — helyenként a belsõ deformáció Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel 121

13. ábra. Lisztrikus szinszediment normál vetõ felsõ-pleisztocén aleuritos homokban a Koppány völgyében, Tamási DK-i peremén (T, helyét l. az 1. ábrán) 1 — középszemû homok, 2 — finomszemû homok, 3 — aleurit, 4 — homokos aleurit, 5 — lisztrikus vetõ. Figure 13. Listric synsedimentary fault in Upper Pleistocene silty sand in the Koppány river valley near Tamási (T, see figure 1. for its location) 1 — medium sand, 2 — fine sand, 3 — silt, 4 — sandy silt, 5 — listric fault erõsebb jellege miatt már —, csuszamlása (14. ábra). A meredeken kiemelkedõ partfalban agyagos–homokos tektonikai eredetû törésektõl jól elkülöníti a aleuritos rétegsor települ. Fedõje átülepített, helyenként csuszási/csuszamlási sík lefelé gyorsan hirtelen ellapuló lemezességet mutató sárgásbarna lösz. A sorozat középsõ jellege, dõlésiránya és a „levetett szárny” üledékének grav- részén hullámzó, lapos (30–50º-os), ÉNy felé dõlõ itációs áthalmozásos eredetû — belsõ —, deformációi. vetõsík található — nem dõlésirányú — karcokkal (15. Szintén a Koppány-völgyében, de annak nyugati ábra). Jellegük áttolódásra utal, a sík alatti rétegek 10–15 részén, a patak déli oldalán Somogydöröcske határában a fokban délkeleti irányban kibillentek. A fenti laposan

15. ábra. Hullámzó, lapos (30–50°-os), ÉNy-felé dõlõ vetõsík, nem dõlésirányú, feltolódásos jellegû karcokkal pleisztocén agyagban, aleuritban. Koppány-völgye, Somogydöröcske (Sd, 14. ábra. Nedves, löszös homok suvadási felület fölötti lejtõirányú helyét l. az 1. ábrán) csuszamlásos eredetû belsõ deformációi (11. ábra szelvényének Figure 15. NW-dipping, SE vergent, undulating thrust plane with DNy-i peremén). slickensides in Pleistocene clay and silt in the Koppány valley near Figure 14. Internal deformations of slumping of wet sand over a Somogydöröcske (Sd, see figure 1 for its location). The thrust plane gravitational sliding surface (SW corner of section of figure 11) is a surface of discordance at the same time 122 MAGYARI ÁRPÁD et al. dõlõ ÉNy-i törésirányok mind a Kis Koppány, mind a Jaba-patak völgyének déli, meredek oldaláról származó mérések között megtalálhatók, bár ott karcolt felületeket nem észleltünk. A vetõsík alatti rétegek kibillent volta vetõmûködés elõtti vagy közbeni erõteljes mozgásokra utalnak. A billenés idejétõl függõen lehetséges, hogy a leírt feltolódás síkja eredetileg 10–15º-al meredekebb lehetett.

A Kapos völgye és a Balaton déli partja A vizsgált területet délrõl a Kapos völgye, északról a Balaton határolja. Elõbbi területen Kaposkeresztúr határában, kis homokbánya felsõ pleisztocén folyóvízi homokot tár föl, tetejében feltehetõen riss–würm közötti mérsékelt idõszakban képzõdött sötétbarna–fekete paleotalaj horizonttal. A látható falszakaszon kis méretû vetõk, üledékkel kitöltött árkok, félárkok találhatók nagy szám- ban. Ezekhez szeizmitek, terheléses szerkezetek, csúszá- sokhoz kapcsolható kompressziós szerkezetek, valamint csuszamlások és víz alatti kúszások nyomai társulnak (16. ábra, a, b). Mindezek arra utalnak, hogy megle- hetõsen aktív tektonikai tevékenységnek kellett az üledékképzõdéssel egy idõben lejátszódni. Ráadásul, az észlelt paleotalaj szint ma kb. 50 méterrel a Kapos mai 16. ábra. Felsõ-pleisztocén folyóvízi homok üledékes és szin- vízszintje fölött található, alatta pedig az említett allu- szediment tektonikus bélyegei, Kaposkeresztúr mellett (Ka, helyét l. az 1. ábrán) viális rétegsor következik. Ez azt jelzi, hogy megle- a) Szinszediment félárok szerkezet egyik végén lapos feltolódás- hetõsen gyors relatív kiemelkedésnek kellett történnie a sal, homokrétegecskék csuszamlásos bélyegeivel, vetõk menti területen. kivastagodásával. b) Szinszediment vetõ csuszamlásos, kúszásos A Balaton partvonala mentén és ahhoz közel — már az eredetû üledékdeformációkkal M-7-es autópálya építkezés megkezdése elõtt is — szintén Figure 16. Synsedimentary structures of Upper Pleistocene alluvial sand, near Kaposkeresztúr (Ka, see figure 1 for its találhatók voltak negyedidõszaki mozgásokra utaló location) bélyegek. Ezek egyik legszebb példája a Balatonszemestõl a) Small scale half-graben structures and small thrust with slumps délre lévõ Bagó-völgy, ahol az enyhe ívû, sugárirányú and thickening of sand layers. b) Synsedimentary fault with slides and slumps

17. ábra. Fiatal lösszel fedett, kulisszásan elrendezõdött ÉÉK–DDNy-i csapású dombsorozat Balatonszemestõl délre (Bsz, helyét l. az 1. ábrán) A dombok elrendezõdése balos kompressziós eltolódásra (transzpresszióra) utal a sugárirányú völgy mentén. A térképkivágat pöttyözött vo- nala a fényképen látható szelvény helyét jelzi Figure 17. NNE–SSW oriented en-echelon folds covered by young loess in the middle of a N–S striking meridional valley, south of Balatonszemes (Bsz, see figure 1. for its location) The arrangement of the folds indicates sinistral compressive strike slip (transpression) along the valley. The dotted line on the map indicates the section of the photo Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel 123

18. ábra. ÉNy–DK-i tengelyirányú, szinszediment gyûrõdés közel merõleges metszete pannon homokban, a látrányi homokbányában (Lh, helyét l. az 1. ábrán) (CSONTOS et al. 2001 után) Figure 18. Cross section of a NW–SE directed synsedimentary fold in Pannonian sand near Látrány (Lh, see figure 1 for its location) (CSONTOS et al. 2001) irányú, ÉÉNy–DDK-i irányú völgy közepén homokos A megfigyelések elemzõ összegzése lösszel fedett kis dombok sorakoznak, kulisszás elrendezõdés szerint, ÉÉK–DDNy-i csapásban (17. ábra). A közel harminc helyszínen végzett mikrotektonikai Ez a sorozat eróziós tényezõkkel (pl.: kimosás, szél) nem mérések során mind a negyedidõszaki (19. ábra, a), mind hozható létre. A dombok elrendezése és iránya fiatal, balos a pannóniai üledékekben (19. ábra, b) — a lejtõmozgás- jellegû transzpressziós mozgást sejtet a völgy mentén. ból eredõ elválások kizárásával — végeztünk méréseket. Itt kell megjegyezni, hogy a Koppány völgyében, Ezek — fõleg Mohr-litoklázis párok, kisebb részben Tamási peremén észlelt kompressziós szerkezetek csapása vetõkarcos felületek elemzése — során elõzetesen négy pontosan ilyen irányú kulisszák belsõ töréses irányainak tektonikai fázist sikerült elkülöníteni (19. ábra, c). Az feleltethetõ meg, és az egymást követõ dombok itt is eredményül kapott feszültségterek alapján egyiket hasonló irányban és módon vannak elrendezve. Ugyanez ÉK–DNy, a másikat ÉNy–DK a harmadikat észlelhetõ számos helyen, többek között Bonnyapusztán ÉÉNy–DDK-i, a lehetséges negyediket KÉK–NyDNy-i illetve Tamásitól északra, a Koppány északi oldalán is, irányú megnyúlás jellemzi (19. ábra, c). Mind a négy ahol a sugárirányú hátak ÉÉNy–DDK-i rendszerét irány kimutatható volt a negyedidõszaki képzõdmények helyenként egy-egy É–D – ÉÉK–DDNy-i csapású domb- bázisát adó vagy környékbeli pannóniai feltárásokban, hát felülírja. ellenben a negyedidõszaki képzõdményekben csak A Balatonhoz szintén közel, Látránytól délnyugatra, három. Ezért a pannóniai feltárásokban mért törések egy jelenleg is mûködõ pannóniai korú homokbánya éppen közül egy, a NyÉNy–KDK irányú megnyúlással jelle- belevág egy sugárirányú hát peremébe. Az alluviális–delta mezhetõ fázis „kiszûrhetõ”, mivel a fiatalabb képzõd- környezetben leülepedett, progradáló rétegekbõl álló ményekbõl nem mutatható ki. Ez feltehetõen pannóni- ai–prekvarter korú. homok jól osztályozott, a rétegek enyhe ívû, kb. 50 m hul- A „maradék” három fázis elemei szinte minden tanul- lámhosszú, néhány méter magasságú, ÉNy–DK-i tengelyû mányozott negyedidõszaki felszíni rétegsorban és redõzõdést mutatnak (CSONTOS et al. 2001) (18. ábra). A feltárásban litoklázisok, kis méretû normál vetõk (elmoz- redõzõdés elõtt ülepedett rétegformák kúszó hullámfod- dulás cm–m nagyságrendû), helyenként feltolódások, rok, a gyûrt rétegek vastagsága eltérõ a szinklinális pozitív virágszerkezetek, kulisszás szerkezetek, kitöltött magjában és szárnyán. Hasonló irányú redõk sejthetõk a telérek és redõzõdés formájában megjelennek. Ezeket szomszédos területeken a Balaton alatti nagyfelbontású szeizmikus tevékenységhez kapcsolódó rétegzavarok; szeizmikus szelvényeken is. Szekvenciasztratigráfiai meg- víztelenedési bélyegek (szeizmitek, dm–m nagyságrend), gondolások alapján a gyûrõdés idejét CSONTOS et al. mikrogyüredezettség („kinkesedés”), vízalatti üledék- (2001) kora-pannónianak tartották. Feltehetõen a csuszamlások nyomai kísérik a vizsgált helyszíneken. Az „látrányi-hát” teljes szelvénye hasonló módon enyhén észlelt törésirányok mindegyike nyomozható a fekvõ gyûrt szerkezetet mutat. A gyûrõdés késõ-neogén idõpont- pannóniai üledékektõl a fiatal fedõ löszig, annak legföl- ja még további bizonyításra szorul, hiszen hasonló ten- sõ, halvány, vörösesbarna, gyengén fejlett paleotalaj gellyel — még évekkel ezelõtt — szintén enyhe ívû szintjéig, illetve helyenként a felszínen is. Mindezek redõzõdés volt látható negyedidõszaki homokban is az alapján lehetséges korukat késõ-negyedidõszakinak M-7-es autópálya bõvítése során, a balatonvilágosi sza- feltételezzük. kaszának bevágásában, a rézsû humusszal való betakarása E törések relatív sorrendjét a terepi szerkezetföldtani elõtt. mérések és megfigyelések alapján nem sikerült megállapí- 124 MAGYARI ÁRPÁD et al.

19. ábra. Jelentõsebb helyszíneken mért litoklázisok és vetõk (Schmidt-háló, alsó félgömb vetület) a) pleisztocén képzõdményekben, b) pannóniai képzõdményekben, c) Mohr-litoklázis párok elemzésével kimutatott negyedidõszaki és pannóniai megnyúlási irányok. Minden irány (négy) kimutatható a pannóniai üledékekben, a negyedidõszaki üledékekbõl csak három Figure 19. Joints and faults were measured in the most important places of investigation (Schmidt net, lower hemisphere projection) a) in Pleistocene sediments b) in Pannonian sediments c) Based on analysis of Mohr-sets of faults four different sets were separated. All of them can be seen in Pannonian sediments and just three of them in Quaternary Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel 125

20. ábra. Digitális terepmodell elemzés során felismerhetõ fõbb, fiatal szerkezeti vonalak Külsõ-Somogy területén, a hosszirányú és a sugárirányú völgy- és hátrendszer elemeinek elhagyásával, a látható összes elem ábrázolása nélkül. (A digitális terepmodell a Magyar Állami Földtani Intézetben készült a MH Térképeszeti Kht. DDM–10-es adatbázisa alapján) Figure 20. Analysis of neotectonic lines of DEM. The transversal and longitudinal valley system are not indicated. Five young direction can be seen. (The number of lines doesn’t reflect the total number of the elements). (The name of the (The DEM was processed by the Geological Institute of Hungary on the basis of DDM–10 database of Cartographic Office of the Hungarian Army) tani. Ezek alapján akár feltételezhetõ lenne az is, hogy egy vetõket és a környékbeli sugárirányú völgyekben szintén idõben vagy egymást többször váltva léteztek, esetleg a fiatal, a mai napig is aktív, balos eltolódásokat találtunk. mai napig is léteznek. Az egyes szerkezeti események, a Ezek kulisszás redõsorokként jelennek meg a felszínen. törések jellegérõl és mûködésük relatív idejérõl digitális Mellettük folyamatosan recens felújulást szen- terepmodell elemzéssel, terepi, morfotektonikai vizsgála- vedett/szenvedõ völgyet is megfigyeltünk, amelyek iránya tok segítségével próbáltunk közelebbi képet kapni. a kulisszás sorozatokhoz képest Riedel-törésnek felel meg, Digitális terepmodell elemzés során — amelybõl kizár- s geometriája alapján balos eltolódással nyitható fel. A tuk a sugárirányú hát- és völgyrendszerek, illetve a fenti törésirányok egyazon — ÉNy–DK-i kompressziós hosszanti völgyek alkotta morfotektonikai vonalakat — a irányú — feszültségtérbe illeszthetõk. felszín fiatal képét tagoló öt irányt sikerült elkülönítenünk. A közel É–D-i völgyirányok mentén — Lullán kívül Ezek közül uralkodóak az ÉÉK–DDNy, ÉNy–DK és — erõteljesen kifejlõdött kulisszás boltozatokat talál- NyÉNy–KDK-i szerkezetek (20. ábra), amelyek az tunk többek között a Balaton déli partján ÉK–DNy és KÉK–NyDNy megnyúlási irányokkal jelle- Balatonszemestõl délre, valamint Tamási és mezhetõ feszültségterek törés mintájával egyezik. Kaposkeresztúr környékén is. Az elmozdulások a „törés- Valószínûleg ezek az irányok a legfiatalabbak, s felte- minták” és az ÉÉK–DDNy-i kulisszás boltozatirányok hetõen — geológiai értelemben — közel egy idõben alapján balos, kompresszív, azaz transzpressziós jel- mûködhettek, mivel domináns metszõdési sorrendet sem legûek lehettek. Digitális terepmodellen számos további, lehetett megállapítani az elemzett kép segítségével sem. ehhez hasonló redõsorozat mutatható ki (21. ábra). Ezek A terepi morfotektonikai vizsgálatok során a Jaba-völ- mind az „eredeti” ÉÉNy–DDK – ÉNy–DK-i sugárirányú gyében, Lulla környékén a földrengéshez kötõdõ fiatal völgyek és hátak rendszerét — viszonylag kezdeti fázis- 126 MAGYARI ÁRPÁD et al. ban de — fölülírják. Ráadásul, a Jaba-völgyét Lullánál Kérdéses, vajon mennyire fiatalok ezek az áttolódások, metszõ — névtelen — völgy a topográfia alapján hiszen a Koppány-völgyében észlelt feltolódás például az feltételezésünk szerint 100 méteres nagyságrendben elõbb tárgyalt recens feszültségtér hatására is kialakulha- elveti azt balos eltolódásos jelleggel. A hosszanti völgy- tott. Mindenesetre feltételezhetõ, hogy a lapos feltolódásos rendszer hasonló jellegû, de több lépcsõs és kisebb felületek egy ÉÉNy–DDK-i irányú kompresszió mértékû elmozdulása jól tanulmányozható a Koppány hatásaként jöhettek létre. Ez az irány a mikrotektonikai völgye mentén is (21. ábra). Ezen ÉNy–DK-i kom- mérések alapján is kimutatható volt a területen (19. ábra). pressziós irányú — vagy ÉK–DNy-i megnyúlási irány- Ugyanezen kompressziós irány egyben a — korábbi nyal jellemezhetõ — feszültségtérhez tartozó tektonikai egységes délies irányú lefolyást megszüntetõ — völgyi mozgások a mai napig hatnak. vízválasztók rendszerét is kialakíthatta. A terepen és a terepmodelleken látható másik két fõ Másik fõ elem az ÉÉNy–DDK-i, sugárirányú hátak és morfotektonikai elem jellege és kialakulásának ideje völgyek rendszere (1., 21. ábra). Belsõ szerkezete az eddi- bizonytalanabb. Egyik a hosszanti völgyek rendszere (1., gi szórványos észleléseink szerint gyûrt, amely nemcsak a

21. ábra. Morfotektonikai elemzések alapján észlelt nagyobb késõ-negyedidõszaki szerkezeti elemek az összes elem feltüntetése nélkül A szerkezetek három késõ-negyedidõszaki szerkezeti fázis jellegét tükrözik: I. KÉK–NyDNy-i kompresszió, ÉÉNy–DDK – ÉNy–DK-i tengelyû gyûrõdésekkel. II. ÉÉNy–DDK-i kompresszió lapos feltolódásokkal. III. ÉNy–DK-i kompresszió, balos, transzpressziós, kulisszás redõs szerkezetekkel. 1 — sugárirányú völgyek és hátak iránya, 2 — eltolódások, 3 — feltolódások, 4 — kulisszás redõk iránya. (A digitális terepmodell a Magyar Állami Földtani Intézetben készült a MH Térképeszeti Kht. DDM-10-es adatbázisa alapján) Figure 21. Simplified map of Late Quaternary neotectonic elements of the Somogy Hills on the basis of the microtectonical measurements and morphotectonical investigations (Not all the elements are indicated). I. ENE–WSW Late Pleistocene compression with NNW–SSE striking folds. II. NNW–SSE Late Pleistocene compression. III. NW–SE Late Pleistocene – Holocene compression. 1 — lines of transversal valleys and ridges, 2 — strike slip faults, 3 — thrust faults, 4 — en-echelon folds. (The DEM was processed by the Geological Institute of Hungary on the basis of DDM-10 database of Cartographic Office of the Hungarian Army)

21. ábra). Ezekhez kapcsolódva a Jaba- Kis Koppány- és pannóniai magot, hanem a negyedidõszaki fiatal burkoló Koppány-völgyében — szintén a déli, meredek oldalakban felületet is érinthette. Kérdés, hogy egyazon esemény végzett mérésekbõl — ÉÉNy-i lapos dõlésû, több helyszí- részeként történt a redõzõdés, vagy tényleg volt-e egy nen vélhetõen feltolódásos jellegû törés-irányok voltak prekvarter fázis, mint azt a látrányi redõ (CSONTOS et al. kiszûrhetõk a negyedidõszaki képzõdményekbõl. 2001) sugallja. Szintén redõzõdésre— és késõ-negyed- Késõ-negyedidõszaki szerkezetfejlõdés vizsgálata Külsõ-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel 127 idõszaki korra — utal a völgyirányokra merõleges, Koppány, Koppány) lapos áttolódások és feltehetõen a völ- ÉÉK–DDNy-i kompressziós irányú, terepi mérések gyi vízválasztók rendszere is. alapján kapott feszültségtér is. Nemcsak a terepi mérések, 3. ÉNy–DK-i kompresszió, késõ-pleisztocén–holocén, hanem a szeizmikus szelvények értelmezése alapján is fel- amely a mai napig is aktív. Terepi megfelelõi tehetõ (CSONTOS et al. 2003), hogy a feszültségtérhez ÉÉK–DDNy-i csapású kulisszás redõsorozatok a sugár- tartózó Mohr-eltolódás párok is aktívak lehettek ebben a irányú völgyek közepén, illetve a hátak irányát, mor- fázisban. fológiáját már részben felülírva. Jellege balos transz- Egyenlõre a terepi észlelések és a digitális terepmodell presszió, amely egyes helyeken a hosszanti völgyeket száz alapján sem sikerült egyértelmûen eldönteni, vajon ez a méteres nagyságrendben is elvetheti balos eltolódásos jel- sugárirányú hát- és völgyrendszer, vagy a hosszanti völ- leggel. Terepen további észlelhetõ elemei: hosszanti völ- gyek rendszere az idõsebb. A terepmodellen látható gyek fiatal déli vergenciájú feltolódásokkal, Riedel-elmoz- nagyléptékû metszõdési viszonyok alapján — a korábbi dulásokhoz kapcsolódó recens völgyfelújulások, illetve — kutatók megállapításaiva is összhangban —, a hosszanti földrengésekhez (is) kapcsolódó — elmozdulások. E fázis völgyrendszer tûnik fiatalabbnak, ezt a kronológiát sugall- a mai domborzat fejlõdés mozgatója, s ezek alapján a ta a digitális terepmodell töréseinek elemzése is (20., 21. Somogyi-dombság ma is aktív, kompressziós tektonika ábra). színtere. További kérdés marad, hogy milyen a két közel A fentiekben elkülönített fázisok fenti felté- hasonló, a legfiatatalabb, ÉNy–DK- és az ÉÉNy–DDK- telezésünk szerint eltérõ, külön események eredményei. i kompressziós iránnyal jellemezhetõ rendszerek Nem zárható ki azonban, hogy a mai napig is tartó egymáshoz való viszonya. Elõbbi bizonyíthatóan a mai ÉNy–DK-i kompressziós irány (3. fázis) egy korábbi napig is hat, utóbbi — nemcsak — a „kizárásos” sor- ÉÉNy–DDK-i kompressziós tér (2. fázis) szerkezeti rend alapján is a második legfiatalabb. Utóbbi az eset- felújulásának tekinthetõ vagy hasonló irányaik, kom- ben a mai napig is tartó ÉNy–DK-i kompressziós irány pressziós jellegük alapján e két töréscsoport nem keze- egy korábbi ÉÉNy–DDK-i kompressziós tér szerkezeti lendõ külön fázis eredményének. De az is lehetséges, felújulásának is tekinthetõ. Alternatív megoldás, hogy hogy geológiai értelemben a fenti feszültségterek hasonló irányaik, kompressziós jellegük alapján a egyidõben létezhettek egymást mellett és a megfigyelt két töréscsoportot nem kezeljük külön fázis ered- szerkezetek egy nagyobb szabású, mélyen gyökerezõ ményének. esemény (pl.: felboltozódás, pikkelyezõdés, oldal- eltolódás — l. szerkezeti modellek) kísérõ jelenségei, Következtetések amelyek együttesen alakították ki és napjainkban is for- málják a Somogyi-dombság morfológiáját. Terepi szerkezetföldtani mérések és morfotektonikai elemzéseink alapján Külsõ-Somogy — és feltehetõen az egész Somogyi-dombság — területén a késõ-negyed- Köszönetnyilvánítás idõszak folyamán több feszültségtér is létezhetett egymás után vagy váltakozva. Ezek közül három késõ-negyed- A kutatási munka az MTA Bolyai János Kutatói idõszaki szerkezeti fázis jellegét, lehetséges sorrendjét és Ösztöndíj (Magyari Árpád) keretében valamint a T 037593 domborzati megfelelõjét feltételezzük (21. ábra): sz. OTKA és a TÉT F–19/99 sz. együttmûködési pro- 1. KÉK–NyDNy-i kompresszió, késõ-pleisztocén, gramjának támogatásával készült. Thamóné Bozsó fõleg gyûrõdésekkel. Domborzati megfelelõi az Editnek a mikromineralógiai vizsgálatok gondos ÉÉNy–DDK – ÉNy–DK-i sugárirányú völgyek és hátsá- elkészítéséért, SÍKHEGYI Ferencnek pedig a kézirat alapos gok rendszere. és kritikus lektorálásáért szeretnénk köszönetünket kife- 2. ÉÉNy–DDK-i kompresszió, késõ-pleisztocén, jezni. jellemzõ szerkezete a hosszanti völgyek menti (Jaba, Kis-

Irodalom – References

BRODZIKOWSKI, K., VAN LOON, A. J. 1987: A systematic classifi- CHOLNOKY J. 1918: A Balaton hidrográfiája. — IN: LÓCZY , L.: A cation of glacial and periglacial environments, facies and Balaton Tudományos Tanulmányozásának Eredményei I. deposits. — Earth-Science Reviews, 24, pp. 297–381. kötet 2. rész, 316 p. CHIKÁN G., CHIKÁN G-NÉ, ERDÉLYI J., FARKAS P., KÓKAI A. CSONTOS, L., MAGYARI, Á., MAGYAR, I., VIDA, R., VAN VLIET- 1984–1985: A Balatoni tágabb üdülõkörzet mérnökgeológiai LANOE, B. 2001: Syn-sedimentary folding in Late Neogene térképsorozata (1: 50 000). — Kézirat, Magyar Állami of Lake Balaton, Hungary. — The Stephan Müller Topical Földtani Intézet Conference of the European Geophysical Society: 128 MAGYARI ÁRPÁD et al.

Quantitative Neotectonics and Seismic Hazard Assesment: MONTENAT, J. L. 1990: Evolution structurale du Plateau Ibléen New Integrated Approaches for Environmental Management, (Sicile, Italie) dans le cadre de l’arc Tyrrhenien: Géometr des Balatonfüred, Hungary, September 22–26, Abstract Book, p. dépots, déformations synsédimentaires et étapes de la structura- 12. tion du Crétacé ’Actuel — Thése Universitéte, Nancy 257 p. CSONTOS, L., MAGYARI, Á., SZTANÓ, O., VAN VLIET-LANOE, B. MUSITZ B. 2002: Neotektonikai megfigyelések a Somogyi-domb- MUSITZ, B., BERGERAT, F., MANSY, J-L. 2003: Neotectonics of ság területén. — Kézirat. Szakdolgozat, ELTE TTK, Általá- the Somogy Hills (Part II.) : Evidence from seismic sections. nos és Történeti Földtani Tanszék, Budapest, 65 p. — The Fourth Stephan Müller Conference of the Eouropean PÁVAI VAJNA F. 1917: A földkéreg legfiatalabb tektonikai mozgá- Geosciences Union, Geodynamic and Tectonic Evolution of sairól. — Földtani Közlöny 47 (4–9), pp. 249–253. the Carpathian Arc and its Foreland: Environmental PÁVAI VAJNA F. 1926: A földkéreg legfiatalabb tektonikai mozgá- Tectonics and Continental Topography, Abstract Book, pp. sairól. — Földtani Közlöny 55 (1–12), pp. 63–85. 45–46. PÁVAI VAJNA F. 1931: Magyarország hegységeinek szerkezeti ERDÉLYI M. 1961: Külsõ-Somogy vízföldtana. — Hidrológiai vázlata. — Földtani Közlöny 60 (1–12), pp. 1–33. Közlöny 41 (6), pp. 445–458. PÁVAI VAJNA F. 1943: A Dunántúl hegységszerkezete. — ERDÉLYI M. 1962: Külsõ-Somogy vízföldtana. — Hidrológiai Beszámoló a Magyar Királyi Földtani Intézet vitaüléseinek Közlöny 42 (1), pp. 56–65. munkálatairól, 5, pp. 213–237. GERNER P. 1992: Recens kõzetfeszültség a Dunántúlon. — PÉCSI M. 1975: A magyarországi löszszelvények litosztratigráfi- Földtani Közlöny 122 (1), pp. 89–105. ai tagolása. — Földrajzi Közlemények 23 (3–4), pp. 217–230. GERNER P. 1994: Dél-dunántúli neotektonikai modellek a magyar SANDERSON, D. J., MARCHINI, W. D. 1984: Transpression. — földtani szakirodalom alapján. — Földtani Közlöny 124 (3), Journal of Structural Geology 6 (5), pp. 449–458. pp. 381–399. SCHMIDT E. R. 1951: Közép- és szigethegységeink szerkezeti HARDING, T. P. 1973: Newport–Inglewood Trend, California – An kialakulásának geomechanikai alapjai. — Bányászati Lapok Example of Wrenching Style of Deformation. — American 84, pp. 357–372. Association of Petroleum Geologists Bulletin, 57 (1), 97–116. SEILACHER, A. 1969: Fault-graded beds interpreted as seismites JÁMBOR Á. 1992: Néhány hazai kvarter feltárás szelvénye és — Sedimentology 13 (1–2), pp. 155–159. rétegsoruk földtani értelmezése. — Kézirat. Kutatási jelentés, SÍKHEGYI, F. 2002: Active structural evolution of the western and Magyar Állami Földtani Intézet, Alapkutatási Fõosztály, 48 p. central parts of the Pannonian basin: a geomorphological JÁMBOR Á., KROLOPP E., LANTOS M. 1994: A tamási útbevágás és approach — European Geoscience Union Stephan Mueller a kölesdi téglagyár fejtõ kvarter rétegsora malakológiai, Special Publication Series 3, pp. 203–216. paleomágneses és földtani vizsgálati eredményeinek STRAUSZ L. 1942: Adatok a dunántúli neogén tektonikájához. — értékelése. — Kézirat. Kutatási jelentés. Magyar Állami Földtani Közlöny 72 (1–3), pp. 40–52. Földtani Intézet, Alapkutatási Fõosztály, 60 p. SÜMEGHY J. 1953: Medencéink pliocén és pleisztocén rétegtani JÁMBOR Á., RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E. 2002: A közép-dunai kérdései. — Földtani Intézet Évi Jelentése 1951-rõl, pp. terület kvarter taplszint térképe szerkesztésének eredményei. 83–109. — Földtani Intézet Évi Jelentése 1999–1998-ról, pp. URBANCSEK J. 1963: Pliocén és pleisztocén üledékek földtani 161–175. szintézisének újabb lehetõségei a földtani kutatásban. — LÓCZY L. 1913: A Balaton környékének geológiai képzõd- Hidrológiai Közlöny 43 (5), pp. 392–400. ményei és ezeknek vidékek szerinti telepedése. — IN: URBANCSEK J. 1977: A pannóniai medence mélységi víztározói LÓCZY L.: A Balaton Tudományos Tanulmányozásának — In: URBANCSEK J. (ed): Magyarország mélyfúrási kút- Eredményei I. jainak katasztere VII. kötet. OHV Vízgazdálkodási Intézet LÓCZY L. 1918: Magyarország földtani szerkezete. — Magyar kiadványa, VIZDOK, Budapest, 546 p. Állami Földtani Intézet kiadványa 43 p. VAN LOON, A. J., BRODZIKOWSKI, K., GOTOWALA, R. 1985: Kink LÓCZY L. IFJ. 1926: A Dunántúl hegyszerkezetérõl. –— Földtani structures in unconsolidated fine-grained sediments — Közlöny 55 (1–12), pp. 57–63. Sedimentary Geology 41 (2–4), pp. 283–300. MAROSI S., SZILÁRD J. 1958: A Balaton somogyi partvidékének VAN VLIET-LANOE, B., ONNET, S. B., HALLEGOUET, B., LAURENT, geomorfológiai képe. — Földrajzi Közlemények, 6, pp. M. 1997: Neotectonic and seismic activity in the Armorican 341–361. and Cornubian Massifs: Regional Stress field with glacio- MAROSI S., SZILÁRD J. 1974: Újabb adatok a Balaton koráról. — isostatic influence. — Journal of Geodinamics 24 (1–4), pp. Földrajzi Értesítõ 23 (3), pp. 333–346. 219–239. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 129–142.

A csillagászati korbesorolás bevezetésének és alkalmazásának lehetõségei a Körös-medencei pleisztocén rétegsorban Possiblities of orbital tuning in the Pleistocene succession of Körös basin: first approach

TÓTHNÉ MAKK ÁGNES, UNGER ZOLTÁN ÉS NÁDOR ANNAMÁRIA

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszavak: folyóvízi üledékképzõdés, pleisztocén, ciklus, Keywords: Fluvial sedimentation, Pleistocene, cycles, Milankoviæ elmélet, Körös-medence Milankovitch theory, Körös Basin

Összefoglalás Abstract A Dévaványa D–1 és Vésztõ V–1 magfúrás ciklussztratigráfiai NÁDOR et al. 2000 pointed at the similarity of MS curves vizsgálata során Nádor et al. (2000) rámutatott a mágneses szuszcep- Dévaványa D–1 and Vésztõ V–1 versus oxygen isotope tibilitás fúrásokban mért görbéi és az ODP 677 fúrás tengeri oxigén- proxy of marine ODP 677 site based on cyclostratigraphic izotóp-görbéjének hasonlóságára. A görbék közötti kapcsolat oka a study of these sections. The cause of this relationship is the földi pályaelemek változásának ciklusos jellege, amely a klímán cyclicity of orbital variables that effect both marine and ter- keresztül mind a tengeri, mind a szárazföldi üledékképzõdésre hat. Az restrial sedimentation through climate. Of the orbital vari- excentricitás és a tengelyferdeség görbéje, az excentricitás-tengelyfer- ables the eccentricity, obliquity and eccentricity+obliquity deség összeggörbéje, valamint az oxigénizotóp-görbe közötti hason- additive curves were compared to the oxygen isotope proxy. lóságot vizsgáltuk matematikai eszközökkel. Megállapítottuk, hogy a The similarity was examined by mathemathical methods. We pleisztocénben sem a tengelyferdeség, sem az excentricitás görbéje concluded that neither the obliquity nor the eccentricity nem mutat egyszerû függvénnyel leírható periodicitást. Az 1,00–2,58 shows periodicity of a simple function during the millió év közötti idõszakban a tengelyferdeség és az excentricitás Pleistocene. Between 1.00 and 2.58 Ma the additive curve összeggörbéje 40 ezer éves, az 1 millió évnél fiatalabb idõszakban az gives the best approximation for the whole period and excentricitás 100 ezer éves ciklicitása ismerhetõ fel az oxigénizotóp- explains the secondary peaks of the oxygen isotope proxy. görbén. Az összeggörbe az egész idõszakra a legjobb közelítést adja, On the basis of paleomagnetic ages deriving from pale- és az oxigénizotóp-görbe másodlagos csúcsait is értelmezi. omagnetic measurements of these borehole sections between A fúrásokban elvégzett paleomágneses vizsgálatokból nyert mág- 0.00 and 2.58 Ma we have got 6 age/depth data per sections. neses korok alapján a 0,00–2,58 millió év közötti idõtartamra 6–6 Between two polarity reversals we ordered time to MS val- fúrásmélység/idõ adattal rendelkezünk. A mágneses térfordulások ues by linear interpolation. közötti szakaszokon a szuszceptibilitás értékeihez lineáris interpolá- The MS curves are characterized by regular alternation cióval rendeltünk idõértékeket. of minima and maxima. All possible maxima and minima A mágneses szuszceptibilitás görbéit a maximumok és mini- were listed, then the succeeding increasing minima were fil- mumok szabályos váltakozása jellemzi. E görbékre meghatároztuk az tered. Of all possible maxima the curve was characterized by összes minimumot és maximumot, majd az egymást követõ növekvõ the highest maximum between two selected minima. The minimumok elhagyásával szûrést végeztünk. A lehetséges maxi- resulting filtered data curve of MS values was then exam- mumok közül a görbét a két-két megmaradó minimum közötti leg- ined for peridocity. The average period time of eccentricity- nagyobb maximummal jellemeztük. A szuszceptibilitás így nyert jel- related Milankovic cycle is 94.1 ky in D-1 and 92.3 ky in V- leggörbéinek vizsgáltuk a periodicitását. Az excentritással összefüggõ 1 borehole section. The average period time of obliquity- Milankoviæ-ciklusok átlagos periódusideje a D–1 fúrásban 94,1, a related cycle is 49.5 ky in D-1 and 42.7 ky in V-1 borehole V–1 fúrásban 92,3 ezer év. A ferdeséggel összefüggõ Milankoviæ-cik- section. The mean variances are smaller than the half of the lusok periódusideje 49,5, illetve 42,7 ezer év. A szórás mindegyik period times. esetben kisebb a fél periódusidõnél. The model of sedimentation in the Körös subbasin is as Az üledékfelhalmozódást a Körös-medencében a következõ follows: the Pleistocene succession was deposited of auto- modellel közelíthetjük: a pleisztocén rétegsort 5–10 m meder- cycles of 5-10 m valley depth rivers controlled by allo- mélységû folyó (folyók?) allociklusok által is vezérelt autociklusai cyclicity. The allocyclicity appears in the increased or 130 TÓTHNÉ MAKK ÁGNES et al.

építették fel. Az allociklicitás egyrészt az autociklicitás (pl. meder- decreased recurrence time of autocyclicity e.g. meander átvágódás) gyakoriságának növekedésében, illetve csökkenésében, cut or crevassing. Allocyclicity is also reflected directly másrészt a lefolyás és törmelékszállítás változásain keresztül through the changes in discharge and sediment transport közvetlenül a rétegsor homokosabb vagy pelitesebb jellegének vál- capacity of the rivers producing alternating pelitic and takozásában mutatkozik meg. sandy character of the serie.

Bevezetés hogy a jelen cikk kiindulási helyzete érthetõvé váljon. Nádor és munkatársai (NÁDOR et al. 2000): A Magyar Állami Földtani Intézetben 1992 óta folyó — megvizsgálták és ismertették két, végig magvételes, medenceanalízis célja Magyarország területén különbözõ folyamatos üledékképzõdéssel jellemzett, nagy- földtani korokban létrejött nagy süllyedékek feltöltõdési vastagságú, folyóvízi fúrási rétegsor mágneses szuszcepti- törvényszerûségeinek megállapítása. 1998-ban indult meg bilitásváltozásait; a pleisztocénben süllyedõ medencerészek vizsgálata. — kimutatták, hogy a mágneses szuszceptibilitás Mivel a Körösök medencéjében az 1970-es évek második értékei a Körös-medencei fúrásokban szoros kapcsolatban felében mélyítették le szerkezetkutatási-, vízföldtani és vannak az üledék magnetittartalmával (a finomszemcsés mágneses kormeghatározási céllal a Dévaványa–1 és képzõdményekben feltétlenül számolni kell az Vésztõ–1 jelû magfúrásokat (FRANYÓ 1977, 1978a, b, agyagásványok mágnesezhetõségével is); COOKE et al. 1979), az alföldi pleisztocén üledékeknek a — megállapították, hogy a D–1 és V–1 fúrások jelenkori követelményeknek is megfelelõ újravizsgálatát rétegsoraiban az átlagos szemcseátmérõ és a mágneses és kiegészítõ vizsgálatát — korábbi neves kutató-elõdeink szuszceptibilitás görbéi ciklikus jellegûek; hírneves munkáira (KRIVÁN 1955, 1960, RÓNAI 1963, — a ciklicitás a hagyományos glaciális-interglaciális- 1968, 1969, 1972, 1985, BACSÁK 1940, 1942, 1955) interstadiális rendszerbe nem volt beilleszthetõ, mert támaszkodva ebben az alföldi részmedencében indítottuk azoknál kisebb periódusidejû változásokat mutatott; meg. — az átlagos szemcseátmérõ (Mz, l. FOLK, WARD A kutatás egyik célja az üledékképzõdés és a klíma 1957) és a mágneses szuszceptibilitás görbéi a perió- kapcsolatának az eddiginél teljesebb, az átfogó Alföld- dusidõk te-kintetében a tengeri oxigénizotóp-görbével kutatás lezárulása után megjelentetett nemzetközi alapku- mutattak hasonlóságot (l. a 3. ábrát az idézett cikkben az tatási eredmények alkalmazásán alapuló megismerése volt ODP 677-es mélytengeri fúrás adataival, SHACKLETON, (BERGER 1984, 1988, HAYS et al. 1976, IMBRIE, IMBRIE OPDYKE 1976 nyomán); 1980). Ez önmagában is kiváló téma, a végsõ cél azonban — az utolsó 1 millió évben mindkét görbe az excentri- a pleisztocén tagolhatóságának vizsgálata a citás 100 ezer éves ciklusait követte (vö.: IMBRIE, IMBRIE medenceterületeken. 1980, SHACKLETON 2000), a 2,58–1,00 millió év közötti A téma magában foglalta a két magfúrás rétegsorának 1,58 millió évben pedig a Föld tengelyferdeségének 40 üledéktani újravizsgálatát, különös tekintettel a 0,5–1 m-es ezer éves ciklicitásával mutatott jó korrelációt; mintavételi sûrûséggel, a fúrás mélyítésével egy idõben — a szuszceptibilitás magas értékeinek meleg, illetve elvégzett szemcseméret-eloszlási elemzések ered- alacsony értékeinek hideg klímához tartozását a szuszcep- ményeinek ciklussztratigráfiai feldolgozására (NÁDOR et tibilitás- és az Mz-értékeknél kisebb mintasûrûségû és al. 2000, 2003a). Új mintagyûjtéssel — átlagosan 1 m-es rendszertelenebb mélységközönkénti õslénytani (pollen- mintavételi sûrûséggel — készültek el a mágneses szusz- és puhatestû-) adatok számos esetben igazolták; ceptibilitás mérései (LANTOS in NÁDOR et al. 2003b), a — az üledékes ciklusok homokcsúcsai nagyrészt homok üledékekbõl pedig új nehézásványmintákat vizs- felmelegedést jelzõ szuszceptibilitás-, illetve oxigén- gáltunk a lehordási területek tisztázása érdekében (THAMÓ, izotóp-csúcsokkal estek egybe, azaz nagy mennyiségû KERCSMÁR 2000, THAMÓ et al. 2002). A két alapfúrás homok lerakódása ebben a medencebelseji övezetben a õslénytani adatait részben publikációkból (KROLOPP 1977, meleg klímaszakaszokhoz köthetõ; 1978, 1985, MIHÁLTZNÉ FARAGÓ 1982, RÓNAI 1985), — õsföldrajzi modelljük szerint valószínûleg jelentõs részben kéziratos anyagokból gyûjtöttük össze, ezek egy különbség van a medenceperemi és medencebelseji részét õskörnyezeti szempontból átértékeltük (SÜMEGI in rétegsorok között: a medenceperemhez közeli területeken NÁDOR et al. 2003). Sajnos, különösen a pollenvizsgálati durva szemû anyag-felhalmozódás valószínûleg a hideg eredmények nagy részét nem tudtuk felhasználni a túl idõszakokban is történt, a medence belsejébe azonban nagy vizsgálati mélységközök miatt (egy 40 ezer éves cik- vastagabb homok üledék a meleg periódusokban érkezett. lus átlagosan 5–10 m rétegvastagságú). Felvetették annak a lehetõségét, hogy a tengeri oxigén- A felesleges ismétlések elkerülése érdekében az alábbi- izotóp-összetétel és a mágneses szuszceptibilitás görbéjének akban röviden összefoglaljuk NÁDOR et al. (2000) leg- hasonlósága, azaz periódusidejüknek azonos idõben, azonos fontosabb megállapításait és eredményeit abból a célból, módon való megváltozása nem véletlenszerû, hanem azért A csillagászati korbesorolás bevezetésének és alkalmazásának lehetõségei a Körös-medencei pleisztocén rétegsorban 131 jelentkezik, mert mindkét változó a Föld pályaelem-változá- más hatók a görbék különbözõ pontjain — vélhetõen saival (Milankoviæ-ciklusok, vö.: MILANKOVIÆ 1930, 1941, valamilyen szabályossággal, de matematikailag nehezen BERGER 1984) van összefüggésben. leírható módon — is befolyásolják, nem fogunk olyan A szelvények vizsgálatát folytatva igyekeztünk egyszerû algoritmust találni, ami a kérdéses 2,58 millió kiküszöbölni azt a fennálló nehézséget, hogy földrajzilag és évben mechanikusan alkalmazható lenne. õskörnyezetileg igen távoli leülepedési helyszínek tulaj- A precesszió görbéjét azért nem vizsgáljuk, mert az donságait hasonlítjuk össze. A probléma megoldására azt a oxigénizotóp-görbe periódusideje a vizsgálandó 1,58 mil- közismert tényt használtuk fel (l. pl. BERGER 1978), hogy az lió éves szakaszon a tengelyferdeség-görbe körülbelül 40 oxigénizotóp-görbe változásai a Föld pályaelem- ezer éves periódusidejével egyezik. A precesszió kb. paramétereinek különbözõ mértékû, de együttes hatását 17–19 ezer éves ciklusai szuszceptibilitásgörbéinken nem tükrözik. Ezért elõször a tengeri oxigénizotóp-görbét, majd jelennek meg követhetõ szabályossággal. a szuszceptibilitásgörbéket azonos idõskálán az excentri- Az excentricitásgörbe (1. ábra) nagyon jól mutatja a citás, a tengelyferdeség- és a precesszió-görbékkel (LASKAR 100 ezer éves periódusidejû ciklusokat, bár a 2,5 millió év et al. 1993) hasonlítottuk össze. Célunk volt az is, hogy a alatt 26 teljes ciklus fejlõdött ki, tehát a periódusidõ mágneses szuszceptibilitásértékekbõl valamilyen algorit- valamivel kevesebb, mint 100 ezer év (átlag: 95,6 ezer év, mus vagy algoritmus jellegû összefüggés segítségével — a szórás: 17,1; átlagtól való eltérés: 13,8 ezer év). szelvényenként 6–6 mágneses forduló idõadatainak fel- A görbe maximumainak és minimumainak lefutása használásával — a szuszceptibilitásgörbék periódusidõit jól kirajzolja a körülbelül 400 ezer éves ciklusokat. Ha a kiszámítsuk és matematikai módszerekkel is megvizsgáljuk, ciklushatárokat az excentricitás-minimumokhoz ren- hogy valóban közel állnak-e ezek az értékek a 100 ezer és deljük, a periódusidõ 341,1 ezer év (szórás: 76,0; 40 ezer év periódusú ciklusokhoz. átlagtól való eltérés: 52,4 ezer év). Ha a ciklust úgy Amennyiben a 40 ezer és 100 ezer éves periódusok elfo- definiáljuk, hogy minden negyedik 100 ezer éves alcik- gadható pontossággal és reprodukálható módon kimu- lus maximumánál legyen a 400 ezer éves ciklus határa, tathatók ebben a két fúrásban, ez magában foglalja annak a akkor az 5. és 6. ciklusnál már 60–80 ezer év eltérés lehetõségét is, hogy a Milankoviæ-ciklusok segítségével a adódik az 5×400 ezer, illetve 6×400 ezer évhez képest. A rétegsort csillagászati eszközökkel finom-rétegtanilag legjobb eredményt az ábrán folytonos vonallal jelzett tagoljuk (az ún. astronomical tuning a legújabb kutatások és megoldás adja (periódusidõ: 398 ezer év, szórás: 48,7; közlések szerint napjainkban a pleisztocén idõrétegtan átlagtól való eltérés: 36,0 ezer év), ebben az esetben egységesítésének igen hatékony eszköze l. pl. BERGER 1997). azonban ciklushatár 4 esetben maximumra, 2 esetben minimumra esik, és ennek megfelelõen 1 esetben 4, 3 esetben 3 + két fél, 2 esetben 4+ egy fél ciklus alkot egy- A tengeri oxigénizotóp-görbe egy 400 ezer éves ciklust. és a pályaelem-változások vizsgálata A tengelyferdeség-görbe a pleisztocén ideje alatt a minimumokra számítva 40,63 ezer év periódusidejû, a A pályaelem-változási görbék szabályossága szórás 3,24, az átlagtól való eltérés 2,05 ezer év. Összefoglalásként megállapíthatjuk, hogy a kérdéses A görbék szabályosságát azért kell megvizsgálni, mert 2,58 millió évben — nem rendszeres idõközönként jelent- a periódusidõk matematikai meghatározásánál ez döntõ kezõ fáziseltolódások miatt — sem az excentricitásgörbe, fontosságú (BERGER 1984). Amennyiben a pályaelemgör- sem a tengelyferdeség-görbe nem mutat egyszerû függ- bék már magukban sem szabályosak, illetve lefutásukat vénnyel leírható periodicitást a pleisztocén korban.

1. ábra. Az excentricitásgörbe 100 ezer és 400 ezer éves ciklusai A 400 ezer éves ciklusok kijelölése a legkisebb minimumok alapján (szaggatott vonal) nem ad kellõ pontosságot a periódusidõre (l. a számmal is kiírt periódusidõket). Folytonos vonal: szabályoshoz közelebb álló 400 ezer éves ciklusok határa (az 1,2 és 1,6 millió év környezetében a periódushatár nehezen jelölhetõ ki a 400 ezer évenkénti minimum-hely megkettõzõdése miatt, ezért a ciklushatár a vizsgált 2,4 millió éves szakaszon elõbbi két esetben minimumra, többi esetben maximumra esik Figure 1. 100 ky and 400 ky cycles of eccentricity curve Outline of 400 ky cycles on the base of lowest minima (dashed line) does not give the required accuracy as regards period times (see the big numbers on this figure).Solid line marks the the values approaching better 400 ky period times (in the vicinity of 1.2 and 1.6 Ma the termination of the cycles can be lined out with trouble becuase of the two nearly equal minima. Of this perturbance the cycle limit in this 2.4 Ma period cuts minima in two cases and maxima in the others 132 TÓTHNÉ MAKK ÁGNES et al. et al. 1993) ASKAR g vonalak) a pleisztocén he 2.58 Ma Pleistocene. skar és szerzõtársai (L s were drawn of Laskar and colleagues' data et al. 1993) ASKAR (L adataiból szerkesztettük 2,58 millió évnyi idõtartamára Relationship of the oxygen isotope curve drawn from marine ODP 677 site data (thin lines) and orbital curves (heavy for t Az ODP 677 jelû mélytengeri fúrás adataiból képzett oxigénizotóp-görbe (vékony vonalak) összefüggése a pályaelemgörbékkel (vasta Figure 2. 2. ábra. AA szürkével kiemelt zónákban a görbék kitérése ellentétes (a fáziseltolódás meghaladja fél periódusidõt). pályelemgörbéket La The orbital curve In the grey parts curves' deflections are opposite (the phase-delay exceeds falf of period time). A csillagászati korbesorolás bevezetésének és alkalmazásának lehetõségei a Körös-medencei pleisztocén rétegsorban 133

Az oxigénizotóp-görbe kapcsolata de nem éri el a fél periódusidõt és rossz, ha ellentétes a pályaelem-változási görbékkel kitérésû a két görbe. Az adatokat az 1. táblázatban foglaltuk össze. Az egyezést számszerûleg az A klímaingadozásokat elsõsorban hõmérsékleti szem- jó+közepes pontból jól leíró tengeri oxigénizotóp-görbe (SHACKLETON, A= rossz OPDYKE 1976) ciklicitásának periódusidõi vizsgálatára az arányszámmal jellemeztük. Ezzel mindhárom számértéket oxigénizotóp-görbét az excentricitás és a tengelyferdeség egy kifejezésbe rendeztük, és elvégezhettük az összeha- egyedi görbéjével, valamint az excentricitás és tengelyfer- sonlítást. (Az összesen sorban az arányt természetesen deség összeggörbéjével hasonlítjuk össze (2. ábra). közvetlenül az adatokból számoltuk, ami közelítõleg a két Látható, hogy az oxigénizotóp-görbe lefutása mindhárom fölötte lévõ érték átlaga.) görbével hasonlóságot mutat. A hasonlóság mértékét csak A legrosszabb egyezés a tengelyferdeség-oxigénizotóp empirikus módon, vizuálisan vizsgáltuk a görbék mini- pár utolsó 0–1 millió éves szakaszán jelentkezik (A = 1). mum- és maximumpontjai környezetében. A görbék össze- Figyelemre méltó, hogy 850–920 ezer évnél, 1,2–1,35 mil- hasonlításának természetesen megvannak a pontos mate- lió év tájékán, valamint 1,6–1,7 millió évnél mind a három matikai módszerei, de a szuszceptibilitásgörbék vizs- görbepárnál rossz korreláció adódik (ez felveti azt a gálatából várható végeredmény pontossága ebben az eset- gyanút, hogy a rosszabb egyezés esetleg a tengeri oxigéni- ben nem indokolta a pontos korrelációt. zotóp-görbe pontatlanságából adódó fáziselcsúszás Amikor azt elemezzük, hogy az üledékanyag egyes következménye is lehet). Az összeggörbe zónáinak egy- fizikai-kémiai jellemzõi ciklusosságot mutatnak, és a beesése az excentricitás valamint a tengelyferdeség gör- felismert ciklusosság periódusidejét meghatározva bepárral azt mutatja, hogy melyik pályaelem fázis- azokat összehasonlítjuk a Föld pályaelem-változásainak eltolódása okozza az eltérést. periódusidõivel, akkor csak egy tényt állapítunk meg: A fáziseltolódások oka olyan harmadik, esetleg több egyezik, nem egyezik vagy valamilyen közelítéssel ható, amely tengelyferdeség vagy az excentricitás mini- egyezik. Nyilvánvaló, hogy a klímára a pályaelem-vál- mum- vagy maximumértékei közelében erõsebb hatást tozások eredõjeként változó inszoláció mennyisége és gyakorol a klímán keresztül az oxigénizotóp-görbe eloszlása hat a legnagyobb mértékben. Az inszoláció vál- lefutására, mint egyébként. tozásait — az õstérszínrõl nem is beszélve — azonban Megállapításaink: nem ismerjük olyan mélységben és részleteiben, hogy — a maximumok egyezése mindegyik görbepár esetén csak erre vezessük vissza a periódusos klímaváltozásokat jobb, mint a minimumoké; (vö.: BERGER, LOUTRE 1991). Ezért véleményünk szerint — a teljes görbére, 2,58 millió évig a legjobb egyezést van értelme annak, hogy egyes pályaelemek perió- a három görbepár közül az excentricitás-tengelyferdeség dusidõit az észlelt szuszceptibilitás, Mz stb. periodi- összeggörbe és a δ18O görbéje adja; citásával hasonlítsuk össze — amint azt más szerzõk is — az egész idõtartamra az excentricitás- és az összeg- teszik —, még akkor is, ha a közvetlen hatásmechaniz- görbe körülbelül azonos módon viselkedik (Aexc = 4,0 és must még nem ismerjük. Aösszeg = 4,7); A görbék egyezését a ciklusonkénti fáziseltolódás — 1,00 millió évig az excentricitás- és δ18O-görbe mértéke szerint vizsgáljuk, a lehetõ legegyszerûbb módon: kapcsolatát jellemzõ legmagasabb érték: A = 6,0, 1,00 mil- jó az egyezés, ha a csúcsok egybeesnek, közepes, ha a lió évtõl 2,58 millió évig az excentricitás-tengelyferdeség fáziseltolódás nem nagyobb a fél periódusidõ harmadánál, összeggörbe/δ18O jellemzõ A értéke 11,8.

1. táblázat. Az oxigénizotóp-görbe (ODP 677) és a pályaelem-változási görbék összehasonlítása Table 1. Comparison of oxygen isotope curve (ODP 677) with orbital curves 134 TÓTHNÉ MAKK ÁGNES et al.

Mindebbõl azt a következtetést vonhatjuk le, hogy az béhez jutottunk, amely már alkalmas a periódusidõk vizs- excentricitásgörbe a legfiatalabb 1,00 millió évre, az gálatára. excentricitás-tengelyferdeség összeggörbe az 1,00 és 2,58 Az oxigénizotóp, a szuszceptibilitás és az átlagos millió év közötti idõre képezi le jobban a földi pályaele- szemcseátmérõ görbéinek közös jellemzõje, hogy a mért mek és a klíma (azon belül is a hõmérséklet-változások) értékek egymásutánja kisebb és nagyobb, nem állandó pe- közti összefüggést. riódusidejû változásokat mutat. Ha ezt földtanilag A mágneses szuszceptibilitás adatsûrûsége a vizsgált értelmezni akarjuk, az oxigénizotóp-görbére felté- fúrásokban a tengeri izotóp adatokéhoz képest kisebb, és telezhetjük, hogy a nagyobb periódusidejû ciklicitás a klí- értékét a törmelékes kõzetekben a szemcseméret is maváltozást, a kisebb periódusidejû változások pedig a klí- befolyásolja (NÁDOR et al. 2000). Ezért foglalkoztunk maingadozást jelzik. A szuszceptibilitás és az átlagos ennyire részletesen az oxigéngörbére vonatkozó tulajdon- szemcseátmérõ görbéire kiterjesztve szintén megál- ságok megismerésével, mert a szuszceptibilitás- és az lapíthatjuk, hogy a görbék a minimumok és maximumok oxigénizotóp-görbe hasonlósága következtében a szusz- között a klímaváltozás szempontjából lényeges minimum- ceptibilitás ciklicitásvizsgálatánál már tudni fogjuk, hogy és maximumértékeket is tartalmaznak. Az átlag körüli adatainkat milyen idõtartamban melyik pályaelem gör- ingadozást jelzõ, nem jelentõs maximumok és minimumok béjével hasonlítsuk össze. kizárásával tehát elõ kell állítanunk egy olyan illeszkedõ aszimmetrikus görbét, hogy annak minimumai és maximu- Az oxigénizotóp-görbe és a két pályaelemgörbe mai a klímaváltozás szempontjából releváns értékeket összehasonlítása, az aszimmetria adják meg. Ezekbõl számolható azután a kérdéses mért adatok ciklicitásának periódusideje. A 2. ábrán jól megfigyelhetõ, hogy a tengervíz- Excel-ben a HA(MINX2X4=X3;X3;HAMIS) és a hõmérsékletet jól leíró oxigénizotóp-görbe aszimmetrikus, HA(MAXX2X4=X3;X3;HAMIS) logikai függvénnyel ellentétben az excentricitás, a tengelyferdeség-görbével és meghatároztuk és listáztuk a szuszceptibilitásgörbék a tengelyferdeség-excentricitás összeggörbével. A összes lehetséges minimumait és maximumait. A 3. ábrán tengervíz hõmérsékletének változása a hûlés irányában a lehetséges maximumok és minimumok görbéi (a) és (nagyobb δ18O-értékek) — az értékek szórása ellenére — összeggörbéjük (b) látható. A 3. ábrán (b) kitûnik, hogy a fokozatosabb, mint a melegedés irányában (kisebb δ18O- szuszceptibilitás minimumai sorrendben legtöbbször értékek). Az aszimmetria legfontosabb oka, hogy a fokozatos emelkedést, majd hirtelen csökkenést mutatnak. szárazföldeken felhalmozódott nagy tömegû jég Ezt a jellegzetességet általánosítva a szuszceptibilitásra elolvadása és a tengerszint emelkedése — az albedó jelen- úgy nyerhetünk releváns jelleggörbét, hogy mindazokat a sége és a halmazállapot-változáshoz szükséges hõmeny- minimumokat, amelyek az elõzõhöz képest növekedést nyiség nagysága miatt — csak bizonyos késéssel követheti mutatnak, nem vesszük figyelembe, és ezt a mûveletet a a pályaelem-változásból adódó, a Napból származó és a görbe egészére elvégezzük. Ha egy minimumot Földre jutó hõmennyiség növekedését. közvetlenül egy nála kisebb minimum követ, akkor azt egy Az oxigénizotóp-görbére tehát jó közelítéssel egy nem cikluszáró minimumnak vesszük. Ilyen módon egyszeres, tengelyszimmetrikus, 100 ezer éves illetve 40 ezer éves illetve kétszeres vagy többszörös (pl. 500 ezer év periódusidejû szinusz-görbét illeszthetünk. Ilyen aszim- környezetében, 3 ábra, c) minimumcsoportot tartalmazó metrikus szinuszgörbét valószínûleg a mágneses szuszcep- ciklusok jönnek létre a szuszceptibilitásgörbékbõl. A 4. tibilitás és az átlagos szemcseátmérõ görbéihez is rendel- ábra a vésztõi fúrás szuszceptibilitásciklusait mutatja a hetünk, mivel az aszimmetriát okozó hatások mind a mért adatokkal és a periódusidõ számítására felhaszná- szárazföldön, mind a tengerben egyaránt hasonló landó „mérvadó” maximumokkal és minimumokkal. A hõmérséklet-változást okoztak. mérvadó minimumok képzésének fenti algoritmusától akkor tértünk el, ha 3 vagy több, az elõzõhöz képest emelkedõ minimumot közvetlenül két csökkenõ minimum Alkalmazható összefüggés keresése követett: ilyen esetben a második, kisebb minimumot te- a szuszceptibilitásgörbe periódusidõinek kintettük mérvadó minimumnak (l. kb. 230 és kb. 1670 meghatározására — mérvadó maximumok és mini- ezer évnél, 3. ábra, c). mumok keresése A mérvadó maximumok képzésére több mód kínálkozik (pl. minimumhoz legközelebbi maximum, cik- A szuszceptibilitásgörbe és a pályaelemgörbék össze- lus félperiódusához tartozó maximum stb.), a lehetõségek hasonlítása csak akkor lehetséges, ha a mért szuszceptibi- közül azt választottuk, hogy a szuszceptibilitásgörbéket litásadatokhoz idõt és nem mélységet rendelünk. Mindkét két minimumérték közötti legnagyobb maximummal jelle- fúrásból rendelkezünk az egyes mágneses normál- vagy mezzük. fordított polaritásszakaszok határainak 6-6 koradatával. A 4. ábrán láthatjuk, a vésztõi fúrás szuszceptibilitás- A többi idõértéket lineáris interpolációval képeztük. adatai és a fenti összefüggéssel megállapított minimumok- Ezzel a lépéssel, ha korlátozott pontossággal és viszony- ból és maximumokból képzett görbe a 0,00–2,58 millió lag kevés alapadatból is, de olyan szuszceptibilitásgör- éves idõintervallumban a szuszceptibilitás jó jelleggör- A csillagászati korbesorolás bevezetésének és alkalmazásának lehetõségei a Körös-medencei pleisztocén rétegsorban 135 észletei, ciklushatár: függõleges vonal, e curve, end of cycle: vertical line, = extra minimum e = extra minimum A mágneses szuszceptibilitásgörbe (V–1 fúrás) maximum- és minimumkeresõ feldolgozása. Searching for minima and maxima of the magnetic susceptibility proxy of V-1 borehole section V-1 Searching for minima and maxima of the magnetic susceptibility proxy 3. ábra. Figure 3. a — lehetséges maximumok (felsõ) és minimumok (alsó) görbéi, b összeggörbéje, c az összeggörbe r a — all possible maxima (upper curve) and minima (lower curve), b additive curve of maxima, c details additiv 136 TÓTHNÉ MAKK ÁGNES et al. logMS×104 SI

logMS×104 SI

4. ábra. Szûrt mágneses szuszceptibilitás értékek a Vésztõ V–1 fúrásban Folyamatos vonal: összes adat, szaggatott vonal: szûrt adatokból szerkesztett görbe Figure 4. Filtered values of MS in Vésztõ V–1 borehole section solid line: curve of the maxima, dashed line: curve of the minima

béjét adja. Ahol a két görbe jelentõsebben eltér, azt vagy a szerint a nyert periódusidõk és az átlagtól való eltérések szuszceptibilitás értékeinek anyagminõségtõl (homok, megfelelõen alátámasztják a 100 ezer és 40 ezer éves cik- agyag) való függése, vagy fáziseltolódás, vagy kisebb lusok kimutathatóságát a szuszceptibilitásgörbéken. periódusidejû ciklus jelentkezése okozza. Amennyiben sikerülne csúcsról csúcsra (azaz legalább oxigén-emeletenként) a párhuzamosítást elvégezni, és ennek megfelelõen, a rendelkezésre álló adatokat fel- Periódusidõk a D–1 és V–1 fúrás mintáin mért használva az eredményt ellenõrizni, a Milankoviæ-ciklu- mágneses szuszceptibilitás értékeibõl sok a két fúrásban egészen nagy felbontású, csillagászati korbeosztást (astronomical tuning) eredményeznének A fentiekben részletesen ismertetett eljárással sikerült (BERGER 1988, 1997, HILGEN 1991). egy olyan jelleggörbét nyernünk a szuszceptibilitás értékeire, amely a periódusidõk tekintetében megfelelõ közelítésûnek látszik. A minimumok ritkításának fenti Diszkusszió módja aszimmetrikusság tekintetében hûen tükrözi az oxigénizotóp-görbével kapcsolatos állításunkat: a szusz- Mintavétel, adatsûrûség ceptibilitás minimumértékei is lassú növekedést, majd hirtelen csökkenést mutatnak, tehát a szárazföldi jég fel- A D–1 és V–1 fúrás maganyaga jelenleg is mintázásra halmozódása által befolyásolt hõmérséklet-változásokkal alkalmas állapotban van, nyerhetõ belõlük légköri oxidá- állhatnak kapcsolatban. ció hatásától mentes kõzetanyag, a pontosság a mintavételi A két fúrásban a szuszceptibilitás jelleggörbéinek mini- mélység tekintetében azonban a leírás idején reális 5–10 mumain végeztük el a periódusidõ számítását (2. táblázat). cm-rõl kb. átlagosan 20–30 cm-re, egyes szakaszokon 1 Külön ki kell emelnünk, hogy a periódusidõk m-nyire romlott. Ilyen intervallumokból már nem vettünk kiszámításánál a szuszceptibilitás értékeihez az idõt két mintát, de szerencsére kevés ilyen szakasz volt. mágneses térfordulás között lineáris interpolációval A mintavétel sûrûségét a kutatás tervezésekor a várható nyertük, ami nyilvánvaló hibát okoz. Ezért véleményünk periódusidõk figyelembe vételével állapítottuk meg: 1 m A csillagászati korbesorolás bevezetésének és alkalmazásának lehetõségei a Körös-medencei pleisztocén rétegsorban 137

2. táblázat. A fúrásokban kapott mágneses szuszceptibilitásgörbék klímaváltozást jelzõ minimumaiból számított periódusidõk Table 2. Period times computed from minima referring to climatic changes of borehole MS data 138 TÓTHNÉ MAKK ÁGNES et al.

üledék átlagosan kb. 5000–6000 évet reprezentál. Az ered- 1,6 millió évig). Az ábra a szuszceptibilitás görbéjére mények ismeretében a lassabb üledékképzõdéssel jelle- illesztett egyszerûsített jelleggörbe minimum- és maxi- mezhetõ ártéri üledékeknél nagyobb mintavételi sûrûség mumpontjainak eloszlását mutatja a fúrásban észlelt esetén az egy-egy maximum-, illetve minimumponttal homokos és finomszemcsés üledékek eloszlásához vi- meghatározott ciklusok száma kevesebb lenne. Ez az ún. szonyítva. Minimumok és maximumok egyaránt vannak a egyszerû ciklus nem igazán meggyõzõ. Mintahiányos sza- pelites és a homokos szakaszokon. Az egyszerûsített kaszokon esetleg egy-egy ciklus ki is maradhatott. fúrásszelvény mellett a leülepedési környezetek oszlopát Mindezek ellenére azt állítjuk, hogy a minimumok és max- találjuk. A rendelkezésre álló üledéktani és fáciesadatok imumok ritkításának fent leírt rendje már elsõre jó alapján, a karotázsszelvény alakelemzésével együtt az közelítést adott. Ezen csak 10-nél kevesebbszer végeztünk üledékes környezetet csak a legtágabb kategóriákra utólagos korrekciót (pl. a lefelé szálló ágban két extra min- lehetett meghatározni. A kialakult kép alapján imumot is a ciklushoz rendeltünk vö.: V–1, 2200–2260 megerõsödött az a véleményünk, hogy a 100 ezer és a 40 ezer év között, vagy más módon, mint 1900–1940 ezer év ezer éves Milankoviæ-ciklusok, allociklusként, a fúrás között, l. 4. ábra.). egész szelvényében — egy-két 40 ezer éves ciklus perió- dusidejének pontosságával — kimutathatók. Medencesüllyedés, eróziós hiány, áthalmozódás Jól szemlélteti a ciklicitás periódusidõit és azok azonos idõben való (kb. 1 millió év körüli) megváltozását a két A Körös-medencében a süllyedés igen egyenletesnek alapfúrásban a 6. ábra, amelyen a fúrások 6-6 paleomágne- mondható. A Dévaványa D–1 fúrás esetében 416 m, a Vésztõ V–1 fúrás esetében 482 m ülepedett le és õrzõdött meg 2,58 millió év alatt. Ez 153, illetve 187 cm/ezer év lát- szólagos üledékfelhalmozódási sebességet ad. Fel- tételezve, hogy a két fúrás környezetében a diagenezis egészen hasonló módon folyt le, az üledékvastagságot a medencesüllyedés kismértékû különbsége jelének tekint- jük. Normál és fordított polaritású szakaszonként a lát- szólagos üledékfelhalmozódási sebesség a D–1 esetén 112 és 228, V–1 esetén 167 és 250 cm/ezer év között változik. JUHÁSZ et al. (2003) vizsgálatai szerint karotázs-alaktani és szedimentológiai vizsgálatok alapján a Körös- medencében a pleisztocénben medri, ártéri és vizenyõs ártéri üledékképzõdés folyt; DK-en ezen kívül Komádi és Biharugra térségében a karotázs alapján disztális törmelékkúp keletkezésû rétegtagokat is el lehetett különíteni. Rétegsoron belüli eróziós hiányt, illetve áthal- mozódást — mivel a medence belsejérõl, egyenletesen, de nem gyorsan süllyedõ, gyakorlatilag sík területrõl van szó — véleményünk szerint csak mederátvágódások esetén kell feltételeznünk. Tekintettel arra, hogy a mederátvágódások értelemszerûen nem korlátozódnak mindig egy helyre, azok hatása valószínûleg nem jelent rendszeres hibát.

Autociklusok, allociklusok — üledékfelhalmozódási modell a Körös-medencére 5. ábra. A Dévaványa D–1 fúrás rétegsora és a mágneses szuszcep- Az autociklicitásnak és allociklicitásnak a vizsgált tibilitásgörbe a szûrt minimumokkal és maximumokkal folyamatos rétegsorokban való megjelenési módját már Üres kör = szûrés után megmaradt minimum, teli kör = kiválasztott max- NÁDOR et al. (2000, 2003a) is vizsgálták, és arra az ered- imum. A litológiai görbén a durvább szemcsés üledékekre esõ szakas- ményre jutottak, hogy a 15–20 m-ként uralkodóan zokat színeztük. Jar. = Jaramillo, TöMe: többszörös (egymás felett települõ) medersorozat, Á+Má = ártéri üledékek mederátvágódás homokos illetve pelites szakaszok váltakozása, valamint a következtében létrejött sorozatokkal, Ös = övzátonysorozat, Á = ártéri várható autociklusok homokfelhalmozódási lehetõségeit üledékek meghaladó vastagságú homokos szakaszok jelenléte az Figure 5. MS curve of Dévaványa D–1 borehole section with the fil- autociklusok 102–104 év periódusidejét meghaladó, tered minima and maxima 104–106 év nagyságrendû Milankoviæ-ciklusokat mutatják. Empty circle: minimum after filtering, filled circle: chosen maximum. Az 5. ábrán a D–1 fúrás egyszerûsített rétegoszlopát, On the lithology column the parts of coarser sediment accumulation were coloured. Jar. = Jaramillo, TöMe: multiple channel sand (on top of each karotázsszelvényét és a mágneses szuszceptibilitás értékeit other), Á+Má = floodplain fines with crevasse sediments, Ös = point bar láthatjuk a mélység függvényében 225 m mélységig (kb. sequence, Á = floodplain fines A csillagászati korbesorolás bevezetésének és alkalmazásának lehetõségei a Körös-medencei pleisztocén rétegsorban 139

6. ábra. A mágneses szuszceptibilitás értékeinek változása a Dévaványa–1 és Vésztõ–1 fúrásban a — a közelítõleg 100 ezer év periódusidejû ciklusok görbéi, b — a közelítõleg 40 ezer év periódusidejû ciklusok görbéi. A szuszceptibilitás görbéit 6–6 paleomágneses kor (Brunhes vége, Jaramillo valamint Olduvai paleomágneses korszakok eleje és vége, Matuyama vége) idõadatainak fel- használásával, 2–2 pont közötti lineáris interpolációval igazítottuk a vízszintes (idõ)skálához Figure 6. Variability of MS values of D–1 and V–1 borehole sections a — curves of approx. 100 ky cycles, b — curves of approx. 40 ky cycles.The MS proxies were adjusted to the abscissa (time) axis by using 6 paleomagnetic ages (end of Brunhes, start and end of Jaramillo and Olduvian, end of Matuyama) per section. Between two points all the remaining values were computed by linear interpolation 140 TÓTHNÉ MAKK ÁGNES et al. ses kor szerint idõskálára helyezett szuszceptibilitásgörbéit oxigénizotóp-görbe a pályaelemgörbék szinuszgörbéivel az oxigénizotóp-, az excentricitás-, illetve a tengelyfer- szemben határozott aszimmetriát mutat. Ez a sajátosság a deség-görbékkel együtt ábrázoltuk. mágneses szuszceptibilitás görbéin is jelentkezik. Összefoglalás: a rétegsort tehát közepes meder- 4. A szuszceptibilitás görbéinek vizsgálata a maxi- mélységû folyó (folyók?) allociklusok által is vezérelt mumok és minimumok eloszlásának megállapításával autociklusai építették fel. Az allociklusok a Körös- lehetséges. Logikai függvények segítségével a lehetséges medencében valószínûleg kétféle módon befolyásolták a összes maximumot és minimumot meghatároztuk. rétegsor felépítését: egyrészt az autociklusok (pl. me- 5. A fúrásokban elvégzett paleomágneses vizsgálatok- derátvágódás) gyakoriságának növelésével vagy csökken- ból nyert mágneses korok alapján a 0,00–2,58 millió év tésével, másrészt a bejutó törmelékanyag mennyiségének idõtartamra az alsó korhatárral együtt 6–6 és minõségének, valamint a lefolyásnak a változásain fúrásmélység/idõ adattal rendelkezünk. A többi szuszcep- keresztül a rétegsor pelitesebb vagy homokosabb jellege tibilitásértékhez lineáris interpolációval rendeltük az által (ez a kétféle mód azonban gyökerében összefügg). idõértékeket. 6. A mágneses szuszceptibilitás görbéit a maximumok és minimumok szabályos váltakozása jellemzi. Következtetések A lehetséges maximumok és minimumok halmazából a klímaváltozás szempontjából lényeges maximumokat és 1. NÁDOR et al. (2000) vizuális bélyegek és a fúrások- minimumokat a következõ eljárás szerint jelöltük ki: ból nyert mágneses korok alapján megvizsgálták a nem vettük figyelembe mindazon minimumokat, ame- Dévaványa D–1 és Vésztõ V–1 fúrásban mért mágneses lyek az elõzõ minimumhoz képest növekedést mutattak, szuszceptibilitás görbéinek hasonlóságát az ODP 677 jelû két minimum között pedig a legnagyobb maximumot mélytengeri fúrás foraminiferáin végzett mérésekbõl nyert jelöltük ki mérvadó maximumnak. A leegyszerûsített jel- oxigénizotóp-görbével. A kapcsolat a két görbe között a leggörbét a vésztõi fúrás mért adatai mellett a 4. ábrán pályaelemek idõbeli változásainak ciklusos jellegében láthatjuk. mutatkozott meg, amely a klímán, szorosabb értelemben 7. A 100 ezer éves ciklusok átlagos periódusidõire a véve a hõmérsékleten keresztül mind a tengeri, mind a Dévaványa–1 fúrásban 94,1, a Vésztõ–1 fúrásban 92,3 szárazföldi üledékképzõdésre hat. Mivel a mágneses ezer év adódott. A 40 ezer éves ciklusok periódusideje szuszceptibilitás kb. 1 nagyságrendnyi ingadozása az 49,5, illetve 42,7 ezer év. A szórás a fél periódusidõnél anyagi minõségtõl is függ (homok-, illetve agyagtartalom, kisebb. Az eredmény véleményünk szerint elfogadható, részletesen l. NÁDOR et al. 2000), szükség volt az oxigén- pontosabb közelítés abban az esetben lehetséges, ha meg- izotóp-görbe részletes vizsgálatára az orbitális ciklusok bízható módon a csúcsról csúcsra való párhuzamosítás is okozta hatások tekintetében. A jelen cikkben elõször azt megvalósítható lenne. elemeztük, hogy a három pályaelem (excentricitás, ten- 8. A rétegsort közepes medermélységû folyó (folyók?) gelyferdeség és precesszió) közül milyen idõintervallum- allociklusok által is vezérelt autociklusai építették fel. Az ban melyiknek a változása szabta meg a tengervíz hõfokán allociklicitás a Körös-medencében tehát valószínûleg két- keresztül a héjakba épült oxigénizotóp összetételét. Ezt az féle módon befolyásolta a rétegsor felépítését: egyrészt az összehasonlítást az excentricitás és a tengelyferdeség gör- autociklicitás (pl. mederátvágódás) gyakoriságának béire, valamint az excentricitás-tengelyferdeség összeg- növelésével vagy csökkentésével, másrészt a bejutó görbéire végeztük el. Vizsgáltuk a pályaelemgörbék maxi- törmelékanyag mennyiségének és minõségének, valamint mumainak és minimumainak egybeesését az oxigén-görbe a lefolyásnak a változásain keresztül a rétegsor pelitesebb csúcsaival (2. ábra, 1. táblázat). Az excentricitás-ten- vagy homokosabb jellege által (ez a két féle mód gyö- gelyferdeség összeggörbe a teljes idõtartamra a legjobb kerében azonban összefügg). korrelációt adja, és az oxigénizotóp-görbe trendbõl kiugró csúcsait általában jól magyarázza (értelmezhetõvé válnak a kis amplitúdójú kitérések). Végeredményben az utolsó Köszönetnyilvánítás 1,00 millió évben az excentricitás, az 1,00–2,58 millió éves idõszakban a tengelyferdeség-excentricitás összeg- A kutatás részben az OTKA T 032 956 sz. projektje görbe ciklicitása ismerhetõ fel az oxigénizotóp-görbén. keretében valósult meg. 2. Megállapítottuk, hogy a nem rendszeres idõközönként A szerzõk ezen kívül személyes köszönetüket fejezik jelentkezõ fáziseltolódások miatt a pleisztocén korban sem ki Müller Pálnak és Lantos Miklósnak a szöveg javítására az excentricitás, sem a tengelyferdeség-görbe nem mutat tett értékes javaslataiért. Külön köszönet illeti Horváth egyszerû függvénnyel leírható periodicitást. Istvánt a lektorálásért és elgondolkodtató elméleti 3. A tengervíz hõmérséklet-változásait jól tükrözõ kiegészítéseiért. A csillagászati korbesorolás bevezetésének és alkalmazásának lehetõségei a Körös-medencei pleisztocén rétegsorban 141

Irodalom —References

BACSÁK GY. 1940: Az interglaciális korszakok értelmezése. — KRIVÁN P. 1955: A közép-európai pleisztocén éghajlati Idõjárás 44. tagolódása és a paksi alapszelvény. — A Földt. Int. Évk. 43, BACSÁK GY. 1942: A skandináv eljegesedés hatása a periglaciális pp. 365–440. övön. — Meteorológiai és Földmágnességi Intézet kisebb KRIVÁN P. 1960: A Duna ártéri színlõinek kronológiája. — Földt. kiadványa. Új sorozat 13. sz., Budapest. Közl. 90, pp. 56–71. BACSÁK GY. 1955: A pliocén és a pleisztocén az égi mechanika KROLOPP E. 1977: Dévaványai fúrásminták malakológiai vizs- megvilágításában. — Földt. Közl. 85 (1), pp. 70–101. gálata. — In: FRANYÓ F. 1977: Jelentés a dévaványai per- BERGER, A. 1978: Long term variations of daily insolation and spektivikus fúrások (1116,0 m; 670,3 m; 222,7 m; és 31,0 m) Quaternary climatic changes. — J. Atmos. Sci. 35 (12), pp. munkálatairól, földtani és vízföldtani eredményeirõl. — 2362–2367. Kézirat, OFGA-Adattár, pp. 1–10. BERGER, A. 1984: Accuracy and frequency stability of the Earth’s KROLOPP E. 1978: A vésztõi 1200 m-es fúrás molluszka fauna orbital elements during the Quaternary. — In: BERGER, A., vizsgálata. — Kézirat, OFGA-Adattár. IMBRIE, J., HAYS, J.D., KUKLA, G. and SALTZMAN, B. (eds): KROLOPP E. 1985: A dévaványai és vésztõi fúrás Mollusca fauná- Milankovitch and Climate. Hingham, Mss.: D. Reidel, pp. 3–39. ja a pleisztocén szakaszai szerint. — In: RÓNAI A. Az Alföld BERGER, A. 1988: Milankovitch theory and climate. — Revs. negyedidõszaki földtana. — Geol. Hung. ser. Geol. 21, pp. Geophys. 26, pp. 624–657. 388–389. BERGER, A. 1997: Astronomical dating and modeling of the last LASKAR, J., JOUTEL, F., BOUDIN, F. 1993: Orbital, precessional, 200,000 years. — Bulletin de la Société Belge de Géologie and insolation quantites for the Earth from –20 My to +10 106, pp. 43–51. My. — Astronomy and Astrophysics 270, pp. 522–533. BERGER, A., LOUTRE, M. F. 1991: Insolation values for the cli- MIHÁLTZNÉ FARAGÓ M. 1982: A tiszántúli fúrások palinológiai mate of the last 10 million years. — Quatern. Sci. Rev. 10 (4), vizsgálata. — A Földt. Int. Évi Jelentése 1980-ról, pp. pp. 297–317. 103–120. COOKE, H. B. S., HALL, J. M., RÓNAI, A. 1979: Paleomagnetic, MILANKOVIÆ, M. 1930: Mathematische Klimalehre und sedimentary and climatic records from boreholes at astronomische Theorie der Klimaschwankungen. — In: Dévaványa and Vésztõ, Hungary. — Acta Geologica KÖPPEN, W GEIGER, R. eds: Handbuch der Klimatologie 1. Hungarica 22 (1–4), pp. 89–109. part A, Borntraeger, Berlin. FOLK, R. L., WARD, W. C. 1957: Brazos River bar: a study in the MILANKOVIÆ M. 1941: Kanon der Erdbestralung und seine significance of grain size parameters. — Journal of Sed. Anwendung auf das Eiszeitproblem. — Hgg. v.d. Kgl. Serb. Petrol. 27, pp. 3–27. Akad., Spec. Publ. 132 Sect. Math. Nat. Sci. 633 p., FRANYÓ F. 1977: Jelentés a dévaványai perspektivikus fúrások Belgrád. (1116,0 m; 670,3 m; 222,7 m; és 31,0 m) munkálatairól, föld- NÁDOR A., MÜLLER P, L ANTOS M., THAMÓNÉ BOZSÓ E., tani és vízföldtani eredményeirõl. — Kézirat, OFGA-Adattár. KERCSMÁR ZS., TÓTHNÉ MAKK Á., SÜMEGI P., FARKASNÉ FRANYÓ F. 1978a: A vésztõi 1200 m-es perspektivikus fúrás BULLA J., NAGY T.-NÉ 2000: A klímaváltozások és az makroszkópos rétegsora. — Kézirat, OFGA-Adattár. üledékes ciklusok kapcsolata a Körös-medence negyed- FRANYÓ F. 1978b: Jelentés a vésztõi perspektivikus fúrások idõszaki folyóvízi rétegsoraiban. — Földt. Közl. 130 (4), pp. (1200,0m; 700m; 210m és 20 m) munkálatairól, földtani és 623–645. vízföldtani eredményeirõl. — Kézirat, OFGA-Adattár. NÁDOR., A., LANTOS, M., MÜLLER, P., THAMÓ-BOZSÓ, E., TÓTH- HAYS, J. D., IMBRIE, J., SHACKLETON, N. J. 1976: Variations in the MAKK, Á. 2003a: Milankovitch-scale multi-proxy records for earth’s orbit: pacemaker of the ice ages. — Science 194, pp. the fluvial sediments of the last 2.6 Ma from the Pannonian 1121–1132. Basin, Hungary — Quaternary Science Reviews 22, pp. HILGEN, F. J. 1991: Extension of the astronomically calibrated 2157–2175. (polarity) time scale to the Miocene/Pliocene boundary. — NÁDOR A., TÓTHNÉ MAKK Á., JUHÁSZ GY., THAMÓNÉ BOZSÓ E., Earth and Planetary Science Letters 107 (1991), pp. LANTOS M., FARKASNÉ BULLA J., MÜLLER P., MAGYARI Á., 349–368. KERCSMÁR ZS., JÁMBOR Á., NAGY T.-NÉ., SÜMEGI P., IMBRIE, J., IMBRIE, J. Z. 1980: Modeling the climatic response to BRANNER L.-NÉ 2003b: A Körös-medence negyedidõszaki orbital variations. — Science 207, pp. 943–952. képzõdményeinek szedimentológiai, õskörnyezeti, paleokli- JUHÁSZ, GY., MÜLLER, P., TÓTH-MAKK, Á. 2003: Stratigraphic matológiai kutatása. — Kézirat, OFGA-Adattár. architecture and sequence stratigraphy of long-term fluvial RÓNAI A. 1963: Az Alföld negyedkori rétegeinek vízföldtani records in a continental interior basin, Eastern Hungary. — vizsgálata. — Hidr. Közl. 5. 378–391. XVIth INQUA Congress, July 23–30, 2003, Reno, Nevada, RÓNAI A. 1968: The Plio-Pleistocene boundary in the Hungarian U.S.A., Abstracts: p. 167. Basin. — Acta Geol. Hung. 12 (1–4), pp. 219–230. KRETZOI M., KROLOPP E. 1972: Õslénytani adatok a nagyalföldi RÓNAI A. 1969: A medencebeli pleisztocén sztratigráfia hazai pleisztocén és felsõ pliocén rétegek sztratigráfiájához. — eredményei. — Földr. Közlem. 18, pp. 218–229. Õslénytani Viták 41, pp. 5–43. RÓNAI A. 1972: Negyedkori üledékképzõdés és éghajlat- 142 TÓTHNÉ MAKK ÁGNES et al.

történet az Alföld medencéjében. — A Földt. Int. Évkönyve paleoclimatology. — Geol. Soc. Amer. Mem. 145, pp. 56, 421 p. 449–464. RÓNAI A. 1985: Az Alföld negyedidõszaki földtana. — Geol. THAMÓNÉ BOZSÓ, E., KERCSMÁR ZS. 2000: A Körös-medence Hung. ser. Geol. 21, 446 p. negyedidõszaki beszállítási irányainak változása a homokok SHACKLETON, N. J. 2000: The 100,000-year ice age cycles identi- ásványtani összetétele és a tektonikai háttéresemények fied and found to lag temperature, carbon dioxide, and orbital alapján. — Földt. Közl. 130 (4), pp. 1–25. eccentricity. — Science 289, pp. 1897–1902. THAMÓNÉ BOZSÓ, E., KERCSMÁR, ZS., NÁDOR, A. 2002: Tectonic SHACKLETON, N. J., OPDYKE, N. D. 1976: Oxygen isotope and control on changes in sediment supply on Quaternary alluvial paleomagnetic stratigraphy of equatorial Pacific core V28- systems, Körös sub-basin, SE Hungary — In: JONES, S. J., 238: oxygen isotop temperatures and ice volumes on a 105 FROSTICK, L. E. (eds): Sediment Flux to Basins: Causes, and 106 year scale. — In: CLINE, R. M., HAYS, J. D. (eds): Controls and Consequences. Geological Society, London, The Investigation of Late Quaternary Paleoceanography and Special Publications 191, pp. 37–53. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 143–152.

Fossil turtle found in Romania — overview A romániai fosszilis-teknõs leletek áttekintése

MÁTYÁS M. VREMIR

Babeº-Bolyai University, Dept. of Geology and Palaeontology, Kogãlniceanu 1, 3400 Cluj-Napoca, Romania e-mail: [email protected]

Keywords: Vertebrate Palaeontology, Reptilia, Chelonii, Tárgyszavak: Gerincesek, paleontológia, hüllõk, Chelonii, Mesozoic, Cenozoic, Romania Mezozoikum, Cenozoikum, Románia

Abstract Összefoglaló

As only a few strictly palaeontological studies on Romanian A romániai fosszilis teknõsökrõl eddig viszonylag kevés fossil turtles have been published, a more complete picture of the kimondottan paleontológiai tanulmány jelent meg, ezért indokolt chelonian palaeofauna is given on the basis of recent researches. és szükségszerû a teknõs paleofaunának alábbiakban bemutatott, From 73 palaeontological sites, made available the presence of friss kutatásokra támaszkodó, átfogó jellegû rendszerezése. A several Mesozoic taxa, as well as Palaeogene, Neogene and jelenleg ismert 73 lelõhely leleteit áttekintve több mezozoos, Quaternary findings, which belong to three infraorders: valamint paleogén, neogén és negyedkori taxon anyaga áll ren- Proganochelydia, Pleurodira and Cryptodira. delkezésünkre; rendszertanilag ezek a Proganochelydia, Pleuro- Besides the problematic middle Triassic (Anisian) dira és Cryptodira alrendekbe sorolhatók. Proganochelys, and some late Cretaceous, Palaeocene and early A több kérdést felvetõ, középsõ-triász (anisusi) korú Eocene Pleurodiran forms (Dortokidae; Podocnemididae; Proganochelys leleten, valamint néhány késõ-kréta, felsõ-pale- ?Bothremydidae), the palaeofauna is represented by diverse océn illetve alsó-eocén korú nyaktekerõ-teknõs (Pleurodira) cryptodiran taxa, including several tortoises (Kallokibotidae, alakokon kívül (Dortokidae; Podocnemididae; ?Bothremydidae), Testudinidei), fresh water turtles (Emydidae, Geoemydinei, leleteink között számos nyakbehúzó (Cryptodira) teknõs marad- Chelydridae, Trionychidae and Carettochelidae), as well as sea ványa található meg. Ezek között megemlítjük a szárazföldi turtles (Cheloniidae). teknõsöket (Kallokibotionidae, Testudinidei), az édesvízi This paper is intended to highlight the present state of knowl- teknõsöket (Emydidae, Geoemydinei, Chelydridae, Trionychidae edge regarding the Romanian palaeocheloniological data, with- és Carettochelidae), valamint a tengeri teknõsöket (Cheloniidae). out any intention to resolve systematic questions beyond the pos- A tanulmány célja bemutatni a romániai paleocheloniológiai sibilities given by the fossil materials and the general knowledge ismeretek jelenlegi állását, annak igénye nélkül, hogy a vizsgált on the European fossil turtle faunas. anyag által kínált lehetõségeken, illetve az európai fosszilis teknõsfaunára vonatkozó általános ismereteken túl rendszertani kérdéseket oldjon meg.

Historical framework some crocodilian bones from the Upper Eocene of Cluj area, which, in part, belonged to a sea turtle (material lost). The first record on Romanian fossil turtles is by FICHTEL Later, KOCH (1884, 1894 and 1900) mentioned materi- (1780; SZALAI, 1934), who mentioned an unidentified pleu- als from Mesozoic and Cenozoic deposits of Transylvania. ral bone from Transylvania. PETERS (1855) described a One problematic chelonioid (?) footprint from the Lower pleural bone fragment allocated to the genus Trionyx Cretaceous (Neocomian) sandstone deposits from Lãpuº (NHM, Wien), originating from the Middle Eocene of (Maramureº County); - two remains of Emys sp. from the Turnu Roºu (Sibiu County). Also PÁVAI (1871) signaled Middle Eocene of Jibou in Sãlaj County (in fact the Late 144 MÁTYÁS M. VREMIR

Palaeocene Ronella botanica), and from the Pliocene of Regarding the Pliocene fossil turtle assemblage of Cãpeni (Covasna County), as well as a large “emydid” Mãluºteni and Bereºti, a few more studies were published. from the Late Cretaceous of Haþeg basin (the well known MACAROVICI, VANCEA (1960), reviewing a part of this Kallokibotion); — two “chelydrid” findings (allocated to material, described the Testudo praegraeca ibera (medium the genus Trachyaspis VON MEYER, 1843), one pleural size), Testudo grandis (large-size), Testudo sp. indet., and plate possibly belonging to a sea turtle, as well as a few Clemmys malustensis species. Later MLYNARSKI (1969) Trionyx sp. remains, all from the Upper Eocene of Cluj- determined the presence of Testudo macarovici Gilãu region (Cluj County). MLYNARSKI, 1969 (= Testudo praegreca ibera), Geoemyda The “emydid” materials from the Haþeg basin were sig- malustensis (MACAROVICI, VANCEA 1960) (= Clemmys naled also by NOPCSA (1897), who later (NOPCSA, 1923 a, malustensis), Geoemyda cf. mossoczyi MLYNARSKI, 1964, b) described them as two new amhychelideans (Kalloki- and Chelydridae gen. et sp. indet. (= Testudo grandis). botion bajazidi NOPCSA, 1923 a. and K. magnificum BERECZ, CUCU (1979) mentioned some remains allocated NOPCSA, 1923 a). KADIÆ (1916) also mentioned a few tur- to Testudo aff. graeca LINNAEUS 1758, Emys sp., and tle bones from the northern part of Haþeg basin (Vãlioara Geoemyda mossoczyi. Finally, BACHMAYER, MLYNARSKI and Ciula Mare) collected from Late Cretaceous beds. (1983) published some remarks regarding the species At the beginning of the 20th century, LÖRENTHEY Testudo macarovicii. (1903), reviewed some of the fossil materials, and SAMSON, RãDULESCU (1963) investigated another quite described two new species: Trionyx clavatomarginatus similar vertebrate fauna from the late Pliocene (Romanian) (Trionychidae) and Euclastes? kochi (Cheloniidae?), both of Irimeºti (Oltenia region), where the presence of from the Upper Eocene of Cluj region. Geoemyda mossoczyi was recorded (KHOZATSKY, In the Extracarpathian regions, SIMIONESCU (1922, 1930) MLYNARSKI, 1966). Also, MLYNARSKI (1968) published data published for the first time data regarding the Late Pliocene regarding the vertebrates of Irimeºti and Mãluºteni as well as (Romanian) vertebrate assemblage from Mãluºteni the Pontian occurrence of Brusturi–Tãtãruº (Bihor County). (Southern Moldova), including fossil turtles, belonging to New mentions or descriptions can be added. FUCHS the genera Clemmys, Testudo and Trionyx. BARBU (1930) (1962) has a quotation of an Early Miocene Trionyx sp. published a catalogue of the fossil vertebrates of Romania, from Cluj, which is a large specimen recently published by only containing an incomplete list of the fossil turtles VREMIR, CODREA (1997). A middle Miocene trionychid (Kallokibotion bajazidi is listed as a dinosaur). specimen (Trionyx sp. aff. pliopedemontanus SACCO, SZALAI (1932, 1934) made the first overview of 1897) was described by MACAROVICI, MOTAº (1965), from Hungarian palaeocheloniological data. He presented six Reghiu (Vrancea region). POPOROGU (1972) also men- sites from Transylvania, describing new materials of Emys tioned a Late Oligocene large sized Trionyx sp., from the strandi SZALAI, 1934 (Oligocene of Cluj), Emys sp. (Pontian Lupeni coal field (Hunedoara County). A Plio-Pleistocene of Brusturi–Tãtãruº), Emys orbicularis LINNAEUS, 1758 (Villafranchian) Testudo kalksburgensis TOULA, 1896 was (Pliocene of Cãpeni), Trionyx sp. (Oligocene of Ticu- published by FUHN, JURCSÁK (1972) from Oradea (Bihor Aghireº), Testudo sp. and Trionyx nopcsai SZALAI, 1934 County). (Pontian of Brusturi – Tãtãruº). GLAESSNER (1935) made the JURCSÁK (1973, 1976, 1978) and HUZA et al. (1987) second overview of the Hungarian fossil testudines, includ- presented some problematic turtle remains from the ing Transylvanian findings. Middle Triassic (Anisian) of Peºtiº (Bihor County). A few Freshwater turtle remains (first mentioned by SZALAI exoskeletal elements were allocated to the genus 1932 as Clemmys sp.) were also mentioned by VERESS (1944) Proganochelys BAUR, 1888. in her Ph.D. thesis from the Early Oligocene of Cluj. Another CIOBANU (1977) erected a new cheloniid species under unpublished study (PACSA 1958) contains descriptions of a the name of Chelonia oligocena, from the Early Oligocene few remains collected from the same occurrence, without any of Piatra Neamþ (Neamþ County). Later, CHKHIKVADZE further taxonomic identification. MLYNARSKI, MÉSZÁROS (1990) suggested its probable appartenance to the genus (1963) made a review of these palaeontological materials, Glarichelys ZANGERL 1958. which were allocated to Clemmys strandi (SZALAI 1934). GROZA (1983), GRIGORESCU (1983) and GRIGORESCU et Later, MLYNARSKI (1966) followed Szalai’s work on review- al. (1985) mentioned from the Late Cretaceous of Haþeg ing the fossil turtles housted in Hungarian collections (includ- basin some new turtle specimens, belonging to ing specimens from Transylvania), assigned this species to Kallokibotion bajazidi, as well as undetermined remains. Chinemys. He also described or mentioned new specimens A re-examination of the type materials of Kallokibotion belonging to Kallokibotion bajazidi and Pleurosternon sp. bajazidi, kept in the British Museum (N. H.) in London, (Late Cretaceous of Haþeg basin), Trionyx clavatomarginatus was recently made by GAFFNEY, MEYLAN (1992). As a (late Eocene of Cluj), Trionyx sp. and Chelydra? sp. result, the systematic position of those species was (Oligocene of Ticu-Aghireº), Trionyx sp. (“Pliocene” of resolved in the infraorder Cryptodira. Finally, other Late Borsec), Emys orbicularis (Late Pliocene of Baraolt - Cãpeni) Cretaceous materials (Kallokibotion bajazidi) were pub- as well as Emys orbicularis, Trionyx nopcsai and Testudo sp. lished by CODREA, VREMIR (1997) from Râpa Roºie (Pontian of Brusturi-Tãtãruº). (Southern Transylvania). Fossil turtle found in Romania — overview 145

Some new findings were recorded from the Fossil turtle localities of Romania Transylvanian Palaeogene. RãDULESCU, SAMSON (1987) mentioned an undetermined tortoise from the Middle Up to now 73 occurrences containing fossil turtle re- Eocene (Lutetian) palaeokarstic hollow of Crivadia-Meriºor mains were registered in Romania: 1 Triassic, 18 Cretaceous, (Haþeg basin). Recently, two Late Palaeocene freshwater 32 Palaeogene, 17 Neogene and 5 Quaternary (excluding the taxa were identified in Jibou–Rona region (Sãlaj County). archaeological sites). From this, 32 were unpublished before One possible testudinid (?Palaeochelys sp. s.l., VREMIR, (including 25 newly discovered sites). The collection abbre- CODREA, 1996), and a primitive pleurodiran Dortokid viations were the specimens are capped is added. (Ronella botanica LAPPARENT de BROIN, 1999, GHEERBRANT et al., 1999, 2003; LAPPARENT DE BROIN 2003). The most recent investigations shows that the turtle fossils identified Collections-Institutional abreviations: in the Rona member only belongs to the species Ronella botanica, and there is no evidence of other taxa. BM(NH) — British Museum (Natural History), London, From the Middle and Late Eocene of Cluj–Gilãu region, England. VREMIR (1995) and CODREA et al. (1997) published new data EME (Transylvanian Museum Society), Cluj-Napoca, on sea turtle occurrences, identifying the genera Eochelone Romania. DOLLO, 1903 and Argillochelys LYDEKKER, 1889, as well as FGGUB — Geological and Geophysical Faculty of unidentified cheloniids. FUCHS (1994 a, b) described a few Bucharest University, Bucharest, Romania. exoskeletal bones of Euclastes? kochi as well as an uniden- FGUI — Facultatea de Geologie, “Al. I. Cuza” University, tified trionychid (in fact a plastral fragments belonging to a Iasi, Romania. sea turtle), all from the Late Eocene of Cluj. HF – Herman Fuchs private collection, now donated to FARKAS (1995), reviewing the fossil trionychid turtle ISER — “Emil Racoviþã” Speleological Institute, types in Hungarian collections, discussed the proper allo- Bucharest, Romania. cation of Trionyx clavatomarginatus, suggesting a syn- MÁFI — Geological Institute of Hungary, Budapest, onymy with T. gergensi von MEYER. Also the type materi- Hungary. al of the Trionyx nopcsai was reviewed. In the opinion of MCDRD — Museum of Daco-Roman Civilization, Deva, this author, the now lost carapace remain belongs to a tri- Romania. onychid, however the mandible is attributed to MTB — Palaeontological Museum of Transylvanian Basin Chelydropsis cf. C. decheni (von MEYER). We have to (Babeº-Bolyai University), Cluj-Napoca, Romania. mention the work of VANG–LAURIDSEN (1998), who MSNPN — Natural History Museum, Piatra Neamþ, rewieved the fossil soft-shelled turtles of the Carpathian Romania. basin, including Transylvanian finds (Cluj, Aghireº, MSNS — Muzeul de ªtiinþe Naturale, Sibiu, Romania. Brusturi-Tãtãruºand Borsec) capt in Hungarian collec- MSNSG — Muzeul de ªtiinþe Naturale, Sf. Gheorghe, tions. The inventory and descriptions includs several inter- Romania. esting specimens unpublished before. MTCO — Muzeul Þãrii Criºurilor, Oradea, Romania. There are some quotations of undetermined turtle NHMW — Natural History Museum, Wien, Austria. remains from the Middle Miocene of Zãrand basin (Arad County), from Tauþi (FERU et al. 1979 b), Comãneºti (FERU et al. 1980) and Late Pliocene unidentified finds from Podari Triassic (Dolj County) and Milcovu din Vale (Olt County) in Middle Triassic Valachian depression (FERU et al. 1979 a). Recently, VREMIR et al. (1997) published three partial skeletons of Trionyx 1. Peºtiº— Aleºd (Bihor County). Anisian (Peºtiº Fm.): stiriacus s. l. PETERS 1855, from the Sarmatian deposits of “Proganochelys” sp. MTCO. Miniºu de Sus (Tauþi, Arad County). VENCZEL (1990) mentioned the presence of Emys sp. from karstic fissure fillings in the Late Pliocene of Betfia Cretaceous XIII and Middle Pleistocene of Subpiatrã (Bihor County). Lower Cretaceous Emys orbicularis was also recorded from the Holocene lake deposits of Bãile 1 Mai – Oradea (Bihor County). The 2. Lãpuº (Maramureº County). Neocomian: “Cheloniid presence of several Holocene tortoise (Testudo sp.) was footprint” ichnotaxa indet. recorded by MURARU (1984) from the karstic caves of Upper Cretaceous Luna Hill near Jurilovka (Northern Dobrogea). New materials and occurrences were recently found in 3. Stãuini — Valea Cheii (Alba County). Late Transylvania; also new taxa were identified, especially Campanian marine (Bozeº Fm.): Chelonii indet. from the late Cretaceous and Palaeogene continental (marine form?) MTB. deposits (VREMIR, in prep.). Some of the preliminary 4. Sînpetru — Valea Sibiºel (Haþeg Basin). Late Maas- results were published by VREMIR (2000). trichtian continental (Sînpetru Fm.): Kallokibotion 146 MÁTYÁS M. VREMIR

bajazidi; Pleurodira indet. (undefined small sized Palaeogene form), described by MLYNARSKI (1966) as Pleuro- sternon sp. Late Palaeocene Obs: “Sînpetru” must be regarded as a collective name 20. Rona (Sãlaj County). Thanetian lacustrin (Jibou Fm., for more than ten different sites and stratigraphic lev- Rona member): Ronella botanica., Chelonii indet. els which provides fossil turtle materials. The out- (probably Ronella) MTB. crops are distributed on few side-valleys of Rîul Mare 21. Jibou (Sãlaj County). Thanetian lacustrin (Jibou Fm., including Sibiºel Valley (and addiacent creeks), on Rona member): Ronella botanica, MTB. area of approximative 10 sq. km. BM(NH), MÁFI, MTB, FGGUB, MCDRD. Late Palaeocene? / Early Eocene 5. Vãlioara (Haþeg Basin). Late Maastrichtian continental (Densuº-Ciula Fm.): Kallokibotion bajazidi; 22. Hodiº (Cluj County): Thanetian–Ypresian? lacustrin Pleurodira indet. (cf. ?Polysternon; large sized form), (Jibou Fm., Horlacea member): Chelonii indet. MTB. also described by MLYNARSKI (1966) as Pleurosternon sp. MÁFI, FGGUB. Early Eocene 6. Ciula Mare (Haþeg Basin). Late Maastrichtian conti- 23. Giurtelecu ªimleului (Sãlaj County). Ypresian continental (Densuº–Ciula Fm.): Kallokibotion sp.; nental (Jibou Fm; upper member): “Palaeochelys” sp. Chelonii indet. MTB. (s.l.); Neochelys sp.; cf. ?Allaeochelys sp. MTB. 7. Ciula Micã (Haþeg Basin). Late Maastrichtian conti- 24. Albeºti — Muscel (Argeº County). Ypresian marine nental (Densuº–Ciula Fm.): Kallokibotion bajazidi. (Albeºti limestone): Palaeotrionyx sp. FGGUB. MTB. 8. Tuºtea 1–3 (Haþeg Basin). Late Maastrichtian continental (Densuº–Ciula Fm.): Kallokibotion bajazidi; Middle Eocene egg shells (ovum testudinarum). MTB, FGGUB. 25. Crivadia — Meriºor (Hunedoara County). Lutetian 9. Pui (Haþeg Basin). Late Maastrichtian continental continental (palaeokarst filling): Testudinidae? indet. (Sînpetru Fm.): Kallokibotion sp., Chelonii indet. ISER. FGGUB, MTB, ISER? 26. Turnu Roºu (Sibiu County). Lutetian marine (Strada 10. Oarda de Jos (Alba County). Middle to Late Muntelui Fm.): Trionyx sp. (s. l.); Chelonioidea indet. Maastrichtian (“lower red beds”), a particular fluvial- NHMW, MSNS. lacustrine facies. Chelonii indet. MTB. 27. Dealul Pietros — Cãpuº (Cluj County). Lutetian 11. Râpa Roºie — Sebeº(Alba County). Reworked Maas- marine (Cãpuºu Fm.): Trionyx sp. (s. l.); Argillochelys trichtian continental (Râpa Roºie Fm.): Kallokibotion sp.; Cheloniidae indet. MTB. bajazidi; Chelonii indet. MTB. 28. Dealul ªatra — Cãpuº (Cluj County). Lutetian marine 12. Teleac (Alba County). Reworked Maastrichtian conti- (Cãpuºu Fm.): Eochelone sp. MTB. nental (Râpa Roºie form.): Kallokibotion bajazidi; 29. Straja — Gilãu (Cluj County). Bartonian marine small sized pleurodiran (Dortokidae?) MTB. (Inucu Fm.): Argillochelys sp. MTB. 13. Vurpãr (Alba County). Middle to Late Maastrichtian continental (“lower red beds”): undefined new Upper Eocene Dortokid; Chelonii indet. (?Kallokibotion) MTB. 14. Negoiu — Rusca Montanã (Hunedoara County). 30. Turbuþa — Jibou (Sãlaj County). Early Priabonian Maastrichtian continental. Kallokibotion bajazidi, marine-costal (Mortãnuºa and Rakotzi Fm.): MTB. Cheloniidae indet. (aff. Eochelone sp.) MTB. 15. Nãlaþvad (Haþeg Basin) Late Maastrichtian continen- 31. Dealul Ropo — Iara (Cluj County) Early Priabonian tal (Sînpetru Fm.): Kallokibotion bajazidi, MTB. marine (Viºtea Fm.): Trionyx sp. (s. l.); Cheloniidae 16. Toteºti (Haþeg Basin) Late Maastrichtian continental indet. MTB. (Sânpetru Fm.): Chelonii indet. (?Kallokibotion) 32. Treznea (Sãlaj County). Early Priabonian marine MTB. (Mortãnuºa Fm.): Cheloniidae? indet. MTB. 17. Someº–Odorhei (Sãlaj county) Late Maastrichtian 33. Izvorul Criºului (Cluj County). Early Priabonian continental (Jibou Fm. — lower member): Chelonii marine (Viºtea Fm.): Cheloniidae indet. MTB. indet. (?Kallokibotion sp.) MTB. 34. Leghia (Cluj County). Early Priabonian marine 18. Feþei Hill (Lancrãm — Alba County). Reworked (Viºtea Fm.): Trionychidae indet. MTB. Maastrichtian continental (Râpa Roºie Fm. lower sec- 35. Jebucu (Cluj County). Late Priabonian marine (Cluj tion): Chelonii indet. MTB. Limestone): “Trachyaspis” sp. MTB. 36. Suceagu (Cluj County). Late Priabonian marine (Cluj 19. SecaºValley (Lancrãm — Alba County). Late Maas- trichtian continental (LRB Fm., upper section): Limestone): Eochelone sp. MTB. 37. Cheile Baciului (Cluj County). Late Priabonian marine Chelonii indet. MTB. Fossil turtle found in Romania — overview 147

(Cluj Limestone): “Trachyaspis” sp.; Eochelone sp. 55. Comãneºti (Arad County). Sarmatian (tuffaceous- “Euclastes”? kochi., Trionyx sp. (s. l.) MTB, HF. diatomitic complex): Chelonii indet. ISER. 38. Someº— Cluj (Cluj County). Late Priabonian marine 56. Reghiu (Vrancea County). Late Sarmatian continen- (Cluj Limestone and Brebi Marl): Trionyx tal: Trionyx sp. (s. l.) (cf. pliopedemontanus); Chelonii clavatomarginatus; Trionyx sp. (s. l.); Eochelone sp; indet. ISER, MTB. “Euclastes”? kochi; “Trachyaspis” sp. MTB, HF. 39. Cluj-Mãnãºtur (Cluj County). Late Priabonian marine Upper Miocene (Cluj Limestone): Trionyx clavatomarginatus; “Euclestes”? kochi. MTB, MÁFI. 57. Borsec (Harghita County). Lower Pontian lacustrin 40. Valea Pleºca – Cluj (Cluj County). Late Priabonian marine (coal Fm.): Trionyx sp. (s. l.) -large size). MÁFI. (Cluj Limestone): Trionyx clavatomarginatus. MTB. 58. Brusturi – Tãtãruº(Bihor County). Pontian continental 41. Prodãneºti (Sãlaj County). Late Priabonian marine (Cluj (asphaltic sand Fm.): Trionyx sp. (s. l.); Chelydropsis Limestone). Trionyx sp. (s. l.); Eochelone sp. MTB. cf. C. decheni; Chelydra sp.; Emys orbicularis; 42. Letca (Sãlaj County). Late Priabonian marine Testudo sp. MÁFI, MTCO? (Culmea Cozlei Limestone): Eochelone sp. MTB. 59. Ciutelec – Tauteu (Bihor County). Pontian continental. Testudo sp. -large size. MTB. Lower Oligocene 43. Ciocmani (Sãlaj County). Early Rupelian marine- Pliocene costal (Ciocmani Fm.): Trionyx sp. (s. l.) MTB. 44. Dealul Cetãþuia – Cluj (Cluj County). Late Rupelian 60. Corund (Harghita County). Romanian continental: lacustrin (Dâncu Fm.): cf. Mauremys (=Chinemys Testudininei indet. (cf. “Geochelone” sp.) HF. strandi) MÁFI, MTB. 61. Baraolt-Cãpeni (Covasna County). Romanian conti- 45. Valea Csipkes – Suceag (Cluj County). Late Rupelian nental: Emys orbicularis; Emys sp. MSNSG. lacustrin (Dâncu Fm.): cf. Mauremys (=Chinemys 62. Strâmba Jiu (Gorj County). Romanian continental: strandi) MTB. Testudo sp. MTB. 46. Mera (Cluj County). Late Rupelian lacustrin (Dâncu 63. Mãluºteni-Bereºti (Galaþi County). Romanian lacus- Fm.): cf. Mauremys (=Chinemys strandi) MTB. trin: Testudo macarovicii; Testudo aff. graeca; aff. 47. Sînpaul (Cluj County). Late Rupelian lacustrin Sakya “Geoemyda” cf. mossoczyi; aff. Sakya (Dâncu Fm.): Testudinidae indet. (lost material). “Geoemyda” malustensis; Emys sp.; Chelydridae 48. Ticu – Aghireº(Cluj County). Late Rupelian lacustrin indet. — Large size. FGUI, FGGUB? (Dâncu Fm.): Trionyx cf. clavatomarginatus; Trionyx 64. Irimeºti (Olt County). Romanian lacustrin: aff. Sakya sp. (s. l.); “Chelydridae” indet. MÁFI. “Geoemyda” mossoczyi. ISER. 49. Piatra Neamþ (Neamþ County). Late Rupelian marine 65. Dealul Viilor – Oradea (Bihor County). Late Pliocene (lower disodilic Fm.): Glarichelys sp. (=Chelonia —Villafranchian continental: Testudo kalksburgensis. oligocena) MSNPN. MTCO. Upper Oligocene 66. Dealul ªomoleu – Betfia XIII (Bihor County). MN 17 Late Pliocene (Karst fissure filling): Emys sp. MTCO. 50. Lupeni — Petroºani (Hunedoara County). Chattian 67. Podari – Craiova region (Dolj County). Late Pliocene lacustrin (Dâlja–Uricani Fm.): Trionyx sp. (s. l.) — phase 1/middle Villafranchian (Cândeºti Fm.): MCDRD. Chelonii indet. ISER. 51. Coasta Mare-2 (Cluj County). Egerian paralic (Valea 68. Milcovu din Vale – Slatina region (Olt County). Late Almaºului Fm.): Trionyx sp. (s. l.); Testudinidae indet. Pliocene — phase 1/middle Villafranchian (Cândeºti MTB. Fm.): Chelonii indet. ISER. Neogene Quaternary Lower Miocene Pleistocene 52. Coasta Mare-1 (Cluj County). Eggenburgian marine- litoral (Coruº Fm.): Trionyx sp. (s. l.). MTB, HF. 69. Coasta cu Pietriº– Subpiatrã (Bihor County). Late Biharian (karst fissure filling): Emys sp. MTCO. Middle Miocene 70. Oradea – Fabrica de bere (Beer factory). Late Pleistocene. Testudo sp. MTCO. 53. Miniºu de Sus (Arad County). Sarmatian (tuffaceous- diatomitic complex): Trionyx stiriacus (s. l.) MTB, 71. 2 Mai – Mangalia (Constanta County). Late MTCO. Pleistocene? (loess fm.): Testudo graeca ibera. This 54. Tauþi (Arad County). Sarmatian (tuffaceous- specimen probably is younger (Holocene). MTB. diatomitic complex): Chelonii indet. ISER. 148 MÁTYÁS M. VREMIR

Holocene form is very close to the genus Dortoka LAPPARENT de BROIN, MURELEGA, 1996, being more different than 72. Bãile 1 Mai – Oradea (Bihor County) Holocene lacus- Ronella. Some important diagnostic features are not trin: Emys orbicularis. MTCO. known (especially xiphiplastra and pelvis), also few other 73. Dealul Luna – Jurilovka (Tulcea County). Holocene specimens are still under restauration proces. This speci- (karstic sediment): Testudo sp. FGGUB. mens, probably will give some answers regarding the palaeobiogeographical and phylogenetical questions dis- Many archaeological sites (mostly neolithic to bronze cussed by LAPPARENT de BROIN and MURELEGA (2003). age), contain herpetological materials including pond turtles (Emys orbicularis) and/or tortoise (Testudo hermanni, Pleurodira indet. T. greace ibera) remains. The inventory of the sites and Fam. ?Bothremydidae BAUR, 1891 archaeozoological materials is not the aim of the present paper. 5. cf. ?Polysternorn sp. — large size (5: VREMIR, in prep.). The large-sized (carapace length 60 cm) pleurodiran form Systematic overview originating from the Late Cretaceous continental deposits of Valioara, shows great resemblance with Bothremydide In parantheses the number of occurrence(s) following (Polysternon), commonly identified in the Late Cretaceous the list above, plus references. Taxonomic notes are added. and Early Tertiary of South-Western Europe. Other two spec- Systematics according to LAPPARENT DE BROIN (2001). imens, previously allocated to the genus Pleurosternon (MLYNARSKI, 1966) from the Late Cretaceous of Haþeg basin Ordo Chelonii BRONGNIART, 1800 (Ciula-Densus Fm.) could belong to at least two different Infraordo Proganochelydia ROMER, 1966 taxa, including a large-sized aquatic form. Another problem- Fam. Proganochelyidae BAUR, 1888 atic specimen (identified on the basis of a complete femur and a fragmented tibia) also shows some peculiar features, differ- “Proganochelys” sp. (1: JURCSÁK, 1973, 1976, 1978; ent from the better known Kallokibotion, suggesting the pres- HUZA et al., 1987). ence of a large aquatic form. The exact taxonomic allocation will be only possible 6. Small-sized undefined form (4: VREMIR, in prep). on the basis of a more diagnostic material. Up to now, five exoskeletal pieces are known, which were assigned to the This small specimen (carapace length approx. 12 cm), genus Triassochelys (JURCSÁK, 1973, 1976) earlier. Taking previously described by MLYNARSKI (1966) as belonging in account the age and state of preservation of the fossil to the genus Pleurosternon, is characterised by reversed materials, the allocation to the genus Proganochelys is not anterior neurals, which represents primitive and homo- appropriate. A re-examination is needed even to demon- plastic character (Lapparent de Broin, personal commu- strate the appartenance to Chelonii. nication) known on primitive pleurodires and some Tertiary primitive geoemydinei and trionychids. Infraord. Pleurodira COPE, 1864 Fam. Podocnemydidae COPE, 1868 Infraord. Cryptodira COPE, 1868 Fam. Kallokibotionidae NOPCSA, 1923 Neochelys sp. (23: VREMIR, in prep.). 7. Kallokibotion bajazidi NOPCSA (4, 5: KOCH, 1900; Although the present identification is made on some NOPCSA, 1897, 1923 a, b; MLYNARSKI, 1966; GROZA, characteristic carapacial and plastral remains (belonging to 1983; GAFFNEY et MEYLAN, 1992; 6, 9, 11: CODREA et three medium-sized individuals), the precise specific VREMIR, 1997; JIANU et al., 1997; 7, 8, 12, 14, 15, 16: determination will be possible only on the basis of a more VREMIR, unpubl., CODREA, oral comm.). complete palaeontological material. Kallokibotion bajazidi represents one of the most prim- Fam. Dortokidae LAPPARENT et MURELEGA, 1996 itive cryptodiran tortoise, described from the Late Cretaceous of Romania. GAFFNEY, MEYLAN (1992) made a 3. Ronella botanica LAPPARENT (20, 21: GHEERBRANT et systematic redefinition on the basis of the “type” material al., 1999, 2003; LAPPARENT de BROIN et MURELEGA 2003) capt in the British Museum (NH) collection. The species Is the only Tertiary dortokid known in Europe. The K. magnificum is considered to be a junior synonym. phylogenetic relationship with the West European Cretaceous dortokids is not wery clear yet. Fam. Cheloniidae OPPEL, 1811

Dortokidae indet. (12, 13: VREMIR, in prep.). 8. “Trachyaspis” sp. (35, 37, 38: KOCH, 1884, 1894, 1900; VREMIR, in prep.). It is an undefined small-sized (plastral length approx. 16 cm) form characterised by the presence of microreticu- The precise systematic position of this genus is yet not lar decoration and lack of mesoplastra. In some respect this reviewed, although most of the “Trachyaspis” specimens Fossil turtle found in Romania — overview 149 known from the Miocene of Europe, North America and (Glarichelys gwinneri). However we have to deal with very Japan were assigned to Syllomus COPE, 1896 (an advanced young specimens, the preserved morphological and biomet- sea turtle). The specimen from Jebucu (Cluj region) is doc- rical features, sustain the appartenance to the Glarichelys umented on the basis of an almost complete skull and a knorri species (VREMIR, in prep.), common in the Carpathian partial carapace, which suggests an appartenence to a par- and Alpine Oligocene Menilitic Shales. ticular sea turtle (certainly a new genus), possibly related to eochelynes (Hirayama, written comm.). One of the main Fam. Carettochelyidae BOULANGER, 1887 differences is considered the presence of primary palate (primitive character), Syllomus showing a well developed 14. ?Allaeochelys sp. (23: VREMIR, in prep.) secondary palate. A carettochelyid type of plastral remain was recently identified in the Early Eocene (Ypresian) continental 9. Eochelone sp. (28, 36–38, 41, 42: VREMIR, 1995; deposits (upper member of Jibou Fm.) of Giurtelecu CODREA et al., 1997; VREMIR, in prep.). ªimleului. However the fossil presents an advanced Identified on the basis of a large number of specimens, weathered stage, some characteristic features (size, out- including skull materials. It seems to be a medium-sized line, morphometrics, decoration) indicate the presence of form, slightly differing from the type species (Eochelone a large aquatic form similar to Alleochelys. This genus is brabantica DOLLO, 1903). Taxonomic evaluation in only known from Europe (England, Spain, France, progress. Belgium and Germany) from the Ypresian–Bartonian interval (MP7-15). 10. Argillochelys sp. (27, 29: VREMIR, 1995). Identified on the basis of a fragmented exoskeleton Fam. Trionychidae FITZINGER, 1826 (carapace and plastron) as well as a fragmented humerus, REMIR presenting characteristic features (VREMIR, 1995). The 15. Palaeotrionyx sp. (24: V , in prep.). specific allocation is only possible on cranial materials. A large carapace, presenting well developed “Aspideretes” like preneural plate revealed the presence 11. “Euclastes”? kochi (37: FUCHS, 1994 a, b; 38, 39: of a particular trionychid species in the Early Eocene KOCH, 1884, 1894; LÖRENTHEY, 1903) (Ypresian) of Albeºti-Muscel. However the Aspideretes is This large-sized (CL = 50–60 cm) sea turtle, initially a Pleistocene-recent genus from South Asia, this was also described by LÖRENTHEY (1903) is yet not reviewed, how- reported from the Eocene of Germany (?). Previously, this ever on the basis of the recently collected materials we can group was reported from the Late Cretaceous notice some resemblance with the genus Eochelone. Also (Aspideretoides) and early Tertiary (Aspideretes) of North the generic name Euclastes COPE, 1867 is considered a America, too. On the basis of some characteristic features nomen praeoccupatum. At the present moment, all Late (including the large preneural), this specimen could Eocene sea turtle materials (except “Trachyaspis”) collect- belong to the genus Palaeotrionyx (tribe Ulutrionychinii ed from the Rakotzi Sandstone (Early Priabonian) Cluj and sensu KORDIKOVA, 1991), known from the Lower and Culmea Cozlei limestone formations, also Brebi Marl Middle Eocene of Western Europe, as well as Central (Late Priabonian) are assigned to the genus Eochelone, Asia. however they are clearly two different taxa. 16. Trionyx clavatomarginatus LÖRENTHEY (39, 40: 12. Cheloniidae indet. (26, 27, 30–33: VREMIR, 1995; KOCH, 1884, 1894, 1900; LÖRENTHEY, 1903; VANG- VREMIR, in prep.) LAURIDSEN, 1998; 48: MLYNARSKI, 1966; FARKAS, 1995; Some of the Middle and Late Eocene small- to medi- VANG-LAURIDSEN, 1998; 38: CODREA et al., 1997) um-sized (carapace length = 20–30 cm) cheloniids from Trionyx clavatomarginatus is a large-sized (disc length NW Transylvania (VREMIR, 1995) can be placed in the = 40–50 cm) species, described from the Late Priabonian subfamily “Eochelyinae” MOODY, 1968. Cluj Limestone Fm., and possibly from the late Rupelian Dâncu Fm. of NW Transylvania. FARKAS (1995) suggests Fam. Cheloniidae OPPEL, 1811 or Protostegidae COPE 1872 a possible synonymy with Trionyx gergensis. A review of the whole palaeontological material is needed (see also VANG-LAURIDSEN, 1998). 13. Glarichelys sp. (Chelonia oligocena CIOBANU) (49: CIOBANU, 1977; CHKHIKVADZE, 1990) 17. Trionyx stiriacus (s. l.) PETERS (53: VREMIR et al., Glarichelys sp. (according to DE LAPPARENT, 2001 1997) Cheloniidae or Protostegidae?) is documented by two juve- 18. Trionyx sp. (s. l.) (56: MACAROVICI et MOTAº, 1965). nile specimens (body length = 77 mm), hereby described as Chelonia oligocena (CIOBANU, 1977), considered by us as It is a large shell fragment previously confered to the ACCO nomen nudum. CHKHIKVADZE (1990) published some species T. pliopedemontanus S . The fragmentary state remarks regarding the proper allocation of these specimens of preservation does not permit a precise identification. 150 MÁTYÁS M. VREMIR

19. Trionyx sp. (s. l.) (26: PETERS, 1855; 27, 31, 34, 37, 38, SZALAI, 1934; VERESS, 1944; PACSA, 1958; MLYNARSKI et 41, 43: KOCH, 1884, 1894, 1900; VREMIR, unpubl; 48, 57, 58: MÉSZÁROS, 1963; MLYNARSKI, 1966; 45, 46: VREMIR, MLYNARSKI, 1966; FARKAS, 1995; VANG-LAURIDSEN, 1998; unpubl.; 47? PETRESCU, oral comm.) OPOROGU UCHS REMIR 50: P , 1972; 52: F , 1962; V et Chinemys strandi (SZALAI, 1934), is a species to which CODREA, 1997; 51, VREMIR, unp.) all the Testudinidae materials collected from the Early Trionyx (s. l.) genus is the most frequent freshwater Oligocene (Rupelian) Dâncu Formation of Cluj region taxa known from the Eocene–Miocene interval of were ascribed. The taxonomic position of this species is Romania. As LAPPARENT DE BROIN states (2001), many still uncertain. In the light of the more recent investigations fossil trionychids from the Tertiary of Europe (and Ro- an allocation to the Mauremys group is considered (see mania as well), are too porly preserved to even permit LAPPARENT DE BROIN, 2001). their recognition as belonging to the Truonyx s. l. group. Taxonomic review will be necessary for the Oligocene 27. aff. Sakya (=Geoemyda) malustensis (MACAROVICI et specimens of Ticu-Aghireº, Lupeni, and Coasta Mare 2, MOTAS) (63: MACAROVICI et MOTAº, 1960; KHOZATSKY et as well as from the Miocene materials of Reghiu and MLYNARSKI, 1966; MLYNARSKI, 1969). Borsec. One specimen identified in the Early Miocene In LAPPARENT DE BROIN’s (2001) opinion, the Asiatic deposits of Coasta Mare 1–Cluj (VREMIR, CODREA, genera, such as Chinemys, Geoemyda, Geoclemys etc. and 1997) shows similarities with the Trionyx stiriacus (s. l.) the North American genera Emydoidea and Chrysemys, to group. The most recent finding (plastron) of soft-shelled which many European fossil forms are attributed, are not turtle in the Late Oligocene of Cluj region (Coasta Mare- present in Europe. For both Late Pliocene “Geoemyda” 2; Vremir unpubl.), indicates the presence of a large species a taxonomic re-evaluation is needed. species (disk length over 60 cm), belonging to a particu- 28. aff. Sakya (= Geoemyda) mossoczyi MLYNARSKI (63, lar group of trionychines. 64: BERECZ et CUCU, 1979; KHOZATSKY et MLYNARSKI, 1966; MLYNARSKI, 1968). Fam. Chelydridae GRAY, 1831

20. Chelydropsis cf. C. decheni (von MEYER) (58: Testudinidei BATSCH, 1788 FARKAS, 1995). 29. Testudo macarovicii MLYNARSKI (63: MLYNARSKI, 1969; Determined by FARKAS (1995), on the basis of the type BACHMAYER et MLYNARSKI, 1983) material (lower jaw) of Trionyx nopcsai, the former one being considered a nomen vanum. Taxonomic re-evaluation is needed.

21. “Chelydra” sp. (58: MLYNARSKI, 1966). 30. Testudo kalksburgensis TOULA (65: FUHN et JURCSÁK, 1972). 22. Chelydridae indet. (48: MLYNARSKI, 1966; 63: Taxonomic re-evaluation is needed. MLYNARSKI, 1969). 31. Testudo graeca ibera LINNAEUS (71: VREMIR, unpubl.)

Fam. Emydidae RAFINESQUE, 1815 32. Testudo aff. graeca LINNAEUS (63: BREREC et CUCU, 1979) 23. Emys orbicularis LINNAEUS (58, 61: SZALAI, 1934; 72: MLYNARSKI, 1966, 1968) 33. Testudo sp. (63: SIMIONESCU, 1922, 1930; 58: MLYNARSKI, 1966; 59, 62: VREMIR, unpubl; 70: VENCZEL, 24. Emys sp. (63, 66, 69: SZALAI, 1934; BERECZ et CUCU, oral comm.; 73: MURARU, 1984). 1979; VENCZEL, 1990) 34. Testudinidei indet. cf. “Geochelone” sp. (60: FUCHS, Fam. Testudinidae BATSCH, 1788 unpubl.) Geoemydinei THEOBALD, 1868 A small- to medium-sized specimen (carapace length 25. “Palaeochelys” sp. (s.l.) (23: VREMIR, in prep.) approx. 30 cm) identified on the basis of a characteristic V Previously determined on the basis of small shell frag- shaped metaneural plate. Geochelone is no more to be uti- ments by VREMIR, CODREA (1996) from the Late lized for the large land tortoises, because each of the vari- Palaeocene (Tanethian) of Jibou region, belongs to the ous lineages which are separated in the lower Eocene has recently described Ronella botanica (Pleurodira; Dorto- its own genera (LAPPARENT DE BROIN, 2001). This speci- kidae). Early Eocene (Ypresian) Geoemydinei materials men could belong to the genus Cheirogaster were recently identified from Giurtelecu ªimleului (Sãlaj BERGOUNIOUX. Re-examination is needed. County) as belonging to the Palaeochelys (s. l.). 35. Testudinidae? indet. (25: RãDULESCU et SAMSON, 26. cf. Mauremys (= Chinemys) strandi (SZALAI) (44: 1987) Fossil turtle found in Romania — overview 151

Chelonii indet. 38. egg shells “ovum testudinarum” (8: GRIGORESCU, oral comm.) 36. Chelonii indet. (6: KADIÆ, 1916; 9: GRIGORESCU et al., 1985; 3, 10–13, 18–20, 47, 56: VREMIR, unpubl; 54, 55: Small-sized egg shell fragments allocated to a tortoise FERU et al., 1979 b, 1980; 67, 68: FERU et al. 1979 a; cf. (possible Kallokibotion?) were recently identified in the late Kallokibotion sp. 17: CODREA, oral comm.) Maastrichtian microvertebarte assemblage of Tuºtea (GRIGORESCU, oral communication). 37. “Cheloniid footprint” Ichnotaxa indet., ?Testudipedida (2: KOCH, 1900). Aknowledgements The re-evaluation of the “large cheloniid footprint” I would like to thank for their help and valuable com- from the lower Cretaceous of Lãpus (KOCH, 1900) is not possible (unknown collection). Even the appartenence to ments, also for providing literature, to France de Lapparent this vertebrate group is questionable. de Broin (Paris), Balázs Farkas and László Kordos (Budapest).

References — Irodalom

BACHMAYER, F. and MLYNARSKI, M. 1983: Die fauna der (Testudinata, Cheloniidae?) faj pontosabb ismeretéhez. — Pontischen Höhlen- und Spaltenfüllungen bei Kohfidisch, Földtani Közlöny 124 (4), pp. 479–82. Burgenland (Österreich). — Annales Naturhistoriches FUCHS, H. 1994b: Trionychoidea sensu GRAY 1873 öregcsaládba Museum 85/A, pp. 107–28. tartozó teknõspáncél-töredék Kolozsvár (Cluj, Románia) eocén BARBU, I. Z. 1930: Catalogul vertebratelor fosile din România. — képzödményeibõl. — Földtani Közlöny 124 (4), pp. Memoriile Secþiunii ªtiinþifice, Ser. III, 7/2, pp. 7–23. 483–488. BERECZ, L. S. and CUCU, D. 1979: Contribuþii la cunoaºterea FUHN, I. E. and JURCSÁK, T. 1972: O þestoasã nouã pentru fauna faunei de vertebrate de la Mãluºteni. Lucrãrile Premiate la paleoherpetologicã a României: Testudo kalksburgensis, sesiunea cercului ºtinþific studenãesc. Univ. “A. I. Cuza”, pp. Toula 1896 — Dealul viilor, Oradea. Centenar Muzeal Iaºi, 93–102. Orãdean, Oradea, pp. 667–672. CHKHIKVADZE, V. M. 1990: The Palaeogene turtles of the USSR GAFFNEY, E. S. and MEYLAN, P. A. 1992: The Transylvanian tur- (in Russian). Metsniereba, pp. 1–95, Tbilisi. tle Kallokibotion, a primitive Cryptodire of Cretaceous age. CIOBANU, M. 1977: Fauna fosilã din oligocenul de la Piatra —American Museum Novitates 3040, pp. 1–37. Neamþ. Ed. Acad. Rom. Bucureºti, pp. 1–159. GHEERBRANT, E., CODREA, V., HOSU, A., SEN, S., GUERNET, C., CODREA, V. and VREMIR, M. 1997: Kallokibotion bajazidi Nopcsa LAPPARENT DE BROIN, F. and RIVELINE, J. 1999: Découverte (Testudines, Kallokibotidae) in the Red Strata of Râpa Roºie en Transylvanie (Roumanie) de gisements á vertébrés dans –Sebeº (Alba county). — Sargetia, Acta Musei Devensis, ser. les Calcaires de Rona (Thanetien ou Sparnacien): les plus Sci. nat., 17, pp. 233–8. anciens mammiferes cénozoiques d’Europe Orientale. — CODREA, V., VREMIR, M. and DICA, P. 1997: Calcarul de Cluj de Eclogae Helvetiae, Geologia Helvetica 92, pp. 517–35. la Someº-Dig (Cluj-Napoca): Semnificaþii paleoambientale GHEERBRANT, E., CODREA, V., LAPPARENT DE BROIN, F., ºi impactul activitãþilor antropice asupra aflorimentului. — PETRESCU, I., DICA. E. P., FãRCAº, C. 2003: Earliest Tertiary Studii ºi cercetari (ªt. Naturii), 3, pp. 31–9. vertebrate fauna including mammals from Eastern Europe FARKAS, B. 1995: Fossil trionychid turtle types in Hungarian col- (Jibou Fm, NW Transylvania, Romania). — The fourth lections – a preliminary review (Reptilia, Testudines). — Romanian Symposium on Palaeontology. Cluj-Napoca, Annales Historico Naturales Musei Nationale Hungarie 87, Codrea, V. and Dica, P. eds., Abstract vol., pp. 21–22, . pp. 57–62. GLAESSNER, M. F. 1935: Bemerkungen zur tertiären FERU, M., RãDULESCU, C., SAMSON, P. 1979a: Biostratigraphie Schildkrötenfauna Ungarns. — Zbl. Mineral, Abt. 1 (4), pp. (Micromammiféres) des dépots Plio-Pleistocénes du domain 124–127. gétique de la Dépression Valaque. — Travaux de Institut GRIGORESCU, D. 1983: Cadrul stratigrafic si paleoecologic al Speleologique “E. Racovitza” 18, p. 141–69, Bucureºti. depozitelor continentale cu dinosaurieni din bazinul Haþeg. FERU, M., RãDULESCO, C. and SAMSON, P. 1979b: La faune de Sargetia. — Acta Musei Devensis, ser. Sci. nat. 13, pp. 37–47. Micromammiferes du Miocene de Tauþi (dep. d’Arad). — GRIGORESCU, D., HARTEMBERG, J. L., RADULESCU, C., SAMSON, P. Travaux de Instut Speleologique “E. Racovitza” 18, pp. 185. and SUDRE, J. 1985: Découverte de mammiféres et FERU, M., RãDULESCO, C. and SAMSON, P. 1980: La faune de dinosaures dans le Cretacé superieur de Pui (Roumanie). — Micromammiferes du Miocene de Comãneºti (dep. d’Arad). — Comptes Rendues de Academie Scientifique Paris 301, ser. Travaux de Institut Speleologique “E. Racovitza” 19, pp. 171. II/19, pp. 1365–1368. FICHTEL, J. E. 1780: Beitrag zur Mineralgeschichte von GROZA, I. 1983: Rezultatele preliminare ale cercetãrilor intre- Siebenbürgen. Nürnberg. prinse de cãtre Muzeul judeþean Hunedoara – Deva în stratele FUCHS, H. 1962: Adatok a koródi rétegek õsállatvilágának pon- cu dinosaurieni de la Sînpetru–Haþeg. Sargetia. — Acta tosabb ismeretéhez. — Földtani Közlöny 91 (4), pp. Musei Devensis, ser. Sci. nat. 13, pp. 49–66. 448–449. HUZA, R., JURCSÁK, T. and TALLODI, E. 1987, Fauna de reptile tri- FUCHS, H. 1994a: Adatok a kolozsvári (Cluj, Románia) fel- asice din Bihor. — Nymphaea. Folia Naturae Bihariae 17, sõeocénbõl leírt „Euclastes” kochi Lõrenthey, 1903 pp. 571–578. 152 MÁTYÁS M. VREMIR

JIANU, C-M., MÉSZÁROS, M., CODREA, V. 1997: A new collection NOPCSA, F. 1923a: On the geological importance of the primitive of Haþeg and Râpa Roºie material (Dinosauria, Crocodilia, reptilian fauna in the uppermost Cretaceous with a descrip- Chelonia) in the Cluj-Napoca University. Sargetia. — Acta tion of a new tortoise (Kallokibotion). Quarterly — Journal Musei Devensis, ser. Sci. nat. 17, pp. 219–232. of the Geological Society 79 (1), pp. 100–116. JURCSÁK, T. 1973: Date noi asupra reptilelor de vârtsã Mezozoicã NOPCSA, F. 1923b: Kallokibotion, a primitive amphychelidean din Transilvania. — Nymphaea, Folia Naturea Bihariae 1, tortoise from the uppermost Cretaceous of Hungary. — pp. 245–261. Paleontologia Hungarica 1 (1), pp. 1–34. JURCSÁK, T. 1976: Noi descoperiri de reptile fosile în Triasicul de PACSA, L. 1958: Teknõsmaradványok a kolozsvári Fellegvár la Aleºd. — Nymphaea, Folia Naturae Bihariae 4, pp. 67–105. forgácskuti szintjének felsõ részébõl. — Kézirat, Cluj- JURCSÁK, T. 1978: Rezultate noi în studiul saurienilor fosili de la Napoca. Aleºd. — Nymphaea, Folia Naturae Bihariae 6, pp. 15–60. PÁVAI, E. 1871: Kolozsvár környékének földtani viszonyai. — A KADIÆ, O. 1916: Jelentés az 1915. évben végzett ásatásaimról: II Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 2, 327 p. A valiorai dinosaurusok gyûjtése. — A Magyar Királyi PETERS, K. F. 1855: Schildkrötenreste aus dem Österechischen Földtani Intézet Évi jelentése 1915-rõl, pp. 573–6. Tertarablagerungen. — Denskscr. Akad. Wiss. (Math.-Natur- KHOZATSKY, L. I. and MLYNARSKI, M. 1966: Fossil tortoise of the wiss. Kl) 9, pp. 1–22. genus Geoemyda (s. lat.) of Europe. — Acta Zoologica POPOROGU, E. 1972: Prezenþa unui chelonian fosil — Trionyx sp. Cracoviensia 9 (3), pp. 398–421. în sedimentele orizontului 2 din bazinul Petroºani în câmpul KOCH, A. 1884: Elõleges közlemény a középeocén dur- minier Lupeni. Sargetia.— Acta Musei Devensis, Ser. Sci. vamészkõben ujabban talált gerinces maradványokról. — nat. 9, 211 p. Orvosi és Természettudományi Értesítõ 9, pp. 92–94. RÃDULESCU, C. and SAMSON, P. 1987: Eocene mammals from KOCH, A. 1894: Az erdélyi medence harmadkori képzödményei. I rész Romania with a review of Embrithopods. In “The Eocene of Paleogén csoport. — Földtani Intézet Évkönyve 10, pp. 161–356. Transylvanian Basin”, pp. 135–142, Cluj. KOCH, A. 1900: A Magyar Korona országainak kövült ge- SAMSON, P. and RÃDULESCU, C. 1963: Les faunes mam- rincesállat maradványainak rendszeres átnézete. — A malogiques du Pleistocene inférieur et moyen de Roumanie. Magyar Orvosi és Természettudományi Vizsgálatok — Comptes Rendues de Academie Scientifique Paris 257 p. Munkálatai, Budapest, pp. 538. SIMIONESCU, I. 1922: Fauna vertebratã dela Mãluºteni. — LAPPARENT DE BROIN, F., 2001: The European turtle fauna from Anuarul Institutului Geologic al României 9 (1915–1920), the Triassic to the Present. — Dumerilia 4 (3), pp. 155–217, pp. 451–455. Paris. SIMIONESCU, I. 1930: Vertebratele Pliocene de la Mãluºteni LAPPARENT DE BROIN, F., MURELEGA BEREIKUA, X., 2003: (Covurlui). — Academia Romana, Publ. Fond Vasile Presence of Dortokidae (Chelonii, Pleurodira) in the earliest Adamachi 9 (49), pp. 1–65, Bucureºti. Tertiary of the Jibou Formation, Romania: palaeobiogeo- SZALAI, T. 1932: Verzeichnis der Ungarischen testudinaten. — graphical implications. — The fourth Romanian Symposium Földtani Közlöny 62, pp. 220–222. on Paleontology, Cluj-Napoca. Codrea, V. and Dica, P. eds., SZALAI, T. 1934: Die fossilen Schildkröten Ungarns. — Folia Abstract vol., p. 34. Zoologica et Hydrobiologica 6 (2), pp. 97–192. LÖRENTHEY, I. 1903: Zwei neue schildkröten aus dem Eozän von VANG-LAURIDSEN, H. 1998: Tertioere Trionychidae (Reptilia; Kolozsvár. — Földtani Közlöny 33 (5–6), pp. 249–266. Testudines) i karpatiske aflejringer. — PhD thesk. MACAROVICI, N. and VANCEA, S. 1960: Sur le restes tortues de la Manuscript. Kobenhavns Universitet; 130 p, 85 figs. faune de Mãluºteni de la Moldavie meridionale (Roumanie). VENCZEL, M. 1990: Date asupra herpetofaunei fosile de la — Analele ªtiinþifice ale Universitãþii “Al. I. Cuza”, 6 (2), Subpiatrã (judetul Bihor). — Crisia 20, pp. 543–552. pp. 377–386. VERESS, A. 1944: A kolozsvári Fellegvár rétegei és azok fauná- MACAROVICI, N. and MOTAº, I. 1965: Asupra unui Trionyx sp. gãsit ja. — Ph. D. Thesis (manuscript); University of Cluj, Cluj- in Kersonianul din Munþii Vrancei. — Analele ªtiinþifice ale Napoca. Universitãþii “Al. I. Cuza”, 11, ser. II b., pp. 93–6, Iaºi. VREMIR, M. 1995: On the Upper Eocene (Bartonian) sea turtle MACAROVICI, N. and TURCULEþ, I. 1972: Paleontologia Starti- paleofauna (Cheloniidae, Testudines) from Transylvanian graficã a României. Ed. Tehnicã, Bucureºti, 263 p. Depression (Romania). — Studia Universitatis Babeº- MLYNARSKI, M. 1966: Die fossilen Schildkröten in dem Bolyai, ser. Geol. 40 (2), pp. 53–62. ungarischen sammlungen. — Acta Zoologica Cracoviensia VREMIR, M. and CODREA, V. 1996: Palaeochelys sp. (s. l.) 11 (8), pp. 223–88. (Testudines; Emydidae) from the Paleocene of Transylvanian MLYNARSKI, M. 1968: Die plio-pleistozänen Schildkröten Mittel- Depression: Outcrops from Rona and Jibou (Sãlaj County, europas. — Ber. Deutsch. Ges. Geol. Wiss. A, Geol. Palaeont. Romania). — Studii ºi Cercetãri (ªt. Naturii), 2, pp. 75–81. 13 (3), pp. 351–6. VREMIR, M. and CODREA, V. 1997: A soft-shelled turtle MLYNARSKI, M. 1969: Remarks on the fossil Chelonians from (Testudines, Trionychidae) in the Eggenburgian of Coasta Mãluºteni in Southern Moldavie, Romania. — Acta Mare (Cluj). — Nymphaea, Folia Naturea Bihariae 23–25, Zoologica Cracoviensia 14 (7), pp. 151–62. pp. 69–76. MLYNARSKI, M. and MÉSZÁROS, M. 1963: Systematic position of VREMIR, M., CODREA, V. and FARKAS, B. 1997: Trionyx stiriacus Clemmys strandi (Szalai, 1934) (Testudines, Emydidae) from Peters, 1855 (Reptilia, Testudines) from the Sarmatian the upper Oligocene of Cluj. — Acta Zoologica Cracoviensia (Middle Miocene) of Miniºu de Sus (Romania). 8 (9), pp. 324–34. Annales Historico-Naturale Musei Nationale Hungarie 89, MURARU, A. 1984: Contribuþii la studiul sistemului carstic din pp. 43–52. Dealul Luna. — Buletin Speologic Informativ 8, pp. 37–47. VREMIR, M. 2000: Fossil Turtles of Romania. A general NOPCSA, F. 1897: Vorlaufiger Bericht über das Auftreten oberer overview. 2nd Romanian Palaeontological Symposium, Kreide im Hatszeger Tale in Siebenbürgen. — Verheindlung Abstract vol., pp. 55–56. der Kaiserlischen und Königlischen Geologischen Reichs VREMIR, M. (in prep): Diversity in the Late Cretaceous Early Anstalt Wien. 247 p. Tertiary turtle palaeofauna of Transylvania (Romania). Fossil turtle found in Romania — overview 153 A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 153–162.

Sziklás eocén tengerpart a kréta korú Vértessomlói-rátolódás mentén (Szarvas-kút, Vértes) Abrasional Eocene rocky shore along the Cretaceous Vértessomló Thrust (Szarvas-kút, Vértes Hills, Hungary)

FODOR LÁSZLÓ1,3 és BÍRÓ ISTVÁN2

1Magyar Állami Földtani Intézet, H-1143 Budapest, Stefánia 14, Hungary, [email protected]; 2Eötös Loránd Tudományegyetem, Regionális Földtani Tanszék, H-1171 Budapest Pázmány Péter sétány 1/c 3Vrije Universiteit, Amsterdam, Netherlands Centre for Integrated Solid Earth Science (ISES), The Netherlands

Tárgyszavak: tektonika, rátolódás, redõ, Keywords: tectonics, thrust, fold, Cretaceous, Eocene, abrasion, kréta, eocén, abrázió, Magyarország, Dunántúl Hungary, Transdanubia

Összefoglalás Abstract A Vértes északi részén, a Szarvas-kút–Terv-út New geological mapping and structural observations permitted to reconstruct mentén a jelenleg folyó földtani térképezés új ada- the evolution of the western part of the E–W trending Vértessomló–Nagykovácsi tokat szolgáltatott a Vértessomló–Nagykovácsi Line (Figure 1). The local segment of this important tectonic zone, the Szarvaskút zóna fejlõdésére vonatkozóan. Több új jura elõfor- Thrust was formed by NNW–SSE compression during the Cretaceous, probably dulás és szerkezeti mérések alapján a zóna helyi in the Albian. Some new Jurassic occurrences between the Triassic (hanging wall) eleme, a Szarvaskúti-rátolódás ÉÉNy–DDK-i össze- and Cretaceous (footwall) can be interpreted as slices connected to the thrust nyomásra keletkezett a kréta (albai?) folyamán. Az (Figure 2, 4, a–c, 5a–b). Cretaceous rocks were strongly folded in the footwall as alátolt kréta üledékek erõsen meggyûrõdtek. A rá- demonstrated earlier by Maros (1988, Figure 5, b). Late Cretaceous–Palaeocene tolódást az eocén rétegsor kezdõ tagjai fosszilizál- denudation levelled the topography both above footwall and hanging wall (Figure ták. Az alátolt kréta (apti–kora-albai) mészhomok- 5, c). The basal layers of the middle Eocene succession exhumed the Cretaceous kõre, aleurolitra kavicsos-görgeteges eocén rétegek, geometry of the footwall and hanging wall blocks. These basal Eocene layers majd bioklasztos mészkövek települnek. A 100 cm contain pebbles and boulders (up to 1 m) made of Triassic and Jurassic lime- méretet is elérõ, triász és jura mészkõ anyagú klasz- stones, Cretaceous calcarenites and vein calcite (Figure 3). Part of the blocks is tok egy része fúrókagyló-nyomos. A fúrt-megmart bioperforated by Lithophaga sp. (?), which indicate a rocky shore along the hang- kavicsok, görgetegek valószínûleg egy közeli szik- ing wall of the former thrust (Figure 5, e). Bioperforated blocks were transported lás tengerpartról gravitációsan halmozódtak leüle- by gravity flows in to the basin and covered by bioclastic limestone. Miocene pedési helyükre. A klasztok a rátolt kõzettömegbõl extensional faulting (Figure 4, e–f) and Quaternary valley incision represent the származnak és igazolják, hogy a rátolódás két final steps in evolution. The Eocene fossilisation of the Cretaceous thrust demon- oldalán levõ blokkok (feltolt triász–jura és alátolt strates the absence of considerable Tertiary strike-slip tectonics along the western kréta kõzetek) már az eocénben is a mai relatív segment of the Vértessomló–Nagykovácsi Line. As similar observations were helyzetben voltak. Az eocén képzõdmények azt is made both in the eastern (Bíró 2003) and western segments (CSÁSZÁR 1995, jelzik, hogy a Vértessomló-vonal nem vagy csak 2002) Cretaceous age and compressional origin can be hold for the whole minimálisan mûködött a harmadidõszakban, azaz a Vértessomló Line within the Vértes Hills. In consequence, the Eocene and/or Nagykovácsi-vonal menti eltolódás északabbra, a Miocene strike-slip of the Nagykovácsi Line continued along the southern bound- Tatabányai-medence déli peremén mehetett végbe. ary of the Tatabánya Basin and did not involve the Vértessomló Line.

Bevezetés ja, addig MAROS (1988) inkább eltolódásként értelmezte. BALLA és DUDKO (1989) a vonal vértesi szakaszát miocén A Vértessomló–Nagykovácsi-vonal a Dunántúli-közép- balos, középsõ és keleti szakaszát miocén jobbos hegység egyik legjelentõsebb szerkezeti eleme (1. ábra). A eltolódásként értelmezte. FODOR et al. (1994) a vonalat vonal pontos lefutását, mûködésének korát, illetve jellegét eocén jobbos eltolódásként tekintette, de annak vértesi sza- illetõen eltérõek az álláspontok. Míg CSÁSZÁR et al. (1978), kaszát BALLA, DUDKO (1989) munkájától eltérõen, a mezo- CSÁSZÁR (1995) kréta korúnak és inkább rátolódásnak tart- zoos kibukkanásoktól északra húzta meg (1. ábra). 154 FODOR LÁSZLÓ és BÍRÓ ISTVÁN

Formációk átmeneti tagját alkothatják (CSÁSZÁR, szóbeli közlés). A kréta rétegek szabálytalanul lepusztított fel- színére eocén képzõdmények települnek (3. ábra). Az alsó rétegekben felszakított kréta rétegdarabok, nagyobb, kissé kerekített, illetve kisebb, de jól kerekített Dachsteni Mészkõ tömbök, kavicsok jelennek meg. A még helyben lévõ szabálytalanul lepusztult kréta kõzettörmelék fel- színére apró kvarcszemcsék tapadnak. A finomszemû mátrix nem képez erõs kötést, így az üledék eléggé laza. A triász mészkõtömbök átmérõje felfelé nõ, ugyanakkor kimaradnak a kréta klasztok. A szálfeltárás feletti kis platón már 70–100 cm átmérõjû klasztok, kissé kerekített tömbök jelennek meg. A mészkõklasztok egy része bioperforált, az ujjnyi fúrási nyomok feltehetõleg fúrókagylók (Lithophaga sp.?) tevékenységének köszönhetõk (3. ábra, e). Rosszul–jól kerekített fúrt kavicsok az alsóbb rétegekben is megjelennek, míg a legfelsõ, legnagyobb tömbök egy része szintén fúrási nyomokat visel. 1. ábra. A Vértes hegység és a vizsgált terület (kis négyzet) helyzete E feltárástól légvonalban 80 méterre, a Szarvas-kúttól a környezet fõ kréta szerkezeteihez viszonyítva. A Nagykovácsi 50 méterre ÉK–re, a Terv–út következõ bevágásában az eltolódás fõleg a tercierben mûködött, de lehetett kréta mozgása is eocén Szõci Mészkõ rétegei jelennek meg. Legalul meszes Figure 1. Location of the Vértes Hills and the study area (small square) with respect to to major Cretaceous structures in central konglomerátum bukkan ki, amelyben 10–30 cm–es triász Hungary. The Nagykovácsi strike-slip fault was mainly active in the mészkõ klasztok, néhány jura anyagú kavics és több kréta Tertiary but might have Cretaceous slip as well mészhomokkõ klaszt jelenik meg, néhány kalcit kavics mellett. Feljebb a kavicsok, klasztok mérete és gyakorisá- ATAEGER (1909) által definiált „Szár-Somlyó törés- ga csökken. A kõzet mészhomokkõ, amely pados és nor- vonal” (a továbbiakban Vértessomlói-vonal) a Vértes észa- mál gradációt mutat. A padok egyenetlen alsó felszíne ki részének legbonyolultabb területén, a tatabányai Szarvas- enyhe erózió és/vagy rétegterhelés miatt jött létre. A kút környékén halad át. A mezozoos rétegsorok erõsen fosszília-töredékek (forminifera, ostrea) és életnyomok gyûrtek, összetetten deformálódtak, amint arra TAEGER mellett kevés kvarc is megjelenik. Mindkét kõzet meszes (1909) vázlatos, illetve MAROS (1986, 1988) részletes tanul- kötõanyagú, kemény. mányai rávilágítottak. Ezen az összetett felépítésû területen A Szarvas-kúttól 200 méterre keletre, a 364 magas a Vértes–Gerecse területén folyó földtani térképezés és dombon 10–15 méter vastag mészhomokkõ (Tatai F.) kutatás eredményeképpen ismertté vált az eocén rétegsor települ a Dachsteini Mészkõre és kisebb jura foszlányokra kezdõtagja. Az eddig négy pontban meglelt képzõdmény (199–200-as feltárások). A kréta üledékek felett mintegy 2 érdekes az eocén paleomorfológia és õsföldrajz szempont- méter vastagságban eocén kavicsok találhatók, a mátrix jából is, de különösen jelentõs a bonyolult a Vértessomlói- nem látható. A kavicsok változatosan kerekített triász vonal szerkezetfejlõdésének megértésében és az említett mészkõbõl, illetve változatos színû kalcitból állnak. A gyûrõdés korának meghatározása szempontjából. triász klasztok egy része fúrt. A legnagyobb tömb 70 cm–es. A fedõ az útbevágás eocén mészkõrétegeivel (Szõci F.) egyezik meg. Eocén képzõdmények leírása A Szarvas-kúttól 450 méterre NyÉNy–ra, a Bödön- Bükktõl keletre levõ 359 méteres magassági pont északi Az eocén alaprétegek a tatabányai Szarvas-kút 500 mé- lejtõjén szálban, illetve negyedidõszaki lejtõtörmelék tömb- teres körzetében, vértesi viszonylatban jó feltárásokban ta- jeiként eocén Szõci Mészkõbe cementáltan vagy önállóan nulmányozhatók (2. ábra). Ezek közül a legnagyobb a kút- triász mészkõkavicsok találhatók. A legnagyobb tömb tól 50–80 méterre északnyugatra, az aszfaltozott Terv-út 60–80 cm-es, ami egyértelmûen az eocén rétegekben talál- nagy kanyarjában található. Ezt a pontot MAROS (1986) is ható (3. ábra, f–g). Az eocén alaprétegek közvetlen feküje észlelte szakdolgozatában és az oligocén–miocén törmelé- a lejtõtörmelék miatt nem látható, de a völgyoldalban lej- kes képzõdmények közé sorolta. A területen Tálas Pál is jebb Tatai F. bukkan ki (MAROS, 1986, 1988). végzett térképezést, de mivel jegyzõkönyv nem csat- Mind a négy feltárás azonos rétegsort tár fel az eocén lakozik munkájához, így nem tudható, észlelte-e a kérdé- Szõci Mészkõ bázisán. Különbség a mátrix szemcse- ses rétegeket. méretében és kötöttségében van csak. A 195–ös és 198–as Az útkanyar alján vöröses szürke vagy szürke kréta pontban a tömbök egyértelmûen eocén mészkõben van- márga, meszes aleurolit, finomszemû mészhomokkõ nak, így koruk is középsõ-eocén. Ezt támasztják alá a rétegei találhatók, amelyek a Tatai és Vértessomlói fúrókagylók nyomai, mivel ezek igen gyakoriak a Vértes- Sziklás eocén tengerpart a kréta korú Vértessomlói-rátolódás mentén (Szarvas-kút, Vértes) 155

2. ábra. A terület földtani térképe MAROS (1988), TÁLAS PÁL (kézirat) és saját észlelések alapján 1–3: Negyedidõszak, 1) proluviális-deluviális üledékek, 2) lejtõtörmelék, 3) késõ-Pleisztocén lösz, 4–6: középsõ-eocén, 4) Szõci F., mészkõ, 5) Szõci F., kavics, kavicsos mészkõ, 6) Dorogi F., Nagyegyházi Tagozat, breccsa, 7) késõ-apti–kora-albai Vértessomlói és Tatai F., mészkõ, aleuritos márga, 8) Jura–kora-kréta mészkõ, 9–10: késõ-triász, 9) Dachsteini F., mészkõ, 10) Dachsteini F., Fenyõfõi Tagozat, meszes dolomit, rózsaszín mészkõ, 11) képzõdményhatár, 12) rátolódás/ antiklinális tengelydõléssel/ szinklinális, 13) normálvetõ vetõvéggel és eltolódás, 14) dõlés és átbuktatott dõlés Figure 2. Geological map of the Szarvaskút area after MAROS (1988), PÁL TÁLAS (unpublished) and own observation 1–3: Quaternar, 1) proluvial-deluvial sediments, 2) slope debris, 3) late Pleistocene loess, 4–6: Middle Eocene, 4) Szõc Fm., limestone, 5) Szõc Fm., gravel, pebbly limestone, 6) Dorog Fm., Nagyegyháza Member, breccia, 7) late Aptian–early Albian Vértessomló and Tata Fm., limestone, silty marl, 8) Jurassic–Early Cretaceous limestone, 9–10) late Triassic, 9) Dachstein Fm., limestone, 10) Dachsteini Fm., Fenyõfõ Member, calcareous dolomite, pinkish limestone, 11) formation boundary, 12) thrust/ anticline with axial plunge/ syncline, 13) normal fault with tip and strike-slip fault, 14) normal and overturned dip ben az eocén rétegek alatti sziklákon, illetve az alaprétegek kb. 500 méterrrõl. Ez a triász kibukkanás azonban a törmelékein (KERCSMÁR 1995, 1996, KÓTA 2001). A fúró- 204–205. feltárások jura-kréta rétegsora alatt van, amelyre kagylók és a meszes mátrix tengeri eredetet igazolnak nem „alapkavicsok” nélkül települ az eocén mészkõ (2. ábra). csak a leülepedés, de a törmelék eredeti keletkezési helyére vonatkozólag is. Valószínû, hogy a fúrt vagy fúrás nélküli klasztok sziklás, abráziós tengerparton keletkeztek. Szerkezeti adatok A jól kerekített kavicsokat a hullámverés koptatta, míg a szögletesebbek alig mozoghattak. Ezek esetében igen A térképezéssel együtt szerkezeti mérésekre és valószínû, hogy katasztrofális sziklaomlással zuhantak a szerkezetelemzésre is sor került. Ezek részletes elemzését tengerbe. A törmelék vihar során vagy gravitációs áthal- és MAROS (1986, 1988) adataival és értelmezésével való mozással került kissé mélyebbre, a leülepedés helyére. összevetését egy késõbbi munkában adjuk meg; jelen dol- A törmelék forrásterülete és így a valószínû sziklás part gozatban csak a fontosabb megfigyeléseket, megállapítá- is biztonsággal azonosítható. A 195., 189., 198. feltárások- sokat közöljük. tól 220–120 méterre északra ill. északkeletre levõ hegyen A Terv-út mentén MAROS (1986, 1988) dokumentálta (353 méteres magassági pont) bukkan ki legközelebb a azt a jelentékenyen deformált zónát, mely mentén a triász Dachsteini Mészkõ. Más irányból a törmelék nem magasabb topográfiai helyzetben kréta formációkkal érint- érkezhetett a 195. feltáráshoz, mivel nincs a közelben kezik. Az érintkezés mentén a kréta krinoideás mészkõ lehetséges triász mészkõ forrás. A többi feltárás esetében változatos alakú redõkbe gyûrõdött (MAROS, 1988). E zóna déli eredet sem zárható ki a Szép Ilonka-kút körzetébõl, csapásában, a völgyben Tálas kéziratos térképén már be- 156 FODOR LÁSZLÓ és BÍRÓ ISTVÁN

3. ábra. Eocén alaprétegek a Terv-útnak a Szarvas-kút melletti kanyarjában, illetve a Jegyzõ-rét északi pereme alatt (189. ill. 195. feltárások, helyük a 2. ábrán látható) a) ÉÉK felé dõlõ laza kavicsrétegek. b) A kavicsok gyakran széttörtek, illetve É-D-i csapású normálvetõkkel deformáltak. c) Nagyobb triász (T3) és kréta (K/Cr) tömbök között kisebb, de jobban kerekített triász anyagú kavicsok alkotják az alaprétegeket. d) Enyhén észak felé dõlõ finomszemû eocén rétegek, melyben a laposabb kréta törmelékdarabok (K/Cr) az eocén rétegzéssel párhuzamosak vannak. e) Fúrt triász mészkõtömb a 189. feltárás feletti platón. f) ~50 cm-es triász anyagú tömb eocén mészkõben, a 195-ös feltárásban. A tömb 150 méterrõl, a 187. feltárás környékérõl származhat. g) Az elõzõ kép értelmezett rajza. A fúrásnyomok a fotón nem látszanak. A méretarányt a kalapács illetve a geológus adja Figure 3. Basal Eocene layers along the Terv road, near the Szarvas Well and north of the edge of the Jegyzõ Meadow (Figure 2, outcrops 189, 195). The basal beds are consisted of coarsening upward sequence of pebble and boulder layers a) NNE dipping loose gravel bed. b) Clasts are frequently fractured and deformed by N-S trending Miocene normal faults and joints. c) Between the larger, subrounded Triassic pebbles (T3) and more angular Cretaceous clasts (K/Cr) smaller, well rounded Triassic pebbles occur. d) Gently north dipping Eocene layers with fine-grained matrix. Cretaceous clasts are parallel to Eocene bedding and derived from local basement. e) Large bioperforated Triassic clast in the upper part of the outcrop 189. Clast was derived from ~150m north, near outcrop 190. f) ~50cm large Triassic clast in Eocene limestone, north of the Jegyzõ-rét, in outcrop 195. The source area (outcrop 187) is now separated by a Quaternary valley. g) Interpreted drawing of the Meadow previous Figure 3f. Borings are not visible on the photo. Geologist and/or hammer for scale Sziklás eocén tengerpart a kréta korú Vértessomlói-rátolódás mentén (Szarvas-kút, Vértes) 157

4. ábra. Töréses szerkezeti adatok a Szarvas-kút környékérõl. A sztereogramok alsó félgömb vetületben mutatják a vetõkarcos töréseket, litok- lázisokat, réteglapat. a–c) Kréta (albai?) kompresszió töréseit mutatja. d) KÉK–NyYDNy-i csapású balos eltolódások, melyek még a tercier elõtt reaktiválhatták a rátolódást. e–f) Tenziós feszültségtér, mely a miocénben, akár több fázisban is töréseket hozott létre. A deformált kõzetek korát a jobb felsõ sarokban jelezzük. A felsõ középsõ számok a 2. ábra feltárásait jelzik Figure 4. Brittle structural data from the area. a–c) Depict Cretaceous (Albian?) compression related to the Szarvaskút Thrust. d) Shows ESE- WNW sinistral faults which could reactivate the thrust before Cenozoic. e–f) Demonstrate tensional stress field, which fractured the area in the Miocene, probably in several phases. Stereograms on Schmidt net, lower hemisphere projection. Age of deformed rocks is indicated at right upper corner. Number refers to outcrops of Figure 2 rajzolt egy kisebb jura elõfordulást, amely valószínûleg két oldalán levõ kõzetekben is megállapítható. A triászban igen redukált felsõ-jura rétegeket foglal magába (CSÁSZÁR, és a krétában mért egyéb redõk (2. ábra) és a MAROS szóbeli közlés). Térképezésünk során több helyen meg- (1986, 1988) által dokumentált duplexek a számított találtuk a triász és kréta képzõdmények között a jura összenyomással (kompresszióval) összhangban vannak rétegeket (2. ábra, 199, 190. feltárás). A leglátványosabb (4. ábra, b–c, 194-es feltárás). Ezen adatok alapján a zóna az út menti deformált zónában, az út fölötti 187. elõfor- rátolódásként értelmezhetõ, amelyben a jura néhány méter dulás (2. ábra). Az 1–2 m vastag jura rétegsor észak felé, a széles pikkelyben van jelen. triász mészkõ alá dõl, míg a kréta erõsen gyûrt, helyenként A mezotektonikai adatok alapján egy KÉK–Ny–DNy- dél felé átbuktatott, de jórészt szintén észak felé dõl; a jurát i összenyomás is kimutatható, amely a rátolódásos zónát becsípett pikkelynek értelmezzük. A triász–jura határon ferdecsúszású balos eltolódásként is reaktiválhatta (2., 4. közvetlenül jobbos-rátolódásos karcok mérhetõk, amelyek ábra, d). Redõket, rátolódásokat és balos eltolódásokat az nagyjából ÉÉNy–DDK-i összenyomás hatására jöttek létre eocén feltárásokban nem sikerült azonosítani, ami az (4 ábra, a). Hasonló feszültségtér az út alatti völgy mind- elõbb említett két feszültségtér eocén elõtti korára utal. A 158 FODOR LÁSZLÓ és BÍRÓ ISTVÁN tercier kõzeteket is metszik viszont az É–D-i és koptatódtak vagy jól lekerekítõdtek. Mind a kavicsokat, ÉK–DNy-i csapású vetõk. A feltárások mindegyikében mind a nagyobb tömböket fúrókagylók támadták meg. A kisebb vetõkarcos síkok, kõzetrések, illetve a 189. pont- kavicsok, tömbök a tengerparti sávból, mintegy 100–200 ban eltört kavicsok kis normálvetõi jelzik a töréses méter távolságba gravitációsan halmozódtak át kissé na- deformációt (4. ábra, e–f). A K-Ny–KDK-NyÉNy-i húzá- gyobb vízmélységbe. sos feszültségtér hatására normálvetõk jöttek létre. Egy Az eocén törmelékes rétegek mindig a kréta üledékek ilyen normálvetõ okozhatta a 200–as és 198–as feltárások (márga, mészhomokkõ, aleurolit) felett jelennek meg, közötti topográfiai különbséget, holott mindkettõ annak ellenére, hogy jórészt triász mészkõ kavicsokat tar- ugyanazt a rétegtani szintet tárja fel, 350 illetve 310 talmaznak. Amíg a kréta törmelék a fekübõl is származhat, méteren. E mozgások valószínûleg a miocénben-pliocén- addig a triász és jura kavicsok csak egy olyan morfológiai ben, esetleg több fázisban következtek be (MAROS 1986; elembõl forrásozhattak, amely topográfiailag a kréta FODOR 2002). képzõdmények felett volt. Ebbõl következik, hogy a triász- jura pikkely krétára való rátolódása már az eocén elõtt, a krétában bekövetkezett és a kréta (az eocén fekü) és triász A sziklás part kialakulása, szerkezetfejlõdése illetve jura mészkõ (eocén forrás) nagyjából a mai távol- ságban és mai geometriai viszonyban helyezkedett el. A felsõ-triász mészkõ feletti erõsen redukált jura réte- Az eocén partvonal és a kréta rátolódás egybeesése gekre mészhomokkõ, (krinoideás mészkõ) rakódott, nem zárja ki, hogy a rátolódás az eocénben esetleg reak- amely a Tatai Formációba sorolható. A Terv-út menti tiválódott volna. Azonban ennek mértéke nem éri el a feltárásokban ez gyakran finomszemcsés, aleuritos, és a néhány métert, amint arra az alaprétegek említett igen kis Vértessomlói Formációba való átmenetet jelezheti (5. vastagsága utal. Az említett miocén-pliocén töréses defor- ábra, a). A késõ-apti–kora-albai üledékképzõdés után mációk a szelvényben nem okoznak lényegi változást. közvetlenül a triász mészkõ a kréta képzõdményekre toló- Szerkezeti megfigyeléseink kizárják nagymértékû dott. E közben jura foszlányok csípõdtek be a rátolódás eltolódás jelenlétét, ami a rátolódás mentén, a triász/jura/ mentén, illetve a képlékenyebb kréta kõzetek erõsen meg- kréta szerkezeti határokon ment volna végbe. gyûrõdtek (5. ábra, b). A negyedidõszaki völgyek kialakulása miatt a 195. A kréta végén és a paleocénben a területen igen erõs folt már nem ugyanazon a hegyen van, ahonnan triász trópusi lepusztulás történt, ami tönkfelszínek illetve etch- törmeléke származik. A 189., 198., 200. elõfordulásnál plain–ek kialakulásával járt együtt (KAISER 1997). Ez a fel- a bevágódás hatása nem ilyen éles, habár az elvi szín tükrözõdhet a triász mészkõbõl álló 353 m magas szelvény mindkét geomorfológiai helyzetet nem tudja hegy lapos tetõfelszínében (187 felt.), amely ekkor alakul- tükrözni. hatott ki, habár késõbb is tovább pusztulhatott. Valószínû, hogy e lepusztulás egy szintre hozta a triász mészkövet és a kréta rétegeket is és eltüntette, kisimította a kréta Szerkezeti kapcsolatok és õsföldrajzi következtetések rátolódás során esetleg létrejött topográfiát (5. ábra, c). Ezt a felszínt fosszilizálta a terület északi hegytetõin több A Szarvas-kút menti rátolódás része a „Somlyó–Szári” helyen is megjelenõ, bauxitos, kõzetlisztes kötésû breccsa, (TAEGER, 1909) illetve a Vértessomló–Nagykovácsi-vo- amely az eocén üledékképzõdés szárazföldi kezdõtagja nalnak (BALLA, DUDKO, 1989) vagy pontosabban lehet és amelyet elõzetesen a Dorogi Formáció szerkezeti zónának. A Szarvas-kútnál észlelt rátolódás Ny- Nagyegyházi Tagozatába soroltunk (2. ábra). i csapású folytatása a Vst–8-as (Vértessomló-térképezõ-8- Az eocén tengerelöntéssel kapcsolatos lepusztulás elté- as) fúrás felé nyomozható. CSÁSZÁR (1995, 2002) meg- rõ jellegû volt, mint a korábbi, kréta–paleocén tönkösödés gyõzõen dokumentálta a Tatai és Vértessomlói Formációk (5. ábra, d). Az eocén denudáció az elborított terület alap- ismétlõdését és a vetõkarcok döntõen dõlésirányú jellegét, kõzete szerint eltérõ módon erodálhatta az aljzatot, így így a rétegismétlõdés egyértelmûen rátolódás. E rátolódás- újból megjelentek kisebb-nagyobb kiemelkedések, lejtõk. sal lehetnek kapcsolatban a vértessomlói templom alatti A tengerelöntés során (esetleg közvetlenül elõtte) a kréta völgyben ismertetett redõk is (TAEGER, 1909). A szerkezeti elem exhumálódott. A rátolt, keményebb, Szarvaskúti-rátolódás kelet felé a 433 méter magas hegy nehezebben lepusztítható triász mészkõben sziklás tenger- nyugati lejtõjén gyanítható, ahol a térképezés eddig nem part jöhetett létre. Az eocén sziklás partvonalat a rátolódás ismert jura rétegeket tárt fel triász mészkõ között, és az akkori felszín metszésvonala jelöli ki, nagyjából valószínûleg tektonikus helyzetben. Még tovább keletre, a párhuzamosan a triász feltárások mai elterjedésével. A zóna a Mária-szurdokban levõ, hasonló irányú rátolódással sziklás part magassága azonban nem lehetett túl nagy, lehet kapcsolatban (BÍRÓ 2003), de a közvetlen folytatás a mivel az onnan származó törmelék, az alapréteg vastagsá- lösszel való fedettség miatt nem egyértelmû. A felszíni ga sehol sem nagyobb három méternél. szerkezeti elemzések minden ponton rátolódásos kine- Az eocén sziklás parton a hullámverés hatására szik- matikát állapítottak meg, amelyek gyakran kisebb jobbos laomlás(ok) következtek be (5. ábra, e). A triász (és ritka mozgásösszetevõvel is rendelkeznek (FODOR 2002, BÍRÓ jura) anyagú kavicsok, nagyobb tömbök a hullámveréssel 2003). Így a Szarvas-kútnál helyileg meghatározott rá- Sziklás eocén tengerpart a kréta korú Vértessomlói-rátolódás mentén (Szarvas-kút, Vértes) 159

5. ábra. A terület fejlõdéstörténete vázlatos, torzított szelvényen. A Tatai és Vértessomlói Formációk határa jelzésértékû. A 189. 198. 200. feltárásokat a kréta Szarvaskúti-rátolódás csapása mentén, kelet felõl vetítettük be. A hozzávetõleges égtájak a mai helyzetet jelzik, korábbi forgásokat nem vesznek figyelembe. Részletes magyarázatot lásd a szövegben Figure 5. Simplified section showing the evolution of the area, not to scale. Boundary of Tata and Vértessomló Formations are approximative. Outcrops 189, 198, 200 are projected from east along the strike of the Cretaceous Szarvaskút Thrust. Approximative directions refer to present ones omitting earlier rotations. a) Late Triassic and reduced Jurassic sedimentation was followed by deposition of late Aptian to early Albian clastic-carbonatic sequence. b) South-vergent thrust of Triassic over Jurassic scales and Cretaceous was connected to folding of the latter. Age of deformation could be middle Albian or late Cretaceous. c) Denudation at tropical climate occurred during late Cretaceous-Palaeocene and resulted in formation of sub-horizontal etchplane (Kaiser 1997). d) Eocene denudation (by wave action or fluvial erosion) exhumed the frozen thrust. e) Mid-Eocene rocky shore produced clasts from the hanging wall (Triassic, Jurassic) and footwall (Cretaceous) of the inactive thrust. Clasts suffered bioperforation and resedimentation. f) Quaternary valley incision separated the source and present location of clasts in case of outcrop 195, but not for 189, 198, 200 (se also Figure 2) 160 FODOR LÁSZLÓ és BÍRÓ ISTVÁN tolódásos vetõkinematika a zóna más részeire kapott ered- Vértessomlói-vonal zónájában (Balla, DUDKO 1989, ményekkel megegyezik. Ez a rátolódásos kinematika MAROS 1986). Valószínû, hogy a harmadidõszaki összhangban van CSÁSZÁR et al. (1978) térképével és né- szerkezeti mozgások Szárligettõl Ny-ra a Tatabányai- hány korábbi munkával (TAEGER 1909, BALÁSHÁZY 1977). medence déli szegélyén mehettek végbe (KERCSMÁR 1995) CSÁSZÁR (1995) megfigyelte, hogy a szerkezeti vonal és nem aktiválták a Vértessomlói-vonalat (1. ábra). Vértessomlótól nyugatra nem okoz oldalirányú elmoz- Az eocén sziklás tengerpart jelentõsége abban áll, hogy dulást a középsõ–, felsõ-albai képzõdmények határában. fosszilizálta a korábbi rátolódást és annak eocén elõtti Ez a vonal kora-albai korára utal, vagy olyan poszt-albai (kréta) voltát igazolja. A szelektív, abrázióhoz köthetõ mozgásként értelmezhetõ, amely nem eltolódásos jellegû. eocén lepusztulás egy szerkezeti elemet, az adott esetben A deformáció kora megfigyeléseink alapján középsõ- éppen egy rátolódást tárt fel, mivel e mentén eltérõ eocén elõtti. Mivel a paleocén–kora-eocén idõszakaszra keménységû kõzetek érintkeznek egymással az eocén elõt- a trópusi lepusztulás jellemzõ, így a gyûrõdést annál ko- ti aljzatban. A tengeri eocén képzõdmények a Szarvaskúti- rábbra tesszük. A krétán belüli pontosabb kor nehezebben rátolódástól északra csak a Tatabányai-medencében jelen- adható meg. Korábbi elemzésünkben (FODOR 1998, 2002, nek meg újra. Az egykori rátolódás mentén megjelenõ BÍRÓ 2003) a deformációt a Bakony fõ gyûrõdésével kap- sziklás part tehát a vértessomlói „eocén öböl” északi csoltuk össze, és annak korát kora-albaira tettük. A Vst–8- pereme lehetett. KERCSMÁR (1995, 1996) és saját megfi- as fúrásban pikkelyezett kõzetek ennél kissé fiatalabb mi- gyeléseink szerint a Vértesben az eocén sziklás partok nimum kort, középsõ-albait sugallnak, de ennél fiatalabb, gyakran követnek aktív vagy exhumált szerkezeti vona- késõ-kréta kor sem zárható ki. lakat, a szarvas-kúti megfigyelés ennek újabb példája. A kréta Vértessomlói-rátolódás kis szöget zár be a Vér- Ugyanakkor az abráziós eredetû üledékekkel jelzett határ tes északnyugati elõterében fedetten húzódó kréta szinkli- az idõsebb eocén képzõdmények elterjedésén is gyakran nális tengelyével (1. ábra). A szinklinális felszíni folytatása túllép. Ez a helyzet a Szarvas-kútnál is, ahol a területtõl a Szarvas-kúttól délre és a Mária-szurdokban nyomozható délre levõ fúrások érték csak el a mészkõ fekvõjében a (BÍRÓ 2003). A Szarvaskúti-rátolódás e nagyobb redõforma kõszenes összletet (GERBER 1987), igazolva a kõszenes északi szárnyán jelenik meg (1. ábra). A kréta Vértes- sorozatnak a mészkõnél kisebb egykori kiterjedését. Úgy somlói-vonal kapcsolata a Nagykovácsi-vonallal és a tûnik tehát, hogy a Szarvas-kúttól északra a krétában fel- Budai-hegység szerkezeteivel még nem megoldott. tolódott triász kõzeteket a középsõ-eocén tenger soha nem A Vértessomló–Nagykovácsi-vonal középsõ és keleti tudta meghódítani. szakaszán, a Gerecse elõterében és a Budai-hegységben jelentõs normálvetõs vagy eltolódásos mozgás is fellépett az eocén során vagy azt követõen (1. ábra, BALLA, DUDKO Köszönetnyilvánítás 1989, FODOR et al. 1994). A Vértesben ennek lehetõsége igen minimális és csak a Mária-szurdok környékére áll Fodor László munkáját a Magyar Tudományos Aka- fenn (BÍRÓ 2003). Észleléseink egyértelmûen azt támaszt- démia Bolyai János ösztöndíja támogatta és a szerzõ egy- ják alá, hogy a kora-eocén után a Vértessomlói-vonal men- úttal élvezte az amszterdami Vrije Universiteit vendég- tén (Vértessomló és Szárliget között) nem történt jelentõs szeretetét és ISES programjának támogatását. Császár G. eltolódás. Ez ellentmond néhány korábbi véleménynek, lektori javításait köszönet illeti. A munka a Fodor L. amely tercier (miocén) eltolódásos mozgást tételezett fel a vezette T 042799 számú OTKA kutatás 4. cikke.

Irodalom — References

BALÁSHÁZI L. 1977: Részletes tektonikai vizsgálatok az Észak- CSÁSZÁR G., HAAS J., JOCHÁNÉ-EDELÉNYI E. 1978: A Dunántúli- Vértes és Déli-Gerecse területén és a szerkezeti elemek középhegység bauxitföldtani térképe, 1:100 000. — Magyar vízföldtani kapcsolata. Doktori értekezés. — Kézirat, ELTE Állami Földtani Intézet, Budapest. Alkalmazott Földtani Tanszék. FODOR, L. 1998: Late Mesozoic and early Paleogene tectonics of BALLA, Z., DUDKO, A. 1989: Large-scale Tertiary strike-slip dis- the Transdanubian Range. — XIVth CBGA Congress, Vienna, placements recorded in the structure of the Transdanubian Austria, p. 165. Range. — Geophysical Transactions 35, pp. 3–64. FODOR L. 2002: A szerkezetfejlõdés fõ vonásai a Vértesben. — BÍRÓ I. 2003: A Vértessomlói-törésvonal szerkezetföldtani vizs- „Hegységek és elõtereik földtani kutatása”, Magyarhoni Föld- gálata a vértesi Mária-szurdok környékén. Szakdolgozat. — tani Társulat Vándorgyûlése, Bodajk, Elõadáskivonatok, p. 25. Kézirat, ELTE Regionális Földtani Tanszék, 73 p. FODOR L., MAGYARI Á., FOGARASI A., PALOTÁS K. 1994: Tercier CSÁSZÁR G. 1995: A gerecsei és vértes-elõtéri kréta kutatás ered- szerkezetfejlõdés és késõ paleogén üledékképzõdés Budai- ményeinek áttekintése. — Általános Földtani Szemle 27, pp. hegységben. A Budai-vonal új értelmezése. — Földtani 133–152. Közlöny 124, pp. 129–305. CSÁSZÁR G. 2002: Urgon formations in Hungary. — Geologica GERBER P. 1987: Vértessomló környékének földtana a barnakõ- Hungarica ser. Geologica 25, 209 p. szén-kutatások tükrében. — Földtani Kutatás 30/4, pp. 45–53. Sziklás eocén tengerpart a kréta korú Vértessomlói-rátolódás mentén (Szarvas-kút, Vértes) 161

KAISER, M. 1997: A geomorphic evolution of the Transdanubian földtani újraértékelése, a térinformatika alkalmazásával. Mountains, Hungary. — Zeitschrift für Geomorphologie N.F. Szakdolgozat. — Kézirat, ELTE Alkalmazott és Környezet- 110, pp. 1–14. földtani Tanszék, 70 p. KERCSMÁR ZS. 1995: A Tatabányai-medence keleti peremének MAROS GY. 1986: A Vitányvár környékének tektonikai fel- õskörnyezeti rekonstrukciója és tektonoszedimentológiai vétele. Szakdolgozat. — Kézirat, ELTE Földtani Tanszék, vizsgálata. Szakdolgozat. — Kézirat, ELTE Õslénytani 108 p. Tanszék, 120 p. MAROS GY. 1988: A Vértes hegységi Vitány-vár környékének KERCSMÁR, ZS. 1996: Syntectonic sedimentation in the marine tektonikai elemzése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Eocene of Tatabánya, Hungary. — Sediment' 96, Kurz- Évi Jelentése 1986-ról, pp. 295–310. fassungen der Vortrage und Poster, University of Vienna, p. 74. TAEGER H. 1909: A Vérteshegység földtani viszonyai. — Magyar KÓTA E. 2001: A Vértes-hegység DNy-i elõterének szerkezet- Királyi Földtani Intézet Évkönyve 17, pp. 1–256. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 163–174.

A tatabányai vöröskalcittelérek szerkezetföldtani jelentõsége Structural analysis of red calcite veins on Keselõ Hill, Tatabánya Basin

KERCSMÁR ZSOLT

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest Stefánia út 14. E-mail: [email protected]

Tárgyszavak: Vértes-hegység, Tatabányai-medence, Keselõ-hegy, felsõ-kréta, tektonika, kalcit, telér, flexura, extenzió

Összefoglalás A Tatabányai-medence keleti peremének (Keselõ-hegy) felsõ-triász Dachsteini Mészkövében található vöröskalcittelérek csapásiránya merõleges a kialakulásukat eredményezõ felsõ-kréta feszültségtér kompressziós irányára, és egyben párhuzamos a középhegységi-szinklinális tengelyével. A telérek létrejötte a kora-szenon kompressziós erõtérben létrejövõ hajlításos húzás- sal magyarázható (flexural extension). A kompressziós irányra merõleges csapású hasadékokat, a felnyílásukkal egyidõben felsõ-kréta lamprofírokhoz kötõdõ, alacsony hõmérsékletû hidrotermális oldatokból kiváló vörös kalcitok töltötték ki. A vörös kalcittal kitöltött hasadékokat létrehozó, a regionális kompressziós irányokkal párhuzamos hajlításos húzás vagy egy nagy lép- tékû antiklinális szerkezetben, vagy egy dõlésirányú rátolódásos rámpa, rámpa-antiklinális zónájában jött létre a Vértes É-i elõterében.

Keywords: Hungary, Transdanubia, Vertes Mountains, limestone, Upper Cretaceous, calcite, veins, tectonics, flexure, extension

Abstract The red calcite veins have found in the Upper Triassic Dachstein Limestone on the Northern part of Vértes Mountains. The age of veins is pre-Middle Eocene because the veins covered by Middle Eocene, Lutetian limestone (Szõc Limestone Formation) on the Eastern part of the Tatabánya Basin (Keselõ Hill). The characteristic of regional stress field was the NW–SE direction of compression in the Upper Cretaceous and Middle Eocene ages in the studied area (TARI 1995, KERCSMÁR 1996, BADA et al. 1996, FODOR et al. 1999). The red calcite veins separated out a low temperature (135–155 °C) water (GATTER 1984) connected by the Upper Cretaceous lamprophyr dykes (HORVÁTH et al. 1983, HORVÁTH, ÓDOR 1984). In this work we analyzed the tectonic structures of the calcite veins of Keselõ Hill, and analyzed the orientation date of the veins and the possibility processes of the vein produce in the general Upper Cretaceous compressional stress field. The NE-SW direction of red calcite extension structures were abnormaly perpendicular to direction of the Upper Cretaceous compressional stress-field of Transdanubian Range on the Eastern part of the Tatabánya Basin and the veins were contemporary with the tectonic structures which formed in that time. In conclusion the red calcite veins were formed by flexural extension on the fold-hinge which were produced in the Early Senonian compressional stress field, or another possibility version the red calcite veins were formed on a ramp anticline of thrust fault zone between Upper Triassic Dachstein Limestone and Main Dolomite. In this case the flexural extension structures were formed in the SSE- vergent thrust zone in the area of the Northern part of Vértes Mountains which were connected to the compressional tectonic structures of the Senonian flexural basin (TARI 1995). 164 KERCSMÁR ZSOLT

Bevezetés

Eddigi kutatások, elõzmények A Dunántúli-középhegységben eddig több helyrõl írtak le jellegzetesen sötét húsvörös színû, táblás hasadással jellemzett, általában sávos megjelenésû, hasadékkitöltõ kalcit teléreket. Településük alapján, a vöröskalcittelérek a Budai-hegységben posztcenomán–preszenon idõszakban (WEIN 1977); Sümegen középsõ-, felsõ-kréta, de a szenon transzgressziós bázisrétegek vörös kalcit törmeléke alapján preszenon idõszakban (HAAS et al. 1985); Tatabányán középsõ-eocén karbonátok lefedése (1. fénykép), és ezek vörös kalcit törmelék tartalma alapján, a késõ-lutéciai elõtt (KERCSMÁR 1995, 1996, 2003) keletkeztek (1. ábra). A telérek ásványtani vizsgálatával elõször GATTER (1984) foglalkozott, aki sümegi mintákon megállapította, hogy a kalcitok kristályosodási hõmérséklete 135–155 °C

A albai Medence

Tatabánya Szinklinális tengely Vé B

Ve É 1. fénykép. Középsõ-eocén mészkõvel fedett vöröskalcittelér A triász/eocén képzõdményhatárt a pöttyözött vonal jelzi. A vöröskalcit- 50km telért felülrõl élesen elvágó középsõ-eocén mészkõben, a hasadék men- tén az eocén után felújult szerkezeti vonal látható (szaggatott vonal), B E2: középsõ-eocén mészkõ (Szõci Mészkõ Formáció), T3: felsõ-triász s so mészkõ (Dachsteini Mészkõ Formáció), VK: vöröskalcittelérek tá G jlí ce a en Photo 1. Red calcite veins covered by Middle Eocene limestone. H ed M (points: top of the Upper Triassic Dachstein Limestone) Vé 6., 7. E2: Middle Eocene limestone, T3: Upper Triassic Dachstein Limestone, ábra VK: red calcite veins The tectonic structure of the red calcite removed B in the post-Eocene epochs

Jelmagyarázat Kompresszió között volt, vagyis a telérkitöltõ kalcitok alacsony hõ- Eltolódás (1) iránya (4) Feltolódás (2) Antiklinális (5) mérsékletû hidrotermális oldatokból váltak ki. Szinklinális (3) Tatabányai- medence (6) A vöröskalcittelérek részletes geokémiai vizsgálatát — 1. ábra. A vizsgált vöröskalcittelérek elhelyezkedése a középsõ-, és többek között tatabányai vörös kalcit mintákon — DEMÉNY et felsõ-kréta medencékhez és az azokat létrehozó fõbb tektonikai al. (1997) végezte el. Az általuk vizsgált telérek átlagos szerkezetekhez viszonyítva TARI (1995) nyomán — A: A közép- felépítménye és összetett zonációja a 2. ábrán látható. A sta- hegységi elsõrendû szinklinális létrejöttekor aktív feltolódások és 18 13 jobbos oldaleltolódások, mint a szenon hajlításos medence létrejöttét bilizotóp-vizsgálatok (δ O, δ C) alapján a vöröskalcittelérek megelõzõ, középsõ-kréta tektonikai szerkezetek, amelyek a közép- magmás eredetûek és a felsõ-kréta lamprofír telérekhez hegység elsõdleges monoklinális dõlését okozták, B: Szenon hajlítá- (HORVÁTH et al. 1983, HORVÁTH, ÓDOR 1984) köthetõ sos medencéhez (flexural basin) kötõdõ, annak DK-i peremén meg- 100–190 °C hõmérsékletû vizes-széndioxidos oldatokból vál- jelenõ elõtéri kiemelkedés (forebulge) Jelmagyarázat (Legend): V – Velencei-hegység (Velence Mts.), Vé – tak ki kigázosodás, hûlés és meteorikus vizekkel történõ kev- Vértes-hegység (Vértes Mts.), G – Gerecse-hegység (Gerecse Mts.), eredés során (DEMÉNY 1992, DEMÉNY et al. 1997). B – Bakony-hegység (Bakony Mts.) A középhegységi vöröskalcittelérek szerkezetföldtani Figure 1. Location of red calcite veins, and the Middle-, Upper értelmezésének lehetõségét — KÁZMÉR, SZABÓ (1989) lam- Cretaceous tectonic structures in the Transdanubian Range after TARI profír telérekkel kapcsolatos szerkezeti vizsgálatai után — (1995) — A: Presenonian thrusts and dextral strike-slips. B: Forebulge in the SE part of the Senonian flexural basin, (1) – right TARI (1995) veti fel, aki a lamprofír telérek és az azokkal lateral strike-slip faults (2) – thrust faults (3) – axis of syncline (4) – kapcsolatban álló vöröskalcittelérek kialakulását a szenon direction of compression (5) – axis of anticline (6) – Tatabánya Basin üledékciklus elõtti, NyÉNy–KDK-i illetve ÉNy–DK-i A tatabányai vöröskalcittelérek szerkezetföldtani jelentõsége 165

ja a vértesi vöröskalcittelérek csapásának merõlegességét a középhegységi szinklinálistengelyre, feltételezve a telérek felsõ-kréta tektonikai szerkezetekhez kötõdését, és egyben megkérdõjelezi PEREGI, KORPÁS (2002) által említett for- ráskúpok e szerkezetekkel azonos korát, valamint az azokat kitöltõ vörös kalcitokkal megegyezõ genetikáját.

Célkitûzés, munkamódszer Jelen munka a Vértes és a Gerecse között elhelyezkedõ Tatabányai-medence keleti peremén (Keselõ-hegy) kibukkanó felsõ-triász Dachsteini Mészkõben található vöröskalcittelérek (3. ábra) szerkezetföldtani elemzését tûzte ki céljául. A vöröskalcittelérek hasadékainak térbeli irányai jól bevonhatók a terület szerkezetföldtani elemzésébe, amennyiben sikerül igazolni, hogy a vöröskalcittelérek csapásirányai nem kaotikus, nagy

2. ábra. A tatabányai Keselõ-hegy vöröskalcitteléreinek összehason- lítása a DEMÉNY et al. (1997) által vizsgált vöröskalcittelérek általános felépítményével (ld. még 1. táblázat, I. és II. tábla) A: DEMÉNY et al. (1997) által vizsgált telérek általános felépítménye. 1 – finomszemcsés, sötétvörös kalcit 2 – sötétvörös, kristályos kalcit 3 – vörös és fehér koncentrikus kalcit gumók 4 – halványvörös, kristályos kalcit gumók 5 – fiatalabb fehérkalcit-telér; B: A keselõ-hegyi vöröskalcittelérek általános felépítménye. 1 – aprókristályos, vékony vörös kalcitos repedéskitöltések a telérfalat adó felsõ-triász (T3) mészkõben, 2 – sápadt vörös, nagy kristályos, lemezesen, táblásan hasadó, tömeges kalcit, 3 – sötét húsvörös, nagy kristályos, lemezesen, táblásan hasadó, tömeges kalcit, 4 – felsõ-triász mészkõ darabkákat tartalmazó apró kristályos, földes megjelenésû laminált vörös kalcit, 5 – jól fejlett szkalenoéderes, fehér színû kalcit kristályok, amelyek a vöröskalcittelér utólagos felnyílásakor váltak ki a repedésben, legtöbbször a vöröskalcittelérek közepén vagy a vöröskalcittelér és a telér fala között Figure 2. Comperison of red calcite veins of Keselõ Hill with another red calcite veins studied by DEMÉNY et al. (1997) (a) – thread red calcite veins in the Upper Triassic limestone (T3) (b) – pale red color calcite with large bladed crystals (c) – dark red calcite with large bladed calcite (d) – laminated red calcite with small crystal and Upper Triassic limestone fragments (e) –white calcite crystals with scalenoedric habitat are in the middle of the red calcite veins or between the red calcite and the wall of the dyke irányokkal jellemezhetõ kompressziós feszültségtér (1. ábra) lokális húzási irányaival hozza kapcsolatba. A MÁFI 3. ábra. A tatabányai Keselõ-hegy földtani felépítése és fõbb által végzett 1:10 000-es vértesi földtani térképezés során szerkezeti elemei fedetlen földtani térképen, a vöröskalcittelérek ki- jelentõs mennyiségû észlelési adat keletkezett a Vértesben bukkanásának bejelölésével (TÁLAS 1984, FODOR, KERCSMÁR 1995, található vörös kalcitokról. Ennek részeként PEREGI, KERCSMÁR 1995 alapján) KORPÁS (2002) a vértesi Köves-völgybõl nem telérként, Figure 3. Geological and tectonical map of the Keselõ Hill with the hanem a hazai irodalomban elõször, feltételezhetõen felsõ- locality of studied red calcite veins after TÁLAS 1984, FODOR, KERCSMÁR 1995, KERCSMÁR 1995 kréta forráskúpként említi az ott található vörösbarna, kon- (1) – strike-slip faults (2) – normal faults (3) – presumable thrust faults centrikus kiválási sávokkal és radiálisan fennõtt kristá- between Dachstein Limestone and Main Dolomite (4) – Upper Triassic lyokkal jellemezhetõ kalcittestet. Formation boundaries (5) – Dachstein Limestone Formation (6) – Main Dolomite Formation (7) – Transition layers between Dachstein Ugyanakkor szintén e térképezéshez kötõdve FODOR et Limestone and Main Dolomite (8) – locality of red calcite vein covered al. (2003 in prep.) szerkezetföldtani elemzésében kimutat- by Middle-Eocene limestone (9) – front of quarry 166 KERCSMÁR ZSOLT szórással rendelkezõ repedéshálózatként jelentkeznek a Az felsõ-kréta szerkezeti vonalak, szinszediment bizo- befogadó kõzettestben, hanem jól meghatározható, nyítékok alapján a középsõ-eocén üledékképzõdést meg- szerkezetföldtanilag értelmezhetõ irányokba rendezõdnek. elõzõen, illetve az üledékképzõdés alatt is aktívak voltak Ezek alapján a hasadékokat felnyitó feszültségtér jellegére (KERCSMÁR 1995, 1996). A késõ-lutéciai–kora-bartoni és irányára következtetések vonhatók le. NyÉNy–KDK-i, illetve ÉNy–DK-i kompresszióval és erre Ennek érdekében meghatároztuk a vöröskalcittelérek merõleges extenzióval jellemezhetõ, eleinte kompressziós szerkezeti irányait, és a telérek leírásával igazolni próbál- (TARI, 1993), majd egyre inkább transzpressziós erõtérben tuk a vörös kalcitkitöltés és a hasadék felnyílásának (KERCSMÁR 1995, BADA et al. 1996, FODOR et al. 1999), a je- egykorúságát, megvizsgálva, hogy van-e a telérfal és a lentõs mértékû normál komponenssel rendelkezõ, balos vörös kalcit között korábbi kitöltés, vagy valamilyen eró- oldaleltolódásként mûködõ szerkezeti vonalak mentén na- ziós nyom, ami nem a vörös kalcit kiválásához kötõdik. gyobb vízszintes elmozdulás nem történt. Ebben az idõszak- A szerkezeti adatok sztereografikus projekcióban ban a korábbi szerkezeti vonalak, mint a tektonikailag felü- történõ ábrázolása jól mutatja az összes telér térbeli elren- gyelt süllyedést létrehozó szinszediment törések — a dezõdését, ami alapján a hasadékokat létrehozó feszült- középsõ-eocén heteropikus fáciesek gyors térbeli változása ségek és azok irányai meghatározhatóak. alapján — inkább fácies határként voltak jelentõsek Végül az eredményeket összevetettük a kora felsõ- (KERCSMÁR 1995, 2003, BADA et al. 1996). A Keselõ-hegy kréta kompressziós feszültségtérben (TARI 1995) létre- É-i és DNy-i oldalán megjelenõ középsõ-eocén partközeli, jöhetõ középhegységi deformációkkal. Ezek alapján a majd sekélytengeri karbonátos képzõdmények lefedik a telérek kialakulása szerkezetföldtanilag modellezhetõvé vöröskalcitteléreket (KERCSMÁR 1995), ami egyértelmûen vált. A modellek felállításához BURBANK, ANDERSON jelzi a telérek középsõ-eocén elõtti létrejöttét (1. fénykép). (2001) szerkezetföldtani tanulmányait használtuk. A vöröskalcittelérek — Dachsteini Mészkõbe ágyazva Jelen szerkezetföldtani elemzés távolabbra mutató — a Keselõ-hegy Ny-i oldalában, szerkezetileg erõsen célja, hogy információkat nyerjünk a Magyar Paleogén igénybe vett zónában találhatók (4. ábra). A feltehetõen Medence kialakulásának kezdeti szakaszáról, ami a kréta, poszteocén törésrendszer, egy nagyobb méretû ÉÉNy– hajlításos medencék (flexural basin) sorát követi a közép- DDK-i, illetve ÉNy–DK-i csapású, több generációsan is hegységben (TARI 1993, 1995), és amit a felsõ-kréta mûködõ oldaleltolódáshoz kapcsolódik. szerkezeti mozgások, a medence kialakulása elõtt prefor- máltak (KERCSMÁR 1995, 1996), egyben létrehozva azokat a szerkezeti elemeket, amelyek felújulása fontos szerepet játszhatott a kora-paleogén medence kialakulásában és fejlõdésében.

A Keselõ-hegy földtani felépítése és tektonikai szerkezete

A Keselõ-hegy fõ tömegét nóri Dachsteini Mészkõ adja, ami DK-felé a Dachsteini Mészkõ és nóri Fõdolomit, dolomit betelepüléses mészkõbõl álló átmeneti zónáját (Átme- neti Tagozat) (HAAS 1987, HAAS, BUDAI 1995) követõen Fõdolomitba megy át (TÁLAS 1984, VÉGHNÉ 1989, KERCS- MÁR 1995). A keselõ-hegyi Átmeneti Tagozat, és ez által a felsõ-triász Dachsteini Mészkõ és a Fõdolomit fácieshatára, — feltehetõen már a felsõ-krétában aktív (FODOR, KERCSMÁR 1995) — ÉNy–DK-i csapású balos oldalel- tolódás mentén jelentõs mértékû elmozdulást szenvedett. Ugyanakkor az elvetett Átmeneti Tagozat sávjának térképi szélessége D-felé haladva csökken, miközben a rétegdõlés nem, vagy csak alig változik (TÁLAS 1984). Ennek oka a tatabányai-medenceperem egyéb területein észlelt (BALÁSHÁZY 1977, 1979, MAROS 1986, 1988, KERCSMÁR 1995, BÍRÓ 2003), a középhegységi szinklinális 4. ábra. A keselõ-hegyi vöröskalcittelérek számozása és elhe- lyezkedése, valamint a teléreket utólagosan deformáló fiatalabb tengelyére közel merõleges ÉNy–DK-i felsõ-kréta kom- szerkezeti elemek megjelenése a kõbánya 1. és 2. szintjén pressziós feszültségtérben (TARI 1995) létrejött rátolódá- Figure 4. Number of red calcite veins in the 1. and 2. floor of the sokban keresendõ, ami alapján a vizsgált területen is Keselõ Hill feltételezhetõ a Dachsteini Mészkõ és a Fõdolomit tek- (1) – strike-slip faults (2) – normal faults (3) – number of the studied red tonikus érintkezése. calcite veins (4) – front of quarry A tatabányai vöröskalcittelérek szerkezetföldtani jelentõsége 167

A szerkezeti vonalak minden tektonikai fázisban fel- A jól meghatározható repedésekhez, vagy litoklázis újultak. Jelentõsebb elvetést azonban a Pannon-medence rendszerekhez kötõdõ telérek vastagsága 5 cm-tõl 20 cm- késõ-miocén posztrift fázisára esõ transzpresszió (FODOR ig terjed. Különbséget az egyes telérek között a teljes telér- et al. 1999) jobbos oldaleltolódásai, és a Keselõ-hegy É-i felépítmény kifejlõdésének hiánya okozhat. Így például és Ny-i oldalán található, fiatal normál vetõk okoztak, vannak csak B-bõl és C-bõl álló telérek, de vannak csak C- amelyek egyben a felsõ-triász és középsõ-eocén képzõd- bõl és D-bõl álló telérek, míg sok telér csak D-bõl áll (2. mények mai, felszíni morfológiai határát is jelentik a ábra; 1. táblázat; I. és II. tábla). medenceperemen. Az eredeti vöröskalcittelérek a késõbbiek során — A vöröskalcitteléreket illetve környezetüket utó- szinte minden megvizsgált esetben — újból felnyíltak, lagosan deformáló, kismértékû elmozdulást jelzõ amit a telérek közepén, vagy az eredeti hasadék és a törésekbõl, vagy elmozdulás nélküli litoklázisokból álló vöröskalcittelér falán megjelenõ — a vörös kalcitnál fiata- másod-, és harmadrendû tektonikai szerkezetek mentén labb — szkalenoéderes, fehér kalcit telérek mutatnak. A jelentõs blokkforgás nem történt, így a felsõ-kréta tiszta fehérkalcit-telérek mindig a vöröskalcitteléreknél telérek egymáshoz viszonyított csapása sem változhatott fiatalabb tektonikai szerkezetek mentén jelennek meg, és jelentõsen, ami indokolttá teszi azok szerkezetföldtani térbeli irányuk a vöröskalcittelérek csapásával általában vizsgálatát és a paleofeszültségtérre vonatkozó követ- szöget zár be, kivéve a vöröskalcittelérek újbóli felnyílását keztetések levonását. kitöltõ fehér kalcitokat (5B. ábra).

A Keselõ-hegy vöröskalcitteléreinek jellemzése A vöröskalcittelérek és azok szerkezetföldtani adatai szerkezetföldtani értelmezése

A vöröskalcittelérek jó feltártsági viszonyok között, a Mivel a vöröskalcittelérek jól meghatározható hasadé- Keselõ-hegy Ny-i oldalában, az egykori Tatabányai Ce- kokként jelentkeznek a felsõ-triász Dachsteini Mészkõben, ment-, és Mészmûvek, ma a Lassesberger cég 4 szintes kõ- és irányaik jól csoportba foglalhatók (5A. ábra), illetve bányájában találhatók. Az osztrák-magyar vállalatként jelentõsebb csapásváltozást okozó blokkforgással nem kell mûködõ külfejtésben, a fejtéstõl megkímélt és jól vizsgál- számolnunk, ezért ezek a telérek szerkezetföldtani ható kalcit telérek az I. és a II. szinten, egy 150–200 m elemzésre alkalmas litoklázis-rendszerként kezelhetõk. széles, erõsen tektonizált zónán belül jelennek meg (3. és A litoklázisok kinyílása a kitöltéssel azonos korú, 4. ábra, I és II. tábla). mivel a telérfalak a vörös kalcit alatt nem, vagy csak a A megvizsgált 11 db vöröskalcittelér leírását és vörös kalcitos telérkitöltés által erodáltak, és a vörös kalci- szerkezetföldtani adatait az 1. táblázat és az 5A. ábra tot megelõzõ telérkitöltések nem figyelhetõk meg a tartalmazza. hasadékfalakon (1. táblázat). Pontos korukról azonban

1. táblázat A megvizsgált vöröskalcittelérek fontosabb adatai Table 1. Dates of the studied red calcite veins on the eastern part of the Tatabánya Basin 168 KERCSMÁR ZSOLT

tételezhetünk fel. TARI (1995) szerint a középhegység elsõ rendû szinklinálisának kialakulását (albai) követõ, szenon hajlításos medence coniaci–santoni idõszakára tehetõ NyDNy–KÉK-i tengelyû elõtéri kiemelkedésen (forebulge) ébredõ hajlításos húzás (flexural extension) okozza a vörös kalcittal kitöltött húzásos (extenziós) hasadékok létrejöttét. Erre az idõszakra a középhegységi szinklinális tengelyére merõleges ÉÉNy–DDK-i, valamint ÉNy–DK-i kompressziós paleofeszültségtér volt jellemzõ. Sztereografikus projekciójuk alapján, az általunk vizs- gált telérek nagy része NyDNy–KÉK-i csapással, egy kis ré- szük pedig ÉK–DNy-i csapással rendelkezik, ami a telérek csapására és egyben a középhegységi szinklinális tengelyére merõleges ÉÉNy–DDK-i, illetve ÉNy–DK-i irányokkal jel- lemezhetõ húzóerõk jelenlétét igazolja, ellentétben az ugyan- ilyen irányú regionális kompressziós feszültséggel (5A, B. ábra). Ez az ellentét jól megfelel a TARI (1995) által említett, hasonló irányokkal jellemzett felsõ-kréta kompressziós erõtérben létrejövõ hajlításos húzási folyamatnak (1. ábra). Ezek alapján a keselõ-hegyi vöröskalcittelérek létre- jötte, a kompresszió irányára merõlegesen meghajló, nagy vastagságú felsõ-triász mészkõ és dolomit, illetve dolomitos mészkõ rétegek konvex (antiklinális) felületén ébredõ lokális húzásokhoz (PHILIP, MEGHRAOUI 1983, BURBANK, ANDERSON 2001) köthetõ (6/I. ábra). Vagyis a keselõ-hegyi vöröskalcittelérek az elsõ rendû középhegységi szin- klinális dõlését „felülíró”, ÉNy–DK-i kompresszió hatására antiklinálissá hajló felsõ-triász képzõdmények húzásos hasadékait tölthették ki (6/II. ábra). A vértesi felsõ-triász monoklinikus dõlése miatt azonban — kivéve a tatabányai Birkacsárda „antiklinálisát” (BALÁSHÁZY 1977, 1979, FODOR szóbeli közlés) — a fent 5. ábra. Az észlelt kalcit telérek sztereografikus projekciója említett megoldás nem illeszthetõ egyértelmûen a felsõ- A: A vizsgált vöröskalcittelérek (ld. 4. ábra) sztereografikus projekciója Schmidt-féle sztereogram alsó félgömbi vetületében, a húzási (tenziós) triász képzõdmények felsõ-kréta redõzõdésének mo- irányok megjelölésével (A pöttyözött vonal egy másodlagosan felnyílt és delljébe, hiszen ma hiányzik a jelentõs mérettel rendelkezõ utólag fehér kalcit telérrel kitöltött vörös kalcitos hasadék irányát jelöli.), antiklinális szerkezet (6/IIC. ábra) DK-re dõlõ szárnya. Az B: A keselõ-hegyi, csak fehér kalcittal kitöltött hasadékok iránya eredeti antiklinális hiányának oka egy késõ-kréta–kora- Schmidt-féle sztereogram alsó félgömbi vetületében, a húzási (tenziós) irányok megjelölésével eocén, közel dõlésirányú rátolódás lehet, amelyhez hason- lót több szerzõ is rögzített a tatabányai medenceperemen Figure 5. Stereographic projection of the studied calcite veins A: Stereographic projection of red calcite veins with the direction of ten- (BALÁSHÁZY 1977, 1979, MAROS 1986, 1988, KERCSMÁR sion (points: direction of red calcite veins which were reopened and filled 1995, BÍRÓ 2003, FODOR szóbeli közlés). Ezt a rátolódást in white calcite), B: Stereographic projection of white calcite veins jelezheti területünkön az Átmeneti Tagozat térképi megje- lenésének elkeskenyedése is (3. ábra). A DK-felé dõlõ ré- csak annyi állapítható meg, hogy biztosan középsõ-eocén szek hiányát a késõ-kréta–kora-eocén erõteljes lepusztulás, elõttiek, mivel a késõ-lutéciai képzõdmények lefedik, illetve a középsõ-eocén és attól fiatalabb üledékekkel való illetve bázisukon törmelékként tartalmazzák a vörös befedõdés is fokozhatta, ami elfedte a keresett dõlésirányú kalcitdarabokat (KERCSMÁR 1996); (1. fénykép). részeket, esetleg azok maradványát (6/IID. ábra). DEMÉNY et al. (1997) nehéz izotóp vizsgálatai alapján Ugyanakkor a kompressziós erõtérben, konvex felületté azonban a tatabányai vörös kalcitok rokonságot mutatnak hajló térrész kialakulása, és ezzel a hajlításos húzás létre- a sümegi vörös kalcitokkal, amelyek apti mészkövekben jötte elképzelhetõ egy közel dõlésirányú rátolódásos rámpa találhatók (HAAS et al. 1985) és eredetük a felsõ-kréta lam- szerkezet rátolódó részének, antiklinálissá (rámpa-anti- profír telérekhez (HORVÁTH et al. 1983, HORVÁTH, ÓDOR klinális) hajló „vetõhajlat-redõjének” zónájában (fault-bend 1984) köthetõ. fold) is (7/I. ábra); (SUPPE 1983, PHILIP, MEGHRAOUI 1983, Ebben az esetben nemcsak a telérek korában és erede- BURBANK, ANDERSON 2001). Ebben az estben a keselõ-hegyi tében, hanem — a Dunántúli-középhegység felsõ-kréta vöröskalcittelérek a rátolódás következtében kialakuló szerkezetfejlõdésének figyelembevételével — a litoklázis- rámpa-antiklinálison felhasadó litoklázisokban keletkeztek rendszer kialakulásának folyamatában is rokonságot (7/II. ábra). A felsõ-triász képzõdmények dõlésirányainak A tatabányai vöröskalcittelérek szerkezetföldtani jelentõsége 169

6. ábra. A kompressziós irányokra merõleges csapású, keselõ-hegyi vörös kalcitok keletkezésének egyik lehet- séges megoldása (l. még 7. ábra): a szenon hajlításos medence (flexural basin) fejlõdésének során, az elõtéri kiemelkedést (forebulge) is létrehozó kompressziós feszültség hatására, a medence DK-i peremén kialakuló redõ antiklinális boltozatán létrejövõ hajlítá- sos húzás (flexural extension) követ- keztében alakulnak ki a vörös kalcittal egyidejûleg kitöltõdõ hasadékok I: Kompresszió hatására meghajló kére- grészben ébredõ lokális feszültségek modellje BURBANK, ANDERSON (2001) alapján. A meghajló térrész konkáv felületén erõteljes összenyomó, míg a konvex felületén húzásos feszültségek ébrednek. A kialakuló húzásos szerkezetek csapása merõleges a hajlítást létre- hozó fõ nyomási irányokra, II: A keselõ- hegyi vöröskalcittelérek keletkezésének, szenon hajlításos húzáshoz (flexural extension) kötõdõ modellje, tágabb idõ-, és térbeli környezetbe helyezve, ÉNy–DK-i csapású keresztszelvényeken ábrázolva (l. még 1. ábra); A: A közép- hegységi elsõrendû szinklinális létrejötte az albai idõszakban TARI (1995) alapján, és a vöröskalcitteléreket tartalmazó felsõ- triász képzõdmények (T3D – Dachsteini Mészkõ, T3FD – Dachsteini Mészkõ és Fõdolomit Átmeneti Tagozat, T3F – Fõdolomit) heteropikus fácieseinek elhe- lyezkedése és ezek dõlésviszonyai, a Keselõ-hegy (Ke) és a Vértes-hg. (V) relatív helyzetének feltüntetésével, B: Szenon kompresszióhoz kötõdõ kéregha- jlítás, aminek antiklinális boltozatán lokális, hajlításos húzóerõk ébrednek. A hajlításos húzás hatására, a fõ kompressziós irányra merõlegesen fel- nyíló hasadékokat vörös kalcit tölti ki. Ugyanekkor a Dachsteini Mészkõ és Fõdolomit Átmeneti Tagozatának he- terogén rétegösszletében rátolódásos rámpa kezdemények, közel dõlésirányú feltolódások jönnek létre. C: Kréta végi rátolódások kifejlõdése, ami az eredeti hajlításos szerkezeteket eltünteti, létre- hozva az eredetihez hasonlatos monokli- nális dõléseket, kivéve a rátolódás orr- részét, ami viszont a késõbbiek során erõteljesen erodálódik. D: Késõ-kréta és kora-eocén erózió és karsztosodás a Magyar Paleogén Medence peremén, ami közel egységes felületet és látszólagos monoklinális dõlést hoz létre a korábbi kompressziós szerkezetek lepusztításával. A megõrzõdött vöröskalcittelérek némelyike karsztosodott, a létre- jövõ üregeket vörösagyag, bauxitos agyag tölti ki Figure 6. Formation of red calcite veins on the Senonian flexural basin margin. First possibility version (see also Figure 7.) the red calcite veins were formed on the fold-anticline generated by NW-SE direction compression stress-field, behind the Senonian forbulge I. Model of flexural extension in the folding causes, after BURBANK, ANDERSON (2001). The local direction of extension is parallel to the regional direction of compression in the top of the anticline of folding system, II. Flexural extension on the Upper Triassic Formations of the Keselõ Hill. The direction of the cross section is NW-SE.(see also Figure 1.); A: Formation of first phase Albian synclinal of the Transdanubian Central Range. (T3D – Dachstein Limestone, T3FD – Dachstein Limestone and Maindolomite Transitional Zone, T3F – Maindolomite, Ke – Keselõ Hill, V – Vértes Mountain), B: Senonian flexural extension in the regional compressional stress field. The opened extensional structures filled in red calcite, which were connected Upper Cretaceous lamprophyr dykes. C: Upper Cretaceous thrust and ramp structures. D: Late Cretaceous and Early Eocene erosion and karst-formation on the SE-ern part of Hungarian Paleogene Basin. Some red calcite vein were karst-formed, reopened and filled in bauxite and red clay. The erosion were formed the „secondary monoclinic dip” in the northern part of the Vértes Hill 170 KERCSMÁR ZSOLT

7. ábra. A keselõ-hegyi vörös kalcitok keletkezésének másik lehetséges megoldása (ld. még 6. ábra) szerint a szenon kompressziós medencefejlõdés kezdeti szakaszán, a medence DK-i peremén kialakuló rátolódásos szerkezetek rámpa-antiklinális boltozatán ébredõ lokális húzás hatására jönnek létre a vörös kalcittal egyidejû- leg kitöltõdõ hasadékok I: Feltolódás hatására meghajló kéreg- részben jelentkezõ húzásos (extenziós) szerkezetek BURBANK, ANDERSON (2001) modelljében. A rátolódó kéregrész boltozatosan meghajló rámpa-antikli- nálisán húzásos hasadékok és normál vetõdéses árkok alakulhatnak ki. A kialakuló szerkezetek csapása merõleges a fõ nyomási irányra és közel pár- huzamos a rátolódási fronttal, II: A keselõ-hegyi vöröskalcittelérek kelet- kezésének kora-szenon kompressziós szerkezetekhez kötõdõ modellje, tágabb idõ-, és térbeli környezetbe helyezve, ÉNy–DK-i keresztszelvényeken ábrázol- va (ld. még 1. ábra); A: A középhegységi elsõrendû szinklinális létrejötte az albai idõszakban TARI (1995) alapján, és a vöröskalcitteléreket tartalmazó felsõ- triász képzõdmények (T3D – Dachsteini Mészkõ, T3FD – Dachsteini Mészkõ és Fõdolomit Átmeneti Tagozat, T3F – Fõdolomit) heteropikus fácieseinek elhe- lyezkedése és ezek dõlésviszonyai, a Keselõ-hegy (Ke) és a Vértes-hg. (V) relatív helyzetének feltüntetésével, B: Szenon kompresszió hatására, a Dachsteini Mészkõ és a Fõdolomit Átmeneti Tagozatának heterogén ré- tegösszletében létrejövõ feltolódások, a hajlításos medence DK-i peremén. A rátolódásos szerkezet boltozati részén, lokális húzás hatására felnyíló, a fõ nyomási irányra merõleges hasadékokat vörös kalcit tölti ki (I. és II. tábla), C: Kompressziós szerkezetek fejlõdése a szenon idõszak alatt vagy közvetlenül a szenon idõszak után, aminek követ- keztében közel dõlésirányú rátolódások jönnek létre, D: Késõ-kréta és kora-eocén erózió és karsztosodás a Magyar Paleogén Medence peremén, ami közel egységes felületet és látszólagos mono- klinális dõlést hoz létre a korábbi komp- ressziós szerkezetek lepusztításával. A megõrzõdött vöröskalcittelérek néme- lyike karsztosodott, a létrejövõ üregeket vörösagyag, bauxitos agyag tölti ki (II. tábla 2. és 4. kép) Figure 7. Second possibility (see also figure 6.) version of the red calcite veins were formed on a ramp-anticline of thrust in the Early Senonian compressional stress field I. Model of extensional structures on the ramp-anticline, after BURBANK, ANDERSON (2001). The local direction of extension is parallel to the regional direction of compression on the ramp-anticline, II. Local extension on ramp-anticline and formation of the red calcite veins on the Keselõ Hill. The direction of the cross section is NW-SE; (see also Figure 1.) A: Formation of the Albian synclinal of the Transdanubian Range. (T3D – Dachstein Limestone, T3FD – Dachstein Limestone and Maindolomite Transitional Zone, T3F – Main Dolomite, Ke – Keselõ Hill, V – Vértes Mountain), B: Thrusts and ramps in the Early Senonian compressional stress field. The extensional structures were opened on the ramp-anticline and filled in red calcite, C: Thrusts after formation of the red calcite veins in the Senonian or Postsenonian age. D: Late Cretaceous and Early Eocene erosion and karst- formation on the SE-ern part of Hungarian Paleogene Basin. Some red calcite dyke were karst-formed, reopened and infilled bauxite and red clay A tatabányai vöröskalcittelérek szerkezetföldtani jelentõsége 171 mai problémája ez esetben is fenn áll. A megoldás itt is a hasadékokként. A feltolódások közel dõlésirányúak és fentiekben vázolt késõ-kréta–kora-eocén lepusztulás, majd leginkább a két képzõdmény Átmeneti Tagozatában észlel- lefedõdés, illetve késõbbi erózió lehet (7/IID. ábra). hetõk (7. ábra). Ahhoz, hogy eldönthessük melyik szerkezeti megoldás áll közelebb a valósághoz további vizsgálatok szüksége- Felsõ-kréta szerkezetalakulás nyomai a Keselõ-hegy sek. Azt azonban megállapíthatjuk, hogy a keselõ-hegyi felsõ-triász képzõdményeiben, vöröskalcittelérek vöröskalcittelérek létrejötte a felsõ-kréta feszültségtér által szerkezetelemzése alapján (következtetések) létrehozott kompressziós szerkezetekhez kötõdik, és mind- két említett modellben a hasadékok felnyílását a középhe- A felsõ-kréta, szenon flexurális-medence fejlõdésének gységi szinklinálisra merõleges regionális nyomóerõ korai szakaszában a középhegységi elsõ rendû szinklinális hatására fellépõ lokális hajlításos húzás (flexural exten- kialakulása utáni, ÉNy–DK-i kompresszióval jellemezhetõ sion) okozta. feszültségtérben (TARI 1995), a Vértes É-i elõterében ki- A felsõ-kréta kompressziós szerkezetek már a késõ- fejlõdött antiklinális szerkezet csukló zónájában létrejövõ kréta–kora-eocén során jelentõs lepusztulást szenvedtek, vagy egy feltolódásos rámpa szerkezet rámpa-antikli- majd fekvõ képzõdményül szolgáltak a középsõ-eocén nálisán ébredõ, a nyomási iránnyal párhuzamos lokális transzgressziós üledékeknek. húzás hatására keletkezõ hasadékrendszert, vörös kalcit A vöröskalcittelérek hasadékai és a befogadó töltötte ki, mely vörös kalcitos hasadékrendszer a képzõdmények az eocén után is jelentõsen erodálódtak, tatabányai Keselõ-hegy feltárásaiban felsõ-triász és az adott kornak megfelelõ feszültségtérben többször Dachsteini Mészkõben jelenik meg. felnyíltak, karsztosodtak és helyenként fiatalabb A tatabányai Keselõ-hegyen észlelt telérek csapás- üledékekkel vagy fehér színû szkalenoéderes kalcittal irányai merõlegesek a felsõ-krétára jellemzõ feszültségtér töltõdtek ki. ÉNy–DK-i kompressziós irányára és párhuzamosak a középhegységi szinklinális tengelyével, ami alapján — tisztán hajlításos húzásos modellt feltételezve — a Köszönetnyilvánítás tatabányai vöröskalcittelérek a kompresszió hatására meg- gyûrõdõ felsõ-triász rétegek antiklinálisához tartoznak. Köszönetemet szeretném kifejezni a keselõ-hegyi Kialakulásuk a meghajló kéregrészben ébredõ lokális kõfejtõt mûködtetõ Lassesberger cég vezetõinek és húzáshoz kötõdik, ami az antiklinális csuklózónájában, a munkatársainak, akik bányaüzemükben lehetõvé tették a nyomóerõvel párhuzamosan jelentkezik (6. ábra). földtani kutatások elvégzését. Köszönettel tartozom dr. Egy másik megoldás szerint a Fõdolomit és a Maros Gyulának a lektori munkáért és a hasznos taná- Dachsteini Mészkõ érintkezése nagy méretû rátolódásos csokért, valamint dr. Balla Zoltánnak szerkesztõi rámpa szerkezetek mentén történik. Ebben az esetben a javaslataiért. Köszönet illeti dr. Fodor Lászlót és dr. keselõ-hegyi vöröskalcittelérek a rámpa-antiklinális csuk- Kázmér Miklóst, akik e területre irányították figyelmemet. lózónájában jelennek meg a nyomási irányra merõleges A kutatást a T 042799 sz. OTKA támogatta.

Irodalom — References

BADA G., FODOR L., SZÉKELY B., TIMÁR G. 1996: Tertiary brit- Mesosoic red calcite dikes of the Transdanubian Range tle faulting and stress field evolution in the Gerecse (Hungary): Fluid inclusion thermometry and stable izotope Mountains, northern Hungary. — Tectonophysics 255, pp. composition. — Geologica Carpatica 48, pp. 315–323. 269–289. FODOR L., KERCSMÁR ZS. 1995: Tectonically controlled, Middle BALÁSHÁZY L. 1977: Részletes tektonikai vizsgálatok az Északi- Eocene scarp, Early Oligocene strike-slip fault. — In: Vértes és a Déli-Gerecse területén és a szerkezeti elemek ÁRGYELÁN G., FOGARASI A. (Eds.): Upper Cretaceous and vízföldtani kapcsolata. — Doktori értekezés, ELTE Alkal- Paleogene of the Transdanubian Central Range, Field Guide, mazott Földtani Tanszék, Budapest. ALCAPA Workshop, Cretaceous and Paleogene Paleogeo- BALÁSHÁZY L. 1979: Részletes tektonikai vizsgálatok az É-i graphy and Geodynamics of the Alpine-Carpathian-Pannonian Vértes és a D-i Gerecse területén. — Általános Földtani Region, Hungary, pp. 71–73. Szemle 13, pp. 33–69. FODOR L., CSONTOS L., BADA G., GYÖRFI I., BENKOVICS L. 1999: BÍRÓ I. 2003: A vértessomlói törésvonal szerkezetföldtani vizs- Tertiary tectonic evolution of the Pannonian Basin system gálata, a vértesi Mária-szurdok környékén. — Szakdolgozat, and neighbouring orogens: a new synthesis of paleostress ELTE Regionális Földtani Tanszék, Budapest. data. — In: DURAND B., JOLIVET L., HORVÁTH F., SÉRANNE, BURBANK D.W., ANDERSON R.S. 2001: Tectonic geomorphology. M. (eds.): The Mediterranean Basins: Tertiary Extension — Handbook, Blackwell Science UK, 274 p. within the Alpine Orogene, Geol. Soc. London Spec. Publ. DEMÉNY A. 1992: Hazai lamprofírok karbonátjának eredete sta- 156, pp. 295–334. bilizotóp-vizsgálatok alapján. — Földtani Közlöny 122/2, FODOR L., BUDAI T., CSILLAG G., GYALOG L., NAGYNÉ PÁLFALVI pp. 209–232. S., KERCSMÁR ZS., MAGYARI Á., SÁSDI L. 2003 (in prep.): DEMÉNY A., GATTER I., KÁZMÉR M. 1997: The genesis of Telérek igen, forráskúpok viszont nem alakultak ki a késõ- 172 KERCSMÁR ZSOLT

krétában a Vértes Köves-völgyének környékén — vitairat Basin, Vértes Mts., Hungary). — abstract book, 22nd IAS Korpás és Peregi: Felsõ-kréta (?) forráskúpok a Vértes- Meeting of Sedimentology, Opatija, pp. 94. hegységben címû munkájára. MAROS GY. 1986: A Gerecse-, és a Vértes-hegység között elterülõ GATTER I. 1984: Investigation on embedded fluids in vein fill- vidék tektonikájához. — Kézirat, Magyar Állami Földtani ings and in crusts precipitated from thermal waters on the Intézet, Budapest, pp. 1–49. walls of caves in carbonate rocks. — Karszt és Barlang 1, MAROS GY. 1988: A vértes-hegységi Vitány-vár környékének tek- pp. 9–18. tonikai elemzése. — MÁFI Évi Jelentés 1986 évrõl, HAAS J., JOCHA-EDELÉNYI E., GIDAI L., KAISER M., KRETZOI M., pp. 295–310. ORAVECZ J. 1985: Geology of the Sümeg area. — Geol. PEREGI ZS., KORPÁS L. 2002: Felsõ-kréta (?) forráskúpok Hung. Ser. Geol. 20, pp. 1–365. a Vértes-hegységben. — Földtani Közlöny 132/3–4, HAAS J. 1987: Position of the Transdanubian Central Range pp. 477–480. structural unit in the Alpine evolution phase. — Acta PHILIP H., MEGHRAOUI M. 1983: Structural analysis and interpre- Geologica Hungarica 30/3-4, pp. 243–256. tation of the surface deformations of the El Ansam earth- HAAS J., BUDAI T. 1995: Upper Permian-Triassic facies zones in quake of Oktober 10. — Tectonics 2, pp. 17–49. the Transdanubian Range. — Rivista Italiana di Paleon- SUPPE J. 1983: Geometry and kinematics of fault-bend folding. tologia e Stratigrafia 101/3, pp. 249–266. — American Journal of Science 283, pp. 684–721. HORVÁTH I., TICHY-DARIDA M., ÓDOR L. 1983: Magesitiferous TARI G. 1993: Paleogene retroarc flexural basin beneath the dolomitic carbonatite (beforsite) dike rock from Velence Neogene Pannonian Basin: a geodynamic model. — Mountains. — MÁFI Évi Jel. 1981. Évrõl, pp. 369–389. Tectonophysics 226, pp. 433–455. HORVÁTH I., ÓDOR L. 1984: Alkaline ultrabasic rocks and asso- TARI G. 1995: Eoalpine (Cretaceous) tectonics in the ciated silicocarbonatites in the NE part of the Alpine/Pannonian transition zone. — In: HORVÁTH F., TARI Transdanubian Mts. (Hungary) — Mineralia Slovaca 16, G., BOKOR CS. (Eds.): Extensional collapse of the Alpine oro- pp. 115–119. gen and hydrocarbon prospects in the basement and basin fill KERCSMÁR ZS. 1995: A tatabányai eocén medence keleti of the Pannonian Basin, Guidebook to Fieldtrip No.6, Am. peremének õskörnyezeti rekonstrukciója és tektono-szedi- Ass. of Petr. Geol., International Conference and Exhibition, mentológiai vizsgálata. — Szakdolgozat, ELTE Õslénytani Nice, pp. 133–155. Tanszék, Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, TÁLAS P. 1984: Az L34-13-B-d-2 (Tatabánya, Felsõgalla) Budapest, 120 p. 1:10 000-es térképlap földtani felvétele. — Kézirat, MÁFI KERCSMÁR ZS. 1996: Syntectonic sedimentation in the marine Adattár. Eocene of Tatabánya, Hungary. — Kurzfassungen der VÉGH S.-NÉ 1989: Alaphegység. — In: Végh Sné (szerk.): A Vorträge und Poster, Sediment '96, 11. Sedimentologen- Gerecse-elõtér földtani kutatása az új eredmények tükrében, treffen, Institut für Geologie-Institut für Paläontologie Univ. Kézirat, ELTE Alkalmazott-, és Környezetföldtani Tanszék, Wien, pp. 74. Budapest, pp. 1–34. KERCSMÁR ZS. 2003: Late Lutetian synsediment tectonic activity WEIN GY. 1977: A Budai-hegység tektonikája (Tectonics of the on the NE part of the Transdanubian Range (Tatabánya Buda Hills). — MÁFI Alkalmi Kiadvány, Budapest, 55 p. A tatabányai vöröskalcittelérek szerkezetföldtani jelentõsége 173

I. tábla — Plate I Jelmagyarázat: Vk – vörös kalcit (red calcite), Fk – fehér kalcit (white calcite), A – agyag (clay)

1 2

1. 1.1-es telér: 10 cm vastag vöröskalcittelér, a feltárást Ny- 2. 2.1-es telér: 5–8 cm vastag utólagosan felnyílt, karsz- ról határoló szerkezeti zóna közelében. — 10 cm width red tosodott és agyaggal kitöltött vörös kalcitos hasadék. — 5–8 calcite vein in the tectonic zone of the western part of outcrop cm width red calcite vein which were opened and filled in clay

3 4

3. 2.2-es telér: 15–20 cm vastag, utólagosan felnyílt és fehér 4. 2.5-ös telér: 15 cm vastag, felsõ-triász breccsát tartalmazó kalcittal kitöltött vöröskalcittelér. — 15–20 cm width red cal- vörös kalcit. A hasadék utólag felnyílt és fehér kalcit töltötte ki cite vein with white calcite in the middle of the vein a telérfal és a vöröskalcittelér közti repedést. A szkalenoéderes fehér kalcit telérben található üreget barna, szürkésbarna agyag tölti ki. — 15 cm width red calcite vein with Upper Triassic breccia. Later the red calcite vein were opened and filled in white calcite. The cave in the middle of the white scalenoedric calcite dyke filled in brown and gray clay 174 KERCSMÁR ZSOLT

II. tábla — Plate II Jelmagyarázat: Vk – vörös kalcit (red calcite), Fk – fehér kalcit (white calcite), Fp – vetõsík (fault plain) bx – bauxit (bauxite)

1 2

1. 2–3 cm vastag fehér kalcit telérek. — 2–3 cm width white 2. 2.9-es telér: Szerkezeti zónán belül erõsen összetört calcite veins vöröskalcittelér. A törés utólag karsztosodott és a 2–3 m vastag hasadék bauxittal és vörös agyaggal töltõdött ki. — Red calcite vein in the tectonic zone. The tectonic structure was karstified and filled in bauxite and red clay

3 4

3. Utólagos fehér kalcit kitöltés a vöröskalcittelér közepén. 4. 2.8-as telér: Karsztos üreg és bauxitos, vörös agyagos kitöltés — White calcite in the middle of the red calcite vein vöröskalcittelér mentén. (Az ovális keretben a méretaránynak elhe- lyezett geológus kalapács van.) — Karstic cave filled in bauxite and red clay along the red calcite vein. ( There is a geologic hammer in the oval.) A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 175–188.

A Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi Formations of the Mid Transdanubian Zone

RÁLISCHNÉ FELGENHAUER ERZSÉBET

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út i4.

Tárgyszavak: formáció, Magyarország, Közép-Dunántúl, rétegtan, pale- Keywords: formation, Hungary, Mid ozoikum, mezozoikum Transdanubian Zone, stratigraphy, Palaeozoic, Mesozoic

Összefoglalás Abstract Magyarország nagyszerkezeti egységei közül a Közép-dunántúli Between the Periadriatic-Balaton and Zagreb- szerkezeti egység felépítése talán a legkevésbé ismert. Az elmúlt másfél Zemplin Lineament sistems heterogeneous struc- évtized alatt feldolgozott mélyfúrások rétegsorainak részletes vizsgálata tural units are juxtaposed, forming the Sava lehetõvé tette ezek formációba sorolását. Composite Unit. The Sava Composit Unit belongs A Közép-dunántúli szerkezeti egységet a Szávai egység részének tekintjük to the Mid Transdanubian Zone (HAAS et al. (HAAS et. al. 2000). Mai ismereteink alapján három alegységre oszthatjuk: D- 2000). karavankai, Juliai–Savinja és D-Zalai alegységekre. Ezek felépítésében a felsõ- Based on the present knowledge it is ranged for karbontól (?) a felsõ-krétáig terjedõ korú képzõdmények vesznek részt. three subunit: S Karavanken, Julian-Savinja, S Zala Összesen tizenhat, formáció szintû rétegcsoport lett elkülönítve. Egy Units. részüket feltételesen már eddig is használták (BÉRCZI-MAKK et al. 1981). A In these sequences Upper Carboniferous- triász korú formációkat a Magyar Rétegtani Bizottság már elfogadta, a többi Upper Cretaceous formations took part. Between it csak javaslat szintû. was differentiated 16 formations.

Bevezetés hangolt kutatási eredmények alapján a Zagorje–Közép- dunántúli szerkezeti egység nevet kapta (HAAS et al. A elmúlt évtizedben a Közép-dunántúli szerkezeti 1999), amit késõbb Szávai (Közép-dunántúli) egységre egység képzõdményeinek behatóbb megismerése változtattak (HAAS et al. 2000) és a Pelsoi nagyszerkezeti érdekében az 1980-as években teljes maggal fúrt egység részét képezi. Ezen az egységen belül Haas J. szerkezetkutató fúrások komplex feldolgozása mellett fel- három alegységet különített el, a D-karavankai, a dolgoztuk és értékeltük, részben újraértékeltük a területen Juliai–Savinja és a D-Zalai alegységeket (2. ábra). mélyült szénhidrogén-kutató fúrások legnagyobb részét. A A táblázatban a formációkat a fenti felosztás szerint horvát, szlovén és jugoszláv kollégákkal kialakult jó kap- csoportosítottuk (3. ábra). csolat és együttmûködés következtében megismerhettük a A javasolt formációk közül a triász korúakat a Magyar határon túli fúrások által harántolt képzõdményeket is. Az Rétegtani Bizottság Triász Albizottsága megvitatta és elfo- így kapott sok új adat lehetõvé teszi, hogy az 1997-ben gadta, a többi formációleírás között is van olyan, amelyik megjelent Magyarország litosztratigráfiai alapegységei már ideiglenesen eddig is szerepelt a Magyarország lito- (CsÁSZÁR et al. 1997) címû kötetbõl még hiányzó, vagy sztratigráfiai alapegységei, címû kötetben (CSÁSZÁR et al. csak ideiglenesen szereplõ formációleírásokat pótoljuk. A 1997). Szeretném vita és esetleg elfogadás tárgyává tenni javasolt formációk eltrerjedése az 1. ábrán látható. a felsorolt Formációkat, amennyiben a Magyar Rétegtani A Közép-dunántúli egység a horvát és szlovén kol- Bizottság érintett albizottságai hajlandók figyelembe venni légákkal (MIOÈ 1997, PAMIÆ, TOMLJENOVIÆ 1998) össze- javaslatomat. 176 RÁLISCHNÉ FELGENHAUER ERZSÉBET A tektonikai egység pretercier térképvázlata 1. ábra. Skech map of the pre-Tertiary basement of the discussed tectonical unit Skech map of the pre-Tertiary Figure 1. A Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi 177

2. ábra. Vázlatos térkép a tektonikai egység helyzetérõl Figure 2. Sketch map with the location of the discussed tectonical unit

3. ábra. Rétegtani táblázat a tektonikai egység formációiról Figure 3. Stratigraphic chart on the discussed tectonical unit 178 RÁLISCHNÉ FELGENHAUER ERZSÉBET

Paleozoikum Litológiai jellemzés: alsó szakasza, amely a Trogkofeli rétegek törmelékes Kosna fácieséhez hasonlítható Karbon (RAMOVŠ 1963), uralkodóan szürke, sötétszürke, agyagos és homokos aleurolitból áll, ritkán sötétszürke aleuritos, TORNYISZENTMIKLÓSI SZERICITPALA meszes homokkõ és sötétszürke, fekete, kemény, tömör ORMÁCIÓ t F ( sC2) agyagkõ betelepülésekkel és lencsékkel. Felette a Definíció: Anchimetamorf, sötétszürke-fekete szericit- Trogkofeli zátonymészkõnek megfelelõ (FLÜGEL 1980), pala (agyagpala, palás aleurolit és homokkõ) rétegek. sötétszürke, rétegzetlen, gumós, agyagfilmes, homokos, Litológiai jellemzés: sötétszürke, fekete, uralkodóan esetenként gyengén dolomitos kalciteres mészkõrétegek palás, muszkovitdús aleurolit, kevesebb márgás agyagpala települnek, homokos aleurolit és homokkõ, valamint és homokkõ réteg, magas szervesanyag tartalommal és zátonymészkõ-breccsa betelepülésekkel. Felsõ részében gyengén metamorf „lekerekített” szénszemcsékkel. A sötétszürke–fekete agyagkõ rétegek következnek, lemezes kõzet karbonáttartalma igen alacsony, ritkán 10% alatti homokkõ betelepülésekkel. mennyiségben dolomitot, esetenként szideritet tartalmaz. A mészkõ lito- és bioklasztos mikropátit–pátit. Alsó A szervesanyag vitrinitreflexió-értéke 3,78–4,55% között részén nagy mennyiségben (42%-ig) tartalmaz terrigén változik. klasztokat. A zátonymészkõ-breccsa biogén mészkõklasz- Elterjedés: Magyarországon felszíni elõfordulása nem tokból áll, mikrites–mikropátos mátrixban. ismert. Az újfalui (tornyiszentmiklósi) U–I fúrás 231 m Elterjedés: Magyarország területén felszíni feltárásban után állt le ebben a képzõdményben. nem ismert. Az újfalui U–I fúrás 3859–4072 m között a Vastagság: az U–I fúrás ebben a képzõdményben állt Karád–1 fúrás 910–1026 m között, a Karád–2 fúrás le, így tényleges vastagságát nem ismerjük. 1017–1026 m között és a buzsáki Bu–5 fúrás 823–1063,5 Fáciesértelmezés: anchimetamorf, tengeri molassz m között harántolta. képzõdmény. A durvatörmelék hiánya parttól távoli, nyu- Vastagság: A fúrások 10–240 m közötti vastagságban godt üledékképzõdési környezetre utal. harántolták. Valódi vastagsága feltehetõen 100–150 m Település: Feküje ismeretlen. Felfelé folyamatosan körüli lehet. megy át karbonátos rétegek és lencsék megjelenésével és Fáciesértelmezés: keletkezési környezete sekélyvízi, dúsulásával az alsó-perm Trogkofeli Formációba. síkparti, foltzátonyokkal. Típusszelvények: Az újfalui U–I fúrás harántolta 4072 Alsó része sekélytengeri sziliciklasztos üledék, fölötte m-tõl talpig, (4303) m-ig (231 m), ezt a rétegsort java- lejtõfáciesû. A fokozatosan felépülõ zátonyok egyre több soljuk típusszelvénynek. törmeléket szolgáltatnak, a terrigén anyagbeszállítás, Kor: Egyetlen, rossz megtartású sporomorphát, pedig fokozatosan megszûnik. (Hymenozotriletes sp.) sikerült belõle meghatározni. Ez a A zátonyok felépülése háttérlagúna kialakulásához genus, virágkorát a késõ-devonban élte, de a karbonban is vezetett, amiben szervesanyag-dús agyag, márgás agyag elõfordult. Elsõsorban kõzettani analógiák alapján rétegek ülepedtek le. (Auernigi Pala F. SCHÖNLAUB 1979), valamint, mert Település: Feküje a Tornyiszentmiklósi Szericitpala folyamatos üledékképzõdéssel megy át a biosztratigráfi- Formáció, amelybõl a karbonátos rétegek feldúsulásával ailag igazolt, alsó-perm Trogkofeli Formációba, késõ-kar- fejlõdik ki. Felfelé a Grödeni Homokkõ delta-folyóvízi bon korúnak tartjuk. képzõdményeibe megy át. A Bükk-hegységi Mályinkai Formáció törmelékes Típusszelvények: Felszíni feltárása nem lévén az kifejlõdéséhez hasonló. A Déli-Alpok, Karavankák ujfalui U–I fúrás által harántolt rétegsort tekinthetjük Auernigi Paláival lehet párhuzamosítani (esetleg típusszelvénynek (3859–4072 m). választható ezek közül az egyik elnevezés is). Kor: Az U–I fúrás karbonátos rétegei, elsõsorban a Elkülönítés: A felette települõ Trogkofeli Formációtól a zátonymészkõ-breccsák gazdag õsmaradvány együttese karbonátok és az õsmaradványok megjelenése különíti el. lehetõvé tette kora és fáciese pontos meghatározását. Fontosabb irodalom: THAMÓ-BOZSÓ et al. 1982, Gazdag algaflórája, valamint mikro- és makro- RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. Foraminifera (Fusulinidae) faunája alapján a kora-permbe soroljuk. ABÉRCZI-MAKK által az U–I fúrásból meghatározott Perm fontosabb õsmaradványok: t Foraminiferák: Biwaella europaea KOCHANSKY- TROGKOFELI FORMÁCIÓ ( P1) DEVIDÉ et MILANOVIæ, Climacammina elegans (MOELLER), Definíció: Anchimetamorf, sötétszürke-fekete agyag- Climacammina cf. rugosa MOROZOVA, Darvasites con- pala, aleurolit és világosszürke finomszemû homokkõ, tractus (SCHELLWIEN), Globivalvulina parva CHERNUSEVA, sötétszürke agyagos, homokos mészkõ közbetele- Lasiodiscus irregularis (MIKL.-MAKL.), Neotuberitina pülésekkel, valamint zátonymészkõ-breccsa lencsékkel. maljavkini (MIHAJLOV), Pseudoreichelina slovenica Ez a Formáció már a korábbi formáció-leírásokban is (KOCHANSKY-DEVIDÉ ), Schubertella australis THOMSON et szerepelt. MILLER, Schubertella kingi DUNBAR et SKINNER, A Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi 179

Schubertella paramelonica SULEJMANOV, Tetrataxis nana képzõdmények, amelyek felfelé a Tabi Formáció síkparti, (MOROZOVA). sekély lagúna üledékeibe (bellerophonos mészkõ, dolomit) Algák: Mizzia cornuta KOCHANSKY-DEVIDÉ et HERAK, mennek át. Gyroporella nipponica ENDO et HASHIMOTO. Település: Feküje a Trogkofeli, fedõje a Tabi A Karád–1 fúrás és a Karád–2 fúrás alsó szakaszában Dolomit Formáció. A szakaszos magvétel nem teszi (910–1026 m, 1017–1026 m) sárgásszürke breccsás lehetõvé annak eldöntését, hogy konkordáns vagy mészkövekbõl, világosszürke homokkõ és márga rétegek- diszkordáns-e az érintkezés a három formáció között. A bõl BÉRCZI-MAKK (1993) a következõ foraminiferákat karotázs szelvény alapján az alsó határa értékelhetõ határozta meg: Rugososchusenella sp., Darvasites con- diszkordanciaként. tractus (SCHELLWIEN), Lasiodiscus sp., Globivalvulina vul- Típusszelvények: Az újfalui U–I fúrás 3400–3543 m garis MOROZOVA, Climacammina sp. közötti rétegsorát tekinthetjük típusszelvénynek. A Buzsák–5 fúrás alsó részében (823,0–1063,5 m) Kor: A 3523–3525 m-es intervallumból sok rossz sötétszürke, gyengén palás agyagkõ, barnásszürke, megtartású Vittania sp. sporomorpha került elõ. Ezek a homokos mészkõ és agyagmárga, tarka, kovás konglo- kora-perm legfelsõ szakaszában gyakoriak. Alatta a fauná- merátum és szürke homokkõ rétegsort harántolt. Az val bizonyíthatóan kora-perm korú Trogkofeli Formáció, összlet karbonátos rétegeibõl szegényes Foraminifera felette a késõ-perm Bellerophonos mészkõ (Tabi Dolomit együttes volt meghatározható (BÉRCZI-MAKK et al. 1993): Formáció) települ. Ezen adatok alapján a késõ-permbe Globivalvulina vulgaris MOROZOVA, Lunucammina sp., sorolható. Pachyphloia sp. Elkülönítés: Mind feküjétõl, mind fedõjétõl a kar- A meghatározott õsmaradványok igazolják az említett bonátos betelepülések hiánya különbözteti meg. rétegsorok alsó-permbe sorolását. A Karni-Alpok és Karavankák Grödeni Homokkõ Elkülönítés: Mind a fekü, mind a fedõ képzõdményeitõl rétegeivel azonosítható. elsõsorban a zátonymészkõ-breccsa betelepülések valamint Fontosabb irodalom: THAMÓ-BOZSÓ et al. 1982, gazdag õsmaradvány együttesük különíti el. RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. A Bükk hegységi Mályinkai Formáció karbonátos ki- ABI OLOMIT ORMÁCIÓ ta fejlõdéséhez hasonló, de annál fiatalabb. A Karni-Alpok – T D F ( P2) Juliai-Alpok – Száva redõk területén az ezzel a képzõd- Fontosabb szinonímák: Bellerophonos mészkõ ménnyel korban és kifejlõdésben megegyezõ képzõd- (SzABÓ 1972),Velebiti dolomit (THAMÓ-BOZSÓ 1982) ményeket Trogkofeli Formáció néven ismerjük, az el- Definíció: Anchimetamorf, tarka (szürke, vörös, lilás- nevezést is innen vettük át. vörös, barna foltos) gyengén palás agyagmárga, dolomitos Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK,KOCHANSKY- agyagkõ, breccsás dolomit, agyagos dolomit, dolomit, DEVIDÉ 1981, THAMÓ-BOZSÓ et al. 1982, BÉRCZI-MAKK dolomitmárga, dolomitos, agyagos aleurolit rétegek 1988a, BÉRCZINÉ MAKK et al. 1993, RÁLISCH- szegényes, de azonosítható felsõ-perm faunával. FELGENHAUER 1998. Litológiai jellemzés: a rétegsor szürke, dolomitos mészkõ, barnásszürke dolomit, fekete agyagkõ, szürke, RÖDENI OMOKKÕ ORMÁCIÓ g G H F ( P2) dolomitos mészkõbreccsa, vörös aleurolit, vörös és lila Definíció: Anchimetamorf, tarka, gyengén palás mészkõ, dolomitos mészkõ és aleurolit rétegekbõl épül szárazföldi-, folyóvízi rétegösszlet, amely a paleozoos fel. A sziliciklasztos és karbonátos üledékképzõdés vál- üledékképzõdési ciklust zárja, egyes szerzõk szerint vi- takozva kerül túlsúlyba, nagyon ritkán különül el telje- szont, az alpi üledékciklus kezdetének tekinthetõ. sen. A karbonátos rétegek uralkodóan dolomitosak, Litológiai jellemzés: gyengén palás, tarka, fekete, erõsen töredezettek, gyakran breccsásak, réteglapjaikon sötétszürke agyagkõ, lemezes homokkõ, homokos, agya- és repedéseikben sötétszürke, fekete agyagkõfilmekkel. gos aleurolit, sötét-zöldesszürke homokkõ, aleuritos Mikrofácies típusai erõsen átkristályosodott pátos, agyagkõ vörös és lila homokkõ rétegek építik fel. A mikropátos dolomit, pátos, mikropátos, intraklasztos, képzõdmény anyaga granitoid és metamorf kõzetek le- intra-bioklasztos mészkõ, dolomitos mészkõ. pusztulásából származik, valamint kis mennyiségben Elterjedés: felszíni feltárásban nem ismerjük. Az mészkõ- és márgaklasztokat is tartalmaz. A 3523–3525 m- újfalui U–I fúrás 3173–kb. 3400 m között és a Tab–1 fúrás es intervallumból vizsgált sötétszürke-fekete agyagkõ- 1295–1340 m között harántolta. betelepülésben rossz megtartású sporomorphák is voltak. Vastagság: az U–I fúrásban fúrt vastagsága 226 m, Elterjedés: felszíni feltárásból nem ismerjük. Az fölötte, diszkordánsan miocén rétegsor települ, a Tab–1 újfalui U–I fúrás harántolta kb. 3400–3859 m között. fúrás, pedig 45 m-t fúrt bele és ebben a képzõd- Vastagság: AZ U–I fúrás rétegsora alapján, figyelembe ményben állt le, így a dõlésadatokat is figyelembe véve a dõlés adatokat is (40-80o) vastagsága 2–300 m véve valószínûsíthetõ valódi vastagsága 100-150 m lehet. körüli. Fáciesértelmezés: a Trogkofeli Formáció zátonylejtõ Fáciesértelmezés: Sekélyvízi, síkparti fáciesek vál- és zárt háttérlagúna fáciesû képzõdményeibõl folya- takoznak nyílt és részben zárt lagúna fáciesû képzõd- matosan kialakuló delta(?), majd szárazföldi, folyóvízi ményekkel. 180 RÁLISCHNÉ FELGENHAUER ERZSÉBET

Település: Feküje a Grödeni Homokkõ Formáció, részben a Tabi Dolomit Formáció heteropikus fáciesének rétegtani fedõjét nem ismerjük, diszkordánsan neogén tartjuk. képzõdmények fedik. Elkülönítés: A területen mélyített fúrásokban elõfor- Típusszelvények: Meghatározható õsmaradvány-tar- duló hasonló fáciesû rétegsoroktól az evaporitok megje- talma miatt a Tab–1 fúrást javaslom típusszelvénynek, lenése és a kõzet metemorf foka is élesen elkülöníti. annak ellenére, hogy csak 45 m-t harántolt a rétegsorból. A Karni Alpok, Karavankák K-i területén részben a Kor: A karbonátokból Gymnocodium bellerophontis Grödeni Homokkõ heteropikus fácieseként, részben felette ROTHPLETZ, Hemigordius sp. és Permocalculus sp. volt települnek hasonló evaporitos képzõdmények. A Déli meghatározható (SZABÓ 1972) ami lehetõvé teszi a Alpok K-i felében a lagunáris-evaporitos összlet rétegösszlet azonosítását a felsõ-perm Bellerophonos („Fiammazza” fácies — BUGGISCH 1978) a Grödeni dolomit rétegekkel. Homokkõ fölött települ és középsõ-felsõ permbe sorolják. Elkülönítés: Feküjétõl a karbonátos rétegek megje- É-Magyarországon a Szentléleki Formációval vagy a lenése különíti el. Perkupai Anhidrit Formációval rokonítható. A Karni-Alpok – Juliai-Alpok – Száva redõk területén Fontosabb irodalom: RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. az ezzel korban és kifejlõdésben megegyezõ képzõd- ményeket „Bellerophonos” mészkõ és dolomit néven ismerjük. Mezozoikum A Déli-Alpok „Badiotica” fáciese is hasonló korú és kifejlõdésû. Triász Fontosabb irodalom: SzABÓ 1972, THAMÓ-BOZSÓ et UZSÁKI ORMÁCIÓ bu al. 1982, RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. B F ( T1) Definíció: Sötétszürke, lilás-tarka márga, szürke, EMLYÉNHÁZAI VAPORIT ORMÁCIÓ se S E F ( P2) barnás árnyalatú mészkõ, márgás, homokos mészkõ, Definíció:Anchi-epimetamorf anhidrit és gipsz köz- homokkõ, homokos, ooidos, csigás, Echinodermata betelepüléses, részben karbonátos, részben törmelékes töredékes mészkõ, breccsásodott dolomit rétegekbõl álló rétegek (karbonátos kovapala, szericitpala, metahomokkõ, rétegsor. összetört, palás mészkõ és dolomit). Litológiai jellemzés: sötétszürke, lilás-tarka márga, Litológiai jellemzés: A semlyénházai Sem–2 és Sem–3 mészmárga, szürke mészkõ, homokos, ooidos, csigás, fúrások alsó szakaszukban anchimetamorf, esetenként Echinodermata töredékes mészkõ, breccsásodott dolomit epimetamorf, anhidrit és gipsz közbetelepüléses, részben rétegek építik fel, esetenként elég gazdag Foraminifera karbonátos, részben törmelékes rétegeket (karbonátos faunával, amelyek között egyaránt elõfordulnak kor- és kovapalák, szericitpalák, metahomokkövek, összetört, fáciesjelzõk is. Egyes fúrások anyagát csak kõzet- és palás mészkövek és dolomitok) harántoltak. Ezek eredeti fáciesanalógiák alapján soroltuk ide. kõzetei homokos mészkövek, karbonátos kötõanyagú, csil- A tiszta mészkõrétegek ooidosak, madárszemesek, fel- lámos kvarchomokkövek, márgafoltokkal és lencsékkel, szakadt iszapcsomósak, Echinodermata töredékekkel. karbonátos, csillámos aleurolitok, intraklasztos, pelletes, Üregeit gyakran vadózus szilt tölti ki, ami korai mikrit-mikropátos szövetû, valamint pelloidos, ooidos és mikrokarszt jelenségként értékelhetõ. Felsõ részében, mikroonkoidos, pátitos szövetû mészkövek (esetleg intraklasztos biopátitok is gyakoriak. savanyú tufák és tufitok is) voltak. Elterjedés: felszíni feltárásban nem ismerjük. A buzsá- Elterjedés: felszíni feltárásban nem ismerjük. A sem- ki Bu–2, –4, a Táska–1, –3, a magyarszentmiklósi lyénházai Sem–2 és Sem–3 fúrások többszáz méter Mszm–I, a budafai B–IV, a sávolyi Sáv–5, –7, –10, –26, és vastagságban kb. 3188–3508 m,illetve kb. 3070–3775 m az újudvari D–9, –10, –12, –13, –14 fúrások alsó szakaszai között harántolták és ebben álltak le. harántoltak ide sorolható képzõdményeket, valamint a tel- Vastagság: valódi vastagságukat nem ismerjük. jes maggal fúrt Som–1 fúrás legalsó szakasza is hasonló Amennyire ez a szakaszos magvételû fúrásokból megál- kifejlõdést mutat. lapítható, egyik fúrás sem érte el a fekü képzõdményeket. Vastagság: a szakaszos magvétel és az, hogy a fúrá- Fáciesértelmezés: Lagunáris, sekélyvízi, síkparti sokat általában leállították, ha elérték ezt a képzõdmény- képzõdmények, sabkha periódusokkal. csoportot, nem teszi lehetõvé a rétegsorok vastagságának Település: Miocén képzõdmények alatt diszkordánsan megállapítását. települ. A fúrások ebben a képzõdményben álltak le, így Fáciesértelmezés: sekélyvízi, zárt, esetenként nyíltabb sem feküjük, sem fedõjük nem ismert. vízcirkulációjú lagúna fáciesû képzõdmények, nagyarányú Típusszelvények: Típusszelvényeknek a Sem–2 és a törmelékes anyagbeszállítással. Sem–3 fúrások rétegsorának megfelelõ kb. 3180–3508 m Település: Feküjüket nem ismerjük, fedõjükben és kb. 3150–3775 m közötti szakaszát tekinthetjük. általában középsõ-triász rétegek települnek. Kor: Rétegeiben meghatározható õsmaradványokat Típusszelvények: A Bu–2,–4, és a Mszm–I fúrások nem találtunk. Kõzet- és rétegtani analógiák alapján a rétegsorát tekintjük típus-szelvénynek, de a fent említett késõ-permbe sorolható, a Grödeni Homokkõ Formáció és fúrások bármelyike is kiválasztható lenne. A Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi 181

Kor: A Bu–2, –4 fúrások mészkõ rétegeinek Vastagság: a szakaszos magvételû fúrásokból nem Glomospirella shengi HO, Glomospirella facilis HO, lehet pontosan megállapítani a képzõdményhatárokat, Glomospirella elbursorum BRÖNNIMANN, ZANINETTI, ezért a rétegsorok vastagsági adatai nagyon bizonytalanok. BOZORGINA, HUBER Foraminifera együttese alátámaszt- Valószínû, hogy a Formáció eléri, esetleg meg is haladja a ja a kora-triászba sorolást. A Sáv–5, –7, –10, –26 és a 200 m-t. D–9, –13, –14 fúrások Foraminifera együttese: Fáciesértelmezés: az egész rétegsort platform fáciesû Ammodiscus incertus (D’ORBIGNY), Glomospira sinen- képzõdmények alkotják (steinalmi típusú platform). sis (HO), Glomospira ammodiscoidea (RAUSER), A fúrások fiatalabb anisusi rétegei (breccsásodott Meandrospira pusilla (HO), szintén kora-triászt jelöl, dolomit, részben dolomitosodott mészkõ, laminites mint ahogy a Táska–1,–3 fúrások Foraminifera dolomitmárga és dolomitmárga kötõanyagú dolomit és együttese is ( Meandrospira pusilla (HO), Spirorbis mészkõklasztos breccsa közbetelepülésekkel) már a phlyctaena BRÖNNIMANN et ZANINETTI). Az Mszm–I kialakuló platform alkotói, részben platform tetõn vagy fúrás alsó, közel 300 m vastag rétegsorának síkparton kialakult nagyon sekélyvízi fáciesek, részben Meandrospira metszetei, amelyek a Meandrospira háttérlagúna, részben zátonylejtõ fáciesek. pusilla (HO) és a Meandrospira gigantea FARABEGOLI Gyakori az intraklasztos biopelmikrit-mikropátit, közötti átmenetet képviselik a szkíta legfelsõ, valamint gyakran pátit foltokkal. A felszakadozott madárszemes az anisusi legalsó rétegeire jellemzõek (BÉRCZI-MAKK mikritekben a madárszemek és pórusok gyakran sugaras meghatározásai). kalcitpáttal, máskor vadózus szilttel kitöltöttek. A bioklasz- A Som–1 fúrás legalsó szakaszának Foraminifera tok rossz megtartású Foraminifera metszetek, Dasycladacea faunája (ORAVECZ-SCHEFFER meghatározásai): Glomospira metszetek, Echinodermata váztöredékek, Mollusca és meandrospiroides ZAN. et WHITTAKER és Meandrospira Ostracoda héjmetszetek. Ezek a képzõdmények részben gigantea FARABEGOLI. Ez utóbbi átmeneti faj a még biz- nyílt, részben zárt vízcirkulációjú karbonátplatform-régióban tosan alsó-triász Meandrospira pusilla (HO) és a már anis- keletkeztek. A vízszint csökkenésekor madárszemes mikri- usi Meandrospira dinarica KOCH. DEV. et PANTIÈ között, tek, késõbb talajszintek képzõdtek, míg a vízszint növeke- ezért ezt a szakaszt a legfelsõ-szkíta és legalsó-anisusi dése esetén ezek a rétegek széttöredeztek, majd újracemen- átmenetének tartjuk. tálódtak, gyakran sugaras kalcitcementtel. Esetenként a Elkülönítés: A felette települõ fiatalabb triász mészalgák és egyes Foraminifera házak jelenléte mélyebb rétegsoroktól a platform fáciesek kialakulása különíti el. vízi képzõdésre utal. A dolomitrétegek valószínûleg árapá- Az alsó-triász az egész alpi régióban hasonló kifej- lyövi vagy nagyon sekélyvízi képzõdmények. lõdésû és werfeni fáciesû képzõdményekként írták le, sok Település: A fekü alsó-triász rétegekbõl (Buzsáki helyi elnevezéssel. Formáció) folyamatos az átmenet, felfelé valószínûleg Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK 1988, BÉRCZI- szintén folyamatosan fejlõdnek ki belõle a középsõ-anisusi MAKK et al. 1993, RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. rétegsor különbözõ fáciesei. Típusszelvények: Típusszelvénynek választható a ÁSKAI ÉSZKÕ ORMÁCIÓ ts T M F ( T2) Táska–4 fúrás rétegsorának alsó része (2000 m alatt), Definíció: Platform fáciesû, világos, fehéresszürke, valamint a budafai fúrások rétegsorának alsó része is vékonyréteges mészkõ-, autigénbreccsás mészkõ rétegek (4000 m alatt). építik fel, gyakori dolomit betelepülésekkel. Kor: A Táska–4 fúrás alsó részében szürke, összetört, Litológiai jellemzés: a vékonyréteges fehéresszürke meszes dolomitban Meandrospira dinarica KOCH. DEV.et mészkõ- és autigénbreccsás mészkõrétegek felépítésében PANTIÈ és Endothyranella sp. (ORAVECZ-SCHEFFER a breccsaklasztok esetenként több cm-t is elérhetnek, meghatározásai) metszetek voltak. Ezek a foraminiferák rózsaszín és sötétebb szürke színûek. Szövetük laminites nyílt lagúna fáciest és anisusi kort bizonyítanak. mikrit, intraklasztos biopelpátit, bekérgezett szem- A Nab–2 fúrásban kevés a meghatározható csékkel, Dasycladacea, Foraminifera, Echinodermata és Foraminifera (Trochammina sp., Endothyra sp., Sphynctozoa metszetekkel. A matrix átkristályosodott Glomospirella sp., Nodosaria sp.), ezek alapján nem lehet pát. Az üregkitöltések egy része mozaikos, nagyobb része a kõzet korát meghatározni. Lehet anisusi, de lehet ladin is. sugaras pát. Gyakoriak a limonitos kitöltésû sztilolitos A zöldalga töredékek sem határozhatók meg fajra, de visszaoldódások. A breccsák szövete intraklasztit, erõsen PIROS O. szerint összességükben a steinalmi fáciesre átkristályosodott, eredetileg mikrites szövetû, intraklasz- emlékeztetnek (anisusi). tokkal, száradási repedésekkel, peloidos, esetenként pel- A Budafa–I, –II fúrások meghatározható Foraminiferái letes vagy algaszõnyeg-foszlányos betelepülésekkel, (ORAVECZ-SCHEFFER meghatározásai): Endothyranella Echinodermata és Ostracoda töredékekkel. bicamerata SALAJ, Trochammina alpina KRISTAN- Elterjedés: felszíni feltárásban nem ismerjük. A TOLLMANN, Trochammina almtalensis KOEHN-ZANINETTI, budafai B–I, –II, –IV, –502, –503, a nagybakónaki Nab–1, Endothyranella wirzi (KOEHN-ZANINETTI). Ezek együttese –2, –3, a magyarszentmiklósi Mszm–I, a sávolyi Sáv–2, az anisusi korra, valamint a kõzet kifejlõdését is figyelembe újudvari D-10, –12, Táska–4, valamint a Som–1 fúrás véve egy platformfácies háttérlagúna és zátonylejtõ harántolt ilyen képzõdményeket. képzõdményeire utal. 182 RÁLISCHNÉ FELGENHAUER ERZSÉBET

Az újudvari és a sávolyi fúrások mészkövei szokat- Vastagság: a szakaszos magvétel miatt nem ismerjük. lanul gazdag anisusira jellemzõ Foraminifera faunát tartal- Fáciesértelmezés: a nagymértékben riolitklasztokból maztak: Ammobaculites radstadtensis (KRISTAN- álló homokkõ valószínûleg a vulkáni tevékenység által TOLLMANN), Trochammina almtalensis KOEHN-ZANINETTI, kissé megemelt aljzatról gyors lepusztulással került vi- Endothyranella wirzi (KOEHN-ZANINETTI), Earlandia szonylag mélyebb régióba, ahol a savanyú vulkáni anyag amplimuralis (PANTIÈ), Arenovidalina chialingchiangensis megfelelõ életteret hozott létre a Radioláriák számára. HO, Nodosaria sp., Meandrospira dinarica KOCH. DEV. et Kifejlõdését tekintve wengeni fáciesû. PANTIÈ, Diplotremina astrofimbriata KRISTAN-TOLLMANN, Település: A szakaszos magvétel miatt, sem alsó, sem (BÉRCZI-MAKK et al. 1993). felsõ határát nem ismerjük. Valószínûleg gyors fácies- A Som–1 fúrásból ORAVECZ-SCHEFFER, a váltással vagy kisebb diszkordanciával települ steinalmi Nubecularidaes-Calcitornellas szintbõl, Earlandia tintin- platform fáciesû feküjére, míg felfelé folyamatosan fejlõd- niformis (MISIK), Calcitornella sp., Ammodiscus para- nek ki belõle a külsõ self platformfáciesei. priscus HO, Glomospira tenuifistula HO, Nodosinella sp., Típusszelvények: A Mu–1 fúrás 3340?–(3350) m Glomospirella ammodiscoidea RAUSER fajokat határozott közötti szakasza, a B–502 fúrás 3484–(3506) m közötti meg, ezek egyértelmûen bizonyítják a képzõdmény alsó- szakasza, a Nab–2 fúrás 2452,5–2480? m közötti szakasza. anisusi korát. Kor: A Mu–1 fúrásból DOSZTÁLY által meghatározott Elkülönítés: A fekürétegektõl a törmelékes Radioláriák: Falcispongus calcaneum DUMITRICA, anyagbeszállítás megszûnése és a platformokra jellemzõ Plafherium cf. nazarovi KOZUR et MOSTLER, fáciesek megjelenése különíti el. A fedõrétegek esetében Pseudostylosphaera coccostyla (RÜST), Pentaspongo- a vulkáni tevékenység nyomai vagy az erõteljesen discus ladinicus DUMITRICA et KOZUR et MOSTLER, a mélyülõ fáciesek megjelenése segíti az elkülönítést. Ez képzõdmény ladin korát bizonyítják. csak akkor okoz problémát, amikor mint a Som–1 fúrás Elkülönítés: Az uralkodóan savanyú vulkanitklasztok- esetében, a teljes triász rétegsor megszakítatlanul plat- ból álló homokkõ megjelenése megkönnyíti mind a fekü, form fáciesû. Ebben az esetben csak az õsmaradvány-tár- mind a fedõ felé történõ elkülönítést. sulások, elsõsorban a Dasycladaceák meghatározása Hasonló képzõdmények megtalálhatók a külsõ-dinári nyújt segítséget. selfen, a Karni Alpok – Juliai-Alpok – Száva redõk triász Általában steinalmi platform képzõdmények és a rétegsoraiban, valamint a Déli-Alpokban is. külsõ-dinári self platform képzõdményeivel mutatnak Fontosabb irodalom: RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. rokonságot, közelebbi meghatározás lehetõsége nélkül. OMI ÉSZKÕ ORMÁCIÓ so Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK 1988, BÉRCZI- S M F ( T2–3 ) MAKK et al. 1993, RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. Definíció: Uralkodóan autigénbreccsás, világos-, sötét- és barnásszürke mészkõ rétegek építik fel. Az ani- MURAKERESZTÚRI TUFAHOMOKKÕ susi platform megszakítás nélkül további platfomképzõd- ORMÁCIÓ mu F ( T2) ményekben folytatódik mindenféle vulkáni mûködésre Definíció: Tufás homokkõ (a kõzetnek több mint 70%- utaló nyom nélkül. a riolitklasztokból áll), radioláriás agyagkõ és mészkõ Litológiai jellemzés: a rétegsor anisusi része breccsá- betelepülésekkel. sodott dolomit, részben dolomitosodott mészkõ, laminites Litológiai jellemzés: tufás homokkõ, riolitklasztok dolomitmárga és dolomitmárga kötõanyagú dolomit és nagy tömegével (a kõzetnek több mint 70%-a), kevés apró mészkõ klasztos breccsa közbetelepülésekböl áll. kõzettöredékkel (kvarcit, mészkõ és agyagkõ) és viszony- A ladin rétegsort uralkodóan autigénbreccsás, világos-, lag sok, cm-es átmérõt is meghaladó méretû radioláriás sötét- és barnásszürke mészkõ építi fel. Sok sugaras kalci- agyagkõ töredékkel. A radioláriás agyagkõ betelepülésként tos és stromatactis típusú üregkitöltés jellemzi. Uralkodó is megtalálható a tufás homokkõben. Esetenként homokos szövete intraklasztos biopelpátit. Sok az algabekérgezés, a kötõanyagú mészkõ- és agyagkõ klasztos breccsák és Tubiphytes típusú algacsomó és a microproblematikum, finomkristályos mészkõ rétegek is elõfordulnak (Nab–2). amelyek a wettersteini zátonyfácies jellemzõi: Gyakoriak Vékonycsiszolatban a mészkõ intraklasztos biopel- az Echinodermata, Ostracoda, Mollusca héjtöredékek és pátit. Az intraklasztok viszonylag aprók, kerekítettek, vagy Spongia metszetek. foszlányosak. A Som–1 fúrás ladin képzõdményei folyamatosan A törmelékes betelepülések esetenként repedés- mennek át a felsõ-triász rétegekbe, amelyeket szintén vilá- kitöltésként is elõfordulnak. Agyagos-kovás kötõanyagban gos- és sötétebb szürke és barnásszürke mészkövek sok osztályozatlan, részben devitrifikált üvegtörmelék, képviselnek, egyre ritkább autigénbreccsás betelepü- kvarckristály-töredékek, kevesebb földpát, kvarcit és kar- lésekkel. Ugyanakkor gyakoribbá válnak a kalcittal vagy bonát töredék alkotja. Foltokban és erekben magnetit- terrigén anyaggal kitöltött karsztos üregek. Jellemzõbb vagy piritszemcsék dúsulnak benne. mikrofácies típusai az intraklasztos biopelmikrit, nagyon Elterjedés: felszíni feltárásban nem ismerjük. A murak- gyakran szinte teljesen átkristályosodva, valamint az eresztúri Mu–1, a nagybakónaki Nab–2, valamint a algabekérgezéses, onkoidos, algaszõnyeg töredékes budafai B–502 fúrás harántolta. mikrofáciesek. Sphynctozoa-típusú szivacsmaradványokat A Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi 183

és rossz megtartású korallmetszeteket, valamint Ostracoda A Foraminifera faunát ORAVECZ-SCHEFFER határozta és Echinodermata héjtöredékeket tartalmaz meg. Legfelsõ részében szivacsmaradványokon kívül, Elkülönítés: Mivel a feküje is, a fedõje is platform fészkekben, pelágikus faunát, elsõsorban vékonyhéjú fáciesû, elkülönítése, elsõsorban az õsmaradvány kagylótöredéket is találunk. együttese alapján lehetséges. A korban azonos középsõ- Elterjedés: felszíni feltárásból nem ismert. A Som–1 anisusi–ladin rétegsoroktól a folyamatos, vulkáni fúrás harántolta 938–1270 m között. tevékenység által nem háborított platform kifejlõdés Vastagság: a fúrás 332 m vastagságban harántolta a különíti el. középsõ-triász rétegeket, de mivel a rétegdõlések 20° és Ilyen típusú képzõdményeket az aggteleki steinalmi- 60° között változnak a reális vastagság, valószínûleg nem wettersteini platform kifejlõdésû rétegsorból, valamint a haladja meg a 200 m-t. A fúrás közel 200 m vastag karni Dinaridákból a Drina–Ivanjica zóna DNy-i peremérõl is rétegsort is harántolt, felette diszkordánsan, nagy (PANTIÈ-PRODANOVIÈ, RADOŠEVIÈ 1977, DIMITRIJEVIÈ üledékhiánnyal alsó-miocén települ, így a karni rétegek 1982) ismerünk, ahol gyakran takaró foszlányok alakjában valódi vastagságát nem ismerjük. az Ofiolit zónára rátolódva is megtalálhatók. PANTIÈ külön Fáciesértelmezés: a rétegsort már az anisusitól jól is kihangsúlyozza a vulkanitok teljes hiányát a rétegsor- fejlett karbonátplatform különbözõ fáciesû képzõdményei ban. képviselik. A platformtetõ képzõdményei gyakran kerül- Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK et al. 1993, nek tengerszint fölé és ilyenkor gyakoriak a mikrokarszt RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. jelenségek, a paleotalaj képzõdés, madárszemes- és ÁVOLYI ÉSZKÕ ORMÁCIÓ sv lemezrepedéses-, szögletesen elváló rétegek, amelyeknek S M F ( T2–3) az üregeit magas vastartalmú karbonát tölti ki. Definíció: Bázisos és intermedier vulkáni tevé- A ladin képzõdmények kifejlõdése és õsmaradvány kenységgel kísért pelágikus mészkõ rétegek (buchensteini együttese wettersteini típusú platform zátonylejtõ fáciesére típus). utal. Litológiai jellemzés: sötétszürke mészkõ, laminites A felsõ-triász rétegsora dachsteini típusú platform, márga betelepülésekkel, mikrites mésziszapba hullott, zátony- és zátony tetõ fáciesû. részben devitrifikálódott üvegtufa, szintekkel (teljesen áta- A fúrás valószínûleg a platform nyílttenger felõli lakult földpát és biotit kristálytötedékei láthatók benne), peremén mélyült, ahol a zátony üregeiben pelágikus fauna radioláriás, tûzköves mészkõ, bontott diabáz, intermedier- telepedett meg, vagy a viharhullámok sodorhatták be õket. bázisos tufa, tufit, felszakadt meszes üledékkel keverve, Település: Mind a fekü, mind a fedõ rétegek felé majd ismét pelágikus agyagos mészkõ és mészmárga folyamatos az átmenet. rétegek építik fel. Típusszelvények: A Som–1 fúrás triász rétegsora Elterjedés: a sávolyi Sáv–9, –12, az újudvari D–9, és a (766–1270 m) Táska–4 fúrásokban találhatók ilyen képzõdmények. Kor: A Som–1 alsó szakaszának (1172–1270 m) Vastagság: a Sáv–9 fúrás kb. 1400 m-tõl talpig 1899 Foraminifera faunája: Meandrospira dinarica KOCH. DEV. m-ig harántolta a képzõdményt. A többi fúrásokból csak et PANTIÈ, Endothyranella wirzi (KOEHN-ZANINETTI), pontszerû adatok vannak. Diplotremina astrofimbriata KRISTAN, Glomospirella tri- Fáciesértelmezés: a wettersteini platform típusú phonensis BAUD et al, Duostomina magna TRIFONOVA, üledékképzõdést riftesedési fázis váltja fel, középsõ és késõ-anisusi kort bizonyít. A mészkövek részben sekélyvizi, platform fáciesû ki- A 938–1172 m közötti szakasz õsmaradvány együttese: fejlõdésûek, részben lejtõbreccsák, uralkodóan azonban Tubiphites obscurus MASLOV, Tubiphites carinthiacus pelágikus fáciesûek – mikrites-mikropátos matrixban FLÛGEL, Bacinella ordinata PANTIÈ, Poriferitubus buseri részben kovásodott apró szivacstû és Radiolária met- SEN.DAR:, Baccanella floriformis PANTIÈ, Ladinella pora- szetek, néhány Ostracoda és pelágikus Nodosaridaek ta OTT, Panormidella aggregata SEN.DAR.. Gakoribb láthatók. A márga laminites, kõzetlisztes. Néhány csiszo- foraminiferái: Earlandinita ladinica SALAJ, Earlandinita latban mikrites mésziszapba hullott, részben devitrifikáló- oberhauseri SALAJ, Earlandinita soussi SALAJ, dott üvegtufa, szinte teljesen átalakult földpát és biotit Meandrospira deformata SALAJ, Palaeolituonella merid- kristálytöredékek láthatók. A mészkõ és mészmárga ionalis (LUPERTO), Agglutisolenia conica SEN.DAR., rétegek tufa és tufit rétegekkel váltakoznak, esetenként általában a Dinaridák ladin rétegeiben jellemzõek. láva kõzetek (diabáz) járják át. A felsõ szakasz (766–938 m) Foraminifera faunája: Település: A gyér magvétel miatt, sem feküjét, sem Lamelliconus multispirus (OBERHAUSER), Gsollbergella fedõjét nem ismerjük ebben a tektonikai egységben. spiroloculiformis (ORAVECZ-SCHEFFER), Triadodiscus Típusszelvények: A Sáv–9 fúrás 1400–1899 m közöt- eomesozoicus (OBERHAUSER), Kollmannita cordevolica ti szakasza javasolható típus-szelvénynek. FUCHS, Austrocolomia marschalli OBERHAUSER, Kor: Kevés a meghatározható Foraminifera: Duostomina alta KRISTAN, Turritellella carnica DAGER, Trochammina almtalensis KOEHN-ZANINETTI, Nodosaria ordinata TRIFONOVA, bizonyítja a folyamatos Ammobaculites sp., Gandrynia sp., Duostomina sp. átmenetet a középsõ-triászból a karniba. (BÉRCZI-MAKK et al. 1993). Ezek ladin korra utalnak. 184 RÁLISCHNÉ FELGENHAUER ERZSÉBET

Ez a tufaszórásos pelágikus képzõdmény, kõzettani Típus-szelvények: Az Ib-1. fúrás alsó szakasza analógiák alapján is (Déli–Alpok, Dunántúli-középhegység) (1903–2000 m). a középsõ-triász, ladinba, esetleg a karni aljába sorolható. Kor: Meghatározható foraminiferái (ORAVECZ- Elkülönítés: A konglomerátum szintek, az intermedi- SCHEFFER meghatározásai): „Involutina” muranica er-bázikus tufa- és radiolarit-betelepülések egyértelmûen JENDREJAKOVA, Schmidita cf. inflata FUCHS, Duostomina elkülöníthetõvé teszik a középsõ-triász platform kife- cf. biconvexa KRISTAN-TOLLMANN, Oberhauserella mezo- jlõdésektõl, a Murakeresztúri Tufa Formációtól a savanyú triasica (OBER.), Miliolipora sp., Variostoma sp., vulkanoklasztit és ezek lepusztulásából származó Lenticulina sp., Ophthalmidium sp., Palaeospiroplectam- homokkövek és a fekete agyagkövek hiánya különíti el. mina sp., Diplotremina sp., Endothyra sp., Endothyranella A fentebb leírt képzõdmények a buchensteini fáciesû sp., Pachyphloides sp. képzõdményekkel, a Karni Alpok – Juliai-Alpok – Száva A Duostominideak és Ophthalmidiumok együtt jelen- redõk, a külsõ-dinári self, valamint a Dunántúli-középhe- nek meg primitiv Aulotortusokkal, és ez az együttes a ladin gység hasonló korú és kifejlõdésû képzõdményeivel felsõ részére jellemzõ, majd fokozatosan megjelennek és mutatnak rokonságot. dominánsá válnak a karnira jellemzõ fajok. Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK 1988, BÉRCZINÉ Elkülönítés: Gyenge metamorfózisa és a vulkanitok MAKK et al. 1993, RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. hiánya könnyen elkülöníthetõvé teszi a tektonikai egység többi hasonló korú és fáciesû mészkövétõl. HAROSBERÉNYI ÉSZKÕ ORMÁCIÓ ib I M F ( T2–3) Hasonló, gyenge metamorfózist szenvedett képzõdmé- Definíció: Anchimetamorf, drapp, szürke, mikrites- nyek a Dinaridák Vardar és Ofiolit Zónájában is elõfordulnak. mikrokristályos, néha agyagos mészkõ, vastagpados és Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK 1993, RÁLISCH- autigénbreccsás szintekkel. A vastagabb padokban korall- FELGENHAUER 1998. maradványok és bioturbáció látható. JUDVARI ÁRGA ORMÁCIÓ u Litológiai jellemzés: alsó, kb. 60 m-es szakaszán Ú M F ( T3) drapp, szürke, barnásszürke mészkõrétegek építik fel, Definíció: A platform kifejlõdésû karbonátos rétegsor- agyagosabb, vastagabb pados és autigén breccsás szintek- ba közbetelepülõ márga és homokos mészkõ rétegek. kel, helyenként korallmaradványokkal. Felsõ részében Litológiai jellemzés: szürke mészkõ települ, helyenként kissé agyagos, réteglap- Sötétszürke márga, homokos mészkõ, mészkõ rétegek jain agyagfilmekkel borított lemezes betelepülésekkel. A építik fel. vastagabb rétegekben korallmaradványok, esetenként bio- Elterjedés: ezeket a képzõdményeket BÉRCZI-MAKK a turbáció észlelhetõ. sávolyi Sáv–1, –6 és újudvari D–7 fúrásokból írta le. Mikrofácies típusok: intraklasztos biopelmikrit, intrak- Vastagság: vastagsága a szakaszos magvételû fúrások lasztos biopátit, intrabioklasztos pelpátit telepes biogén miatt nem állapítható meg. maradványokkal, intraklasztit és ezek bármelyikét Fáciesértelmezés: részben platformszegély fáciesû, klasztként tartalmazó breccsa. Sekélyvizû zóna nyílt víz- részben sekély intraplatform medencék képzõdménye. cirkulációval, esetleg éppen hullámbázis alatt, vagy ár- Település: Települése a szakaszos magvételû fúrások apály padok (turzások) és lagúna csatornák, valamint miatt nem állapítható meg. Valószínû, hogy folyamatos az tipikus zátonylejtõ fáciesek. átmenet mind a fekü, mind a fedõ felé. Elterjedés: felszíni feltárásból nem ismerjük. Az Típusszelvények: Típusszelvénynek az Újudvar D–7 iharosberényi Ib–I fúrás alsó szakasza harántolta fúrást javasoljuk (kb. 2505–27489 m). 1903,0–2000,0 m között. Kor: Karni korra jellemzõ Foraminifera metszeteket Vastagság: az Ib–I fúrás alsó szakasza kb. 100 m tartalmaz: Ophthalmidium triadicum (KRISTAN), Gaudryna vastagságban fúrta meg és ebben állt le. Valódi vastagságát triassica TRIFONOVA, Triadodiscus eomesozoicus nem ismerjük. (OBERHAUSER), Turriglomina robusta BÉRCZI-MAKK. Fáciesértelmezés: a rétegsor felépítésébõl és a Elkülönítés: Az alsó-triász hasonló kifejlõdésû réteg- mikrofácies típusokból arra következtethetünk, hogy a sorától az elkülönítés csak õslénytani alapon lehetséges. rétegsor egy mészkõplatform peremén képzõdött, részben Ezek a rétegek az alpi régió raibli vagy kassziáni rétegei- a zátonytetõn kialakult kis mélyedésekben (madárszemes, hez hasonlíthatók. Hasonló képzõdményeket találunk a száradási repedéses, foszlányos mikrites intraklasztos típu- Dunántúli-középhegységben, a Karni-Alpok, Juliai-Alpok, sok), részben a zátonyperemeken, mint zátonybreccsa (a Száva redõk, valamint a Déli-Alpok területén is. breccsás szerkezetû telepes bioklasztokat tartalmazó típu- Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK 1988. sok), részben, a zátonyközi lagúnákban (a dasycladaceás, GALI ORMÁCIÓ i ostracodás, vékony kagylóhéj-töredékes, Foraminiferák- I F ( T3) ban gazdagabb típusok). Fontosabb szinonímák: Dachsteini mészkõ (BÉRCZI- Település: A fúrás a ladin képzõdmények felsõ MAKK 1988). részében állt le, ezért a fekvõjét nem ismerjük. Felfelé Definíció: Nagy vastagságú, késõ–triász korú, világos, fokozatosan megy át a felsõ-triász karni képzõdményekbe. platformfáciesû mészkõ és dolomit rétegsor, esetenként A karni–jura határt maghiány miatt nem ismerjük. lofer-ciklusos szakaszokkal, ritkán Megalodusokkal. A Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi 185

Litológiai jellemzés: szürkésbarna, barnásszürke, vilá- Elkülönítés: Az idõsebb triász platform fáciesû gosszürke, helyenként ooidos, autigénbreccsás mész- rétegektõl a fauna és a lofer-ciklusok különítik el. kövek, szürke dolomit, részlegesen dolomitosodott Ezek a képzõdmények hasonlóak az alpi régió mészkõ, laminites mészkõ és dolomitmárga, dolomitos dachsteini platform karbonátjaihoz, de nem elég típusosak, kötõanyagú, dolomit- és mészkõklasztos breccsa és brecs- nem mutatnak igazi lofer-ciklusokat sem. Hasonló képzõd- csás mészkõ rétegek, valamint sötétszürke, erõsen breccsá- mények megtalálhatók, mind a Dunántúli-középhegység- sodott márgák és homokos mészkövek építik fel. ben, mind a Külsõ Dinári selfen, mind a Karni-Alpok – Elterjedés: az igali Ig–7 fúrás alsó része Juliai-Alpok – Száva redõk triász rétegsoraiban. 649,5–(1416,6) m között harántolta. Hasonló képzõd- Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK 1988, BÉRCZI- ményeket találunk még a sávolyi Sáv–1, –4, –6, –8, –9, MAKK et al. 1993, RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. –13, az újudvari D–6, –7, –11, és a murakeresztúri Mu–1 fúrásokban. Jura Vastagság: az Ig–7 fúrás közel 800 m vastag felsõ- ÁTRÓI ORMÁCIÓ pt triász karbonátos rétegsort harántolt, amelynek legna- P F ( J2–3) gyobb része valószínûleg nori korú. Mivel a dõlések mere- Definíció: Anchimetamorf, barnásszürke, sötétszürke dekek, 70°-ot is elérik, a valódi vastagság sokkal kevesebb. kovapala, szericitpala, agyagpala és radiolarit rétegek vál- A fúrás a felsõ-triász rétegsorban állt le, így a tényleges takozása mészkõ és vulkanit betelepülésekkel. vastagság nem állapítható meg. Litológiai jellemzés: barnásszürke, sötétszürke kova- Fáciesértelmezés: jellemzõ szövettípusai: madár- pala, szericitpala, agyagpala és radiolarit rétegek vál- szemes, algalaminites, intraklasztos pelmikrit vagy takozása építi fel, alsó részében gyakoribb intraklasztit pelpátit, pátos vagy agyagos-mikrites kitöltésû száradási vagy mikrobreccsa jellegû mély, disztális lejtõ fáciesû repedésekkel és stromatactisos üregkitöltésekkel. Aláren- mészkõ betelepülésekkel (olisztolit?), felsõ részében delten, de nagyon jellemzõen elõfordul ooidos-onkoidos gyakoribb erõsen átalakult, kovásodott, vékony vulkanit pelmikrit és pelpátit, egykérgû és összetett ooidokkal és erekkel. Esetenként metahomokkõ lencsék és vékony onkoidokkal és lumps típusú klasztokkal. rétegek is elõfordulnak. Egy nagy kiterjedésû karbonátos platform és környe- Elterjedés: az iharosberényi Ib–I (1826–1903 m), a zetének minden fáciestípusa felismerhetõ a mikrofácies bagolasánci Bag–2, a bajcsai Bj–I, –14 és a Pátró–1 fúrá- vizsgálatok alapján. sok harántolták. Felszíni feltárásban nem ismerjük A szöveti kép és az õsmaradvány együttes uralkodóan Magyarország területén. intertidális kifejlõdést mutat. A Spirillina-félék viszont Vastagság: az Ib–I fúrás 77 m vastagságban harántolta. pelágikus plankton Foraminiferák. A többi fúrásból csak pontszerû adataink vannak, így való- Mindezekbõl arra következtethetünk, hogy a terület di vastagságát nem ismerjük. felsõ-triász rétegsora dachsteini platform fáciesû, de a Fáciesértelmezés: az Ib–I fúrásban a felsõ szakasz lofer-ciklusok nem igazán típusos kifejlõdésûek és ritkáb- alsó, karbonátos részének uralkodó mikrofácies típusa bak, mint a valódi Dachsteini Mészkõ esetében. intraklasztit és/vagy mikrobreccsa, karbonátos klasz- A fúrások valószínûleg a platform nyílt tenger felõli tokkal, amelyek esetenként arenit méretûek, kovás-kar- peremén mélyültek, ahol a platformszegély üregeiben bonátos cementtel és üregkitöltésekkel. Ez tipikus fore pelágikus fauna telepedett meg, vagy a viharhullámok slop (lejtõmeredély) képzõdmény. A mélytengeri kép- besodorhatták õket. Az ooidos-onkoidos kifejlõdés zõdést feltételezõ aleurolit és agyagpalák jelenléte és valószínûleg a platformperemi mészhomokturzások uralkodóvá válása mégis a karbonátkompenszációs szint maradványa. közelségére utal. A mészkõrétegek a felszakadt és egyen- Település: Az Ig–7 fúrás neogén alatt a noriban indult lõtlenül süllyedt triász mészkõplatformok peremérõl be- és a karni legfelsõ részében állt le. A többi fúrás pontszerû került mély, disztális lejtõbreccsák. A világos (piszkosfe- adatai sem teszik lehetõvé a településviszonyok megál- hér) kovás betelepüléseket makroszkóposan savanyú, eset- lapítását. leg neutrális vulkanit teléreknek írtuk le. Vékonycsiszolati Típusszelvények: Az Ig–7 fúrás triász rétegsora vizsgálatukból kiderült, hogy, a rétegek eredeti anyagára 649,5–(1416,6) m között. semmi sem utal, az egész kõzet, különbözõ kristályossági Kor: Õsmaradvány tartalma nagyon szegényes. fokú kovafoltokból áll, esetenként karbonátos hintéssel. Ostracoda, Echinodermata és Mollusca héjtöredékeken A fauna és az üledékanyag fokozatosan mélyülõ, rész- kívül kevés foraminiferát tartalmaz: Turrispirillina mini- legesen elzárt medencét jelez. ma PANTIÈ, Spirillina sp., Agathammina sp., Nodosaridae Település: Az Ib–I fúrás gyenge magkihozatala ebben sp.,Ammodiscidae sp., Trocholina sp., Involutinidae sp. a szakaszban nem teszi lehetõvé annak megállapítását, (BÉRCZI-MAKK meghatározásai). Ezek nori kort jeleznek. hogy a triász Iharosberényi Mészkõ Formáció és a Pátrói Nem kizárt azonban, hogy a rétegsor legalsó része esetleg Formáció között van-e diszkordancia. A többi fúrás a karni tetejéig is terjedhet. pontszerû adatai szintén felhasználhatatlanok ilyen célra. Az elég ritkán elõforduló Megalodontaceae kagylók Típusszelvények: Az Ib–I fúrás 1826–1903 m közötti alapján is kora nori–rhaeti. szakasza. 186 RÁLISCHNÉ FELGENHAUER ERZSÉBET

Kor: A meghatározható radioláriái: Eucyrtidiellum Típusszelvények: Típusszelvénynek az I–I fúrás java- sp., Stichocapsa sp., Archaeodictyomitra sp., Protunuma solható 4537–5000 m között. cf. fusiformis ICHIKAWA et YAO, Zhamoidellum sp.(?) Kor: Kora kõzettani analógiák alapján késõ-kréta, alapján DOSZTÁLY középsõ–felsõ-jurába sorolta. esetleg fiatalabb. Ez az elsõ koradat a felsõ-triász és a felsõ-kréta közöt- Elkülönítés: Összetétele és kötõanyaga egyaránt ti szakaszról a Közép-dunántúli egységben. elkülöníti a fiatalabb és elsõsorban folyóvízi törmelékes Elkülönítés: Az alatta települõ triász rétegsortól a rétegsoroktól. kova- és szericitpalák és a radiolaritok megjelenése Hasonló kifejlõdésû képzõdmények a délszláv különíti el. területekrõl, a Tolmin árokban, az Ivanšèica, Kalnik Ilyen kifejlõdésû jura rétegsorokat a Belsõ Dinaridák területérõl ismertek, reszedimentált ofiolitos melange vagy Ofiolit Zónájából (itt nagyméretû ultrabázit testeket foglal Repno Komplexum néven. Ultrabázitok nélkül a magába és „ofiolitos melanzs” néven ismert), a Drina Medvednicában is megtalálható. Ivanjica zónából, valamint a D-i Karavankákból és az Fontosabb irodalom: HAAS et al 1985, BÉRCZI-MAKK Ivanšèicából (Tolmin-árok) ismerünk. 1988, BÉRCZI-MAKK et al. 1993, RÁLISCH-FELGENHAUER Fontosabb irodalom: BÉRCZI-MAKK 1988, BÉRCZI- 1998. MAKK et al. 1993, RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. gy GYÉKÉNYESI ALEUROLIT FORMÁCIÓ ( K3) Kréta Definíció: Középsõ-triász platform karbonátokra települõ szürke, kovás kötõanyagú homokos aleurolit. NKEI ORMÁCIÓ ik I F ( K3?) Litológiai jellemzés: szürke, kovás kötõanyagú Definíció: Nem metamorf, finomtörmelékes homokos aleurolit, részben karbonátos- homokos aleurolit, kötõanyagú polimikt breccsa, esetleg konglomerátum. A kevés apró kvarcszemcsével és sok mészkõtöredékkel, klasztok anyaga uralkodóan triász és jura mészkõ, kova- és kõzetliszttõl kavics méretig, pirittel sûrûn telehintve, szericitpala, ofiolit. homokos, aleuritos mészkõ. Esetenként gyengén csillá- Litológiai jellemzés: a breccsa (konglomerátum) mos. Egyaránt tartalmaz tengeri és édesvízi õsmarad- törmelékanyagát szürke, durvakristályos mészkõ, jól ványokat. rétegzett, enyhén préselt, feltöredezett agyagmárga és Elterjedés: a gyékényesi Gyék–1 és a sávolyi Sáv–2 töredezett kvarcit, márgás üregkitöltéssel, jól rétegzett fúrás harántolta. (laminált), erõsen kovásodott, töredezett, cukorszövetû Vastagság: a szakaszos magvétel és a csak pontszerû dolomit, foltokban erõsen pirithintéses, kissé préselt, adatok nem teszik lehetõvé a vastagság megállapítását. márgás agyagpala, márgás agyagkõ és részben ková- Fáciesértelmezés: ezek az üledékek transzgresszió sodott cukorszövetû dolomit laminák, savanyú és inter- kezdeti síkparti, sekélytengeri fáciest képviselnek. medier vulkanitklasztok, szerpentinit, radiolaritos kova- Település: Valószínûleg diszkordánsan, transz- palák építik fel. A mészkõ-klasztok egy része karni korú gresszíven települnek idõsebb, mezozoos képzõd- radioláriákat tartalmaz. ményekre. A szakaszos magvétel és a csak pontszerû ada- A nagyon kevés kötõanyag, amely éppen ezért csak tok nem teszik lehetõvé a települési viszonyok megál- ritkán látható, nem metamorf, finomtörmelékes. lapítását. Elterjedés: az inkei I–I, a bajcsai Bj–14 a Liszó–1, –4, Típusszelvények: Típusszelvénynek a Gyék–1 fúrás és a Pátró–1 fúrásokban fordulnak elõ hasonló képzõd- javasolható, kb. 4652–4675 m között. mények. Kor: Meghatározható õsmaradványai primitív plank- Vastagság: a szakaszos magvétel és a csak pontszerû ton foraminiferák (Bullimina sp. Hedbergella sp.) és Chara adatok nem teszik lehetõvé a vastagság megállapítását. Az metszetek (BODROGI meghatározásai), melyek késõ-kréta, I–I fúrás valószínûleg 4537 m-tõl talpig (5000 m) ezt a santon–campani kort valószínûsítenek. képzõdményt harántolta. Elkülönítés: A hasonló fáciesû fiatalabb (miocén) Fáciesértelmezés: mélytengeri, szubdukciós árok képzõdményektõl valószínûleg csak õsmaradványai üledékének értelmezhetõ. különítik el. Település: Valószínûleg diszkordánsan települ idõsebb Hasonló kifejlõdésû felsõ-kréta képzõdmények elég képzõdményekre, de a szakaszos magvétel és a csak gyakoriak, mind a Dinaridákban, mind pedig a Karni - pontszerû adatok nem teszik lehetõvé a települési vi- Alpok – Juliai-Alpok – Száva redõk területén. szonyok tisztázását. Fontosabb irodalom: RÁLISCH-FELGENHAUER 1998. A Közép-dunántúli szerkezeti egység formációi 187

Irodalom — References

BÉRCZINÉ MAKK A. 1988a: A dunántúli (Balaton-vonaltól D-re) HAAS, J., MIOÈ, P., PAMIÈ, J., TOMLJENOVIÈ, B., ÁRKAI, P., mezozóos üledékes képzõdmények reambulációs vizsgálata BÉRCZI-MAKK, A., KOVÁCS S., RÁLISCHNÉ FELGENHAUER, E., [Reambulation study of the Mesozoic sedimentary forma- KOROKNAI, B. 1999: Continuation of the Periadriatic tions of Transdanubia (south of the Balaton line)]. Magyar Lineament, Alpine and NW Dinaridic Units in the Pannonian Szénhidrogénipari Kutató-Fejlesztõ Intézet (SZKFI) Basin. — Geologica Carpatica 50 (Special Issue) Abstracts, Jelentés. — Kézirat, Magyar Olaj és Gázipari Rt. Adattára pp. 150–151 Budapest. HAAS, J., MIOÈ, P., PAMIÈ, J., TOMLJENOVIÈ, B., ÁRKAI, P., BÉRCZINÉ MAKK A. 1988b: A karádi fúrások paleozóos képzõd- BÉRCZI-MAKK, A., KOROKNAI, B., KOVÁCS, S., RÁLISCH- ményeinek újraértékelése (Re-evaluation of Paleozoic forma- FELGENHAUER E. 2000: Complex structural pattern of the tions of the Karád wells). — Földtani Közlöny 118 (1), pp. Alpine– Dinarid–Pannonian triple junction. — International 67–74. Journal of Earth Sciences 89, pp. 377–389. BÉRCZI-MAKK A., KOCHANSKY-DEVIDÉ, V. 1981: Marine Lower MIOÈ, P. 1997: Tectonicstructures along the Periadriatic Lineament and Middle Permian in the oil exploratory well Ujfalu–I in Slovenia. — Geologica Croatia 50, pp. 251–260. (SW-Hungary). — Acta Geologica Hungarica 24 (1), pp. PAMIÈ, J., TOMLJENOVIÈ, B. 1998: Basic geologic data from the 117–128. Croatian part of the Zagorje–Mid-Transdanubian Zone. — BÉRCZINÉ MAKK, A., HAAS, J., RÁLISCHNÉ FELGENHAUER, E., Acta Geologica Hungarica 41 (4), pp. 389–400. ORAVECZNÉ SCHEFFER, A. 1993: Upper Paleozoic - PANTIÈ-PRODANOVIÈ, S., RADOŠEVIÈ, B. 1977: The lithostrati- Mesozoic Formations of the Mid-Transdanubian Unit and graphic characteristics of Triassic sediments on Tara moun- Their relationsips. — Acta Geologica Hungarica 36 (3), tain Inner Dinarides, Yugoslavia. — Proceedings of the VI pp. 263–296. colloquium on the geology of the aegean region, Volume 3, BUGGISCH, W. 1978: Die Grödener Schichten (Perm, Südalpen). Athens, pp. 1159–1167. Sedimentologische und geochemische Untersuchungen zur RAMOVŠ, A. 1963: Biostratigraphie der Trogkofel-Stufe in Unterscheidung mariner und kontinentaler Sedimente. — Jugoslawien. — Neues Jahrbuch für Geologie und Geologische Rundschau 67 (1), pp. 149–180. Paleontologie Monatshefte 1963, pp. 382–388. CSÁSZÁR G. szerk. 1997: Magyarország litosztratigráfiai alap- RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E. 1998: A Középdunántúli terület egységei. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, paleozóos és mezozóos képzõdményeinek rétegtana. — In 114 p. BÉRCZI I., JÁMBOR Á. Szerk. 1998: Magyarország geológiai DIMITRIJEVIÈ, D. M. 1982: Dinarides: An Outline of the képzõdményeinek rétegtana. Magyar Olaj és Gázipari Rt. és Tectonics. — Earth Evolution Sciences 2 (1), pp. 4–23. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, pp. 155–171. FLÜGEL, E. 1980: Die Microfazies der Kalke in den Trogkofel- SCHÖNLAUB, H. P. 1979: Das Paläozoikum in Österreich — Schichten der Karnischen Alpen. — Carinthia II, Sonderheft Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt 33, pp. 36, pp. 51–99. 3–124. HAAS, J., KOZUR, H., LELKES-FELVÁRI, GY. 1985: Igen gyenge SZABÓ I. 1972: Újabb tengeri fáciesû perm (Tab–1) a Dunántúlon fokozatú alpi metamorfózist szenvedett felsõtriász képzõd- (Novel Permian of marine fecies in Transdanubia). — mények az Inke–I. sz. fúrásban (Formations underwent very Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet Adattára, Budapest. low-grade metamorphism in the Upper Triassic in the Inke-I. THAMÓNÉ BOZSÓ E. szerk. 1982: Az Újfalu–I. sz. fúrás vizsgálati borehole). — Kézirat, Eötvös Lóránd Tudományegyetem, eredményeinek földtani értékelése — Kézirat, Országos Akadémiai Kutatócsoport, Budapest. Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2000–2001 (2003) 1

Középsõ-triász medencefáciesek és vulkanitok a Zsámbéki-medencében Middle Triassic basin facies and volcanites in the Zsámbék Basin, Transdanubian Range, Hungary

BUDAI TAMÁS

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszavak: középsõ-triász, litosztratigráfia, medencefejlõdés, Keywords: Middle Triassic, lithostratigraphy, basin Dunántúli-középhegység, Zsámbéki-medence evolution, Transdanubian Range, Zsámbék Basin

Összefoglalás Abstract A mányi medence kõszénkutató fúrásai közül három harántolt Data on boreholes with core in the Zsámbék Basin középsõ-triász medencefáciesû képzõdményeket a Budaörsi Dolomit were re-evaluated in the framework of the ongoing geo- feküjében (1. ábra). Ezek közül a legteljesebb a Mány M–191 fúrás logical mapping project of North Transdanubia (Figure 1). rétegsora (2. ábra), amelyen belül a Buchensteini és a Felsõörsi Three boreholes have penetrated Middle Triassic basin Formáció is elkülöníthetõ. A mányi fúrások rétegsorának kifejlõdése facies with volcanoclastic intercalations (Figure 2) which nagyfokú litológiai hasonlóságot mutat a Balaton-felvidéki shows close lithologic similarity with the corresponding anisusi–ladin medenceterület rétegsorával (3. ábra). Ez arra utal, hogy formations of the Balaton Highland (Figure 3). — az eddigi fejlõdéstörténeti értelmezéssel ellentétben — az intraplat- Interpretation of basin evolution suggests that opening of form medence felnyílása nem a karni kezdetére, hanem valószínûleg az the Zsámbék Basin started not only at the beginning of the anisusi közepére tehetõ a Zsámbéki-medence területén, ahol a Carnian but already during the Middle Anisian. Pelagic pelágikus karbonátok lerakódása (vulkanoklasztitokkal váltakozva) a carbonate sedimentation (interrupted by volcanoclastic kora-ladinban is folytatódott. A viszonylag kis kiterjedésû, szûk events) was continued during the Early Ladinian. The rel- medencét a progradáló Budaörsi platform azonban teljesen meghódí- atively narrow basin was occupied by the prograding totta a késõ-ladin során, majd ezt követõen alakult ki az új medence a Budaörs platform during the Late Ladinian and later a karni korai szakaszában. new basin was formed in the Early Carnian.

Bevezetés Kutatási elõzmények

A Magyar Állami Földtani Intézet és a Mol Rt. által A Zsámbéki-medence triász alaphegységének földtani végrehajtott több éves projekt során 2003 végére elkészült felépítésérõl a korábbi, elsõsorban felszíni észleléseken az egységesített 1:100 000-es méretarányú földtani térképi alapuló ismereteket (ORAVECZ 1961) a kõszén és bauxit és fúrási adatbázis az ország hegyvidéki területeire. A több kutatása céljából végrehajtott ún. „Eocén Program” jelen- tízezer fúrás rétegsorának átértékelése a rendelkezésre álló tõsen bõvítette a 70-es és 80-as évek során. A több ezer eredeti adattári dokumentációk alapján történt. Ennek a méter vastag középsõ–felsõ-triász karbonátplatfom fáciesû programnak a keretében került sor a Gerecse K-i rétegsor tagolása szempontjából kiemelkedõ jelentõségû elõterében, többek között a Mány–zsámbéki kutatási volt az országos alapszelvény program keretében területen mélyült fúrások átértékelésére is (GYALOG et al. 1978–1979-ben mélyült Zsámbék Zs–14 fúrás, amely a 2002), amelynek eredményeként anisusi–ladin medencefá- ladin Budaörsi Dolomit és a felsõ-karni Fõdolomit között ciesû képzõdmények jelenlétét sikerült kimutatni a mintegy 415 m vastagságban tárt fel márga, mészkõ, Zsámbéki-medence aljzatában. tûzköves mészkõ és tûzköves dolomit váltakozásából 2 felépülõ karni rétegsort (ORAVECZ, HAAS 1980; HAAS et al. zsámbék–szomori út mányi elágazásától É-ra lévõ Örsi- 1981; KRISTAN-TOLLMANN et al. 1991; GÓCZÁN, ORAVECZ- hegyen, míg a harmadik (M–245) a Mánytól É-ra lévõ SCHEFFER 1996). A medence aljzatából azonban eddig nem Köves-hegyen mélyült. A fúrásokban gumós mészkõ, történt említés a Budaörsi Dolomitnál idõsebb középsõ- tûzköves-kovás mészkõ, márga és bentonit váltakozását triász képzõdményekrõl, a Gerecse keleti elõterének triász írták le az eredeti dokumentációkban, a rétegsort legna- rétegsorát összefoglaló tanulmányok (BALOGH 1981, gyobb vastagságban harántolt Mány M–191 fúrást azon- MENSÁROS et al. 1988, VÉGH S.-né 1988) ebben a ban részletesen is dokumentálták (VÉGH S.-né et al. 1979), vonatkozásban az ismeretek hiányát állapították meg. pedig a litosztratigráfiai besorolás igénye nélkül. Az M–191 fúrásban (2. ábra) az eocén Nagyegyházi Fanglomerátum alatt települõ középsõ-triász rétegsor felsõ Földtani felépítés szakaszát barnásszürke (lejjebb vörösesbarna), mikrites, kovás, sötétszürke tûzkõgumókat és márgabetelepüléseket A harmadidõszaki üledékekkel kitöltött Zsámbéki- tartalmazó gumós mészkõ és zöld, szürkészöld bentonitos medence területén a triász alaphegység csak kisebb agyag váltakozása alkotja mintegy 23 m, dõléssel korrigált blokkok formájában, tektonikus vonalak mentén bukkan valódi vastagságban. Ez alatt igen jól rétegzett, lemezes felszínre (1. ábra). A medence aljzatát ért több száz fúrás szerkezetû, sötétszürke, bitumenes, kovás, tûzkõlemezes alapján a felsõ-triász képzõdmények ÉK–DNy-i csapású, mészkõ váltakozik bentonitos agyaggal mintegy 13 m pásztás elrendezõdésében több szerzõ is feltételezett DK-i vastagságban. Litológiai hasonlóság alapján ez a réteg- vergenciájú feltolódásokat (ORAVECZ, HAAS 1980), ame- összlet jól korrelálható a Balaton-felvidék Buchensteini lyek a Budaörsi Dolomittól a Fõdolomitig terjedõ rétegsor Formációcsoportjával, amelyen belül a Vászolyi Formáció többszöri ismétlõdését eredményezhetik. Nem zárható ki, (VÖRÖS et al. 1997, BUDAI et al. 1999) nem különíthetõ el hogy ilyen szerkezethez kapcsolódik az igen meredek önállóan. A rétegsor lemezes, kovás, bitumenes mészkõbõl (40–70°) dõlésû anisusi–ladin medencefáciesû rétegsor álló alsó szakasza a Dolomitok Livinallongo Formáció- megjelenése is a Zsámbék és Mány közötti fúrásokban. jának Plattenkalke, a gumós, tûzköves mészkõbõl álló fel- A medencefáciesû középsõ-triász rétegsort harántolt sõbb szakasza pedig a Knollenkalke tagozatának felelhet három fúrás közül kettõ (a Mány M–246 és M–191) a meg (BUDAI 1992).

1. ábra. A Zsámbéki-medence kvarter képzõdményektõl mentes földtani térképe (BUDAI in GYALOG et al. 2002, részlet) a középsõ-triász medencefáciesû képzõdményeket harántolt mányi fúrások és a Zsámbék Zs–14 alapszelvényfúrás feltüntetésével bö 1. tektonikus képzõdményhatár; 2. települt képzõdményhatár; 3. a triász alaphegység felszíni kibúvása; T2 f m t k–t — Budaörsi Dolomit F.; T3 — Fõdolomit F.; Ol1–2 — Mányi F.; Ms — Tinnyei F.; Ms —Kozárdi– Tinnyei k c z z–c zs–z F.; Ms — Kozárdi F.; Pa1 — Csákvári F.; Pa1 — Zámori F.; Pa1 — Zámori–Csákvári F.; Pa1 — nv Zsámbéki–Zámori F.; Pa2 – Nagyvázsonyi F. Figure 1. Geological map of the Zsámbék basin without Quaternary deposits (BUDAI in GYALOG et al. 2002, fragment) which shows the boreholes penetrated Middle Triassic formations of basin facies and the Zsámbék Zs–14 key-section borehole 1. tectonic boundary; 2. stratigraphic boundary; 3. Triassic formations on ground surface 3

A Buchensteini Formációcsoport feküjében szürke, sötétszürke meszes dolomit és dolomitos mészkõ települ mintegy 6 m vastagságban. Alatta sötétszürke, fekete, bitumenes, kovás, fekete tûzkõlemezeket tartalmazó finomkristályos, lemezes dolomit következik mintegy 10 m vastagságban. Ez a képzõdmény kifejlõdésében igen hasonló a Balaton-felvidék medencefáciesû anisusi rétegsorán belül a Felsõörsi Formáció Bocsári Tagozatához (BUDAI 1992, 1993). A Felsõörsi Formáció alatt rosszul rétegzett, vilá- gosszürke, mikrokristályos dolomit következik, amelynek felsõ szakaszán jellemzõek a mészalgavázakra utaló szabályos alakú üregek. Ez a sekélytengeri, platformfá- ciesû dolomit — normális települési helyzetben — a Tagyoni Formáció dolomitosodott kifejlõdésének feleltet- hetõ meg. A fúrási dokumentációban nem található közvetlen utalás arra, hogy a bitumenes laminit és az alatta lévõ platformkarbonát között tektonikus lenne az érint- kezés, bár a rétegsor igen meredek dõlése alapján ez sem zárható ki. Az utóbbi esetben a platformkarbonát rétegtani besorolására több változat adható, így például felvetõdhet az anisusi–ladin rétegsor feltolt helyzete is a Budaörsi Dolomiton.

Medencefejlõdés

Az elmúlt évek során napvilágot látott fejlõdéstörténeti és õsföldrajzi elemzések a Gerecse tágabb környezetét a Keleti-Bakonytól a Pilisig terjedõ egységes ladin plat- formterület részeként rekonstruálták (HAAS 1994; HAAS, BUDAI 1995, 1999), és a Budaörsi platform tagolódásának kezdetét a karni korai szakaszára tették mind a Zsámbéki- medence, mind a Budai-hegység területén (HAAS et al. 2000a, 2002). Ezt a korábbi felfogást a Zsámbéki-medence vonatkozásában azonban módosítani kell a Mány környé- ki fúrásokban azonosított anisusi–ladin medencefáciesû képzõdmények jelenléte miatt (3. ábra). Az újabb litosztrtaigráfiai adatok alapján a Zsámbéki- medence felnyílása az anisusira (valószínûleg annak közepére) tehetõ, akárcsak a Balaton-felvidéki medence- területen (BUDAI, VÖRÖS 1992, 1993; VÖRÖS et al. 1997), bár a rétegsor litofáciese alapján a Zsámbéki-medence zártabb lehetett. Fejlõdése a ladin során is hasonló lehetett 2. ábra. A Zsámbéki-medence középsõ-triász medencefáciesû a Balaton-felvidéki medencéjéhez, ugyanakkor a vulkanit- képzõdményeinek földtani szelvénye a Mány M–191 fúrás rétegsora alapján közbetelepülések jelentõsebb vastagsága a rétegsor teljes 1. pados, likacsos dolomit; 2. lemezes, kovás dolomit; 3. meszes dolomit szakaszán az egykori vulkáni centrumokhoz (illetve le- és dolomitos mészkõ váltakozása; 4. bentonitosodott tufa; 5. tufa- pusztulási területhez) közelebbi helyzetre utal. Ez homokkõ réteg; 6. lemezes, kovás mészkõ; 7. mészkõ, márgás mészkõ; összhangban van azzal az általános megállapítással, hogy 8. gumós, tûzköves mészkõ; 9. gumós, márgaközös mészkõ; 10. dolomit- és tûzkõ-breccsa a Dunántúli-középhegységben — akárcsak a Déli- Alpokban — a vulkanitok dominanciája a ladin réteg- Figure 2. Stratigraphic column of the Middle Triassic formations of basin facies in the Zsámbék basin based on the Mány M–191 bore- összletben növekvõ tendenciát mutat Ny-ról K felé hole (BUDAI, VÖRÖS 1993). 1. bedded dolomite; 2. laminated siliceous dolomite; 3. alternation of cal- A Budaörsi platform feltehetõen a ladin közepétõl careous dolomite and dolomitic limestone; 4. benthonitic tuff; 5. tuffa- kezdett intenzíven terjeszkedni a Zsámbéki-medence felé, ceous sandstone layer; 6. laminated siliceous limestone; 7. limestone, marly limestone; 8. nodular, cherty limestone; 9. nodular limestone with akárcsak a Veszprémi-fennsíkon és a Keleti-Bakonyban marl intercalations; 10. dolomite and chert breccia (BUDAI, HAAS 1997; HAAS, BUDAI 1999; HAAS et al. 4

3. ábra. A Dunántúli-középhegység középsõ-triász litosztratigráfiai egységeinek tér–idõ szelvénye a Balaton-felvidék és a Gerecse között (HAAS, BUDAI 1999 alapján, módosítva) 1. pelágikus medencefáciesû mészkõ; 2. platformfáciesû mészkõ; 3. platformfáciesû dolomit; 4. sekélyten- geri mészkõ (lagúna); 5. pelágikus medencefáciesû márga; 6. vulkanit; 7. üledékképzõdési szünet, B. Fcs. = Buchensteini Formációcsoport; B. M. = Berekhegyi Mészkõ; Cs. F. = Csákberényi Formáció; F. F. = Felsõörsi Formáció; M. F. = Mátyáshegyi Formáció; SH. F. = Sándorhegyi Formáció; T–M. F. = Tagyoni–Megyehegyi Formáció Figure 3. Chronostratigraphic chart of the Middle Triassic lithostratigraphic units of the Transdanubian Range between the Balaton Highland and the Gerecse Mts. (modified after HAAS, BUDAI 1999) 1. pelagic limestones of basin facies; 2. limestones of platform facies; 3. dolomites of platform facies; 4. shallow marine limestones (lagoon); 5. pelagic marls of basin facies; 6. volcanites; 7. gap, B. Fcs. = Buchenstein Group; B. M. = Berekhegy Limestone; Cs. F. = Csákberény Fm; F. F. = Felsõörs Fm; M. F. = Mátyáshegy Fm; SH. F.– Sándorhegy Fm; T–M. F. = Tagyon–Megyehegy Fm

2000b; BUDAI et al. 2001a, b). A biosztratigráfiai adatok helyzetnek tulajdoníthatók (vö. GÓCZÁN, ORAVECZ- hiánya miatt azonban nem dönthetõ el, hogy a Budaörsi SHEFFER 1996). platform elõrenyomulása vajon már a ladin közepén, vagy csak a késõ-ladin során vezetett a Balaton-felvidékihez képest feltehetõen jóval kisebb kiterjedésû Zsámbéki- Köszönetnyilvánítás medence teljes meghódításához. A Balaton-felvidéki és a zsámbéki intraplatform A szerzõ köszönettel tartozik HAAS Jánosnak a medencét az anisusi közepétõl a késõ-karniig a kelet- medencefejlõdés értelmezésére vonatkozó, gondolat- bakonyi Baglyas (BUDAI et al. 2001b) és a Vértes plat- ébresztõ lektori észrevételeiért. A jelen feldolgozás az formja választhatta el egymástól, a fejlõdésükben OTKA T043341 számú projektjének a támogatásával mutatkozó eltérések valószínûleg ennek az õsföldrajzi készült.

Irodalom

BALOGH, K. 1981: Correlation of the Hungarian Triassic. — Acta BUDAI, T., VÖRÖS, A. 1993: The Middle Triassic events of the Geologica Hungarica 24 (1), pp. 3–48. Transdanubian Central Range in the frame of the Alpine evo- BUDAI, T. 1992: Middle Triassic formations of the Balaton lution. — Acta Geologica Hungarica 36 (1), pp. 3–13. Highland and of the Southern Alps. Stratigraphic correlation. BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G. DUDKO A., KOLOSZÁR L., — Acta Geologica Hungarica 35 (3), pp. 217–236. MAJOROS GY. 1999: A Balaton-felvidék földtana. Magyarázó BUDAI T. 1993: Felsõörsi Mészkõ Formáció. — In: HAAS J. a Balaton-felvidék földtani térképéhez, 1:50 000. — Földtani szerk. 1993: Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Intézet Alkalmi Kiadvány 197, 257 p. Triász. — Magyar Állami Földtani Intézet, pp. 46–48. BUDAI T., CSILLAG G., VÖRÖS A., DOSZTÁLY L. 2001a: Középsõ- BUDAI, T., HAAS, J. 1997: Triassic sequence stratigraphy of the és késõ-triász platform- és medencefáciesek a Veszprémi- Balaton Highland, Hungary. — Acta Geologica Hungarica fennsíkon. — Földtani Közlöny 131 (1–2), pp. 37–70. 40 (3), pp. 307–335. BUDAI T., CSILLAG G., VÖRÖS A., LELKES GY. 2001b: Közép- BUDAI, T., VÖRÖS, A. 1992: Middle Triassic history of the sõ- és késõ-triász platform- és medencefáciesek a Balaton Highland: extensional tectonics and basin evolution. Keleti-Bakonyban. — Földtani Közlöny 131 (1–2), pp. — Acta Geologica Hungarica 35 (3), pp. 237–250. 71–95. 5

GÓCZÁN, F., ORAVECZ-SCHEFFER, A. 1996: Tuvalian sequences of Berekhegyi Mészkõ hajmáskéri alapszelvényének vizsgálata. the Balaton Highland and the Zsámbék Basin. Part II: — Földtani Közlöny 130 (4), pp. 725–758. Characterization of sporomorph and foraminifer assem- HAAS J., BUDAI T., HIPS K., KONRÁD GY., TÖRÖK Á. 2002: blages, biostratigraphic, palaeogeographic and geohistoric Magyarországi triász fáciesterületek szekvencia-rétegtani conclusions. — Acta Geologica Hungarica 39 (1), pp. elemzése. — Földtani Közlöny 132 (1), pp. 17–43. 33–101. KRISTAN-TOLLMANN, E., HAAS, J., KOVÁCS, S. 1991: Karnische GYALOG L., BUDAI T., TULLNER T., TURCZI G., ALBERT G., Ostracoden und Conodonten der Bohrung Zsámbék–14 im CSEREKLEI E., CSILLAG G., DUDKO A., FODOR L., JÁMBOR Á., Transdanubischen Mittelgebirge (Ungarn). — Jubiläums- JUHÁSZ GY., KAISER M., KNAUER J., SELMECZI I., VETÕ I. schrift 20 Jahre Geologische Zusammenarbeit Österreich– 2002: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú Ungarn, pp. 193–220. földtudományi adatbázisrendszerének készítése” címû MENSÁROS P., MUNTYÁN I., VÉGH S.-NÉ: 1988: A Gerecse és szerzõdés teljesítésérõl a Dunántúl–Észak területen. — Gerecse elõtér szerkezeti helyzete és földtani felépítése. — In Kézirat. Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. VÉGH S.-né et al. 1988: A Gerecse elõtér kutatásának földtani HAAS, J. 1994: Carnian basin evolution in the Transdanubian eredményei. Szerkesztés elõtti elsõ változat. Kézirat. Central Range, Hungary. — Zentralblatt für Geologie und Országos Földtani és Geofizikai Adattár. Paläontologie 1, 1992 H. (11/12), pp. 1233–1252. ORAVECZ J. 1961: A Gerecse–Buda–Pilis hegység közötti HAAS J., ORAVECZ J., GÓCZÁN F. 1981: Jelentés a Zsámbék, rögterület triász képzõdményei. — Földtani Közlöny 91 (2), Zs–14. sz. alapszelvény fúrás vizsgálatáról. — Kézirat. pp. 173–185. Országos Földtani és Geofizikai Adattár. ORAVECZ J, HAAS J. 1980: Elõzetes jelentés a Zsámbék Zs–14. sz. HAAS, J., BUDAI, T. 1995: Upper Permian–Triassic facies zones in alapfúrás vizsgálatáról. — Kézirat. Országos Földtani és the Transdanubian Range. — Rivista Italiana di Geofizikai Adattár. Paleontologia e Stratigrafia 101 (3), pp. 249–266. VÉGH S.-né 1988: Az alaphegység kifejlõdése, szerkezeti elhe- HAAS, J., BUDAI, T. 1999: Triassic sequence stratigraphy of the lyezkedése a kutatási területen. Az alaphegységhez kötött Transdanubian Range, Hungary. — Geologica Carpathica 50 képzõdmények. — In VÉGH S.-né et al. 1988: A Gerecse (6), pp. 459–475. elõtér kutatásának földtani eredményei. Szerkesztés elõtti HAAS J., KORPÁS L., TÖRÖK Á., DOSZTÁLY L., GÓCZÁN F., elsõ változat. Kézirat. Országos Földtani és Geofizikai HÁMORNÉ VIDÓ M., ORAVECZNÉ SCHEFFER A., TARDINÉ Adattár. FILÁCZ E. 2000a: Felsõ-triász medece- és lejtõfáciesek a VÉGH S.-né, FÁY M.-né, MENSÁROS P., HIDASI J., GULYÁS K., Budai-hegységben — a Vérhalom téri fúrás vizsgálatának NAGY I. 1979: Jelentés a Mány-K és Gerecse-elõtér fúrá- tükrében (Upper Triassic basin and slope facies in the Buda sainak alaphegység vizsgálatáról. — Kézirat, Országos Mts. — based on study of core drilling Vérhalom tér, Földtani és Geofizikai Adattár. Budapest. — Földtani Közlöny 130 (3), pp. 371–421. VÖRÖS A., BUDAI T., LELKES GY., MONOSTORI M., PÁLFY J. 1997: HAAS J., BUDAI T., DOSZTÁLY L., ORAVECZNÉ SCHEFFER A., A Balaton-felvidéki középsõ-triász medencefejlõdés re- TARDYNÉ FILÁCZ E. 2000b: A „Budaörsi-platform” (felsõ- konstrukciója üledékföldtani és paleoöklógiai vizsgálatok ladin–alsó-karni) elõtéri lejtõfáciese Veszprém környékén. A alapján. — Földtani Közlöny 127 (1–2), pp. 145–177. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 195–232.

Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására Proposal for new lithosratigraphic units of Hungary

Szerkesztette: GYALOG LÁSZLÓ, BUDAI TAMÁS

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszavak: földtani térképi és fúrási adatbázis, litoszrati- Keywords: geological maps and core database, lithostrati- gráfiai tagolás, Magyarország graphic units, Hungary Összefoglalás Abstract Jelen összeállításunkban azokat a rétegtani javaslatokat In the following compilation we are going to sum up the pro- ismertetjük, amelyek új litosztratigráfiai egységek bevezetésére, posals were made for establishing new lithostratigraphic units or illetve a hivatalosan elfogadottak definíciójának módosítására modifying current ones. Most of the proposals were introduced születtek a Magyar Rétegtani Bizottság (MRB) által legutóbb köz- in the frame of a joint project was carried out by the Hungarian zétett litosztratigráfiai rendszer megjelenése óta. Geological Institute and the National Oil Company between A javaslatok túlnyomó része annak a MÁFI és a Mol Rt. által 1998–2002. The main goal of this program was to produce uni- végrehajtott projektnek a során született, amelynek ered- form geological map and borehole database in the scale of ményeként 1:100 000-es felbontású, egységes földtani térképi és 1:100 000 to support hydrocarbon explorations in the mountain fúrási adatbázis készült az ország hegyvidéki területeirõl (1. territories of Hungary (Figure 1). During process we reappraised ábra). Az adatbázis építése során formáció alapon tagoltuk az the original descriptions of every core and made litho- ezeken a területeken mélyült összes értékelhetõ fúrás rétegsorát. Ezek adatai, valamint a rendelkezésre álló földtani és geofizikai stratigraphic distribution of their sequence. Based on these data térképek felhasználásával földtani felszíntérképeket szerkesztet- and available geological and geophysical maps we compiled tünk különbözõ rétegtani szintekre, 1:100 000-es méretarányban. geological maps on different levels (e.g. pre-Quaternary surface, Az alább ismertetett rétegtani egységek leírása során nem pre-Pannonian surface, pre-Terciary surface etc.). törekedtünk egységes formai és tartalmi szempontok New lithostratigraphic units were suggested not only in this érvényesítésére. Az új egységek leírása általában részletesebb, project but during other scientific geological research (e.g. geo- mint azoké, amelyeknél csak változtatási javaslattal éltünk. Az logical mapping), as well. These proposals were also taken into újonnan definiált, illetve módosított egységek nevét félkövér, a consideration constructing the database. változatlan neveket, illetve a korábbi névnek a változtatásra nem Thereinafter we give short description of the new proposals. javasolt részeit dõlt, míg a megszüntetésre javasolt egységek Brand new and modified lithostratigraphic units are in bold, the nevét dõlt, félkövér betûtípussal jelöltük. Az egyes idõszakokra old names in italic, while in italic bold which are proposed to be vonatkozó javaslatokat táblázatokban foglaltuk össze. extinguished.

Bevezetés Balla Zoltán, Budai Tamás, Bernhardt Barnabás, Chikán Géza, Császár Géza, Csillag Gábor, Gyalog Jelen összeállításunkban azokat a rétegtani javaslatokat László, Haas János, Hámor Géza, Horváth István, Jámbor foglaljuk össze, amelyek új litosztratigráfiai egységek Áron, Jocháné Edelényi Emõke, Kecskeméti Tibor, bevezetésére, illetve a hivatalosan elfogadottak definí- Knauer József, Koloszár László, Konrád Gyula, Korpás ciójának módosítására születtek a Magyar Rétegtani László, Kovács Sándor, Kozák Miklós, Kókay József, Bizottság (MRB) által legutóbb közzétett litosztratigráfiai Lelkesné Felvári Gyöngyi, Less György, Marsi István, rendszer (CSÁSZÁR 1997) megjelenése óta. Müller Pál, Nagymarosy András, Pelikán Pál, Pentelényi A javaslattevõk nevét a megfelelõ javaslatcsoportok László, Peregi Zsolt, Prakfalvi Péter, Püspöki Zoltán, összefoglaló táblázataiban tüntettük fel, a javaslattevõk Radócz Gyula, Rálischné Felgenhauer Erzsébet, Selmeczi (az 1996-os összesítésben — GYALOG 1996 — megjelen- Ildikó, Szentpétery Ildikó, Sztanó Orsolya, Tóth Kálmán, tek kivételével) az alábbiak: Tóthné Makk Ágnes és Zelenka Tibor. 196 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

1. ábra. „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi adatrendszerének építése” címû projekt során feldolgozott területek (GYALOG et al. 2003) Figure 1. Study areas of the project “Constructing GIS database for hydrocarbon exploration” (GYALOG et al. 2003)

A javaslatok túlnyomó része a MÁFI és a Mol Rt. — is születtek változtatási javaslatok új litosztratigráfiai által 1998 és 2002 között közösen végrehajtott, „A szén- egységek felállítására, illetve a használatban lévõk tar- hidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi talmának módosítására. Ezeket a javaslatokat adatrendszerének építése” címû projekt (GYALOG 1998, igyekeztünk figyelembe venni az adatbázis építése GYALOG et al. 1999a–c, 2000a, b, 2001a–c, 2002) illetve során, szoros együttmûködésre törekedve a Magyar egységesítésük (GYALOG et al. 2003) során született. Rétegtani Bizottság albizottságaival. A Közép-dunántúli Ennek a munkának az volt az alapvetõ célja, hogy szerkezeti egység túlnyomórészt mélyfúrások rétegsorai 1:100 000-es felbontású, egységes földtani térképi és alapján definiált új litosztratigráfiai egységeit az fúrási adatbázis készüljön az ország jelentõs részérõl, ugyanezen kötetben (RÁLISCHNÉ FELGENHAUER 2004) elsõsorban a hegyvidéki területekrõl (1. ábra). A feldol- található részletesebb ismertetésük alapján közöljük. gozás során formáció alapon tagoltuk az ezeken a Ezáltal valamennyi javasolt és a MÁFI adatbázis- területeken mélyült összes értékelhetõ fúrás rétegsorát. rendszerében jelenleg szereplõ litosztratigráfiai Ezek adatai, valamint a rendelkezésre álló földtani és egységnek a rövid leírása megjelenik nyomtatásban. A geofizikai térképek felhasználásával földtani felszín- magmás képzõdmények korolásához a Balatonfõ– térképeket szerkesztettünk különbözõ szintekre (prekvar- Velencei-hegység térségében GYALOG, HORVÁTH (2004), ter, prepannóniai, preneogén, pretercier, preszenon stb.), a Börzsöny–Visegrádi-hegységben KORPÁS (1999), az 1:100 000-es méretarányban. A több tízezer fúrás észak-magyarországi miocén tufáknál HÁMOR et al. rétegsorának átértékelése a rendelkezésre álló eredeti (1980, 1987), MÁRTON, PÉCSKAY (1998), a mátrai vulka- adattári dokumentációk alapján történt. A munka során nitoknál ZELENKA et al. (2001), a tokaji-hegységieknél született javaslatokat egységes jelentésben foglaltuk PÉCSKAY et al. (1987), a nyírségieknél KOZÁK, PÜSPÖKI össze (GYALOG 2002). (1999a), a pannóniai vulkanitoknál BALOGH,JÁMBOR Természetesen nemcsak ennek a projektnek a (1987) radiometrikus koradataira hivatkozunk (kiegé- keretében, hanem attól függetlenül — részben földtani szítve Zelenka T. szóbeli közléseivel). térképezés (Vértes–Gerecse, Bükk), OTKA (T043341 — A földtani térképek jelkulcsát és a rétegtani egységek A Dunántúli-középhegység középsõ-triász földtörténete; rövid leírását tartalmazó kiadványban (GYALOG 1996) T042799 — A Vértes és elõtereinek szerkezetfejlõdése), olyan litosztratigráfiai kategóriák (formációcsoportok, for- az országos 1:100 000-es fedett földtani térképsorozat mációk, tagozatok és rétegtagok) is szerepelnek, ame- szerkesztése vagy egyéb földtani kutatás eredményeként lyeket addig az MRB albizottságai még nem tárgyaltak, Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 197

1. táblázat. GYALOG (1996) összeállításában szereplõ, és jelenleg is javasolt egységek Table 1. Lithostratigraphic units have been proposed by GYALOG (1996) 198 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

ó tehát nem voltak „hivatalosan” elfogadottak. Ezek egy A Bátaapáti Metahomokkõ Tagozatot (bPz1) finom- része azóta bekerült a közhasználatba, más részüknek az szemcsés, egyenletes szemcsenagyságú, sziliciklasztit elõírásoknak megfelelõ részletes definíciója nyomtatásban eredetû kontakt szaruszirt alkotja. Az igen finom is megjelent. Ezeket az egységeket ebben az összefoglalás- anyagváltozást eredményezõ, szemcsenagyság-változást ban csak a teljesség kedvéért soroljuk fel az 1. táblázatban is tükrözõ laminák megõrzõdtek, helyenként gradáció (kivéve azokat a javaslatokat, amelyeket az MRB illetékes nyomaira lehet következtetni. Igen gyenge, hullámos, albizottsága azóta elutasított). meg-megszakadó palásság figyelhetõ meg benne. Az alább ismertetett rétegtani egységek leírása során Mikroszkópi képe igen finom szemcsés (50-100 µ), nem törekedtünk egységes formai és tartalmi szempontok egyenletes szemcsenagyságú biotitpala. Ásványai: kvarc, érvényesítésére. Az új egységek leírása általában részlete- földpát, biotit. A kõzetet vékony albiterek járják át. sebb, mint azoké, amelyeknél csak változtatási javaslattal Metamorf foka az albit–epidot szaruszirt fáciesnek felel éltünk. Különösen érvényes ez a miocén vulkanitok meg. Települési helyzete a Mórágyi Gránit Formáción tagolását illetõen, amely lényegesen részletesebb belül mindenhol tektonikus, Bátaapáti–Ófalu térségében felosztású, mint az érvényben lévõ „hivatalos” litosztrati- vékony, néhány m széles pásztákban, de több 100 m gráfiai rendszer. hosszan követhetõ. A szövegben az újonnan definiált, illetve módosí- Új formáció: tott egységek nevét vastagon, félkövér betûtípussal Mórágyi Gránit Formáció, mPz jelöltük a javasolt földtani szimbólummal együtt (a vál- tozatlan nevek, illetve a korábbi névnek a változtatásra A formációt a korábbi Mórágyi Komplexum helyett nem javasolt részei dõlt betûsek). A megszüntetésre kívánjuk bevezetni, csak magmás képzõdményekre. A javasolt egységek neve dõlt, félkövér betûtípussal van magmás test fõ tömegét monzogránit adja, amelyben kiemelve. kisebb-nagyobb zárt testek (részben zárványok) for- Az egyes idõszakok javaslatait külön táblázatokban májában monzonit van jelen. Ezek kontaktusán foglaljuk össsze az adott idõszak elején (paleozoikum, esetenként jelentõs szélességû hibrid zóna alakult ki. mezozoikum). A legtöbb módosítás a kainozoikumban Mindhárom kõzettípust leukokrata telérkõzetek harán- volt, ott külön táblázatban mutatjuk be a paleogén, a tolják. A magmás testet változó erõsségû palásságot neogén üledékes és a neogén magmás egységjavasla- okozó metamorf hatás érte. A formáció a Geresdi-domb- tokat, valamint egy-egy részterületen a régi és javasolt ságot (Mórágyi-rögöt) építi fel. A 310–320 millió év egységeket külön ábrákon is bemutatjuk. körüli K/Ar radiometrikus kor az újabb vizsgálatok alapján a metamorfózis kora (CSERNÜSOV 2002), míg más vélemények (Buda Gy. szóbeli közlése) szerint a PALEOZOIKUM képzõdés kora 340–350 millió év. Új kor: A paleozoos litosztratigráfiai egységekre vonatkozó ja- Füzérkajatai Porfiroid Formáció, fO vaslatokat a 2. táblázatban foglaljuk össze. A formációt gyengén metamorf riodácit, riodácittufa Módosított név és tartalom: eredetû porfiroid építi fel a Tokaji-hegységben. A Ófalui Formáció, óPz Felsõregmec Fe–1 jelû fúrás 225,9–436,8 m között harán- Új tagozat: 1 tolta a formációt, és ebben is állt le, így vastagsága megha- Bátaapáti Metahomokkõ Tagozat, óPz b 1 ladja a 210 m-t. Szederkényi T. az alsó-paleozoikumba Az Ófalui Formáció egészében véve tektonikus ere- sorolta. Radiometrikus koradatok alapján (Rb/Sr módszer- detû, sokféle, eredetileg minden bizonnyal különbözõ rel 394–450 millió év — PANTÓ et al. 1967, SZÁDECZKY- rétegtani egységekbe tartozó, valószínûleg különféle KARDOSS et al. 1969, FARYAD, VOZÁROVÁ 1997) az ordoví- tektonikai egységekbõl származó képzõdménybõl áll, cium kor valószínûsíthetõ. amely metamorfizált tektonikus megabreccsát (melanzst) képez a Mecsekalja-övben (a Mecsektõl D- Lovasi Agyagpala Formáció, lO–D re és K-re). A formáció fõ tömegét alkotó kõzettípusok Új tagozat: Székesfehérvári Mészkõ Tagozat, lD a következõ (részben egyelõre névtelen, illetve s 3 definiálatlan) tagozatokba sorolhatók: Fillit Tagozat, Gyengén metamorf agyagpala, metaaleurolit, meta- Juhhodályvölgyi Mészkõ Tagozat, Gneisz Tagozat, homokkõ, lidit és metavulkanit betelepülésekkel építik Bátaapáti Metahomokkõ Tagozat, Amfibolit Tagozat, fel a formációt a Balaton-felvidéktõl a Velencei- Metavulkanit Tagozat, Aranyosvölgyi Szerpentinit hegységig. A Lovasi Formációhoz tartozónak véljük a Tagozat. Ezek közül mi csak a Bátaapáti Tagozatot korábban (FÜLÖP 1990) önálló formációként elkülönített ismertetjük. A felsorolt képzõdmények mellett a Kõszárhegyi Agyagpala (ill. Aleurolitpala), valamint Mecsekalja-övben elõforduló granitoid kõzetek a Mó- Székesfehérvári Mészkõ Formációt. rágyi Gránit Formációba tartoznak, és jelenleg az Ófalui A Kõszárhegyi Agyagpalát a Szabadbattyán Szb–9 és a Mórágyi Gránit Formáció tektonikus össze- fúrásban feltárt Lovasi Formáció fosszíliákkal igazolt fogazódási övében települnek. alsó-ordovíciumi részének tartjuk. Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 199

2. táblázat. A paleozoos képzõdmények új egységei Table 2. Proposed new Palaeozoic lithostratigraphic units

A formáció önálló tagozataként javasoljuk elkülöníteni Bükhegyire a helyesírási pontosítás tette szükségessé). a Székesfehérvár Szfvt–5 jelû fúrásban az agyagpala Vastagsága kb. 200 m. rétegsorban mintegy 5 m vastagságban harántolt, felsõ- devon (frasni) Conodonta-faunát tartalmazó mészkõ- Új formáció: l Zsinnyei Metabazalt Formáció, zD összletet, Székesfehérvári Mészkõ Tagozat (sD3) név 3 alatt. Az Abodi Mészkõ Formációban levõ, az Upponyi- hegységben helyenként 50 m-t is meghaladó bázisos Módosított név és kor: metavulkanit betelepüléseket célszerû önálló rétegtani bh Bükhegyi Márvány Formáció, D2–3 egységként kezelni. Kovács S. tagozat rangot javasol a for- Világosbarna, sárgás vagy rózsaszín árnyalatú, pados máción belül (szóbeli közlés), mi (Császár G. szóbeli vagy tömeges, durvakristályos, karbonátplatform fáciesû véleményével összhangban) formáció rangot. Kora a be- márvány („Szendrõi IV. sorozat”). A Szendrõi-hegység- záró üledék alapján késõ-devon. ben, Szendrõládtól DDNy-ra fordul elõ. Erõsen átkristá- lyosodott, alig felismerhetõ krinoidea-nyéltag átmet- KARBON szeteken kívül õsmaradványt nem tartalmaz. A felte- hetõen egyidõs Rakacaszendi Márványtól színében Új formáció: z különbözik. A Szendrõládi Mészkõre települõ formáció Zobóhegyesei Formáció, C kora — települési helyzete alapján — a késõ-devon ele- Fekete, agyagos, finomhomokos aleurolit, 10–40 m-es jére (frasni korszak), esetleg a középsõ-devon végére sötétszürke mészkõ betelepülésekkel. Anchizonális meta- tehetõ, ezért pontosítottuk korát devonról közép- morfózis hatására palásodott. Krinoidea-töredékeken kívül sõ–felsõ-devonra (nevének módosítását Bükkhegyirõl õsmaradvány nem ismeretes belõle. A Bükk ÉNy-i részén 200 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS fordul elõ. Vastagsága kb. 400 m. Kora bizonytalan, Új formáció: feltételezhetõen baskír–kora-moszkvai. ts Tornyiszentmiklósi Szericitpala Formáció, C2 Új formáció: A formációt sötétszürke, fekete, uralkodóan palás, nt Nagytoronyai Formáció, C2 muszkovitdús aleurolit alkotja, márgás agyagpala és Fekete limnikus agyag- és aleurolitpala, általában homokkõ közbetelepülésekkel, magas szervesanyag- anchimetamorf, vékony metaantracit- és grafit- tartalommal és gyengén metamorf, „lekerekített” szén- telepekkel, -zsinórokkal, növénymaradványokkal, alsó szem-csékkel. A Közép-dunántúli szerkezeti egységben részén homokkõ-konglomerátum betelepülésekkel. fordul elõ. Teljes vastagsága nem ismert, az újfalui U–I Esetenként sötétszürke mészkõbetelepülést is tartalmaz. fúrás (4072–4303 m-ig) 231 m-es szakaszát harán- A formáció képzõdményeit a Felsõregmec Fe–2 tolta. Karbonátos rétegek és lencsék megjelenésével (17,1–182,0 m), Fe–3 (495,0–651,0 m), a Sátoraljaúj- folyamatosan megy át az alsó-perm Trogkofeli For- hely Suh–8 (983,1–1057,5 m) és a Rudabányácska mációba. Rb–1 (1018,5–1039,7 m) jelû fúrás harántolta. Kora késõ-karbon, stefáni. A formációt Szlovákiában, a Zempléni-szigethegység- PERM ben GRECULA és EGYÜD (1982) írta le (ott vastagsága Módosított név és kor: 10–300 m), amelyet FÜLÖP (1994) is átvett. Az össze- Trogkofeli Formáció, tP foglaló rétegtani táblázatokban (GYALOG 1996, CSÁSZÁR 1 1997) nem szerepel, így új formációnak tekinthetõ. A Anchimetamorf, sötétszürke-fekete agyagpala, aleu- jelenlegi szlovákiai felfogás szerint (VOZÁROVÁ, VOZÁR rolit és világosszürke finomszemû homokkõ, sötétszürke 1988) a formáció alsó szakasza a Legenyei Formációnak, agyagos közbetelepülésekkel és zátonymészkõbreccsa- felsõ szakasza pedig a Toronyai Formáció alsó részének testekkel. Kõzettani változékonysága indokolja a formáció felel meg. kõzetnevének elhagyását. Kora a meghatározott algák, valamint mikro- és makroforaminiferák alapján kora-

v permre szûkíthetõ. Velencei Gránit Formáció, C2 Új tagozat: Új formáció: Kisfaludi Mikrogránit Tagozat, vC g k 2 Grödeni Homokkõ Formáció, P2 Pákozdi Gránitporfír Tagozat, vC p 2 A formáció rétegsorát gyengén palás, tarka, fekete, A Velencei-hegységben a formációt felépítõ biotitos sötétszürke agyagkõ, lemezes homokkõ, homokos, agya- ortoklászgránitban a Kisfaludi Mikrogránit Tagozat gos aleurolit, sötét zöldesszürke homokkõ, aleuritos v (kC2) a székesfehérvári Aranybulla-kõfejtõ térségében a agyagkõ, valamint vörös és lila homokkõ építi fel. A gránit fõ tömegénél fiatalabb, önálló, kis méretû intrúzió Közép-dunántúli szerkezeti egységben fordul elõ. formájában jelenik meg. A Pákozdi Gránitporfír Tagozat Vastagsága 200–300 m-re tehetõ az újfalui U–I fúrás v (pC2) gránitporfírtelérei két változatban fordulnak elõ alapján. Feküje a Trogkofeli, fedõje a Tabi Dolomit (idõsebb, vékony mikrogránitos szegélyû „sukorói típusú” Formáció. Sporomorphák alapján kora késõ-perm. és fiatalabb, vastag mikrogránitos szegélyû „pátkai típusú” telérváltozatok). Ebbe a tagozatba sorolhatóak a Új formáció: ta mikrogránittelérek is. Tabi Dolomit Formáció, P2 A formáció rétegsora szürke dolomitos mészkõ, Új formáció: barnásszürke dolomit, fekete agyagkõ, szürke, dolomitos Felsõsomlyói Kvarcporfír Formáció, fsC 2 mészkõbreccsa, vörös aleurolit, vörös és lila mészkõ, A formációt kevés biotitot és ritkán gránátot tartal- dolomitos mészkõ és aleurolitrétegekbõl épül fel. A szili- mazó, leukokrata kvarc és földpátporfíros, kvarcporfir ciklasztos és karbonátos üledékképzõdés váltakozva anyagú telérek és szubvulkáni testek alkotják. Mindig kerül túlsúlyba, nagyon ritkán különül el teljesen. A kar- bontottak, a bontás agyagásványos–szericites típusú. bonátos rétegek uralkodóan dolomitosak, erõsen töre- Felszínen a polgárdi kõfejtõben ismert, míg a kõfejtõ dezettek, gyakran breccsásak, réteglapjaikon és repedé- körzetében, továbbá Szabadbattyán, Polgárdi és Õsi seikben sötétszürke, fekete agyagkõfilmekkel. Mikro- határában több fúrás harántolta. A szubvulkáni testek a fáciese erõsen átkristályosodott pátos, mikropátos Polgárdi Mészkõ és a Lovasi Agyagpala Formációban dolomit, pátos, mikropátos, intraklasztos, intra-bioklasz- jelennek meg. Keletkezésüket a gránitmagmatizmussal, tos mészkõ, dolomitos mészkõ. A Közép-dunántúli míg más vélemények a kora-perm kvarcporfír-vul- szerkezeti egységben fordul elõ. Teljes vastagsága kanizmussal hozzák kapcsolatba. A telérek vastagsága 100–150 m körülire becsülhetõ az Újfalu U–I és a Tab–1 1–10 m, legnagyobb fúrt vastagsága a Szabadbattyán fúrás alapján. Feküje a Grödeni Homokkõ Formáció, Szb–11 fúrásban 146,4 m. rétegtani fedõje nem ismert. Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 201

Új formáció: felépülõ, sekélytengeri, zárt, esetenként nyíltabb víz- se Semlyénházai Evaporit Formáció, P2 cirkulációjú, lagúna fáciesû rétegsor alkotja. A rétegsor A formáció rétegsorát anchimetamorf karbonátos kitölti a teljes alsó-triászt, esetenként az anisusi emeletbe kovapala, szericitpala, metahomokkõ, palás mészkõ és is átnyúlva. A Közép-dunántúli szerkezeti egységben for- dolomit alkotja, esetenként epimetamorf anhidrit és gipsz dul elõ. A Buzsák Bu–2 és Bu–4, valamint a Som–1 fúrá- közbetelepülésekkel. A Közép-dunántúli szerkezeti son kívül a táskai, a magyarszentmiklósi, a budafai, a egységben fordul elõ. Vastagsága a Semlyénháza Sem–2 sávolyi és az újudvari fúrások alsó szakaszai harántoltak ide sorolható képzõdményeket. Vastagsága nem ismert, és Sem–3 fúrásban mintegy 350–700 m. Meghatározható több száz m lehet. õsmaradvány az összletbõl nem ismert, litosztratigráfiai analógia alapján a Grödeni Homokkõ, illetve részben a KÖZÉPSÕ-TRIÁSZ Tabi Dolomit Formáció heteropikus fácieseként értel- mezhetõ. Módosított formációnév: hh Hetvehelyi Formáció, T2 Új tagozat: PERM–TRIÁSZ hh Hetvehelyi Dolomit Tagozat, dT2 k Kõvágószõlõsi Homokkõ Formáció, P2–T1 Elzárt, majd nyílt lagúnában képzõdött evaporitos, Tagozatok módosított korindexe: illetve uralkodóan dolomit, dolomitmárga kõzetféle- k Bakonyai Homokkõ Tagozat, bP2 ségekbõl felépülõ képzõdmény a Mecsekben. Tagozatai: k hh Kõvágótöttösi Homokkõ Tagozat, kP2 Magyarürögi Anhidrit Tagozat ( mT2 — gipszes, k Cserkúti Homokkõ Tagozat, cP2 anhidrites dolomit) és az újonnan javasolt Hetvehelyi hh Módosított tagozatnév: Dolomit Tagozat ( dT2 — dolomit, dolomitmárga). Tótvári Homokkõ Tagozat, kP –T Javasoljuk a formáció nevébõl elhagyni a Dolomit meg- t 2 1 hh nevezést, így az új név Hetvehelyi Formáció ( T2). Ezt A mecseki, törmelékes üledékekbõl álló formáció négy indokolja, hogy a formáción belül csak a Hetvehelyi kisciklusra, s ezekkel csak részben egyezõ négy tagozatra Dolomit Tagozatban uralkodik a dolomit, továbbá nem osztható. A négy közül csak a legfiatalabb tagozat szerencsés a tagozatnévvel való teljes azonosság. A képzõdése nyúlt át a kora-triászba. Az alsó, Bakonyai korábbi Viganvári Mészkõ Tagozatot (hhT — lemezes, k v 2 Homokkõ Tagozat (bP2 — „tarka összlet”) rosszul osztá- bitumenes mészkõ) önálló formációként különítjük el. lyozott, fõként vörös színû medri és ártéri üledék. A k Kõvágótöttösi Homokkõ Tagozat ( kP2 — „szürke Új formáció: vg összlet”) a konglomerátumtól az agyagkõig terjedõ, fõként Víganvári Mészkõ Formáció, T2 szürke színû mocsári, holtági, alárendelten meder fáciesû, A korábbi tagolás szerinti Hetvehelyi Dolomit míg az e fölött települõ lilásvörös színû Cserkúti Homokkõ Formáció Viganvári Mészkõ Tagozatát önálló formá- k Tagozat (cP2 — „fedõ vörös homokkõ”) szórtan kavicsos, hh cióként, Víganvári Mészkõ Formáció néven ( vT2 vastagpados, meder fáciesû képzõdmény. Az utóbbi két vg helyett T2 indexszel, helyesírásában hosszú í-vel), a tagozat átmeneténél alakult ki az uránérces „zöldhomokkõ Misinai Formációcsoport részeként különítjük el a k rétegtag”. A Tótvári Homokkõ Tagozat ( tP2–T1 — Mecsekben. A tagozat önálló formációba sorolását az „lilakavicsos homokkõ”) lilásvörös, kavicsos, osztályozat- indokolja, hogy a karbonátos rámpán lerakódott képzõd- lan hordalékkúpját idõszakos vízfolyások hozták létre mény litofáciese a Misinai Formációcsoport karbonát- (korábbi pontatlan földrajzi nevét pontosítottuk, Tóváriról jaival, különösen a Wellenkalk jellegû Lapisi Mészkõvel Tótvárira). mutat szoros rokonságot, míg a Hetvehelyi Formáció tagozataitól idegen. Vastagsága a Mecsek központi részén 100, a Nyugati-Mecsekben 30–70, a Villányi- MEZOZOIKUM hegységben 20–30 m körüli.

A mezozoos litosztratigráfiai egységekre vonatkozó Új formáció: ts javaslatokat a 3. táblázat foglalja össze. Táskai Mészkõ Formáció, T2 Világos, fehéres szürke, vékonyréteges mészkõ, TRIÁSZ autigénbreccsás mészkõ építi fel, gyakori dolomit ALSÓ-TRIÁSZ betelepülésekkel. A Közép-dunántúli szerkezeti egység- ben fordul elõ. Szöveti képe és jellegzetes Új formáció: Dasycladacea-, Foraminifera-, Echinodermata- és bu Buzsáki Formáció, T1 Sphynctozoa-együttese alapján a képzõdmény az ani- A formációt sötétszürke, lilás-tarka márga, mészmárga, susi korú, steinalmi típusú platform különbözõ fácieseit szürke mészkõ, homokos, ooidos, csigás, echinodermata- képviseli. Vastagsága a bizonytalan fúrási adatok töredékes mészkõ, breccsásodott dolomit rétegekbõl alapján több mint 200 m. 202 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

3. táblázat. A mezozoos képzõdmények új egységei Table 3. Proposed new Mesozoic lithostratigraphic units Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 203

3. táblázat. folytatás Table 3. continuation

Új formáció: túlnyomórészt vulkanoklasztitból épül fel, a zöldesszürke v Vászolyi Formáció, T2 homokkõben gyakoriak a vulkanit anyagú kavicsok és a szenesedett növénymaradványok. A vulkanoklasztit fölött A Vászolyi Formáció a korábbi hivatalos litosztrati- szürke, féregjáratos–daonellás márga következik, erre gráfiai felosztásokban a Buchensteini Formáció települ a formáció fedõjét alkotó, vékony bentonitosodott tagozataként szerepelt (BUDAI in: HAAS 1993, GYALOG tufarétegekkel tagolt, biogén Berekhegyi Mészkõ Tagozat 1996), a rétegösszlet formáció rangon történõ (Füredi Mészkõ Formáció). A formáció javasolt alap- elkülönítésére a Balaton-felvidék térképezésének szelvénye az inotai Hideg-völgy útbevágása, hivatkozási lezárulását követõen került sor (VÖRÖS et al. 1997, szelvénye a Várpalota Vpt–3 (13,3–71,4 m) és a Ba- BUDAI et al. 1999). A formáció néhány méter vastagságú konykúti But–2 (4,5–93,7 m) fúrás. Kora közép-sõ–késõ- bázisrétegeit alkotó krinoideás mészkõ éles határral ladin, vastagsága 45-50 m. települ a középsõ-anisusi platformkarbonátokra. E fölött néhány méter vastag tufás összlet, majd világosdrapp sh vagy világosszürke, pados, gumós mészkõ települ („vá- Szentistvánhegyi Metaandezit Formáció, T2 szolyi mészkõ”). Az anisusi medencék területén a Új tagozat: Vászolyi Formációt túlnyomórészt tufa, meszes tufit, sh Bagolyhegyi Kvarcporfír Tagozat, bT2 illetve azok agyagosodott málladéka alkotja („pietra A Szentistvánhegyi Metaandezit Formáció uralkodóan verde”), amelyben lencsék, gumók vagy zsinórok for- neutrális lávából és változatos genetikájú vulkanoklasztit- májában kovás mészkõ települ. A Felsõörsi Mészkõbõl a ból álló rétegvulkáni összletében alárendelten megjelenõ vulkanit mennyiségének fokozatos növekedésével fejlõdik ki, és a fedõ Buchensteini Formáció felé is savanyúbb (riolitos) változatokat különítettük el Bagoly- hegyi Kvarcporfír Tagozat (shT ) néven az északbükki- folyamatos átmenetet mutat a gumós mészkõ uralomra b 2 jutásával. Kora késõ-anisusi–kora-ladin. Vastagsága a antiklinális területén. Balaton-felvidéki típusterületen 20 m körüli, míg a Új formáció: Veszprémi-fennsík és a Keleti-Bakony platformterülete vh Várhegyi Formáció, T2 felé 10 m-re csökken. A formáció alsó szakaszán savanyú, riolitos-dácitos Új formáció: láva és piroklasztikum váltakozik világosszürke mészkõ- in Inotai Formáció, T2 vel, erre fekete márga és sötétszürke mészkõ laminitszerû Várpalotától ÉK felé, a Keleti-Bakony triász vonu- váltakozása, majd legfelül a vulkáni anyag áthal- latában nyomozható ladin vulkanoklasztit rétegsort BUDAI mozódásából keletkezett agyagkõ és homokkõ települ. Ezt et al. (2001b) önálló egységként javasolta elkülöníteni. Az a szakaszt vékony radiolarit közbetelepülések tagolják. Inotai Formáció fokozatosan fejlõdik ki a fekü felsõ-ani- Radioláriák alapján a formáció a felsõ-ladinba sorolható. susi–alsó-ladin Vászolyi Formációból. Alsó szakaszát Vastagsága néhány 10 m. A felsõtárkányi Csák-pilis–Vár- bentonitosodott tufa, tufa és tufás márga alkotja, amely- hegy–Tiba-hegy vonulatban ismert, ahol a Felsõtárkány ben krinoidea-vázelemek, egyes szintekben krinoideás Ft–7 jelû fúrás 172,0–231,2 m között, közel 60 m mészkõrétegek fordulnak elõ. A fölötte települõ rétegsor vastagságban harántolta. 204 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

Új formáció: Új név, Darnóhegyi Radiolarit F. néven már megjelent formáció (GYALOG 1996): Murakeresztúri Tufahomokkõ Formáció, muT 2 Dallapusztai Radiolarit Formáció, daT A formáció túlnyomó részét tufás homokkõ alkotja, 2–3 amelyben a kõzet mintegy 70%-át kitevõ riolitklasztok A Darnó-hegy környékén feltárt vörös, rétegzett ra- mellett kõzettöredék (kvarcit, mészkõ és agyagkõ), diolaritokat soroljuk ide, vékony vörösagyag betele- valamint több cm nagyságot is meghaladó méretû radi- pülésekkel (DOSZTÁLY L. in GYALOG 1996). Vastagsága oláriás agyagkõtöredékek fordulnak elõ. A radioláriás 20–30 m, kora kora-ladin–középsõ-nori. Az új név agyagkõ betelepülésként is megtalálható a tufás bevezetésére azért van szükség, mert a miocén (eggen- homokkõben. Esetenként homokos kötõanyagú mészkõ- burgi) Darnói Konglomerátum Formáció név (BÁLDI és agyagkõklasztos breccsák és finomkristályos mészkõ- 1983) prioritást élvez. rétegek is elõfordulnak. A Közép-dunántúli szerkezeti Új kor: egységben fordul elõ. A „wengeni típusú” formációt a Füredi Mészkõ Formáció, füT Murakeresztúr Mu–1, a Nagybakónak Nab–2, valamint a Új tagozat: 2–3 fü Budafa B–502 fúrás harántolta. Vastagsága nem ismert. Berekhegyi Mészkõ Tagozat, bT2–3 Radioláriák alapján a ladin emeletbe sorolható. A Balaton-felvidék alsó-karni, medencefáciesû mészkõkifejlõdését, a Füredi Mészkõ Formációt a KÖZÉPSÕ–FELSÕ-TRIÁSZ Veszprémi-fennsík peremén a platformperemi fáciesû, Új formáció: gradált mészkõ- és márgarétegek váltakozásából álló Berekhegyi Mészkõ Tagozat (füT ) képviseli. Az allo- Somi Mészkõ Formáció, soT b 2–3 2–3 dapikus karbonát anyaga a heteropikus Budaörsi Dolomit A formációt uralkodóan autigénbreccsás világos-, platformjáról származik. A tagozat rétegtani helyzete az sötét- és barnásszürke mészkõrétegek építik fel. Az ani- ammoniteszek (Celtites epolensis) és a foraminifera- susi platform megszakítás nélküli folytatásának tekinthetõ, együttes alapján késõ-ladin–kora-karni (HAAS et al. 2000, amelynek rétegsorában nincs vulkáni mûködésre utaló BUDAI et al. 2001a). üledék (wettersteini típusú platform). A Közép-dunántúli szerkezeti egységben fordul elõ. Típusfeltárása a Som–1 Új formációcsoport: VS fúrás 961–1172 m között, a Nagyberény K–6 685–1019 m Vértesi Formációcsoport, T2–3 között harántolta. Kora — foraminifera faunája alapján — A Kelet-Bakonyban, a Vértesben és azok elõterében ladin–karni. — részben a felszínen, részben kainozoos képzõd- Új formáció: ményekkel fedetten — a mezozoos alaphegység tömegének túlnyomó részét sekélytengeri fáciesû Sávolyi Mészkõ Formáció, svT 2–3 dolomit alkotja. A több tíz km széles pásztában követ- A formáció rétegsorának túlnyomó részét sötétszürke hetõ, legalább 2500–3000 m vastagságú, különbözõ korú mészkõ alkotja, laminites márga betelepülésekkel. dolomitokból felépülõ összlet tagolása helyenként csak Jellegzetessége továbbá a mikrites mésziszapba hullott, bizonytalanul vagy egyáltalán nem végezhetõ el. A részben devitrifikálódott üvegtufa, a radioláriás tûzköves középsõ–felsõ-triász sekélytengeri rámpa-, illetve plat- mészkõ, valamint a bontott intermedier-bázisos tufa és form-fáciesû karbonátokkal részben heteropikus, déli- tufit, amely a felszakadt meszes üledékkel keveredik. A bakonyi, medencefáciesû képzõdmények (az Iszkahegyi, Közép-dunántúli szerkezeti egységben fordul elõ. Teljes a Felsõörsi, a Buchensteini, a Füredi és a Veszprémi vastagsága nem ismert, a Sávoly Sáv–9 fúrás kb. 500 m-t Formáció) ugyanis ÉK felé fokozatosan elvékonyodnak haladt benne. A néhány meghatározható foraminifera és kiékelõdnek. A Vértesi Formációcsoport az alsó-ani- alapján a formáció kora ladin, de átnyúlhat a karni elejére. susitól a Dachsteini Mészkõig terjedõ dolomitösszletet foglalja tehát magába, része az Aszófõi Dolomit, a Új formáció: Megyehegyi Dolomit, a Budaörsi Dolomit, a Sédvölgyi ib Iharosberényi Mészkõ Formáció, T2–3 Dolomit és a Fõdolomit Formáció. A formáció alsó szakaszát szürke, barnásszürke mészkõrétegek alkotják, agyagosabb, vastagpados és Új formáció: Csákberényi Formáció, cT autigén breccsás betelepülésekkel. E fölött a szürke 2–3 agyagos mészkõ lemezes betelepülésekkel váltakozik. A Csákberényi Formáció a Vértes DK-i peremét A vastagabb rétegekben korallmaradványok, esetenként alkotó triász vonulatban követhetõ a felszínen. bioturbáció észlelhetõ. A Közép-dunántúli szerkezeti Kifejlõdése alapján két, egymással heteropikus fáciese egységben fordul elõ. Az Iharosberény Ib–I fúrás 97 m-t különíthetõ el. Csákberénytõl Gántig mészmárga, fúrt bele, máshonnan nem ismert, így vastagságára sincs mészkõ, tûzköves mészkõ, szürke, bitumenes mészkõ, adatunk. Foraminifera-együttese alapján a la- dolomárga, tûzkõlemezes dolomit alkotja a formációt. din emelet felsõ és a karni emelet alsó szakaszába tar- Innen Csákvárig drapp, szürke, lila, afanerites szövetû, tozik. brachiopodás–molluszkás dolomit építi fel. Közvetlen Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 205 feküje a Budaörsi Dolomit Formáció, fedõjében DNy-on Új formáció: Igali Formáció, iT a Veszprémi Márga, ÉK-felé pedig a Veszprémi Márgával 3 összefogazódó Sédvölgyi Dolomit települ. Vastagsága A formációt szürkésbarna, világosszürke, helyenként 35–50 méterre becsülhetõ. Foraminiferák alapján ooidos, autigénbreccsás mészkõ, szürke dolomit, rész- (Oraveczné Scheffer A. szóbeli közlése szerint) a felsõ- legesen dolomitosodott mészkõ, laminites mészkõ és ladin–alsó-karniba sorolható. dolomitmárga, dolomitos kötõanyagú, dolomit- és mészkõklasztos breccsa, breccsás mészkõ, valamint Új formáció: sötétszürke, erõsen breccsásodott márga és homokos tp Tilospusztai Andezit Formáció, T2–3 mészkõ építi fel. Mikrofácies-vizsgálatok alapján egy A Polgárdi Mészkõ és a Budaörsi Dolomit nagykiterjedésû karbonátos platform és környezetének Formációban ismert piroxénes, amfibolos andezitbõl álló minden fáciestípusa felismerhetõ. A Közép-dunántúli szubvulkáni, 0,5–10 m vastag kõzetteléreket, illetve azok szerkezeti egységben fordul elõ. Teljes vastagsága nem határán kialakult diopszidos–vezuviános szkarnt soroljuk a ismert, az Igal Ig–7 fúrás mintegy 750 m vastagságban formációba. Felszínen a polgárdi mészkõbánya tárja fel, tárta fel. Foraminifera faunája, valamint a ritkán elõfor- felszín alatt a bánya körzetében számos fúrás, valamint a duló Megalodontaceae kagylók alapján nori–rhaeti korú. Budaörs Bö–1 fúrás harántolta. A korábban eocénnek te- Fõdolomit Formáció, fT kintett andezites magmatizmus radiometrikus (K/Ar) kora 3 a polgárdi kõfejtõben 212,6 millió, a budaörsi fúrásban Új tagozat: Padkõi Dolomit Tagozat, fT 186 millió év. Az esetleg fiatalodott koradatok, a ladinból p 3 f ismert intermedier tufák, valamint hogy a Bö–1 fúrásban a Padkõi Dolomit Tagozat (pT3) néven különítettük el a Budaörsi Dolomitba települ. A radiometrikus koradatok és Fõdolomit nagy tömegben bioklasztokat és dasy- a települési helyzet alapján középsõ–késõ-triász kora cladaceákat tartalmazó változatát a Keszthelyi-hegység- valószínûsíthetõ ben, amely a felsõ-nori Rezi Dolomittal részben össze- fogazódik (CSILLAG et al. 1995, BUDAI et al. 1999).

FELSÕ-TRIÁSZ d Dachsteini Mészkõ Formáció, T3 Felsõtárkányi Mészkõ Formáció, ftT Új tagozat: 3 d Új tagozat: Nézsai Mészkõ Tagozat, nT3 ft Hollóstetõi Mészkõ Tagozat, hT3 Nézsai Mészkõ Tagozat (dT ) névvel a Dachsteini ft n 3 Belvácsi Dolomit Tagozat, bT3 Formáció tagozataként javasoljuk elkülöníteni a Csõvári- ft Rónabükki Mészkõ Tagozat, rT3 rög területén elõforduló (és a „nagyonkoidos” Dachsteini Pelágikus intraself medence fáciesû, szürke, pados, Mészkõvel összefogazódó), zátony fáciesû, fehér, vilá- helyenként tûzköves mészkõ, márga közbetelepülésekkel. gosszürke, rosszul rétegzett, tömeges kifejlõdésû biogén Mikrofáciese ostracodás-szivacstûs és radiolariás-filamen- mészkövet. Ebben kõzetalkotó mennyiségben fordulnak tumos. Mélydiagenetikus-anchizonális metamorfózis elõ szivacsok, hydrozoák, magányos (Montlivaltia sp.) és hatására gyûrt, egyes zónákban palásodott. A Déli- telepes (Thecosmilia sp.) korallok, emellett molluszkák, Bükkben a Bervai Mészkõre települõ, medencefáciesû brachiopodák (Rhynchonella arpadica), echinoideák, kri- mészköveket soroljuk ide. A recski mélyszinti fúrásokban noideák és foraminiferák is elõfordulnak (ORAVECZ 1963). és vágatokban feltárt filamentumos mészkõ a Conodonta- A tagozat rétegtani helyzete bizonytalan (felsõ-karni?), adatok alapján szintén ide tartozik. Vastagsága 300–500 m, vastagságára és települési helyzetére nem állnak ren- kora karni–nori (–rhaeti). delkezésre adatok. Tagozatai: a Keleti-Bükkben a korábban önálló for- mációba sorolt sekélyvízi, vastagpados, karni korú TRIÁSZ–JURA Hollóstetõi Mészkõ Tagozat (ftT ), a mészkõbõl másod- h 3 c lagosan képzõdött, piszkosfehér, cukorszövetû dolomit- Csõvári Mészkõ Formáció, T3–J1 ból álló Belvácsi Dolomit Tagozat (ftT ), valamint a Új tagozat: b 3 c korábban szintén önálló formációba sorolt, már mélyebb Pokolvölgyi Dolomit Tagozat, pT3 vízi, vékonypados, több márga- és tûzkõbetelepüléses, A Csõvár Csv–1 fúrásban a Csõvári Formáció alsó ft nori korú Rónabükki Mészkõ Tagozat ( rT3). (522,0–622,0 m közötti) szakaszán leírt sötétszürke, lemezes, bitumenes, tûzköves dolomitot HAAS et al. Új formáció: (1997a) Pokolvölgyi Dolomit Tagozatként (c T ) Újudvari Márga Formáció, úT p 3 3 különítette el. A dolomitosodott kõzet eredeti, radioláriás A formációt sötétszürke márga, homokos mészkõ és filamentumos relikt szövete helyenként felismerhetõ, mészkõ építi fel. Részben platformszegély, részben sekély ennek alapján fáciese hasonló a fedõ, medence-kifejlõdésû intraplatform medence fáciesû képzõdmény. A Közép-dunán- Csõvári Mészkõéhez. A fekü „vashegyi dolomittal” tek- túli szerkezeti egységben fordul elõ. Vastagsága nem ismert. tonikusan érintkezik, a fedõ Csõvári Mészkõbe az Foraminifera faunája alapján a karni emeletbe sorolható. átmenete folyamatos. Korjelzõ értékû õsmaradvány nem 206 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

k került elõ belõle, települési helyzete alapján a karni Kisháti Mészkõ Formáció, J1 emeletbe (felsõ-juli–alsó-tuvali) tartozik. Új tagozat: Új formáció: k Kálváriadombi Tagozat, kdJ1 hv Hosszúvölgyi Bazalt Formáció, T–J Új rétegtag: k A Darnó-hegyen elõforduló bázisos, kis részben ultra- Kökényesi Rétegtag, (k)J1 bázisos összetételû magmás kõzetek ideiglenes össze- A rendszerint bioklasztos, pados vagy vékonyréteges, foglaló neve. lemezes, lencsés szerkezetû, vörös, rózsaszín, sárga vagy Az eredeti helyzetükben legalul elhelyezkedett kõzetek fehér mészkõnek iszapkõ (pelitomorf mudstone) sávokat az átbuktatott helyzetû ofiolit-szelvény felsõ szintû gabb- és plasztiklasztokat tartalmazó, változó mértékben kri- róját képviselik. A gabbró közép- és finomszemcsés, k noideás változatát Kálváriadombi Tagozat ( kdJ1) név alatt bázisos plagioklásszal és augittal, vékony sávokban oli- különítettük el. vingabbró és wehrlit is megjelenik. Kisebb mikrogabbró- Ugyancsak ebbe a formációba soroltuk Kökényesi testek, valamint nagyszámú dm-es, m-es nagyságrendû k Rétegtag ( (k)J1) néven az Úrkúti Formáció fedõjében több dolerit- és bazalttelérek is elõfordulnak. A felsõ szakaszon szelvényben is megjelenõ glaukonitos krinoideás néhány száz méter vastag bazalt fordul elõ (hialoklasztit, mészkövet. párnaláva és tömeges változat), amely néhány tíz méter vastag agyagpalával, radiolarittal és kovapalával vál- ú Úrkúti Mangánérc Formáció, J1 takozik. A kõzetek fõ- és nyomelemtartalma egyaránt az Új rétegtag: ú óceánközépi-hátsági bazaltokéhoz hasonló összetételre Cservári Tûzkõ Rétegtag, (c)J1 utal. A formáció csak a Bakonyban, fõleg Úrkút és Eplény A vöröses, hólyagos (mandulaköves) bazaltot egyes környékén ismert, lokális litofáciest képvisel. Úrkúton a szerzõk triász korúnak tartják, mivel olisztosztró- Hierlatzi Mészkõ fölött települ. A fõtelep maximum 12 m mákban triász mészkövekkel együtt fordul elõ, míg a vastagságú, de az úrkúti Csárda-hegy karsztos töbreiben vörös-zöld foltos, nem mandulaköves, pillow bazalt a elérhette az 50 m-t is. Alsó-toarci. Felsõ, márgás szintje, az radiometriai koradatok alapján jura korú. A magmás ún. „fedõmárga” számos fúrásban elkülöníthetõ. Az Úrkúti kõzeteken meghatározott radiometrikus korok három Formációt alkotó fekete, karbonátos és oxidos mangánérc maximuma: a gabbró és dolerit esetében 160–175 mil- tartalmú agyag és márga összletet — elsõsorban az úrkúti lió és 140 millió év, a bazalt esetében 100–105 millió területen — egy jellegzetes, vastartalmú tûzkõpad zárja, év. ú amelyre a Cservári Tûzkõ Rétegtag ( (c)J1) elnevezést javasoljuk. JURA ALSÓ-JURA v Vasasi Márga Formáció, J1 Új formáció: Új tagozat: j v Jómarci Mészkõ Formáció, J1 Istvánaknai Tagozat, iJ1 Basagödöri Tagozat, vJ Sekélytengeri eredetû (sekély szublitorális, b 1 Mázsaházi Tagozat, v J platóperemi medence fáciesû), onkoidos, foraminiferás m 1 Nyárasháti Tagozat, vJ mészkõ. Uralkodóan világosszürke, ritkán sötétebb n 1 Hosszúparragi Tagozat, vJ szürke vagy halványrózsaszínes árnyalatú. Tömeges h 1 megjelenésû; wackestone-packstone mikrofáciesû, a A Vasasi Formáció a mecseki kõszénösszlet fölött mikropátittá átkristályosodott alapanyagban ren- települõ transzgressziós tengeri üledéksor, amely elsõ- dezetlenül, osztályozatlanul helyezkednek el a 2 mm sorban homokkõbõl, márgából és mészmárgából, ezek átmérõt is elérõ onkoidok, foraminifera vázak, embri- különbözõ módon váltakozó együttesébõl áll. A Me- onális csiga és kagyló, valamint brachiopoda átmet- csekben a következõ öt egységre osztható: alul kovás v szetek. Gyakran az õsmaradványok is bekérgezettek. homokkõ (Istvánaknai Tagozat, iJ1), feljebb szfero- Mai helyzetének legvalószínûbb értelmezése az egykori sziderites agyagmárga, gryphaeás homokkõ padokkal v üledékgyûjtõbe csúszott nagy lemezszerû tömb (oliszto- (Basagödöri Tagozat, bJ1), majd leveles agyagmárga v plaka), de nem kizárt a tektonikus helyzet sem. Önálló (Mázsaházi Tagozat, mJ1), fölötte kõzetlisztes márga, v formációba sorolását litológiai bélyegei mellett tér- mészmárga padokkal (Nyárasháti Tagozat, nJ1), végül v képezhetõ nagysága is indokolja. pados mészmárga (Hosszúparragi Tagozat, hJ1) Egyetlen területen ismert, a Bükkben a Pes-kõ-völgy következik. Az összlet alsó része „fedõhomokkõ”, felsõ keleti oldalában, a Jómarci-kõnél 400 m hosszú össze- része „fedõmárga”, az egész sorozat „kõszénfedõ össz- függõ testet alkot. A meredek állású kõzettest szélessége let” néven volt a korábbi irodalomban ismert. Fáciese (50-80 m) egyben a vastagsága is lehet. A mészkõben sekély szublitorális és sekély bathiális közötti. Vas- található foraminiferák sinemuri-pliensbachi kort tagsága 300–900 m (DNy felé vastagszik). Kora: közép- jeleznek. sõ-sinemuri. Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 207

hh ÖZÉPSÕ FELSÕ JURA Hosszúhetényi Mészmárga Formáció, J1 K – - Új tagozat: Új formáció: pt hh Pátrói Formáció, J2–3 Kerékhegyi Tagozat, kJ1 hh Disznólukaki Tagozat, dJ1 A formációt barnásszürke, sötétszürke kovapala, hh Szénároki Tagozat, sJ1 szericitpala, agyagpala és radiolarit rétegek váltakozása A Hosszúhetényi Formáció a következõ három tago- építi fel. Alsó részében intraklasztit vagy mikrobreccsa zatra osztható: alul szürke, sötétszürke foltos, pados, több- jellegû mély, disztális lejtõ fáciesû mészkõ hh betelepülések (olisztolit?), felsõ részében erõsen áta- nyire kõzetlisztes mészmárga (Kerékhegyi Tagozat, kJ1), feljebb kõzetlisztes márga és mészmárga települ néhány lakult, kovásodott, vékony vulkanit erek gyakoribbak. mm-es vastagságú krinoideás, homokos lencsékkel, kri- Esetenként metahomokkõ-lencsék és vékony rétegec- noideás homokkõ és meszes aleurolit közbetelepülésekkel skék is elõfordulnak. A Közép-dunántúli szerkezeti hh egységben fordul elõ. Valódi vastagsága nem ismert, (Disznólukaki Tagozat, dJ1). A formációt szürke, foltos, vékonyréteges márga és mészmárga váltakozása zárja az Iharosberény Ib–I fúrás 77 m vastagságban harán- (Szénároki Tagozat, hhJ ). tolta. Radioláriák alapján a középsõ–felsõ-jurába s 1 sorolható. Mecseknádasdi Homokkõ Formáció, mJ 1 Módosított név: lv Új tagozat: Lökvölgyi Formáció, J2–3 Templomhegyi Tagozat, mJ t 1 A korábbi Lökvölgyi Pala Formáció nevet Lökvölgyi Aranyhegyi Tagozat, mJ a 1 Formációra javasoljuk módosítani, mivel több kõzettípus Zengõvári Tagozat, mJ z 1 (aleurolit-pala, homokkõpala, konglomerátum) jellemzi. A mély szublitorális, magasabb részében sekély Vastagsága 300–500 m között változó. Közvetlen koradat bathiális, karbonátos homokkõ, meszes aleurolit és nem ismeretes belõle, kora a települési helyzet alapján márga, mészmárga rétegekbõl álló formáción belül a késõ-dogger–malm. következõ három, tagozat rangú egység különíthetõ el: szürke, pados, finomszemû, fõként karbonát anyagú (kri- Módosított kor: M noideás), gradált homokkõ (Templomhegyi Tagozat, Mónosbéli Formációcsoport, J2–3 m Módosított korú formáció: tJ1), lemezes, meszes aleurolit (Aranyhegyi Tagozat, m cs aJ1), kõzetlisztes foltos márga és mészmárga (Zengõvári Csipkéstetõi Radiolarit Formáció, J2–3 m bz Tagozat, zJ1). Bükkzsérci Formáció, J2–3 m Mónosbéli Formáció, J2–3 KÖZÉPSÕ-JURA A mélytengeri, fõként fekete aleurolitból és Új formáció: mészkõtestekbõl álló formációcsoport rövid leírása már Csókakõi Mészkõ Formáció, cJ megjelent (PELIKÁN P. in GYALOG 1996) felsõ-jura 2 besorolásban. A formációcsoport valamennyi formációja A formációt hasadékkitöltés formájában megjelenõ, késõ-dogger–malm, ezért módosítottuk a formációcsoport- fakóbb vagy sötétebb vörös színû, általában tömeges nak és valamennyi formációjának korát késõ-juráról kifejlõdésû, gyengén rétegzett, uralkodóan mikrites középsõ–késõ-jurára. A formációcsoportba tartozó formá- szövetû, néha krinoidea-hintéses, kivételesen fehér, ciók is bõvültek, az eddig is a formációcsoportba tartozó durva krinoidea-elemekbõl álló lencséket is tartalmazó, Csipkéstetõi, Mónosbéli, Oldalvölgyi, Bükkzsérci esetleg kissé gumós jellegû mészkõ alkotja. Legjobb Formáció mellett a korábban kora-jurába sorolt Vaskapui feltárásai a móri Csóka-hegyen, a Vértes DNy-i vk Homokkõ Formációt ( J2–3) és az újonnan javasolt letörésén, a Dachsteini Mészkõ és a Fõdolomit Rocskavölgyi Formációt (rJ ) is ide soroljuk. hasadékaiban mutatkoznak. A hasadékok mentén a kõzet 2–3 jelentõs mennyiségben tartalmaz néhány cm nagyságú Új kor: vk Dachsteini Mészkõ törmelékdarabokat (CSÁSZÁR, PEREGI Vaskapui Homokkõ Formáció, J2–3 2001). Világosszürke kovásodott homokkõ, szénült növény- töredékekkel, néhol szenesagyag-rétegekkel. Gabbró- Új formáció: intrúziók nyomultak bele. A Mónosbéli Formációcsoport Máriakéméndi Formáció, mJ 2 bázisán, a Lökvölgyi Formáció fölött települ, azzal részben Sekélybathiális kifejlõdésû, szürke, rideg mészkõ, összefogazódva. Az epizodikusan durvábbá váló terrigén zöldagyag betelepülésekkel, krinoideás lencsékkel. A törmelékbeáramlás terméke. Vastagsága ennek megfelelõen Mecsek és a Villányi-hegység közötti területen, kiemelt rendkívül változó, legnagyobb ismert vastagsága 80 m. helyzetben Szederkény, Máriakéménd, Monyoród, Elsõsorban Szarvaskõ környékén, a gabbróintrúziók Székelyszabar környékén felszínen is elõforduló képzõd- körzetében fordul elõ, de megtalálható Bükkzsérctõl északra mény, amelyet legnagyobb vastagságban (553,0 m) a és északkeletre is. Korábban liász korúnak tartották sombereki Smb–1 jelû fúrás tárt fel. (PELIKÁN P. in GYALOG 1996), újabb térképezési adatok 208 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

j eredményeképpen, a települési helyzete alapján soroljuk a mészkõbetelepüléses változatát Szilvágyi Tagozat (cK3) Mónosbéli Formációcsoportba. néven különítettük el a Zalai-medencében. Ebbe a tagozatba soroltuk a Sümeg–Csabrendek térségében elterjedt- Módosított kor és jel: ov mészkõgumós márga kifejlõdést is. Oldalvölgyi Formáció, J2–3 u Mélyvízi kifejlõdésû fekete, palás aleurolit és mud- Ugodi Mészkõ Formáció, K3 stone, alárendelten wackestone–packstone mikrofáciesû, Új tagozat: u sötétszürke mészkõrétegek sûrû váltakozása. A Nagylengyeli Tagozat, nK3 mészkövekben gyakori a fekete tûzkõ. A DNy-i Bükkben A világos sárgásszürke, uralkodóan rudisták szinte mindenütt megtalálható. Jellemzõ fúrása a Mónosbél vázából, illetve azok váztöredékébõl álló, vastagpados Mb–3. Korát késõ-juráról középsõ–késõ-jurára, illetve jelét szerkezetû, platform fáciesû mészkõ sötétszürke, sötét- o ov J3-ról J2–3-ra módosítjuk (az Óbányai Mészkõ Formáció barna, lejtõ fáciesû, bioklasztos változatát Nagylen- óJ jelével való összetéveszthetõség miatt). u 2 gyeli Tagozat (nK3) néven különítettük el a Zalai- Új formáció: medencében. r Rocskavölgyi Formáció, J2–3 Polányi Márga Formáció, pK Mélytengeri fáciesû fekete, palásodott aleuritos 3 Új tagozat: agyagkõ, a formációra jellemzõ, változatos méretû vas- és p Rendeki Tagozat, rK3 mangánkarbonátos gumókkal, lencsékkel. Ezek a lencsék A többnyire jól rétegzett, szürke márgából, a felszínen fekete-barna halmazokká oxidálódnak. Össze- mészmárgából és agyagos mészkõbõl felépülõ formáció függõen a szarvaskõi magmás vonulat mindkét oldalán, uralkodóan mészkõ kifejlõdésû, helyenként tömeges valamint a bükki Nagy-fennsík északnyugati lábánál, a Exogyra faunát tartalmazó kifejlõdését Rendeki Tagozat Kelemen széke – Horotna-völgy – Szalajka-völgy közötti (pK ) néven különítettük el a Zalai-medence K-i és a Déli- területen fordul elõ nagy kiterjedésben. A délnyugati r 3 Bakony Ny-i részén. hegységrészben mindig bázisos magmatitok közelében jelenik meg. Az erõs gyüredezettség és a lehatárolás Új formáció: bizonytalansága miatt vastagsága nem állapítható meg, de ik Inkei Formáció, K3 valószínûleg nem haladja meg a 100 métert. A formációt finomtörmelékes kötõanyagú, polimikt breccsa és konglomerátum alkotja. A klasztok anyaga FELSÕ-JURA uralkodóan triász és jura mészkõ, kova- és szericitpala, Új formáció: savanyú és intermedier vulkanoklasztit, szerpentinit. A sh Szélhegyi Mészkõ Formáció, J3 mészkõklasztok egy része karni korú radioláriákat tartal- Világos (fehér vagy szürkés-, alárendelten világosvörös) maz. A Közép-dunántúli szerkezeti egységben fordul elõ. színû, õsmaradványokban, fõként ammoniteszekben és Teljes vastagsága nem ismert, az Inke I–I fúrás mintegy brachiopodákban gazdag mészkõ („titon hierlatz mészkõ”). 460 m-t haladt benne. Kora kõzettani analógiák alapján A fauna lényeges elemei a finomra õrölt krinoidea-vázele- késõ-kréta, esetleg fiatalabb. mek. A Bakonyban és a Gerecsében fordul elõ. Kora-tithon. Új formáció: Vastagsága legfeljebb néhány méterre tehetõ. gy Gyékényesi Aleurolit Formáció, K3 A formációt szürke, kovás kötõanyagú homokos KRÉTA aleurolit, valamint kevesebb karbonátos, homokos aleurolit alkotja, kevés apró kvarcszemcsével és sok z Zirci Mészkõ Formáció, K2 mészkõtöredékkel (kõzetliszttõl kavics méretig, pirittel Új rétegtag: sûrûn telehintve). Esetenként gyengén csillámos. z Tengeri és édesvízi fosszíliákat egyaránt tartalmaz. A Csetényi Mészkõ Rétegtag, (c)K2 primitív plankton-foraminiferák késõ-kréta, santon– A változatos biogén alkotókból, illetve azok campani kort valószínûsítenek. A gyékényesi Gyék–1 törmelékébõl álló platform- és mélyebb szublitorális fúrás 4652–4675 m között, 23 m vastagságban harántol- fáciesû Zirci Mészkõ bázisán lévõ orbitolinás mészkövet ta, a sávolyi Sáv–2 fúrásban is elkülöníthetõ, teljes Csetényi Mészkõ Rétegtag ( z K ) néven különítettük el (c) 2 vastagsága nem ismert. a Bakonyban.

j Új formáció: Jákói Márga Formáció, K3 r Új tagozat: Rozsdásserpenyõi Trachit Formáció, K Szilvágyi Tagozat, jK c 3 A Mórágyi-rög területén szubvulkáni telérek mind a A szürke, rosszul rétegzett márga, agyagmárga, Mórágyi, mind az Ófalui Formáció paleozoos kõzeteiben kõzetlisztes márga, mészmárga felépítésû formáció sûrû ismertek. A felszíni kibúvások domináns kõzete trachit Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 209

(„bosztonit”), a legutóbbi kutatások során fúrásokkal DK-re csökken. Ez a Dorogi formáció Nagyegyházi d feltártaké trachiandezit. A telérek legna-gyobb vastagsá- Tagozata (nE2), amellyel a Bajnai Tagozat a Dorogi- ga 2–6 m, felszínen akár több száz méteren keresztül medencétõl D-re fogazódik össze. A tagozat egyik jel- követhetõk. Csapásuk általában párhuzamos az legzetes képzõdménye a kaolinos homokkõ és kaolinos ÉK–DNy-i irányú Mecsekalja-övvel, dõlésük közel füg- agyag. A kaolinos homokkõ fehér vagy világosszürke, gõleges. Ezek a szubvulkáni telérkõzetek nem korrelál- általában közepesen vagy rosszul osztályozott, gyakran hatók közvetlenül a Kisújbányai-szinklinális alsó-kréta aprókavicsos, kaolinos agyaggal és tarkaagyaggal vál- magmás képzõdményeivel, bár összetételük hasonló a takozik (MUNTYÁN, MUNTYÁNNÉ 1985). Mecsekjánosi Bazalt Formáció egyes kõzettípusaiéhoz, A Dorogi Formáció túlnyomó részét kitevõ kõszén- ezért soroltuk ezeket önálló formációba. telepes összletre az Annavölgyi Tagozat nevet javasoljuk d ( aE2), amelyet a kõszéntelepek („Paulina-, Móritz-, Leontina-telep”), és az azokat elválasztó (agyag, márga, KAINOZOIKUM aleurit anyagú) meddõ közbetelepülések építenek fel. PALEOGÉN Új formáció: kg Kisgyóni Formáció, E2 A paleogén litosztratigráfiai egységekre vonatkozó Új tagozat: kg javaslatokat a 4. táblázat foglalja össze. Szalmavári Tagozat, sE2 kg Dórahegyi Tagozat, dE2 EOCÉN kg Rudolfházi Homok Tagozat, rE2 kg A Dunántúli-középhegység eocén litosztratigráfiai Szarvaskúti Tagozat, kE2 egységeinek laterális és vertikális elterjedését, valamint Paralikus kõszénösszlet, amely a kifejlõdési terület azok egymáshoz való kapcsolatát a 2. ábra szemlélteti. jelentõs részén alsó és felsõ széntelepes összletre oszlik kg (Szalmavári Tagozat, s E2), ezeket vastag homok- vagy ALSÓ–KÖZÉPSÕ-EOCÉN tarkaagyag-réteg választja el egymástól, amely néhol az alsó Új kor: telepcsoport kõzeteinek törmelékét tartalmazza (Dórahegyi Gánti Bauxit Formáció, gE kg 1–2 Tagozat, dE2). E két tagozat NyÉNy felé a strandhomok Új tagozat: fáciesû, uralkodóan homokból, ritkábban kavicsos homok- Csabpusztai Bauxit Tagozat, gE c 1–2 ból vagy tûzkõtörmelékbõl álló Rudolfházi Homok g Oszlopi Bauxit Tagozat, oE2 kg Tagozatba ( rE2), Ny felé pedig a tengeri faunás szaka- A Gánti Bauxit Formáció kifejlõdési jellege alapján két szokat is tartalmazó, litológiailag rendkívül összetett egységre különíthetõ el. A Csabpusztai Bauxit (homok, kavics, tûzkõtörmelék, nummuliteszes, homokos g kg Tagozatban (cE1–2) eredeti településû, pelitomorf és peli- mészkõ) Szarvaskúti Tagozatba ( k E2) megy át. Ez utób- tomorf intraklasztos bauxittelepek és teleprészek fordul- binak egyik változata a mangánérctörmelék-fácies nak elõ, kora cuisi–kora-lutetiai. Az Oszlopi Bauxit Eplényben. A formáció korábban a Dorogi Formáció része g Tagozatot (oE2) bauxitkonglomerátum és -homokkõ építi volt, a Rudolfházi Tagozattal együtt, illetve annak ideiglenes fel, pelitomorf bauxit alapanyaggal és rétegekkel. Gyakran tagozataként volt elkülönítve. A formáció vastagsága a Csabpusztai Bauxitra települ, vagy nyelveket alkot néhány 10 m, késõ-lutetiai–kora-bartoni korú. benne. Lutetiai korú. A Dorogi Formáció nagyobbrészt édesvízi mocsári–lápi, csak a felsõ telep esetében paralikus kõszéntelepeivel, a KÖZÉPSÕ-EOCÉN telepek közt gyakori édesvízi mészkõ és mészmárga lenc- Dorogi Formáció, dE sékkel szemben a Kisgyóni Formáció valamennyi széntelepe 2 paralikus, meddõ közbetelepülései csökkentsósvízi, Új tagozat: d Bajnai Tagozat, bE2 esetenként tengeri fauna és nannoplankton elemeket tartal- d maznak, s felépítésük sajátossága a helyenként jelentõs Annavölgyi Tagozat, aE2 vastagságot elérõ homok és homokos aleurit kifejlõdés. Az A folyóvízi–tavi–lápi, barnakõszéntelepes Dorogi eltérõ felépítés és genetika indokolja az önálló formációként Formáció alsó szakaszát alkotó, terresztrikus kifejlõdésû való elkülönítést. [Egyes vélemények (Bernhardt B. szóbeli Bajnai Tagozat (d E ) A Bajnai Tagozat feküjében b 2 közlése) szerint ez az elkülönítés nem indokolt]. általában néhány m vastag az alaphegység anyagából szár- mazó dolomit, alárendeltebben mészkõ vagy tûzkõ anyagú c breccsa, egyes területeken áthalmozott bauxitos alapa- Csolnoki Formáció, E2 nyaggal települ. Rétegsorának jelentõs része szürke, barna Új rétegtag: Pusztavámi Rétegtag, c E vagy sárga–vörös–lila–zöld színû tarkaagyagból épül fel, (p) 2 aleurit, homokos agyag, homokkõ és édesvízi mészkõ köz- A szürke, egyveretû, jól rétegzett, sekélytengeri – mély betelepülésekkel. Az alaphegység egyenetlen, denudációs neritikus fáciesû, agyagmárgából és márgából álló formáció felszínére települ. Szeszélyesen változó vastagsága alsó harmada jellegzetesen glaukonitos, amely több medence c Lábatlan környékén a legnagyobb (30–70 m), attól K-re és területén is elkülöníthetõ (Pusztavámi Rétegtag, (p)E2). 210 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

4. táblázat. A paleogén képzõdmények új egységei Table 4. Proposed new Palaeogene lithostratigraphic units

2. ábra. A Dunántúli-középhegység eocén képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolása (Less Gy., Gyalog L.) cs Az új egységek jele félkövér, a régieké dõlt betûtípussal. A táblázatokban nem szereplõ egységek földtani indexe: E2: ki t l k n Csernyei F.; E2: Kincsesi F.; E2: Tokodi F.; E2: Lencsehegyi F. E2–3: Kosdi F.; cE2–3: Nadapi Andezit F. Cseplekhegyi n n s b Diorit T., sE2–3: Sorompóvölgyi Andezit T.; pE2–3: Pázmándi Metaszomatit T.; E3: Szépvölgyi Mészkõ F.; E3–Ol1: Budai Márga F. Figure 2. Eocene lithostratigraphic units of the Transdanubian Range (Gy. Less, L. Gyalog) Symbol of the new units by bold, of the old ones by cursive letters Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 211

s n Szõci Mészkõ Formáció, E2 tagozatként, Kápolnásnyéki Andezit Tagozat (kE2–3) Új tagozat: néven különítettünk el (GYALOG, HORVÁTH 2000, 2004). A s Sûrûhegyi Tagozat, shE2 rétegvulkáni összlet a lovasberényi fúrásokban (Lb–I és s Felsõgallai Tagozat, fE2 Lb–II) középsõ–felsõ-eocén fosszíliákat tartalmazó s Cseszneki Tagozat, cE2 üledékekkel fogazódik össze laterálisan. s Magyaralmási Tagozat, mE2 Új rétegtag: OLIGOCÉN s Bakonyoszlopi Rétegtag, (b)E2 A Dunántúli-középhegység ÉK-i részén az oligocén A dunántúli-középhegységi eocén sorozat egyik legna- képzõdmények litosztratigráfiai tagolását, laterális és ver- gyobb területi elterjedésû, jellegzetes képzõdménye a tikális elterjedését, valamint egymáshoz való kapcso- sárgásszürke mészkõ, agyagos mészkõ, mészmárga latukat a 3. ábra szemlélteti. felépítésû Szõci Formáció, amelyben kõzetalkotó mennyi- Új formáció: ségben dúsulnak a nummuliteszek és egyéb nagy- Óbaroki Bauxit Formáció, óOl foraminiferák. Korábban már definiált tagozatai (GYALOG 1 s Áthalmozott, pelitomorf vagy bauxittörmelékes, ka- 1996) mellett Sûrûhegyi Tagozat (shE2) néven különítet- tük el a Bakony ÉK-i részén és a Vértes ÉNy-i szárnyán vicsos, esetenként szenesedett növénytörmeléket tartal- elterjedt jellegzetes kifejlõdését, a biogén detrituszos mazó bauxit. Elsõsorban a Dunántúli-középhegység ÉK-i („mezozoos küllemû”) mészkövet. A Nummulites perfora- részén elterjedt, de a Bakony ÉK-i részén is elõfordul. tust tömegesen tartalmazó, ún. perforatuszos mészkõre a Feltételesen ide sorolható a Csabrendek környéki, másod- s lagosan áthalmozott bauxit is. Legfiatalabb feküje a Szõci Felsõgallai Tagozat (fE2), a fölötte települõ, Nummulites millecaput fajt és Discocyclinát tartalmazó mészkõ, Mészkõ, fedõje a Mányi vagy Csatkai Formáció. mészmárga sorozatra, az ún. millecaputos mészkõre a Vastagsága általában 1–2 m, max. 20 m. s Cseszneki Tagozat (cE2) elnevezést javasoljuk. A Vértes Új kor: c DK-i szárnyán a Szõci Mészkõ alsó szakaszát lemezes, Csatkai Formáció, Ol1–2 vékonyréteges miliolinás mészmárga és mészkõ alkotja Új tagozat: s c (Magyaralmási Tagozat, mE2). A bauxittelepek fölött és a Sárisápi Tagozat, ssOl1 c telepek közvetlen környezetében a formáció bázisán lagú- Szolimánhegyi Konglomerátum Tagozat, shOl1–2 na fáciesû mészkõbõl, bauxittörmelékes mészkõbõl Tagozat új kora: és/vagy sziklásparti breccsából álló képzõdmény található c s Szápári Tagozat, sOl1–2 (Bakonyoszlopi Rétegtag, (b)E2). A Csatkai Formáció, és vele együtt a széntelepeket tar- p talmazó Szápári Tagozat rétegtani helyzetét a korábbi Padragi Márga Formáció, E2–3 Új tagozat: felsõ-oligocén–alsó-miocénrõl alsó–felsõ-oligocénre módosítjuk (cOl , illetve cOl ). Felsõ szakaszának Balátai Homokkõ Tagozat, p E 1–2 s 1–2 b 2–3 miocén kora korábban sem volt bizonyított, a bakonyi Szentkirályi Márga Tagozat, pE s 2 területen a legalsó-miocén rétegeket a Somlóvásárhelyi Új kor: Formációba tartozónak tartjuk (ugyancsak ebbe a formá- Csabrendeki Tagozat, pE c 2 cióba soroljuk a korábban Noszlopi Tagozatba sorolt A túlnyomó részben szürke, zöldesszürke aleuritos, barnakõszéntelepes betelepüléseket is). A biztosan helyenként tufás, bentonitos tufit betelepülésekkel tagolt oligocénbe sorolt Mányi Formáció ugyanakkor általában Padragi Márga Formáció magasabb részén új tagozatként rátelepül vagy összefogazódik vele. elkülönítve) vastag finomszemû homokkõ szakaszok A ciklusos felépítésû terresztrikus (fluviatilis) p jelennek meg (Balátai Homokkõ Tagozat, bE2–3). törmelékes sorozat jellegzetes, meszes konglomerátum Molluszkában gazdag — a középsõ-eocén szakaszára kor- padokat tartalmazó bakonyi kifejlõdését Szolimánhegyi c látozódó — kifejlõdését új tagozatként, Szentkirályi Konglomerátum Tagozat (shOl1–2) néven különítettük p Márga Tagozat ( sE2) néven különítjük el. Mivel a el. p Csabrendeki Tagozat (cE2) a formáció alsó részén települ, a A Gerecsétõl K-re esõ medencék területén a Csatkai tagozat korát középsõ–felsõ-eocénrõl középsõ-eocénre Formáció alsó tagozataként különítjük el az oligocén pontosítjuk. bázisán kifejlõdött, meglehetõsen változatos litológiai felépítésû összletet (Sárisápi Tagozat, c Ol ). A tagozatot n ss 1 Nadapi Andezit Formáció, E2–3 uralkodóan zöld–vörös–lila–sárga tarkaagyag és aleu- Új tagozat: rolit, alárendeltebben homokkõ, konglomerátum és n Kápolnásnyéki Andezit Tagozat, kE2–3 breccsa alkotja. A feküjét alkotó mezozoos alaphegy- A formáció rétegvulkáni összletét biotit-amfibolande- ségre, illetve az eocén képzõdményekre eróziós diszkor- zit, -agglomerátum, -tufa, -tufit, piroxénandezit, dácit danciával települ. Rétegtani fedõje a Mányi Formáció, alkotja, amelyet a szubvulkáni képzõdményektõl önálló azon belül gyakran a Mogyorósi Tagozatként elkülönített 212 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS széntelepes összlet. A tagozat egyik jellegzetes képzõd- „Törökbálinti Homokkõ Formáció” részének tartja. A ménye a Sárisáp környékén fejtett, és annak tágabb Mányi Formáció rétegtani kiterjesztése az alsó- környékén megkutatott kaolinos homokkõ és kaolinos oligocénre a Dorogi-medence fúrásainak rétegsora agyag, amelyet korábban a „nem típusos” Hárshegyi alapján indokolt, ahol fedõjében helyenként Kiscelli Homokkõ Formációhoz soroltak (KORPÁS 1981, BÁLDI Agyag települ. 1983, MUNTYÁN,MUNTYÁNNÉ 1985). Ennek a kife- A Mányi Formáció rétegsorának alsó harmadában jlõdésnek a litológiai jellege és fáciese azonban idegen a (ritkábban a formáció bázisán) néhány (legfeljebb 10) Hárshegyi Homokkõétõl, annak elterjedési területétõl méter vastagságban széntelepes összlet települ, amelyet m független, izolált foltokban fordul elõ. Laterálisan Mogyorósi Tagozat (mOl1) néven különítünk el. tarkaagyaggal fogazódik össze, amiért a Csatkai Kõzettani összetétele barnakõszén, szenes agyag, mol- Formációba történõ sorolását tartjuk indokoltnak. luszkás márga. Az eddigi hivatalos litosztratigráfiai A tagozat vastagsága Dorog környékén 10–30 m kö- felosztás (CSÁSZÁR 1997) ezt a széntelepes összletet zötti. részben a Hárshegyi Formáció Esztergomi Tagozatába, részben a Mányi Formáció Vértessomlói Tagozatába Új kor: sorolta, lényegében földrajzi megfontolás alapján. Ez Mányi Formáció, mOl 1–2 utóbbi tagozatneveket egyben megszüntetésre javasoljuk, Új tagozat: mivel ezekkel szemben a „Mogyorósi” elnevezés prior- m Mogyorósi Tagozat, mOl1 itást élvez (HANTKEN 1865). A formáció uralkodóan meszes aleurit, agyagos aleurit, homok és homokkõ váltakozásából áll, helyenként Új kor: t konglomerátummal, kõszénzsinórokkal tagolva. Lito- Törökbálinti Formáció, Ol1–2 sztratigráfiai elkülönítése a Törökbálinti Formációtól A túlnyomórészt durva- és finomszemû homokkõbõl, meglehetõsen problematikus a Gerecse és a Budai- alsó részén homokkõ és agyag váltakozásából álló rétegsor hegység között, ezért a késõbbiekben a két formáció kora a Dorogi-medencében mélyült fúrásokban észlelt összevonását javasoljuk. Megjegyezzük, hogy SZTANÓ et települési helyzet alapján feltehetõen kiterjed a kora- al. (1998) munkájában a „Mányi Homok Tagozatot” a oligocénre is.

3. ábra. Az oligocén képzõdmények litosztratigráfiai tagolása a Dunántúli-középhegység ÉK-i részén (Budai T., KORPÁS 1981 és SZTANÓ et al. 1998 felhasználásával) b Az új egységek jele félkövér, a régieké dõlt betûtípussal. A szövegben nem szereplõ egységek földtani indexe: E3–Ol1: Budai Márga t h k k s F.; Ol1: Tardi Agyag F.; Ol1: Hárshegyi Homokkõ F.; Ol1: Kiscelli Agyag F.; bOl1: Budakeszi T.; Ol2–Me: Szécsényi Slír F. Figure 3. Oligocene lithostratigraphic units of the northeastern part of the Transdanubian Range (T. Budai, after KORPÁS 1981 and SZTANÓ et al. 1998) Symbol of the new units by bold, of the old ones by cursive letters Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 213

OLIGOCÉN–MIOCÉN EGRI–EGGENBURGI Új kor: Pétervásárai Homokkõ Formáció, pMer–e Egri Formáció, eOl –Mer 2 Új tagozat: Új tagozat: p Zabari Tagozat, zMer–e e p Andornaktályai Tagozat, aOl2–Mer Kishartyáni Tagozat, kMer–e p A formáció rétegeit normálsósvízi-mélyszublitorális Hangonyi Tagozat, hMer–e p molluszkás, aleuritos agyagmárga építi fel, glaukonitos, Ilonavölgyi Tagozat, iMe tufitos homokkõ betelepülésekkel, kavicsos turbidit A formációt keresztrétegzett vagy pados, csillámos, rétegekkel, helyenként lepidocyclinás mészkõpaddal gyakran glaukonitos homokkõ („glaukonitos homokkõ”) e (Novaji Tagozat, nOl2). A korábban önálló formációként építi fel, felsõ szintjében mállott tufa- és bentonitszem- elkülönített felsõ tagozatát (NAGYMAROSY A. in GYALOG csékkel. Felszíni elterjedési területén (Ipolytarnóc és Ózd, 1996, in CSÁSZÁR 1997) az MRB Oligocén Albizottsága a illetve É–D irányban Fülek és Parád között) litológiai formáció részének tekinti (tagozat rangon), ezért a formá- alapon négy tagozatra osztható. Tura–Tóalmás–Gödöllõ ció korát és így szimbólumát is módosítottuk. térségében mélyfúrásokból is ismert. A formáció felsõ tagozataként, Andornaktályai A formáció legalján és középsõ szinttáján, gyakran a e Tagozat ( aOl2–Mer) néven különítjük el a csökkent- Szécsényi Slírrel összefogazódva vékonyréteges, agyag- sósvízi – sekély lagunáris, ritkán normálsósvízi közbe- márga közbetelepüléses, finom- aprószemcsés homokkõ, p településeket tartalmazó finom és durvaszemû homok, a Zabari Tagozat ( zMer–e) fordul elõ. E felett és mel- homokkõ, aleurit és magas szervesanyag-tartalmú lett elõbb a vastagpados, bioturbált, apró járatokkal lagunáris agyag váltakozásából álló rétegsort, melyben átszõtt, többnyire glaukonitszegény Kishartyáni p ritkán kavicsos betelepülések fordulnak elõ. A kora-egri Tagozat ( kMer–e), majd az 1–5 m vastag kötegekbe ren- végén és a késõ-egriben képzõdött. Legnagyobb vastagsá- dezett, mindig keresztrétegzett, közép-durvaszemcsés ga 200 m. homokkõ, esetenként kavicsos homokkõ, konglomerá- p tum, a Hangonyi Tagozat ( hMer–e) fordul elõ. A formá- ció faunás, durvakavi-csos, tufás, tufitos, bentonit- NEOGÉN törmelékes felsõ szintjére BÁLDI (1983) javasolta az p A neogén litosztratigráfiai egységek esetében külön Ilonavölgyi Tagozat ( i Me) megnevezést, ez ugyan táblázatban foglaljuk össze az üledékes (5. táblázat) és terepen viszonylag nehezen különíthetõ el, viszont külön a magmás (6. táblázat) képzõdmények tagolására megfelel a HÁMOR (1985) által javasolt Bárnai tett javaslatokat. Az igen sok új egység így talán jobban Tagozatnak, így prioritás alapján az elõbbi nevet java- áttekinthetõ. soljuk. A formáció összvastagsága kb. 200-400 m. A neogén magmás képzõdmények tagolása alapvetõen megváltozott — elsõsorban az Északi-középhegységben EGGENBURGI — a korábbiakhoz képest. A három nagy vulkáni területen Új formáció: önálló formációcsoportokat (a Börzsöny–Visegrádi, a Darnói Konglomerátum Formáció, dMe Mátrai, illetve a Tokaji-hegységben a Nyírségi, a Hegyaljai és a Tokaji) alakítottunk ki, a Börzsöny–Visegrádi- Bázisán durvakavicsos konglomerátum, középtájon hegységben és a Tokaji-hegységben formációcsopor- finomkavicsos durvahomokkõ (ditrupás-bryozoás, tonként savanyúból intermedier felé változó kõzettani meszes homokkõzsinórokkal), felsõ részén durvakavi- összetétellel. csos homok (Ostrea-padokkal és Balanus concavus faj- A hegységek peremein és a hegységek közötti jal) építi fel. A kavicsok anyaga az alaphegységi medencékben a savanyú tufák az uralkodó képzõd- környezetbõl származó triász dolomit, radiolarit, bazalt, mények, kevesebb neutrális vulkáni mûködés nummuliteszes mészkõ, kvarcit. Transzgressziós bá- nyomaival. Ezeket a tufákat több új rétegtani egységbe zisképzõdmény, néhány (max. 20–30) méteres tenger- soroltuk. A sok új formációjavaslat jelzi az ismeretek mélységben, a parti sávban képzõdött. A Darnó-hegyen jelentõs bõvülését, de azt is, hogy ezeket a problémákat és környezetében fordul elõ. Kora a gazdag molluszka- nem oldottuk meg még maradéktalanul. Feltehetõen a fauna alapján eggenburgi (BÁLDI 1983), vastagsága a savanyú tufa formációk egy része a késõbbiekben darnói Kis-hegyen több mint 50 m. összevonható. Új formáció: Istenmezejei Riolittufa Formáció, iMe

MIOCÉN A Pétervásári-medencében (Pétervásárán és Isten- mezején), a Mátra É-i oldalán és a Salgótarjáni-medence A preszarmata miocén képzõdmények litosztratigráfiai D-i elõterében a Pétervásárai Homokkõ Formáció (a tagolását a Dunántúli-középhegységben a 4. ábra szemlél- glaukonitos homokkõ) fölött diszkordánsan 3–6 m vastag teti. kavicsos riolittufa, bentonitos horzsaköves riolittufa, 214 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

5. táblázat. Javasolt neogén üledékes litosztratigráfiai egységek Table 5. Proposed new Neogene sedimentary units Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 215

6. táblázat. Javasolt neogén magmás litosztratigráfiai egységek Table 6. Proposed new Neogene magmatic units 216 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

6. táblázat. folytatás Table 6. continuation

valamint laminált, vízben átmozgatott tufit található. vastagsága 130 m. A herend–márkói terület K-i részén a Kazár környékén összesült ignimbrites tufa fordul elõ. Hidasi Formáció heteropikus fácieseként is megjelenik a Felette keresztrétegzett, középszemcsés homokkõ és formációba sorolható tarkaagyag a Bánd–3 és Bánd–4 jelû szárazföldi vörösagyag–tarkaagyag (Zagyvapálfalvai fúrásokban, ezért terjesztjük ki a formáció korát a kora- Formáció) települ, így ezek a tufarétegek idõsebbek az badenire is. A korábban a Csatkai Formációba sorolt ottnangi „alsó-riolittufánál”, a Gyulakeszi Formációtól Noszlop környéki széntelepes rétegeket a Somlóvásárhelyi való elkülönítésüket ez indokolja. A Borsodi- Formáció alsó részébe soroljuk, így annak tagozataként, sv medencében a Felsõnyárádi Formációban is elõfordulnak Noszlopi Tagozat ( nMe) néven különítjük el. néhány méteres tufarétegek. Típusszelvénye az istenmezejei Hangyabolyos és Rosszkút-tetõ egykori bentonit OTTNANGI külfejtése, ahol a fekü és fedõ homokkõösszlet is fel van Az ottnangi–alsó-pannóniai képzõdények litosztrati- tárva. gráfiai tagolását az Északi-középhegységben az 5. ábra mutatja be. EGGENBURGI–BADENI g Új kor: sv Gyulakeszi Riolittufa Formáció, Mo Somlóvásárhelyi Formáció, Me–b1 Új tagozat: Új tagozat: sv g Noszlopi Tagozat, nMe Kisgyõri Tagozat, kMo Szárazföldi és édesvízi, mocsári eredetû, szürke, A formáció anyaga szürkésfehér, általában homogén, zöldesszürke, tarka, bentonitos, mészcsomós agyag, agya- vastagpados, biotitos, horzsaköves, ignimbritesedett, gos lignit, homok, kavicsos homok és kavics, molluszka- szárazföldi térszínen lerakódott riolit-riodácit ártufa („alsó héjakkal és kovásodott fatörzsekkel. Legnagyobb riolittufa”). Vastagsága 30–200 m közötti. A bükkaljai, Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 217

4. ábra. A preszarmata miocén képzõdmények litosztratigráfiai tagolása a Dunántúli-középhegységben (Selmeczi I.) Az új egységek jele félkövér, a régieké dõlt betûtípussal. A szövegben nem szereplõ egységek földtani indexe: bMe: Budafoki F.; fMk: Fóti F.; teMk–b: c pe b Tekeresi Slír; Mk–b: Cserszegtomaji Kaolinit F.; Mk–b: Perbáli F.; Mb1: Bádeni Agyagmárga F. Figure 4. Pre-Sarmata Miocene lithostratigraphic units of the Transdanubian Range (I. Selmeczi) Symbol of the new units by bold, of the old ones by cursive letters több km-es sávokban követhetõ összesült, obszidián- OTTNANGI–KÁRPÁTI fiammés ignimbriteket Kisgyõri Tagozat (g Mo) néven Új kor: k st különítettük el. A Miskolc M–7 és M–8 fúrásban (RADÓCZ Salgótarjáni Barnakõszén Formáció, Mo–k 1989) a formáció 160, illetve 210 m-es összletében a leg- Új tagozat: st erõsebben összesült szakasz vastagsága kb. 10 m. Sajókazai Tagozat, jMo st Sajólászlófalvai Tagozat, sMo–k st Új kor: Alsóvadászi Tagozat, aMo–k b Bántapusztai Formáció, Mo Új rétegtag: st Új tagozat: Sajómercsei Rétegtag, (m)Mo Sárréti Tagozat, bMo st s Sajószentpéteri Rétegtag, (s)Mk A formáció a Várpalotai-medence területén fordul elõ, A Salgótarjáni- és Nyugat-Borsodi-medencében csak rétegsora sekélytengeri mészkõ, kavicsos mészkõ, vala- ottnangi korú (HÁMOR G. in GYALOG 1996), a Kelet-Borsodi- mint corallinaceás mészkõ és homokkõrétegekbõl áll, medencében ottnangi–kárpáti korú a széntelepes összlet gazdag puhatestû-, foraminifera- és bryozoa-faunával, (RADÓCZ 1993). Korát az utóbbi terület faunaalapú kor- gyakran tufitbetelepülésekkel. Felszíni elõfordulása a meghatározásai alapján módosítottuk. Mocsári, csökkent- Várpalota melletti Bántapusztán található. Kora ottnangi, a sósvízi, tengeri homok-, aleurit-, agyag- és barnakõszén- fauna alapján nem nyúlik át a kárpátiba. A Várpalota–Inota rétegek építik fel. térségében feltárt agyagmárgás-homokos kifejlõdéseket A Salgótarjáni-medencében (és részben a Nyugat- b Sárréti Tagozat ( sMo) néven különítettük el. Átlagos Borsodi-medencében) bázisképzõdménye helyenként vastagsága 20–60 m. tarka, folyóvízi-mocsári sorozat (Nógrádmegyeri Tagozat, 218 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS Mk: Hasznosi h Mk: Fóti F.; Mk: Fóti F.; f . Radócz, T. Zelenka) T. . Radócz, : Edelényi Tarkaagyag F. F. Tarkaagyag : Edelényi 1 entelényi L., Radócz Gy., Zelenkaentelényi L., Radócz Gy., T.) Pa ed egységek földtani indexe: : Csereháti Riolittufa F.; : Csereháti Riolittufa F.; 1 Pa cs Ms: Tinnyei F.; F.; Tinnyei Ms: t Ms: Galgavölgyi Riolittufa F.; Ms: Galgavölgyi Riolittufa F.; gv : Abonyi F.; : Abonyi F.; 1 Mb a Symbol of the new units by bold, old ones cursive letters, groups thickly framed : Nógrádszakáli F.; : Nógrádszakáli F.; 1 Mb n Miocene, Ottnangian to Lower Pannonian lithostratigraphic units of the Northern Range (L. Gyalog, P. Pelikán, L. Pentelényi, Gy Miocene, Ottnangian to Lower Pannonian lithostratigraphic units of the Northern Range (L. Gyalog, P. Andezit F.; Andezit F.; A P miocén, ottnangi–alsó-pannóniai képzõdények új litosztratigráfiai egységei az Északi-középhegységben (Gyalog L., Pelikán P., Figure 5. Az új egységek jele félkövér, a régieké dõlt betûtípussal, a formációcsoportok vastagon keretezve. A a régieké dõlt betûtípussal, formációcsoportok vastagon keretezve. Az új egységek jele félkövér, táblázatokban nem szereplõ 5. ábra. Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 219 st nMo). Az uralkodóan limnikus széntelepes összlet 3 lepusztulásából származik. A kõzettörmelék 90%-a kvarc- mûrevaló barnakõszéntelepet tartalmaz (a legfelsõ telep porfír és gránit. Alulról felfelé haladva oxidált színe egyre paralikus), köztes meddõi uralkodóan szürke, zöldesszürke reduktívabbá válik, s felfelé haladva a szervesanyag-tar- st homok, homokkõ (Kisterenyei Tagozat, kMo), a közvetlen talom is nõ. Alsó részén (a szervesanyagban dúsabb telepfedõ és a formációt záró tagozat szenes agyag, részeken) jelentõs radiometriai anomália van. Helyenként halpikkelyes aleurit, életnyomokkal (Mátranováki a Tari Dácittufa Formáció képzõdményeit köz- st Tagozat, mMo). betelepülésként tartalmazza. Vastagsága 20–100 m. A Nyugat-Borsodi (Egercsehi–ózdi) és a Kelet- Borsodi- (Sajóvölgyi-) medencében, valamint a Cserehá- Budafai Formáció, bdMk ton a formáció további tagolására került sor (RADÓCZ Új tagozat: 2000a). Kifejlõdése ezen a területen nagyobbrészt para- Pécsváradi Mészkõ Tagozat, bdMk likus. Itt a széntelepeket elválasztó rétegsorban osztreás, p anodontás, uniós lumasellák is találhatók. Vastagsága Alapvetõen két tagozat, a partszegélyi-abráziósparti, 50–200 m. A Kelet-Borsodi-medencében az uralkodóan síkparti, néhol delta fáciesû homok, kavics, homokkõ, bd paralikus széntelepes összlet 5 fõ (és 5–7 kísérõ) mûrevaló konglomerátum (Budafai Homokkõ Tagozat, bMk, barnakõszéntelepet tartalmaz, a telepek között „budafai homokkõ”, „felsõ konglomerátum”), valamint a csökkentsósvízi-tengeri aleurit- és homokbetelepülések lagúna fáciesû összefogazódó halpikkelyes agyagmárga, bd st aleurit, finomhomok (Komlói Agyagmárga Tagozat, kMk, vannak (Sajólászlófalvai Tagozat, sMo–k). A IV. és III., valamint a II. és I. telep között — normál sótartalmú tenger- „dobostorta rétegek”) építi fel a Zalai- és a Dráva- ben — corbulás-arcás rétegek (homokos aleurit, homok, medencében, valamint a Mecsekben, 600–700 m homokkõ) képzõdtek, melyek az Egyházasgergei Formáció vastagságban. Új tagozatként, Pécsváradi Mészkõ bd heteropikus fáciesének tekinthetõk (Sajószentpéteri Tagozat (p Mk) néven különítjük el a formáción belül a st limnikus parti kifejlõdésû, mészkõbõl, alárendelten Rétegtag, (s)Mk). A Nyugat-Borsodi-medencében a Kisterenyei Tagozat III. telepe, illetve a Kelet-Borsodi- homokból és homokkõbõl felépülõ rétegösszletet, amely medencében a Sajólászlófalvai Tagozat V. telepe alatt nagy helyenként kõzetalkotó mennyiségben Congeria marad- területen szárazföldi-édesvízi áthalmozott riolittufa, tufás ványokat tartalmaz. agyag keletkezett a Gyulakeszi Formáció riolittufájának st Egyházasgergei Formáció, eMk áthalmozásából (Sajókazai Tagozat, jMo). Amennyiben az áthalmozott tufaösszletben közbetelepült barnakõszéntelep Új tagozat: (III/a, illetve V/a telep) is van, azokat Sajómercsei Rétegtag e Égeraljai Kavics Tagozat, éMk ( st Mo) néven különítjük el. A csereháti területen mélyült (m) A túlnyomórészt homok, homokkõ felépítésû formáció Alsóvadászi–1 (Av–1) fúrásban 865–1035 m között feltárt bázisán levõ partszegélyi, transzgressziós fáciesû, helyi rétegsor az alaphegység fölötti vékony barnakõszéntelep mészkõ és dolomit anyagú, alul homok, felfelé finomodva fölött vastag, csökkentsósvízi homokos aleuritból áll. Ezt a aleurit, agyag kötõanyagú, gyér tengeri faunát tartalmazó, fauna és a csökkentsósvízi jelleg alapján kapcsolhatjuk a st néhány tíz m vastag kavicsot Égeraljai Kavics Tagozat Salgótarjáni Formációhoz (Alsóvadászi Tagozat, aMo–k). e (éMk) néven különítjük el a Nyugat-borsodi-medencében. Típusfeltárása a Dédestapolcsány és Nekézseny közötti OTTNANGI–PANNÓNIAI kavicsbánya. Új formáció: ag Aggteleki Vörösagyag Formáció, Mo–Pa Garábi Slír Formáció, gMk Szárazulati térszínen, miocén savanyú tufák elmállásából Új tagozat: keletkezett vörös, lilásvörös, zsíros tapintású vörösagyag- g Zilizi Tagozat, zMk kitöltések, idõs mészkõfelszínek töbreiben és mélyedé- A Kelet-borsodi-medence K-i részén — egyetértve seiben. Felsõ korhatárukat a Borsodi Kavics Formáció jelzi, NOSZKY (1929) megállapításával — a kõszénösszletre amelynek alsó részét vörösre színezte Aggtelektõl D-re. Az következõ „slír”, elsõsorban makrofaunája alapján, kevés- Aggtelek–Rudabányai-hegységben jelentõs felszíni elter- bé tipikus, mint a Nógrádi-medence térségében, ezért itt jedésû. Típuselõfordulása a Baradla-barlangtól ÉNy-ra, a Zilizi Tagozat (gMk) néven különítjük el. A tagozat Baradla-tetõ DNy-i elõterében lévõ töbörsor. Vastagsága a z vastagsága 50–200 m. nagyobb töbrökben a 60–80 m-t is elérheti.

t KÁRPÁTI Tari Dácittufa Formáció, Mk Új formáció: Új tagozat: kt t Keresztúri Formáció, Mk Bogácsi Tagozat, bMk A Mecsek Ny-i, DNy-i elõterében elõforduló, alig kop- A formáció uralkodóan ártufa kifejlõdésû, szürke, tatott, durva kõzettörmelékbõl álló lejtõtörmelék, amely- szürkésfehér, zöldesszürke, helyenként lilás vagy ben a kötõ- és köztesanyag legnagyobb része a dácittufa rózsaszínes árnyalatú, horzsakõlapillis, a Bükkalján 220 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS fiammés változatokkal. Kémiai összetétele a riodáci- tartozik a Hasznosi Andezit, a Nagyhársasi Andezit, a tostól az andezitodácitosig változhat (SiO2 60–68%), Gyöngyössolymosi Riolit és a Kékesi Andezit Formáció horzsaköves. Fekvõje a Bükkalján a Gyulakeszi (utóbbi 3 a korábbi Mátrai Formáció helyett), valamint a Riolittufa, a Nógrádi-medencében kárpáti tengeri szubvulkáni, gránátos, andezites–dácitos Karancsi Andezit rétegek. A Bükkalján tagozatként elkülöníthetõ benne az Formáció és a karbonátosodott piroxénandezitbõl álló t összesült ártufa (ignimbrit) (Bogácsi Tagozat, bMk) ezt Csákánykõi Formáció. A Tari Dácittufa Formációt, noha a tardi Ta–1, valamint a Bogács–9 fúrás tárja fel (RADÓCZ benne van a sorozatban, nagyobb területi elterjedése és 1969). A Borsodi-medencében a kora-badeniben hullott, eltérõ vulkanogenetikai jellegei miatt nem vonjuk be a for- dácitos–riolitos összetételû tufák esetében felmerült a mációcsoportba. Tari Formációba való sorolásuk, de ezeket jelenleg az önálló, Borsodbalatoni Formációba soroljuk. A formáció Új formáció: nh átlagosan 30 m körüli vastagságban fejlõdött ki, a nyírsé- Nagyhársasi Andezit Formáció, Mb gi területen mélyült fúrásokban azonban az 500 m-t is Rétegvulkáni felépítésû, piroxénandezit-láva, -agglome- eléri. rátum és -tufa szabálytalan váltakozásából épül fel, több kitörési központ egymásba halmozódó anyaga („mátrai ÁRPÁTI–BADENI K középsõ andezit”). A lávaképzõdmények mennyisége Új formáció: csaknem 50%. Ritkán savanyú (riolit, dácit) piroklasztikum Nagyoroszi Kavics Formáció, noMk–b közbetelepüléseket is tartalmaz. A lávakõzetek színe uralkodóan szürke, sötétszürke, de jellemzõ a vörös és a zöld Alluviális törmelékkúp és tengerparti torkolati zátony szín is. A piroklasztikumok a portufától a durva agglomerá- fáciesû kavics-konglomerátum összlet közép- és dur- tumig minden kombinációban elõfordulnak, színük fehér, vaszemû kvarchomok beágyazó anyagban, kötött padjai vörös, zöld. Jellemzõ a vulkanizmussal egyidejû, vagy azt karbonáttal cementáltak. A közepesen–jól osztályozott, jól követõ kõzetátalakulás (oxidáció, kovásodás, agyag- kerekített kavicsok átmérõje max. 25 cm, átlagosan 3 cm. ásványosodás, kloritosodás, kálimetaszomatózis stb.). A Összetételükre jellemzõ a metamorfitok (gneisz, csillám- Mátra tömegének nagyobb részét alkotja. Gyöngyösoroszi pala, agyagpala, szericitpala, kvarcpala, kovapala, lidit, környékén hidrotermális ércesedés járja át. Ide soroltuk a metahomokkõ, metakonglomerátum, különbözõ kvarc- Keleti-Cserhát nagykiterjedésû rétegvulkáni elõfordulásait típusok) túlsúlya, de jelentõs a karbonátok (mészkõ, is. A formációra jellemzõ a Mátraszentimre Mszi–II fúrás dolomit, dolomitos mészkõ, tûzköves mészkõ, tûzköves 186,8–1200 m közti szakasza, a Gyöngyössolymos Gys–5 dolomit), valamint a kovakõzetek (radiolarit, tûzkõ) meny- jelû fúrás a szubvulkáni fáciest is feltárta. nyisége is. Alárendelt mennyiségben, de gyakoriak a Vastagsága 500–1000 m, de a Petõfibánya Pb–1 jelû különbözõ gránittípusok és paleovulkanitok. A formáció fúrásban a 2000 m-t is meghaladja. Rétegtani helyzete felsõ részén jelennek meg a Nagyvölgyi Dácittufa alapján alsó-badeni: a Tari Dácittufára települ, fedõje a Formáció vulkanitjai, arányuk felfelé hirtelen válik Mátrában a szintén badeni korú Szurdokpüspöki Diatomit, uralkodóvá. A homok-homokkõ apró-középszemû, jól a Gyöngyössolymosi Riolit, illetve a Kékesi Andezit osztályozott, kvarc anyagú, gyakran csillámos. Padosan- Formáció. A Nyírségben fiatalabb radiometrikus kora lemezesen rétegzett, laposan keresztrétegzett. A fauna (10,2±0,5 millió év) is ismert, amely azonban a szövetben gyér, fõként kagylók (ritkán csigák) rossz megtartású is kimutatható késõbbi elváltozás következménye lehet héjtöredékébõl áll, de jellegzetes balánuszos és bryozoás (KOZÁK, PÜSPÖKI 1999a). szintek is elõfordulnak, szórványosan koralltöredékek és tengerisüntüskék is találhatók. Töredékes szenesedett Új formáció: növénymaradványok, levéltöredékek, uszadékfadarabok, Gyöngyössolymosi Riolit Formáció, gMb kovásodott fatörzsmaradványok csak egyes szintekben Lilás-rózsaszínû, középszemcsés, pados, vastagpados fordulnak elõ. megjelenésû riolit. Uralkodóan láva, néhol folyásos A Börzsöny keleti peremén, illetve elszigetelt fosz- szerkezet is felismerhetõ. Ritkán perlites (Gyöngyössoly- lányokban a belsejében is a badeni vulkáni összlet alatt, mos, Kis-hegy) és szferolitos (Lõrinci, Mulató-hegy) illetve a kárpáti–badeni Egyházasgergei Formáció felett részleteket is tartalmaz. Iniciális tufával települ a települ. Kora kárpáti–badeni. Nagyhársasi Andezitre. A Szurdokpüspöki Diatomit Formáció alsó és középsõ rétegcsoportját elválasztó 25 m KÁRPÁTI–SZARMATA vastag riolittufa is valószínûleg e formációba tartozik. A Mátrában a középsõ rétegvulkáni sorozat fölötti, és Új formációcsoport: feltételezhetõen a „fedõandezitnél” idõsebb riolit és dácit Mátrai Vulkanit Formációcsoport, MMk–s elõfordulások tartoznak ide (VARGA et al. 1975, Zelenka Az Északi-középhegység területén a több kitörési T. és Gyalog L. 1996 évi adatai). Típusszelvénye a központú, de egy vulkáni nagyciklust alkotó felsõ-kár- Gyöngyössolymos Gys–2 jelû fúrás 67,9 m-ig terjedõ páti–badeni vulkáni-szubvulkáni képzõdmények sorol- szakasza. A nyírségi területen a Nagyecsed Necs–1 fúrás- hatók ebbe a formációcsoportba. Ennek megfelelõen ide ban 2554–2843 m között — andezittestek közötti köz- Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 221 betelepülésként — közel 300 m vastagságban ková- beszáradt kõolajnyomok vannak az andezit repedé- sodott, helyenként piritesedett, fehéresszürke, rozsdabar- seiben. A lakkolit a Szécsényi, Budafoki és Pétervásárai na, alsó szakaszán finomszem-csés, mikrokristályos riolit Formáció agyagos–homokos rétegeibe nyomult, azok tartozhat ide (KOZÁK, PÜSPÖKI 1999b). Vastagsága a finomabb szemû rétegeiben exokontakt palákat hozott Mátrában max. 50 m. létre, és üledékeiket részben magával is vonszolta. A Karancs–Medves-hegységben fordul elõ (Karancs, zagy- Új formáció: varónai Vár-hegy), a Somoskõújfalu Skõ–3 jelû fúrás cs Csákánykõi Andezit Formáció, Mb tárta fel nagyobb vastagságban (1347–2217 m között a 6 Világosszürke, durvaszemcsés, karbonátosodott pirox- telér harántolt összvastagsága 224 m). én-andezit. Részben intruzív, részben extruzív Radiometrikus (K/Ar) koradatai (13,5±1 és 14,9±1,6 keletkezésû, piroklasztikum nem kapcsolódik hozzá. Csak millió év) badeni kort valószí-nûsítenek, párhuza- az üvegállomány karbonátosodott, a földpátok labradoritos mosítható a Börzsöny hasonló korú, kõzettani össze- összetételû plagioklászok. Színes elegyrészként üde hiper- tételû és fáciesû képzõdményeivel. sztén és kevés klinopiroxén található benne. A Mátra észa- ki lábánál egymástól elszigetelt kõzettestek formájában BADENI jelenik meg (Som-hegy, Pál-bükk, Szállás-hegy, Csákány- kõ, Györke-tetõ). Legjobban tanulmányozott feltárása a Új formáció: Borsodbótai Formáció, btMb csákány-kõi bánya, itt nagymennyiségû, mélybõl felhozott 1 idegen kõzetzárványt is tartalmaz. Az andezittestek több Új tagozat: Sajóvelezdi Tagozat, btMb feltárásban is láthatóan termokontakt szegéllyel érin- s 1 tkeznek a környezõ üledékes képzõdményekkel. Ezek Új rétegtag: Bánvölgyi Rétegtag, bt Mb közül a legfiatalabb a Garábi Slír, a Som-hegyen érin- (b) 1 bt tkezik a Tari Dácittufával is. Kora bizonytalan, legnagyobb Sátai Rétegtag, (s)Mb1 valószínûséggel badeni. Az extruzív testek vastagsága a A formációt a Borsodi-medencében fõként alsó- 200 m-t nem haladja meg. badeni, uralkodóan tengeri fáciesû aleurit, tufás- tufaréteges homokos aleurit („tufás fehér márga”), Új formáció: homok, tufás homok építi fel. A formáció bázisrétegeit Kékesi Andezit Formáció, keMb–s néhány m (legfeljebb 30 m) vastag szárazföldi-édesvízi Sötétszürke, fekete színû, általában tömött szövetû pi- bt kavics, homok, aleurit (Sajóvelezdi Tagozat, s Mb1) roxénandezit. Uralkodóan lávakõzet, a piroklasztikum alkotja, néhol édesvízi mészkõlencsékkel (Bánvölgyi alárendelt. A felszíni málláson kívül más kõzetelváltozást bt Rétegtag, (b)Mb1). A tengeri összletben partközeli-se- nem szenvedett. Önálló vulkáni ciklus terméke, a kélytengeri homokos aleurit rétegek, majd mélyebb vízi, Mátrában fõként a Nagyhársasi Andezit erodált felszínére, uralkodóan pteropodás agyagos aleurit rétegek (Sátai ritkán riolit-ra, az ÉK-i Mátrában néhol közvetlenül a Tari bt Rétegtag, (s)Mb1) következnek, amelyek részben össze- Dácittufára települ („fedõandezit” a Mátrában — VARGA et fogazódnak, illetve váltakoznak egymással (RADÓCZ al. 1975). Ebbe a formációba soroltuk a Mátra északi 2000b). elõterében és a Cserhátban található andezitteléreket is. A A rétegsor felsõ részén helyenként újra sekélytengeri nyírségi területen a Nagyecsed Necs–1 jelû fúrás rétegek fordulnak elõ. A tengeri összletben több, max. 2101–2554 m között feltárt andezitje párhuzamosítható a 60–70 m vastag riodácittufa betelepülés (Borsodbalatoni mátrai „fedõandezittel”, így ebbe a formációba sorolható. Formáció) ismert. A formáció átlagos vastagsága 100–300 Vastagsága nem haladja meg a 200 m-t. Korára nézve a badeni kor elfogadott, de több újabb radiometriai m, de a nyugat-borsodi Balaton község melletti Darnó- kormeghatározás (Zelenka T. szóbeli közlése) szarmata árokban eléri az 500 m-t is. kort adott. Új formáció: bb Új formáció: Borsodbalatoni Riodácittufa Formáció, Mb1 Karancsi Andezit Formáció, kMb A Borsodi-medencében ezideig „középsõ riolit- Világosszürke–kékesszürke, általában tömbös meg- tufaként” (Tari Dácittufa Formációként) számontartott, jelenésû, ritkábban telérbõl, szillbõl és intruzív brecc- kisebb részben riolittufa, nagyobb részben riodácit–dácit- sából álló, szubvulkáni andezit és dácit. Szövete portufa (RAVASZNÉ 1993, BOHN-HAVAS et al. 1998) tartozik a fíros, alapanyaga felzites-mikroholokristályos. A lakko- formációba, amely Balaton község környékén 10–70 m litban három kõzettípus különíthetõ el: belül gránát tar- vastag (RADÓCZ 2000c). A tufa tengeri üledékes szem- talmú hiperszténes amfibolandezit, majd gránát tartalmú cséket is tartalmaz, ÉK felé szétseprûzõdik. A Bükkalján biotitos amfibolandezit, végül kívül gránát tartalmú ismert Tari Dácittufával ellentétben nem tartalmaz dácit. A kõzettest utóvulkáni hatásra bontott (pro- összesült ignimbritet. Feltételesen ide soroljuk a pilitesedett), hidrotermális telérekben gyenge Dunántúlon a Berhidai-medencében lévõ riodácittufa- Pb–Zn–Ag–Au indikációkkal. A karancsi kõbányában szinteket is. 222 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

Új kor: Új formáció: pm l Pusztamiskei Formáció, Mb1 Lajtai Mészkõ Formáció, Mb Új tagozat: Új tagozat: pm l Kolontári Kavics Tagozat, kMb1 Pécsszabolcsi Mészkõ Tagozat, pMb1 pm l Szabóbányai Tagozat, sMb1 Rákosi Mészkõ Tagozat, rMb2 Fõként durva- és középszemû homokkõ építi fel, Ebbe a formációba vontuk össze az ország területén öt meszes kötésû, a glaukonittól gyakran zöldes árnyalatú. különbözõ formációba (Rákosi, Pécsszabolcsi, Ebesi, Bázisán durva törmelékes, abráziós báziskavics, illetve Abonyi és Sámsonházai Formáció) sorolt, de egymástól konglomerátum települ. Felsõbb szakaszán gyakoribbak nehezen különböztethetõ mészkõtípust. A régi formáció- az aleurolit- és a márga-betelepülések. Fõ elterjedési nevek közül a Rákosi, a Pécsszabolcsi és a Sámsonházai területe Devecser–Nyirád környéke, Csabrendek–Sümeg megszüntetését javasoljuk. Az újraértelmezett Abonyi és környékén is elõfordul. Ebesi Formációba az eddigi egységek törmelékes rétegso- Eróziós diszkordanciával és legtöbbször durva bázis- rait soroljuk. A Lajtai Mészkõ Formációt sekélytengeri réteggel települ az idõsebb képzõdményekre, fedõjében mészkõ, algás mészkõ, kalkarenit, meszes molluszkás sokszor szintén diszkordánsan települ a vele részben he- homokkõ alkotja, márga közbetelepülésekkel, bázisán teropikus Lajtai Mészkõ. helyenként konglomerátummal, máshol márgás szintekkel. A medencebelsõ irányában üledékei finomod- Vastagsága 30–100 m. Kora badeni. A formáción belül egyes kifejlõdési területeken egyértelmûen elkülöníthetõ nak, és laterálisan átmegy a Tekeresi Slír Formáció- alsó (kora-badeni) és felsõ (késõ-badeni) „lajtamészkövet” ba. Vastagsága átlagosan 50, maximum 200 m (a önálló tagozatként javasoljuk besorolni Pécsszabolcsi Gyepükaján Gy–6 jelû fúrásban). Rétegtani kiterjedését Mészkõ Tagozat (l Mb ), illetve Rákosi Mészkõ Tagozat a korábbi badenivel szemben az alsó-badenire szû- p 1 (l Mb ) név alatt. kítjük. r 2 A Devecser–Nyirádi-medence területérõl (legna- Módosított kor: gyobb felszíni elterjedésben Bakonygyepes–Kolontár Szilágyi Agyagmárga Formáció, szMb térségében) ismert partszegélyi kavicsüledékeket Sekély neritikus szürke foraminiferás agyagmárga, Kolontári Kavics Tagozat (pmMb ) néven különítettük k 1 gyakran turitellás-corbulás makrofaunával („torton slír”, el. A formáció partszegélyi homokos kifejlõdéseit a „turritellás, corbulás agyagmárga összlet”). Laterális Bakonyban — a Várpalota DNy-i részén lévõ lelõhe- összefogazódását a Lajtai Mészkõ Formációval vékony lyük után — a Szabóbányai Tagozatba (pm Mb ) sorol- sz 1 homokkõ és tufitzsinórok jelzik. Vastagsága 50–100 m. juk. Mivel a Herendi-medence területén a széntelepes összlet fedõjében települõ, 80–100 m összvastagságú, kora-badeni Módosított kor: korú, tengeri agyagos aleurit kifejlõdést („turritellás-mol- h Hidasi Barnakõszén Formáció, Mb luszkás agyag” — KÓKAY 1966) is a Szilágyi Agyagmárga Formációba soroljuk (BENCE et al. 1990), így a formáció Új tagozat: h korát szükségesnek tartjuk kiterjeszteni a késõ-badenirõl Szentgáli Tagozat, sMb1 h kora-badenire is. Meggyeserdõi Tagozat, mMb2 h Várpalotai Barnakõszén Tagozat, vMb2 Új formáció: h sp Loncsosi Alginit Tagozat, lMb2 Szurdokpüspöki Formáció, Mb A kõszéncsíkokkal váltakozó huminites agyag, lignit, Új tagozat: sp agyagos lignit, édesvízi molluszkás agyag, alginites Gyöngyöspatai Limnokvarcit Tagozat, gMb agyagmárga sorozatból felépülõ formáción belül a A badeni tengerbõl szigetként kiálló vulkánok partján Bakonyban a széntelepet és a közvetlen fedõjében kialakult, a tengertõl többé-kevésbé elzárt medencékben települõ congeriás–bulimuszos réteget Várpalotai felhalmozódott üledékegyüttes. Jellemzõen háromosz- h Barnakõszén Tagozat (vMb2), az e fölött kifejlõdött tatú, alul édesvízi-csökkentsósvízi, középen tisztán ten- édesvízi alginites agyagmárgát Loncsosi Alginit geri, felül ismét csökkentsósvízi kifejlõdésû. A diatomák- h Tagozat (lMb2) néven különítettük el. ban gazdag litofáciese (diatomit) a medenceperemeken A tagozatra jellemzõek a riodácittufa, -tufit köz- található, a mélyebbvizû medencebelsõkben homokos betelepülések. A Ny-bakonyi területen javasolt új nevek: agyag, agyag, agyagmárga halmozódott fel. Riolittufa-, h Szentgáli Tagozat (sMb1) a Herend–Szentgál környéki tufit- és limnokvarcit-rétegek települnek közbe. A közép- h és Meggyeserdõi Tagozat ( mMb2) a Pusztamiske sõ, tengeri kifejlõdésben a Lajtai Mészkõ Formációval környéki széntelepes összletre. A formáció vastagsága a párhuzamosítható mészkõrétegek is találhatók. Bakonyban elérheti a 100–150 m-t, a kõszéntelepek átla- A posztvulkáni kovasavas hévforrásokból és az ezek gos vastagsága 4–5 m. körül kialakult tavakban kivált gejziritet és limno- Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 223

sp kvarcitot Gyöngyöspatai Limnokvarcit Tagozat ( gMb) Az elsõben fõként vékonyréteges, hullott andezittufa néven különítjük el. Rétegzett, gyakran mikrorétegzett, képzõdött lapillikkel, járulékos litikus elegyrészekkel (ez sötétzöld, világoszöld, sárga, vörös színû. Az egyes freatomagmás piroklasztitszórás eredménye lehet). A rétegek opál, kalcedon és mikrokvarcit anyagúak. második fázisban a freatomagmás összlet felsõ részébe Jellemzõ felszíni elõfordulásai a gyöngyöspatai keresztrétegzett völgykitöltõ üledék vágódott be, ez kb. Prédikálótetõ és a gyöngyöstarjáni Köves-domb. Ritkán 10% idegen (fõleg mészkõ és andezit anyagú) elegyrészt diatomás közbetelepülések és kovásodott növény- is tartalmaz (ez egy alapi torlóár üledéke, vagy ennek töredékek is találhatók benne. Feküje a Nagyhársasi gyors folyású vízben áthalmozott változata lehet). Erre Andezit. Legnagyobb felszíni elõfordulása a szur- tömeges, alig rétegzett, horzsaköveket és gránátos biotit- dokpüspöki diatomaföld-bánya, mélyfúrási típus- dácit lito-klasztokat tartalmazó réteg települ (horzsakõ- és szelvénye a Hasznos H–4 és a Gyöngyöspata Gyp–2 jelû hamuárüledék). A harmadik szakaszban vékonyrétegzett, fúrás. Vastagsága meghaladja a 200 m-t, kora õslénytani jól osztályozott amfibolandezit-tufa, majd blokk- és vizsgálatok alapján badeni. hamuár-üledék, végül áthalmozott piroklasztitok keletkeztek. A negyedik fázisban elõször horzsaköveket és Új formációcsoport: andezit lapilliket tartalmazó üledék (kristályos üvegtufa Börzsöny–Visegrádi Formációcsoport, BMb mátrixszal), majd piroxénandezit összetételû horzsakõ- és hamuár üledéke (ignimbrit) keletkezett. Végül áthalmo- A Börzsöny és a Visegrádi-hegység területén KORPÁS zott piroklaszt-árüledékek következnek, a szemcsék L. az eddigi egy rétegtani egység, hivatalosan a Mátrai (klasztok) körüli agyagos bekérgezés nedves közegben Formáció, illetve nem hivatalosan a terület földtani ma- történõ áthalmozásra utal. A Holdvilág-árokban a vulkáni gyarázójában (KORPÁS 1998) leírt Börzsönyi és Visegrádi- rétegsor vastagsága kb. 70 m. A szelvénybõl vizsgált hegységi Andezit Formáció helyett egy új formációcso- három minta K/Ar kora 16,5 millió év körüli (BENDÕ B portot (Börzsöny–Visegrádi Formációcsoport, Mb), 2001). ezen belül 4 formációt, illetve 7 új tagozatot különített el A Visegrádi-hegység déli és keleti peremén elõfor- (in GYALOG et al. 2001c). duló szubvulkáni és extruzív fáciesû biotitdácit-testek A Visegrádi-hegységben alul a Holdvilágárki Dácittufa (pl. dorogi Strázsa-hegy, Babos-hegy, Lencse-hegy, Formáció vulkáni-törmelékes rétegsora települ. Ehhez kap- hv Csódi-hegy) a Csódihegyi Dácit Tagozatba ( cMb) tar- csolódik a szubvulkáni Csódihegyi Dácit Tagozat, illetve a toznak. Méretük néhány tíz és 1000 m között változik, s hasonló fáciesû, de andezites összetételû Apátkútivölgyi nagyrészt izometrikus, oszlopszerû szubvulkáni testeket, Andezit Tagozat. Fölötte a rétegvulkáni, már andezites extruzív dómokat alkotnak. Az aktív kontaktusok összetételû Dobogókõi Andezit Formáció következik. Ezen öve néhány m, ezeket jellegzetes kõzetelváltozások belül tagozatként a szubvulkáni Cserhegyi Andezit Tagozat kísérik. különül el. hv Az Apátkútivölgyi Andezit Tagozatra ( aMb) A Börzsönyben hasonló a vulkáni komplexum jellemzõ, szubvulkáni fáciesû biotitos-amfibolandezit ti- felépítése. Alul a Nagyvölgyi Dácittufa Formáció talál- pikus elõfordulásai a Visegrádi-hegység központi részén ható, amely üledékes-vulkáni és tömeges piroklasztikum (Pilisszentlászló környéke, Apátkúti-völgy), valamint a rétegcsoportból áll. Ebbõl a szubvulkáni és kiömlési hegység keleti peremén találhatók. A maximálisan 3000 (lávadóm felépítésû), dácitos összetételû Nógrádi Dácit m átmérõjû, izometrikus és oszlopszerû testek mel- Tagozat, illetve a hasonló fáciesû, de andezites összetételû lékkõzete fõleg oligocén üledékekbõl, valamint Nagykoppányi Andezit Tagozat különíthetõ el. Fölötte a Holdvilágárki Dácittufából áll. Néhány m vastag aktív Magasbörzsönyi Andezit Formáció piroxénandezit láva- kontaktusait jellegzetes „összesülés” és kõzetelváltozás padokkal tagolt, durvatörmelékes piroklasztikuma kíséri. következik. Ebben tagozatként különítjük el az áttörõ leukokrata amfibolandezit-teléreket Magyarhegyi Amfibol- Új formáció: andezit Tagozat, a szubvulkáni testeket Magastaxi Dobogókõi Andezit Formáció, dMb Amfibol-piroxénandezit Tagozat néven. Új tagozat: d Új formáció: Cserhegyi Andezit Tagozat, cMb Holdvilágárki Dácittufa Formáció, hvMb Az összlet a durvatörmelékes piroklasztikumok uralkodó voltával, továbbá a lávapadok, a vulkáni- Új tagozat: hv üledékes és az üledékes kõzetek hiányával jellemezhetõ. Csódihegyi Dácit Tagozat, cMb Apátkútivölgyi Andezit Tagozat, hvMb Az amfibol-piroxénandezit anyagú piroklasztikus árak a mátrixa salakos andezithomok, a szögletes törmelék- A formáció több vulkáni egységbõl áll, anyaga kezdet- darabok maximális átmérõje eléri az 1 m-t. A klasztok ben andezites, majd dácitos összetételû piroklasztikum, között hólyagos-üreges, salakos, breccsás, üveges és fõként tufa, kevés sekélytengeri üledékkel. A képzõd- kristályos változatok találhatók. A törmelék és a mátrix mények keletkezése négy vulkáni fázisra tagolható. becsült aránya 3:1–1:1 között változik. 224 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

A formáció maximális vastagsága 500 m. Kora sokban a kõzettelérek mérete néhány 10 m, míg az radiometrikus (K/Ar) kormeghatározások és paleomág- összefüggõ, gyakran izometrikus, oszlopszerû szub- neses mérések alapján 14,8–14,5 millió év. vulkáni kõzettestek és extruzív dómok átmérõje d A Cserhegyi Andezit Tagozat (cMb) nagyobb össze- 500–1500 m között változik. Az aktív kontaktusok zóná- függõ felszíni elõfordulása a Visegrádi-hegység középsõ ja maximum néhány méter szélességû (gyakran a dácit, és északi részére korlátozódik. A nagyobb méretû, illetve a mellékkõzet törmelékébõl képzõdött breccsából izometrikus, oszlopszerû szubvulkáni kõzettestek átmérõ- áll). Jellegzetes kõzetelváltozásai az oxidáció, az agyag- je néhány 100 és 3000 m közötti. A néhány méter széles ásványosodás, a karbonátosodás és a propi-litesedés aktív kontaktusok övében „összesülés” nyoma, karboná- (utóbbi a nagybörzsönyi ércesedés területén). tosodás és kristályossági fokbeli változás mutatkozik. A Nógrádi Dácittal genetikailag rokon és hozzá térben Néhány cm-es, esetenként néhány dm-es zárványai közvetlenül kapcsolódó képzõdmény a szubvulkáni biotit- részben endomagmás eredetûek, részben kristályos nv amfibolandezit (Nagykoppányi Andezit Tagozat, kMb). kõzetekbõl állnak. Nagyméretû szubvulkáni központként Felszíni és felszín alatti elterjedése a Nógrádi Dácitéval értelmezhetõek a visegrád–nagymarosi (Mátyás-hegy, azonos. A felszínre bukkanó egyedi kõzettelérek mérete Duna-meder), a dömör-kapui (Kapitány-hegy, Cser-hegy) néhány tíz méter, míg a nagyobb izometrikus, oszlopszerû és a pomázi elõfordulások. szubvulkáni központok mérettartománya 500–2000 m közötti. Új formáció: Nagyvölgyi Dácittufa Formáció, nvMb Új formáció: Magasbörzsönyi Andezit Formáció, mbMb Új tagozat: nv Új tagozat: Nógrádi Dácit Tagozat, nMb nv Magyarhegyi Amfibolandezit Tagozat, mbMb Nagykoppányi Andezit Tagozat, kMb m Magastaxi Amfibol-piroxénandezit Tagozat, mbMb A formáció átmeneti üledékes-vulkáni és tömeges t piroklasztikum rétegcsoportra tagolható. Az átmeneti A formációt a Magasbörzsönyi paleovulkáni kúp üledékes-vulkáni rétegcsoport felépítésében közel egyen- (BALLA 1978) szárazföldi lávaárjai és piroklasztikum- lõ arányban vesznek részt a vulkáni, a vulkáni-üledékes breccsái építik fel. A formáció a durvatörmelékes és az üledékes kõzettípusok. A tömeges piroklasztikum piroklasztikus árak uralkodó voltával, a vulkáni- rétegcsoport a vulkanitok túlsúlyával, a vulkáni-üledékes üledékes és az üledékes kõzetek teljes hiányával jelle- kõzettípusok és az üledékek alárendelt voltával tûnik mezhetõ. További jellegzetessége az 5–7 térképezett ki. Az ásványos összetételben megjelennek, majd lávaár. A piroklasztikus árak mátrixa salakos piroxén- uralkodóvá válnak a vulkáni eredetû ásványok, mint a amfibolandezit. A monomikt, szögletes és osztályozatlan biotit, amfibol, piroxén, s gyakori a gránát is. A vulkáni törmelékek uralkodó átmérõje néhány cm és néhány dm kõzettípusok között az andezit- és dácitváltozatok közötti, de gyakoriak az 1 méteres átmérõt meghaladó jellemzõek. tömbök is. Anyaguk hólyagos-üreges, salakos, breccsás, A vízbehullott por- és kristálytufa mellett a szelvények- üveges és kristályos, amfibol-piroxénandezit vagy ben gyakoriak a piroklasztikus árak (lahar, ignimbrit) és piroxén-amfibolandezit összetételû lávakõzet. A kúp az epiklasztikus felhalmozódások. A vulkanoklasztitok lejtõirányába dõlõ pados, lemezes lávaárak vastagsága mérete néhány mm és néhány m között változik, anyaguk 10–100 m közötti. Anyaguk az elõbbiekkel egyezõ, am- túlnyomórészt láva, alárendelten (horzsaköves) tufa-tufit fibol-piroxénandezit vagy piroxén-amfibolandezit. A eredetû. A hólyagos-üreges, salakos, breccsás, üveges és formáció maximális vastagsága 500 m, kora a K/Ar kristályos lávakõzetek részben biotit-amfibol-piroxéndá- radiometrikus kormeghatározások és a paleomágneses cit, részben biotit-amfibol-piroxénandezit összetételûek. mérések alapján 14,8–14,5 millió év. Ezek gránátos vagy gránátmentes változatai egyaránt elõ- A Magasbörzsönyi Andezit Formáció vulkáni kúpjának fordulnak. A formáció agyagos üledékei, tufa- és tufit- piroklasztikus árjait és lávapadjait metszõ leukokrata amfi- betelepülései gyakran tartalmaznak szegényes õsmarad- bolandezit-telérek (a börzsönyi vulkánosság finális ter- ványegyüttest (szenesedett növényi maradványok, usza- mékei) a Magyarhegyi Amfibolandezit Tagozatba mb dékfa-darabok, spóra-pollen, molluszkatöredékek, bentosz ( mMb) tartoznak. Ezek a néhány m-tõl 20 m-ig terjedõ foraminiferák, kokkolitok). szélességû telérek esetenként több száz méter hosszan A formáció vastagsága 250–600 m között változhat. követhetõek. Kora a K/Ar radiometrikus kormeghatározások és a paleo- A Magasbörzsönyi Andezit Formáció szubvulkáni, mágneses mérések alapján 15,2–14,8 millió év (KORPÁS telér- és kürtõfáciesû amfibol-piroxénandezit változatait a mb 1998). Magastaxi Amfibol-piroxénandezit Tagozatba ( t Mb) nv A Nógrádi Dácit Tagozat ( nMb) nagyobb, össze- soroljuk. Felszíni és felszínalatti elõfordulásaik a Magas- függõ kibúvásai a Börzsöny központi területére és keleti börzsönyi vulkáni kúp területére és a Börzsöny déli részére peremére korlátozódnak. Felszín alatt a Börzsöny korlátozódnak. Az egyedi felszíni kibúvások mérete központi területén több fúrás feltárta. A felszíni kibúvá- néhány 10 méter, míg az összefüggõ, izometrikus és oszlo- Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 225 pos kõzettestek uralkodó mérettartománya 200–3000 m Új formáció: fk között változik. A mellékkõzetükkel alkotott aktív kontak- Füzérkajatai Andezit Formáció, Mb2 tusok öve általában néhány m széles, gyakran breccsás. A Piroxénandezit, biotitos piroxénandezit építi fel, kontakt övet rendszerint „össze-sülés”, karbonátosodás, szubvulkáni, illetve szubmarin (peperites, hialoklasz- illetve a kristályosság fokbeli változása kíséri. A gyakori titos) kifejlõdésben. Vastagsága a hegység fúrásaiban néhány cm-es, esetenként néhány dm-es zárványok max. 340 m (Telkibánya Tb–2), a Nagyecsed Necs–1 jelû részben endomagmás eredetûek, részben jóval idõsebb fúrásban közel 400 m, itt érces, propilites (1712–2101 m kõzetekbõl (gneisz, csillámpala, kvarcit, metahomokkõ, — SZÉKYNÉ FUX, KOZÁK 1982, KOZÁK, PÜSPÖKI 1999b), gránit), vagy a fiatalabb mellékkõzetekbõl (agyag, SiO2-tartalma 55-58%. Típusszelvénye a Füzérkajata homokkõ, tufa, biotit-amfibolandezit, dácit) felszakítottak. Fka–2 jelû fúrás 533,0–550,2 m, illetve 570,0–683,0 m Szövete többnyire mikroholokristályos porfíros. Jel- közötti szakasza. legzetes kõzetelváltozása az oxidáció, az agyagásvá- nyosodás és a karbonátosodás. Új formáció: Vágáshutai Dácit Formáció, vhMb Új formációcsoport: 2 N Új tagozat: Nyírségi Vulkanit Formációcsoport, Mb2 vh Szávahegyi Tagozat, sMb2 A Tokaji-hegységben és az É-Tiszántúlon általánosan Piroxén-amfiboldácit, amfiboldácit, zömében szub- elterjedt képzõdményegyüttes, a savanyú piroklasz- vulkáni kifejlõdésû, de láva és piroklasztikum formájában tikumok túlsúlyával. Egységei a Sátoraljaújhelyi Riolit- is ismert. SiO -tartalma 63–64%. Vastagsága a Tokaji- tufa, a Füzérkajatai Andezit és a Vágáshutai Dácit For- 2 hegységben meghaladja a 220 m-t, a Komoró–I jelû fúrás- máció. Rétegtani hovatartozásukat a Szilágyi Agyagmárga ban közel 700 m (1871–2506 m). Utóbbi radiometrikus Formáció közbetelepült faunás rétegei, illetve települési kora 13±0,6 millió év. Típusszelvénye a vágáshutai helyzetük jelöli ki, kevés radiometrikus koradat áll ren- Fekete-hegy DNy-i lábánál lévõ Gyékényes-árok feltárása. delkezésre. A formációcsoport felsõ határát a Kozárdi Kálimetaszomatizált változata (K O-tartalom: 9,8–11,3%) Formáció betelepülései jelzik. Teljes vastagsága meg- 2 a Szávahegyi Tagozat (vhMb ), hasonló propilites kõzetek haladja a 700 m-t. s 2 a Komoró–I jelû fúrásban is elõfordulnak (KOZÁK, Új formáció: PÜSPÖKI 1999b). A tagozat típusszelvénye a Nagyszáva É- Sátoraljaújhelyi Riolittufa Formáció, sMb i oldalán mélyített Sárospatak Sp–11 jelû fúrás 3,8–220 m 2 közötti szakasza. Új tagozat: s Mikóházi Riolittufa Tagozat, mMb2 BADENI–SZARMATA s Nyilazóbányai Riolittufa Tagozat, nMb2 Új formáció: s sj Makkoshotykai Riolittufa Tagozat, hMb2 Sajóhídvégi Trachit Formáció, Mb–s Végardói Riolit Tagozat, s Mb v 2 Magas káliumtartalmú trachit és trachittufa (MAURITZ, Csattantyúi Tagozat, sMb c 2 TOLNAI 1953). Csak a sajóhídvégi fúrásokból ismerjük, az A formáció savanyú piroklasztikumok különféle vál- S–1 fúrás 350 m vastagságban, az S–2 fúrás 500–1500 m tozatait foglalja magában, helyenként riolit lávaömléssel, között tárta fel. Kora és litosztratigráfiai helyzete bizony- -benyomulással kísérve. Típusszelvénye a Sátoraljaújhely talan, így jelenleg egyik bükkaljai vagy tokaji-hegységi Suh–8 jelû fúrás 123,9–740,0 m közötti szakasza, melyben formációba sem sorolható. a legtöbb tufatípus képviselt. Legelterjedtebb változatai a különbözõ mértékben Új formáció: összesült riolit-ártufák (mikóházi tufa, óbányai tufa, sáros- Felnémeti Riolittufa Formáció, fMb–s pataki malomkõtufa). Ezek közül a zeolitosodott típus a s A Bükk nyugati elõterében és a Mátra–Bükk közötti Mikóházi Riolittufa Tagozatba (mMb2), a hullott típusok s dombvidéken elõforduló, badeni–szarmata korú savanyú a Nyilazóbányai Riolittufa Tagozatba (nMb2), az áthal- mozott tufa-tufit típusok a Makkoshotykai Riolittufa piroklasztikumokat vontuk össze ebbe a formációba. A s korábbi térképeken elkülönített középsõ- és felsõ riolit- Tagozatba (hMb2) tartoznak. A riolitperlites riolit benyo- mulásokat, lávatakarókat a Végardói Riolit Tagozatba tufa sok esetben el sem határolható egymástól, az itteni s középsõ riolittufa nem felel meg a Tari Dácittufa definí- (vMb2) soroljuk. A fenti változatok átlagos SiO2-tartalma 75,3–77,8%. Fentiektõl fõként kemizmusban térnek el a ciójának. Ezen a területen a kárpáti–badeni határon je- s Csattantyúi Tagozat (cMb2) riodácittufái, riodácitjai lentkezõ dácittufa hiányzik. A Bükk nyugati peremén (SiO2 67–70%), melyek a Kishuta Kh–1 jelû fúráson eddig megvizsgált, korábban alsó riolittufának tartott (827–1000 m) kívül a Komoró–I (2506–2859 m), Gelénes horzsaköves, biotitos riolittufa-elõfordulások õslény- G–1 (1229,5–1394 m), Csenger Csen–1, Nyíregyháza tanilag igazolt szarmata üledékes környezetbe települ- Nyi–1, Gacsály Gacs–1 és feltételesen a Bakta–I jelû nek. Célszerû az eddig használt Sajóvölgyi Formációból fúrásban is elõfordulnak (KOZÁK, PÜSPÖKI 1999b). ezeket kiemelni, és önálló formációba sorolni. 226 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

Változatos felépítésû, nagyobbrészt üledékekkel vál- Vastagsága változó, a hegységperemen max. 140 m, az takozó áthalmozott riolittufa (tufahomok, kavicsos tufa- Alföld irányában egyre inkább lezökkent helyzetben homok, tufás agyag), de találhatók hullott és összesült fokozatosan növekszik (Szihalom Szi–1 177 m, Mezõ- (ignimbrit) riolittufa-testek is. Ez utóbbiak változó kövesd Mk–1 210 m, Mezõnyárád Mn–1 224 m, Kere- mértékben zeolitosodtak. Sirok környékén andezittufa és csend Ker–1 355 m, Egerlövõ El–1 530 m). A dõlések is andezit-agglomerátum is található benne. Ezek nagyobb általában ebbe az irányba mutatnak, 10–20° közötti elõfordulásait a Dubicsányi Andezit Formációba sorol- értékekkel. Az eddig rendelkezésre álló radiometrikus tuk, de tényleges hovatartozásuk kérdéses maradt (pl. adatok alapján a formáció kora 14,6–13,5 millió év lehetnek a Nagyhársasi Formáció piroklasztikumának közé esik. távolabbra szóródott részletei is). A formáció kora a kora- A zömében szárazföldi felhalmozódás miatt kevés a badenitõl a szarmata végéig terjed. A Bükk peremén sok faunisztikai adat, mégis, az idõsebb tufaösszletekhez esetben közvetlenül az alaphegységre települ, a medence képest jóval több az üledékes (tufás homok, aleurit, ben- belsejében badeni és szarmata üledékekkel fogazódik tonitos agyag, diatomás tufit) közbetelepülés, ami össze. Kapcsolata a Harsányi, illetve a Lénárdaróci õsmaradvány-tartalom esetén elõsegítette a korbesorolást. Formációval nem teljesen tisztázott. A formációt a kor, a fauna és a kõzettani különbségek alapján 3 tagozatra osztottuk. Ezek: a badeni korú, gömb- konkréciós tufa és hullott tufa összetételû Kõkötõhegyi Új formáció: ha Tagozat ( kMb), a szarmata korú, hullott és áthalmozott Lénárddaróci Riolittufa Formáció, lMb –s ha 2 1 tufából álló Bábaszéki Tagozat ( bMs) és a kora-pannó- Lénárddaróci Riolittufa Formáció név alatt niai korú, csak áthalmozott tufából, tufitból és diatomit- ha különítjük el a több vékony és három vastagabb ból álló Szorosvölgyi Tagozat ( sPa1). rétegbõl álló szarmata riolittufán belül az alsó, legfeljebb 20 m vastagságú rétegösszletet a Borsodi- Módosított index: sv medencében. Korábban a „felsõ riolittufa” meghatá- Sajóvölgyi Formáció, Mb–Pa1 rozás (RADÓCZ 2001) magában foglalta az „andezittufa Új tagozat: sv agglomerátum” alatti felsõ-badeni–alsó-szarmata (Lé- Császtapusztai Tagozat, cMs sv nárddaróci Riolittufa Formáció), és fölötti két Hernádvölgyi Agyag Tagozat, hMs2–Pa1 vastagabb, felsõ-szarmata (Galgavölgyi Riolittufa Új rétegtag: Formáció) és alsó-pannóniai („legfelsõ riolittufa”, sv Bükkszentmártoni Rétegtag, (b)Mb–s Csereháti Riolittufa Formáció) riolittufa összletet is. A A formáció uralkodóan szárazföldi és édesvízi (tavi, formáció felszínen és fúrásban is elõfordul Lénárddaróc folyóvízi) üledékek (vulkanomikt kavics, homok, agyag- környékén, ahol az alsó 8 méterét kötött ártufa alkotja márgás aleurit, diatomit, limnoopalit) váltakozásából áll. szenesedett fatörzsmaradványokkal. A felsõ, 5-6 m Rétegsora a Bükkalján a badeni emelettõl a pannóniai vastag összlet laza ártufából, illetve freatomagmás emelet aljáig követhetõ, ahol a felszínen D és DK felõl tufából áll, amelyre kifúvási csatornák és akkréciós folyamatosan kíséri a Tari Dácittufa Formáció képzõd- lapillik (tufa-gyöngyök) jellemzõk (RADÓCZ 2001). ményeit, melyeket diszkordánsan fed. Tufaszintek települ- nek az összletbe (Demjén és Harsány térségében), melyek BADENI–PANNÓNIAI a badeni–szarmata Lénárddaróci Riolittufa, a szarmata Új formáció: Galgavölgyi Riolittufa, valamint a kora-pannóniai Csere- ha háti Riolittufa Formációnak felelhetnek meg („felsõ és Harsányi Riolittufa Formáció, Mb–Pa1 legfelsõ riolittufa”). A Borsodi-medencében a szarmata Új tagozat: ha Kõkötõhegyi Tagozat, kMb andezit vulkanizmus (Dubicsányi Formáció) kettéosztja a ha Bábaszéki Tagozat, bMs formáció képzõdményeit. Alsó szakaszának szárazföldi, ha Szorosvölgyi Tagozat, sPa1 édesvízi, molluszkát tartalmazó rétegeit Bükkszent- sv Elsõsorban hullott, lavina-, freatomagmás (gömb- mártoni Rétegtag ((b)Mb-s), középsõ-felsõ szakaszának konkréciós, tufagalacsinos) és áthalmozott riolittufa-tufit lignittelepes rétegeit pedig Császtapusztai Tagozat sv változatok építik fel a formációt (az SiO2-tartalom 70% ( cMs) néven különítettük el a Kelet-borsodi-medencében. feletti), bár alárendelten andezit- és dácittufitos A formáció felfelé fokozatosan megy át az Edelényi betelepülések is kimutathatók benne, melyek mennyisége Tarkaagyag Formáció alsó-pannóniai üledékeibe (Bükk- ÉK-i irányban növekszik. A Bükkalján és elõterében a aranyos, Harsány, Borsodgeszt, Nyékládháza). Vastagsága Tari Dácittufa Formáció fedõjében szereplõ valamennyi, 20–150, maximálisan 300 m (Nyékládháza). uralkodóan savanyú összetételû piroklasztikumot sv A Hernádvölgyi Agyag Tagozatot ( hMs2–Pa1) soroljuk ide (ezen a részen így az ún. felsõ riolittufát is szárazföldi, limnikus-fluviatilis tarka, mészcsomós agyag tartalmazza). A Tari Formáció kimaradása esetén építi fel, aleurit- és homok-betelepülésekkel, helyenként közvetlenül települ a Gyulakeszi Riolittufa Formációra, Mollusca- és Ostracoda-faunával, Chara-termésekkel. A fedõje az alsó-pannóniai Edelényi Tarkaagyag Formáció. faunában sok a szarmata jellegû alak, melyek az alsó-pannó- Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 227 niaiba átnyúló alakokkal, valamint jelentõs spóra-pollen márga, homok, tufás homok, laza homokkõ, tufás agyag, anyaggal kiegészülve a szarmata-pannóniai fordulón jelölik bentonit, mészmárga, mészhomokkõ, alárendelten oolitos ki a tagozat rétegtani helyét. A Hernád-völgy K-i oldalára mészkõ felépítésû formációnak a Tokaji-hegység területén jellemzõ képzõdmény Abaújszántó–Abaújvár között. kifejlõdött beltavi-lagúna fáciesû, kora-szarmata korú Vastagsága nem haladja meg a 100 m-t. Típusszelvénye diatomás tufit, kovaföld rétegei Gomboskai Kovaföld k Abaújváron a Hernádpart feltárása. Tagozat ( gMs1) névvel különíthetõk el. Vastagsága a vulkáni formációk közötti betelepülések esetén ritkán hal- Új kor: Vöröstói Formáció, vMb–Pa adja meg a 100–200 m-t, de a környezõ süllyedékekben az 2 500 m-t is elérheti. A tagozat típusszelvénye a tállyai Új tagozat: Gomboska kovaföldfeltárása, illetve az itt mélyült Tállya v Diszeli Bauxit Tagozat, dMb–Pa2 Tá–3 jelû fúrás. v Vízvöröstói Vörösagyag Tagozat, vMb–Pa2 Uralkodóan alaphegységi feküs, bauxitos eredetû Új formáció: du áthalmozott képzõdmények (bauxitos agyag, agyagos Dubicsányi Andezit Formáció, Ms1 bauxit, vörösagyag, helyenként nagy vastartalmú bau- Uralkodóan andezit-agglomerátum, -tufa és -tufit, xitkavicsokkal — „miocén bauxit”). Eocén fedõ-képzõd- ritkábban több m3 nagyságú, láva eredetû piroxénande- ményekkel nem védett bauxitok átülepítésével keletkezett, zit kõzettestek, (lávabreccsák és telérek) építik fel. A szárazföldi kifejlõdésû. Legnagyobb vastagságban a tufa és tufitrétegek korhatározó (szarmata) növény- nagyvázsonyi medencébõl ismert, ahol a 70 m-t is megha- maradványokat tartalmaznak. A tufa- és tufitösszlet ladja (a nagyvázsonyi Nzt–6 fúrásban 75,5 m). Korát az esetenként részben riolitos összetételû. Rétegtanilag a Isztimér–Bakonykúti–Guttamási terület adatai alapján Sajóvölgyi Formáció középsõ részén található, korábban módosítottuk, és terjesztettük ki a badeni–szarmatán túl a abba sorolták be. Az andezit-piroklasztikumban idegen pannóniaira is. kõzettestek, zárványok (paleozoos agyagpala, A fõként bauxitos agyagot és agyagos bauxitot, aláren- oligocén–miocén homokkõ stb.), valamint agyag, delten bauxit minõségû lencsék, rétegek közbetelepülésé-vel homok, kavics, savanyú tufa és tufit közbetelepülések is v a Diszeli Bauxit Tagozatba (dMb–Pa2) soroltuk. Anyaga elõfordulnak (RADÓCZ 1999). A Kelet-Borsodi- barnásvörös–téglavörös, sárga, szürkésfehér vagy rózsaszín medencében és a Nyugat-Borsodi-medence É-i részén foltokkal, eres, szemcsés, rögös elválású, nedvesen általában fordul elõ. Rétegtani helyzete alapján képzõdése eset- puha, kézzel gyúrható. Makroszkóposan gyakran törmelékes leg már a késõ-badeni során elkezdõdhetett, de szövetûek, a pelitomorf alapanyagban 3–20 mm átmérõjû túlnyomórészt szarmata korú. Vastagsága 10–50 m bauxitrögöket, keményebb, vasas, pizoidos bauxitkavic- közötti. sokat, pizoidokat, helyenként vaskéregkavicsokat tartalmaz. A tagozat nagyobb elterjedésben a Hegyesd–Diszel környé- Új formációcsoport: ki bauxitkutatás során vált ismertté. H Hegyaljai Vulkanit Formációcsoport, Ms1 A fõként agyagból álló rétegeket Vízvöröstói A formációcsoport a Tokaji-hegység és az É-Tiszántúl Vörösagyag Tagozat (vMb–Pa ) néven különítettük el. v 2 legelterjedtebb vulkáni képzõdményeit foglalja magába. Rozsdabarna, sötétvörös vagy barnásvörös, alárendelten sárga–szürkésfehér foltos-eres agyagokból áll, melyek Kronosztratigráfiai besorolását a feküben levõ és köz- gyakran változó mértékben kvarchomokosak, muszko- betelepülõ Kozárdi Formációba sorolható szarmata faunás vitcsillámosak, helyenként gyöngykavicsot, mészcsomó- üledékek, illetve radiometriai (K/Ar) koradatok tették kat, mészkonkréciókat tartalmaznak, helyenként rogyási lehetõvé. A formációcsoportba a Szerencsi Riolittufa és a lapok is láthatók bennük. Ritkán bauxittörmelék-szem- Baskói Andezit Formáció tartozik. Teljes vastagsága csék, egyes rétegekben limonitpizoidok elõfordulhatnak. A 500–900 m között változhat. hegyesdi Vár-hegy környékén rátelepül a Diszeli Új formáció: Tagozatra, máshol összefogazódik azzal. Elõfordulási Szerencsi Riolittufa Formáció, sMs területeinek legnagyobb részén (Tapolcai-medence, Agár- 1 tetõ É-i lába, a nagyvázsonyi Vízvörös-tó környéke, a K-i Új tagozat: Bakonyban a Guttamási-medence) lepelszerûen települ a s Füzérkomlósi Tagozat, fMs1 felsõ-triász dolomitra. s Erdõhorváti Tagozat, eMs1 s Abaújszántói Tagozat, aMs1 Kékedi Tagozat, sMs SZARMATA k 1 s Kishutai Riolit Tagozat, hMs1 Kozárdi Formáció, kMs s Pálházai Tagozat, pMs1 s Új tagozat: Pusztafalui Riodácit Tagozat, pfMs1 k Gomboskai Kovaföld Tagozat, gMs1 A Szerencsi Riolittufa Formációba a Tokaji-hegység- A sekélytengeri, partközeli kifejlõdésû, csökkent- ben elterjedt alsó-szarmata savanyú piroklasztikumok sósvízi, szürke, zöldesszürke, molluszkás agyag–agyag- tartoznak, melyek a szerencsi régióban legalább 4 228 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS explózió termékeire bonthatók (ZELENKA 1964). A formá- Új formáció: ba ció részben a Galgavölgyi Riolittufa Formációval Baskói Andezit Formáció, Ms1 párhuzamosítható. Az átlagos SiO -tartalom 69–75%. 2 Új tagozat: Vastagsága a Tokaji-hegységben és Gelénes–Nyíregy- Telkibányai Kálimetaszomatit Tagozat, baMs háza térségében 350–500 m-t is elérhet (gelénesi, nyír- t 1 Hollóházai Dácit Tagozat, baMs egyházi fúrások — SZÉKYNÉ FUX, KOZÁK 1982, SZÉKYNÉ h 1 Mádi Dácittufa Tagozat, ba Ms FUX, GYARMATI 1986, KOZÁK, PÜSPÖKI 1999b). m 1 Mulatóhegyi Andezit Tagozat, ba Ms Típusszelvénye az Ond O–19 jelû fúrás, melyben szinte mh 1 Aranyosi Vegyestufa Tagozat, baMs valamennyi tufaváltozat megtalálható. a 1 A legnagyobb tömegben jelentkezõ piroklasztikum- Savanyú piroxénandezit, helyenként amfibolos, a s Tokaji-hegység uralkodó, térszínformáló, intermedier árakat Füzérkomlósi Tagozat (fMs1) néven (típus- szelvénye a füzérkomlósi keskenynyomtávú vasút rétegvulkáni-szubvulkáni képzõdménye. Általában tömbös, állomása melletti feltárás), ezek összesült-összeolvadt vastagpados megjelenésû, piroklasztikumai csak aláren- delten jelentkeznek. Az SiO -tartalom 59–62% között változatait Erdõhorváti Tagozat (sMs ) néven (típus- 2 e 1 mozog, vastagsága több száz m-t is elérhet. Típusszelvénye szelvénye az erdõhorváti Kispáca) foglaltuk egybe. A a Baskó–3 jelû fúrás 7,5–870,0 m közötti szakasza. szárazföldi térszínen felhalmozódott ártufában szene- A formáción belül Telkibányai Kálimetaszomatit sedett-kovásodott fatörzsek fordulnak elõ, a vízi ba Tagozat ( tMs1) néven különítettük el a fenti kõzetekbõl közegbe jutottaknál jellemzõ a zeolitosodás. A viszony- fõként Telkibánya körzetében kálimetaszomatózis útján lag alárendelt hullott („kõportufa”) változatok az létrejött pszeudotrachit, kálitrachit, kálimetaszomatit stb. Abaújszántói Tagozatba (s Ms ), az áthalmozottak a 1 néven ismert kõzetváltozatokat (K2O-tartalom 9–12%), s (gyakran bentonitosodva) a Kékedi Tagozatba (kMs1) melyekhez kisebb-nagyobb ércesedés is kapcsolódik. E tartoznak. tagozatba sorolhatók a Nyírségben a Nagyecsed Necs–1 jelû Elõbbi típusszelvénye az abaújszántói Sátorhegy É-i fúrás (1070–1712 m) és a Komoró–I fúrás (1678–1871 m) oldalán, a Hidegoldalon lévõ felhagyott kõfejtõ, az utóbbié kálimetaszomatitjai, propilitjei is (KOZÁK, PÜSPÖKI 1999b). a Felsõkéked D-i peremén lévõ országúti feltárás. A Utóbbiak radiometrikus koradata 11,1 (±0,7), illetve 12,1 tagozatok nem minden esetben különíthetõk el egymástól, (±0,4) millió év. A tagozat típusszelvénye a Telkibánya Tb–2 illetve számos átmenetük, egymásbafogazódásuk lehet- jelû fúrás 3,8–140,0 és 240,0–360,0 m közötti szakasza. séges. Az andezitláva differenciációját képviselõ savanyúbb ba A piroklasztikumokhoz képest alárendelt mennyiségû, változatokat Hollóházai Dácit Tagozatként ( hMs1), illetve ba de rendkívül változatos kifejlõdésû (horzsaköves, szferoli- Mádi Dácittufa Tagozatként ( mMs1) különítettük el. tos, litofizás, fluidális, pizolitos stb.) riolitdómokat, Elõbbit uralkodóan piroxéndácit, amfibol-piro-xéndácit lávaárakat a Kishutai Riolit Tagozatba (sMs ), a perlites, szubvulkanitok alkotják kevesebb lávakõzettel, piroklasz- h 1 tikummal (SiO -tartalma 62–64%, radiometrikus koradata a obszidiános változatokat a Pálházai Tagozatba (s Ms ) 2 p 1 Nagymilicen 12,6 millió év), míg az utóbbit a Mád M–23 foglaltuk össze. jelû fúrás alján (666–712 m) harántolt összesült ártufa Elõbbi típusszelvénye a Kishuta Kh–1 jelû fúrás, utób- képviseli.A fõtömeg savanyú piroxénandezithez képest a bié a pálházi Gyöngykõ-hegy kõfejtõje. Az utóbbi tagoza- ba Mulatóhegyi Andezit Tagozatba (mhMs1) sorolt, fõként tok legnagyobb elterjedése mind horizontálisan, mind ver- szubvulkáni, kisebbrészt lávajellegû piroxénandezit néhány tikálisan a Pálháza–Nagyhuta–Telkibánya közötti területre különálló centrumhoz kötõdik. Összetétele, ásványtanilag esik, ahol a szarmata rétegvulkáni összletben számos köz- (helyenként olivines) és kémiailag (SiO2-tartalom 54–57%) betelepülésük ismert. Ezek közül a legvastagabb közel 300 is bázisosabb, radiometrikus koradata 11,4-12,1 millió év. m (Kishuta Kh–1 jelû fúrás). Típusszelvénye az erdõbényei Mulató-hegy felhagyott

A különféle riolittípusok SiO2-tartalma 71–78%, a Hubertus-bányája. Az andezites vulkáni mûködés perlitváltozatoké 68,4–74,7% között mozog. Radio- beköszöntését jelzik az Aranyosi Vegyestufa Tagozatba ba metrikus koradatuk: 11,7–12,3 millió év. A Pusztafalui ( aMs1) sorolt, vegyes (riolit + andezit) összetételû s Riodácit Tagozatba (tMs1) sorolhatók a riolit és dácit piroklaszti-kumok, tufák, agglomerátumok (SiO2-tartalom közötti átmeneti képzõdmények: riodácit, riodácit-perlit, 56–62%), általában a fenti intermedier változatok peremén, melyek megszilárdulási jellegei és anyaguk finomsz- feküjében, max. 50 m vastagságban. Típusszelvényük az erkezeti tulajdonságai inkább a riolitokhoz való tartozást Aranyos település feletti elhagyott kõfejtõ. bizonyítják. A tagozat vastagsága 100-200 m-re becsülhetõ. Az SZARMATA–ALSÓ-PANNÓNIAI

SiO2-tartalom: 68–72%, radiometrikus koradata 11,6 Új formációcsoport: millió év. Típusszelvénye a pusztafalui Tolvaj-Hársas T Tokaji Vulkanit Formációcsoport, Ms2–Pa1 tömege. A Tokaji-hegység Ny-i részén, peremvidékén és a Csereháton elõforduló, felsõ-szarmata–alsó-pannóniai Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 229 vulkanitokat soroljuk ebbe a formációcsoportba, amelyen Új formáció: a belül az Erdõbényei és a Vizsolyi Riolittufát, valamint az Amadévári Andezit Formáció, Ms2–Pa1 Amadévári Andezit Formációt különítjük el. A formáció- Új tagozat: csoport vastagsága meghaladja a 200 m-t. a Tarcali Dácit Tagozat, tMs2–Pa1 Új formáció: A hegység legfiatalabb intermedier vulkanit formációja, eb savanyú piroxénandezit, szürke, sötét(zöldes)szürke, Erdõbényei Formáció, Ms2–Pa1 lemezes, pados, lávatakaró jellegû. SiO2-tartalma 60–61%, Új tagozat: vastagsága 70 m körüli, radiometrikus koradata 10,3–10,5 eb Ligetmajori Kovaföld Tagozat, lMs2–Pa1 millió év. Fõként a hegység ÉNy-i részének magasabb csúc- eb Rátkai Kvarcit Tagozat, rMs2–Pa1 sait, tetõrégióit borítja sapka-, illetve takarószerûen, melyek A formációt utóvulkáni hévforrás-mûködéssel kapcso- egykor összefüggõ lávaár részei lehettek. E formációba latos, beltavi kovaüledékek alkotják: kovaföld, limno- sorolható a kisvárdai strandfürdõ B–110 jelû fúrásában kvarcit, gejzirit, közbetelepült agyag, homok, áthalmozott 1040–1065 m között harántolt fiatal andezit is (KOZÁK, riolittufa-tufit rétegekkel, csíkokkal, utóbbiak helyenként PÜSPÖKI 1999b). Típusszelvénye a gönci Amadévár (662 m) erõsen agyagásványosodtak (bentonit, kaolin). Gyakoriak tetõrégiójának lemezes elválású lávatakarója. a növénymaradványok, ritkábban szárazföldi csigafauna is Ugyanazon magma más fejlõdési folyamaton átment mutatkozik. Vastagsága 10–70 m. A formáció részébõl származtatható a hegység D-i részén jelentõs típusszelvénye az Erdõbénye Eb–165 jelû fúrás 5,5–50,2 elterjedésû piroxéndácit, ritkábban piroxén-amfiboldácit m közötti szakasza. vagy amfibol-(biotit)dácit (Tarcali Dácit Tagozat, a A kovaföldet, diatomás tufitot, melyek összvastagsá- tMs2–Pa1). Fõként szubvulkáni vagy lávajellegû, aláren- ga 25 m-t is elérhet, a Ligetmajori Kovaföld delten piroklasztikumai (agglomerátum, tufa) is ismertek. eb SiO -tartalma átlagosan 63% körüli, de 67%-ot is elérhet. Tagozatban ( lMs2–Pa1), a kvarcitféléket a Rátkai 2 eb Vastagsága 100-200 m, radiometrikus koradata 10,5 millió Kvarcit Tagozatban ( rMs2–Pa1) különítettük el. A limnokvarcit vastagsága néhány cm-es zsinóroktól több m- év. A tagozat típusszelvénye a Tarcal Tc–10 fúrás, hivat- es, kiterjedt takarókig változhat, a gejziritkúpok kiter- kozási szelvényei a tokaji Nagy-hegy és a bodrogszegi jedése horizontálisan kisebb, vertikálisan nagyobb lehet. Cigány-hegy. A Ligetmajori Kovaföld Tagozat típusszelvénye az alsóligeti kõfejtõ, a Rátkai Kvarcit Tagozaté a koldui Új kor: e kvarcitkülfejtés. Endrõdi Márga Formáció, Ms2–Pa1

Új formáció: Új formáció: e vi Zalai Márga Tagozat, zMs2–Pa1 Vizsolyi Riolittufa Formáció, Ms2–Pa1 Új tagozat: Mészmárga–agyagmárga sorozat, mely a disztális Sulyomtetõi Riolit Tagozat, vi Ms –Pa medencerészeknek általában mélyvízi, esetenként seké- s 2 1 lyebb részein képzõdött. Felsõ részén, a Szolnoki A formációt riolit lavinatufa, hullott és áthalmozott Formáció felé való átmenet jeleként, egy-egy vékonyabb riolittufa és tufit építi fel. Az utóbbiak esetenként turbidithomokkõ-réteg jelenhet meg. Turbiditek hiányá- diatomásak, különösen a lavinatufában gyakori a ban elválasztása az Algyõi Formációtól problematikus. A fumarolás kifúvás, kovásodás, agyagásványosodás. Zalai-medencében általános elterjedésû. Vastagsága Maximális vastagsága 150 m, radiometrikus koradata 11 100–250 m. Képzõdése a Zalai-medencében már a késõ- millió év. Felsõ része megfelelhet a Csereháti Riolittufa szarmatában megkezdõdött (ezért módosítottuk a korát), Formációnak, illetve azzal összefogazódik. A felsõ rész uralkodóan azonban az alsó-pannóniai alemeletbe tartozik. összefogazódása alsó-pannóniai üledékekkel is számos Az Endrõdi Formáción belül, Zalai Márga Tagozat helyen megfigyelhetõ. A formáció típusszelvénye a e (zMs2–Pa1) néven különítjük el a Zalai-medencében Vizsoly község D-i peremén lévõ elhagyott riolittufa-fejtõ. jellemzõ, mm-es réteglemezekbõl álló, íves rétegzést A piroklasztikumok mellett alárendelten riolit-habláva, mutató, szervesanyagban dús, sötétszínû márga réteg- horzsaköves riolit- és perlitváltozatok is elõfordulnak, összletet. Szarmata–kora-pannóniai. melyek többnyire magasabb térszínen, csúcsokon sapka- szerûen borítják a tufákat, s egykor többé-kevésbé össze- függõ lávatakaró lepusztult roncsainak tekinthetõk ALSÓ-PANNÓNIAI vi (Sulyomtetõi Riolit Tagozat, sMs2–Pa1). A radiometrikus koradatok 11,0–11,4 millió év között mozognak. Ide sorol- Új formáció: Apróhomoki Bazalt Formáció, ahPa ható a kisvárdai B–110 jelû fúrás 1065–1080 m között 1 harántolt riolitlávája is, mely 10 (±0,7) millió év korúnak Sötétszürke, fekete, tömött, ép vagy hólyagos, salakos, bizonyult (KOZÁK, PÜSPÖKI 1999b). A tagozat mandulaüreges mészalkáli olivinbazalt, kisebbrészt típusszelvénye az abaújszántói Sulyom tetõrégiója. bazalttufa, salakos bazaltagglomerátum. Csupán a 230 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

n Sárospatak Sp–10 jelû fúrás tárta fel, de geofizikai a formációt a Vértesacsai Tagozat ( vPa2) képviseli. A mérések alapján nagyobb területen követhetõ a Bodrogköz szárazföldi rétegsort tarka és szürke agyag, agyagmárga, fiatal üledékeivel fedve. Vastagsága 100 m körüli, keresztrétegzett homok rétegei alkotják, aleurit és radiometrikus koradata 9,6 millió év. A formáció édesvízi mészkõ (calcrete) közbetelepülésekkel. Több típusszelvényeként az Apróhomokon mélyült Sáros- szintben fosszilis talajra utaló barna, sötétbarna színû patak Sp–10 fúrás 84,5–181,1 m közötti szakasza adható rétegek települnek. Makrofauna-mentes, ritkán vékony, meg. szerves anyagban dús, növénymaradvány-tartalmú rétegek települnek közbe. Szár, Szálláskút-puszta és a Új formáció: Gánt–Csákberényi-medence környékén vastag, durva, ma Megyaszói Konglomerátum Formáció, Pa1 dolomit, kvarckavics, bauxitkavics összetételû Tóparti alapkonglomerátum, kovás kötõanyagú, jól törmelékrétegek közbetelepülése jellemzõ. Ezen a osztályozott, többé-kevésbé gömbölyített, középszemû. területen részben összefogazódik a Tihanyi Formációval, Polimikt anyaga részben paleozoos, részben kvarcit és részben afölött települ. Finom-szemcsés és dur- miocén vulkanit eredetû. Híres kovásodott fatörzsei mel- vatörmelékes kifejlõdése is ismert. A finomszemcsés lett korjelzõ molluszkákat is tartalmaz. 10 m-t ritkán kifejlõdés legnagyobb vastagsága 140 m, a dur- meghaladó vastagságú foszlányai a hegység Ny-i peremén vatörmelékes változaté 30 m körüli. Megyaszótól Abaújszántón, Felsõkékeden keresztül Abaújnádasdig (Trštené pri Hornade) követhetõk. PLIOCÉN-ALSÓ PLEISZTOCÉN Típusszelvényeként a megyaszói Csordáskút, Répásárok, Tetlinke növénymaradványos (kovásodott fatörzsek) Új kor: t feltárásai adhatók meg. Tengelici Vörösagyag Formáció, Pl–Qp2 Vörös, illetve fakóvörös aleurit, vörös (barnásvörös), FELSÕ-PANNÓNIAI eolikus homok, tarkaagyag betelepülésekkel. Helyenként mészkonkréciókat és vas- (limonit), illetve mangán- Nagyalföldi Tarkaagyag Formáció, nPa 2 borsókat tartalmaz. Káliumban gazdag bentonit- Új tagozat: betelepülés is elõfordul az összletben. Több esetben n Rózsaszentmártoni Tagozat, rPa2 vastag löszsorozat alatt figyelhetõ meg (elsõsorban a n Vértesacsai Tagozat, vPa2 medenceterületen), míg a hegyvidéki területen, elsõsor- A homok és agyagrétegek váltakozásából álló, lignit- ban a kristályos alaphegység területén néha kisebb és kavicsos homok betelepüléses formációban az Északi- vastagságú lösz alatt található meg. Korát illetõen középhegység D-i elõterében a Bükkaljai Lignit Formáció felmerült annak lehetõsége, hogy a formáció képzõdése a fölötti, telepmentes, agyag, aleurit és homok válta- pliocén végi szárazföldi idõszakban kezdõdhetett, míg a kozásából álló, 2–70 m vastagságú rétegsort Rózsaszent- fiatalabb löszök alatti helyzetben a középsõ-pleisztocén n kor sem zárható ki, így rétegtani terjedelme plio- mártoni Tagozat (rPa2) néven különítettük el. A Vértes DK-i elõterében, hegységperemi helyzetben cén–középsõ-pleisztocénre bõvült.

Irodalom — References

BÁLDI T. 1983: Magyarországi oligocén és alsómiocén formá- BENDÕ ZS. 2001: Holdvilág-árok szelvényének rövid leírása. ciók. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 293 p. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, BALLA Z. 1978: A Magas-Börzsönyi paleovulkán rekonstrukció- Budapest. ja. — Földtani Közlöny 108 (1), pp. 119–136. BOHN-HAVAS, M., RADÓCZ, GY., BALOGH, K., PÉCSKAY, Z. 1998: BALOGH K., JÁMBOR Á. 1987: A magyarországi kunsági (pannóniai Biostratygrafic position and preliminary radiometric age of s. str.) emeletbeli képzõdmények idõbeli helyzetének Middle Miocene rhyolite tuffs in Borsod Basin (Northern meghatározása. – In: JÁMBOR Á. szerk.: A magyarországi kun- Hungary). — Carpath-Balcan Geological Association XIV. sági emeletbeli képzõdmények földtani jellemzése. — A Congress, Abstract, Vienna, p. 81. Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 69, Budapest, pp. BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G., DUDKO A., KOLOSZÁR L., 27–36. MAJOROS GY. 1999: A Balaton-felvidék földtana. Magyarázó BENCE G., BERNHARDT B., BIHARI D., BÁLINT CS., CSÁSZÁR G., a Balaton-felvidék földtani térképéhez, 1:50 000. — GYALOG L., HAAS J., HORVÁTH I., JÁMBOR Á., KAISER M., A Magyar Állami Földtani Intézet Alkalmi Kiadványa 197, KÉRI J., KÓKAY J., KONDA J., LELKESNÉ FELVÁRI GY., 257 p. MAJOROS GY., PEREGI ZS., RAINCSÁK GY., SOLTI G., TÓTH Á., BUDAI T., CSILLAG G., VÖRÖS A., DOSZTÁLY L. 2001a: Középsõ- TÓTH GY. 1990: A Bakony hegység földtani képzõdményei. – és késõ-triász platform- és medencefáciesek a Veszprémi- Geology of the Bakony Mountains (Hungary). Magyarázó a fennsíkon. — Földtani Közlöny 131 (1–2), pp. 37–70. Bakony hegység fedetlen földtani térképéhez, 1:50 000. — A BUDAI T., CSILLAG G., VÖRÖS A., LELKES GY. 2001b: Középsõ- és Magyar Állami Földtani Intézet Alkalmi Kiadványa, késõ-triász platform- és medencefáciesek a Keleti- Budapest, 119 p. Bakonyban. — Földtani Közlöny 131 (1–2), pp. 71–95. Javaslatok Magyarország földtani képzõdményeinek litosztratigráfiai tagolására 231

CSÁSZÁR G. szerk. 1997: Magyarország litosztratigráfiai alap- GYALOG L., TULLNER T., TURCZI G., BUDAI T., CSÁSZÁR G., egységei. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, CSILLAG G., JOCHÁNÉ EDELÉNYI E., KNAUER J., MÜLLER P., 114 p. NÁDOR A., SELMECZI I., SZEILER R., TAMÁS G., TÓTHNÉ CSÁSZÁR G., PEREGI ZS. 2001: Középsõ-jura korszakbeli mega- MAKK Á. 2000a: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinfor- hasadékkitöltés a Vértes DNy-i peremén. — Földtani matikai alapú földtudományi adatbázisrendszerének építése” Közlöny 131 (3–4), pp. 581–584. címû szerzõdés teljesítésérõl a Dunántúli-középhegység CSERNÜSOV, I. 2002: Jelentés a Mórágyi Gránit K-Ar és Rb-Sr területen. — Kézirat. Országos Földtani és Geofizikai izotópos kormeghatározásáról. — Kézirat, Magyar Állami Adattár, Budapest. Földtani Intézet, Budapest. GYALOG L., TULLNER T., TURCZI G., JÁMBOR Á., JUHÁSZ GY., CSILLAG, G., BUDAI, T., GYALOG, L., KOLOSZÁR, L. 1995: MÜLLER P., RÁLISCH E., TÓTHNÉ MAKK Á. 2000b: Jelentés „A Contribution to the Upper Triassic geology of the Keszthely szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi Mountains (Transdanubian Range), western Hungary. — adatbázisrendszerének építése” címû szerzõdés teljesítésérõl Acta Geologica Hungarica 38 (2), pp. 111–129. a Mezõföld területen. — Kézirat, Országos Földtani és FARYAD, S. W., VOZÁROVÁ, A. 1997: Geology and metamorphism Geofizikai Adattár, Budapest. of the Zemplinicum basement unit (Western Carpathians). — GYALOG L., TURCZI G., TULLNER T., CHIKÁN G., KÓKAI A., Mineralia Slovaca, Bratislava, pp. 351–358. KOLOSZÁR L., KONRÁD GY., MARSI I. 2001a: Jelentés „A FÜLÖP J. 1990: Magyarország geológiája. Paleozoikum I. — szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 325 p. adatrendszerének fejlesztése” címû szerzõdés teljesítésérõl a FÜLÖP J. 1994: Magyarország geológiája. Paleozoikum II. — Mecsek–Villány-Nyugat területen. — Kézirat, Országos Akadémiai Kiadó, Budapest, 445 p. Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. GRECULA, P., EGYÜD, K. 1982: Litostratigrafia mladšieho paleo- GYALOG L., TURCZI G., TULLNER T., CHIKÁN G., JÁMBOR Á., zoika a spodného triasu Zemplínskych vrchov. — Mineralia JUHÁSZ GY., KÓKAI A., KOLOSZÁR L., KONRÁD GY., MARSI I., Slovaca, 14. pp. 221–239. RÁLISCH E. 2001b: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinfor- GYALOG L. szerk. 1996: A földtani térképek jelkulcsa és a matikai alapú földtudományi adatrendszerének fejlesztése” rétegtani egységek rövid leírása. — A Magyar Állami címû szerzõdés teljesítésérõl a Mecsek–Villány-Kelet Földtani Intézet Alkalmi Kiadványa, 171 p. területen. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai GYALOG L. szerk. 1998: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térin- Adattár, Budapest. formatikai alapú földtudományi adatrendszerének fejlesz- GYALOG L., TURCZI G., TULLNER T., BUDAI T., KORPÁS L., tése” címû szerzõdés teljesítésérõl (a Bakonyban mért MÜLLER P., PELIKÁN P., PENTELÉNYI L., PRAKFALVI P., szeizmikus szelvény tágabb környezetének adatbázisa). — SELMECZI I., TÓTHNÉ MAKK Á., VETÕ I. 2001c: Jelentés Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtu- GYALOG L. szerk. 2002: Új rétegtani egységek bevezetésére (ill. dományi adatrendszerének készítése” címû szerzõdés módosítására) tett javaslatok az 1998–2002. évi MÁFI–Mol teljesítésérõl a Vác–Balassagyarmat és Eger területeken. közös projekt eredményei alapján. — Kézirat, Országos — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. Budapest. GYALOG L., HORVÁTH I. szerk. 2000: A Velencei-hegység föld- GYALOG L., BUDAI T., TULLNER T., TURCZI G., ALBERT G., tani térképe (1:25 000). – Geological map of the Velence CSEREKLEI E., CSILLAG G., DUDKO A., FODOR L., JÁMBOR Á., Hills (1:25 000). — Magyar Állami Földtani Intézet, JUHÁSZ GY., KAISER M., KNAUER J., SELMECZI I., VETÕ I. Budapest. 2002: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú GYALOG L., HORVÁTH I. szerk. 2004: A Velencei-hegység és a földtudományi adatbázisrendszerének készítése” címû Balatonfõ földtana. Magyarázó a Velencei-hegység földtani szerzõdés teljesítésérõl a Dunántúl–Észak területen. — térképéhez (1:25 000) és a Balatonfõ–Velencei-hegység Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. mélyföldtani térképéhez (1:100 000). Magyarország tájegy- HAAS J. szerk. 1993: Magyarország litosztratigráfiai alap- ségi térképsorozata. – Geology of the Velence Hills and the egységei. Triász. — Magyar Állami Földtani Intézet, Balatonfõ. Explanatory book of the geological map of the Budapest, 278 p. Velence Hills (1:25 000) and the geological map pre- HAAS, J., TARDI-FILÁCZ, E., ORAVECZ-SCHEFFER, A., GÓCZÁN, F., Sarmatian surface of the Balatonfõ–Velence area DOSZTÁLY, L. 1997a: Stratigraphy and sedimentology of an (1:100 000). Regional map series of Hungary. — Magyar Upper Triassic toe-of-slope and basin succession at Csõvár, Állami Földtani Intézet, Budapest, 316 p. North Hungary. — Acta Geologica Hungarica, 40 (2), pp. GYALOG L., TURCZI G., TULLNER T., BUDAI T., MÜLLER P., 111–177. PENTELÉNYI L., TÓTHNÉ MAKK Á., TAMÁS G., KOZÁK M., HAAS, J., TARDI-FILÁCZ, E., ORAVECZ-SCHEFFER, A., GÓCZÁN, F. PÜSPÖKI Z. 1999a: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinfor- 1997b: Cretaceous insertions in Triassic (?) dolomites at matikai alapú földtudományi adatrendszerének fejlesztése” Csõvár, North Hungary. — Acta Geologica Hungarica, 40 címû szerzõdés teljesítésérõl a Tokaj–nyírségi területen. — (2), pp. 179–196. Kézirat. Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. HAAS J., BUDAI T., DOSZTÁLY L., ORAVECZ-SCHEFFER A., TARDY- GYALOG L., TURCZI G., TULLNER T., CHIKÁN G., KÓKAI A., FILÁCZ E. 2000: A „Budaörsi platform” (felsõ-ladin–alsó- RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E. 1999b: Jelentés „A szén- karni) elõtéri lejtõfáciese Veszprém környékén. A Berekhegyi hidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi adat- Mészkõ hajmáskéri alapszelvényének vizsgálata. — Földtani rendszerének fejlesztése” címû szerzõdés teljesítésérõl a Sió- Közlöny 130 (4), 725–758. torok területen. — Kézirat. Országos Földtani és Geofizikai HÁMOR G. 1985: A Nógrád-cserháti kutatási terület földtani vi- Adattár, Budapest. szonyai — Geologica Hungarica Series Geologica 22, GYALOG L., TURCZI G., TULLNER T., SZENTPÉTERY I., LESS GY., Budapest, 307 p. MÜLLER P., PELIKÁN P., PENTELÉNYI L., PEREGI ZS., RADÓCZ HÁMOR G., RAVASZNÉ BARANYAI L., BALOGH K., ÁRVÁNÉ SÓS E. GY., TÓTHNÉ MAKK Á., PRAKFALVI P., KOZÁK M., PÜSPÖKI Z. 1980: A magyarországi miocén riolittufa-szintek radio- 1999c: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú metrikus kora. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi földtudományi adatbázisrendszerének építése” címû Jelentése 1978-ról, Budapest, pp. 68–73. szerzõdés teljesítésérõl az Északi-középhegység területen. — HÁMOR, G., RAVASZ–BARANYAI, L., HALMAI, J., BALOGH, K., Kézirat. Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. ÁRVÁNÉ SÓS, E. 1987: Dating of Miocene acid and interme- 232 GYALOG LÁSZLÓ és BUDAI TAMÁS

diate volcanic activity in Hungary. — A Magyar Állami RADÓCZ GY. 1993: A borsodi kõszénláprekonstrukciós vizsgála- Földtani Intézet Évkönyve, 70, Budapest, pp. 149–154. tok 1987–1993. évi eredményeinek összefoglaló értékelése. HANTKEN M. 1865: Az Új-szõny–pesti Duna s az Új- I. Földtani viszonyok. — Kézirat, Országos Földtani és szõny–Fehérvár-budai vasút befogta területnek földtani Geofizikai Adattár, Budapest. leírása. — Mathematikai és Természettudományi Közle- RADÓCZ GY. 1999: Dubicsányi Andezit Formáció. — Kézirat, mények 3, 384–441. Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. KÓKAY J. 1966: A herend–márkói barnakõszénterület földtani és RADÓCZ GY. 2000a: Salgótarjáni Barnakoszén Formáció. — õslénytani vizsgálata. — Geologica Hungarica Series Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. Geologica 36, 149 p. RADÓCZ GY. 2000b: Borsodbótai Formáció. — Kézirat, Országos KORPÁS L. 1981: A Dunántúli-középhegység oligocén- Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. alsómiocén képzõdményei. — A Magyar Állami Földtani RADÓCZ GY. 2000c: A borsodi miocén tufaszintek vizsgálata, Intézet Évkönyve 64, 140 p. különös tekintettel a Nyugat-borsodi „középsõ riolittufa” KORPÁS L. szerk. 1998: Magyarázó a Börzsöny és a Visegrádi- rétegtani helyzetére. OTKA jelentés. — Kézirat, Országos hegység földtani térképéhez. A Magyar Állami Földtani Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. Intézet Térképmagyarázói. — Magyar Állami Földtani RADÓCZ GY. 2001: A Borsodi-medence és környéke miocén Intézet, Budapest, 216 p. vulkanitjai. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai KOZÁK M., PÜSPÖKI Z. 1999a: Földtani összefoglaló a Hollóháza, Adattár, Budapest. Sátoraljaújhely és Nyíregyháza 1:100 000-es méretarányú RAVASZ CS.-né 1993: A Szilvásvárad–5, Bükkmogyoród–3 és térképlapok fedetlen neogén vulkanosztratigráfiai Bükkszentmárton-3 fúrások dácittufa mintáinak ásvány- térképéhez. — Kézirat, Kossuth Lajos Tudományegyetem, kõzettani vizsgálata. — Kézirat, Országos Földtani és Ásvány- és Földtani Tanszék Adattára, Debrecen. Geofizikai Adattár, Budapest. KOZÁK M., PÜSPÖKI Z. 1999b: Földtani összefoglaló a Kisvárda, RÁLISCHNÉ FELGENHAUER E. 2004: A Közép-dunántúli szerkezeti Mátészalka és Jánkmajtis 1:100 000-es méretarányú fedetlen egység formációi. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi neogén vulkanosztratigráfiai térképéhez. — Kézirat, Kossuth Jelentése 2002-rõl, jelen kötet. Lajos Tudományegyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék SZÁDECZKY-KARDOSS, E., JUHÁSZ, Á., BALÁZS, E. ET AL. 1969: Adattára, Debrecen. Erläuterungen zur Karte der Metamorphite von Ungarn. — MAURITZ B., TOLNAY V. 1953: A sajóhídvégi trachit és trachittufa. Acta Geologica Hungarica 13, pp. 27–34. — Földtani Közlöny 83, pp. 381–385. SZÉKYNÉ FUX V., KOZÁK M. szerk. 1982: A Tiszántúl felszín alat- MÁRTON, E., PÉCSKAY, Z. 1998: Complex evaluation of paleo- ti neogén vulkánossága I–III. — Kézirat, Országos Földtani magnetic and K/Ar isotope data of the Miocene ignimbritic és Geofizikai Adattár, Budapest. volcanics in the Bükk Foreland, Hungary. — Acta Geologica SZÉKYNÉ FUX V., GYARMATI P. szerk. 1986: A Tiszántúl mély- Hungarica 41 (4), pp. 467–476. szinti neogén vulkánossága és gyakorlati vonatkozásai I.-III. MUNTYÁN I., MUNTYÁN I.-NÉ 1985: A Dunántúli-középhegy- — Kézirat, Kossuth Lajos Tudományegyetem, Ásvány- és ség ÉK-i részének kaolinos homokkõ prognózisa. Földtani Tanszék Adattára, Debrecen. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, SZTANÓ O., MAGYARI Á., NAGYMAROSY A. 1998: Az Esztergomi- Budapest. medence oligocén képzõdményeinek integrált sztratigráfiai NOSZKY J. ID. 1929: A magyar középhegység Schlier-rétegei. vizsgálata: II. Oligocén szekvenciák és értelmezésük. — (Adalékok a Schlier-kérdés megoldásához). — A debreceni Földtani Közlöny 128 (2–3), pp. 455–486. Tisza István Tudományos Társaság II. osztályának munkái. VARGA GY., CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY E., FÉLEGYHÁZI ZS. 1975: A III. (2), pp. 81–128. Mátra hegység földtana. — A Magyar Állami Földtani ORAVECZ J. 1963: A Dunántúli Középhegység felsõtriász képzõd- Intézet Évkönyve 57 (1), 575 p. ményeinek rétegtani- és fácieskérdései. — Földtani Közlöny VOZÁROVÁ, A., VOZÁR, J. 1988: Late Paleozoic in West Car- 93 (1), pp. 63–73. pathians. — Geologický ústav Dionýza Štúra, Bratislava, 314 p. PANTÓ, K., BALOGH, K., KOVÁCH, Á., SÁMSONI, Z. 1967: Rb/Sr VÖRÖS A., BUDAI T., LELKES GY., MONOSTORI M., PÁLFY J. check of Assynthian and Caledonian igneus activity and 1997: A Balaton-felvidéki középsõ-triász medencefejlõdés metamorphism in NE-Hungary. — Acta Geologica rekonstrukciója üledékföldtani és paleoöklógiai vizs- Hungarica 11 (1–3), pp. 279–281. gálatok alapján. — Földtani Közlöny 127 (1–2), pp. PÉCSKAY Z., BALOGH K., SZÉKYNÉ FUX V., GYARMATI P. 1987: A 145–177. Tokaji-hegység miocén vulkánosságának K/Ar geokro- ZELENKA T. 1964: A „Szerencsi-öböl” szarmata tufaszintjei és nológiája. — Földtani Közlöny 117 (3), pp. 237–253. fáciesei. — Földtani Közlöny 94 (1), pp. 33–52. RADÓCZ GY. 1989: Kutatófúrási adatok a Bükkhegység DK-i ZELENKA, T., PÉCSKAY, Z., KISS, J. 2001: Miocene vulcanism of elõterébõl. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai the Mátra Mountains (N-Hungary). — Pancardi 2001, II. Adattár, Budapest. Abstracts. p. 16. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 233–256.

Volcano-sedimentary successions within an intra-arc related Jurassic Large Igneous Province (LIP): La Negra Formation, Northern Chile (a preliminary scientific report on the Br 997/22–1 DFG Pilot Project) Jura vulkáni ív közötti vulkáni törmelékes üledékes sorozat a La Negra Formáció nagy magmás provinciájából, Észak-Chilébõl (elõzetes beszámoló a DFG BR 997/22–1 projekt eredményeibõl)

KÁROLY NÉMETH1, CHRISTOPH BREITKREUZ2 and HANS WILKE3

1Geological Institute of Hungary, Department of Mapping, 14. Stefánia út 14. Budapest H–1143, Hungary, [email protected] 2TU-Bergakademie, Institute für Geologie, Bernhardt-von-Cotta-str-2, Freiberg, D–09596, Germany, [email protected] 3Departamento de Geología, Universidad Catolica del Norte, Antofagasta, Chile, [email protected], [email protected]

Keywords: large igneous province, andesite, basalt, phreatomagmatic, Tárgyszavak: ár- vagy platóbazalt, platóláva, hyaloclastite, peperite, ignimbrite, block-and-ash flow andezit, bazalt, freatomagmás, hialoklasztit, peperit, ignimbrit, blokk- és hamuár

Abstract Összefoglalás Volcaniclastic rocks especially silicic ones intercalated with flood lavas Vulkaniklasztit kõzetek, különösen a savanyú vál- are generally less studied, however they carry significant information for a tozatok általában ritkák és kevéssé tanulmányozottak a broader paleogeographic reconstruction of the syn-eruptive environment. A nagy térfogatú platóláva területeken, annak ellenére, new project under the DFG (Br 997/22-1) research grant initiated to investi- hogy azok sokszor fontos információkkal szolgálhatnak gate the accumulation history of the volcanic rocks of the Jurassic La Negra az adott terület õskörnyezeti rekonstrukciójához. Egy új, Formation in northern Chile with special relevance to the explosive eruption a Német Tudományos Alapprogramok (DFG) által products. The preliminary result of the first field season in 2003 is given in támogatott projekt (Br 997/22-1) az észak-chilei jura this report. Jurassic volcanic rocks form large parts of the Coastal Cordillera korú, La Negra Formációban található piroklasztit in northern Chile, called La Negra Formation, which constitute the major kõzetek tanulmányozását kezdte meg. Ebben az össze- part of an up to 15-km-thick pile of alternately marine and continental foglalóban e projekt 2003-as évben gyûjtött adatait mu- deposits, issued from volcanic arcs situated between a land area with tatjuk be. Elsõsorban jura korú magmás kõzetek al- Paleozoic basement in the west and a marginal sea in the east, typically con- kotják a Parti-Kordillera Észak-Chilét átszelõ részét, sidered to be an intra-arc setting. Marine sedimentary intercalations reported melyek helyenként tengeri üledékekkel váltakozó össz- earlier indicate a depositional environment of shallow marine or at sea level vastagsága eléri a 15 km-t. E magmás képzõdmények that allowed a marine transgression over extensive sheet-like lava flow units. egy vulkáni ívhez köthetõk, mely nyugaton egy paleo- Existence of such marine intercalations have not been confirmed to be very zoos alaphegységre épülõ szárazföld és keleten egy extensive. Instead, coherent lava flow units have been found more common- sekély tenger között húzódhatott. A tengeri köz- ly interbedded with thin volcaniclastic units than it was reported earlier. betelepülések arra utalnak, hogy a vulkáni ív alapvetõen Large-scale angular unconformities have not been identified in the alacsony térszínû terület lehetett, és így transzgressziós volcanic succession, thus a short time span of the accumulation of the La idõszakokban tengeri üledékek települhettek a láva Negra Formation is inferred. Eruptions along fissures are interpreted to testekre. E kutatás alkalmával nem sikerült nagy kiter- be a likely source to form a uniform pile of lava flows originally in sub- jedésû tengeri üledékekre találni, viszont vulkáni horizontal setting, suggesting that the entire volcanic sequence is part of törmelékes kõzetek sokkal nagyobb térfogatban vannak a volcanic accumulation zone of an arc system, such as ring plains, basin jelen, mint azt korábbi jelentések rögzítették. Nagy fills, or shallow marine basin surrounding volcanic archipelago. területen követhetõ, a vulkáni folyamatok jelentõs Vertically cross-cutting dykes often fragmented and/or connected to szünetére utaló diszkordancia felületeket nem sikerült pyroclastic breccia pipes inferred to be feeding channels of subsequent azonosítani, mely a vulkáni anyag gyors felhal- volcanoes. The systematic field work has confirmed the presence of mozódására utal. Monoton láva sorozatok hasadék greater volume of volcaniclastic rocks and underlines that volcaniclastic menti kitörés során közel azonos települési viszonya units are of greater importance in the La Negra Formation than it was azok eredetileg közel vízszintes helyzetére utalhatnak az considered before. utólagos szerkezeti mozgások figyelembevételével, s Newly identified pyroclastic rocks near Tocopilla at present sea level így a terület egy vulkán felhalmozódási területnek ér- exhibit quenching and inferred to be result of non-explosive in situ frag- telmezhetõ (pl. vulkáni kúppalást fácies). Függõleges 234 NÉMETH KÁROLY et al. mentation of lava flows erupted in subaqueous conditions. A thick uniform irányítottságú piroklasztit breccsa szerkezetek vulkáni volcaniclastic succession has been located near Taltal indicating deposition kitörési csatornáknak értelmezettek. A szisztematikus from eruption-fed pyroclastic density current. A general gradual facies terepbejárás alkalmával megállapítható, hogy a piro- change from subaqueous coherent lava flow and volcaniclastic successions klasztit képzõdmények térfogata lényegesen nagyobb, to sub-aerial ones have been recorded near Tocopilla, pointing out that mint azt eddig leírták. A most azonosított piroklasztit large volume pre-dominantly sub-aerial explosive silicic eruptions may sorozat a Tocopilla városától délre a jelenlegi tenger- have been more frequent in the later phase of the production of the La szint közelében, olyan képzõdményekbõl áll, mely bõ- Negra Formation. Pillowed and chilled lava flow margins, as well as pres- ségesen hordoz olyan jelenségeket, amelyek a magma ence of hyaloclastite, are gradually disappearing 2–300 m above the pres- robbanás nélküli hûlve töredezésével keletkezett rész- ent sea level in the escarpment of the Coastal Cordillera, and lava flow ben, vagy teljesen víz alatti környezetben. Nagy vastag- units gradually giving place to silicic pyroclastic units inferred to be ságú piroklasztit sorozatok Taltal városától délre, vul- deposited under sub-aerial conditions. This gradual change indicates that káni kitörések keltette víz alatti tömegárak által történt the initial subaqueous to emergent effusive volcanism in an intra-arc set- szállításra utalnak. A vulkaniklaszt fáciesek fokozatos ting transformed to a more sub-aerial explosive and effusive volcanism in változása követhetõ a tisztán víz alatti környezetre utaló time. Pyroclastic rock units with texture and bedding characteristics jelektõl a tisztán szárazföldi felhalmozódásra utaló indicative for deposition from block-and-ash flow and ignimbrite eruptions jelekig a Tocopilla melletti vulkáni sorozatokban. as well as near-source reworking of such deposits e.g. by lahars are con- Párnalávák, hialoklasztit rétegek és egyéb, a magma firmed to be more widespread in the entire studied succession of the La hirtelen lehûlésére utaló jelek fokozatosan tûnnek el Negra between Taltal and Tocopilla. The presence of newly identified 2–300 méterrel a mai tenger szintje felett. Piroklasztit phreatomagmatic fallout deposits suggest that large-volume phreato- képzõdmények szövete blokk- és hamuár, ignimbrit és Plinian silicic eruptions may have been more frequent in the late stage of azon üledékek áthalmozott változataira utalnak, mely activity of the La Negra volcanic arc. Such eruptions have a significant képzõdmények elterjedtek a La Negra Formáció effect on an immediate landscape-modification, their deposits may travel egészében. Az új azonosított freatomagmás hullott piro- over hundreds of kilometres and influence the normal sedimentation histo- klasztit rétegek esetenkénti nagy energiájú robbanásos ry of a broad area. The general lack of siliciclastic inter-beds indicate that kitörésekre utalnak. Ilyen események és azok kitörési the source area of the volcanogenic sedimentary units must have been termékei általában jelentõsen megváltoztathatják egy overwhelmingly volcanic. In spite of the dynamic volcanic picture given terület képét és azok akár több száz kilométerre esõ te- here, the general uniform orientation of lava flow as well as volcaniclastic rületekre is hatással lehetnek. A sziliciklasztikus üledé- rock units of the volcanic succession even more strikingly suggest that the kes közbetelepülések hiánya arra utal, hogy a La Negra La Negra is a broad intra-arc related accumulation zone of volcanic mate- Formáció alapvetõen vulkáni forrásból épülhetett fel, s rial from nearby, perhaps already vanished volcanic edifices. annak forrása egy vulkáni szigetívnek rekonstruálható.

Introduction moreover never been addressed before. In general, such studies are generally rare and forming a new part of vol- The #Br 997/22–1 DFG funded pilot project aimed to canology often referred to volcanic petrology (HANSTEEN collect information to determine, A) the sedimentary pro- et al 1998, KLÜGEL 1999, KLÜGEL et al. 2000, NÉMETH et cesses related to flood lava emplacement associated with of al 2003). Volcaniclastic and siliciclastic inter-beds among one of the less known Jurassic Large Igneous Province (LIP) lava units of LIPs have been documented and studied care- in Northern Chile (La Negra Formation) (Figure 1 and Plate fully recently (WHITE and MCCLINTOCK 2001, PEATE et al., I. 1and II.), B) the physical characteristics of the erupted 2003), all suggesting a complex emplacement mechanism lavas of this LIP, and C) the development of a complex vol- of LIPs as well as pointing to the usefulness of the identi- cano-sedimentary sequence through time in terms of (a) fication and detailed studies of such deposits with respect rates of magma supply, (b) duration of emplacement time of to paleo-environmental reconstruction of the volcanic individual lava flows, as well as complex lava units, (c) areas. identification of possible sources of large-volume lava The large spatial distribution covered by the La Negra fields, (d) geochemical variations of both lava and volcani- Formation (~1500 km long and 200 km wide) as well as its clastic sequences, and (e) influence of the depositional envi- great thickness (up to 10 km) of well-exposed volcanic ronment (e.g. subaqueous — subaerial) on the formation of rocks confirm that the La Negra (Figure 1 and Plate I. 1 and volcaniclastic sequences as well as the texture of the II.) should be considered as a yet unknown Large Igneous emplacing lava units. Province. By volume the preserved volcanic rocks in the La The primary aims to pursue this project is based on the Negra are comparable to Karoo or Ferrar; however, the tec- fact the previous geochemical data collection of the tonic setting of the La Negra inferred to be different from Northern Chilean Jurassic LIP is substantial. However, a these well-known LIPs. The La Negra Formation is also detailed study in regard of emplacement mechanism and considered to differ in comparison to other classical LIP relations between the lava flows and the magmatic plumb- examples, having more evolved lava flow units and already ing system driving the volcanism is still remaining unclear, reported accumulation of silicic explosive eruptive prod- Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 235 ucts. In addition, the lack of vegetation makes the La Negra Formation a perfect site for studies that may contribute to our knowledge of a relatively unknown arc-related LIP. During the 2003 field work researches in a framework of a German Science Fundation (DFG) run project has been focused on field description of the Mesozoic volcanic successions of Northern Chile with special care to their spatial relationships in a broader geographical area, however, only 4 type localities (Figure 1 and Plate I. 1 and II.) have been found to be worthy of more detailed studies to meet the primary aims of the project; 1) Tocopilla section, 2) Antofagasta coastline, 3) Antofagasta desert region and 4) Taltal coastline. Petrography of both volcaniclastic and lava rocks from handspecimen collection as well as thin section studies of selected key rock units with special care to volcaniclastic textures have also been done. Preliminary sedimentary logging focussing on sedimentary structures and textures of both the immediate under and/or overlying sedimentary (predominantly clastic) units overlain by lava flows made possible some key observation indicative for the reconstruction of the sedimentary environment to where volcanoes produced the La Negra Formation erupted. The identification of type of clastic sediments have been especially critical (volcaniclastic versus siliciclastic). Such sedimentary description contribute significantly to our understanding of (1) the the depositional environment to where the large volume lava flows erupted, (2) the origin of the volcaniclastic sequences (e.g. primary, Figure 1. Overview map of the study area reworked, or re-deposited in origin) that could help to Numbers representing selected type localities; 1 — Tocopilla shoreline, establish the type of sedimentary basin developed prior 2 — Tocopilla cliff section from the sea level, 3 — Tocopilla cliff section and parallel to the emplacement of the flood lava fields in from above, 4 — Antofagasta coastline, 5 — Antofagasta desert area (e.g. the Northern Chile LIPs., (3) the relative timescale and Cerro Miranda section), 6 — Taltal coastal area, Cerro Blanco section time differences between deposition of intercalated silici- 1. ábra. A tanulmányozott terület átnézeti térképe. A számok a hivat- clastic and/or volcaniclastic units and lava flows (e.g. kozott területeket jelölik 1 — Tocopilla parti zóna, 2 — Tocopilla parti leszakadás, 3 — Tocopilla identification of lava foot breccias, peperitic margins, soft hegygerinc, 4 — Antofagasta parti zóna, 5 — Antofagasta Atacama siva- sediment deformations accompanied with lava flow tagi terület (e.g. Cerro Miranda), 6 — Taltal partvonal (Cerro Blanco) emplacement) and (4) the distinction between volcanic processes, which are directly related to explosive volcanic that produce continental and oceanic plateaus (SIGURDSSON eruptions associated with the emplacement of the large 2000, BEST 2003, SCHMINCKE 2004). Contrary to general volume igneous bodies, and which are results of sedimen- belief, not all large igneous provinces (LIPs) are charac- tary processes transporting detritus from eroding volcanic terised by rocks of basaltic composition (BRYAN et al., zones located along the active volcanic arc. 2000, 2003). Silicic-dominated LIPs (andesite to rhyolite Here we first give a general review of the enigma of coherent lava flows and large volume ignimbrites or asso- Large Igneous Provinces with special relevance to the ciated volcaniclasitcs), are being increasingly recognised examples in Northern Chile. Afterward we present a short in the rock record (BRYAN et al. 2000, 2003). These silicic summary of the previous knowledge about the La Negra LIPs (SLIPs) are consistent in being: (1) volumetrically Formation and then we give details of the field observa- dominated by ignimbrite; (2) active over prolonged peri- tions and a possible working hypothesis of the volcanolo- ods (40–50 My), and (3) spatially and temporally associat- gy of the La Negra Formation. ed with plate break- up. Silicic dominated LIP in the Australia e.g., related to the break-up of eastern continental Gondwana (BRYAN et al. 2000). Felsic magmatism is A review of Large Igneous Provinces (LIPs) often observed in the final stages of the eruption of conti- including silicic ones (SLIPs) nental large igneous provinces (e.g. KIRSTEIN et al. 2001). Several authors suggest that there appears to be a link Large Igneous Provinces (LIPs) are defined according between lithospheric thinning and a change in the origin of to various volcanology text books to be large floods of the felsic magmas, from open system fractional crystal- basaltic to lava extruded during relatively brief episodes lization to mid/lower crustal melting (e.g. KIRSTEIN et al. 236 NÉMETH KÁROLY et al.

2001). Studies of silicic LIPs are very new and there is one Time problem and the genesis of LIPs fact common between classical LIPs and silicic ones, both produced hundreds of km3 of volcanic rocks. A short sum- Flood basalts in general are believed to be emplaced in mary of the uniqueness of LIPs is presented in the next a short time, e.g. less than 1–2 million year. Taking this section. time scale into account, questions arise as to what are the characteristics of the emplacement-mechanism of melts, their generation and possible storage places in sub-surface Enigma of LIP region prior to eruption (COURTILLOT 1990, CARLSON Reason to pursue the primary aim of the project is that 1991, ARNDT et al. 1993, GEIST and RICHARDS 1993, LIPs, such as the La Negra Formation, are produced by the HOOPER and HAWKESWORTH 1993, COFFIN and ELDHOLM largest, very instantaneous volcanic events known on 1994, DODSON et al. 1997, REIDEL 1998, THORDARSON and ELF Earth (RENNE and BASU 1991, HEIMANN et al. 1994, S 1998). The source and melt generation that fed conti- HOFMANN et al. 1997, LOPER 1998, SELF et al. 1998, nental flood basalts are still unclear, however, two main HAMES et al. 2000, HOOPER 2000) and their development, controls are considered on the basis of compositions of reasoning and influences are still not fully understood continental flood basalt 1) lithospheric thickness and 2) (COURTILLOT 1990, ERWIN and VOGEL 1992, CAMPBELL et processing of magmas in chambers that were periodically al., 1992, ELDHOLM and THOMAS 1993, STOTHERS 1993, replenished and tapped, while continuously fractionating RNDT DALRYMPLE et al. 1995, DUNCAN et al. 1997, FERAUD and and assimilating their wall rocks (A et al. 1993, EDERSEN ANDERBEEK AKER COURTILLOT 1994, PRASAD and KHAJURIA 1995, P and V 1994, B et al. 2000, ALZIEL OLONKA OCHAROVKA FICCARELLI et al. 1997, SINTON and DUNCAN 1997, PÁLFY D et el. 2000, G and B 2000, OHNSTON HORKELSON and SMITH 2000). J and T 2000). It is even less studied Significance: Studying LIPs such as the La Negra how other large igneous volcanic provinces with more Formation in northern Chile may give an opportunity in evolved composition developed. Such volcanic provinces better understanding of the relationship between flood lava often referred as to silicic large igneous provinces (SLIPs). eruption and their impact on the environment. Significance: It is a fact that the origin of LIPs, especially in continental settings remains speculative. In arc- related flood lava fields, such as the area of the La Size of LIPs Negra, where the thermal and geochemical effect of the Large-volume lava-dominated volcanism occurred in subducted slab cannot be neglected in modeling the both continental and oceanic settings in the Earth history development of LIPs (GEIST and RICHARDS 1993), the in various times, and they characteristically developed in origin of flood lava field is even more complicated, a very short period of time (BELLIENI et al. 1991, therefore the La Negra Formation is a good site to pur- CARLSON 1991, COURTILLOT 1990, DUNCAN and sue such a research. RICHARDS 1991, DUNCAN et al. 1997, HOFMANN et al. 1997, PIK et al. 1998, ELLIOT and FLEMING 2000, HOOPER Sedimentation associated with LIPs 2000, KERR et al. 2000). Flood basalt provinces in general produced vast amount of lava flows in both continen- Emplacement of flood lava in continental settings is tal and oceanic settings (COFFIN and ELDHOLM 1993, often accompanied by syn-volcanic sedimentation produc- THORDARSON and SELF 1993, COFFIN and ELDHOLM 1994, ing siliciclastic and volcaniclastic interbeds (e.g. JERRAM MAHONEY and COFFIN 1997, SINTON et al. 1998). In et al. 1999, PEATE et al. 2003). Studying the detailed facies regard of the large amount of data available from various relationships of the intercalated silicic- and volcaniclastic flood lava provinces, the emplacement mechanism of beds helps to develop precise paleoenvironmental, tecton- such amount of melt is still unclear, and under frontline ical and basin subsidence reconstruction from flood lava research (KESZTHELYI 1995, LANCASTER et al. 1995, fields (BABCOCK et al. 1992, BLAKE 1993, PUCHTEL et al. CASHMAN et al. 1998, THORDARSON and SELF 1998, 1998, STOLLHOFEN et al. 1998, CUMMINGS et al. 2000). KESZTHELYI et al. 2000, MIYAMOTO and SASAKI 1998, Although our picture of flood basalt is overwhelmingly SELF et al. 1998, ANDERSON et al. 1999, ANDERSON et al. effusive, phreatomagmatic eruptions have preceded quiet 2000, SELF et al. 2000). effusion of some flood basalts in the Coombs Hill in the Significance: For the North Chilean La Negra Antarctica and reflect the same influence of vent architec- Formation, geological data largely comprise of geochemi- ture and hydrology on eruptive style as seen for small-vol- cal studies only (e.g. ROGERS 1983, BUCHELT and TELLEZ ume eruptions (WHITE and MCCLINTOCK 2001). 1988), however, detailed studies have not been initiated Significance: Identification and interpretation of vol- yet to understand the volcanological framework of the for- caniclastic rocks intercalated with flood lava series are still mation of the La Negra Formation (e.g. MUNOZ and a relatively less highlighted area of studies related with VENEGAS 1988). Studying the lava flow field’s of the La LIPs. Inter-beds of volcaniclastic units from various strati- Negra LIP can increase our knowledge of the mechanism graphic units from the La Negra Formation has already of large volume lava emplacement. been reported, however, their nature, textural characteris- Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 237 tics and relationship with the lava units have not been La Negra Formation: review of stratigraphy addressed yet. and evolution

Tectonic activity in the 22–26º S Coastal Cordillera Mesozoic Arc-related volcanism in Northern Chile: during the Jurassic time is largely restricted to the region a potential (S)LIP of magmatic activity (SCHEUBER et al. 1993). The continuation from an inferred arc to the east comprises a chain of The early Mesozoic predominantly Jurassic volcanism marine basins of Jurassic age with moderate subsidence in Chile, one of the less known volcanic province in the and tectonic quiesence (PRINZ et al. 1993). Extension was South American continent, exhibits a wide range of lava probably induced by an extremely oblique movement of fields (predominantly andesite) with associated dyke the Phoenix Plate in the SSE direction relative to the con- swarms as well as intercalated volcaniclastic sequences. tinental margin (SCHEUBER et al. 1993). This extension More than 2000 km3 of acid and 9000 km3 of basic vol- leads to an extreme thinning of the pre-Jurassic continen- canic rocks formed during the Jurassic and Early tal crust in the intra-arc area (LUCASSEN and FRANZ 1994). Cretaceous in the Coast Range of central Chile (VERGARA High seismic velocities in the upper crust (WIGGER et al. et al. 1995) (Plate II.). These rocks, which constitute the 1993) and a positive gravity anomaly (GÖTZE and major part of an reconstructed up to 15-km-thick pile of KIRCHNER 1997) in the Coastal Cordillera between 22–26º alternately marine and continental deposits, inferred to S are strong evidence for a general absence of SiO2-rich have been issued from volcanic arcs are situated between upper continental crust, apart from minor occurrences of a land area with Paleozoic basement in the west and a little thickness. The significance of a Jurassic subduction marginal sea in the east (VERGARA et al. 1995). in this tectonical framework was questioned by LUCASSEN Asthenospheric upwelling led to extension and bimodal and FRANZ (1994). However, there is still no model to volcanism; the volcanic products were deposited in intra- interpret the formation and tectonic settings of the La arc basins subsiding at high rates (100–300 m/m.y.) (e.g. Negra Formation. BUCHELT and CANCINO 1988, VEGARA et al. 1995). The The Mesozoic tectonic evolution of Northern Chile as extension and subsidence resulted in a low-relief topogra- a hypothetic arc can be summarised in the following steps phy close to sea level, in contrast with the present-day on the basis of stratigraphy studies (Buchelt and Cancino convergent type of Andean volcanism at the same latitude 1988): where calc-alkaline to intermediate lavas erupt from vol- Extension without subduction (Triassic–Permian). canoes at great height above a thick crust. During the Subduction and minor extension — The volcanic Jurassic and Early Cretaceous, the magmatic arc was sit- rocks of the La Negra Formation are mainly deposited on uated in the Coastal Range of Chile (BUCHELT and pre-Jurassic crust that had already thinned during well- CANCINO 1988). It consists of andesitic lavas, locally defined phases in Triassic and Early Jurassic time. Angular more than 10 km thick and of large plutons of mainly unconformities are not described in the volcanics, and it is dioritic composition. The great thickness of the volcanics possible that most of the rocks extruded during a short as well as their composition showing tholeiitic affinities time span. Eruptions along fissures are likely to have in the early stage, indicate a geotectonic setting different occurred (SCHEUBER et al. 1993), forming a uniform pile of from that of the subsequent arc-systems. The volcanics lava flows. In the La Negra Formation sediments inferred overlie some Early Jurassic marine sediments, Triassic to comprise only a minor part (5%) of the otherwise an and Upper Palaeozoic granitoids as well as rocks of the entirely volcanic succession (BUCHELT and CANCINO 1988) metamorphic basement (DIAZ et al. 1985). Marine inter- and these volcanics interpreted to be deposited both sub- calations in the Jurassic volcanics indicate a depositional aerially and subaqueosly. Subsidence of the crust and dep- environment more or less at sea level. The extrusion of the osition of the volcanics inferred to have been well-bal- La Negra volcanics was accompanied by a considerable anced (LUCASSEN and FRANZ 1994). crustal subsidence and the intrusion of huge dioritic Cessation of subduction and beginning of extension batholites as well as ductile shear deformation (REUTTER lead to subsequent intrusion of the La Negra Formation by et al. 1988, SCHEUBER et al. 1986). Deformation was quartz diorites (GONZALES 1990). closely related to the intrusion of plutonic bodies in Although feeders of the volcanoes have not been found Jurassic to Early Cretaceous time (SCHEUBER and so far, field observations indicate that many parts (in east ANDRIESSEN 1990, SCHEUBER et al. 1986, SCHEUBER and and south of Antofagasta) can be seen as a widespread dis- GIESE 1999, SCHEUBER and GONZALEZ 1999). Intense tec- tribution of co-existing lava successions partly showing tonic activity took place in the magmatic arc, where, as a considerably true thickness of up to 1400 m. Rocks of the consequence of oblique subduction (LARSON and PITTMAN La Negra Formation according to Buchelt and Zeil (1986) III 1972), transpression caused important left lateral strike estimation consist of about 85% of lava flows, 10% of vol- slip motion (SCHEUBER and ANDRIessen 1990, SCHEUBER caniclastic rocks including eruptive coarse grained vol- and GIESE 1999, SCHEUBER and GONZALEZ 1999) and canic breccias and 5% of thin layers composed predomi- compressional warping and block tilting. nantly of non-volcanic sandstones and conglomerates 238 NÉMETH KÁROLY et al.

(BUCHELT and CANCINO 1988). The single lava flows show approximately 5 millions of years (GOGUITCHAICHVILI et thickness of up to 80 m, whereas the tuff-layers are only a al. 2003). few meters thick. The matrix of the consolidated pyroclas- The geochemical data collection from the Jurassic vol- tic rocks found in the lower parts of the succession canic rocks of Northern Chile is substantial, however, a (Cuevitas-group) shows a submarine origin, as opposed to detailed study in regard of emplacement mechanism and the subaerial origin of the two other groups (BUCHELT and possible relations between the lava flows and the magmatic CANCINO 1988). The volcanic rocks of the La Negra plumbing system driving the volcanism has still remained Formation (BUCHELT and ZEIL 1986) in the visited areas of unclear. The large spatial distribution (Plate II.) of the vol- Antofagasta belong mostly to the high-alumina basalt- canic field (1500 km×200 km) with great thickness of well- andesite-dacite association, which is (together with rhyo- exposed early Mesozoic volcanics (km-scale) can give a lite) the most characteristic volcanic association of the perfect opportunity to study a relatively unknown LIP Andes (BUCHELT and CANCINO 1988). Basalts, basaltic inferred to be related with arc-system. In this respect this andesite and andesites are predominantly lava and the locality might be unusual in comparison to other LIPs. dacitic rocks are pyroclastics (BUCHELT and CANCINO 1988). The volcanics of the La Negra Formation near Results Antofagasta are considered to be volcanic rocks of a 40-50 km long “retreating” back-arc of an active continental The volcanic rocks of the La Negra Formation form a margin (BUCHELT and CANCINO 1988). The few marine relatively narrow (200 km) belt of scattered and tectoni- outcrops of Mesozoic rocks in the Coastal Cordillera and cally dissected occurrences of thick accumulation of the Longitudinal Graben are of great importance, as an coherent, mostly basaltic andesite to andesitic lava flows inter-fingering of coherent lava flows and volcaniclastic and accompanied volcaniclastic units (Figure 1 and Plate rocks with marine sediments is expected in these region I. 1 and II.). The volcanic rocks crop out mostly on the (GRÖSCHKE et al. 1988). Contact relations of the volcanics western margin of the succession, near to the Pacific Coast to their basement are not known in the area apart from tec- where an average of 1000 m abrupt cliff perfectly exposes tonic contacts and some proven intrusions into the vol- the entire inner architecture of the volcanic succession canics (GONZALES 1990). However, there are outcrops in (Plate I. 2). However, the large outcrops in the Pacific the Coastal Cordillera where the La Negra volcanics rest Coast cannot be accessed without proper equipment, and unconformly on Paleozoic strata. The stratigraphic corre- occasional flash floods could be fatal. The dry valleys lation of the La Negra volcanics has not been established (quebrada) maybe access upto 350 m above see level from (LUCASSEN and FRANZ 1994). The dykes, that were inter- below, or an up to 200 m relative elevation descend could preted as feeder dykes for the lava flows (PICHOWIAK et al. be achieved from above with no special gear necessary. 1990) differ in their texture from the sheet-like lava flows. Any further attempt to section these cliffs needs great care Dykes from the work of PICHOWIAK and BREITKREUZ (Plate I. 2). (1984) show a scatter in their element distribution that is On the basis of extensive search for good outcrop loca- similar to the scatter of the La Negra volcanics, whereas tions it has been concluded that locations to study the the dykes analysed by LUCASSEN and FRANZ (1994) follow stratigraphical position, volcanic textures and contact rela- calc-alkaline trend and are thought to be co-genetic. tionships of the rock unit assigned to be part of the La Lava flows of the inferred Jurassic volcanic arc inter- Negra Formation may comprise six major areas; 1) the calated with marine sediments have also been reported coast line from Tocopilla to Mejillones, 2) the basal zones around Iquique (Northern Chile) (KOSSLER 1996). of the coastal escarpments south of Tocopilla, 3) the top- Especially the deposits of the Bajocian exhibit striking most part of the Coastal Cordillera south of Tocopilla 4) inter-stratification of volcanic and sedimentary rocks the coast near the city of Antofagasta, 5) the Cerro (KOSSLER 1996). After emplacement of widespread pre- Miranda area, between Antofagasta and the Atacama fault Bajocian plateau basalts, the geological situation changed, line and 6) areas south of Taltal (Figure 1 and Plate I. 1). starting from the Early Bajocian. In the coastal region Any other dissected outcrops located in the Atacama desert south of Iquique, permanent explosive volcanism is represent hill sides that are either not forming characteris- observed in the Late Early Bajocian indicated by lava tic exposure sites nor well exposed due to intensive weath- flows and tuffs in chaotic setting. This region is interpret- ering surfaces. ed to represent the eastern margin of a center of volcanic eruptions. In the coastal region north of Iquique and Tocopilla Pacific Coast inland, this explosive volcanism is only documented by its distal products, which occur in the marine sedimentary This area is located south of the township of Tocopilla sequences of the Bajocian (KOSSLER 1996). The time (locality number 1, 2 and 3 on Figure 1 and Plate I. 1) and length of the emplacement of the La Negra lava flows has consists of steep cliffs of the Coastal Cordillera dropping been estimated by paleomagnetic methods recently, and it to sea level from an average of 1200 m elevation (Plate II. was concluded to have taken a longer time than expected, 2). This area has three relatively well accessible outcrop Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 239 groups; a) on the coast following the old Panamericana road down to approximately halfway toward Antofagasta, b) few gentle slope dry valley over the extensive alluvial fans descending from the cliffs, and 3) the upper section of dry valleys maybe accessed from above.

The Tocopilla shoreline Description On the Pacific coast an extensive and well accessible outcrop chain has been found south of Tocopilla (locality number 1 on Figure 1 and Plate I. 1). Here thick (m-scale) mafic lava flow units crop out with a large number of evidences of quench crystallisation as well as fast cooling and chilling (Plate III. 1 and 2). The lava flow units are interbedded with volcaniclastic rock units up to 2 m in thickness (Plate III. 2 and 3). Chilled margins of coherent flows are often altered to red, brown cm-thick crusts closely resembling palagonite rims (Plate III. 1). Coherent lava bodies often form flattened convex up pillow shaped piles of coherent lava (Plate III. 1). The contact between coherent lava flow unit and volcaniclastic units are sharp, however, they are irregular, often forming bulbous flow foots (Plate III. 2). The volcaniclastic units are very changeable in thickness (dm-to-m-scale) but they look sheet-like Figure 2. Two types of contact zone between fragmented volcani- (Plate III. 3). The volcaniclastic beds consist of angular clastic rock unit and coherent lava flows mafic lapilli, fine matrix, cemented by calcite and/or jasper A) contact is irregular, and coherent flow margins exhibit reddish-to- (Plate III. 3). Nearby to coherent lava bodies jig saw fit brown, glassy zones, often in multilayered form (cm). Coherent flow structures as well as continuous transition from a coherent often show slight radial jointing pattern (cf). Pyroclastic breccia consists body to the fragmented rocks have been recognised. Tuff of glassy juvenile fragments, often cemented by calcite and/or jasper. These breccia zones often strongly epidotized. This type of contact breccias with same composition often contain large bomb inferred to be a contact between subaqueous pillowed lava flows and and block size fragments having chilled margin and/or flu- hyaloclastite B) contact of the coherent flow unit (cf) is relatively sharp idal shape. Fine grained tuffs and lapilli tuffs often draping with a fine grained lapilli tuff which is often well bedded or slightly cross bedded (bt). Zones of hollow filling arms of the tuffs invading into the entire tuff breccia units (Plate III. 3). Such tuff and lapilli interclast regions of the pyroclastic breccias (pb). The bedded tuffs often tuff units consist of angular to sub-rounded basaltic contain clasts inferred to be aeolian. This fact and the lack of features andesite fragments. Fragmented rock units are often asso- characteristic for chilled lava flow margins suggest that this type of con- ciated with dykes (Plate III. 4) There are no siliciclastic tacts more characteristic to subaerially emplaced lava flows. Because of the intensive desert weathering, further research needs to clarify the material nor fossil have been identified so far from these meaning of these type of lava to pyroclastic unit contacts volcaniclastic beds. 2. ábra. A vulkaniklasztit rétegek és a koherens láva kõzetek kapcso- latának két típusa Interpretation A) a kontaktus szabálytalan alakú, vörösesbarna kéreg ismerhetõ fel a On the basis of preliminary field work, it is concluded, lávatest peremén (cm). A lávatestek gyakran sugaras elválást mutatnak that near Tocopilla, on the shoreline, lava flows having pil- (cf). A piroklasztit breccsák üveges juvenilis törmelékekben gazdagok, s low lava structure on the basis of their morphology and azok gyakran kalcittal és/vagy jáspissal cementáltak. E piroklasztit rétegek juvenilis törmelékeinek ásványai erõsen epidottá alakultak. Ilyen presence of altered rims inferred to be former glassy rims. típusú kontaktus leggyakrabban párnaláva és hialoklasztit rétegek között However, since the general feature of radial jointing often azonosítható, B) éles kontaktus a koherens láva (cf) és vulkaniklasztit associated with pillow lavas (MCPHIE et al. 1993) is lack- rétegek között (bt). A vulkaniklasztit rétegek gyakran keresztrétegzettek. ing, the interpretation needs further investigations. The Szerkezet nélküli tufa intruziók gyakran kitöltik a piroklasztit breccsák nagyobb töredékeinek szemcse közti terét (pb). Rétegzett tufarétegek interbedded volcaniclastic units are closely resembling gyakran szél által történt szállításra utalnak. E szöveti jelenségek azt hyaloclastite units on the basis of presence of chilled, jelzik utalnak, hogy e képzõdmények szárazföldi környezetben hal- quench crystallized juvenile lapilli (former volcanic glass). mozódtak fel. (További vizsgálatok szükségesek e szerkezetek Hyaloclastite here considered to be a result of quench frag- értelmezésére.) mentation in which hot magma in contact with cold exter- lava fragments in the volcaniclastic matrix indicates that nal water undergoes rapid chilling, usually to a glass, and active pillow formation has been ongoing in time of the subsequent fracturing by the thermal stresses made its magma chilling and its brittle fragmentation. The well bed- fragmentation (e.g. MCPHIE et al. 1993, SCUTTER et al. ded volcaniclastic units often mantling the lapilli tuff 1998, MARTIN 2002). However, the presence of bulbous and/or tuff breccias horizons are interpreted to be either 240 NÉMETH KÁROLY et al. distal, reworked/redeposited hyaloclastite beds, or pyro- 1). The general pinkish-to-purple colour of the succession clastic units derived from other distal eruptions. To clarify is due to subsequent thermal, metamorphic and hydrother- the origin of these units needs further investigation. mal events (Plate V. 1 and 2). The volcaniclastic rocks have been grouped into two major units, 1) a massive, pyroclas- Tocopilla cliff sections tic breccia, predominantly tuff breccias, forming a metre- thick unit (Plate V. 2 and 3), and 2) interbedded lapilli tuff Description and tuff beds, commonly with cross bedded to parallel bed- Near Tocopilla, on the steep coastal escarpment (locali- ded texture (Plate V. 4). The massive units consist of angu- ty number 2 on Figure 1 and Plate I. 1), a thick succession lar to sub-angular volcanic lithics having very diverse of pyroclastic rock units has been identified (Plate IV). colour, alteration state and crystalinity (Plate V. 3). The Further above the alluvial fans covering the lower 100 – matrix of these rocks similar to those have been identified 150 m section of the coastal escarpments, steep, but still of the lower section of the quebradas. The lapilli tuff and accessable dry valleys are located (Plate IV. 1). In these val- tuff units are slightly altered, metamorphised, and suitable leys, thick successions of volcaniclastic rocks have been for further investigations in a petrographical point of view. identified (Plate IV. 1). In addition, the alluvial fans are also There also have not been identified any siliciclastic sedi- rich in clasts representing diverse variety of volcaniclastic mentary units neither fossils from the volcanic succession. rocks derived from above. In the Tocopilla section, the most important discovery is an > 50 m thick grey, light Interpretation pinkish rock units, having undulating lower contact and flat The fiamme-rich, grey massive lapilli tuff unit forming and/or lensoid upper contact (Plate IV. 1). These rock units valley filling texture in cross cut view interpreted as an are clearly visible from the coastal highway, and traceable high grade ignimbrite flow unit (CAS and WRIGHT 1988). over kilometres. The bedding orientation of this rock units The disappearance of evidence of chilled lava flow mar- is similarly eastward dipping by 20-25 degrees as usually gins in up-section as well as the presence of welding are most of the units in the La Negra Formation in this part of good signs to infer subaerial conditions of the eruption his- the section. This rock consists of elongated (cm-to-dm- tory of the La Negra by this stage of the accumulation of scale) fiamme (Plate IV. 2 and 3), as well as lapilli size vol- volcanic products. However, it should take into account canic lithics hosted in a fine ash matrix (Plate IV. 4). Below that submarine welding in high eruption flux rate has also and above, coherent lava flow units interbedded with tens been documented (KOKELAAR and KONIGER 2000) and of metres thick pyroclastic units rich in volcanic lithics cannot be ruled out entirely, thus further investigations from fine lapilli to block size (Plate IV. 3). These rock units may need to establish the paleoenvironment of these suc- forming massive and/or weakly stratified units have no cur- cession. The large volume of tuff breccias in the entire rent indicators neither characteristic sedimentary textures. Tocopilla succession is interpreted to be deposited prima- In the 300–350 m section above sea level, fine lapilli tuff rily by debris flows of unknown origin. The sheet-like dis- and tuff beds are often interbedded (Plate IV. 3) forming tribution of such rock units indicate that the entire succes- laterally continuous marker horizons that are useful for lat- sion is an accumulation zone of a large volcanic system eral correlation of units. The fine lapilli tuff and tuff layers instead of individual volcanic edifices. The lack of silici- have volcanic lithis, altered juvenile fragments, and accre- clastic or other non-volcanic debris in these rocks indicate tionary features which need further textural studies. The that the source area of these debris flows was volcanic in volumetrically most common volcaniclastic units in this origin. The shape of clasts, the matrix-to-clast ratio as well section are various pyroclastic breccias and lapilli tuffs as the unsorted texture of part of these rock unit suggest, (Plate IV. 4). These units are predominantly tuff breccias repeated block-and-ash flow eruption. The general low having very diverse volcanic lithic clasts with green, grey, paleo-relief inferred on the basis of the slightly undulating yellowish, pinkish colour in a fine grey ash matrix. Lapilli nature of basal contacts of these rock units suggests that tuff rock samples with sub-rounded coarse ash to fine lapil- these block-and-ash flows represent distal, ring plane li matrix from colluvial debris are often recovered. No fos- facies that are gradually giving place for reworked debris sils are known from the Tocopilla section up to the 400 m flow deposited volcaniclastic successions. It needs further above see level zone. It is also noteworthy that chilled mar- studies whether these block-and-ash flows may have gins and/or pillowed structures are seemingly absent in this developed to lahars into a certain extent and/or the erup- section. tive environment may have been subaqueous or subaerial. In attempting to make a full sectioning on the coastal The existence of lapilli tuff and tuff beds often with fine escarpment near Tocopilla have lead us to descend from the and well developed bedding indicate that such beds could steep valleys of the Coastal Cordillera (locality number 3 be used for large scale correlation. The identification of on Figure 1 and Plate I. 1). This attempt was only success- large volume silicic pyroclastic rocks near Tocopilla arises ful from few locations and have been terminated approxi- an important question; what is, if any, stratigraphical rela- mately 200 metres below the top of the range. The lava tionship of this rock units to the texturally very similar flow units turn to be volumetrically equal to volcaniclastic Cerro Miranda succession located about 120 km south rock units in the upper section of the escarpments (Plate V. (Figure 1) and Plate II. Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 241

Antofagasta coastline cession can be traced further inland in relatively easy to access areas between the Atacama fault zone and the Description Pacific coast, right east of Antofagasta (Figure 1 Plate II.). Between the La Portada outcrops and the southern city The successions, especially along the highway toward La limits of Antofagasta a nearly continuous volcaniclastic Negra township, predominantly consists of monotonous succession crop out (locality number 4 on Figure 1 and metre-thick lava flows interbedded with strongly altered, Plate I. 1). The lava flows form metre-thick units interbed- vesicular zones rich in strongly epidotized minerals (Plate ded by various dm-to-m-scale thick volcaniclastic succes- VII. 1 and 2). These zones are vesicular having coherent sions (Plate VI. 1). The contact between lava flow units is lava textures and they seemingly only differ form the in general sharp, however, undulatory (Plate VI. 2). The dense lavas by their higher vesicle and probably altered volcaniclastic rocks are entirely reddish, pinkish (Plate phenocryst content. In this area no volcaniclastic rocks VI). They are very diverse by sedimentary textural point of have been identified surely. However, along the highway, view, ranging from tuff breccias with angular, rugged lava towards Antofagasta, next to the “Copper Railway” fragment to fine grained, cross bedded tuffs (Plate VI. 3 (Ferrocarril Antofagasta Bolivia – FCAB) track large bod- and 4). The coarse grained lapilli tuff and tuff breccia units ies of massive silicic lapilli tuff and tuff breccia units crop are dm-to-m thick and rugged lava clasts forming lensoid out (Plate VII. 3). These rocks are entirely composed of structures occur (Plate VI. 4). Massive lapilli tuffs and tuff flow banded coherent lava lapilli and bombs (Plate VII. 3). breccias often have evenly distributed volcanic lithic frag- These fragments are more evolved and having more ments, and weak to moderate stratification. Well-bedded dacitic texture than the lava flows themselves (which are cross-stratified lapilli tuffs are common (Plate VI. 3). Tuff more andesitic, basaltic andesite by texture and petrogra- units form large metre-size flat topped lensoid zones in phy). Similar texture has only been reported preliminary cross sectional view (Plate VI. 1). Fine volcaniclastic from the Antogasta region (MUNOZ et al., 1988) so far. The material is seemingly fed zones that infiltrate the space clast of these rock units are angular, altered, and having between large clasts of the underlying coarse grained vol- lighter colour overall than other more mafic units. caniclastic breccia (Plate VI. 2). Lapilli tuff units are large- Inland, in the Atacama, a complete succession of pyro- ly tabular, and they can be traced all along the Antofagasta clastic units crop out, forming a more than 100 m thick beaches (Plate VI. 3). No siliciclastic sediments nor fossil accumulation of pyroclastic rocks, often referred to Cerro fragments have been recovered from these rocks so far. Miranda (Plate VII. 2). In this succession at least 3 ignimbrite units have been identified each of them having at Interpretation least 25 m thickness (Plate VII. 2). Moreover, fine grained The entirely volcanic origin of the clasts of the vol- tuff with accretionary lapilli as well as horizontally bedded caniclastic rock units indicate a completely volcanic lapilli tuffs have been traced over km-distances (Plate source of these rocks. The predominance of volcanic mate- VII. 4). In addition to the previously reported 3 main ign- rial, the rugged, often bulbous lava spatters in the tuff imbrite units (Plate VII. 3), new discovery of an extensive matrix indicate that these rocks have primary origin and ignimbrite unit has been made, underlying the already could be interpreted as result of nearby lava foutaining known units. In an attempt to correlate this unit in a larg- and/or strombolian style activity. However, the often er- (km)- scale, an extensive field visit have been done lensoid structure of the lava spatter-rich zones hosted in a with an aim to identify more volcaniclastic units in the fined stratified lapilli tuff matrix may suggest that these region. This field mapping had success in identification of succession is represents rather an accumulation zone close various thin pyroclastic beds interbedded with the mafic to active lava fountains and/or Strombolian scoria cones lava flows. Here the volcaniclastic rocks form thin (dm-to- (Plate VI. 4). The interbedded cross-bedded lapilli tuffs m-scale), mostly tuff and lapilli tuff beds, and consist of also supports the assumption that some intermittence and entirely volcanic clasts. No silicilastic fragments neither intercalation of syn- and inter-eruption sedimentation fossils have been identified yet from these rocks. occurred. The establishment of the paleoenvironment of A vertical tuff breccia pipe connected to dykes has this succession is not conclusive. The lack of fossils and/or been found close to Antofagasta (Plate VII. 1), forming siliciclastic detritus in the volcancilastic rocks, the often lensoid breccia structures in map view. Volcaniclastic reddish colour of the rock indicate a subaerial breccias with rounded to subrounded lava fragments are eruption/accumulation setting, however a subaqueous often crosscut by irregular shape, cm-to-dm thick tuff environment cannot be ruled out either. vein-like structures. Lava flow units often have sharp contact to texturally similar mantling tuff units. Antofagasta desert area Description Interpretation East of Antofagasta, along the road from the city to the There three major interpretations can be drawn on the township of La Negra intersection to the Panamericana basis of the field work; 1) confirmation and identification highway, great thickness of the La Negra Formation crops of new silicic pyroclastic rock units near Cerro Miranda, 2) out (locality number 5 on Figure 1 and Plate I. 1). This suc- identification of new silicic block-and-ash flow, silicic 242 NÉMETH KÁROLY et al. dome talus deposits in the railroad cut near Antofagasta current-related features such as cross beds, dunes or scour- and 3) identification of vent sites forming tuff breccia pipe. ing. There were no fossils nor siliciclastic fragments iden- The existence of ignimbrite units in Cerro Miranda tified yet from the volcanic succession, however, the entire supports that large volume silicic explosive volcanism unit approximately 100 m above sea level is interbedded must have played an important role in the vaning phase of with fine-grained fossiliferous limy sandstones (NARANJO the volcanism resulted in the La Negra Formation. The and PUIG 1985). Above this unit a continuation of similar interbedded lapilli tuff and tuff beds, rich in accretionary lapilli tuffs and tuffs crop out commonly interbedded with lapilli, indicate that magma/water interaction and the pos- coherent lavas with irregular dm-thick margin. In the top- sible phreato-Plinian eruption style must have been an most section voluminous of coherent lava flows are domi- important phase in the evolution of the La Negra Forma- nant. The pyroclastic succession is laterally extensive, and tion (ALLEN and CAS 1998). The presence of accretionary can be correlated with widespread cross-bedded lapilli tuff lapilli also support the subaerial deposition environment. to the north which are interbedded with coherent lava flow (FISHER and SCHMINCKE 1984, 1994). The flat lava flow units (Plate VIII. 4). foot and the mantling fine tuff layers often feeding irregular shape tuff zones into a volcaniclastic breccia, are inter- Interpretation preted to be represent fine breaks in the eruption allowing The monotonous pyroclastic succession at Cerro deposition of fine tuff over the pyroclastic breccias, before Blanco closely resembles a rock formed from volcani- new lava flow erupted. The origin of such “infiltrations” clasts deposited from turbidity currents (e.g. LOWE 1982, are ambiguous and subject to further research. It could be MUELLER 1991, COUSINEAU, 1994). The volcanic clasts of either an aeolian derived tuff covering the pyroclastic brec- the pyroclastic rocks suggest, that either the source area of cias or subaqueously deposited tuffaceous mud. In both these deposits were volcanic with no or just little silici- cases, the question why the lava flows have very regular clastic input and/or the succession is entirely result of an planar contact to this zones remain still unsolved. eruption fed density current produced by a subaqueous The flow-banded dacitic lapilli-rich pyroclastic units explosive eruption (WHITE 1996 2000). Further study is are interpreted as block-and-ash flow deposits associated necessary to establish the definitive eruption and deposi- with silicic dome collapses. The thick succession of such tion environment of this succession, however, the pres- units as well as the repeated occurrence suggest that these ence of a capping (interbedded) fossiliferous limy sand- silicic dome collapses may have been more common in the stone units strongly suggest a subaqueous eruption envi- La Negra Formation then it has been previously thought. ronment unless a significant erosion surface could be The circular tuff breccia pipes suggest, that dykes cut demonstrated below this horizon. The interbedded cross- through the La Negra section may have been vents of vol- bedded lapilli tuff units may indicate near shore deposi- canoes, already eroded. This indicates that a significant tion. Thickly bedded volcaniclastic conglomerates are portion of the La Negra Formation has been eroded away. interpreted to be result of energetic debris flows, however, their deposition environment at this stage of the Taltal coastal area, Cerro Blanco section research cannot be reconstructed. The irregular shape of Description the contact zone of the intrusive bodies indicate peperite Approximately 300 km south of Antofagasta (locality formation and therefore attests the penecontemporaneity number 6 on Figure 1), volcanic rocks assigned to be part of the volcaniclastic sedimentation and the intrusions. The of the La Negra Formation crop out. These are exposed on nature of the volcaniclastic succession and the field rela- the Pacific Coast line just south of Taltal township (Plate tionships with the numerous dykes suggests that Cerro VIII. 1), and further inland toward the Atacama Desert. Blanco area exposes parts of a possible shallow marine The volcanic rocks emerge from the sea level up to the top volcanic edifice. of the cliffs (Plate VIII. 1). The volcanic rocks in this area, especially nearby the sea level, form a thick, monotoneous volcaniclastic apron, Discussion preserved between subvertical dyke swarms (Plate VIII. 1). The volcaniclastic rocks are dm-thick planar bedded, As it has been pointed out earlier, little research has lapilli tuffs interbedded with occasional cm-thick tuff beds been done up to now in regard to establish the paleoenvi- (Plate VIII. 2 and 3). Massive, volcaniclastic coarse-grain- ronment, eruption history and the proper volcano-stratigra- ed volcanic conglomerate units are more characteristic in phy of the volcanic rocks of the La Negra Formation. It re- the upper section of the outcrops near Taltal (Plate VIII. 2). mained a fundamental question that what paleoenviron- The pyroclastic rocks contain no non-volcanic clasts. The ment can be reconstructed for the depositional sites of the volcanic clasts are angular, and having low microlite con- rocks of the La Negra Formation. There are no fossils, nor tent and vesicularity. The distinction between juvenile and siliciclastic interbeds have been identified from the best volcanic lithic clasts are difficult due to the alteration of exposed outcrops investigated during our project, and this the clasts. The individual subhorizontal beds of these rock makes extremely difficult to reconstruct the paleoenviron- units are often normal graded, well-bedded, and lack any ment on the pure basis of the data maybe derived from the Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 243

Figure 3. Schematic illustration of facies relationship in a predominantly subaerial intra-arc setting (modified after LANDIS,SMITH 1995). A dashed line represents the sea level. Numbers and rectangular frames indicate the inferred position of the studied locations (numbers correspond with locality numbers shown on Fig. 1 and Plate I. 1). Black lines cross cut the entire section are dyke and sill swarms 3. ábra. Egy vulkáni íven belüli, alapvetõen szárazföldi környezetû terület vázlatos fácies képe (LANDIS, SMITH (1995) nyomán módosítva). A szaggatott vonal a tengerszintjét ábrázolja. A számok és a négyzetek a tanulmányozott területek helyzetét mutatják (a számok azonosak az 1. ábra és I. 1 tábla ábrákon található számokkal). Fekete vastag vonalak dájkokat és szilleket jelölnek volcaniclastic sediments. A major problem is demonstrat- projects that are related to the Mesozoic magmatic histo- ed that in subaerial as well as subaqueous setting fine vol- ry of the Andean-cycle initial period, e.g. in Central Chile cancilastic beds can mantle volcaniclastic breccia resulting and in Peru. very similar contact texture between these beds (Figure 2). A detailed sample collection, micro and meso-scale textural analysis from previously presented sites are desirable Conclusion and provisionally could give research projects on MSc or PhD level. Volcaniclastic rocks especially silicic ones intercalat- During this pilot project, there was no time to study ed with flood lavas are generally less studied, however the extensive dyke swarms crosscutting the La Negra they carry significant information for a broader paleo- Formation and adjacent subsequent batholiths. The geographic reconstruction of the syn-eruptive environ- Northern Chilean LIP can be subdivided into regions ment. A DFG (Br 997/22–1) project has been initiated to where lava flows are intercalated with thin volcaniclastic investigate the accumulation history of the volcanic rocks and normal sedimentary veneers and areas where erosion of the Jurassic La Negra Formation in northern Chile exhumed deeper crustal zones with large A-Type granitoid with special relevance to the explosive eruption products batholite zones cross-cut by bladed dykes (PICHOWIAK and and their reworked and redeposited derivates. The pre- BREITKREUZ, 1984). The relation is still unclear (if exists liminary result of the first field season in 2003 indicated at all) between the bladed dykes and the lava fields. A sub- that there are significantly larger amount of volcaniclas- sequent project may be based on semi-quantitative analy- tic succession accumulated and preserved in the La ses of crystal distribution, geographical distribution, ori- Negra Formation than it was thought before. This sug- entation, geometrical parameters, paleomagnetic studies, gests, that the previously effusive eruption history of the compositional correlation of such dykes and lava flows. origin of rocks of the La Negra Formation should be Numerical modelling may clarify the relation between revised. Moreover, a newly identified thick succession of dykes and lava fields. It is still unclear if these dykes are ignimbrite, block-and-ash flow — as well as lahar — feeder channels for the thick lava piles or if they are inde- induced deposits such as volcanogenic debris flows and pendent from them and rather represent an intra-crustal hyperconcentrated mud flows suggest that the formation underplated part of a large igneous province. It therefore of coherent lava flows of the La Negra Formation have may be seen as subsurface manifestation of such been accompanied by subsequent silicic explosive erup- provinces in a volcanic arc setting which has not been tions. The large extend of uniformly bedded volcanic pile considered yet in such tectonic settings. A detailed field- of the La Negra Formation is inferred to represent an based study with detailed logging and documentation of accumulation zone of effusive and explosive volcanic the lava field´s physical parameters suggested for further products. These eruptions initiated in subaqueous envi- 244 NÉMETH KÁROLY et al. ronment that evolved to be emergent and lead to develop a Acknowledgements volcanic archipelago in an intra-arc setting in a similar model SMITH and LANDIS (1995) suggested (Figure 3). We conclude Financial support for the field campaign commenced on the basis of the previous data and our field observations, from 2nd of February 2003 until 1st April 2003 from the that the general volcanology of the La Negra Formation is DFG (#Br 997/22-1) is greatly acknowledged. Many closely resembles an extensive and thick accumulation of thanks for allowing to use field equipments as well as four volcanic products in an intra-arc setting (Figure 3). In this wheel drive car belong to the SFB 267 project (Tu and FU setting large effusive basaltic andesite shield volcanoes Berlin). Logistical help and consultation about ore miner- issued lavas that have been inter-fingered by subsequent alization in the Coastal Cordillera with Karsten Berg dykes and sills (SMITH and LANDIS 1995). These volcanoes (CODELCO) is greatly appretiated. A friendly host in are interpreted to erupted near sea-level, and developed part- Antofagasta as well as a great scientific support from ly shallow subaqueously similarly to other low-lying intra- Guillermo Chong (UCN) is greatly acknowledged. An arc settings (e.g. WHITE and ROBINSON 1992). In the later MSc student, Felipe Aguilera (UCN) for his field assis- stage of the volcanism silicic explosive eruptions took place tance is acknowledged. The Magyary Zoltán Post-doctoral forming ignimbrite forming eruptions in subaerial environ- Fellowship as well as the Hungarian Science Foundation ment. The volcaniclastic successions identified in the La (OTKA F043346) grants provided “free” research capaci- Negra Formation documents a complex eruption, transporta- ty for K. Németh. A critical pre-review by Ulrike Martin tion and deposition history, where primary pyroclastic units (TU-Freiberg) and a formal review by Dávid Karátson interbedded with inter-eruption epiclastic succession. In this (Eötvös University, Budapest) lifted significantly up the respect, a further study for selected key locations are sug- quality of this paper. A careful and professional editing by gested and well worthy. The total volume of erupted materi- the Series Editor Zoltán Balla (MÁFI, Budapest) and al in the La Negra Formation is comparable with LIPs and Journal Editor, Olga Piros (MAFI, Budapest) helped to therefore this locality in Northern Chile should be considered find a nice presentation style for the manuscript, many as a LIP regardless of its inferred intra-arc setting. thanks for it.

References — Irodalom

ALLEN, S. R., CAS, R. A. F. 1998: Rhyolitic fallout and pyro- Yemen; constraints from mineral oxygen isotope data. — clastic density current deposits from a phreatoplinian erup- Journal of Petrology 41, pp. 1805–1820. tion in the eastern Aegean Sea, Greece. — Journal of BELL, B. R., JOLLEY, D. W. 1997: Application of palynological Volcanology and Geothermal Research 86(1–4), pp. data to the chronology of the Palaeogene lava fields of 219–251. the British province: Implications for magmatic strati- ANDERSON, S. W., STOFAN, E. R., SMREKAR, S. E., GUEST, J. E., graphy. — Journal of the Geological Society 154, WOOD, B. 1999: Pulsed inflation of pahoehoe lava flows: pp. 701–708. implications for flood basalt emplacement. — Earth and BELLIENI, G., PETRINI, R., PICCIRILLO, E. M., CAVAZZINI, G., Planetary Science Letters 168(1–2), pp. 7–18. CIVETTA, L., COMINCHIARAMONTI, P., MELFI, A. J., BERTOLO, S., ANDERSON, S. W., STOFAN, E. R., SMREKAR, S. E., GUEST, J. E., DEMIN, A. 1991: Proterozoic Mafic Dyke Swarms of the Sao- WOOD, B. 2000: Reply to: Self et al. discussion of “Pulsed Francisco-Craton (Se- Bahia State, Brazil) — Petrology and inflation of pahoehoe lava flows: implications for flood Sr-Nd Isotopes. — European Journal of Mineralogy 3, pp. basalt emplacement”. — Earth and Planetary Science Letters 429–449. 179(2), pp. 425–428. BERGER, W. H., KROENKE, L. W., MAYER, L. A., BACKMAN, J., ARNDT, N., CHAUVEL, C., CZAMANSKE, G., FEDORENKO, V, 1998: JANECEK, T. R., KRISSEK, L., LECKIE, M., LYLE, M. 1992: The Two mantle sources, two plumbing systems: tholeiitic and Record of Ontong Java Plateau — Main Results of Odp Leg alkaline magmatism of the Maymecha River basin, Siberian 130. — Geological Society of America Bulletin 104, pp. flood volcanic province. — Contributions to Mineralogy and 954–972. Petrology 133(3), pp. 297–313. BEST, M. G. 2003: Igneous and metamorphic petrology. — ARNDT, N. T., CZAMANSKE, G. K., WOODEN, J. L., FEDORENKO, Blackwell Publishing, Oxford, 729 p. V. A. 1993: Mantle and Crustal Contributions to BLAKE, T. S. 1993: Late Archean Crustal Extension, Sedimentary Continental Flood Volcanism. — Tectonophysics 223(1–2), Basin Formation, Flood-Basalt Volcanism and Continental Rifting pp. 39–52. — the Nullagine and Mount Jope Supersequences, Western- BABCOCK, R. S., BURMESTER, R. F., ENGEBRETSON, D. C., Australia. — Precambrian Research 60(1–4), pp. 185–241. WARNOCK, A., CLARK, K. P. 1992: A Rifted Margin Origin for BRYAN, S. E., EWART, A., STEPHENS, C. J., PARIANOS, J., DOWNES, the Crescent Basalts and Related Rocks in the Northern Coast P. J. 2000: The Whitsunday Volcanic Province, Central Range Volcanic Province, Washington and British-Columbia. Queensland, Australia: lithological and stratigraphic investi- — Journal of Geophysical Research-Solid Earth 97(B5), pp. gations of a silicic-dominated large igneous province. — 6799–6821. Journal of Volcanology and Geothermal Research 99, pp. BAKER, J. A., MACPHERSON, C. G., MENZIES, M. A., THIRLWALL, 55–78. M. F., AL-KADASI, M., MATTEY, D. P. 2000: Resolving crustal BRYAN, S. E., FIELDING, C. R., HOLCOMBE, R. J., COOK, A., and mantle contributions to continental flood volcanism, MOFFITT, C. A. 2003: Stratigraphy, facies architecture and Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 245

tectonic implications of the Upper Devonian to Lower orogenesis, and supercontinental fragmentation. — Earth Carboniferous Campwyn Volcanics of the northern New and Planetary Science Letters 178(1–2), pp. 1–11. England Fold Belt. — Australian Journal of Earth Sciences DIAZ, M. et al. 1985: Preliminary radiometric ages from the 50, pp. 377–401. Mejillones Peninsula, Norhtern Chile. — Comunicaciones, BUCHELT, M., CANCINO, C. T. 1988: The Jurassic La Negra Santiago de Chile 35, pp. 59–67. Formation in the area of Antofagasta, Northern Chile DODSON, A., KENNEDY, B. M., DEPAOLO, D. J. 1997: Helium and (Lithology, petrography, geochemistry). — In: BAHLBURG, neon isotopes in the Imnaha Basalt, Columbia River Basalt H., BREITKREUZ, C. (Eds), The southern Central Andes. — Group: Evidence for a Yellowstone plume source. — Earth Springer Verlag, Heidelberg, pp. 171–182. and Planetary Science Letters 150(3–4), pp. 443–451. BUCHELT, M., TELLEZ, C. C. 1988: The Jurassic La Negra DUNCAN, R. A., HOOPER, P. R., REHACEK, J., MARSH, J. S., Formation in the area of Antofagasta, Northern Chile (lithol- DUNCAN, A. R. 1997: The timing and duration of the Karoo ogy, petrography, geochemistry). — Lecture Notes in Earth igneous event, southern Gondwana. — Journal of Geo- Sciences 17, pp. 171–182. physical Research-Solid Earth, 102(B8), pp. 18127–18138. BUCHELT, M., ZEIL, W. 1986: Petrographische und geochemische DUNCAN, R. A., RICHARDS, M. A., 1991: Hotspots, Mantle Untersuchungen an jurassischen Vulkaniten der Porphyrit- Plumes, Flood Basalts, and True Polar Wander. — Reviews of Formation in der Kustenkordillere Nordchiles. — Berliner Geophysics 29(1), pp. 31–50. geowiss. Abh. (A)., 66, pp. 191–204. ELDHOLM, O., THOMAS, E. 1993: Environmental-Impact of CAMPBELL, I. H., CZAMANSKE, G. K., FEDORENKO, V. A., HILL, R. Volcanic Margin Formation. — Earth and Planetary Science I., STEPANOV, V. 1992: Synchronism of the Siberian Traps and Letters 117(3–4), pp. 319–329. the Permian-Triassic Boundary. — Science 258(5089), pp. ELLIOT, D. H., FLEMING, T. H. 2000: Weddell triple junction: 1760–1763. The principal focus of Ferrar and Karoo magmatism during CARLSON, R. W. 1991: Physical and Chemical Evidence on the initial breakup of Gondwana. — Geology 28(6), pp. Cause and Source Characteristics of Flood-Basalt Volcanism. 539–542. — Australian Journal of Earth Sciences 38(5), pp. 525–544. ERWIN, D. H., VOGEL, T. A. 1992: Testing for Causal Relation- CAS, R. A. F., WRIGHT, J. V., 1988: Volcanic succesions, modern ships between Large Pyroclastic Volcanic-Eruptions and and ancient. — Chapman & Hall, London, 528 pp. Mass Extinctions. — Geophysical Research Letters 19(9), CASHMAN, K., PINKERTON, H., STEPHENSON, J. 1998: Introduction pp. 893–896. to special section: Long lava flows. — Journal of Geophysical FERAUD, G., COURTILLOT, V. 1994: Did Deccan Volcanism Pre- Research-Solid Earth 103(B11), pp. 27281–27289. Date the Cretaceous-Tertiary Transition — Comment. — CHERNET, T., HART, W. K., ARONSON, J. L., WALTER, R. C. 1998: Earth and Planetary Science Letters 122 (1–2), New age constraints on the timing of volcanism and tecton- pp. 259–262. ism in the northern Main Ethiopian Rift-southern Afar transi- FICCARELLI, G., AZZAROLI, A., BERTINI, A., COLTORTI, M., tion zone (Ethiopia). — Journal of Volcanology and MAZZA, P., MEZZABOTTA, C., ESPINOSA, M. M., ROOK, L., Geothermal Research 80(3–4), pp. 267–280. TORRE, D. 1997: Hypothesis on the cause of extinction of the CLIFT, P. D., CARTER, A., HURFORD, A. J. 1998: The erosional and South American mastodonts. — Journal of South American uplift history of NE Atlantic passive margins: constraints on Earth Sciences 10, pp. 29–38. a passing plume. — Journal of the Geological Society 155, FISHER, R. V., SCHMINCKE, H.-U. 1984: Pyroclastic Rocks. — pp. 787–800. Springer, Heidelberg, 474 pp. COFFIN, M. F., ELDHOLM, O. 1993: Scratching the Surface — FISHER, R. V., SCHMINCKE, H.-U. 1994: Volcanic sediment trans- Estimating Dimensions of Large Igneous Provinces. — port and deposition. In: K. PYE (Editor), Sedimentary Geology 21(6), pp. 515–518. Processes. — Blackwell, Oxford, pp. 349–386. COFFIN, M. F., ELDHOLM, O. 1994: Large Igneous Provinces — GEIST, D., RICHARDS, M. 1993: Origin of the Columbia Plateau Crustal Structure, Dimensions, and External Consequences. and Snake River Plain — Deflection of the Yellowstone — Reviews of Geophysics 32(1), pp. 1—36. Plume. — Geology 21(9), pp. 789–792. COURTILLOT, V. 1990: Deccan Volcanism at the Cretaceous GOGUITCHAICHVILI, A., ALVA-VALDIVIA, L. M., URRUTIA- Tertiary Boundary — Past Climatic Crises as a Key to the FUCUGAUCHI, J. 2003: Paleomagnetism and rock magnetism Future. — Global and Planetary Change 89(3), pp. 291–299. of the Jurassic La Negra formation, Northern Chile: COUSINEAU, P. A. 1994: Subaqueous Pyroclastic Deposits in an Implications for tectonics and volcanic stratigraphy. — Ordovician Fore-Arc Basin — an Example from the Saint- International Geology Review 45(6), pp. 563–573. Victor Formation, Quebec Appalachians, Canada. — Journal GOLONKA, J., BOCHAROVA, N. Y. 2000: Hot spot activity and the of Sedimentary Research Section a-Sedimentary Petrology break-up of Pangea. — Palaeogeography Palaeoclimatology and Processes 64(4), pp. 867–880. Palaeoecology 161(1–2), pp. 49–69. CUMMINGS, M. L., EVANS, J. G., FERNS, M. L., LEES, K. R. 2000: GONZALES, G. L. 1990: Patrones estructurales, modelo de ascen- Stratigraphic and structural evolution of the middle Miocene so, emplazamiento y deformacion del pluton de Cerro synvolcanic Oregon-Idaho graben. — Geological Society of Cristales. Cordillera de la Costa al sur de Antofagasta, Chile. America Bulletin 112(5), pp. 668–682. Mem. Titulo (MSc) Thesis, Universidad Catolica del Norte, DALRYMPLE, G. B., CZAMANSKE, G. K., FEDORENKO, V. A., Antofagasta, Chile, 103 pp. SIMONOV, O. N., LANPHERE, M. A., LIKHACHEV, A. P. 1995: A GOTZE, H. J., KIRCHNER, A. 1997: Interpretation of gravity and Reconnaissance Ar-40/Ar-39 Geochronological Study of geoid in the Central Andes between 20 degrees and 29 Ore- Bearing and Related Rocks, Siberian Russia. — degrees S. — Journal of South American Earth Sciences Geochimica Et Cosmochimica Acta 59, pp. 2071–2083. 10(2), pp. 179–188. DALZIEL, I. W. D., LAWVER, L. A., MURPHY, J. B., 2000: Plumes, GROSCHKE, M., HILLERBRANDT, A. V., PRINZ, P., QUINZIO, L. A., 246 NÉMETH KÁROLY et al.

WILKE, H.-G. 1988: Marine Mesozoic paleogeography in of Volcanology and Geothermal Research 94(1–4), pp. Northern Chile between 21º–26ºS. In: H. BAHLBURG, C. 267–282. BREITKREUZ (Editors), The southern Central Andes.- KOKELAAR, P., KONIGER, S. 2000: Marine emplacement of weld- Springer Verlag, Heidelberg, pp. 105–117. ed ignimbrite: the Ordovician Pitts Head Tuff, North Wales. HAMES, W. E., RENNE, P. R., RUPPEL, C. 2000: New evidence — Journal of the Geological Society 157, pp. 517–536. for geologically instantaneous emplacement of earliest KOSSLER, A. 1996: Bajocian (Middle Jurassic) volcano-sedimen- Jurassic Central Atlantic magmatic province basalts tary sequences in the Coastal Cordillera of northern Chile. — on the North American margin. — Geology 28(9), Zbl. Geol. Palaont., Teil I(8–7), pp. 845–851. pp. 859–862. LANCASTER, M. G., GUEST, J. E., MAGEE, K. P. 1995: Great Lava HANSTEEN, T. H., KLÜGEL, A., SCHMINCKE, H.-U. 1998: Multi- Flow-Fields on Venus. — Icarus 118(1), pp. 69–86. stage magma ascent beneath the Canary Islands: Evidence LARSON, R. L., PITTMAN III, W. C. 1972: World-wide correlation from fluid inclusions. — Contribution to Mineralogy and of Mesozoic magnetic anomalies, and its implication. — Petrology 132, pp. 48–64. Geological Society of America Bulletin 83, pp. 3645–3662. HEIMANN, A., FLEMING, T. H., ELLIOT, D. H., FOLAND, K. A. 1994: LOPER, D. E. 1998: Mantle plumes and their effect on the Earth's A Short Interval of Jurassic Continental Flood-Basalt surface: a review and synthesis. — Dynamics of Atmospheres Volcanism in Antarctica as Demonstrated by Ar-40/Ar-39 and Oceans 27(1–4), pp. 35–54. Geochronology. — Earth and Planetary Science Letters, LOWE, D. R. 1982: Sediment Gravity Flows: II. Depositional 121(1–2), pp. 19–41. Models with Special Reference to the Deposits of High- HOFMANN, C., COURTILLOT, V., FERAUD, G., ROCHETTE, P., YIRGU, Density Turbidity Currents. — Journal of Sedimentary G., KETEFO, E., PIK R. 1997: Timing of the Ethiopian flood Petrology 52(1), pp. 0279–0297. basalt event and implications for plume birth and global LUCASSEN, F., FRANZ, G. 1994: Arc related Jurassic igneous and change. — Nature 389, pp. 838–841. meta-igneous rocks in the Coastal Cordillera of northern HOOPER, P. R. 2000: Flood basalt provinces. In: H. SIGURDSSON, Chile/Region Antofagasta. — Lithos 32, pp. 273–298. B. HOUGHTON, S. R. MCNUTT, H. RYMER, J. STIX (Editors), MAHONEY, J. J., COFFIN, M. F. 1997: Large igneous provinces: Encyclopedia of Volcanoes. — Academic Press, San Diego continental, oceanic, and planetary flood volcanism. — (USA), pp. 345–359. Geophysical Monograph. American Geophysical Union, HOOPER, P. R., HAWKESWORTH, C. J. 1993: Isotopic and Washington, DC. Geochemical Constraints on the Origin and Evolution of the Mapa Geologico de Chile [1:1,000,000 scale] 2002: Servicio Columbia River Basalt. — Journal of Petrology 34(6), pp. Nacional de Geologia y Mineral, Santigao de Chile. 1203–1246. MARTIN, U. 2002: The Miocene eruption of a small emergent vol- JERRAM, D., MOUNTNEY, N., HOLZFORSTER, F., STOLLHOFEN, H., cano at the Otago Peninsula, New Zealand. — Neues 1999: Internal stratigraphic relationships in the Etendeka Jahrbuch Fur Geologie Und Palaontologie-Abhandlungen Group in the Huab Basin, NW Namibia: understanding the 225, pp. 373–400. onset of flood volcanism. — Journal of Geodynamics MCPHIE, J., DOYLE, M., ALLEN, R. 1993: Volcanic Textures. A 28(4–5), pp. 393–418. guide to the interpretation of textures in volcanic rocks. — JOHNSTON, S. T., THORKELSON, D. J. 2000: Continental flood Tasmanian Government Printing Office, Tasmania 196 p. basalts: episodic magmatism above long-lived hotspots. — MIYAMOTO, H., SASAKI, S. 1998: Numerical simulations of flood Earth and Planetary Science Letters 175(3–4), pp. basalt lava flows: Roles of parameters on lava flow mor- 247–256. phologies. — Journal of Geophysical Research-Solid Earth KERR, A. C., WHITE, R. V., SAUNDERS, A. D. 2000: LIP reading: 103(B11), pp. 27489–27502. Recognizing oceanic plateaux in the geological record. — MUELLER, W. 1991: Volcanism and Related Slope to Shallow- Journal of Petrology 41(7), pp. 1041-1056. Marine Volcaniclastic Sedimentation — an Archean Example KESZTHELYI, L. 1995: A Preliminary Thermal Budget for Lava near Chibougamau, Quebec, Canada. — Precambrian Tubes on the Earth and Planets. — Journal of Geophysical Research, 49(1–2), pp. 1–22. Research-Solid Earth 100(B10), pp. 20411–20420. MUNOZ, G. N., VENEGAS, C. R. 1988: La Formacion La Negra; KESZTHELYI, L., MCEWEN, A. S., THORDARSON, T. 2000: nuevos antecedentes estratigraficos en la Cordillera de la Terrestrial analogs and thermal models for Martian flood Costa de Antofagasta. In: CORVALAN, JOSE, CHARRIER, lavas. — Journal of Geophysical Research-Planets 105(E6), REYNALDO (Editors), Resumenes; 5 degrees congreso geo- pp. 15027–15049. logico chileno. — Serie Comunicaciones — Departamento KIRSTEIN, L. A., KELLEY, S., HAWKESWORTH, C., TURNER, S., de Geologia, Facultad de Ciencias Fisicas y Matematicas, MANTOVANI M., WIJBRANS J. 2001: Protracted felsic mag- Universidad de Chile. Universidad de Chile, Departamento matic activity associated with the opening of the South de Geologia, Facultad de Ciencias Fisicas y Matematicas, Atlantic. — Journal of the Geological Society 158, pp. Santiago de Chile, Chile, pp. 26. 583–592. NARANJO, J. A., PUIG, A. 1985: Hojas Taltal y Canaral; Carta KLÜGEL, A., HOERNLE, K., SCHMINCKE, H.-U., WHITE, J. D. L. geologica de Chile, 1:250,000 — Servicio Nac. Geol. 2000: The chemically zoned 1949 eruption on La Palma Mineria Chile, 62 + 63, Santiago de Chile. (Canary Islands): Petrologic evolution and magma supply NÉMETH, K., WHITE, J. D. L., REAY, A., MARTIN, U. 2003: dynamics of a rift zone eruption. — Journal of Geophysical Compositional variation during monogenetic volcano growth Research 105(B3), pp. 5997–6016. and its implications for magma supply to continental volcanic KLÜGEL, A., SCHMINCKE, H.-U., WHITE, J. D. L., HOERNLE, K. fields. — Journal of the Geological Society of London 1999: Chronology and volcanology of the 1949 multi-vent 160(4), pp. 523–530. rift-zone eruption on La Palma (Canary Islands). — Journal PALFY, J., SMITH, P. L. 2000: Synchrony between Early Jurassic Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 247

extinction, oceanic anoxic event, and the Karoo-Ferrar flood to plate convergence and magmatism since the Jurassic. In: basalt volcanism. — Geology, 28(8), pp. 747–750. REUTTER, K. J., SCHEUBER, E. and WIGGER, P. J. (Editors), PEATE, I. U., LARSEN, M., LESHER, C. E. 2003: The transition Tectonics of the Southern Central Andes. — Springer Verlag, from sedimentation to flood volcanism in the Kangerlussuaq Heidelberg, pp. 7–22. Basin, East Greenland: basaltic pyroclastic voicanism during SCHEUBER, E., GIESE, P., 1999: Architecture of the Central Andes initial Palaeogene continental break-up. — Journal of the — a compilation of geoscientific data along a transect at 21 Geological Society 160, pp. 759–772. degrees S. — Journal of South American Earth Sciences PEDERSEN, T., VANDERBEEK, P. 1994: Extension and Magmatism 12(2), pp. 103–107. on the Oslo Rift, Southwest Norway — No Sign of a Mantle SCHEUBER, E., GONZALEZ, G. 1999: Tectonics of the Jurassic- Plume. — Earth and Planetary Science Letters 123(1–4), pp. Early Cretaceous magmatic arc of the north Chilean Coastal 317–329. Cordillera (22 degrees – 26 degrees S): A story of crustal PICHOWIAK, S., BREITKREUZ, C. 1984: Volcanic dykes in the deformation along a convergent plate boundary. — Tectonics North Chilean Coast Range. — Geologische Rundschau 18(5), pp. 895–910. 73(3), pp. 853–868. SCHEUBER, E., ROSSLING, R., REUTTER, K. J. 1986: Structuren in PICHOWIAK, S., BUCHELT, M., DAMM, K. W. 1990: Magmatic der chilenischen Justenkordillere zwissen Paposo und activity and tectonic setting of early stages of the Andean Antofagasta. — Berliner geowiss. Abh., Berlin A 66, pp. cycle in northern Chile. — Geological Society of America 209–224. Special Papers 241, pp. 127–144. SCHMINCKE, H. U. 2004: Volcanism. — Springer Verlag, PIK, R., DENIEL, C., COULON, C., YIRGU, G., MARTY, B. 1999: Heidelberg, 324 p. Isotopic and trace element signatures of Ethiopian flood SCUTTER, C. R., CAS, R. A. F., MOORE, C. L., DE RITA, D. 1998: basalts: Evidence for plume-lithosphere interactions. — Facies architecture and origin of a submarine rhyolitic lava Geochimica Et Cosmochimica Acta 63, pp. 2263–2279. flow-dome complex, Ponza, Italy. — Journal of Geophysical PRASAD, G. V. R., KHAJURIA, C. K. 1995: Implications of the Research-Solid Earth 103 (B11), pp. 27551–27566. Infra-Trappean and Inter-Trappean Biota from the Deccan, SELF, S., KESZTHELYI, L., THORDARSON, T. 1998: The importance India, for the Role of Volcanism in Cretaceous-Tertiary of pahoehoe. — Annual Review of Earth and Planetary Boundary Extinctions. — Journal of the Geological Society Sciences 26, pp. 81–110. of London 152, pp. 289–296. SELF, S., KESZTHELYI, L. P., THORDARSON, T., 2000: Discussion PRINZ, P., WILKE, H. G., HILLEBRANDT, A.V. 1993: Sediment accu- of: “Pulsed inflation of pahoehoe lava flows: implications for mulation and subsidence history in the Mesozoic marginal flood basalt emplacement”, by ANDERSON, S. W., STOFAN, E. basin of northern Chile. In: K. J. REUTTER, E. SCHEUBER, P. J. R., SMREKAR, E. R., GUEST, J. E ., WOOD, B. [Earth Planet. WIGGER (Editors), Tectonics of the Southern Central Andes. Sci. Lett. 168 (1999) 7–18]. — Earth and Planetary Science — Springer Verlag, Heidelberg, pp. 219–232. Letters 179 (2), pp. 421–423. PUCHTEL, I. S., HOFMANN, A. W., MEZGER, K., JOCHUM, K. P., SHCHI- SIGURDSSON, H. 2000: Volcanic episodes and rates of volcanism. PANSKY, A. A., SAMSONOV A. V. 1998: Oceanic plateau model for — In: SIGURDSSON, H., HOUGHTON, B. F., MCNUTT, S. R., continental crustal growth in the archaean, a case study from the RYMER, H., STIX, J. (Eds): Encyclopedia of Volcanoes. — Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield. — Earth and Academic Press San Diego, pp. 271–279. Planetary Science Letters 155, pp. 57–74. SINTON, C. W., DUNCAN, R. A., 1997: Potential links between RAY, J. S., PANDE, K. 1999: Carbonatite alkaline magmatism ocean plateau volcanism and global ocean anoxia at the associated with continental flood basalts at stratigraphic Cenomanian-Turonian boundary. — Economic Geology and boundaries: Cause for mass extinctions. — Geophysical the Bulletin of the Society of Economic Geologists 92(7–8), Research Letters 26(13), pp. 1917–1920. pp. 836–842. REIDEL, S. P. 1998: Emplacement of Columbia River flood basalt. SINTON, C.W., DUNCAN, R. A., STOREY, M., LEWIS, J., ESTRADA, — Journal of Geophysical Research-Solid Earth 103(B11), J. J. 1998: An oceanic flood basalt province within the pp. 27393–27410. Caribbean plate. — Earth and Planetary Science Letters RENNE, P. R., BASU, A. R. 1991: Rapid Eruption of the Siberian 155(3–4), pp. 221–235. Traps Flood Basalts at the Permo-Triassic Boundary. — SMITH, G. A., LANDIS, C. A. 1995: Intra-Arc Basins. — In: BUSBY Science 253 (5016), pp. 176–179. C. J., INGERSOLL, R. V. (Editors): Tectonics of Sedimentary REUTTER, K. J. (ed.) 1988: Structures and crustal development of Basins. Blackwell Science Cambridge, Massachusetts, pp. the Central Andes between 21 and 25 S. In: H. BAHLBURG and 263–298. C. BREITKREUZ (Editors), The southern Central Andes. — STOLLHOFEN, H., GERSCHUTZ, S., STANISTREET, I. G., LORENZ, V. Springer Verlag, Heidelberg, pp. 231–261. 1998: Tectonic and volcanic controls on Early Jurassic rift- ROGERS, G. 1983: The petrogenesis of the “La Negra” Formation, valley lake deposition during emplacement of Karoo flood N. Chile. In: ANONYMOUS (Editor), American Geophysical basalts, southern Namibia. — Palaeogeography Union; 1983 spring meeting. Eos, Transactions. — American Palaeoclymatology Palaeoecology 140, pp. 185–215. Geophysical Union, Washington, D C, United States, pp. STOTHERS, R. B. 1993: Flood Basalts and Extinction Events. — 329. Geophysical Research Letters 20(13), pp. 1399–1402. SCHEUBER, E., ANDRIESSEN, P. A. M. 1990: The Kinematic and THORDARSON, T., SELF, S. 1993: The Laki (Skaftar-Fires) and Geodynamic Significance of the Atacama Fault Zone, Grimsvotn Eruptions in 1783–1785. — Bulletin of Northern Chile. — Journal of Structural Geology 12(2), pp. Volcanology 55(4), pp. 233–263. 243–257. THORDARSON, T., SELF, S. 1996: Sulfur, chlorine and fluorine SCHEUBER, E., BOGDANIC, T., JENSEN, A., REUTTER, K. J. 1993: degassing and atmospheric loading by the Roza eruption, Tectonic development of the North Chilean Andes in relation Columbia River Basalt Group, Washington, USA. — Journal 248 NÉMETH KÁROLY et al.

of Volcanology and Geothermal Research 74 (1–2), pp. WHITE, J. D. L. 2000: Subaqueous eruption-fed density currents 49–73. and their deposits. In: W. MUELLER, E. H. CHOWN, P. C. THORDARSON, T., SELF, S. 1998: The Roza Member, Columbia THURSTON (Editors), Processes in physical volcanology and River Basalt Group: A gigantic pahoehoe lava flow field volcaniclastic sedimentation: modern and ancient. — formed by endogenous processes? — Journal of Precambrian Research 123, pp. 87–109. Geophysical Research-Solid Earth 103 (B11), pp. WHITE J. D. L., ROBINSON P. T. 1992: Intra-arc sedimentation in 27411–27445. a low-lying marginal arc, Eocene Clarno Formation, central THORDARSON, T., SELF, S., OSKARSSON, N., HULSEBOSCH, T. Oregon. — Sedimentary Geology 80, pp. 89–114. 1996: Sulfur, chlorine, and fluorine degassing and atmos- WHITE, J. D. L., MCCLINTOCK, M. K., 2001: Immense vent com- pheric loading by the 1783–1784 AD Laki (Skaftar Fires) plex markx flood-basalt eruption in a wet, failed rift: Coombs eruption in Iceland. — Bulletin of Volcanology 58, pp. Hills, Antarctica. — Geology 29, pp. 935–938. 205–225. WIGGER, P. J. (ed.) 1993: Variation in crustal structure of the VERGARA, M., LEVI, B., NYSTROM, J. O., CANCINO, A. 1995: southern Central Andes deduced from seismic refraction Jurassic and Early Cretaceous Island Arc Volcanism, investigations. — In: REUTTER, K. J., SCHEUBER, E. Extension, and Subsidence in the Coast Range of Central and WIGGER, P. J. (Editors), Tectonics of the Southern Chile. — Geological Society of America Bulletin 107(12), Central Andes. — Springer Verlag, Heidelberg, pp. 1427–1440. pp. 23–48. WHITE, J. D. L. 1996: Pre-emergent construction of a lacustrine WINTERER, E. L., 1991: The Tethyan Pacific During Late Jurassic basaltic volcano, Pahvant Butte, Utah (USA). — Bulletin of and Cretaceous Times. — Palaeogeography Palaeoclima- Volcanology 58, pp. 249–262. tology Palaeoecology 87(1–4), pp. 253–265. Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 249

Plate I — I. tábla

1. Outcrops of the La Negra Formation at north of Antofagasta. Numbers represent type localities; 1 — Tocopilla shoreline, 2 — Tocopilla cliff section from the sea level, 3 — Tocopilla cliff section from above, 4 — Antofagasta coastline, 5 — Antofagasta desert area (e.g. Cerro Miranda section) Geological data is from the 1:1,000 000 scale Geology Map of Chile A La Negra Formáció feltárásai Antofagasztától északra. A számok a típus feltárásokat jelölik; 1 — Tocopilla partvonal, 2 — Tocopilla parti leszakadás l, 3 — Tocopilla hegygerinc, 4 — Antofagasta partvonal, 5 — Antofagasta Atacama sivatagi terület (e.g. Cerro Miranda) Geológiai adatok az 1:1 000 000 léptékû Chile Földtani Térképe alapján

2. Overview of the coastal escarpment of the Coastal Cordillera just south of Tocopilla (locality number 2 on Figure 1 and Plate I. 1). Note the uniform inland dip of the coherent lava flow units interbedded with light colour volcaniclastic successions (arrow) A Parti Kordillerák leszakadása Tocopillatól délre (2. helyszín az 1. ábrán és a I.1 táblán). A láva testek egységesen a hegy belseje 2 felé dõlnek és azok vulkaniklasztit képzõdményekkel köz- betelepültek (nyíl) 250 NÉMETH KÁROLY et al.

Plate II —II. tábla Satellite images from the La Negra Formation in Northern Chile. Source; NASA MrSID public database A La Negra Formáció és környezetének ûrfelvételei a NASA MrSID nyílt adatbázis alapján

1 Overview of the La Negra Formation north of the city of Antofagasta. Note the dark pattern on the satellite image in the pacific coast line marking the sudden escarpment of the effusive-dominated La Negra Formation. Further inland the Atacama Desert and its salars (S) in the foothill of the Andes are characteristic morphological features A La Negra Formáció elterjedési területének átnézeti ûrfelvétele az Antofagastától északra esõ területrõl. A La Negra Formáció alapvetõen lávakõzetekbol álló sorozata sötét, a Csendes-óceánból hirtelen kiemelkedõ vonulatként jelenik meg. A kontinens belseje fele az Atacama sivatag és annak sós tavai (salar) jellegzetes morfológiai elemek jól láthatók a felvételen a Magas-Andok vonulatának elõterében

2. Detail of the type locality of the La Negra Formation, just next to Antofagasta City. Note the dark colour of the rock units of the La Negra Formation, and its characteristic lineament pattern associated with the uniform dip direction of the tabular coherent andesite lava flow units. Dashed line marking the Atacama Fault Zone limit the eastern extend of the La Negra Formation A La Negra Formáció típus helyszínének ûrfelvétele Antofagasta közvetlen közelében. A La Negra Formáció jellegzetes sötét szöveti elemével jól követheto az ûrfelvéte- len. Ugyancsak jellegzetes az andezit lávat- estek településébõl adódó lineamentum rendszer a felvételen. A szaggatott vonal az 2 Atacama Törés Zónát jelöli, mely egyben a La Negra Formáció keleti határát is alkotja

3. Overview of the southern part of the La Negra Formation near Taltal. The rocks of the La Negra Formation crop out near the ocean shore line, and it's predominantly volcaniclastic underlying sediments form a dark zone inland. The distinguishing between La Negra and its underlying succession is under debate A La Negra Formáció kõzeteinek ûrfelvétele az Antofagastától délre esõ területekrõl Taltal városának közelében. A La Negra Formáció elsõsorban az óceán partjához közeli területeken található. Annak feküje folyamatos átmenetet képez, és hasonló sötét szöveti elemével 3 jól kivehetõ a szárazföld belseje felé. A La Negra Formáció pontos rétegtani helyzete e területen nem világos Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 251

Plate III —III. tábla Outcrop photos from the The Tocopilla shoreline (locality number 1 on Figure 1 and Plate I. 1) Feltárás fotók a Tocopilla partvonal területérõl (1. helyszín az 1. ábrán és a I. 1 táblán)

1. Pillow lava pile with chilled flow margin. Note the flattened texture of the pillows. [S22°34’11.3”, W070°16’42.8”] Párnaláva üveges peremmel. A párnalávák enyhén lapított szerkezetûek [S22°34’11.3”, W070°16’42.8”]

2. Coherent, chilled lava flow unit underlain by a massive hyaloclastite breccia. White line represents the contact between coherent and fragmented rock units. [S22°34’11.3”, W070°16’42.8”] Koherens láva alatt települt szerkezet nélküli hialoklasztit rétegek. A 3 fehér vonal jelképezi a láva és a törmelékes vulkáni kõzetek közötti határt [S22°34’11.3”, W070°16’42.8”] 3. Fine grained tuff unit mantling underlying tuff breccia interpreted to be hyaloclastite. Note the infiltrating texture of the fine tuff (arrow). [S22°13’32.7”, W070°13’47.8”] Tufaréteg fedett tufabreccsa, mely hialoklasztitnak értelmezett. A tufa mintegy kitölti a nagyobb vulkáni fragmentumok közti teret (nyíl) [S22°13’32.7”, W070°13’47.8”]

4. Hydroclastic breccia pipe along a coherent lava dyke intruded into the horizontally bedded coherent lava flow units. Dashed lines represent the margin of the pyroclastic breccia. [S22°25’11.3”, W070°15’39.7”] Hydroklasztit breccsa kürtõ egy dájk mentén, mely egy vízszintesen települõ lávasorozatot metsz. A szaggatott vonal a piroklasztit 4 breccsa határát jelzi [S22°25’11.3”, W070°15’39.7”] 252 NÉMETH KÁROLY et al.

Plate IV — IV. tábla Outcrop photos from the Tocopilla cliff section from the sea level (locality number 2 on Figure 1 and Plate I. 1) A Tocopilla parti leszakadás feltárás képei (2. helyszín az 1. ábrán és a I. 1 táblán)

1. Overview of the coastal escarpment just south of Tocopilla. The colourful irregular zones in the section (arrow) are thick pyroclastic rock units. [photo is taken from 202 m, S22°08’19.8”, W070°12’38.7”] A Tocopillától délre esõ parti leszakadás átnézeti képe. A nyíl egy vastag közbetelepült piroklasztit ré tegre mutat [a fotó a következõ pontról készült, 202 m, S22°08’19.8”, W070°12’38.7”]

2.Outcrop-scale view of the volumetrically most common lithology in the Tocopilla coastal escarpment consisting of angular volcanic lithic fragments (arrow) hosted in 3 a coarse ash matrix A leggyakoribb kõzettípus a Tocopilla szelvénybõl, mely szögletes vulkáni 3. Thickly bedded lapilli tuffs alternating well bed- kõzetszemcsékben (nyíl) gazdag ded tuff layers in the upper section of the Tocopilla escarpment. Note the hollows in the rock interpreted to be pumice fragments weathered out. [316 m S22°08’24.2”, W070°12’26.7”] Vastagon rétegzett lapillitufa, vékony tufa köz- betelepülésekkel a Tocopilla parti leszakadás felsõ szelvényébõl. A képen látható üregek, kimállott horzsakõ lapillik lehetnek [316 m S22°08’24.2”, W070°12’26.7”]

4. Fiamme-bearing (arrow) high grade ignimbrite in the middle section of the Tocopilla escarpment 4 Fiamme-gazdag (nyíl) ignimbrite a Tocopilla lesza- kadás középsõ részérõl Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 253

Plate V — V. tábla Outcrop photos from the Tocopilla cliff section above (locality number 3 on Figure 1 and Plate I. 1) Feltárás felvételek a Tocopilla hegygerincrõl (3. helyszín az 1. ábrán és a I. 1 táblán) 1. Overview of the coastal escarpment from above south of Tocopilla. Note the colourful bedded succession predominantly consisting of pyroclastic rocks interbedded with relatively thin coherent mafic lava flows and/or sills. Also note the u-shaped structure (arrows) indicating some pre-existing morphology to where these eruptive products deposited. [photo is taken from point of 1118 m, S22°11’36.3”, W070°11’14.7”] A parti leszakadás látképe a Tocopilla felett, 1118 méter ma- gasságból. A színes rétegek alapvetõen piroklasztit sorozatok, melyek közé vékony koherens máfikus láva és/vagy szill rétegek települnek. U-alakú völgyek (nyíl) szin-vulkáni mor- fológiára utalnak [a kép a következõ pontról készült, 1118 m, S22°11’36.3”, W070°11’14.7”]

2. Quebradas where stratigraphic logging is possible. The location of these quebradas is often determined by weathered silicic dyke swarms (arrow). [957 m, S22°11’50.6”, W070°11’21.3”] Szárazvölgyek, ahol a vulkáni sorozatok rétegtani kapcsolatai leírhatók. E szárazvölgyek általában erõsen mállott dájkok kipreparálódott nyomait követik [957 m, S22°11’50.6”, W070°11’21.3”]

3. Altered, vesicular mafic lapilli (arrows) in coarse sandy matrix inferred to be epiclastic rock unit formed by aeolian processes over volcanic breccia. Mállott, hólyagos máfikus lapilli (nyilak) finomszemcsés lapilli, durva hamu mátrixban, mely szél szállította üledékképzõdésre utal

4. Alternating coarse grained massive lapilli tuff and cross-bedded tuff beds in the upper section in the top of the Coastal Cordillera near Tocopilla. [957 m, S22°11’50.6”, W070°11’21.3”] 4 Durva és finomszemcsés lapillitufa rétegek váltakozása, keresztrétegzett tufákkal a Tocopilla hegygerinc szelvényébõl [957 m, S22°11’50.6”, W070°11’21.3”] 254 NÉMETH KÁROLY et al.

Plate VI — VI. tábla Outcrop photos from the Antofagasta coastline (locality number 4 on Figure 1 and Plate I. 1) Az Antofagaszta partvonal feltárás felvételei (4. helyszín az 1. ábrán és a I. 1 táblán)

1. Overview of a large lensoid low angle cross bedded lapilli tuff unit filling a channel (lines) north of Antofagasta. [S23°34´38.3”, W070°23’42.8”] Lencse alakú, lapos keresztrétegzett lapillitufa és tufa csator- nakitöltõ (vonalak) rétegek [S23°34´38.3”, W070°23’42.8”] 2

2. Bedded, cross bedded lapulli tuff filling a morphological depression on the depositional surface (lines), north of Antofagasta. [S23°34´38.3”, W070°23’42.8”] Rétegzett és keresztrétegzett lapillitufa Antofagasztától északra, mely az üledékképzõdési felszín mélyedéseit tölti ki (vonalak) [S23°34´38.3”, W070°23’42.8”]

3. Alternation of fine to coarse, massive, unsorted lapilli tuff beds, north of Antofagasta. [S23°34´38.3”, W070°23’42.8”] Finom- és durvaszemcsés, masszív, osztályozatlan lapillitufa rétegek Antofagasztától északra [S23°34´38.3”, W070°23’42.8”] 4

4. Channel filling coarse grained tuff breccia (lines). Note the large, non-to-slightly vesicular mafic lava fragments (dashed line and arrow), hosted in the coarse grained lag. The channels developed in a fine grained , bedded to cross bedded lapilli tuff unit (north of Antofagasta). [S23°35´12.9”, W070°23’44.2”] Csatornakitöltõ durvaszemcsés tufabreccsa (vonalak) Antofagasztától északra. A tufabreccsa gazdag, nagy méretû nem vagy csak gyengén hólyagos máfikus vulkáni kõzetdarabokban (szaggatott vonal és nyíl) [S23°35´12.9”, W070°23’44.2”] Volcano-sedimentary successions associated with an intra-arc related Jurassic large igneous province (LIP): … 255

Plate VII — VII. tábla Outcrop photos from the Antofagasta desert area (locality number 5 on Figure 1 and Plate I. 1) Feltárás fotók az Atacama sivatagból Antofagasztától keletre (5. helyszín az 1. ábrán és a I. 1 táblán)

1. Overview of the La Negra Formation north of Antofagasta. Note the uniform bedding of the lava flows (dashed line) and the perpendicular light colour dyke, connected to hydroclastic breccias (arrows). [photo is taken from a point, 589 m, S23°41’21.5”, W070°22’15.0”] A La Negra Formáció látképe Antofagasztától északra az Atacama sivatagban. A lávatestek meglehetõsen monoton települése (szaggatott vonal) szembeötlõ, melyet egy-egy dájk, és/vagy piroklasztit breccsa csatorna tör át (nyíl) [a fotó a következõ pontról készült, 589 m, S23°41’21.5”, W070°22’15.0”]

2 3

2. Cerro Miranda ignimbrite unit exposing at least three ignimbrite 3. Fine grained tuff and lapilli tuff unit overlaying grey ignimbrite flow units (arrows) and accompanied ash fall beds. [photo is taken unit at Cerro Miranda. Tuffs contains accretionary lapilli indicating from a point, 1239 m, S23°24’43.6”, W070°14’10.7”] subaerial emplacement of the beds. [1252 m, S23°24’43.4”, Legalább 3 ignimbrit egység (nyilak) különíthetõ el a Cerro Miranda W070°14’12.0”] területrõl melyek között hullott piroklasztit rétegek települtek közbe Finomszemcsés tufa és lapillitufa rétegek települnek a szürke ig- [a fotó a következõ pontról készült, 1239 m, S23°24’43.6”, nimbrit egységekre a Cerro Miranda területén. A tufa akkréciós W070°14’10.7”] lapillit tartalmaz, amely szárazföldi üleddékképzõdésre utal [1252 m, S23°24’43.4”, W070°14’12.0”]

4. Newly identified silicic (dacite) tuff breccia units between Antofagasta and La Negra giving evidence of existence of larger volume silicic explosive eruption related pyroclastic units. [151 m, S23°42’27.6”, W070°23’27.4”] Új erõsen differenciált (dácit) tufabreccsa sorozat Antofagaszta és La Negra között mely azt támasztja alá, hogy savanyú robbanásos kitörések gyakoribbak lehettek a La Negra Formációt létrehozó kitörések között mint azt korábban gondolták [151 m, 4 S23°42’27.6”, W070°23’27.4”] 256 NÉMETH KÁROLY et al.

Plate VIII — VIII. tábla Outcrop photos from the Taltal coastal area, Cerro Blanco section (locality number 6 on Figure 1) Feltárás fotók a Taltal környéki vulkáni sorozatokról (Cerro Blanco) (6. helyszín az 1. ábrán és a I.1 táblán)

1 2

1. Overview of the La Negra Formation just south of Taltal. Black line represents a 2. Coarse grained volcaniclastic conglomerate beds zone of marine intercalation of fossil-bearing limy sandstone (arrows point to rounded volcanic gravels) alternat- A Taltal vulkáni szelvény átnézeti képe. A fekete vonal õsmaradványos tengeri ing low angle cross bedded lapilli tuffs in the upper üledékes közbetelepülést jelez section of the Taltal volcaniclastic succession. [57 m, S25°24’09.8”, W070°30’40.4”] Vulkáni konglomerátum rétegek (nyíl) keresztrétegzett vulkanogén homokkõ köz- betelepülésekkel a Taltal szelvénybõl [57 m, S25°24’09.8”, W070°30’40.4”]

3 4

3. Thick succession of alternating thickly to thinly bedded lapilli tuff units near the sea 4. Ripple cross bedded, flaser bedded lapilli tuff unit level at Taltal. [5 m, S25°25’15.6”, W070°31’29.5”] in the middle section of the Taltal succession. [6 m, Vékony és vastag rétegzett lapilli tufa rétegek váltakozása a Taltal piroklasztit soroza- S25°26’24.6”, W070°31’04.2”] tában a mai tengerszint közelében [5 m, S25°25’15.6”, W070°31’29.5”] Keresztrétegzett lapilli tufa és tufa rétegek a Taltal piroklasztit sorozatból [6 m, S25°26’24.6”, W070°31’04.2”] A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2000–2001 (2003) 1 Heavy minerals revisited — a brief review

MARIA MANGE-RAJETZKY

Department of Geology, UC Davis, Davis CA 95616, USA

Keywords: heavy minerals, high-resolution heavy miner- Tárgyszavak: nehézásványok, nagy felbontású nehézásvány al analysis, correlation, exhumation phases, Caledonides, vizsgálati módszer, korreláció, exhumációs fázisok, Kaledonidák, Alpine molasses alpi molassz

Abstract Összefoglalás Heavy minerals, accessory components of detrital sedi- A nehézásványok, a törmelékes üledékes kõzetek nagy sûrûségû ments with densities above 2.89, have been important in the (>2,89) akcesszórikus elegyrészei több mint egy évszázada fontos study sediments for well over a century. Their valuable prop- szerepet játszanak az üledékes kõzetek vizsgálatában. Már kezdet- erty of constraining sediment provenance, source lithology ben felismerték egyik legértékesebb tulajdonságukat, azt hogy al- and palaeotransport was recognized early, while the spec- kalmasak a törmelékes üledékes kõzetek származásának meghatá- trum of heavy mineral applications increased progressively, rozására. Késõbb a technika fejlõdése lehetõvé tette egyre szélesebb parallel with growing modern technology. In addition to körû alkalmazásukat mind a földtani kutatásban, mind interdiszcip- optical identification of diverse or impoverished assem- lináris területeken. A sokféle nehézásvány optikai vizsgálata, blages, heavy minerals, either individually with their iso- valamint kémiai és izotóp-összetételének meghatározása régóta topic systems and diagnostic chemical compositions or col- eredményesen szolgálja a földtani alapkutatást és az alkalmazott lectively with signatures from bulk chemistry, have long geológiát. been faithfully serving geological curiosity, research and Ez az összefoglaló jellegû munka bemutatja a nehézásvány- industry. vizsgálatok alkalmazását az összetett földtani kérdések meg- This article is a brief review of the problem-solving oldásában. Elemzi azokat az üledékes tényezõket, amelyek az ere- capacity of heavy minerals in some important fields of deti nehézásvány-összetételt módosíthatják, és bemutatja a geology. Factors, affecting heavy mineral assemblages are módosító tényezõk hatásának kiküszöbölésére kidolgozott nagy assessed and the principles and potential of high-resolution felbontású nehézásvány vizsgálati módszer (high-resolution heavy heavy mineral analysis (HRHMA), to alleviate such prob- mineral analysis, HRHMA) elvét és gyakorlatát. E módszer sikeres lems, are introduced. The value of HRHMA for subdiving alkalmazását egy, az Északi-tenger központi árkában fekvõ fosz- and correlating barren sequences is demonstrated by an szíliamentes szénhidrogén-tároló tagolása és az azonosítható example from the North Sea Central Graben. Finally, case zónák korrelációja példázza. A nyugat-írországi Kaledonidák és az studies on the Caledonides in western Ireland and on the Alpok elõtéri medencéjének molasszüledékein végzett vizsgálatok Alpine foreland molasse will show how provenance-diag- esettanulmányai bizonyítják a nehézásványok „kormeghatározó” nostic heavy minerals in tectonogenic sediments constrain szerepét az orogén területek kitakaródási fázisainak és timing of the exhumation phases of orogenic complexes. lehordódásának rekonstruálásában.

Introduction transit and in the depocentre. They also mirror episodes of varying flux into a basin and, in turn, the evolutionary Clastic sediment packages with their informative high- phases of the basin itself. density accessory constituents, heavy minerals (density Heavy minerals represent the detrital occurrence of >2.89), are repositories of vital information. They can be common rock-forming minerals (e.g. garnet, pyroxenes, viewed as geological archives, preserving signatures of epidote etc.) and accessories (e.g. zircon, tourmaline, past geological events both at source provinces, during apatite) of igneous and metamorphic rocks. They are pres- 2 ent in minor quantities in sediments, therefore heavy min- tion, either on a well-to-well or basin-wide scale; eral grains are seldom encountered in appreciable quanti- — Differentiating and correlating sandstone packages, ties in sandstone thin sections; their total quantity rarely detecting correlatable mineralogical markers; makes up more than one percent of the rock. In order to — In the study of earth surface processes information study heavy minerals effectively, they need to be concen- on the energy of hydraulic regimes and sediment sorting, trated and this is normally carried out by means of rock- unraveling depositional stages of a bulk sediment flux, disaggregation and mineral separation, using liquids with detecting concentrating processes; specific gravities of 2.89 (bromoform), 2.97 (tetrabro- — Elucidating the nature and stages of diagenesis; moethane) or, alternatively, non-toxic sodium-poly- — In tectonogenic sediments finding signatures of tungstate or LST solids with adjustable densities. Heavy structural events, reconstructing past hinterlands and their minerals sink in these liquids which permits their complete exhumation phases, finding time-rock markers. segregation from the framework components and, because — In pedology providing clues to soil formation of this attribute, they are called ‘heavy’ minerals (Mange — Prospecting for potentially economic deposits & Maurer 1992). All these require a serious “detective” work, applying Heavy minerals carry signatures of petrogenetic con- meticulous investigation and logical thinking to unravel a trols in their parent rocks and record the effects of subse- generally polyphase history. The work is immensely time- quent recrystallization and/or tectonic overprint, (indicated consuming but rewarding with highly significant implica- by chemistry, crystal form, colour, zoning, overgrowth tions both in industry and academic research. etc.). Upon entering the sedimentary cycle they are sub- jected to a series of processes, operating until the assemblages are extracted from a sediment for study. The effects Extracting optimum information from the assem- of transport, climate, alluvial storage, re-entrainment, dep- blages: High-resolution heavy mineral analysis osition, burial diagenesis and, not uncommonly, recycling (HRHMA) can all be read from the morphology, structural properties, surface textures and chemistry of a particular heavy min- Because conventional, species-level, heavy mineral eral grain. Of these manifold processes four principal fac- studies on low-diversity assemblages are generally incon- tors control the appearance and composition of heavy min- clusive, an innovative approach designed to alleviate this eral suites: problem and to overcome the effects of modifying factors, 1. parent rock composition mentioned above, has been developed by the author. This 2. mechanical abrasion is termed high-resolution heavy mineral analysis 3. physical sorting (hydraulic factor) (HRHMA, MANGE-RAJETZKY 1995, Lihou and Mange- 4. dissolution (weathering and diagenesis) RAJETZKY 1996, MANGE et al. 1999) and deals with the The hydraulic factor decides which mineral grains will identification and categorization of the different varieties be deposited under certain hydraulic conditions. of individual heavy mineral species. The technique is Dissolution eliminates the less resistant grains and influ- based on the recognition that the majority of rock-forming ences the ultimate heavy mineral assemblages of a partic- and accessory minerals form in a diversity of size and ular sediment. habit and are represented by many chemical, structural, By understanding and comprehensively evaluating color and optical varieties, controlled primarily by petro- such controls, the analyst can look into any detrital sedi- genetic conditions. Because a wide range of lithologies ment and endeavour to reconstruct its history from source provide detritus to siliciclastic sediments, their heavy min- to the depocentre. The value of heavy minerals lies in that eral assemblages are complex and an individual species each heavy mineral grain is a unique messenger of coded may comprise several varieties. Despite experiencing data, carrying the history of its ancestry. It is our task to episodes of recycling, many varieties remain provenance- decode their message and use it for the following purpos- diagnostic. Provenance-sensitive species and varieties es: inherit their properties from parent lithologies such as — Sediment provenance, locating and reconstructing chemistry, crystal form and color. Subsequent sedimentary sediment source areas — certainly this is the most widely processes generate morphological types and dissolution used application of heavy minerals and is universally features which are considered facies-sensitive. accepted to be one the most advantageous technique in Consequently, a series of genetic and/or sediment histories sediment provenance studies; are encoded in each variety. This supports the principle — Tracing sediment transport paths and entry points that, in reality, heavy mineral assemblages are more into a basin, mapping sediment-dispersal patterns and esti- diverse and thus more informative than indicated by the mating the length of transport — these are especially use- simple species-level analysis that ignores all these charac- ful for complementing paleocurrent analyses; teristics. HRHMA can be used universally because it — Delineating sedimentary petrological provinces; focuses on the ultrastable species: zircon, tourmaline and — Establishing heavy mineral zones in “barren” reser- apatite. These are ubiquitous in detrital sediments, occur in voir sequences, thereby permitting zonation and correla- significant quantities and are represented by several vari- 3

Figure 1. Examples for the diversity of zircon varieties Figure 2. Tourmaline varieties First row: Sharp euhedral, volcanogenic crystals (three grains on the left) Top row: sharp euhedral crystals; Middle row: rounded colourless prism and two lower temperature euhedral crystals; Second row: euhedral pur- preserving a pre-existing nucleus, irregular angular grain, sharp basal ple, pencil-shaped crystal with abundant microlite inclusions and zoned form and rounded grain with a zircon inclusion; Bottom row: spherical zircons from granitoids; grain to the far right shows isotropic core; Third grain, large overgrowth on a rounded detrital nucleus and grain showing row: rounded, recycled colourless and purple zircons; Fourth row: grains rounded overgrowth on a rounded nucleus showing a variety of overgrowth 2. ábra. Turmalin változatok 1. ábra. Példa a cirkon változatok sokféleségére Felsõ sor: éles körvonalú sajátalakú kristályok; Középsõ sor: kerekített, Elsõ sor: éles körvonalú sajátalakú vulkáni eredetû kristályok (a három színtelen prizmás kristály, amely õrzi korábbi magját, szabálytalan szög- baloldali szemcse) és két kisebb hõmérsékleten keletkezett sajátalakú letes szemcse éles bázisformával és kerekített szemcse cirkon zárvány- kristály. Második sor: lila, ceruza alakú kristály gyakori mikrolit nyal; Alsó sor: gömbölyû szemcse, a kerekített törmelékes magon nagy zárványokkal és granitoidokból származó zónás cirkonok; a jobbszélen továbbnövekedéssel és a kerekített magon kerekített továbbnövekedéssel izotróp maggal rendelkezõ szemcse; Harmadik sor: kerekített, áthalmo- zott, színtelen és lila cirkonok; Negyedik sor: szemcsék különbözõ Zircon varieties (Figure 1) morphology: sharp euhe- továbbnövekedéssel dral to rounded – these are facies and/or provenance diag- eties. Categorization and point counting of the varieties of nostic; colour: provenance diagnostic, facies independent; a single species eliminates the problem caused by density- structural types: zoning, overgrowth — provenance diag- controlled sorting during transport and dissolution nostic, facies independent processes that occur after burial and affect chemically Tourmaline varieties (Figure 2) morphology: sharp unstable species (MORTON and HALLSWORTH 1999). Thus, prisms, euhedral basal forms to spherical - facies and/or prove- observed changes in the heavy mineral spectrum are clear nance diagnostic; colour: brown, green-olive, blue, pink, indications of a shift in provenance. colourless or party-coloured (i.e. one grain shows combined, The principle of HRHMA is, therefore, the identification usually brown and blue colours) — provenance diagnostic, and categorization of different varieties of individual heavy mineral species. Variables that prove most informative include grain morphology, color, internal structure, etc. Figures 1–3 show examples for the diversity of the most common detrital heavy minerals, zircon, tourmaline and apatite.

Figure 3. Apatite varieties Top row: sharp euhedral volcanogenic crystal, prismatic grain with somewhat rounded edges and rounded prism with a microlite and opaque inclusions; Middle row: volcanogenic, reddish-brown pleochroic prism, angular and spherical grains; Bottom row: rounded prism with parallel inclusions of opaque dust, rounded overgrowth on a rounded, dusky pre-existing grain, complete hexagonal euhedral crystal developing over a spherical detrital nucleus 3. ábra. Apatit változatok Felsõ sor: éles körvonalú sajátalakú vulkáni eredetû kristály, prizmás szemcse némileg kerekített élekkel és kerekített prizma mikrolit és opak zárványokkal; Középsõ sor: vulkáni eredetû, vörösesbarna pleokroizmusú prizmás szemcse, szö- gletes és gömbölyû szemcsék; Alsó sor: kerekített prizmás szemcse párhuzamosan elhelyezkedõ opak zárványokkal hintve, kerekített sötét színû korábbi szemcsén kerekített továbbnövekedés, gömbölyû törmelékes mag körül kialakult tökéletes hexagonális sajátalakú kristály 4 facies independent; inclusions, colour-zoning, pleochroism: provenance diagnostic, facies independent. Overgrowth on tourmaline develop after burial and generally reflect deep burial. Apatite varieties (Figure 3) morphology: sharp euhedral prisms, hexagonal basal forms to spherical -facies and/or provenance diagnostic; colour: apatite is dominantly colourless but pigmentation by opaque dust is not uncom- mon and volcanics-derived apatites are often reddish-brown or dusty brown and pleochroic – the latter are provenance diagnostic; inclusions: these can be distinctive occurring either as parallel opaque (graphite) rods, grid-like fine nee- dles and fluid inclusions – provenance diagnostic

Example for the potential of High-resolution heavy mineral analysis in clastic reservoir characterization

HRHMA excels where there is no other means of correlation, the most useful environment being barren red beds. Its successful application to the Triassic Skagerrak Fm. North Sea Central Graben, UK Continental Shelf, is illustrated below (Figure 4). This study has achieved reconstruction of provenance, established a heavy mineral stratigraphy, zonation and a basin-wide correlation (MANGE-RAJETZKY 1995). The Triassic continental red beds of the Central Graben (Quadrants 22 and 29 U.K. and Quadrants 6 and 7, Norway) comprise alternations of dominantly red mudstones, silt-

Figure 5. Conventional heavy mineral analysis indicates monotonous, apatite-dominated heavy mineral spectrum in reference well 22/24b-5 (after MANGE-RAJETZKY 1995) 5. ábra. A hagyományos nehézásvány vizsgálat monoton, az apatit dominanciájával jellemezhetõ nehézásvány-összetételt jelez a 22/24b-5 referenciafúrásban (MANGE-RAJETZKY 1995 nyomán)

stones and sandstones, representative of alluvial fan, fluvial, sabkha and lacustrine environments, with occasional marine incursions near to the base. The succession is rarely complete and thickness is extremely variable. This is due both to variation in initial depositional thickness, influenced by salt- tectonics controlled accommodation space at a particular location (Hodgson et al. 1992), and to a later erosion during Figure 4. Map of study area, in the Central Graben, North Sea (UK an extensive middle Jurassic uplift. The subdivision and cor- Continental Shelf), showing major structural elements and general- relation of these sequences have long been a problem, com- ized location of the analysed wells (after MANGE-RAJETZKY 1995) pounded by their poor biostratigraphic record. 4. ábra. Az Északi-tenger központi árkában az Egyesült Királysághoz The low resolution of the conventional, species- tartozó kontinentális selfen tanulmányozott terület térképe a fõ szerkezeti elemekkel és a vizsgált fúrások elhelyezkedésével (MANGE- level analysis, carried out on these highly mature RAJETZKY 1995 nyomán) assemblages (using the 0.063–0.210 mm size fraction) 5

Figure 6. HRHMA of reference well 22/24b-5 reveals provenance-controlled systematic changes in varietal patterns SB = Smith Bank Formation is characterized by polycyclic assemblages with advanced rounding or sphericity. M = Middle zone, Skagerrak Formation; upward-increasing angularity is caused by progressive flux of extrabasinal detritus, reflecting sequential changes in sediment provenance; A = Marnock sandstone unit records a fundamental change in provenance and sediment properties with first cycle detritus sourced from different, distant terrane. MH = Marker Horizon, the horizon of fundamental change, can be detected in each varietal spectrum (after MANGE-RAJETZKY 1995) 6. ábra. A nagy felbontású nehézásvány vizsgálati módszer (HRHMA) segítségével az ásványok származása alapján meghatározott szisztematikus változásokat lehetett kimutatni a 22/24b-5 referenciafúrásban SB = Smith Bank Formáció policiklikus ásvány-együttese erõsen kerekített illetve, gömbölyû szemcsékkel; M = Középsõ zóna, Skagerrak Formáció; felfelé egyre szögletesebb szemcsékkel a növekvõ extrabazinális törmelékanyag beszállítás miatt, az üledékek eredetének szekvenciális változásait tükrözi; A = Marnock homokkõ sorozat, amely az üledékanyag származásának és más tulajdonságainak alapvetõ változását jelzi a különbözõ, távoli képzõdményekbõl érkezõ elsõ ciklusú törmelékkel; MH = határszint, ahol alapvetõ változás tapasztalható minden vizsgált ásvány és tulajdonság esetében (MANGE-RAJETZKY 1995 nyomán) is depicted in Figure 5. The apatite-dominated heavy unit, was detected in the majority wells. Its base coincides mineral spectrum of reference well 22/24b-5 shows no with a dramatic increase in the amount of first cycle detri- visible mineralogical markers and negligible overall tus and was defined as the Marker Horizon (MH). It variations in the relative proportions of individual reflects a fundamental change in provenance, initiated both species. HRHMA on the same sequence of samples by tectonics and climate change. This regional event has reveals a strikingly different picture (Figure 6). In this been recognised in all the study wells, therefore the MH figure the cumulative percentages of zircon, tourmaline and the upper zone is correlatable basin-wide. and apatite varieties were plotted against depth with the ratios of heavy mineral pairs added in separate columns. Figure 6 shows that the seemingly monotonous red beds Heavy mineral analysis as contain systematically changing heavy mineral varieties a tectono-stratigraphic tool with stratigraphy. This, in turn, permitted the establishment of subdivisions, labelled as heavy mineral zones Erosion and sediment accumulation in foreland basins, (MANGE-RAJETZKY, 1995). concomitant with the growth of orogenic belts, imply that HRHMA has indicated that the sequences comprise the mineralogy of tectonogenic sediments provides a record three major intervals: the lowermost, SB, corresponds to of tectonic pulses in their evolving source region. the Smith Bank Fm. The upper zone, Marnock sandstone Shortening in the mountain belt results in temporally chang- 6

The South Mayo Trough, Caledonides of Western Ireland A comprehensive study of the heavy mineral record of the South Mayo Trough (SMT) proved central to the solution of the Grampian problem. Late Precambrian to Early Ordovician sediments, accumulated on the Laurentian rifted continental margin, are termed collec- tively Dalradian and Moine. They were metamorphosed during the early Caledonian Grampian Orogeny. The Grampian terrane spans from Scotland, through Western Ireland to Newfoundland. There has been a long debate about how and when the Grampian orogeny took place, Figure 7. Schematic illustration of unroofing of an orogenic com- how long was this episode and what was the plate tecton- plex: example from the Betic Internal Zone, Spain (after LONERGAN ic driving force of the event. In the West of Ireland we and MANGE-RAJETZKY 1994) can discern the relationship between the Dalradian rocks 7. ábra. Orogén komplex fokozatos kitakaródásának és lepusztulásá- nak vázlata a spanyolországi Betic belsõ zóna példáján (LONERGAN with imprint of Grampian metamorphism, and the lower and MANGE-RAJETZKY 1994 nyomán) Palaeozoic, low grade metamorphic rocks which are well dated. ing provenance as successively deeper crustal levels are The SMT is sandwiched between a Dalradian block to brought to surface and eroded. The sequential analysis of the north and a Dalradian block to the south in heavy minerals of basin-fill sediments, integrated with Connemara (Figure 8). Caught between these massifs the structural and sedimentological data, permits reconstruction sediments of the SMT with their systematically changing of hinterland lithology and tectonic episodes and is instru- heavy mineral assemblages and with the abrupt appear- mental for constraining the timing of uplift and exhumation ance of Dalradian-index minerals mirror the evolution of of orogenic regimes (Figure 7). Such an integrated approach the Grampian orogeny. The definitive detrital heavy min- have proved highly informative in studies on the eral evidence, obtained from a study on most of the Caledonides and on the peri-Alpine molasse of France and Ordovician and Silurian stratigraphical units supports Switzerland. and enhances a model of a short-lived orogenic event,

Figure 8. Simplified outline map the South Mayo Trough (after MANGE et al. 2003) 8. ábra. A Dél-Mayo árok vázlatos térképe (MANGE et al. 2003 nyomán) 7

Figure 9. Stages in the evolution of the South Mayo Trough, controlled by the Ordovician tectonics of the Laurentian margin 1. Fore-arc basin on an ophiolitic basement with an accretionary complex, represented by the Killadangan Fm. 2. Arc beginning to collide with the Laurentian margin. 3. Super-subduction zone ophio- lites beginning to form nappes. 4. Subduction flips from S to N. 5. The whole complex begins to tighten and retrocharriage occurs with the Dalradian thrusts backward (after DEWEY and MANGE 1999) 9. ábra. A Dél-Mayo árok fejlõdési fázisai a laurenciai perem ordovíciumi deformációja hatására 1. Az ívelõtti medence jön létre, az ofiolitos aljzaton; akkréciós sorozattal (Killadangan Formáció). 2. Megkez- dõdik az ív és a laurenciai perem ütközése. 3. Kezdetét veszi a szubduk- ciós zóna feletti ofiolitok takarós áttolódása. 4. A szubdukció kezdeti déli iránya északi irányra vált. 5. A teljes terület további rövidülést szenved és a Dalradian áttolódások mentén vissza- pikkelyezõdés történik (DEWEY and MANGE 1999 nyomán)

Figure 10. Study area in the South Mayo Trough showing the location of the Ordovician greywacke samples 10. ábra. A vizsgált Dél-Mayo árok- területe az ordovíciumi grauwacke minták elhelyezkedésével Figure 11. Stratigraphic trends of provenance-index minerals in the Ordovician greywacke formations Note the correlatable time-rock marker, denoting the first flux of Dalradian-derived high-grade metamorphic assemblages 11. ábra. Az eredetjelzõ ásványok megjelenésének tendenciái az ordovíciumi grauvacke formációkban A korrelálható idõ-közet határszint a Dalradian magas fokú metamorf ásvány-együttes elsõ megjelenését jelzi az üledéktestben 9 involving ophiolite obduction and the rapid development morphic pile. Zircon varieties follow this provenance- and unroofing of a Grampian Barrovian metamorphic trend. A marked change in the ratios of the purple and complex (Figure 9). Ophiolite unroofing began during colourless zircon varieties in the Upper Derrylea and the Arenig and by the early Llanvirn a Barrovian com- younger formations signal influx of detritus from a new plex was being eroded. The problem of timing of the source terrane: the dominantly purple coloured pre- Grampian deformation and metamorphism of the Caledonian zircon populations became diluted with Dalradian is now solved (DEWEY & MANGE 1999). It was colourless zircons from the newly emergent Dalradian an Arenig/Llanvirn event, lasting about 10 my, and is source complex (Figure 12). documented by the detrital heavy mineral assemblages of There is no positive evidence in outcrops of the con- the conformable Ordovician sequence of the South Mayo formable Ordovician greywacke sequences of the South Trough (Figures 10–11). Mayo Trough for the marked correlatable change detected Heavy minerals faithfully mirror the evolution of the in the heavy mineral spectrum (Figure 13). Such change in South Mayo Trough. They indicate the initial distant mineralogy is a clear signature of a profound reorganisa- source provinces from pre-Caledonian basement, the start tion of the hinterland. The heavy mineral record has helped of unroofing and subsequent stripping of the ophiolite considerably in the timing of the Grampian deformation complex and, finally, the arrival of high-grade metamor- and metamorphism of the Dalradian complex and its sub- phic minerals from the rapidly exhumed Dalradian meta- sequent rapid exhumation. This study demonstrates clearly the value of integrating heavy mineral analysis with tectonic studies.

Tectonogenic sediments of the Alpine foreland basin The peri-Alpine Molasse Basin is part of a peripheri- al foredeep, flanking the western and northern side of the Alpine orogen. In its deepest part, lying adjacent to the Alpine front, up to 5 km of Tertiary clastic sediments are preserved. Tectonogenic detritus was transported from the progressively rising orogen by a fluvial system, reaching the basin via discrete entry points. They pre- Figure 12. Contrasting zircon populations in the Ordovician and serve a record of about 30 million years of Alpine evolu- Silurian greywackes indicate a fundamental change of lithology in tion. Systemalically alternating marine and fluvial sedi- the sediment source region (after DEWEY and MANGE 1999) mentation persisted from Rupelian to Langhian times, 12. ábra. A különbözõ cirkon populációk az ordovíciumi és szilur embracing around 20 Ma period (STRUNCK and MATTER grauvackéban alapvetõ változást jeleznek az üledék forrás- 2002). területének kõzettani összetételében (DEWEY and MANGE 1999 The following summary highlights the major critical nyomán) episodes in the exhumation history and thrusting in the Alpine range, as signalled by provenance-diagnostic heavy minerals in the adjacent foreland basin (Figure 14). In the Lower Oligocene to Middle Miocene Molasse of Savoy, France (Figure 15) and western and central Switzerland the progressive advance of Alpine-derived detritus, especially high-pressure low-temperature (HP- LT) index blue sodic amphibole, lawsonite and carpholite played a key rôle in the reconstruction of the unroofing episodes of Alpine tectonic domains (Figure 16). Blue sodic amphibole with dominantly glaucophane and ferroglaucophane composition and lawsonite with cross- hatched twinning, also carpholite (Figures 17, 18) appear first in the Early Chattian Lower Freshwater Molasse, Figure 13. Ordovician Greywackes exposed on the Sheeffry Cliff indicating that their parent rocks, the Penninic subduc- section tion complexes of the internal zone (metamorphosed in Arrow points to the bed that records the first appearance of Dalradian derived heavy minerals the interval 102-80Ma) were uplifted by the early Upper 13. ábra. Ordovíciumi grauwackék feltárása a Sheeffry Cliff Oligocene (~24 Ma). A relative tectonic quiescence dur- szelvényben ing the Aquitanian is mirrored by impoverished heavy A nyíl azt a réteget mutatja, amelyben Dalradian eredetu nehézásványok mineral suites and by the almost complete absence of the elõször jelentek meg 10

Figure 14. Generalised geological map of the western Alps showing the locations of the foredeep Molasse Basins and structural units of the Alps (excluding the easternmost part) 14. ábra. A Nyugati-Alpok vázlatos geológiai térképe az elõtéri molassz medence elhelyezkedésével és az Alpok szerkezeti egységeivel (a legkeletebbi rész kivételével)

Figure 15. Local- ity map of the study sections in the western Al- pine Molasse Basin 15. ábra. A Nyugat-alpi molassz meden- cékbõl vizsgált szelvények elhe- lyezkedési térképe 11

Figure 16. Sequential appearance of Alpine-metamorphic minerals in the three type sections record Alpine evolutionary phases and the unroofing of structural units The westward-advance of Alpine-derived material and changes in basin configuration is depicted by the spatial and temporal appearance of diagnostic heavy minerals 16. ábra. Az alpi metamorf ásványok három típusszelvényben dokumentált fokozatos megjelenése jelzi az alpi fejlõdési fázisokat és a szerkezeti egységek felszínre kerülését A diagnosztikus nehézásványok elõfordulásának térbeni és idõbeli változása az Alpokból származó törmelékes anyag nyugat felé vándorlását és a molassz medence geometriájának változását jelzi

Figure 17. High-pressure low temperature index minerals in the western Alpine Molasse Row A — Blue sodic amphibole; 1. plain polarised light, 2. a rare composite grain shows intergrowth of blue sodic amphibole and lawsonite; plain polarised light, 3. latter grain, x polars. Row B — Lawsonite grains, 1. grains with cross-hatched twinnig, plain polarised light, 2. latter grain, × polars, 3 grain with multilamellar twinning, × polars. Row C — carpholites 17. ábra. Nagy-nyomáson és alacsony hõ- mérsékleten képzõdött index ásványok a Nyugat-alpi molassz medencében A sor: Kék Na-amfibol; 1. párhuzamos poláros fénynél, 2. ritka, kék Na-amfibol és lawsonit összenövésével keletkezett összetett szemcse párhuzamos poláros fénynél, 3) az utóbbi szemcse keresztezett poláros fénynél, B sor: Lawsonit szem- csék, 1) rácsos ikerlemezes szemcse párhuzamos poláros fénynél, 2) az utóbbi szemcse keresztezett poláros fénynél, 3) poliszintetikus ikerlemezes szemcse keresztezett poláros fénynél, C sor: carpholit szemcsék 12

Figure 18. The chemistry of detrital blue sodic amphiboles shows a marked variations with stratigraphy This documents how the various high-pressure units, generated by different phases of Alpine metamorphism, were brought to surface and eroded 18. ábra. A törmelékes kék Na-amfibolok kémiai összetétele jellegzetesen változik a rétegsorban Ez több különbözõ alpi metamorf fázis hatására keletkezett változatos nagynyomású sorozatok felszínre kerülését és lepusztulását bizonyítja

HP-LT index minerals (Fig. 16). Tectonic rejuvenation in Concluding remarks the Burdigalian (21–22 Ma) released diverse heavy mineral assemblages and their wide dispersal was promoted My long experience with the study of heavy minerals has by a marine transgression, establishing a narrow seaway shown that analytical data, especially those of the more across the basin (Upper Marine Molasse). The HP-LT sophisticated high-resolution heavy mineral analysis, reveal index suite includes blue sodic amphiboles, abundant a significantly more complex story than many of the narrow- carpholite and lawsonite. However, blue sodic amphibole ly specialized techniques, now favoured. A great advantage chemistry, compared with the dominantly glaucophane of heavy mineral assemblages is that, through concentration and ferroglaucophane in the Chattian is more variable by heavy liquids, the rare but often critically important (Figure 18) and lawsonite appears either with multilamel- species are encountered and these fail to appear in thin sec- lar twinning or is non-twinned (Figure 17). The suite is tions, neither can be detected by geochemical means. complemented by abundant Ca-amphiboles, derived from Analytical results can be favorably integrated with those of the emerging External Hercynian Crystalline Massifs other techniques. The examples presented here, I believe, (Figure 18). This study was particularly instructive. First, have shown the versatility of heavy minerals, a technique it constrained major phases of unroofing and contributed which, though time-consuming, has a great potential and will important data to understand better Alpine evolution. continue to yield solutions to many problems in geology. Secondly, it helped reconstruction of the nature of Early, The paper is connected to a presentation held at the eo-Alpine HP assemblages. These, sealed in the Molasse, workshop Application of GPS in plate tectonics, in provided valuable information on tectonic episodes and research on fossil energy resources and in earthquake haz- lithologies which were either eroded or overprinted in the ard assessment (A GPS felhasználása a lemeztek- hinterland. The Alpine foreland basin sediments with tonikában, a fosszilis energiahordozók kutatásában és a their most informative heavy minerals are not only wit- földrengés-kockázat becslésében), project number nesses of past events but preserve their products which 11/WS/2002, supported by U.S. – Hungarian Science and are no longer detectable in the hinterland. Technology Joint Foundation (TéT-MAKA) Budapest. 13

References

DEWEY, J. and MANGE M. 1999: Petrography of Ordovician and MANGE-RAJETZKY, M. A. 1995. Subdivision and correlation of Silurian sediments in the Western Irish Caledonides: tracers monotonous sandstone sequences using high resolution of a short-lived Ordovician continent-arc collision orogeny heavy mineral analysis, a case study: the Triassic of the and the evolution of the Laurentian Appalachian/Caledonian Central Graben. — In: DUNAY, R. E. and HAILWOOD, E. A. margin. — In: MAC NIOCAILL, C. and RYAN, P. D. (eds): (eds.) Non-biostratigraphic Methods of Dating and Continental Tectonics. Geological Society, London Special Correlation. Geological Society, London Special Publication Publication 164, 55–107. 89, 23–30. HODGSON, N. A., FARNSWORTH, J. and FRASER, A. J. 1992. Salt- MANGE, M.A., DEWEY, J. F. and WRIGHT, D. T. 2003. Heavy min- related tectonics, sedimentation and hydrocarbon plays in the erals solve structural and stratigraphic problems in Central Graben, North Sea, UKCS. — In: HARDMAN, R. F. P. Ordovician strata of the Western Irish Caledonides. — (ed): Exploration Britain: Geological insights for the next Geological Magazine 140, 25–30. decade. Geological Society, London, Special Publication, MANGE, M., TURNER, P., INCE, D., PUGH, J. and WRIGHT, D. 1999. 67, 31–63. A new perspective on the zonation and correlation of barren LIHOU, J.C. and MANGE-RAJETZKY, M. A. 1996. Provenance of strata; an integrated heavy mineral and palaeomagnetic study the Sardona Flysch, eastern Swiss Alps: example of high-res- of the Sherwood Sandstone Group, East Irish Sea Basin and olution heavy mineral analysis applied to an ultrastable surrounding areas. — Journal of Petroleum Geology 22, assemblage. — Sedimentary Geology 105, 141–157 325–348. LONERGAN, L. and MANGE-RAJETZKY, M. A. 1994. Evidence for MANGE, M. A. and MAURER, H. F. W. 1992. Heavy Minerals in Internal Zone uroofing from foreland basin sediments, Betic Colour. — Chapman & Hall, London Cordillera, SE Spain. — Journal of the Geological Society, STRUNCK, P. and MATTER, A. 2002. Depositional evolution of the London, 151, 515-529. western Swiss Molasse. — Eclogae geol. Helv. 95, 197–222. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 271–282.

A környezetföldtani térkép szerkesztésének módszertani kérdései az Aggtelek–rudabányai mintaterület példáján Methods of the environmental map editon in the case of the northern part of the Aggtelek–Rudabánya region

GYURICZA GYÖRGY

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest Stefánia út 14.

Tárgyszavak: környezetföldtani térkép, térképezési módszerek, Aggtelek–rudabányai mintaterület

Összefoglalás A környezetföldtani térképezési munkák során, a korábbi térképváltozatok, az önkormányzati igények és a rendelkezésre álló adattári anyag, valamint az elvégezhetõ terepi munka figyelembevételével elkészítettünk egy korszerû, a szakmai és felhasználói igényeknek megfelelõ térképtípust. A végsõ fázis két, különbözõ célra használható térképfajtát eredményez; egy áttekintõ térképként teljes értékûnek tekinthetõ vulnerabilitási térképet; ez adhatja az alapját egy 1:100 000-es sorozatnak, valamint egy részletesebb, ma- gyarázóval ellátott környezetállapot térképet, mely 1:25 000-es léptékben hasznosítható a legjobb hatásfokkal. A térképek a litológiai, hidrológiai és geomorfológiai elemeket környezetföldtani jelentõségük szerint minõsítve mutatják be, így megfelelõ segédeszközként kezelhetõk a különféle szintû — regionális, vagy az egyes településeket érintõ — döntéshozatalban.

Keywords: enviromental geologycal map, mapping methods, Aggtelek–Rudabánya region

Abstract In the course of the environmental geologic mapping we have compiled a modern map type which meets the expectations of experts and users, taking into account previous map versions, local authority demands and available reference materials, as well as the executed field work. The final phase results in two map types which serve different purposes: a vulnerability map that can be regarded as an index map of total value and can serve as the basis of a series at a scale of 1:100 000, as well as a more detailed environment state map with explanatory notes that can be utilised most effectively at a scale of 1:25 000. The maps present the lithologic, hydrologic and geomorphologic elements ranked according to their environmental geologic significance; thus they can be managed as adequate devices in decision making at different levels — regional or those concerning specific settlements.

Bevezetés hazai, illetve külföldi áttekintõ térkép is, melyek már használhatóbb kiindulási alapot nyújtottak egy általános A Környezetföldtani Osztály 1996-ban kapta feladatául felfogású térképtípus kialakításához. Ezek közül kiemel- az ún. „környezetföldtani térképek” tartalmi és formai ki- ném a Magyarország szennyezõdés-érzékenységi térképét alakítását. A munka elõzetese egyrészt az a számítógépes (KASSAI 1988), a hasonló elven készült, de jóval részlete- adatbázis-terv volt, amit 1992-ben dolgoztunk ki (BOHN, sebb DANREG-Program földtani kockázati térképváltoza- GYURICZA 1999), valamint az akkoriban elkészült, külön- tát (PETRO 1998), vagy az igen használható megoldást bözõ szerzõk által készített hatástanulmányok térképmel- kínáló, Franciaország vulnerabilitási állapotát bemutató lékletei. Ezek többnyire speciális feladatokhoz, értékelé- áttekintõ térképet (ALBINET 1970). Mivel a hazai és külföl- sekhez készültek, így egymástól igen eltérõ információtar- di mintaanyagok nem mutattak kompatibilitást, célsze- talommal rendelkezte. Rendelkezésünkre állt néhány rûnek látszott egy, az elsõsorban hazai viszonyokra alkal- 272 GYURICZA GYÖRGY mazható térképtípust kidolgozni. A kis méretarányú átte- Lakossági adatgyûjtés kintõ-, valamint a célfeladatokhoz szerkesztett, részlete- sebb térképek elemzése után úgy tûnt, hogy az egysége- A külsõ munkákat önkormányzati adatgyûjtéssel sítést a dominánsan mérnökgeológiai szempontú térképek kezdtük. Az ehhez kidolgozott kérdõív — mely munkánk kialakítása irányában kell kezdeni. Ezt a felfogást tükrözte során szabvány-jellegûvé vált, — kitûnõ segítséget nyúj- a témában közölt cikkünk (BOHN, GYURICZA 1997), ami tott a késõbbi térképi adaptációk kialakításához. Az önkor- azonban ideális adatsûrûséget (terepi, talaj- és kõzet- mányzatokra vonatkozó mezõgazdasági (földmûvelés, mechanikai, geokémiai adatsorok stb.) tételezett fel. Bár állattartás, erdészet) és ipari (üzemek, bányatelephelyek), felfogását tekintve korrektnek tekinthetõ, nyilvánvaló volt, valamint az alapvetõ környezetvédelmi (hulladék- és hogy nagyobb térségek esetében a követelményrendszer szennyvízkezelés, várható beruházások) adatok mellett teljesíthetõsége valószínûtlen. tartalmaz olyan általános információkat is (népességszám- Az elméleti módszertani elképzelések kialakításával és munkanélküliség alakulása), melyek lehetõvé teszik a párhuzamosan a terepi munkát is megkezdtük. Ennek ter- település gazdasági potenciáljának, környezetvédelmi vezésekor, valamint a rendelkezésre álló adattári anyagok lehetõségeinek becslését is. Az adatfelvételnél nyilván- áttekintésekor nyilvánvalóvá vált, hogy az eredetileg kitû- valóvá vált az is, hogy az önkormányzatok részérõl lenne zött követelményektõl erõsen el kell térnünk. A módosítá- igény az olyan típusú térképekre, amelyek segítenek a sokat, az egyszerûsítést elsõsorban a környezetvédelem, beruházásokkal kapcsolatos döntéshozatalban. Ez a piac valamint a piaci igények irányába kellett végezni. rendkívül szûk, mert leginkább azoknak a településeknek Modellterületül Borsod–Abaúj–Zemplén megye lenne rá szüksége, amelyeknek nincs keretük a kutatások, északi részét választottuk, amely az évek során folyama- a térképezés finanszírozására. Ettõl függetlenül a térkép tosan bõvült. Jelenleg a Tornanádaska–Ózd–Kazincbar- kialakításánál fontos szempontként kezeltük a potenciális cika térséget öleli fel, ez összesen 20 db 1:25 000-es önkormányzati igényeket is. (Ekkor történt pl. a 1:25 000- szelvényt (kb. 1500 km2-t) jelent. (A program eredetileg es méretarány kiválasztása, amely használhatóbb az egyes tájtérképezés irányában indult, a tervezett terület az települések számára; szemben az 1:50 000, vagy Aggtelek–Rudabányai-hegység volt, de az elsõ év végén 1:100 000-es léptékkel, ugyanakkor még nem jelent olyan áttértünk a biztosabb határvonalakat jelentõ, 1:25 000-es többletmunkát, amely a térképezés költségeit jelentõsen szelvények szerinti felvételre.) A terepbejárások jelenleg emelné, mint pl. az 1:10 000-es méretaránynál.) A már az Ózdi-medence K-i részén és az Upponyi-hegy- kérdõívek kitöltését konzultáció keretében végeztük, ez ségben folynak. A térség modellterületként való kezelé- eredményesebb, mint a postai úton történõ adatgyûjtés, és sét az indokolja, hogy mind kõzettani, mind morfológiai általában megkönnyítette a térképen ábrázolandó objek- szempontból igen változatos; mezozoos karsztos, tumok fellelését, azonosítását. valamint paleozoos metamorf kõzetekbõl felépített rög- hegységek, neogén, laza üledékes dombságok és ne- Környezetföldtani felvétel gyedidõszaki folyóvölgyek együttese. Gazdaságföldtani szempontból is igen heterogén; fokozottan védett, A konkrét terepi munka négy fázist ölelt fel: a földtani valamint intenzív bányamûvelés alá vont területek, és térkép ellenõrzését, a természetes vízfolyások állapotvizs- szennyezõ anyagokkal erõsen terhelt iparvidékek gálatát, részleges geomorfológiai felvételezést, valamint a mozaikja. A változatosság a népességföldrajzi állapo- környezetföldtani szempontból jelentõs emberi létesít- tokra is érvényes: míg a déli rész népessége növekvõben mények vizsgálatát. van, addig a határmenti térség lakosságának száma A terepi munkának a térkép összeállítása szempont- általában csökken. jából alapvetõ lépése a földtani térkép reambulációja volt. A modellterület több, egymástól független, idõben és felfogásban eltérõ térképezés területére terjed ki; Terepi munka Aggtelek–Rudabányai-hegység, Szendrõi-hegység, Sajó- és Bódva-völgy, Ózd–Pétervásárai-dombság, Upponyi- Bár a térképszerkesztésez igen sok archív adat állt hegység stb. Szükséges volt tehát az egyes területekre rendelkezésre, az egységes és aktuális formai és tartalmi vonatkozó ismeretek frissítése, sok esetben kiegészítése. követelmények megkívánták az információk bõvítését és (Ez utóbbi kapcsán meg kell említeni, hogy olyan terület is frissítését. Mivel korábbi példák, munkamódszerek nem akadt, melyen soha nem folyt földtani térképezés — egy álltak rendelkezésünkre, a terepi munkát igyekeztünk csaknem teljes 1:10 000-es szelvény Martonyi közelében, minél körültekintõbben elvégezni, természetesen az — vagyis igazi „fehér folt” volt hazánk földtani térképén.) adott anyagi lehetõségeken belül. A helyszíni munka A felvétel eredményei az eredeti, már digitalizált földtani fõbb irányai: a vizsgált terület geológiai, geomorfológiai térképre kerülnek. és hidrológiai adatainak kiegészítése, valamint az A következõ terepi munkafázisok már közvetlenül a aktuális, földtani környezetvédelmi szempontból környezetföldtani térképi tartalom összeállítását szol- fontosnak tartott gazdaság- és településföldrajzi adat- gálták. A geomorfológiai bejárás során a domborzati bázis létrehozása. térkép alapján közvetlenül nem értékelhetõ lineáris (kisebb Környezetföldtani térképek szerkesztésének módszertani kérdései az Aggtelek–rudabányai mintaterület példáján 273 patakvölgyek, vízmosások), és areális (talajkopások, kellett koncentrálni: az egyszerûsítésre és az egysége- suvadásveszélyes térségek stb.) formákat vizsgáltuk. A sítésre. Ennek következtében ez a térkép eltér a részlete- hidrológiai vizsgálat az 1:10 000-es térképen feltüntetett sebb, nyomtatásban megjelenõ térképváltozattól. (A fel- források ellenõrzését, egyes paraméterek helyszíni mérését dolgozás nem jár információvesztéssel, mert a kiindulási és lehetõség szerint vízminták vételét ölelte föl. Ebben a alapot a részletes fedett földtani térkép jelenti, amely, bár munkaszakaszban végeztük el az összes olyan emberi léte- nem kerül a folyamatban kartografálásra, további feldol- sítmény helyszíni ellenõrzését, amelyek mezõgazdasági gozásokra is rendelkezésre áll.) (pl. istállók, gépállomások) vagy ipari (pl. üzemek, bánya- Az eredeti térképek az érintett területen csaknem 300, telkek) tevékenységük miatt, vagy alapvetõ funkciójuk különbözõ korú és típusú kõzetet tüntetnek fel. Ahhoz, következtében (különféle státusú szemétlerakók, szenny- hogy ebbõl a végsõ változat egyértelmûbben megszer- vízderítõk) potenciális, vagy konkrét veszélyt jelentenek keszthetõ legyen, bizonyos egyszerûsítéseket hajtottunk környezetükre. Az emberi létesítmények sorát kiegészítet- végre. A kõzetformációk azon tagjait, melyek környezet- tük azokkal a mûemlék-jellegû építményekkel, amelyek a földtani szempontból nem különböztek egymástól számot- települések külterületein helyezkednek el, és védelmükre tevõen, összevontuk. Pl.: Telekesvölgyi Formáció – fekete tekintettel kell lenni egyes létesítmények tervezésénél. radiolariás agyagkõ + Telekesoldali Formáció – Szalonnai A program során a geológiai felvételt Peregi Zsolt, a Metariolit + Telekesoldali Formáció – fekete márga (stb.) hidrológiai vizsgálatokat Szilágyi Ferenc, az antropogén = Telekesoldali Formáció. Ugyanígy jártunk el, amikor létesítmények ellenõrzését Solt Péter végezte (BOHN et al. egyes formációk különbözõ típusait a különbözõ térkép- 1996). lapokon eltérõ megközelítésben jelölték, pl.: Tokaji tk aagg Formáció: andezit agglomerátum ( Mi-Pa1 ), Tokaji A térképszerkesztés fázisai Formáció: andezit lávabreccsa, kürtõbreccsa, agglomerá- tk abr tum ( Mb-Pa1 ); stb., vagy: Edelényi Formáció: homok, ed h,k,c A térkép számítógépes szerkesztése és a jelenlegi kavics lignit zsinórokkal ( Pa1 ), Edelényi Formáció: ed h,k,a változat tartalmi kidolgozása mintegy négy évet vett homok, kavics, agyag ( Pa1 ) stb. igénybe. Az akkor elkészült, a mostanihoz képest kevés Tényleges összevonásokat nagyobb részben a eltérést mutató változatot ekkor ismertettük (GYURICZA negyedidõszaki képzõdményeknél kellett elvégezni. Itt 2000). A munka leglényegesebb része a korábban kidol- a változatosságot elsõsorban a különféle genetikájú laza gozott szempontok és az adattári anyagok, valamint a üledékek eltérõ szemcsedominanciája adta, pl.: eluviá- terepbejárások után ténylegesen rendelkezésre álló ada- lis-deluviális eredetû vörös agyag (eldQp3-hva), eluvi- tok szerinti egyeztetés volt. Viszonylag hamar nyilván- ális-deluviális eredetû kavicsos vörös agyag (eldQp3- valóvá vált, hogy a korábban legrészletesebben megku- hk,va), eluviális-deluviális eredetû kavicsos agyag, ka- tatott területeken sem áll rendelkezésre az az informá- vicsos aleurit (eldQp3-hk-a) stb. Számottevõ egysze- ciótömeg, amely az elméletileg kidolgozott térképvál- rûsítést itt úgy tudtunk elérni, hogy genetikai alapon tozat szerkesztését lehetõvé tenné. Ennek következtében végeztük az összevonást. Ez a megoldás a térképezési számos kompromisszumos megoldást kellett alkalmazni gyakorlatban sem idegen, l. pl.: deluvium–proluvium a térképváltozat megszerkesztésekor. Az adatfeldolgozás kevert üledékek. során a végsõ változat kialakítását öt, egymástól jól Az egyszerûsített fedett földtani térkép a közel 300 elkülöníthetõ fázisban végeztük. Ez öt, egymástól többé- képzõdmény helyett csak kb. 70 tételt tartalmaz (a paleo- kevésbé különbözõ, de egymásra alapozott térképet zoikumtól napjainkig). Ez az információvesztés a kör- jelent, vagyis nem térképsorozatról van szó, hanem egy nyezetföldtani térkép számára még elviselhetõ mértékû. munkafolyamat részeredményeirõl. Míg az elsõ két lép- (Természetesen az eredeti, teljes jelkulcsú térkép kerül csõ, a földtani és a litológiai térkép elsõsorban geológiai digitalizálásra, de a továbbiakban nem az eredeti, hanem vonatkozású, addig a három következõ változat már az egyszerûsített változaton történik a kartografálást.) konkrét környezetföldtani tartalommal bír. Utóbbiak Szintén problémát jelentett a különbözõ térségek önmagukban is használhatók de eltérõ részletességük eltérõ felfogásban készített térképeinek össze- miatt egymással nem egyenértékûek. Úgy vélem, szerkesztése. A legszembeötlõbb különbség a fedettség valójában „környezetföldtani térképként” a végsõ vál- kritériumának megítélése, amikor az egyik típusnál a tozat; a „környezetállapot térkép” használható, de kisebb viszonylag vékony felszíni málladék ábrázolásától méretarány esetén (pl. 1:100 000-es lépték) és részletes eltekintenek. Ennek következtében szinte egész terepbejárás hiányában esetleg a „vulnerabilitási térkép” hegységeket ábrázolnak fedetlen formában. (Pl. is felfogható végterméknek. Aggtelek–Rudabányai-hegység). Másutt ezzel szemben a vékony fedõüledékeket is figyelembe veszik, minek Egyszerûsített fedett földtani térkép következtében a terület igen változatossá, mozaik- szerûvé válik (Szendrõi-hegység) (1. ábra). A fedõ- A sorozat elsõ térképének alapját a terület legfrissebb üledékeket utólagos, reális ábrázolása lehetetlen, így földtani felvétele és az aktuális munka során végzett kénytelenek voltunk a részletesebb térképeket „egy- ellenõrzés szolgáltatja. A feldolgozás során két mûveletre szerûsíteni”, azonban ez nem oldja meg teljes mértékben 274 GYURICZA GYÖRGY

1. ábra. Különbözõ felfogásban készült fedett földtani térképek. A Szendrõi-hegység térképén (bal oldal) a fiatal fedõüledékeket valósághûen ábrázolták, míg az Aggteleki-hegység térképén (jobb oldalon) ezeket a képzõdményeket — viszonylagos vékonyságukra hivatkozva — elhagyták Figure 1. Drift geologic maps made according to different conceptions. On the map of the Szendrõ Hill (left side), the young covering sediments are represented true to nature, while on the map of the Aggtelek Mts. (right side) these formations are omitted — a reference to their relative thinness a problémát és tényleges adatvesztést, ill. pontatlanságot sorolták, a negyedidõszaki képzõdményeket viszont csak jelent. genetikailag különíthetõk el. Akármilyen kategóriába is Eltérések tapasztalhatók a tektonikai viszonyok áb- sorolták õket, igen ritka közöttük a homogén kõzettest. rázolásánál. Míg a kompakt kõzetek esetében a fõbb tö- Némelyik gyakran több tízméteres vastagságot is elér, s a résvonalak elhelyezkedése aligha vitatható, addig a laza rétegsorban különbözõ szemcse-összetételû, kötöttségû üledékeknél sokszor csak feltételezésekre lehet hagyat- tagok váltakoznak. Ezek áteresztõ képességét csak a kozni. Emiatt a tektonikai szerkezetet hol a völgy- fúrási minták részletes elemzésével lehetne kiszámítani, hálózattal hozták összefüggésbe, hol pedig elhagyták. de az eredményt nagyobb területekre (a rétegek elter- Emiatt a térképek összeillesztésénél további aránytalan- jedésének esetlegessége miatt) kiterjeszteni nem szabad. ságok léptek fel. Esetünkben ez olyan mértékû volt, Végeredményben hatékony, kõzetmechanikai alapokon hogy egyelõre eltekintettünk a tektonikai információk- történõ osztályozás ennél az üledéktípusnál sem végez- nak a környezetföldtani változatba történõ adap- hetõ el. tálásáról. Ennek következtében itt igen jelentõs egyszerûsítést kellett elvégezni. A cél az volt, hogy a kialakított kõzet- Litológiai térkép osztályok határozottan különbözzenek egymástól. Emiatt a legnyilvánvalóbb eltérésekig kellett visszamen- A végcél egyfajta környezetföldtani kategóriarendszer ni, s végeredményben az általános kõzettani felosztás kialakítása, tehát itt kedvezõ lenne a kõzetmechanikai maradt, mint használható variáns. (Laza üledékeknél: tulajdonságok szerinti osztályozás. Elsõsorban a kõzetek agyag, kõzetliszt, homok, kavics, kötötteknél: márga, vízáteresztõ képessége, kötöttsége lennének a megfelelõ mészkõ, dolomit stb.) Ezt néhány kategóriával kellett paraméterek. csak bõvíteni (pl.: vegyes rétegzésû, laza üledékek, A térség kompakt kõzeteinek mechanikai vizsgálata mészöveknél a karsztosodás foka stb.), így végül egy korábbi, mint a végleges formációbeosztás, így a közel húsz kategóriából álló jelkulcsot alakítottunk ki. vonatkozó adatok sajnos elégtelenek a szétválogatáshoz. Ez kétségtelenül a legvitathatóbb pont az értékelési Ez sajnos akkor is így lenne, ha valamennyi, jelenleg folyamatban, azonban bizonyos, hogy precízebb érvényben lévõ formáció vizsgálatát elvégezték volna, felosztási lehetõség egyelõre nem áll rendelkezésre. ugyanis az eredmények részletessége nagyon eltérõ. Hála a számítógépes térképszerkesztés elõnyeinek, Ennél is összetettebb probléma a laza üledékek kör- megfelelõ adatbõvülés esetén viszonylag kis munkará- nyezetföldtani megítélése. Az idõsebbeket formációkba fordítással használhatóbb felosztás is készíthetõ. Környezetföldtani térképek szerkesztésének módszertani kérdései az Aggtelek–rudabányai mintaterület példáján 275

Szennyezés-érzékenységi térkép rendelkezünk a dombságokon. A települések közelében az utóbbi évtizedekben ugyan mélyítettek vízkutató fúrásokat, A környezetföldtani szempontból fontos szennye- de ezekkel a pannóniai sorozatban, vagy az alatta húzódó zõdések szállító közege a víz, tehát a következõ fázisban a víznívók elérésére törekedtek és ráadásul általában a völgy- megfelelõ hidrológiai–hidrogeológiai paraméterek feldol- talpak közelében telepítették õket. A legtöbb információ a gozását kellett elvégezni. települések ásott kútjaiból nyerhetõ, ezek többsége azonban A felszíni vizek — álló- és folyóvizek — közvetlen alluviális térszínen található, vagyis olyan zónában, amely topográfiai környezete eleve egy nagy érzékenységû zónát — mint késõbb látható — más szempontok és módszerek képvisel. Ezek lehatárolása részletes topográfiai térkép miatt már minõsített terület. segítségével viszonylag egyszerûen megoldható. Kézenfekvõ megoldásnak látszott tehát, hogy a csekély Nehezebb feladat a felszín alá szivárgó (karsztosodott számú fúrás- és kútadat mellett a pontosnak tekinthetõ, fel- terület esetén elfolyó) vizek szerepének megítélése. A fel- színi vízhálózat és a domborzat alapján végezzük el a szín alatti vizek elhelyezkedése tehát ebben az esetben besorolásokat. Ebben a szakaszban egy olyan „hidroló- központi probléma, amit megfelelõ adatsûrûség esetén pon- giai” segédtérképet szerkesztettünk, mely bizonyos tosan ábrázolhatunk. Esetünkben azonban komoly adat- mélységközök szerint, a felszíni vízfolyások figyelembe hiánnyal kell számolnunk. A hegységi régiókban a felszín vételével tagolja a felszín alatti vizeket (pontosabban a fel- alatti vizek elhelyezkedésére csak a karsztos üregekben szín alatti elsõ vízadó réteg — többnyire a talajvíz — elhe- helyenként mért nyugalmi vízszint a támpont, az ilyen adat lyezkedésére vonatkoztatva), vagyis a telítetlen zóna azonban ritka. Még talán ennél is kevesebb információval vastagságát adja meg (2. ábra). Ez meglehetõsen vitatható,

2. ábra. A szennyezés-érzékenységi térképhez készített „hidrológiai” alap részlete Figure 2. Detail of the “hydrologic” base of the contamination sensitivity map 276 GYURICZA GYÖRGY

ám eléggé hatékony megoldás. Természetesen csak durva A kompakt kõzeteknél ez a fajta besorolás nem mû- besorolást tesz lehetõvé, de minden további nélkül kiter- ködik: gondoljunk pl. a karsztos területekre, ahol a víz- jeszthetõ az adathiányos területekre is. (Elsõre ránézésre a nyelõkön keresztül a csapadék bejutása a karsztvízbe megközelítés igen pontatlannak tûnik, de késõbb nyilván- sokkal inkább a járat, vagy a repedésrendszer fejlettségétõl valóvá vált, hogy a módszer hibája nem a becsléses függ, mint a karsztvíz elhelyezkedésétõl. Emiatt ezt a ka- megoldás, hanem a túl kevés kategória.) Két frekventált tegorizálást ilyen kõzettípusok esetében nem végeztük el. szintet különítettünk el: a 10 és 50 m-est. Így tehát három A becsült felszín alatti vízszinttõl függetlenül ezek „nyitott kategória képzõdött: 0–10 m, 10–50 m és >50 m. hasadék- és résvízrendszer” besorolást kapnak, megõrizve (Megjegyzendõ, hogy az ásott kutak vízszintjeinek adatai az eredeti, litológiai határokat. és a térképen lehatárolt zónák szerinti mélységek között Összességében tehát a litológiai térképen olyan változ- nem volt számottevõ eltérés.) tatás történt, mely a lehetõségekhez képest viszonylag jól A megoldás gyenge pontja elsõsorban az elsõ, a < 10 m- szemlélteti az adott terület szennyezés-érzékenységi vi- es terület. Ennek alkalmazása azt eredményezi, hogy a szonyait a kõzettani és felszíni, felszín alatti vizek nagyobb folyóvölgyek (mivel az allúvium bárhol lehet vonatkozásában. egységes; kevert rétegzésû, laza üledék) teljes kiterjedésük- ben egy kategóriába kerülnek. Ez hegyvidéki régióban nem Vulnerabilitási térkép jelentene komoly problémát, azonban gondolni kell az alföl- di térségre is, ahol ilyen besorolás után hatalmas területek A szennyezés-érzékenységi térképbõl már az alapok kapnák ugyanazt a minõsítést. Ezt megelõzendõ, kísér- változtatása nélkül, további információk feltüntetésével leteztünk a besorolás finomításával; az 5–10 m közötti szerkeszthetõ meg a vulnerabilitási vagyis: „sebezhetõsé- várható vízmélységû térszínek kijelölésével. Az eredmény gi” térkép. Ez a típus tartalmazza azokat a geológiai–geo- kedvezõ volt: a nagyobb folyóvölgyeknél kirajzolódtak a morfológiai, vagy hidrológiai folyamatokat, jelenségeket, teraszok, melyek valóságos környezetföldtani szempontból melyeket figyelembe kell venni a térség környezetföldtani is fontos felszíntípusok. Ugyanakkor nyilvánvaló volt az is, állapotának vizsgálatakor. hogy további finomítással ez a kategória nem tagolható, A terepbejárások során célirányos geomorfológiai ugyanis ennél sûrûbb vízszintkijelölés a topográfiai térkép megfigyelés is történt, mely elsõsorban a térség eróziós vi- segítségével teljesen pontatlan lenne. Emellett felmerül a szonyaira vonatkozott. A leírt formák, jelenségek: a talaj- veszély, hogy az ábrázolt vízszintkülönbségek bizonyos kopások, suvadások, eróziós barázdák, árkok és vízmosá- sûrûségnél kisebbek lehetnek, mint az adott területre sok. A nagy kiterjedésû (cca. > 1 ha) talajkopások és a jellemzõ éves szintingadozás, ekkor a részletezés teljesen gyepes, sûrûn árkolt domboldalak, mint erodált felszínek értelmetlenné válna. kerülnek a térképre, a suvadásokat önállóan ábrázoljuk. A probléma megoldása érdekében készítettünk egy A vízmosások bejárásánál a formákat négy csoportba kísérleti jellegû térképet a Dráva völgyében (TÓTH 2002). soroljuk: szurdokvölgyek, valamint nagy, közepes és kis A tapasztalatok szerint további részletezést elsõsorban a eróziós energiájú vízmosások. Utóbbi három esetben a kisebb morfológiai egységek (holtágak, teraszszintek stb.) minõsítés a morfológia és a hordalékszállítási viszonyok lehatárolásával célszerû elvégezni. Ez a megoldási alapján történik, vagyis a forma fejlõdésének, változásá- lehetõség elõrevetíti azt az elvet, hogy a környezetföldtani nak sebességére vonatkozik. Az osztályozásnál feltétlenül megítélésnél a geológiai és a geomorfológiai tulajdonsá- figyelembe kell venni a környezõ kõzet állékonyságát, gokat együttesen kell figyelembe venni. kötöttségét. A szilárdabb, falban is megálló kõzetek (slír, Az így megszerkesztett „hidrológiai” térképen a <10 homokkõ) esetében a forma lehet erõteljesebben erodált, a m-re becsült talajvízszint határa és a földtani térkép határa vízmosásban az erózió mégis alacsonyabb szintû, hiszen a gyakran nem esik egybe. A problémát úgy oldottuk meg, kõzet ellenállóbb. Ugyanígy nincs értelme komolyabb hogy a szennyezés-érzékenységi térképen a földtani határt következtetést levonni a szurdokvölgyek kialakulásából igazítottuk a hidrológiai határhoz. sem, hiszen ezek a térségben kizárólag kompakt kõzetek- Ebben a fázisban a következõ lépés a litológiai és a ben képzõdhetnek, s mint idõtálló formák, nem bírnak „hidrológiai” térképek egybeszerkesztése. A laza környezetföldtani jelentõséggel. üledékeknél az allúvium kivételével egy-egy kategória két Abban az esetben, ha egy tájegységben, vagy tájrész- részre válhat: egyiknél közepes (10–50 m közötti), letben dominálnak a közepes és nagy eróziós energiájú másiknál nagy (> 50 m) vízmélység tételezhetõ fel. (A folyamatokra utaló vízmosások, akkor ezt a területet dombsági, laza üledékes térszíneken erõsen megkérdõ- (leginkább a vízgyûjtõ határokhoz igazítva), mint „eró- jelezhetõ az átmenti vagyis a 10–50 m közötti vízmélység, ziósan aktív térszínt” emeljük ki. a gyakorlat ennek pontosságát sok esetben nem támasztja Önálló jelként jelennek meg a nagyobb lejtõszögû alá. Feloldja azonban a problémát, hogy ez a terület- sziklás lejtõk, kõfolyások. A 25°-os lejtõszöget meghaladó kategória általában lejtõs térszínre esik, mely kommunikál sziklafelszíneken általában másodlagos (többnyire iga- az alluviális térszínekkel, így ha a felszín alatti hidrológia zoltan erdõirtást követõ) kopárosodás jön létre. A sérült szerint nem is, morfológiai szempontból mindenképpen felszínen lezajló, elsõsorban kifagyásos aprózódás követ- átmeneti típust képvisel.) keztében gyakoriak lehetnek a kõomlások. Környezetföldtani térképek szerkesztésének módszertani kérdései az Aggtelek–rudabányai mintaterület példáján 277

3. ábra. Önállóan lehatárolható területek a vulnerabilitási térképen. (Kiegészítésül feltüntettem az erózióveszélyesség megállapításához felhasznált vízmosásrendszert is.) Ez a térképi tartalom nem önállóan jelenik meg Figure 3. Areas which can be separately delineated on the vulnerability map (the water cut system used for determining erosion danger is also indicated, as a complement). This map content does not appear independently

A karsztosodó kõzetek egységesen, mint nyílt hasadék- paraméter arra vonatkozóan, milyen fedõüledék- és résvízrendszerek jelennek meg, különféle karsztosodási vastagságig érdemes egy területet így besorolni. jellemzõkkel bíró kõzettesteken. Morfológiai szempontból Végeredményben ez nem helytelen, hiszen alapvetõen azonban el kell különíteni a karsztfennsíkokat a hegy- nem a fedõüledék vastagsága, hanem vízáteresztõ- oldali, vagyis meredekebb lejtésû térszínektõl. Ennek az a képessége dönti el, milyen szintû a terület szennyezés- jelentõsége, hogy bár a töbrök belsõ részét sok esetben víz- érzékenysége. Mivel az áteresztõképesség megadásához záró kitöltés fedi, a karsztos kõzettest gyakori kibukkaná- nem rendelkeztünk adatokkal úgy véljük, a jelenlegi sai miatt a felszínre kerülõ csapadék mégis a karsztos megkutatottsági szinten létjogosultsága van a szubjektív kõzettestbe, vagyis a karsztvízbe kerül. Ugyanakkor a alapokon történõ lehatárolásnak. (A 3. ábra a morfoló- lejtõs térszínekre jutó csapadék beszivárgási hányada giai alapon, önállóan elkülöníthetõ területeket ábrázolja lényegesen kisebb. A karsztos térszínek legérzékenyebb kiemelten, míg a 4. ábrán a komplett vulnerabilitási részét tehát a karsztfennsíkok képezik, melyek viszonylag térkép egy részlete látható.) könnyen lehatárolhatók és vulnerabilitási térképünkön mint karsztos, belsõ lefolyású terület kerülnek jelölésre. Környezetállapot térkép Ezzel párhuzamosan a lehatárolt területrõl töröljük a töbörkitöltések litológiai foltjait, mert ezeknek a további- A vulnerabilitási térkép már önmagában elfogadható, akban már nincs környezetföldtani jelentõségük. mint „környezetföldtani térkép”, de a rendelkezésre álló Ugyancsak karszttal kapcsolatos probléma a karsz- adatok felhasználásával továbbfejleszthetõ. tosodó kõzettest és a nem karsztos térszín találkozási A részletes terepbejárás során felhalmozódó információk öve. Ebben a zónában a viszonylag kis mélységben lehetõvé teszik a további bõvítést. A terepen észlelt objek- alábukó és a térség vízellátási szempontjából fontos tumok ábrázolása egyrészt minõségileg más térképtípust; a karsztosodó kõzettestet különféle vízáteresztõ ké- környezetállapot térképet eredményezi, másrészt már a pességû, általában vegyes rétegzésû, laza szedimentek korábban említett, tervezett számítógépes — ebben az eset- takarják. A „fedett karszt” fogalmára nincs határozott ben térinformatikai — adatbázis kiépítésének irányába mutat. 278 GYURICZA GYÖRGY

4. ábra. A vulnerabilitási térkép részlete Figure 4. Detail of the vulnerability map

Ezeket az objektumokat többféleképpen lehet csopor- Jelentõs különbség a vulnerabilitási térképpel szem- tosítani (térképészeti, gazdasági, környezetvédelmi szemben, hogy az objektumok sokrétûsége, ill. a térképi jelöl- pontok szerint). Az alábbiakban csak egyszerû áttekintést hetõség korlátozott volta miatt feltétlenül szükséges az szeretnék adni ezek listájáról, a teljesség igénye nélkül. (A egyes objektumokhoz leírást mellékelni. Ez azt jelenti, lista az újabb területek feldolgozásával folyamatosan hogy ez a térképtípus csak magyarázóval kiegészítve bõvül, vagyis térben és idõben változó.) használható. Ez a térképmagyarázó egyben továbbfej- Környezetföldtani térképek szerkesztésének módszertani kérdései az Aggtelek–rudabányai mintaterület példáján 279 lesztési lehetõséget is biztosít a térképi adatbázis felé. Bányatelkek: A bányatelkek sarokpont-koordinátái A vetületen az objektumok meghatározott koordinátákkal alapján rakjuk térképre a nyilvántartásban lévõ bánya- jelennek meg, melyekhez a szöveges, táblázatos, vagy telkeket. A térkép gyakorlati alkalmazhatósága szempont- fotó-, illetve videó anyag is rendelhetõ. jából elsõrendû fontossággal bír a mûvelés alatt álló, vagy arra kijelölt területek ábrázolása. Mélyszinti fejtések: Elsõsorban az alábányászott terület Természetes objektumok kiterjedése miatt szükséges térképen jelezni. Sajnos ezen Források: A védendõ természetes objektumok talán információk — különösen az aktuális mûvelésre legfontosabb elemei. A modellterületen minden hidegvizes vonatkozó adatok esetén — fõként üzleti, másodsorban típus megtalálható; a résvizeket elsõsorban a karszt-, a környezetvédelmi okokból igen nehezen elérhetõk, nem rétegvizeket a pannon térszínen megjelenõ, míg a talaj- lehet teljességre törekedni. vizet fõként a völgytalpak allúviumán fakadó források Külszíni fejtések: Topográfiai térképen, vagy légi fotón képviselik. is ellenõrizhetõ antropogén formák (a környezet- Legjelentõsebbek ezek közül a karsztforrások, melyek védelemben helytelenül „tájseb”-ként értékelik), de az közül számosat a térség egyes településeinek vízellátására aktuális állapot felméréséhez, különösen a felhagyott foglaltak. Védettségüket törvény biztosítja. A rétegvízforrá- fejtések esetében, mindenképpen bejárás szükséges. soknál már meglehetõsen kedvezõtlen a helyzet. Általában Felhagyott bányaudvarok, bányagödrök: Itt nem elsõ- kis hozamuk miatt szerepük a vízellátásban — fõleg azokon sorban a jelenlegi tevékenységgel kapcsolatos formákról a településeken, ahol a vizet újabban fúrásokból biztosítják van szó, hanem a történelmi bányászati emlékekrõl. — fokozatosan háttérbe szorult. Ezek jelentõs része akár az A frissen felhagyott külfejtések számos környezeti aszályos idõszakok, akár emberi hanyagság következtében, problémát jelenthetnek. Lehet esztétikai probléma, mely a térségben megsemmisült. A talajvízforrásokat sok esetben rontja az adott terület idegenforgalmi, turisztikai értékét és nem lehet, vagy hozamuk miatt nem érdemes hasznosítani. végeredményben hosszú távon bevételkiesést okoz. Leginkább szennyezésközvetítõ funkciójuk miatt kapnak Közvetlen veszélyt jelent a felhagyott bányaudvar a környezetföldtani szerepet. szemétkihelyezés miatt. Legtöbbjében már rövid idõn Barlangok: A természetvédelmi törvények értelmében belül megjelenik a környékbeli település hulladéka, tisztán minden természetes, felszín alatti üreg védelmet élvez. tartása már az önkormányzat kereteit terheli. Más esetben Részben emiatt, részben az imént említett, felszín alatti viszonylagos lehatároltsága miatt eleve kijelölik hulladék- hidrológiai összefüggések miatt szükséges feltüntetni õket. lerakásra, ez azonban környezetvédelmi szempontból nem Elõnyösebb lenne a barlangtérképeket is felhasználni, az minden esetben fogadható el. óriásbarlangok nyomvonala még az 1:25 000-es léptéknél Külön típust képvisel a kavicsbányászatból visszama- számottevõ, de sajnos ehhez az adatok nem minden eset- radó bányagödör, melyet az esetek többségében elönt a ben elégségesek. talajvíz. Ez a szennyezésekre roppant érzékeny, a tavaknál Suvadások: A térségben az elsõsorban pannóniai térszí- is veszélyesebb, nyitott vízfelszínt jelent, mely esetenként nen megjelenõ, fõképpen az erdõirtások miatt bekövet- nagyobb távolságra is kommunikál a felszín alatt. Védel- kezõ, de számos esetben az alábányászások okozta fellépõ mük igen fontos és nehéz feladat, hiszen újabban egyre tömegmozgásos folyamatok térképi ábrázolása környe- gyakoribb a bányatavak környékének üdülõteleppé történõ zetföldtani szempontból kiemelten fontos. kialakítása. A legtöbb esetben ez a víztömeg közvetlen Vízmosások: A vulnerabilitási változatban részben szennyezõdését vonja maga után. ezek alapján határoltuk le az élénkebb eróziós folyama- Más kategóriát jelentenek a történelmi bányahelyek. tokkal bíró területeket. Ennél a változatnál a formák típu- Sokszor ezek már alig ismerhetõk fel. Elszennyezõdésük sok szerint kerülnek térképre. igen ritka, inkább kultúrtörténeti szempontból érdemelnek Vizenyõs területek: Ezek a térszínek ábrázolhatók a figyelmet. Mivel terepbejárásaink során felderítésük nem vulnerabilitási változatnál is. Az általában nedves, rend- igényel külön munkát, a jellemzõbbeket jelölni szoktuk. szeresen belvizes, mocsaras területek komplex, hidroge- Meddõhányók: Környezetvédelmi szempontból ológiai — morfológiai jelenségek. kiemelt fontosságú objektumok. Általában a szén- és ércbányászati meddõk, valamint a pernyehányók érdemel- Mesterséges objektumok nek figyelmet, veszélyes oldható-anyag tartalmuk miatt. Területünkön elsõsorban szénbányászati meddõk talál- Természetvédelmi területek: A tervezési folyamatokban hatók, valamint néhány ártalmatlan kõbányászati meddõ. védelemmel bíró területek határainak, védettségi fokának Megjegyzendõ, hogy kivételes esetben az egyébként sem- ismerete elkerülhetetlen, ezért egy környezetállapot leges anyagú meddõ elõnytelen elhelyezésével is lehet térképrõl sem hiányozhat. környezeti kárt elõidézni: (Pl.: visszaduzzasztás az Vízügyi létesítmények: Ezek általában zárt szivaty- alsótelekesi anhidrit-bányánál.) tyútelepek. Az egyes vízmûvek védterületérõl csak Referencia fúrások: A késõbbi, térinformatikai szórványosan rendelkezünk adatokkal, ezeket térképen továbbfejlesztés szempontjából, de a közvetlen ellen- egyelõre nem tudjuk feltüntetni. õrizhetõség miatt is fontos, hogy a térképi információk 280 GYURICZA GYÖRGY

5. ábra. A környezetállapot térkép részlete Figure 5. Detail of the environment state map Környezetföldtani térképek szerkesztésének módszertani kérdései az Aggtelek–rudabányai mintaterület példáján 281 minél hatékonyabban kiegészíthetõk legyenek. Ennek települések szélén, de leginkább külterületeken helyezked- érdekében az adott szûkebb területen mélyült fúrásokat nek el. rétegsoruk alapján rangsoroljuk és a legfontosabbnak tar- Vasútvonalak, közutak: Az épített és természeti tottakat feltûntetjük a környezetállapot térképen. környezet együttes elemzéséhez véleményünk szerint Hulladéklerakók: A környezetvédelemben számos feltétlenül szükséges a szállítási útvonalak térképi ábrá- változatukat tartják nyilván, a térképezésnél azonban zolása is. Ezen belül a közutak közül csak a szilárd burko- valamennyit egységesen jelöltük. Véleményünk szerint a lattal rendelkezõ típusokat (vagyis a nagyobb for- lerakó részletes leírása nélkül — amit a térképma- galmúakat) tartottuk lényegesnek. gyarázóban közlünk — a különféle jelöléseknek csak Nyilvántartott földtani feltárások: A földtani feltárások statisztikai értékük van. Három alapvetõ típus jelenhet sok esetben rendkívül fontos szakmai információt tartalmaz- meg (kommunális, ipari-mezõgazdasági, veszélyes). nak. Fenntartásuk feltétlenül szükséges, úgy véljük, éppen ez Ezek között tüntetjük fel a környezetvédelmi szempont- a térképsorozat az, melyben kiemelten kell megjeleníteni. ból illegálisnak minõsíthetõ, vagy minõsített hulladék- Mûemlékek, régészeti objektumok: Ennél a kate- lerakókat is. góriánál értelemszerûen nem a belterületeken lévõ, nyil- Szemétszórások: A hivatalosan kezelt hulladéklerakók- vántartott, védett mûemlékek térképen való feltün- tól megkülönböztetjük a szemétkiszórásokat. Ezeknél a tetésérõl van szó, bár a kisebb települések esetében ettõl hulladék mennyisége nagyon változó, a néhány kéziko- sem szoktunk elzárkózni, hiszen nem jelent számottevõ csinyitól a több száz m2 lefedésére elegendõig terjedhet. többletmunkát. Elsõsorban a külterületeken fekvõ, Anyaga általában háztartási szemét, melyhez esetenként fõként régészeti fontossággal bíró objektumokat igyek- építkezésekbõl származó sitt, vagy mezõgazdasági hul- szünk hiány nélkül ábrázolni, mivel ezek — sokszor ladék vegyül. felismerhetetlenségük miatt — könnyen áldozataivá vál- A jelölés alkalmazása elsõ közelítésben esetlegesnek hatnak különféle beruházásokkal együtt járó föld- tûnik, hiszen ezeket a kiszórásokat a hatóságok viszonylag munkáknak. rövid idõn belül igyekeznek felszámolni. Ugyanakkor a Beépített területek: Gyakorlatilag a települések bel- tapasztalatok szerint túlnyomó többségük „újraterme- területét jelentik. Környezetterhelési szintjük, annak típusa lõdik”, vagyis ezek olyan terepszakaszok, ahol a közle- igen változatos, eseti és részletes vizsgálatot igényel. kedés, vagy emberi tevékenység során ez az esemény Ezeken a terepszakaszokon az emberi tevékenységbõl mintegy törvényszerûen ismétlõdik. származó környezeti kölcsönhatások már annyira komp- Szennyvízderítõk: A hulladéklerakókhoz hasonlóan a lexekké válnak, hogy a fentiekben ismertetett terepi szennyvízderítõket is feltüntetjük térképünkön. Hasonló megközelítés, vagy térképi adaptáció alkalmatlan a reális jelzéssel látjuk el zagytározókat is, melyek Kazincbarcika ábrázoláshoz. (Pl.: az ábrázolás legalább 1:10 000-es lép- környékén jelennek meg. téket igényel.) Ezt a tereptípust ezért kizártuk vizsgálati Dögkutak: Az egészségügyi elõírásoknak megfelelõen körünkbõl. Bár a kisebb, ipari, vagy mezõgazdasági egyre több település szünteti meg ilyen létesítményét és létesítményeknek híján lévõ falvaknál esetleg a mi terep- szállítatja az állati tetemeket a körzeti fehérje feldolgozó- bejárási módszereinkkel is el lehetne végezni az értékelést, ba. Véleményünk szerint számottevõ környezeti hatásuk úgy véltük, helyesebb a teljes problémakört a település- nincs, csak az uniós szabványokhoz igazodva jelezzük. földtan problémakörébe sorolni. Ennélfogva a beépített Benzinkutak, üzemanyag tárolók: A létesítmények terület jelölése — a település méretétõl, jellegétõl környékén a legtöbb esetben észlelhetõ több-kevesebb függetlenül — egységes. szénhidrogén-szennyezés. Ez elsõsorban a talajvízben Míg a korábbi változatok már a jelkulcs segítségével is jelenhet meg. A kockázat szintje a tároló méreteitõl, a kút jól használhatók, ennél a típusnál az objektumok feltün- forgalmától, valamint a berendezést állapotától függ. Míg tetése további követelményeket von maga után. Egyik a benzinkutak felszereléseit általában ellenõrzik, nem lehetséges megoldás: olyan differenciált jelkulcskészlet mondható ez el a gépállomások, mezõgazdasági telep- elõállítása, melynek segítségével az objektumok önállóan helyek, vagy akár a katonai létesítmények saját tározóiról. értelmezhetõk. Másik lehetõség: az objektumok leírását Ezek jelenlétét ezért a létesítményeken belül külön is tartalmazó térképmagyarázó összeállítása. Ez utóbbi lát- jelezzük. szik célravezetõnek, hiszen ha a térképet számítógépi adat- Ipari létesítmények: Az ipari tevékenység jellegétõl bázissá szándékozunk továbbfejleszteni, akkor a magya- függetlenül, a telket jelöljük a térképen. Abban az esetben, rázó információi közvetlenül a digitális térképváltozatra ha a tevékenység potenciális környezetkárosítást jelenthet, kerülhetnek. (Az 5. ábra a környezetállapot-térkép egy igyekszünk ennek mibenlétét a térképmagyarázóban részletét mutatja be.) ismertetni. Kisebb települések esetében akkor is jelöljük, Bár a környezetállapot térkép sok szempontból eléggé ha a belterületen helyezkedik el. részletes, nem használható közvetlenül létesítmények Mezõgazdasági telephelyek: Az ipari telephelyekhez telepítésénél. A minõsítések többnyire általánosítva, vagy hasonlóan, eltérõ jelöléssel térképre kerülnek a különféle becsléssel készülnek, tehát a hatástanulmányok elkészí- mezõgazdasági telephelyek is. Jellegüket a magyarázóban téséhez továbbra is el kell végezni a gyakorlatban már ismertetjük, azért ezek jelölése is egységes. Általában a bevált, szabványos vizsgálatokat. 282 GYURICZA GYÖRGY

Összefoglalás értékûnek tekinthetõ vulnerabilitási térképet; ez adhatja az alapját egy 1:100 000-es sorozatnak, valamint egy rész- A környezetföldtani térképezési munkák során, a ko- letesebb, magyarázóval ellátott környezetállapot térképet, rábbi térképváltozatok, az önkormányzati igények és a ren- mely 1:25 000-es léptékben hasznosítható a legjobb hatás- delkezésre álló adattári anyag, valamint az elvégezhetõ te- fokkal. A térképek a litológiai, hidrológiai és geomorfoló- repi munka figyelembevételével elkészítettünk egy korsze- giai elemeket környezetföldtani jelentõségük szerint rû, a szakmai és felhasználói igényeknek megfelelõ térkép- minõsítve mutatják be, így megfelelõ segédeszközként típust. A végsõ fázis két, különbözõ célra használható kezelhetõk a különféle szintû — regionális, vagy az egyes térképfajtát eredményez; egy áttekintõ térképként teljes településeket érintõ — döntéshozatalban.

Irodalom — References

ALBINET, M. 1970: Carte de Vulnérabilité á la Pollution des Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1991–92-es évrõl II. Nappes d’Eau Souterraine de la France, M = 1:1 000 000. pp. 139–144. Paris, BRGM. GYURICZA GY. 2000: Környezetföldtani térképek. — Geomatika BOHN P., GYURICZA GY., PEREGI ZS., SOLT P. és SZILÁGYI F. 1996: 2000. április, pp. 12–15. Borsod-Abaúj-Zemplén megye északi részének környezet- KASSAI M. szerk. 1988: Magyarország szennyezõdés-érzékeny- földtani térképezése. — Kézirat, OFG Adattár ségi térképe, M=1:500 000. — In: Magyarország földtani BOHN P. és G YURICZA GY. 1997: A részletes (1:25 000-es) atlasza, 16.2.1). Budapest, MÁFI méretarányú környezetföldtani térképezés tartalmi PETRO, L’. szerk. 1998: Danube Region Vienna–Bratislava– követelmény-rendszere — Földtani Kutatás 34 (2), pp Budapest; Map of the Environmental Geohazards, M= 20–22. 1:100 000. Budapest, MÁFI. BOHN, P. és GYURICZA, GY. 1999: Establishement of the ENVI- TÓTH B. 2002: A Dráva-völgy környezetföldtani térképezése. — ROGEODAT computerised data base on enviromental Kézirat, Szakdolgozat, Pécsi Tudományegyetem, Természet- Geology is the Geological Institute of Hungary. — A Magyar tudományi Kar, Általános Természetföldrajzi Tanszék. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004), pp. 283–294.

A kápolnapusztai késõ-neogén–negyedidõszaki(?) pull-apart süllyedék rekonstruálása komplex eredetû lepusztulási felszínek alapján Reconstruction of the late Neogene–Quaternary(?) Kápolnapuszta Pull-apart Depression using denudation surfaces of complex origin

FODOR LÁSZLÓ, CSILLAG GÁBOR, PEREGI ZSOLT

Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

Tárgyszavak: töréses deformáció, eltolódás, Keywords: brittle deformation, strike-slip faults, morphotectonics, morfotektonika, felszínfejlõdés, neogén, Pannon- landform evolution, Neogene, Pannonian Basin, Hungary medence, Magyarország

Összefoglalás Abstract A Vértesben folyó térképezõ munka során szerke- In the course of detailed geological mapping of the Vértes Hills, central zetföldtani vizsgálatokat végeztünk a hegység köze- Hungary we carried out structural geological and geomorphological analyses pén, Kápolnapuszta és Gánt szomszédságában. A tér- (Figure 1). Our results strongly suggest that the Kápolnapuszta Depression is képezés és a szerkezeti mérések szerint a kápolna- related to normal-dextral boundary faults of NW-SE strike. The fault pattern pusztai-süllyedék jobbos eltolódáshoz kapcsolódó is characterised by anastomosing branches striking between WNW–ESE and széthúzásos pull-apart medence. A térképezés három N–S (Figure 2). Mapping demonstrated 3 main markers, which permitted the olyan elvetett markert is kimutatott, amelyekkel az determination of the along-strike and dip-slip component of the displace- elvetés mértéke megbecsülhetõ. Ezek szerint az észa- ment. Oppositely dipping Triassic-Eocene boundary surfaces are disrupted ki, ÉNy–DK-i csapású eltolódásos peremvetõ jobbos by 150–170 m at the north-western part of the dextral boundary fault (Figure elvetése 150–170 méter lehetett, majd csapás mentén 2). Displacement decreases south-eastward, where a narrow belt of steeply lecsökkent 60–100 méterre. Ez az elmozdulás kom- dipping Triassic beds show 60–100 m separation (Figure 7). The faults dis- binálódott a triász medencealjzat mintegy 130–150 rupted a formerly unique denudation surface, which has a complex origin. méter nagyságú függõleges besüllyedésével. A pull- The surface was formed during Cretaceous–early Eocene subtropical pene- apart medence összetett: belsõ, É–D-i csapású kes- planation, then covered by Eocene bauxite, bauxitic breccia, brakish to shal- keny árokból és kelet felé csatlakozó, ÉNy–DK-i low marine sediments (Figure 3). These rocks were mostly but not com- irányú, kevésbé levetett, kibillentett medencerészek- pletely denudated before the late Miocene (‘Pannonian’). This pre-Pannonian bõl áll. A déli jobbos peremvetõ kapcsolódik a Gánti- surface represents a good marker for vertical displacement although it was medence délnyugati peremvetõ-rendszeréhez, amely- slightly modified during the late Pliocene–Quaternary, when lacustrine to lyel egy fázisban keletkezett. A deformáció a miocén terrestrial late Miocene to early Pliocene(?) sediments were mostly removed. legvégén és/vagy a pliocénben ment végbe és nem The vertical displacement is 130–150 m, which suggests oblique normal- kizárt, hogy a negyedidõszakban is folytatódott. A dextral slip on boundary faults. The measured joints, fractures zones and few peremvetõk elvetésének dõlésmenti nagyságát a slickensides are in agreement with this kinematics, and suggest E–W tension medence két oldalán felismerhetõ, délkelet felé dõlõ (Figure 6). The internal structure of the depression is complex and is marked lepusztulási felszín alapján lehetett megállapítani. E by a central graben, internal ridges and small troughs (Figure 4). Altogether, felszín a kréta–kora-eocén tönkösödés során the Kápolnapuszta Depression represents a pull-apart basin, which is more keletkezett, majd az oligocén–középsõ-miocén során complex than the simple model (Figure 8). The deformation might have start- akár többször is exhumálódhatott, és kismértekben ed in the late Miocene, amplified during the Pliocene and probably contin- alacsonyodhatott. A pliocén alatt és a negyedidõszak- ued to the Quaternary. The style and timing of the deformation is similar to ban csak billentést és völgybevágódást szenvedett. other examples in the Vértes Hills and have neotectonic significance. 284 FODOR LÁSZLÓ et al.

Bevezetés számos eocén kibukkanást is rögzített. A pannóniai elõfor- dulások TAEGER (1909) és SZENTES, BÖJTÖSNÉ-VARRÓK A Magyar Állami Földtani Intézet Vértes hegységi (1965) térképein még nem szerepelnek. A földtani felvétel, térképezési munkálatai során került sor a Gánthoz tartozó geomorfológiai megfigyelések és a kapcsolódó szerkezeti Kápolnapuszta környékének 1:10 000-es méretarányú mérések révén megállapítottuk a kis mélyedés szerkezeti földtani térképezésére a Vértes hegység közepén (1. ábra). viszonyait, melyet jelen tanulmányban adunk közre. A térképezéshez részletes szerkezeti méréssorozat és elemzés kapcsolódott. Ennek során sikerült a Kápolna- puszta környékén húzódó kis süllyedék szerkezeti jellegét Földtani környezet kimutatnunk, amely több érdekességet is magában foglal. Egyrészt, a hazai átlagos lehetõségekkel szemben becsül- Prepannóniai képzõdmények hetõ egy medence peremvetõjének oldalirányú és dõlés- menti elvetési összetevõje is. Másrészt igazolható a defor- A Kápolnapusztai-süllyedék tágabb környékének máció késõ-miocén vagy még fiatalabb kora. Hasonló alaphegységi rétegei a felsõ-triász Fõdolomit Formációba fiatal deformáció jelentõs szerepet játszott a Vértes más sorolhatók. A pados-vastagréteges vagy masszív dolomit- részeinek szerkezetfejlõdésében is. A süllyedék további ban helyenként algagyepek is felismerhetõk. A terület érdekessége, hogy egy egységes lepusztulási felszínt dara- északnyugati csücskében megjelenik a Dachsteini Mészkõ bol fel. A felszínen megmaradt üledékroncsokból annak Formáció és annak a Fõdolomit felé való átmeneti tagoza- története nagy vonalakban összeállítható. Ugyanakkor, ez ta (Fenyõfõi Tagozat) (2. ábra). a felszín a deformáció szempontjából referencia-síknak A vizsgált területen és közvetlen környékén a mezo- tekinthetõ, mivel a deformáció után már alig változott. zoikumra egykor egységesen középsõ-eocén képzõd- A Gánttól nyugatra elhelyezkedõ Kápolnapuszta mények települtek, melyeknek ma már csak néhány környékén az alaphegységre települõ — a leírásokban eróziós roncsként megmaradt feltárása ismert. Gánt felsõ-pannóniaiba sorolt — rétegsort az 1979-es bauxitku- környékén bauxit (Gánti F.), majd csökkentsósvízi-se- tató fúrások tárták fel (SZÕTS, KNAUER 1979). A most folyó kélytengeri fedõrétegek jelennek meg. A Gánti Formá- térképezés néhány felszíni feltárást mutatott ki, valamint cióhoz sorolhatók azok a kisméretû, bauxit, bauxitos

1. ábra. A Vértes digitális domborzati modellje (HM Térképészeti Kht., DDM-10 alapján). A hegység magasabb része egy lapos lepusztulási felszínnek felel meg, amely enyhén délkeletre dõl. A Gánti-süllyedék keleti peremvetõje ezt a felszínt elveti. A keret a 2. ábra helyét jelöli. A jobb felsõ térkép a Vértes helyzetét mutatja. A térkép peremi jelek az EOV koordinátákat jelzik Figure 1. Digital elevation model of the Vértes Hills (on the base of DDM-10, HM Térképészeti Kht., Budapest). The highest parts of the hills represent a flat denudation surface, which is dipping gently to the SE. The boundary fault of the Gánt Depression displaces the surface. Square shows the location of Figure 2. Inset shows location of the Vértes Hills. Ticks on map boundary correspond to Hungarian grid EOV A kápolnapusztai késõ-neogén–negyedidõszaki(?) pull-apart süllyedék rekonstruálása … 285

2. ábra. A Kápolnapusztai-süllyedék környékének földtani térképe, PEREGI ZS., FODOR L. és CSILLAG G. térképezése alapján, a negyedidõ- szaki képzõdmények elhagyásával. Összehasonlításként feltüntettük BURCHFIELD, STEWART (1966) pull-apart medence modelljét, amelyre a süllyedék nagymértékben hasonlít. A töréses elemek közül a medencétõl távolabbiak eltérõen vannak jelölve („egyéb vetõ”), némelyikük pan- nóniainál sokkal idõsebb is lehet. Némelyik medencerészbõl a pannóniai–pliocén(?) üledék már kipusztult, de egykor megvolt. A fúrásoknak csak számait tüntettük fel, jelük mindenütt Gp (lásd 5. ábra). A szelvények az 5. ábrán láthatók Figure 2. Geological map of the surroundings of the Kápolnapuszta Depression, after the mapping of ZS. PEREGI, L. FODOR and G. CSILLAG, without Quaternary formations. In the right upper corner the simple model of pull-apart basins is presented after Burchfield, Stewart (1966) to emphasize its similarity to the study area. The faults farther from the depression have different sign (“other fault”); some of them could be older than late Miocene (Pannonian). Pannonian–Pliocene(?) sediments were eroded from some parts of the depressions, these areas are also indicated. Only numbers of boreholes are indicated, their signs are always Gp (see Figure 5). Sections are shown on Figure 5 agyag, bauxit kötésû konglobreccsa elõfordulások, lejtõjén jelennek meg (2. ábra). A mészkõ felõrölt bio- melyeket Kápolnapusztától nyugatra, délnyugatra tárt klasztokból áll és változó mennyiségben tartalmaz nagy- fel a térképezés (2. ábra). A terület északnyugati részén foraminiferát. A helyrõl helyre változó karbonátos a mezozoos karbonátokra a közvetlen aljzat anyagából rétegsorok kissé eltérõ üledékképzõdési környezetben, származó breccsa vagy konglomerátum települ enyhén tagolt paleomorfológiájú tengerfenéken kelet- vékonyan, gyakran lencsésen kiékelõdve. A karbonátk- keztek (PÁLFALVY 2003). lasztok és néhány helyen a kalcitklasztok fúrókagylók A pannóniai sorozat feküje töredezett triász dolomit. tevékenységének nyomát viselik. Idõsebb képzõd- Néhány fúrásban bauxitos agyag, vörösagyag települ a mények hiányában, pl. Kápolnapuszta mellett a Szõci triászra, amit a fúrások értékelõi krétának tartottak (pl. Mészkõ Formáció adja a megmaradt alsó (és helyileg Gp–351, –389). mai értelemben ezek a rétegek esetleg a legidõsebb) eocén képzõdményt. A Szõci Formáció na- Gánti Formációba sorolhatók ugyan, de valószínûbb, hogy gyobb, összefüggõ foltjai Kápolnapusztától ÉNy-ra, a vagy annak áthalmozott anyagáról, vagy miocén mál- Vendel halála platón, illetve attól még északabb-ra, a ladékról, a Vöröstói Formációhoz hasonlítható képzõd- legmagasabb helyzetû platón és a Vértes északnyugati ményrõl van szó. 286 FODOR LÁSZLÓ et al.

Késõ-miocén–pliocén(?) rétegek globreccsa, bauxitos agyag és bauxitos kötésû breccsa apró kibúvásait rögzítette, amelyek a tönkfelszínre települ- A Kápolnapusztai-süllyedék pannóniai képzõdményei nek (3. ábra). néhány kis kibúvástól eltekintve csak archív fúrásleírások- A lepusztulási felszínt a süllyedéktõl délre több ponton ból ismertek. A rétegsorok újraértelmezése a jelenlegi felsõ-pannóniai üledékroncsok is lefedik. Sekélyfúrások térképezési program keretében folyik. Az eddigi ered- alapján, a tágabb környezetben a késõ-miocén–pliocén(?) mények alapján a vizsgált területen két kifejlõdés külön- Vértesacsai Formáció vékony roncsai is ismertek, a fel- böztethetõ meg, amelyek elhatárolása igen bizonytalan. színre, annak sekély, lapos mélyedéseibe települve. Az alsó, szenes agyag, lignitrétegeket is tartalmazó Ugyanakkor a Kápolnapusztai- és a Gánti-süllyedékben a homok, finom homok, aleurit összlet a Tihanyi Formá- pannóniai–pliocén(?) rétegsor (szerkezetileg lezökkenten) cióba sorolható: Gp–335, 5–21,7 m; –336, 6–38,5 m; részben megõrzõdött, feltételezhetõen a lepusztulási felszín –407, 3,0–14 m; –408, 1–16,0 m; –409, 0,3–41,4 m; –410, feletti helyzetben (3. ábra). Így tehát az eocén üledék- 1,3?–23,0 m. Feltárt maximális vastagága 41 m. A leírások képzõdés után, a pannóniai üledékképzõdés elõtt számol- szenesedett növénymaradványokat, csökkentsósvízi molnunk egy vagy több lepusztulási eseménnyel. Ebben az luszkákat és Planorbis sp.-t említenek. idõintervallumban (eocén és pannóniai között) több lepusz- A medencében mélyült többi fúrás anyaga uralkodóan tulási és üledék-lerakódási folyamattal számolhatunk; az idõsebb pannóniai képzõdmények áthalmozódása során feltételezhetjük az infraoligocén denudáció hatását, a késõ- rakódott le. Ezeket a rétegeket a — Vértes elõterében, a oligocén üledékképzõdést és akár több kora- és középsõ- 2001–2002. évi földtani felvételezés eredményeként miocén eseményt is (KAISER, 1997). Mivel azonban a pan- definiált — Vértesacsai Formációba soroltuk (CSILLAG et nóniai talpfelszín alatt helyenként igen vékony eocén al. 2002, 2003). Az idesorolt képzõdmények színe álta- üledékfoszlányok is ismertek, ezért az oligocén–középsõ- lában sárga, barna, vörös, vagy lila, gyakran tarka. Szem- miocén lepusztulási folyamatok gyakorlatilag a kréta–kora- cseösszetételük ugyancsak igen változatos, az agyagtól a eocén tönkfelszínig hatoltak, azt jó részben exhumálták és néhány centiméteres kvarckavicsig, durva dolomit- csak kis mértékben alakították át (3. ábra). A kora-eocénig törmelékig minden frakció elõfordul. A fúrásokban feltárt kialakult tönkfelszín további lepusztulását legfeljebb 20 vastagsága max. 36 m. A leírások molluszkahéj-töredé- méterre becsüljük, ennyi lehet maximum egy eocénben még keket és gyakran limonitosodott növénymaradványokat meglévõ és a pannóniai elõtt gyökeréig lepusztított töbör említenek. magassága (3. ábra). Azokon a helyeken viszont, ahol az Érdemes megemlíteni, hogy a pannóniai üledékek fel- eocén üledék megmaradt a prepannóniai lepusztulási felszín színi elõfordulásait a medenceperemeken gyakran kovásan kevéssel a kréta tönkfelszín felett húzódik. kötött, jól kerekített kvarcitkavicsokból álló konglomerá- A pannóniai utáni (pliocén–negyedidõszaki) lepusz- tum építi fel, amelyek tömbjei a negyedidõszaki szélmarás tulás csak kis eocén és pannóniai roncsokat hagyott a ma- következtében csiszolt felszínûek. Ezek a kis elõfordulá- gasabb platódarabokon, míg a lesüllyedt medencébõl nem sok kõzettanilag a Kállai Formációhoz hasonlítanak, de hordta ki a vastagabb pannóniai és vékony eocén soroza- esetleg a Vértesacsai Formációba is tartozhatnak. tot, így ott a prepannóniai lepusztulási felszín megmaradt, bár közvetlenül nem látható (3. ábra). Valószínû azonban, hogy a platókon ma felszínen lévõ triász kõzetek tetejét ez A süllyedék környékének összetett a lepusztulási fázis már nem alacsonyította lényegesen, lepusztulási felszíne hiszen ahhoz elõször az összes eocén és pannóniai foltot el kellett volna tüntetni. A pliocén végén, a negyedidõszak- A süllyedék két oldalán morfológiai plató található. A ban fõleg a platót feldaraboló völgyek bevágódásával szá- platót változó mértékben tagolják a mai völgyek, helyen- molhatunk, ennek vertikális nagysága eléri a 100–120 ként csak a csúcsok, gerincek tetõszintje jelöli az egykori métert. A közeli völgyek között a keskeny gerincek kissé felszínt. Valószínû, hogy a mai platóhoz közeli felszín a alacsonyodhattak a völgyoldali erózió hatására, de széle- középsõ-eocén tengerelöntés elõtt jött létre, s a plató sebb hátakon-platókon ez már nem lehetett jelentõs elsõdlegesen trópusi lepusztulás („tönkösödés”) ered- (3. ábra). A pannóniai utáni lepusztulás mértéke e platókon ménye, hasonlóan a Dunántúli-középhegység más terüle- nagyjából megegyezhet a pannóniai elõtti maximális mor- teihez (KAISER 1997). Megállapítható, hogy az eredeti fológiai különbséggel, amely szerintünk a 20 métert nem tönkfelszín a karbonátos kõzeteken trópusi karszt for- haladta meg. A felszínen helyenként meglevõ negyed- májában alakult ki. A kissé egyenetlen felszínbe sekély idõszaki fedõ, kolluvium, lösz vastagsága a 10 métert nem töbrök mélyedtek, ezek maximális mélysége azonban a 10 éri el, tehát a mai felszín a negyedidõszaki üledék métert nem haladja meg (FÖLDVÁRI 1933, MINDSZENTY et esetleges jelenléte ellenére sem tér el lényegesen (~10 al. 1989). A középsõ-eocén elõtti felszínt az eocén üledék- méternél jobban) a pannóniai talpfelszíntõl (prepannóniai fedõ több helyen megõrizte. Így pl. a gánti bányák lepusztulási felszíntõl). területén ez a felszín több külfejtésben is fel van tárva. A Mindezek alapján az a következtetés adódik, hogy a Kápolnapuszta melletti déli plató peremén, a Vendel ma látható lepusztulási felszín összetett eredetû. Alap- halálán és attól délre is a térképezés eocén mészkõ és kon- vetõen a kréta–kora-eocénben alakult ki, majd többször A kápolnapusztai késõ-neogén–negyedidõszaki(?) pull-apart süllyedék rekonstruálása … 287 the north-eastern boundary fault orzított, az egykori kréta vízszintes e. The dip degree of the Cretaceous e. eremvetõ, amelynek levetése DK felé Szõlõ-kõtõl induló északias lejtése, amely az exaggerated. Note the small changes of two e top surface of the inner ridges show a norther- énye. Aénye. kép készítésének helye a 2. ábrán látható radual decrease and overstepping of fault slip from ín kissé megváltozott az eredeti (kréta) felszínhez képest younger denudation surfaces with respect to the oldest one the northeastern to southern boundary fault. Location of photo is on Figure 2 NW–SE Panoramic view of the Kápolnapuszta Depression, from its southern margin (Photo of G. Csillag). Note changing height NW–SE Panoramic view of the Kápolnapuszta Depression, from its southern margin Model for the geomorphic evolution of the area along a theoretical NW-SE section, located west from the Kápolna-puszta–Gánt lin Model for the geomorphic evolution of area along a theoretical NW-SE ÉNy–DK-i irányú panorámakép a Kápolnapusztai-süllyedékrõl, déli perem mellõl (Csillag G. felvétele). Látható az északkeleti p AA morfológia fejlõdésének modellje ÉNy–DK-i egyszerûsített szelvényben, Kápolnapuszta–Gánt vonaltól nyugatra. szelvény erõsen t felszín háromszor jobban dõl (2,5° helyett 7,5°) és néhány morfológiai elem erõsen torzított. Afelszín háromszor jobban dõl (2,5° helyett 7,5°) és néhány morfológiai elem erõsen torzított. két fiatalabb lepusztulási felsz Figure 3. than in reality (7,5° istead of 2,5°) and some morphological elements are strongly paleohorizontal plane is three times larger 3. ábra. Figure 4. In the foreground th The main fault has a side branch near the Hoszú valley. scarp due to decreasing separation south-eastward. ly dip from the Szõlõ stone (Figure 2), opposite to main surface in background (which dips south-eastward). It is due g 4. ábra. elfogy. A elfogy. Az elõtérben látható a belsõ dolomithátak tetõfelszínének Hosszú-völgynél kisebb mellékvetõ csatlakozik a fõvetõhöz. általános trenddel ellentétes (ami délkeleti dõlés). Ez a változás peremvetõk fokozatos elfogyásának és átlépésének következm 288 FODOR LÁSZLÓ et al. exhumálódott (kitakaródott) és befedõdött. Az utolsó elõt- völgyoldalt jelentenek. E meredek lejtõk a negyedidõszak ti ilyen esemény a pannóniai elõtt következett be. Egyik során kissé lepusztult vetõletöréseknek (fault scarp) kitakaródási esemény sem volt azonban olyan erõs, hogy tekinthetõk. az eredeti tönkfelszínt jelentõsen módosítsa, attól 10–30 A terület fõ szerkezeti eleme egy ÉNy–DK-i csapású méternél jobban valószínûleg nem tér el. Éppen ezért törés, amely Szentgyörgypusztától délkeletre ismerhetõ fel munkánkban a továbbiakban (kissé pontatlanul) „pannon egyértelmûen. Itt néhány névtelen dombot felsõ-triász kar- talpként” említjük. E felszín jó közelítéssel használható a bonátok alkotnak (2. ábra). A dombok déli oldalán, délies pannóniai és azt követõ deformációk elemzésére, az dõléssel eocén Szõci Formáció települ. 300 méterrel DK elvetések nagyságának becslésére. felé, az eocén mészkövek ismét kibukkannak, ezúttal észa- kias dõléssel. A triász felé való rétegtani érintkezést fúró- kagylónyomos triász kõzetdarabok, illetve igen vékony Szerkezetföldtani megfigyelések helyi breccsa jelzik. A fõvetõ (eltolódás) mindkét elõfor- és értelmezés dulásnál a triász/eocén képzõdményhatárt látszólag job- bosan veti el, nagyjából azonos mértékben, 150, ill. 170 Szerkezeti, morfotektonikai leírás méterrel (2. ábra). A fõvetõhöz több kisebb vetõ csatlakozik, legyezõszerûen szétágazó módon. A lepusztulási felszínt ért regionális deformáció az Az eocén üledékektõl délkeletre a fõvetõ egy keskeny egész területre kiterjedõ KDK-i irányú kibillenés. A billen- nyergen vezet át, ahol kettéválik. A nyereg és a Gánt– tést valószínûleg a Gánti-medence keleti peremvetõje Mindszentpuszta erdészeti út közötti keskeny völgyben okozza, ettõl délkeletre ugyanis a billentett felszín már pannóniai finomtörmelékes sorozat (Tihanyi Formáció) nem jelenik meg. A billentés tengelyének csapása jelenik meg, tetején kaviccsal. Mivel a pannóniai egy 100 ÉK–DNy-i, ami a Kápolnapusztai-süllyedék környéki méternél keskenyebb völgy oldalában, topográfiailag a szintvonalak lefutásából adódik, és a domborzati modellen triász Fõdolomitnál lejjebb jelenik meg, így a triásszal is tükrözõdik (1. ábra). Ez a csapás nagyjából párhuzamos szerkezeti határa van. a gánti peremvetõvel, alátámasztva, hogy ez a szerkezeti Ezt a kissé szétágazó vetõrendszert a meredek lejtõk elem felelõs a billentésért. mentén jól lehet követni. A nyeregtõl mindkét ág kissé A billentés szöge 2,5–3º. Nincs kizárva, hogy ennek csapást változtat, KDK–NyÉNy felé, majd Kápolna- egy töredéke már az eocén alatt létrejött, mivel az eocén pusztánál ismét ÉNy–DK-i irányt vesznek. A délnyugati rétegsorok ÉNy felé fiatalabb taggal kezdõdnek. fõvetõ jobban hajladozik, a pusztától délre közel É–D-i Azonban, a billentés nagy része pannóniai utáni, mivel a irányt vesz, majd az Antal-árok torkolatánál egyesül a Ny DK felé dõlõ felszínen DK felé egyre alacsonyabb térszí- felõl húzódó déli fõvetõvel. Ez utóbbi több K–Ny-i nen jelennek meg a pannóniai üledék elsõ rétegei, mind a csapású, szétágazó majd összefonódó ágból áll, amelyek felszíni roncsokban, mind a Gánti-medence kiterjedtebb gyakran igen keskeny dolomitgerinceket fognak közre. A (felszín alatti) elõfordulásainál. Éppen a Gánti-medence déli peremvetõ a Szõlõ-kõtõl keletre szétágazik és több elõfordulásai miatt az is kizárható, hogy a dõlés éppen a ágban éri el a Gánti-medencét. Az egyik ág a Kápolna- lepusztulásból származó, eredetileg is meglévõ jellem- pusztára vezetõ út melletti sziklagerincet fogja közre, vonás lenne, azaz a felszín pl. hegylábfelszínként jött ennek oldalában a felszínen is megjelenik a pannóniai volna létre. Ekkor ugyanis a pannóniai rétegsor eltérõ homokkõ kisebb roncsa (2. ábra). tagjai fednék a pannóniai üledékképzõdés kezdetekor A szétágazó, majd újból összetartó vetõk között már meglévõ 2–3º-os felszínt és a dõlésiránnyal ellen- látható a Kápolnapusztai-süllyedék. Ennek központi tétesen (ÉNy felé) fiatalodnának is. Ilyen adat nincs bir- része összetetté válik az egykori erdészháznál és egy tokunkban. északi, kis vályúra, két központi belsõ hátra és a déli A Kápolnapusztai-süllyedék szerkezeti elemei a pan- nagyobb fõ medencére oszlik (2., 4. ábra). Az északi nóniai talpat közelítõ lepusztulási felszínt deformálják. vályúban igen vékony (5–15 m) pannóniai–pliocén(?) Egyértelmûen erre utal, hogy a süllyedék két oldalán a bil- üledék (Gp–351), a központi hátakon triász dolomit, a lentett lepusztulási felszín azonos magasságban van déli részen 20–40 méter vastag pannóniai–pliocén(?) (Béres-erdõ, Vendel halála). A felszín meglétére és eredeti üledéksor van (Gp–327). prepannóniai korára a bauxitos roncsok utalnak, akár ere- Mindhárom belsõ szerkezeti elemet a volt vadász- deti eocénnek, akár badeni–szarmata málladéknak, akár háznál és Kápolnapusztánál É–D-i vetõk metszik. Ezek a pannóniai áthalmozásnak tekintjük is ezeket. A pannóniai vetõk az északkeleti és délnyugati fõvetõhöz kapcsolód- egységes üledéktakaró meglétét igazolják a süllyedéktõl nak, azon túl már nem követhetõk. É–D-i vetõt délre említett pannóniai üledékroncsok (2. ábra), melyek azonosíthatunk a Gp–337 és –336 fúrások között, ahol a ~325 és ~280 méter magasságban jelennek meg az enyhén pannóniai–pliocén(?) rétegsor 35 méteres mai dõlõ felszínen. A vetõk következtében az egykor egységes vastagsággal megjelenik. Ezek az É–D-i vetõk lepusztulási felszín egyes elemei eltérõ magasságba kerül- határolják a központi árkot (5. ábra). Két kisebb vetõ tek. Köztük általában meredek lejtõk jöttek létre, amelyek között, a déli belsõ gerincen eocén mészkõ lezökkent a süllyedék felé néznek és nem csak egyszerûen eróziós roncsa található. A kápolnapusztai késõ-neogén–negyedidõszaki(?) pull-apart süllyedék rekonstruálása … 289

5. ábra. Földtani szelvények a Kápolnapusztai-süllyedéken keresztül, magassági torzítás nélkül. A pre-pannóniai lepusztulási felület alapján az elvetés dõlésirányú összetevõje maximum 130–150 méter. A rövidebb szelvény központi árkában a deformáció a peremvetõkre koncent- rálódik, míg a hosszabb szelvényen, a belsõ hátak mentén több vetõzónára oszlik. A szelvények helye a 2. ábrán látható Figure 5. Cross sections across the Kápolnapuszta Depression without vertical exaggeration. The pre-Pannonian denudation surface represents the marker for along slip separation, which reaches 130–150 m maximum. The shorter section shows concentrated deformation in the central graben while it is more distributed across the inner ridges. Locations see on Figure 2

A sztereogramok kiértékelése A törések szinte kizárólag kõzetrések, igen ritkák a törési zónák és összesen csak 4 karcos vetõ került elõ. A triász és eocén feltárásokban sok, töréses szerkezeti Utóbbiak alátámasztják a süllyedék északi és déli elemet és dõlésadatot mértünk a süllyedék peremén és peremvetõinek jobbos kinematikáját. A számított K–Ny-i környékén. A triászban mért dõlések egy ÉNy–DK-i húzás és É–D-i maximális vízszintes feszültségtengely jó irányú kompresszióra utalnak, akár figyelembe vesszük a összhangban van a süllyedék pull-apart jellegével (6/d. bizonytalan DK felé dõlõ adatot, akár csak a különféle ábra). Ezt erõsíti a Gánti-medence peremén mért törések- szögben ÉNy felé dõlõkre támaszkodunk (6. ábra). A bõl számolt feszültségtér is (6/h ábra). gyûrõdés a Dunántúli-középhegység szinklinális A triászban mért kõzetrések nagy része csak feltétele- szerkezetével egykorú, a krétában jött létre (TARI 1994). sen sorolható be valamilyen feszültségtérbe, és nehezen Az eocén dõlésértékeibõl nem olvasható ki egyértelmû korolható (6/b, c ábra). A peremvetõkhöz való fizikai kö- deformációs trend, mivel változatos irányt mutatnak (6/e zelség miatt a kõzetrések egy része a süllyedék kialakulá- ábra). sával lehet egyidõs. Ugyanakkor, nem lehetséges a teljes 290 FODOR LÁSZLÓ et al.

6. ábra. Töréses szerkezeti elemek a Kápolnapusztai-süllyedék környékén. A–D), H) triászban mért adatok; E–F) eocénben mért adatok; G) kréta–eocén kalciterek adatai. A) a triász dolomit középsõ-kréta gyûrõdéséhez tartozó rétegpólusok és kõzetrések mutatja, amelyek az eocén rétegekben (E) már nem tapasztalhatók; B) ismeretlen korú kõzetrések (jura–kora-kréta vagy késõ-miocén); C, D, H) és részben F) a késõ- miocéntõl máig tartó transztenzió töréseit mutatják, amelyek a pull-apart süllyedéket okozták. H) adatai a Gánti-süllyedék keleti peremérõl származnak és jelzik, hogy a posztpannóniai transztenziós deformáció elterjedése jelentõs. Alsó félgömb vetület, Schmidt háló Figure 6. Brittle structures measured in the study area. A–D), H) data measured in Triassic; E–F) data from Eocene rocks; G) data of Creta- ceous–Eocene calcite veins. A) poles and joints related to folding of Triassic probably during the mid-Cretaceous, which is not detected in the Eocene beds; B) shows joints of unknown age (Jurassic–Early Cretaceous or late Miocene); C, D, H) and partly F) show joints, faults probably related to late Miocene to recent transtension, which led to the pull-apart depression. Data of H) are dervide from the eastern margin of Gánt Depression and indicate wider distribution of post-Pannonian transtensional deformation. Lower hemisphere projection, Schmidt net. szétválasztás korábbi, hasonló feszültségterû deformációs tartozhatnak, besorolásuk bizonytalan. A területen mért fázisoktól. kréta–kora-eocén kalcittelérek ÉNy-DK-i csapásúak, és Megjelenik egy másik feszültségtér hatása is, ami talán ÉK–DNy-i húzásra keletkeztek. Ugyanakkor DK–ÉNy-i tenzió lehet (6/b. ábra). A terepi megfi- KERCSMÁR (2004) tatabányai megfigyelései azt gyelések szerint a kõzetrések egy része biztosan billen- mutatják, hogy a kalciterek szerkezeti értelmezése tett, vagyis a gyûrõdés elõtti, jura–kora-kréta lehet, míg összetett. más részének kora kérdéses, akár késõ-miocén is lehet. Az eocénben mért kõzetrések bármelyik feszültségtérbe A kápolnapusztai késõ-neogén–negyedidõszaki(?) pull-apart süllyedék rekonstruálása … 291

Az elvetés mértéke Az elvetés vízszintes mértékét egy törészóna és két képzõdményhatár is mutatja. Az északi peremvetõ A peremvetõk elvetésének mértékére jól meghatározott (eltolódás) mentén, a Köves-völgytõl északra kitérképez- értékekkel rendelkezünk. Igaz ez az elvetés függõleges és hetõ volt a triász (meszes) dolomit valamint eocén brecs- kivételesen vízszintes összetevõjére is. A függõleges elve- csa és mészkõ határának elvetése (2. ábra). Az eredeti tést a pannóniai elõtti denudációs felszín (billentett plató) és rétegtani érintkezés üledékes jellegét fúrókagylók annak medence alatti folytatása, vagyis a pannon talpfelszín bizonyítják. Csapásban még tovább 300 méterre ÉNy-ra, elvetése adja. A szelvények, fúrási adatok szerint a medence egy másik eocén–triász üledékes érintkezés is elvetett. A belsejében a levetett pannóniai talp felszíne nem egyenletes két érintkezési felület felett az eocén dõlése ellentétes, a a tagoló szerkezeti elemek miatt. A süllyedéktõl nyugatra, a délinél északnyugati, az északinál pedig délies. Elvileg Vendel halála platón levõ 380 m magas felszín a nyugati normál elvetés is okozhatja egy képzõdményhatár lát- peremvetõ-zóna mentén elõször a felszíni 280 méterre, majd szólagos jobbos elvetését. Ha azonban két közeli helyen a központi árokban +250–230 méterre süllyed (30–50 mé- az elvetett határ (és a felettük települõ rétegek) dõlései terrel a mai felszín alá; Gp–336: 245 m, Gp–410: 230 m) (5. ellentétesek, akkor egy normálvetõ ellentétes irányú lát- ábra). A teljes, 135–150 méteres elvetésen belül, a perem- szólagos eltolódást hozna létre. Mivel nem ez a helyzet, vetõ-zóna kisebb ágai között levõ eocén roncs elvetése az elvetés mindkét határnál jobbos, az elmozdulásnak mintegy 20–30 méter a Vendel halálán levõ felszínhez mindenképpen alapvetõen eltolódásos jellege volt, habár képest. A pannóniai talpfelszín a központi árokból ismét a kisebb normál összetevõ nem teljesen kizárt. Az elvetés plató 360–370 méteres magasságára ugrik. A központi árok- északon 140–160, délen 170 méter, a két érték a tól keletre, a belsõ hát tetõszintjének eléréséhez nagyjából térképezési pontosságon belül egyezik. 80 méteres függõleges elvetési összetevõ szükséges (5. A süllyedék középsõ-északi részén mindkét oldalon ábra). Az itteni belsõ vetõzóna mintegy 20 méteres lépcsõjét megjelenik egy 100 méternél keskenyebb zóna, amelyben a Szõci Mészkõ kis elõfordulása mutatja, ami a pannóniai a triász dolomit 55–80° meredeken dõl északnyugat felé talpfelszín közvetlen feküjének tekinthetõ. (7. ábra). Annak alapján, hogy ez a dõlés az átlagosnál A süllyedéktõl délre, 325 méter magasan megjelenik (20–45°) jóval nagyobb és a környéken sehol nem fordul ugyanaz a kvarckavicsos homokkõ, amely a kápolnapusz- elõ, a zónát egyértelmû markerként foghatjuk fel. Mivel a tai vadászház mellett is kibukkan levetett helyzetben. A Vendel halálánál a meredek triász rétegeket a középsõ- kettõ között húzódó déli fõvetõ mentén mintegy 90 eocén elõtti eróziós felszín lenyesi, ezért a kibillenés ennél méteres elvetésre következtethetünk a 330 méteres felszíni korábbi. Az átlaghoz képest plusz kibillenés redõzõdés, és a 240 méteres, Gp–327-es fúrásbeli pannóniai talp nem azonosított rámpa-rátolódás, kink-szerû redõ vagy között (2. ábra). egy ÉK–DNy-i csapású törés miatt jött létre a krétában. A A süllyedék délkeleti részén, az egykori prepannóniai dõlésadatokból sejthetõ ÉK–DNy-i tengelyû redõ bárme- lepusztulási felszín segítségével követhetõ az ÉK-i lyik megoldást megengedi, de valószínûleg ÉNy–DK-i peremvetõ elvetésének csapásmenti változása. A prepan- kompresszióra utal (5. ábra). A meredek dõlésû szerkezeti- nóniai felszín a medencén kívül DK felé, a belsõ hátakon leg kiemelt zóna elvetése 50–100 méter között változhat, a ÉNy felé dõl, így különbségük DK felé csökken. Az észa- bizonytalanság a zóna határának és pontos csapásának ki vályú talpa szintén ÉNy felé dõl, így a Gp–351-es fúrás- ismeretébõl adódik. nál már csak 70–80 méter elvetés mutatkozik az egykor Az északi peremvetõ jobbos elvetésének a Kápolnapusz- egységes felszín darabjai között. Bár az elvetés a Hosszú- tai-süllyedék felé mutatkozó csökkenése logikus a perem- völgynél csatlakozó segédvetõ miatt kissé ismét nõ, de a vetõk mozgástípusa (kinematikája) szempontjából. A kisebb Szõlõ-kõ táján már csak 10–20 m. Ez úgy értelmezhetõ, értéket mutató marker (meredek triász rétegek) ugyanis hogy az északi vályút csuklós vetõ választja el az észak- abból a szakaszból származnak, ahol már a normál elvetési keleti morfológiai platótól (Béres-erdõ); a fõvetõ elvetése összetevõ is megjelenik. Azt is meg kell jegyezni, hogy az fokozatosan csökken DK felé (4. ábra). elvetés függõleges összetevõje itt még csak 60–80 m körüli Ezzel szemben, a süllyedék déli peremvetõje jelentõs és csak kissé keletre nõ 130–150 méterre. Feltételezhetõ, elvetéssel rendelkezik, ami a Gánti-medence felé még hogy ezen a helyen, a központi árokkal szemben a jobbos növekedhet is. Ez az elvetésben mutatkozó geometria tel- elvetési összetevõ még kisebb lehet. Azaz, az eltolódás jesen megegyezik az elméletileg várt és terepen sokszor fokozatosan normál-jobbos, majd jobbos-normál mozgásra észlelt jelenséggel, amely vetõk elvégzõdésénél, illetve változik, miközben a vetõ is kismértékben kanyarodik. átlépésénél lép fel (PEACOCK,SANDERSON, 1994). Ugyanis a vetõ vége felé a levetett szárnyon, illetve két átlépõ vetõszakasz között pedig az átfedés zónájában az eredeti- A medence típusa — összevetés az egyszerû leg vízszintes marker (lepusztulási felszín) enyhén a vetõ pull-apart modellel közepe felé billentett, mivel ott a legnagyobb az elvetés. Az elvi geometriát Kápolnapusztánál a keleti és déli A peremvetõk eltolódásos, illetve jobbos-normál fõvetõk közötti elemek kissé bonyolítják, de lényegesen mozgástípusa, valamint a kis süllyedék rombusz alakja nem módosítják. igen hasonló a Kaliforniából leírt „klasszikus” pull-apart 292 FODOR LÁSZLÓ et al.

Egyéb töréses szerkezetek és kapcsolatuk a süllyedék környezetével

A Kápolnapusztai-süllyedéktõl északra további törések jelennek meg a fõvetõkkel azonos csapásban. Azonban itt a triásznál fiatalabb üledékek hiánya nehezebbé teszi a mozgások nagyságának és korának meghatározását. Azonban a pannóniai elõtti lepusztulási felszín néhány esetben biztosan deformált, így a töréses elemek egy része biztosan olyan fiatal, mint a Kápolnapusztai-süllyedék esetében. Így az északi fõvetõvel párhuzamosan az erdészeti út mentén egy olyan eltolódás lép fel, amely pan- nóniai üledék kis roncsát veti el, az út hajszabarnai elágazásánál. Ez a segédvetõ egyesül a Kápolnapusztai- süllyedék északkeleti peremvetõjével. A nagyobb süllye- dékhez hasonló, rombusz alakú kis bemélyedés található a Cseresznyés-árok mentén. A Gp–318-as fúrás szerint mintegy 10 méter mélységig Vértesacsai F. tölti ki. E kis bemé- lyedés is a fõ süllyedékhez hasonló pull-apart felszakadás 7. ábra. Közel függõleges triász dolomitrétegek a süllyedék észak- lehet, normál-jobbos peremvetõkkel. A déli fõvetõ és a keleti peremén. A 100 m széles sávban megjelenõ meredek dõlésû test a süllyedék mindkét oldalán megjelenik és az északi peremvetõ Gánti-süllyedék között szintén megjelenik egy kisebb pull- elvetését adja meg. A fénykép helyét a második ábra jelzi apart leszakadás, amiben ma már nincs pannóniai üledék. Figure 7. Steeply dipping Triassic dolomite beds at the northeastern Hasonló irányú és jobbos-normál kinematikájú vetõk a margin of the Kápolnapuszta Depression. The anomalously steep gánti bauxitfejtésekben is megjelennek, mint a legutolsó beds represent a 100 m wide marker for the horizontal displacement mozgásfázis (MINDSZENTY és FODOR, 2002). A közel of the northern boundary fault. Location of the photo is on Figure 2 K–Ny-i tágulásos feszültségtér lehetett a felelõs a gánti peremvetõ normál mozgásáért is. A fenti adatok egy medencéhez (BURCHFIEL, STEWART, 1966), valamint több egységes deformációs mintát mutatnak a Vértes középsõ más helyrõl leírt pull-apart süllyedékhez (HEMPTON, területén, amely mindenhol a legfiatalabb, pannóniai– DUNNE 1984). Úgy véljük, a Kápolnapusztai-süllyedék pliocén, esetleg negyedidõszaki(?) korolással rendelkezik egy ilyen, kezdeti fázisban látható eltolódásos medence. (FODOR et al. 2004). Az egyszerûsített modellhez képest a kápolnapusztai példában a központi árok jelenti a pull-apart süllyedéket, amely a két átlépõ eltolódás között van (2., 8. ábra). Az A képzõdés kora északnyugati kis nyúlvány megjelenése logikus, hiszen a peremi eltolódás nem hirtelen vált át a központi árok Az elmozdulások az elvetett eocén bázisképzõdmé- peremvetõjére, hanem fokozatosan. A keleti belsõ hátak és nyek miatt biztosan fiatalabbak az eocénnél. A jól felis- kis északi árok az egyszerû modellben szintén nem jelenik merhetõ pannóniai talpfelszín rekonstruálható elvetése meg. A vértesi esetben az történhetett, hogy az északkeleti csak a pannóniai alatt vagy késõbb következhetett be. A peremvetõ elvetése nem fogyott el teljesen a központi pannóniai–pliocén(?) képzõdményeket illetõen a helyzet árokig, azaz az eltolódásos elvetés nem tevõdött át teljesen nem ilyen egyértelmû. A pannóniai elõtti, alatti és utáni a déli peremi eltolódásra, hanem az északkeleti ág is deformációként egyaránt értelmezhetõ a süllyedék tovább folytatódott kelet felé. Az eltérések ellenére, a kialakulása. Kápolnapusztai-süllyedék pull-apart medencének tekint- Lehetséges, hogy a pannóniai elõtti lepusztulási felszín hetõ (8. ábra). közvetlenül a pannóniai üledékek lerakódása elõtt defor- Az ilyen típusú medencék fejlõdési sorba rendezhetõk málódott. Ebben az esetben a deformáció nem elõzhette (AYDIN, NUR 1982; MANN et al. 1983). Minél nagyobb az meg idõben jelentõsen a pannóniai üledékképzõdést, a le- elvetés, a medence annál szélesebb lesz, míg végül a leg- pusztítási folyamatok ugyanis eltüntették volna az egyenes, nagyobb elmozdulásoknál, a Kajmán-árokban még az éles medenceperemeket. Az is lehetséges, hogy az óceáni kéreg is megjelenik. A Kápolnapusztai-süllyedék a üledékképzõdés alatt indult meg a medenceperemi vetõk központi árokra merõlegesen eléggé keskeny, tulajdonkép- mozgása. A mai morfológia vetõkkel ellenõrzött egyes ele- pen az eltolódások kezdeti fejlõdési stádiumában megje- meinek (meredek lejtõk) meglétére utal az a tény, hogy lenõ szakításos repedés térképi méretû megfelelõje néhány durvább kavicsos kibukkanás a mai meredek lejtõk (HEMPTON, NEHER 1986). Így ebbõl a megfontolásból is az (erodált vetõk) mentén jelenik meg. Az esetleg meglevõ, adódna, hogy még a fejlõdés kezdeti stádiumában van. Ezt nem túl magas medenceperemi morfológia ellenére a pan- alátámasztja a peremvetõ kis mértékû igazolt jobbos nóniai üledékképzõdés egy olyan csendes, gyakran hul- elvetése is. lámzás-mentes környezetet (öblöt) tételezhetünk fel, A kápolnapusztai késõ-neogén–negyedidõszaki(?) pull-apart süllyedék rekonstruálása … 293

8. ábra. A Kápolnapusztai-süllyedék egyszerûsített térbeli modellje a típusos pull-apart medencéhez hasonlítva (felsõ ábrarész). A helyi bonyolító elemek ellenére a vizsgált terület ilyen típusú süllyedéknek felel meg Figure 8. Simplified three-dimensional model of the Kápolnapuszta Depression, compared to a simple pull-apart basin (upper part). Despite local complexities, the study area corresponds to this type of depression amelyben jórészt finomszemû üledékek (agyag, kõzetliszt) nak és jórészt utólagos deformáció miatt jött létre. A pannó- keletkeznek, és a környezetbõl növénymaradvány sodró- niai–pliocén(?) alatti illetve utáni mozgás arányát nehéz dott az üledékgyûjtõbe. A rétegsor felsõbb részének, a becsülni. Mindenestre, a meglévõ helyi dolomitos dur- Vértesacsai Formációnak a lerakódása szárazföldi vatörmelék ellenére, valószínûbb, hogy a mozgás nagyobb környezetben, folyóvízi lehordás, felszíni leöblítés követ- része az üledékképzõdés után történhetett. keztében történt. Ekkor könnyebben elképzelhetõ az A posztüledékes mozgások korának kérdését bizonyta- üledékképzõdés alatti mozgás, mivel a pannóniai–plio- lansággal terheli az ún. Vértesacsai Formációba tartozó cén(?) agyagba helyenként szögletes dolomittörmelék képzõdmények esetleg részben, vagy teljes egészében települ. A kavicsanyagban is megjelenik a dolomit, egy-két fiatalabb, pliocén kora is. Ha e felsõ formáció valóban helyen (Gp–327) akár 50%-os részaránnyal is. Ez legalább- pliocén korú, akkor a posztüledékes deformáció kora csak is enyhe háttér-morfológiára utal, kézenfekvõ a mai lejtõk késõ-pliocén–negyedidõszaki lehet. Ha a formáció még a alacsonyabb elõzményeinek meglétére gondolni. Ilyen miocén legvégén rakódott le, akkor a posztüledékes törmelékes betelepülések gyakoriak az aktív pull-apart mozgásokra több idõ marad, megkezdõdhetett már a medencék peremén (MCLAUGHLIN, NIELSEN 1982; miocén legvégén, felölelhette a pliocén teljes hosszát és HEMPTON, DUNNE 1984). esetleg a negyedidõszakot is. Ha csak közvetlen pannóniai elõtti vagy alatti deformá- cióval számolnánk, akkor a mai morfológia nagyjából megfelelne a pannóniai–pliocén üledékképzõdés alatti mor- Következtetések fológiai helyzetnek. Ekkor azonban nehéz lenne megmag- yarázni a kvarchomok és fõleg a kvarckavics megjelenését A Kápolnapusztai-süllyedék ÉNy–DK-i csapásban süly- egy olyan zárt öbölben, mint amilyen a mai morfológiai lyedt be egy 2–3º-kal DK felé billentett, összetett eredetû mélyedés. Ráadásul, az öböl és a nagyobb Gánti-medence lepusztulási felszínbe. Az egykor egységes lepusztulási fel- kapcsolata ma nem is látható és csak egy keskeny „nyak” színt utoljára legalább 130 m pannóniai–pliocén(?) üledék- mentén valósulhatott meg. Valószínûbb, hogy a kvarc- sor fedte be, de ennek nagy része ma már kihordódott a homok egy széles, egységes víztestben rakódott le, ahol a medencébõl. A lepusztulási felszín ma már jórészt exhumált part menti áramlások könnyebben szállíthatták a homok- és állapotban van, és a süllyedék melletti kiemelt platókat al- kavicsszemcséket. Úgy véljük, hogy a dolomitlejtõk közé kotja. A felszín jelentõsége, hogy segítségével meghatároz- szorított, keskeny sávban megjelenõ pannóniai elõfordulá- hatjuk az elvetés függõleges összetevõjét és posztszarmata sok mai geometriája nem felel meg a pannóniai morfológiá- korát még akkor is, ha az üledéksor lepusztult róla. 294 FODOR LÁSZLÓ et al.

Mivel az elvetés vízszintes összetevõjére is több mar- normálvetõt, ill. ÉNy–DK-i normál-jobbos eltolódást ho- kerrel rendelkezünk, így a peremvetõk kinematikája meg- zott mûködésbe a tágabb környezetben. Ez a fiatal, pliocén határozható még a karcos vetõk hiányában is. A KDK– vagy negyedidõszaki deformáció a Vértes nagy részén és NyÉNy és É–D-i csapás között változó, hajladozó, el- keleti elõterében fontos szerepet játszott. ágazó-összekapcsolódó peremvetõk északon és délen in- kább jobbos eltolódásos, középtájon jobbos-normál moz- gástípussal jellemezhetõk. A kinematika és vetõgeometria Köszönetnyilvánítás alapján a süllyedék kezdeti fejlettségû pull-apart medence. A klasszikus modelltõl eltérõen, a kápolnapusztai központi A kutatást Müller Pál T032866 számú és Fodor László ároktól DK-re több kisebb morfotektonikai elem bonyo- T29798 és T42799 számú OTKA pályázata támogatta. lítja a süllyedék geometriáját. Fodor László a kutatás alatt a Magyar Tudományos A deformáció a késõ-miocénben, az üledékképzõdés Akadémia Bolyai János ösztöndíjasa volt és egyben alatt már kismértékben megkezdõdhetett, de fõ ideje élvezte az amszterdami Vrije Universiteit vendégszeretetét a pliocénben volt, esetleg a negyedidõszakra is át- és ISES programjának támogatását. A rajzok elkészítésé- húzódott. ben Branner Lászlóné, Galambos Csilla és Paulheim A vetõket és a süllyedéket K–Ny-i húzás hozhatta létre. Gáspár segített. A lektorálásért Kaiser Miklóst illeti Ez a feszültégtér számos töréses elemet, É(ÉK)–D(DNy)-i köszönet.

Irodalom — References

AYDIN, A., NUR, A. 1982: Evolution of pull-apart basins and their HEMPTON, M. R., NEHER, K. 1986: Experimental fracture, strain scale of independence. — Tectonics 1, pp. 91–105. and subsidence patterns over en echelon strike slip faults — BURCHFIEL, B.C., STEWART, J.H. 1966: Pull-apart origin of the implications for the structural evolution of pull-apart basins. central segment of Death Valley, California. — Bulletin — Journal Structural Geology 8, pp. 597–605. Geological Society of America 77, pp. 431–442. KAISER M. 1997: A geomorphic evolution of the Transdanubian CSILLAG, G., FODOR, L., PEREGI, ZS., ROTH, L., SELMECZI, I. Mountains, Hungary. — Zeitschrift für Geomorphologie 2002: Pliocene–Quaternary landscape evolution and defor- Supplement Band 110, pp. 1–14. mation in the Eastern Vértes hills (Hungary): The heritage KERCSMÁR ZS. 2004: A tatabányai vöröskalcitok szerkezetföld- and reactivation of Miocene fault pattern. — Proceedings tani jelentõsége, Keselõ-hegy. — Magyar Állami Földtani of the XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological Intézet Évi Jelentése 2002. évrõl. Association, Bratislava, September 1–4, 2002, Geologica MANN, P., HEMPTON, M. R., BRADLEY, D. C., BURKE, K. 1983: Carpathica 53, special issue, pp. 206–208. Development of pull-apart basins. — Journal of Geology 91, CSILLAG G., SELMECZI I., SÜTÕ-SZENTAI M. 2003: Stratigraphic pp. 529–554. studies in the Upper Miocene of the South-Eastern foreland MCLAUGHLIN, R. J., NILSEN, T. H. 1982: Neogene non-marine of the Vértes Mountains. — 6. Magyar Õslénytani sedimentation and tectonics in small pull-apart basins of the Vándorgyûlés, Zirc, Program, elõadáskivonatok, kirán- San-andreas fault system, Sonoma county, California. — dulásvezetõ, Poszter Sedimentology 29, pp. 865–876. FODOR L. 2002: A szerkezetfejlõdés fõ vonásai a Vértesben. — A MINDSZENTY, A., SZÕTS, A., HORVÁTH, A. 1989: Excursion A3: Magyarhoni Földtani Társulat Vándorgyûlése, Bodajk, Karstbauxites in the Transdanubian Midmountains. — Elõadáskivonatok, p. 25. In: CSÁSZÁR G. (szerk): Excursion Guidebook IAS 10th FODOR L., CSILLAG G., RÓTH L. PEREGI ZS., SELMECZI I. 2002: Regional Meeting, Budapest. Budapest, pp. 11–48. Szerkezetalakulás, üledékképzõdés, felszínfejlõdés a késõ- PÁLVALVY S. 2003: Vörösalgás mikrofáciesek a várgesztesi miocénben és a negyedidõszakban a Vértesben és délkeleti középsõ-eocén Szõci Mészkõben. — 6. Magyar Õslénytani elõterében. — A Magyarhoni Földtani Társulat Vándor- Vándorgyûlés, Zirc, Program, elõadáskivonatok, kirán- gyûlése, Bodajk, Elõadáskivonatok, p. 22. dulásvezetõ, pp. 23–24. FODOR, L., CSILLAG, G., NÉMETH, K. BUDAI, T., CSERNY, T., PEACOCK, D. C. P., SANDERSON, D. J. 1994: Geometry and MARTIN, U., BREZSNYÁNSZKY, K., DEWEY, J.F. 2004: Tectonic Development of Relay Ramps in Normal Fault System. — development, morphotectonics and volcanism of the AAPG Bulletin 78, pp. 147–165. Transdanubian Range and Balaton Highland: a field guide to SZENTES F., BÖJTÖSNÉ VARRÓK K. 1965: Tatabánya, 1:200 000-es the workshop on “Application of GPS in plate tectonics, in földtani térkép. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. research on fossil energy resources and in earthquake hazard SZÕTS A., KNAUER J. 1979: A Vértes-hegység délnyugati részé- assessment” — A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi nek bauxitkutatási programja. Elõkutatás. Felderítõ kutatás. Kiadványa (Pusztavám, Mór, Csákberény, Gánt). — Kézirat, Országos FÖLDVÁRI A. 1933: A Dunántúli-középhegység eocén elõtti Földtani és Geofizikai Adattár, T. 17965. karsztja. — Földtani Közlöny 63, pp. 49–56. TAEGER H. 1909: A Vérteshegység földtani viszonyai. — Magyar HEMPTON, M. R., DUNNE, L. A. 1984: Sedimentation in pull-apart Királyi Földtani Intézet Évkönyve 17, pp. 1–256. basins — active examples in eastern Turkey. — Journal of TARI, G. 1994: Alpine Tectonics of the Pannonian basin. — Geology 92, pp. 513–530. Kézirat, PhD. Thesis, Rice University, Texas, USA, 501 p.