Magyarázó a Vértes hegység földtani térképéhez (1:50 000)

Explanatory Book to the Geological Map of the Vértes Hills (1:50 000)

Szerkesztő — Editor: BUDAI TAMÁS, FODOR LÁSZLÓ

Írta — Written by: BUDAI TAMÁS, CSÁSZÁR GÉZA, CSILLAG GÁBOR, FODOR LÁSZLÓ, GÁL NÓRA,KERCSMÁR ZSOLT, KORDOS LÁSZLÓ, PÁLFALVI SAROLTA és SELMECZI ILDIKÓ

Közreműködött — With contribution of: KISZELY MÁRTA, LANTOS ZOLTÁN, LESS GYÖRGY, MAGYAR IMRE, MÁRTONNÉ SZALAY EMŐKE, PEREGI ZSOLT, SÁSDI LÁSZLÓ, SZTANÓ ORSOLYA, THAMÓNÉ BOZSÓ EDIT

Budapest, 2008 ©Copyright Magyar Állami Földtani Intézet (Geological Institute of Hungary), 2008 Minden jog fenntartva! All rights reserved!

Sorozatszerkesztő — Serial editor: GYALOG LÁSZLÓ

Lektor — Reviewer: GYALOG LÁSZLÓ, MAROS GYULA

Angol szöveg — English text: SELMECZI ILDIKÓ, FODOR LÁSZLÓ

Nyelvi lektor — Linguistic reviewer: PHILIP RAWLINSON

Technikai szerkesztő: PIROS OLGA, SIMONYI DEZSŐ

Borítóterv — Cover design: SIMONYI DEZSŐ

Fényképek — Photos: BUDAI TAMÁS (BT), CSÁSZÁR GÉZA (CSÁG), CSILLAG GÁBOR (CSG), FODOR LÁSZLÓ (FL), KERCSMÁR ZSOLT (KZS), LANTOS ZOLTÁN (LZ), MINDSZENTY ANDREA (MA), OZSVÁRT PÉTER (OP), PÁLFALVI SAROLTA (PS), PIROS OLGA (PO), SÁSDI LÁSZLÓ (SL), SELMECZI ILDIKÓ (SI)

Címlapfotó — Cover photo A Kőlik-völgyi-barlang, Csákvár (SL)

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

Felelős kiadó — Responsible editor: KORDOS LÁSZLÓ igazgató — director

A kötet megjelenését a Mol Nyrt. és az OTKA T043341 és K62478 sz. projektek támogatták Supported by Mol Nyrt and the Hungarian Research Found (OTKA T043341 and K62478)

ISBN: 978-963-671-263-1

Nyomda — Printing house: Innova-Print Kft.

2 Tartalom — Contents

Bevezetés (Budai T.) ...... 9 Kutatástörténet (Budai T., Kercsmár Zs., Kordos L., Pálfalvi S.) ...... 11 Földtani felépítés (Budai T., Fodor L.) ...... 13 Rétegtan ...... 17 Paleozoikum (Budai T.) ...... 17 Alsó-paleozoikum ...... 17 Balatoni Formációcsoport ...... 17 Felső-paleozoikum ...... 19 Perm ...... 19 Balatonfelvidéki Homokkő Formáció ...... 19 Tabajdi Evaporit Formáció ...... 20 Dinnyési Dolomit Formáció ...... 20 Mezozoikum ...... 21 Triász (Budai T.) ...... 21 Alsó-triász ...... 22 Indusi ...... 22 Alcsútdobozi Mészkő Formáció ...... 22 Indusi–olenyoki ...... 24 Hidegkúti Formáció ...... 24 Olenyoki ...... 25 Csopaki Márga Formáció ...... 25 Középső-triász ...... 25 Anisusi ...... 25 Aszófői Dolomit Formáció ...... 25 Iszkahegyi Mészkő Formáció ...... 26 Középső-anisusi sekélytengeri karbonátok ...... 26 Középső–felső-triász ...... 26 Felső-anisusi–alsó-karni ...... 26 Budaörsi Dolomit Formáció ...... 26 Felső-triász ...... 28 Karni ...... 28 Veszprémi Márga Formáció ...... 28 Sédvölgyi Dolomit Formáció ...... 32 Karni–nori ...... 34 Fődolomit Formáció (Budai T., Peregi Zs.) ...... 34 Nori-rhaeti ...... 34 Dachsteini Mészkő Formáció (Budai T., Peregi Zs.) ...... 34 Jura–kréta (Császár G.) ...... 36 Jura ...... 38 Alsó-jura ...... 38 Sinemuri–pliensbachi ...... 38 Pisznicei Mészkő Formáció ...... 38 Hierlatzi Mészkő Formáció ...... 39

3 Isztiméri Mészkő Formáció ...... 39 Törökbükki Mészkő Formáció ...... 40 Tűzkövesárki Mészkő Formáció ...... 40 Toarci ...... 41 Kisgerecsei Márga Formáció ...... 41 Alsó–középső-jura ...... 41 Toarci–bajoci ...... 41 Tölgyháti Mészkő Formáció ...... 41 Toarci–callovi ...... 42 Eplényi Mészkő Formáció ...... 42 Középső-jura ...... 42 Bajoci–bath ...... 42 Csókakői Mészkő Formáció ...... 42 Középső–felső-jura ...... 44 Callovi–kimmeridgei ...... 44 Lókúti Radiolarit Formáció ...... 44 Felső-jura ...... 45 Oxfordi–tithon ...... 45 Pálihálási Mészkő Formáció ...... 45 Felső-jura–alsó-kréta ...... 45 Tithon–berriasi ...... 45 Szentivánhegyi Mészkő Formáció ...... 45 Kréta ...... 46 Alsó-kréta ...... 47 Hauterivi–apti ...... 47 Lábatlani Homokkő Formáció ...... 47 Apti–albai ...... 47 Tatai Mészkő Formáció ...... 47 Albai ...... 49 Vértessomlói Aleurolit Formáció ...... 49 Környei Mészkő Formáció ...... 51 Tési Agyagmárga Formáció ...... 53 Zirci Mészkő Formáció ...... 54 Alsó–felső-kréta ...... 55 Felső-albai–alsó-cenoman ...... 55 Pénzeskúti Márga Formáció ...... 55 Felső-kréta–alsó-eocén ...... 56 Budakeszi Pikrit Formáció és kalciterek (Kercsmár Zs.) ...... 56 Kainozoikum ...... 58 Paleogén ...... 58 Eocén (Kercsmár Zs., Pálfalvi S., Less Gy., Kordos L.) ...... 58 Alsó–középső-eocén ...... 61 Gánti Bauxit Formáció ...... 61 Középső-eocén ...... 62 Középső-eocén(?) eolikus homokkő (Budai T.) ...... 62 Lutetiai–bartoni ...... 63 Dorogi Formáció ...... 63 Fornai Formáció ...... 65 Csernyei Formáció ...... 68 Bartoni ...... 69 Csolnoki Formáció ...... 69 Tokodi Formáció ...... 70 Kincsesi Formáció ...... 72 Szőci Mészkő Formáció ...... 73 Középső–felső-eocén ...... 78 Bartoni–priabonai ...... 78 Padragi Márga Formáció ...... 78

4 Nadapi Andezit Formáció (Budai T.) ...... 78 Felső-eocén ...... 79 Priabonai ...... 79 Szépvölgyi Mészkő Formáció (Pálfalvi S.) ...... 79 Oligocén (Selmeczi I.) ...... 80 Óbaroki Bauxit Formáció ...... 81 Tardi és Kiscelli Agyag Formáció ...... 81 Csatkai Formáció (Selmeczi I., Kordos L.) ...... 82 Mányi Formáció (Selmeczi I., Fodor L.) ...... 85 Neogén ...... 87 Miocén ...... 87 Alsó-miocén (Selmeczi I.) ...... 87 Eggenburgi(?)–ottnangi ...... 87 Somlóvásárhelyi Formáció ...... 87 Kárpáti ...... 88 Fóti Formáció ...... 88 Alsó–középső-miocén (Selmeczi I.) ...... 88 Kárpáti–badeni ...... 88 Perbáli Formáció ...... 88 Középső-miocén (Selmeczi I.) ...... 88 Badeni ...... 88 Bádeni Formáció ...... 88 Hidasi Formáció ...... 89 Szilágyi Agyagmárga Formáció ...... 89 Lajtai Mészkő Formáció ...... 90 Szarmata ...... 90 Kozárdi Formáció ...... 90 Budajenői Formáció ...... 91 Gyulafirátóti Formáció ...... 91 Tinnyei Formáció (Selmeczi I., Fodor L.) ...... 92 Galgavölgyi Riolittufa Formáció ...... 93 Felső-miocén (Csillag G., Kordos L., Lantos Z., Magyar I.) ...... 93 „Poroserdei törmelék” ...... 94 Ősi Tarkaagyag Formáció ...... 94 Zámori Kavics Formáció ...... 95 Csákvári Agyagmárga Formáció ...... 96 Kállai Formáció ...... 98 Száki Agyagmárga Formáció ...... 100 Diási Formáció ...... 101 Somlói Formáció ...... 103 Tihanyi Formáció ...... 105 Miocén–pliocén (Csillag G.) ...... 106 Vértesacsai Formáció ...... 106 Pliocén–kvarter ...... 110 Forrásmészkő (Kercsmár Zs., Sásdi L.) ...... 112 Lejtőtörmelék (Fodor L.) ...... 113 Tengelici Formáció (Csillag G., Fodor L.) ...... 113 Kvarter (Csillag G., Fodor L., Kordos L., Lantos Z., Selmeczi I., Sztanó O., Thamóné Bozsó E.) ...... 114 Pleisztocén ...... 114 Folyóvízi képződmények ...... 114 Folyóvízi–proluviális képződmények ...... 115 Proluviális képződmények ...... 118 Folyóvízi–eolikus képződmények ...... 122 Proluviális–eolikus képződmények ...... 123 Lösz ...... 123 Pleisztocén–holocén ...... 126 Eluviális–deluviális képződmények ...... 126

5 Csuszamlások ...... 126 Felső-pleisztocén–holocén ...... 128 Lejtőtörmelék ...... 128 Eolikus homok ...... 128 Proluvális–deluviális képződmények ...... 131 Lejtőüledék ...... 131 Eolikus–deluviális képződmények ...... 132 Holocén ...... 132 Folyóvízi képződmények ...... 132 Proluviális képződmények ...... 132 Tavi–mocsári képződmények ...... 132 Folyóvízi–mocsári képződmények ...... 133 Mocsári képződmények ...... 133 Antropogén képződmények ...... 133 Geomorfológia (Csillag G., Fodor L.) ...... 135 A Vértes geomorfológiai felszínei ...... 135 A Vértes előtereinek hegylábfelszínei ...... 138 Deflációs formák ...... 141 Szerkezetföldtan (Fodor L.) ...... 145 Bevezetés ...... 145 A Vértes szerkezetföldtani kutatása ...... 145 A szerkezeti elemek ábrázolásának általános elvei ...... 146 A szerkezeti térképezés és szerkezetelemzés módszerei ...... 147 A térkép szerkezeti elemei ...... 149 Normálvetők, ferdecsúszású vetők ...... 149 Eltolódások ...... 150 Rátolódások ...... 150 Flexurák ...... 151 Redők ...... 151 Paleomágneses adatok (Mártonné Szalay E.) ...... 151 A szerkezeti fázisok ...... 155 Szinszediment szerkezetek ...... 155 D1 fázis: tágulásos szerkezetek ...... 156 A D2(?)–D5 deformációs események általános problémái ...... 160 A D2(?) fázis szerkezetei ...... 160 D3 fázis: térrövidülés (gyűrődések, rátolódások) ...... 161 Csapásváltás a Vértes északkeleti részén ...... 173 D4 fázis: (K)ÉK–(Ny)DNy-i kompresszió ...... 173 D5 fázis: telérképződés ...... 174 D6 fázis: eltolódás, transzpresszió ...... 175 A D7 fázis szerkezetei ...... 180 D8 fázis: eltolódások ...... 183 D9 fázis: riftesedés ...... 188 A D10 „késői szinrift” fázis szerkezetei ...... 192 D11 fázis: transzpresszió ...... 193 D12 fázis: normál vetők, eltolódások ...... 194 D13 fázis: neotektonikus deformációk ...... 199 Földrengések a Vértes környezetében (Kiszely M.) ...... 203 Fejlődéstörténet (Budai T., Császár G., Csillag G., Fodor L., Kercsmár Zs., Sásdi L., Selmeczi I.) ...... 207 Prealpi fejlődéstörténet ...... 207 Alpi fejlődéstörténet ...... 207 A Vértes hidrogeológiai viszonyai (Gál N.) ...... 221 Bevezetés ...... 221 A Vértes-hegység vízföldtani kutatása ...... 221 A Vértest felépítő kőzetek vízföldtani jellemzése ...... 222 Felszíni és felszín alatti vizek, források ...... 224 Vízgeokémia ...... 228

6 * Geology of the Vértes Hills ...... 229 Geological build-up ...... 231 Stratigraphy ...... 233 Palaeozoic ...... 233 Mesozoic ...... 235 Cenozoic ...... 250 Geomorphology ...... 279 Structural geology ...... 282 Introduction ...... 282 Structural elements of the map ...... 283 Structural phases ...... 284 Earthquakes in the Vértes Hills region ...... 301 Geological history ...... 303 Pre-Alpine history ...... 303 Alpine history ...... 303 Hydrology of the Vértes Hills ...... 312 * Irodalom — References ...... 317 * Táblák — Plates ...... 339

7 8 BEVEZETÉS

Száz évvel ezelőtt, 1909-ben jelent meg nyomtatásban a Vértes földtani felépítését részletesen ismertető és összefoglaló monográfia, amely Taeger Henrik munkásságának egyik legkiemelkedőbb alkotása. Érdekes és a magyar földtani térképezés történetében szokatlan, hogy ezt követően ennek a területnek az újrafelvétele ennyire hosszú ideig váratott magára annak ellenére, hogy a Vértesben és környezetében az ásványi nyersanyagok kutatása és termelése gyakorlatilag folyamatosan zajlott. A Vértes új, részletes és rendszeres felvételének igénye az 1980-as évek során több alkalommal is felvetődött. A kezdeti javaslatok a Balaton-felvidék és a Vértes területén párhuzamosan futó térképezési programot vázoltak fel (CSÁSZÁR 1981, TÁLAS 1981), később pedig — a Balaton-felvidék felvételi munkáinak előrehaladtával — a Vértes, a Gerecse és a Duna bal parti rögterület mintegy másfél évtizedre tervezett új felvételének a terve is megfogalmazódott (CSÁSZÁR 1986a). Az intézet Középhegységi Osztályának kutatási kapacitását lefoglaló nagyszabású belföldi és külföldi térképezési és nyersanyag- kutatási programok azonban nem tették lehetővé a rendszeres térképezés megindítását újabb területeken, ezért az 1980-as évek első felében mindössze néhány térképlap felvételére kerülhetett sor a Vértes északi részén, kapcsolódva a párhuzamosan zajló bauxitkutatáshoz (TÁLAS 1983). A Balaton-felvidék térképezési programjának vége felé a terepi munka fokozatosan áthelyeződött a Vértes és a Gerecse területére, ahol az 1980-as évek végétől az 1990-es évek elejéig több térképlap is felvételre került (pl. Várgesztes, Csabdi, Felcsút). A Magyar Állami Földtani Intézet szervezeti felépítésének átszervezése és a kutatás súlypontjainak eltolódása következtében azonban ez a térképezési tevékenység is megszakadt, illetve — a Danreg projekt égisze alá bújtatva — a Gerecse területére helyeződött át. A Vértes rendszeres földtani térképezése 1997-ben került a Földtani Intézet hivatalos kutatási programjába (BREZSNYÁNSZKY 2002), kezdetben a Vértes–Gerecse projekt, 2001-től pedig a Hegyvidéki Térképezési Osztály feladataként. A Dunántúli-középhegység részletes földtani térképezésének történetében a vértesi program egyedülálló abban a tekintetben, hogy ennek a területnek a felvételezése során mindössze néhány térképező fúrás mélyült, és geofizikai mérésekre is csak igen korlátozott mennyiségben kerülhetett sor. Ezt a hátrányt némileg ellensúlyozza az a körülmény, hogy a térképezési területről rengeteg fúrási és geofizikai adat, sőt, teljes épségben lévő magfúrás is rendelkezésre áll a korábbi nyersanyagkutatásoknak köszönhetően. Ezek átértékelése, illetve újravizsgálata jelentős segítséget jelentett nem csak a térkép és a szelvények szerkesztése, hanem a fejlődéstörténeti (üledékképződési, szerkezetalakulási) modellek felállítása során is. A területen mélyült több ezer fúrás egységes átértékelését nagyban elősegítette a Földtani Intézet és a Mol Nyrt. között több éven keresztül zajló együttműködés, amelynek során az ország hegyvidéki területeiről (közöttük a Vértesről és környezetéről) a Földtani Térképezési és az Informatikai Főosztály különböző tematikájú földtani szinttérképeket és egységesített fúrási adatbázist készített digitális formában (GYALOG et al. 2000, 2002, 2003). A vértesi térképezés másik jellegzetessége — amelyben jelentősen eltér a korábbi programoktól — a terepi dokumentálást és a térképek szerkesztését támogató digitális módszerek alkalmazása. A terepi észlelési pontok rögzítésénél a GPS-mérés ugyan csak a térképezés késői szakaszában vált mindennapi gyakorlattá, a felvételi lapok vonalműveinek és az alapadat- gyűjteményeknek digitális formában történő rögzítése és az adatbázisok hálózaton elérhető központi könyvtárrendszerben történő tárolása a térképezési program kezdetétől folyamatosan zajlott. A korábbi térképezési programok gyakorlatához képest újítást jelentett, hogy a felvételi lapok lezárását követően a térképezők rövid földtani magyarázó formájában foglalták össze az adott terület rétegtani és szerkezetföldtani felépítését. A földtani adatok értelmezésének további újszerűségét jelzi, hogy a térképezési eredmények három doktori disszertáció téziseibe és több szakdolgozatba is beépültek (OZSVÁRT 2003, KERCSMÁR 2005b, PÁLFALVI 2007; illetve KÓTA 2001, BÍRÓ 2003, FERENCZ 2004, MÉSZÁROS 2007). A térkép szerkezetföldtani szerkesztése is újszerű, amennyiben az ábrázolt szerkezeti formaelemek képződési kor szerint is bontásra kerültek. A szerkezeti elemek ábrázolásakor eltekintettünk a vékony negyedidőszaki fedőképződményektől, így jóval több töréses elem kerülhetett a térképre, és az előtérben a negyedidőszak talpáig követhető elemeket is megjelenítettük. Újszerű, hogy térképünk néhány fontos geomorfológiai felszínformát is bemutat. A negyedidőszaki képződményeket illetően az intézet hagyományos rendszerét némileg kibővítettük, és kísérletet tettünk egy részletesebb tagolásra.

9 1. ábra. A Vértes hegységet és az előtéri területeket lefedő térképszelvények és azok felvételezői *=a vértesi térképezést megelőzően felvett térkép- lapok újrafelvételére vonatkozó adatok Figure 1. Map sheets and mapping geologists of the Vértes Hills and its forelands *= Data concerning the reambulation of map sheets, which were mapped before the Vértes mapping project started

Vértes térképezését, illetve fejlődéstörténetének értelmezését a következő OTKA által támogatott kutatási projektek segítették elő: — A Bakony és a Vértes–Gerecse ladin–karni rétegsorának összefoglaló vizsgálata és értékelése (T.014902, vezető: Csillag Gábor, időtartam: 1995–1999), — A Keszthelyi-hegység, a Balaton-felvidék és a Budai-hegyek késő-neogén-negyedidőszaki kiemelkedés- és lepusztulási története (T.032866, vezető: Müller Pál, időtartam: 2000–2004), —A Dunántúli-középhegység középső-triász földtörténete: medencefejlődés és vulkanizmus (T.043341, vezető: Budai Tamás, időtartam: 2003–2007), — A Vértes előtereinek szerkezetfejlődése és annak kapcsolata a kainozoos üledékképződéssel és ősföldrajzzal (T.042799, vezető: Fodor László, időtartam: 2003–2007), — A Dunántúli-középhegység és környezetének mozgástörténete 160 és 50 millió év között: integrált paleomágneses, tektonikai, üledékföldtani-ősföldrajzi kutatás (T.049616, vezető: Márton Emő, időtartam: 2005–2008), — A szél hatása a késő-neogén-negyedidőszaki üledékképződésre és a domborzat alakulására a Magyar- középhegységben és előterében (K 62478, vezető: Müller Pál, időtartam: 2006–2009). A Vértes földtani térképe önálló tájegységi térképlapon jelenik meg, amelyhez a jelen magyarázó kötet társul. A Vértes hegységet és a környező előtéri területeket lefedő 1:10 000-es és 1:25 000-es térképszelvények áttekintő térképét, valamint az egyes térképlapok felvételezőit az 1. ábra mutatja be.

10 KUTATÁSTÖRTÉNET

A Dunántúli-középhegység földtani kutatásának történetén belül a Vértesnek bizonyos mértékben mostoha sors jutott. Ez a kissé meghökkentőnek tűnő megállapítás elsősorban az alapkutatás jellegű tevékenységekre, azok közül pedig a földtani térképezésre vonatkozik, hiszen a különböző nyersanyagok — elsősorban a kőszén és a bauxit — kutatása kapcsán rengeteg földtani adat és magas színvonalú feldolgozás, tanulmány látott napvilágot (kisebb részben nyomtatott és igen nagy tömegben kéziratos formában) a hegység és a környező medencék földtani felépítéséről. Jelen fejezetben vázlatosan ismertetjük a Vértes földtani kutatásának jelentősebb szakaszait. Az egyes képződ- ményegyütteseknek, a hegység szerkezetének, valamint a fejlődéstörténeti és ősföldrajzi összefüggéseknek a megismerését részletesebben az adott fejezetek elején tárgyaljuk. A Vértesről szóló első geológiai ismeretek BEUDANT (1822) magyarországi utazásai nyomán kerültek közlésre, aki a Vértes előtereiben „tercier” barnakőszenes homokkövet („Braunkohlen Sandstein”) említett. A nummuliteszes mészkövet a Vértes fő tömegét alkotó triász „Magnesien Kalkstein” és a szenes rétegsor közé helyezte, és a jurába sorolta („Jurakalkstein mit Nummuliten”). HAIDINGER (1845) a Monarchiáról készült 1:864 000-es méretarányú térképén a Vértes és a Bakony vonulatát alpi mészkőként („Alpenkalkstein”) jelölte, azok északi és déli előterében „tercier” képződményeket ábrázolt („Tertiaer Gebirge”). A bécsi Földtani Intézet későbbi felvétele során STACHE (1862) megállapította, hogy az eocén képződmények a Vértesben diszkordánsan települnek a dachsteini fáciesű mészkőre vagy dolomitra. HANTKEN (1861, 1865) áttekintő földtani felvételének eredményeként 1:288 000-es méretarányú térképet jelentetett meg, amely a Móri-ároktól a Dunáig terjedően ábrázolja a Dunántúli-középhegység ÉK-i részének földtani felépítését. A vértesi dolomitot és tömött mészkövet a liászba sorolta, ezen kívül kréta mészkövet, eocén „nummulitmészt” és „nummulit nélküli tömött agyagot és márgát”, valamint „Congeria agyagot és homokkövet” különített el. A Magyar Királyi Földtani Intézet megalapítását követően a Vértes környékén is megkezdődtek a részletesebb földtani felvételezések. Ezek eredményeként készült el Magyarország dunántúli kerületének részletes földtani térképe 1:144 000-es méretarányban, amelynek F7 jelű lapja ábrázolja Tata környékét. TAEGER H. 1904 és 1905 során végezte el a Vértes első átfogó földtani felvételét, amely 1:25 000-es méretarányú részletes topográfiai alapokon nyugszik. A térképezés eredményeit monográfiában foglalta össze (TAEGER 1909), amelyhez 1:75 000-es méretarányú geológiai térképet mellékelt. Az I. világháborút követően az elcsatolt területek nyersanyagainak pótlására jelentős kutatások indultak, amelyek újabb lendületet adtak a Vértes és környéke részletesebb földtani megismeréséhez is. A Vértes ÉNy-i előterében műrevaló széntelepeket fedeztek fel, amelynek nyomán megindult a bányászat Mór, majd Bokod és Oroszlány térségében. A gánti bauxit 1920-as felfedezését (BALÁS 1924) a Vértes déli részének részletesebb tanulmányozása követte. A két világháború közötti időszakból a hasznosítható nyersanyagok kutatásával kapcsolatban elsősorban TELEGDI ROTH (1922, 1923, 1925, 1927, 1935) és VITÁLIS I. (1921, 1926, 1929a b, 1939, 1942) neve emelendő ki. POBOZSNY (1928) a Gánt környéki bauxittelepek bányaföldtani viszonyait és a bauxit keletkezését ismertette, LIFFA (1940) a Csákberény és Csákvár környéki tűzállóagyagokat jellemezte. A II. világháború alatti intenzív bauxittermelés időszakát követően a Maszobal bauxitkutató expedíciójának keretében indult részletes fúrásos kutatás a már ismert lelőhelyek pontosabb lehatárolása, illetve újak felfedezése érdekében az 1950- es évek elején (BARNABÁS 1957). Ennek a kutatási időszaknak a során részletes felbontású földtani térképek felvételére is sor került Gánt és Csákberény (BENKŐ 1953, SZŐTS E. 1948, 1950a, b, 1953), valamint az ÉK-i Vértesben Szár és Nagyegyháza térségében (JASKÓ 1945, 1950, 1957a). Bokod, Oroszlány és Pusztavám térségében az 1950-es és az 1960-as években nagy lendülettel zajló szénkutatás során nagy számban mélyültek kutatófúrások. A fúrásos kutatást a Vértes ÉNy-i előterében (NYITRAI 1953) graviméteres, valamint szeizmikus kutatás alapozta meg (PÁLOS 1956, LÁNYI 1964).

11 A Vértes teljes területét és a környező előtereket is ábrázoló földtani térkép a Magyar Állami Földtani Intézet 1:200 000- es földtani térképsorozatában jelent meg nyomtatásban (SZENTES, BÖJTÖSNÉ VARRÓK 1964). Az elvi rétegoszloppal és földtani szelvénnyel kiegészített Tatabánya jelű lap (méretarányához képest) részletes bontásban ábrázolja a Vértes rétegtani és szerkezeti felépítését, szintetizálva az addig rendelkezésre álló összes földtani ismeretet. A földtani magyarázó (SZENTES 1968) ugyanakkor meglehetősen vázlatos ismertetést tartalmaz az egyes képződményekről, ami nem meglepő egy olyan térképlap esetében, amely a középhegységi vonulatot a Vértestől kezdve a Gerecsén, a Pilisen és a Budai-hegységen át a Börzsönyig ábrázolja. A Vértes és a Gerecse Ny-i előterének részletes, 1:10 000-es méretarányú földtani felvétele 1973–1974-ben zajlott (BERNHARDT et al. 1974), az ennek keretében Gyalog L., Szenthe I. és Bernhardt B. által felvett térképlapok azonban kéziratban maradtak. A Bakony részletes földtani térképezése az 1960-as évek közepétől az 1980-as évek elejéig tartott. Az új felvételek a Vértes DNy-i részét és Ny-i előterét is érintették, ezek közül a Mór jelű 1:20 000-es térképlap nyomtatásban is megjelent (BERNHARDT et al. 1977, BERNHARDT 1983, 1985, BOGÁTH, CSIMA 1983). A Kisbér-D jelű lap önálló szelvényként ugyan nem jelent meg nyomtatásban, területének DNy-i részét azonban a Bakony 1:50 000-es méretarányú fedett (CSÁSZÁR et al. 1985) és fedetlen földtani térképe (GYALOG, CSÁSZÁR 1990) ábrázolja. A Vértes D-i előterét a Velencei-hegység 1980-as években lezajlott részletes földtani térképezése érintette, amelynek eredményeit nyomtatásban megjelent felszíni földtani (GYALOG, HORVÁTH 2000) és mélyföldtani térkép (DUDKO et al. 2000), és azokhoz tartozó tájegységi térképmagyarázó foglalta össze (GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004). A bauxitkutatás az 1970-es években ismét a Vértes déli területeire irányult. A Dunántúli-középhegység bauxitprognózisát megalapozó földtani térkép a Vértes felépítését a kibontakozóban lévő modern litosztratigráfiai szemléletnek megfelelő tagolás szerint ábrázolta (CSÁSZÁR et al. 1978), az elkülönített egységek egy része azonban nem vált elfogadottá. A felderítő és előkutatási programok részletes összefoglalást adtak a korábbi kutatások eredményeiről és a terület földtani felépítéséről (SOLTI 1970; SZŐTS, KNAUER 1978, 1979, 1980). Az 1980-as évek második felétől a bauxitkutatás súlypontja átkerült a Vértes északi részére (GAÁL, SZŐTS 1989, BÖRÖCZKY et al. 1992), illetve a Gerecse DK-i előterére (VÉGH S.-né 1988, 1989), amelynek fúrásos fázisát geofizikai előkutatások alapozták meg. A bauxit képződésének és kutatásának tudományos alapjait összefoglaló, monografikus tanulmányok ismertetik a vértesi előfordulásokat és telepeket is (BÁRDOSSY 1977, SZANTNER et al. 1986). A kőszén és a bauxit kutatásának történetéről az Országos Magyar Bányászati és Kohászati Egyesület három kötetes kiadványa ad áttekintést (DEKLAVA et al. 1996, FAZEKAS 1996). A Vértesben és környékén végzett bauxitkutatás, valamint az ahhoz kapcsolódó földtani, rétegtani és geofizikai kutatások és az „Eocén program” történetét legutóbb a Földtani Kutatás 42. évfolyam 3–4. számában megjelent tanulmányok foglalták össze (FANCSIK, KAKAS 2005, KECSKEMÉTI 2005, SZABÓ E. 2005, KOMLÓSSY 2005, TÓTH Á. 2005), ezért annak ismertetésétől ezen a helyen eltekintünk. A Vértes és nyugati előterének északi részét ábrázolja a Dunamenti Régió (Danreg) program keretében kiadott 1:100 000-es földtani térképsorozat (CSÁSZÁR et al. 1998), amelynek leírását a magyarázó kötet ismerteti (CSÁSZÁR ed. 2000). A Magyar Állami Földtani Intézet által kiadott 1:100 000-es méretarányú földtani térképsorozatának Tatabánya (GYALOG et al. 2005) és Székesfehérvár jelű szelvénye (GYALOG, KAISER 2005) a Vértest és előtereit is ábrázolja. A Vértesből a többi magyarországi középhegységhez képest viszonylag kevés ősgerinces-maradvány ismert, amelynek földtani és tudománytörténeti okai vannak. A nagyrészt dolomitból és laza szerkezetű eocén karbonátos kőzetekből felépült hegység gyengén karsztosodott, és ennek következtében kevés a csontfelhalmozódást üledékcsapdaként biztosító barlang és karszthasadék. A magyar ősgerinces-kutatás hagyományosan a felső-miocén és kvarter képződményekre koncentrált, és a Vértesben csak szórványosan előkerülő, egyébként különlegességeknek számító eocén tengeri emlősök ismertetésére szorítkozott. A terület legjelentősebb, rétegtani szempontból nemzetközi érdeklődést is kiváltó, ősgerinces-lelőhelye a felső-miocén szárazföldi faunát tartalmazó csákvári Báracházi-barlang (KADIĆ, KRETZOI 1926–27, KRETZOI 1954).

12 Földtani felépítés

„A Vértes geológiai szempont- ból meglehetősen monoton fel- építésű. A felszín döntő többségét felső triász kőzetek, dolomit és dachsteini mészkő alkotják… Szer- kezeti szempontból a Vértes a töréses röghegységek közé tar- tozik” (JUHÁSZ Á. 1987). Vélemé- nyünk szerint azonban a Vértes földtani felépítése korántsem olyan egyszerű, mint azt a szakmai köz- vélemény korábban gondolta. A Vértes a Dunántúli-közép- hegység vonulatának ÉK-i részéhez tartozik (2. ábra). A hegység töme- gének túlnyomó részét középső– felső-triász dolomit és mészkő al- kotja, amelyen kisebb területű és vastagságú kifejlődésben fiatalabb mezozoos (jura és alsó-kréta), vala- mint paleogén és neogén (főként felső-miocén) képződmények tele- 2. ábra. A Dunántúli-középhegységi szerkezeti egység egyszerűsített földtani térképe a paleozoos és pülnek (borító hátsó oldalán — elvi mezozos képződmények felszíni elterjedésével (BALLA, DUDKO 1989, TARI 1994, FODOR et al. rétegoszlop). A Vértes mezozos tö- 2005e után), valamint a Vértes tájegységi földtani térképének körvonalával megét DNy-on a Móri-árok kaino- 1 — paleozoos képződmények; 2 — mezozos képződmények; 3 — a Dunántúli-középhegységi egység határai; 4 — zoos süllyedéke élesen elválasztja a mezozoos rátolódás; 5 — kréta szinklinális; 6 — kréta antiklinális; 7 — kréta eltolódás; 8 — kainozoos eltolódás. Rövidítések: Lv = Litéri-vonal, Pv = Padragkúti-vonal, TRv = Telegdi Roth-vonal, Vv = Vértessomlói-vonal, Bf = Balaton- Bakonytól (3. ábra). A hegység mor- felvidék fológiai elhatárolódása a Gerecse Figure 2. Simplified geological map of the Transdanubian Range Unit with the surface extension of felé kevésbé látványos és egyér- Palaeozoic and Mesozoic rocks (after BALLA, DUDKO 1989, TARI 1994, FODOR 1998, FODOR et al. telmű, leginkább a paleogén üledé- 2005e) and with the contur of the geological map of the Vértes Hills kekkel kitöltött Tatabányai-me- 1 — Palaeozoic formations; 2 — Mesozoic formations; 3 — boundary of the Transdanubian Range Unit; 4 — Mesozoic thrust; 5 — Cretaceous syncline; 6 — Cretaceous anticline; 7 — Cretaceous strike-slip fault; 8 — Cenozoic strike-slip fault. dence déli pereme, valamint a Tata- Abbreviations: Bv = Balaton Line, Rv = Rába Line, HDv = Hurbanovo–Diósjenő Line, Lv = Litér Line, Pv = Padragkút Line, bánya és Szárliget közötti szerkezeti TRv = Telegdi Roth Line, Vv = Vértessomló Line, Bf = Balaton Highland, Buh = Buda Hills elemek mentén vonható meg. Rétegtani felépítését és szerkezetét tekintve a Vértes átmeneti jelleget mutat a Dunántúli-középhegység DNy-i (Bakony) és ÉK-i (Gerecse, Pilis, Budai-hegység) hegységrészei között. A Vértes szerkezetét K–Ny-i, ÉNy–DK-i, É–D-i és ÉK–DNy-i csapású törések határozzák meg, míg a Bakonyban felszínen nyomozható és annak szerkezetét alapvetően meghatározó hosszanti térrövidüléses szerkezetek legfeljebb nyomokban ismerhetők fel. A Vértes mezozoos képződ- ményeinek „normális” ÉNy-i dőlésiránya ugyanakkor a Dunántúli-középhegység ÉK-i részétől különíti el, ahol a csapás fokozatosan K–Ny-i, majd ÉNy–DK-i irányba fordul. Ősföldrajzi tekintetben a Vértes területe a Gerecse és a Bakony medencéi közt húzódó tenger alatti hátság volt a jura és a kora-kréta idején, ez a jellege a késő-kréta–kora-paleogén medencefejlődési ciklusok során csökkent, illetve megszűnt. A korábbiaktól eltérő geometriájú, ÉNy–DK-i irányban elnyúló Magyar paleogén medencében a Vértes területe átmenetet képezett a középső-eocén bakonyi mélymedence és az ÉK-i hegységrészek szárazföldi, partmenti, majd sekélyvízi üledékképződési környezetei között. Ugyanakkor az oligocén 13 3. ábra. A Vértes hegység és környezetének digitális domborzati képe Rövidítések: K = Körtvélyes; Cs = Csóka-hegy; Gs = Gánti-süllyedék; Csá = Csákberényi-árok, Nm = Nagyegyházai-medence Figure 3. Digital morphologic map of the Vértes Hills and its surroundings Abbreviations: K = Körtvélyes Hill, Cs = Csóka Hill; Bm = Bicske Basin; Csá = Csákberény Graben; Gs = Gánt Depression; Ka = Little Hungarian Plain; Vt = Lake Velence; Má = Mór Graben; POm = Pusztavám–Oroszlány Basin; Tm = Tatatbánya Basin; Vh = Velence Hills; Zm = Zámoly Basin; Vv = Vál Creek, Nm = Nagyegyház Basin során — fordított paleogeográfiai helyzetben — az ÉK-i tengeri és a DNy-i szárazföldi, partvidéki környezet átmeneti területe rekonstruálható a Vértes környékén. A Vértes DK-i előterében terül el a Csákberényi-árok, illetve a Zámolyi- és a Bicskei-medence; előbbit főleg paleogén, utóbbiakat jórészt neogén üledékek töltik ki. A hegység ÉNy-i előterében a paleogén üledékekkel kitöltött Pusztavám–Oroszlányi-medence húzódik, neogén üledékek a medencétől ÉNy-ra, a Kisalföld irányában vastagodnak ki fokozatosan. A Vértes szerkezetére a mezozoos képződmények DNy–ÉK-i csapása jellemző, akárcsak a Bakony túlnyomó részén, de jelentős eltérések is fellépnek, a csapás helyenként K–Ny-i vagy KDK–NyÉNy-i. A Dunántúli-középhegység szinklinális szerkezetének DK-i szárnyához tartozó Vértes legidősebb ismert képződményei a Bicskei-medence területén mélyült fúrások által feltárt paleozoos és alsó-triász összletek. A Csákberény és Csákvár közötti hegyvonulatot túlnyomórészt ladin–karni platform fáciesű dolomitösszlet építi fel, amelyet kisebb-nagyobb vastagságú medence fáciesű rétegcsoportok tagolnak. A hegység törzsét, fennsíkjait és magaslatait jórészt karni–nori dolomit alkotja, amelyre az ÉNy-i hegységperemen — átmeneti rétegsorral — Dachsteini Mészkő települ. A jura és az alsó-kréta képződmények felszíni elterjedése kis területre szorítkozik a hegység DNy-i részén (a móri Csóka-hegyen és környékén), valamint az ÉK-i területen Vértessomló és Csákánypuszta között. A Pusztavám–Oroszlányi paleogén medence aljzatának jelentős részét azonban jura–alsó-kréta képződmények alkotják, helyenként jelentős vastagságban, amelyek a „középhegységi

14 szinklinális” tengelyvonalában helyezkednek el. Ez a kréta szerkezeti elem a paleogén üledékgyűjtő kialakulásában is szerepet játszott, mint reaktivált szerkezet és mint a szelektív lepusztulás által kialakított üledékgyűjtő térszín. Az eocén képződmények a Vértes előtereiben lévő paleogén medencék területén fejlődtek ki nagyobb vastagságban és túlnyomórészt agyagos–márgás litofáciesben, míg a hegység kiemeltebb részein sekélytengeri karbonátos kifejlődésük dominál. Az oligocén sziliciklasztitok szinte kizárólag a Vértes előtereire korlátozódnak, a hegység területén mindössze néhány, bizonytalan besorolású eróziós foszlányban, illetve kisebb tektonikus süllyedékben fordulnak elő (pl. a várgesztesi eltolódási zóna mentén). A neogén képződmények elterjedése — néhány eróziós foszlányt leszámítva — a hegységen belül ugyancsak kisebb tektonikus süllyedékek területére korlátozódik, ilyen például a Kápolnapusztai-, a Gánti- és a Vérteskozmai-medence. A kvarter képződmények jelentős területű elterjedése ugyancsak a hegylábakon és az előterekben jellemző. A hegység ÉNy-i oldalán és a platók egy részén eolikus homok, míg a DK-i oldalon a lösz jellemző. A Vértes kiemelkedése során az összetett lepusztulási felszíneken és a később bevágódott völgyek mentén az alaphegységi képződmények, valamint a laza „tercier” üledékek anyaga kihordódott, és a hegylábfelszín-rendszereken, illetve hegyperemi hordalékkúpokon rakódott le. A Vértes szerkezete számos deformációs fázis együttes eredményét mutatja. A Móri-peremvető közelében levő üledékes telérek és számos kibillentett kőzetrés a jura riftesedés gyenge tükröződései. A kréta térrövidüléses deformáció — a képződmények DNy–ÉK-i csapásán túl — gyűrődésekben nyilvánult meg. Ennek egyik fő eleme a „bakonyi szinklinális” folytatódása a hegység ÉNy-i előterében, paleogénnel fedve. Értelmezésünk szerint nem csak egy nagy szinklinális ismerhető fel, hanem több kisebb gyűrt elem, amelyek több kréta fázisban reaktiválódtak. A szinklinális DK-i peremén a Bakonyból jól ismert hosszanti kompressziós szerkezetek, úgymint a Litéri-, a Veszprémi- és a Bakonykúti-rátolódás megfelelői a Vértesben nem azonosíthatók a felszínen, de a neogén üledékek alatt megjelenésük nem kizárt. Így pl. BALLA, DUDKO (1989) szerkezetelemzése szerint az Iszka-hegy blokkjának ÉNy-i peremén futó Bakonykúti-feltolódás a Vértes DK-i előterének aljzatában folytatódhat ÉK felé. A hegység északi peremén a képződmények csapásváltozása lép fel. E változás jellegzetes szerkezeti eleme a Vértessomlói-vonal, amelynek jellegét rátolódásosnak, aktivitását krétának határoztuk meg. A paleogén medencék kialakulását aktív deformáció idézte elő, amely kompresziós-eltolódásos stílusban történt. Térképezésünk számos szerkezetről igazolta azok eocén vagy — pl. a Móri-peremvető esetében — oligocén korát. Igen jelentősek a hegység szerkezetében a K–Ny-i csapású tektonikus szerkezetek, amelyek a paleogénben és a miocén elején játszottak fontos szerepet, ezek közé tartozik pl. a Várgesztesi-eltolódás. A szintén jellemző ÉNy–DK-i szerkezeti elemek mozgástípusa a balos eltolódásból a normál csúszáson keresztül jobbos eltolódásba változott. E változás a paleomágnesesen igazolt, többfázisú, függőleges tengelyű, óramutató járásával ellentétes kora–középső-miocén forgással egyidőben történt. Munkánk egyik fontos eredménye, hogy számos töréses elemről, így pl. a Vértes keleti peremvetőrendszeréről igazoltuk a késő-miocén és fiatalabb, pliocén–negyedidőszaki aktivitást. Ezen úgynevezett „poszt- rift” normálvetőkhöz eltolódásos medencék is társultak. A térképezés és elemző munka valószínűsítette a Móri-peremvető és néhány kapcsolt töréses elem negyedidőszaki aktivitását, amelyek a felszínfejlődésben is döntő szerepet játszottak.

15 16 RÉTEGTAN

A Vértes jelenleg záruló térképezése során új rétegtani eredmények születtek. A Magyar Rétegtani Bizottság érvényben lévő hivatalos litosztratigráfiai rendszerében nem szereplő formációkat és tagozatokat, az alábbi fejezetben az egység bevezetésére vonatkozó indoklással ismertetjük. Ezeket a nem hivatalos litosztratigráfiai egységeket a nevük előtti * jellel különítettük el. A litosztratigráfiai egységek neve mögött feltüntettük a Magyar Állami Földtani Intézet jelkulcsában (GYALOG szerk. 1996, GYALOG, BUDAI 2004) szereplő földtani indexet (zárójelben), továbbá a Vértes földtani térképén szereplő úgynevezett kiterített rövid indexet is.

PALEOZOIKUM

A terület földtani felépítésében szereplő legidősebb ismert képződmények a Vértes DK-i előterében húzódó, hosszanti csapású antiklinális szerkezet tengelyzónájában kerülnek a felszínhez viszonylag közeli helyzetbe. Ópaleozoos képződményeket mindössze néhány fúrás tárt fel a Vértes előterében. Ismeretességi fokuk igen alacsony, ezért litosztratigráfiai besorolásuk is meglehetősen bizonytalan. Kutatásuk elsősorban BUBICS (1977), LELKESNÉ FELVÁRI (1981, 1998) és Fülöp J. kutatócsoportja (in FÜLÖP 1990), továbbá a Velencei-hegység térképezőinek a nevéhez fűződik (GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004). Lényegesen több ismeret áll rendelkezésre az újpaleozoos képződményekről. A felső-perm képződményeket több fúrás harántolta a Vértes DK-i előterében. Közülük elsősorban az Alcsútdoboz Ad–2 (amely a Vértes földtani térképétől K-re mintegy 4,5 km-re, a Szent László-víz völgyében mélyült), továbbá a Tabajd T–5 alapszelvényfúrás részletes feldolgozása szolgáltatott értékes adatokat a Vértes DK-i előtér felső-perm képződményeinek litológiai felépítéséről, rétegtani helyzetéről, kifejlődéséről, a litofáciesek laterális változásáról (4. és 5. ábra). Ezek értelmezése jelentősen hozzájárult a Dunántúli-középhegység késő-perm ősföldrajzi viszonyainak és fejlődéstörténetének rekonstrukciójához. A perm képződmények kutatásában elsősorban MAJOROS (1980, 1983, 1998; in FÜLÖP 1990) és BARABÁSNÉ STUHL (1975), a perm–triász határ részletes vizsgálatában pedig GÓCZÁN et al. (1987), valamint HAAS et al. (1986, 1988) értek el kimagasló eredményeket.

ALSÓ-PALEOZOIKUM

A Vértes D-i előterében több fúrás harántolt különböző litológiai összetételű és metamorf fokú ópaleozoos képződményeket, amelyek elterjedése, vastagsága nem ismert, de egymáshoz viszonyított helyzetük sem ítélhető meg az adatok szórványos és bizonytalan jellege miatt. Ezeket a képződményeket ezért összevontan, a Balatoni Formációcsoportba sorolva ábrázoltuk a földtani szelvényen és az elvi rétegoszlopon (hátsó borítón), az alábbi leírásban azonban igyeszünk utalni az egyes fúrásokban harántolt képződmények litosztratigráfiai besorolására is.

B B ALATONI FORMÁCIÓCSOPORT ( Pz1) — BPz1

Litológia, település. A Csákvár Csv–31 fúrás gyűrt mészpalában és karbonátos albitfillitben állt le (BUBICS 1977, LELKESNÉ FELVÁRI 1981, FÜLÖP 1990), amelyet a Balatonfőkajári Kvarcfillit Formációba sorolhatunk a metamorf fok alapján, ez lehet a terület legidősebb képződménye. Az Alcsútdoboz Ad–2 fúrásban (4. ábra) a Balatonfelvidéki Homokkő Formáció alatt mintegy másfél méter vastag, vörös agyagpala és homokkő kevert törmelékéből álló mállási zóna alkotja a paleozoos alaphegység felszínét. Ez alatt 5,6 m vastag

17 4. ábra. Az Alcsútdoboz Ad–2 fúrás felső-perm rétegsora (MAJOROS in FÜLÖP 1990 alapján). A helyszínrajzon feltüntetett szaggatott vonal a Vértes földtani térképének a keleti szélét jelzi A kőzet színe (A): a = szürke; b = tarka; c = vörösbarna; d = sötétszürke. Litológia (B): 1 — mészkő; 2 — ooidos mészkő; 3 — dolomit; 4 — homokkő, aleurolit, dolomárga; 5 — gipsz–anhidrit, aleurolit, dolomit; 6 — aleurolit; 7 — homokkő; 8 — konglomerátum; 9 — agyagkő. 10 — a térképlap határa. Rövidítések: BKT = Badacsonyörsi Konglomerátum Tagozat; P/T – perm-triász határ Figure 4. Upper Permian formations in the Alcsútdoboz Ad–2 borehole (after MAJOROS in FÜLÖP 1990). Dashd line on the location map shows the eastern boundary of the geological map of the Vértes Hills Colour of the rocks (A): a = grey; b = variegated; c = reddish brown; d = dark grey. Lithology (B): 1 — limestone; 2 — ooidic limestone; 3 — dolomite; 4 — sandstone, siltstone, dolomitic marl; 5 — gypsum–anhidrite, siltstone, dolomite; 6 — siltstone; 7 — sandstone; 8 — conglomerate; 9 — claystone; 10 — the boundary of the map sheet. Abbreviations: BKT = Badacsony- örs Conglomerate Member; P/T = Permian-Triassic boundary

vörösre oxidálódott, majd a fúrás talpáig sötétszürke, jól rétegzett 5. ábra. A Tabajd T–5 fúrás felső-perm rétegsora agyagpala–aleurolitpala következik, egyes szintekben flázeresen rétegzett (MAJOROS in FÜLÖP 1990 alapján) A kőzet színe (A): a = szürke; b = tarka; c = vörös. Litológia finomszemcsés homokkőréteg közbetelepülésével. MAJOROS (in FÜLÖP (B): 1 — dolomit; 2 — aleurolit; 3 — homokkő; 4 — 1990, Fig. 98. és 105.) ez utóbbi képződményt palás agyag megjelöléssel, konglomerátum; 5 — fanglomerátum; 6 — Leuckisporites; 7 — gipszkonkréció; 8 — növénymaradvány; 9 — formációba sorolás nélkül ábrázolta, illetve a „Balatoni Fillit for- dolomitkonkréció; 10 — bioturbáció mációcsoportba” sorolta. Az Országos Alapszelvény Program keretében Figure 5. Upper Permian formations in the Tabajd T–5 az Ad–2 fúrás vizsgálatairól készült összefoglaló kéziratos jelentés szerint borehole (after MAJOROS in FÜLÖP 1990) (Haas J. szóbeli közlése) a „sötétszürke agyagpala egység” gyengén Colour of the rocks (A): a = grey; b = variegated; c = red. Lithology (B): 1 — dolomite; 2 — siltstone; 3 — sandstone; 4 metamorf, amelyre elsősorban az agyagásványok hidromuszkovit- — conglomerate; 5 — fanglomerate; 6 — Leuckisporites; 7 tartalma és a viszonylag magas (2,29%) vitrinitreflexió utal. Az utóbbi — gypsum concretion; 8 — plant remnant; 9 — dolomite időben végzett vékonycsiszolatos vizsgálatok szerint (KOROKNAI 2004) a concretion; 10 — bioturbation

18 kőzet fő tömegét finomszemcséjű (<0,025 mm) filloszilikátok alkotják. Ezek mellett elszórtan apró (0,05–0,2 mm-es), többnyire szögletes kvarc és földpát (poliszintetikus ikres plagioklász) töredékei láthatók. A kőzet szerkezete irányított, amelyet a filloszilikát-szemcsék (muszkovit, klorit), illetve ezek aggregátumainak hossztengely szerinti rendezettsége idéz elő. Ez az irányítottság a kőzet eredeti rétegzésének feleltethető meg, amellyel szöget bezáró harántpalásság nem jelentkezik. A fentiek alapján a képződmény besorolása ellentmondásos: feltételesen a Lovasi Formációba sorolható, de az sem zárható ki, hogy a Balatonfőn ismert karbon molasszhoz tartozik (Fülei F.). A Lovasi Formációba sorolt agyagpalát több pátkai fúrás is feltárta a Vértes és a Velencei-hegység között, sőt, azok némelyikében az Alsóörsi Porfiroid is előfordult vékony betelepülés formájában (GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004). A Vértes DK-i előterében mélyült Csákvár Csv–31 fúrás BUBICS (1977) szerint epidotos kloritpalát és mandulaköves diabázt harántolt, amely LELKESNÉ FELVÁRI (1981) vékonycsiszolatos vizsgálatai szerint epidot–klinozoizites zöldpala, egyes szintekben jellegzetes vulkáni reliktumszövettel. Ezt a képződményt FÜLÖP (1990) és LELKESNÉ FELVÁRI (1998) a Litéri Metabazalt Formációba sorolta, míg HORVÁTH,GYALOG (in GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004) — metamorf hatásra utaló bélyegek hiányára hivatkozva — Bencehegyi Mikrogabbró néven önálló formációként különítette el. Feltételesen ide sorolható a Vál–3 fúrás legalsó (886,6–900 m közötti) szakaszán feltárt szerpentinesedett, kloritosodott diabáz is. Elterjedés, vastagság. Az ópaleozoos képződmények a Vértes aljzatában nyilván általános elterjedésűek, az egyes formációk egymáshoz való viszonya és vastagsága azonban bizonytalan. A mágneses mérések alapján szerkesztett térképen (MAJOROS in FÜLÖP 1990, p. 134.) egyedül a Litéri Formáció elterjedése körvonalazható két kisebb területen a Vértes DK-i előterében. Ősmaradványok, kor. A Vértes előterében mélyült fúrásokból eddig nem került elő ősmaradvány a permnél idősebb paleozoos képződményekből. A Litéri Metabazalt az ausztroalpi és dél-alpi analóg területekkel történő párhuzamosítás szerint a variszkuszi metamorf sorozat bázisos magmatitjaival korrelálható, amelyek az ordovíciumtól a devonig ismertek (LELKESNÉ FELVÁRI 1998). Képződési környezet. Az Alcsútdoboz Ad–2 fúrás homogén pélites összetételű, magas szervesanyag-tartalmú összlete alacsony energiájú, rosszul szellőzött szedimentációs környezetre utal. A paleozoos üledékekben előforduló vulkanitok tengeri környezetben lezajlott vulkanizmus termékei lehetnek.

FELSŐ-PALEOZOIKUM PERM

A Vértes DK-i előterének felső-perm képződményei átmeneti jellegűek a Bakony szárazföldi és a Budapest környéki tengeri kifejlődés között (MAJOROS 1980, 1983; HAAS et al. 1988; MAJOROS in FÜLÖP 1990; HAAS, BUDAI 1995; MAJOROS 1998). Ősföldrajzi kapcsolatukat a Fejlődéstörténet című fejezet ismerteti. A legújabb kronosztratigráfiai skála szerint (GRADSTEIN et al. 2004) a perm háromosztatú. Ezért jelen kötetben a litosztratigráfiai egységek korábban használt kódolási gyakorlatától eltérően (GYALOG szerk. 1996) a felső-perm képződmények P3 jelet kapnak.

b BALATONFELVIDÉKI HOMOKKŐ FORMÁCIÓ ( P2–3) — bP2–3

Litológia, település. A Balatonfelvidéki Homokkő Formáció az ópaleozoos aljzatra eróziós- és szögdiszkordanciával települő, felfelé finomodó szemcseösszetételű sziliciklasztos összlet, amelynek alsó szakaszát konglomerátum, a középsőt homokkő, míg a felsőt túlnyomórészt aleurolit alkotja. A fedőjében települő Tabajdi Evaporit Formáció felé folyamatos az átmenete, amellyel laterálisan össze is fogazódik. Az Alcsútdoboz Ad–2 alapszelvényfúrásban a formáció alsó, Badacsonyörsi Konglomerátum Tagozatát 23 m vastag ciklusos rétegsor építi fel (4. ábra). Az átlagos szemcseméret nem csak a ciklusokon belül, hanem a tagozaton belül is csökken felfelé. A tagozat alsó szakaszán a ciklusok bázisát alkotó konglomerátum kavicsszemcséinek legnagyobb átmérője 7 cm, az átlagos 1 cm, a homokkő-rétegcsoport vastagsága néhány dm. A tagozaton belül felfelé a konglomerátum szemcséinek legnagyobb átmérője 2-3 cm-re csökken, ezzel párhuzamosan a homokkőrétegek vastagsága 2-4 m-re nő. A tagozat bázisán a kavicsszemcsék anyagában kvarcit, kvarcporfír, telérkvarc, mikroklin–ortoklász gneisz, fillit, aleurolit, homokkő, és tűzkő fordul elő, a rétegsorban felfelé a fillit és a kvarcit dominanciája növekszik. A szemcsék koptatottsága 0–3 közötti. A formáció 67 m vastag középső tagozatát a homokkő dominanciája jellemzi. A 2–12 m vastagságú ciklusok elmosási felszínre települő aprószemcsés konglomerátummal vagy durvaszemcsés homokkővel kezdődnek. A bázisréteg feletti rétegsort közép-, majd finomszemcsés homokkő és homokos aleurolit építi fel, utóbbiban gyakoriak az anhidritgumók. A homokszemcsék anyagát túlnyomó részben kvarcit, kvarc, biotit és muszkovit alkotja, járulékosan magnetit, amfibol és turmalin fordul elő.

19 A formáció felső, mintegy 60 m vastag tagozatát vörös homokkő és aleurolit ciklusos váltakozása alkotja az aleurolit dominanciájával. A felfelé finomodó szemcseösszetételű ciklusok sík vagy hullámos elmosási felszínre, többnyire a feküből feltépett klasztokat tartalmazó homokkőréteggel települnek. A ciklusok vastagsága 3–12 m között változik. Elterjedés, vastagság. A Balatonfelvidéki Homokkövet a Vértes DK-i előterében húzódó boltozat területén több fúrás is feltárta (Alcsútdoboz Ad–2, Tabajd T–5, Zámoly Z–2). A formáció vastagsága ezen a területen 150–200 m-re tehető. Ősmaradványok, kor. Az Alcsútdoboz Ad–2 fúrásban harántolt Balatonfelvidéki Homokkőből nem került elő ősmaradvány (a részletes vizsgálatok ellenére sem), míg a többi fúrásból részletes vizsgálat nem készült. A formáció kora palinológiai vizsgálatok szerint középső–késő-perm (MAJOROS in BÉRCZI, JÁMBOR 1998). Képződési környezet. A fent említett litológiai jegyek alapján a Balatonfelvidéki Homokkő ciklusos sziliciklasztit rétegsora szárazföldi folyóvízi környezetben rakódott le (MAJOROS in FÜLÖP 1990). Ezen belül a durvaszemcsés báziskonglomerátum alluviális törmelékkúp üledékeként, a konglomerátummal váltakozó homokkő folyóvízi mederüledékként, míg a kőzetliszt–pélit szemcseösszetételű rétegek a mederágak között és az ártéren lerakódott üledékként értelmezhetők.

t TABAJDI FORMÁCIÓ ( P3) — tP3

Litológia, település. A Tabajdi Evaporit Formációt aleurolit, dolomit, anhidrit és gipsz váltakozása alkotja (5. ábra). A négyféle kőzettípus egymáshoz viszonyított aránya a rétegsorban jellegzetes tendenciát mutat, ennek alapján a formációt három szakaszra lehet osztani az Alcsútdoboz Ad–2 fúrásban (4. ábra). A formáció alsó, mintegy 39 m vastag szakaszát vörös, illetve vörös–tarka aleurolit alkotja, amelybe dolomit- és anhidritlencsék települnek közbe. Alsó határát a fekü Balatonfelvidéki Homokkő felé az első vastagabb szürke dolomitbetelepülésnél vonták meg (FÜLÖP 1990). A formáció középső, kb. 25 méteres szakaszát sötétszürke dolomit és tarka aleurolit réteglemezek sűrű, ciklusos váltakozása jellemzi, egyes szakaszokon azonban a dolomitot anhidrit és gipsz helyettesíti. A formáció felső, kb. 32 méteres szakaszát vörös aleurolit jellemzi, amely mikrites vagy mikropátitos szövetű dolomittal, és lemezes-lencsés szerkezetű anhidrittel váltakozik. A formáció fokozatosan fejlődik ki a vele részben heteropikus Balatonfelvidéki Homokkő Formációból és a fedő Dinnyési Dolomit Formáció felé is üledékfolytonos átmenetet mutat. Elterjedés, vastagság. A Tabajdi Evaporit Formáció típusterülete a Vértes DK-i előtere, ahol több fúrás is harántolta. Sztratotípusa a Váli-víz völgyében mélyült Tabajd T–5 fúrás 600–974 m közötti szakasza (5. ábra). Ősmaradványok, kor. A formáció kevésbé oxidált rétegeiből jellegzetes felső-perm pollenegyüttes került elő: Klausipollenites schaubergeri, Lueckisporites wirkkiae, L. mikrogranulatus, Nuskoisporites dulhuntyi (BARABÁSNÉ STUHL 1975, FÜLÖP 1990). Ezen kívül a formáció legfelső szakaszán szegényes és gyér mikrofauna jelentkezik, amelyben primitív agglutinált Foraminiferák a jellemzőek (Glomospira elegans, G. vulgaris, Lipina sp., Earlandia sp.). Képződési környezet. A Tabajdi Evaporit jellegzetes peritidális fáciese szárazföldi szebkha környezetre utal, amely arid klímájú parti síkság és sekélytengeri lagúna közötti átmeneti öv lehetett (MAJOROS 1980, 1983). A rétegsor felső szakaszán megjelenő primitív Foraminiferák a sekélytengeri környezet állandósulására utalnak. A formáció dél-alpi megfelelője a Bellerophon Formáció sejtes dolomitból álló „fiamazza” fáciese lehet (BROGLIO-LORIGA et al. 1990).

d DINNYÉSI DOLOMIT FORMÁCIÓ ( P3) — dP3

Litológia, település. A Dinnyési Dolomit Formáció üledékfolytonosan fejlődik ki a Tabajdi Evaporitból, amellyel laterálisan részben össze is fogazódik. Rétegsorának alsó és felső szakasza karbonátból, a középső evaporitos karbonát és sziliciklasztit váltakozásából épül fel (FÜLÖP 1990). Az Alcsútdoboz Ad–2 fúrásban (4. ábra) a formáció alsó, mintegy 120 m vastag szakaszát szürke, sötétszürke, enyhén bitumenes, afanerites dolimikrit alkotja. Réteges–vékonypados, a rétegeken belül helyenként lemezes elválású. Az anhidrit és a gipsz általában apró, fehér, gömbszerű testek formájában, ritkábban felhőszerű halmazokban jelenik meg. Az e fölötti ciklusos rétegsorban egy-egy ciklus homokos vagy kőzetlisztes márgával indul, és a karbonáttartalom növekedésével gipsz- és anhidritgumós, valamint ooidos–mikropátitos dolomitba megy át. A mintegy 150 m vastag rétegsoron belül 7 ciklus különíthető el, amelyek vastagsága 10–35 m között változik. A rétegsor felső, kb. 60 m vastag felső szakaszát sárgásszürke, pórusos, madárszem szerkezetű, dolomitosodott algás mészkő, sötétszürke meszes dolomit és világosszürke mészkő váltakozása alkotja. E fölött következik az a világosszürke ooidos mészkő, amely a fedő Alcsútdobozi Formáció bázisrétegét képezi (HAAS et al. 1988). Elterjedés, vastagság. A Dinnyési Dolomit elterjedésének DNy-i határa a Velencei-tó környékén valószínűsíthető, ettől ÉK-i irányban fokozatosan vastagszik ki a vele részben heteropikus Tabajdi Evaporit rovására (HAAS et al. 1988; HAAS, BUDAI 1995). A Vértes DK-i előterében az Alcsútdoboz Ad–2, a Tabajd Ta–5 és a Vál–3 fúrás harántolta. Vastagsága ezen a területen 300–350 m közöttire tehető.

20 Ősmaradványok, kor. A Dinnyési Dolomit — a többi perm kifejlődéshez képest — ősmaradványokban viszonylag gazdag. A lagúna fáciesű dolomitot a Dasycladaceák (Atractyliopsis lastansis, Myzzia velebita, M. cf. cornuta, Vermiporella nipponica) és vörösalgák (Gymnocodium bellerophontis) uralják. A meglehetősen gazdag és nagyfokú diverzitással jellemzett Foraminifera-együttest a Globivalvulina és a Hemigordius nemzetségbe tartozó taxonok uralják, emellett Ostracodák, csigák (Bellerophon sp.) és Echinodermata-töredékek fordulnak elő (a részletes faunalistát lásd FÜLÖP 1990, p. 254). A jellegzetes „zechstein típusú” Nuskoisporites–Lueckisporites, majd feljebb a Tympanocysta–Punc- tatispirites–Calamospora dominanciájú sporomorpha-együttes és Colaniella parva Foraminifera alapján a képződmény a felső-perm changxingi emeletébe sorolható (HAAS et al. 1986, 1987; GÓCZÁN et al. 1987). Képződési környezet. A Dinnyési Dolomit euhalin, időszakonként bepárlódó tengerparti lagúna környezetben rakódott le a késő-perm során. Kifejlődési jellegei alapján átmenetet mutat a dél-alpi Bellerophon Formáció „fiamazza” és „badiota” fáciese között (BROGLIO LORIGA et al. 1990).

MEZOZOIKUM TRIÁSZ

A Vértes triász képződményeinek földtani kutatása TAEGER (1909) munkásságával vette kezdetét, aki a hegység fő tömegét felépítő triász dolomitot egységesen a fődolomitba sorolta. Megemlített ugyanakkor egy tarka vagy vörös, meszes dolomitbetelepülést, amely Csákberénynél és a gánti Gém-hegyen jelenik meg. A Vértes dolomitösszletét tagoló „szaruköves” szürke mészkő csákberényi előfordulásáról SCHRÉTER (1909) tett először említést. A képződményt — a korabeli általános felfogásnak megfelelően — a „raibli rétegekkel” azonosította. TAEGER (1913) a Vértes DNy-i szomszédságában emelkedő Iszka-hegy triász rétegsorának tagolását tartalmazó cikkében már elkülönítette a megyehegyi dolomit és a fődolomit közötti „gyroporellás dolomitot” (ti. a Budaörsi Dolomitot), amelynek vastagságát 1000 méternél is többre becsülte. TELEGDI ROTH K. (1925) a „raibli szaruköves mészkő és dolomit” elterjedését Csákberény és Csákvár között több ponton tapasztalta, de további részletet a képződményről nem közölt. VÍGH GY. (1933) a Dunántúli-középhegység felső-triász képződményeinek összefoglalásában ismertette részletesen a csákberényi „Öreg szőllőhegyen” Schréter által felfedezett rétegcsoport litológiai felépítését és faunáját. A tűzköves mészkövet a felette települő sárgásbarna mészmárga, márgás mészkő és agyagmárga rétegcsoporttal együtt a Balaton- felvidéki „sándorhegyi mészkő” megfelelőjének tartotta. Felvetette a Gánt-Bányateleptől délre húzódó fehér cukorszövetű dolomit ladin emeletbe sorolásának a lehetőségét is, amit a szaruköves mészkő alatti települési helyzettel indokolt. A besorolás bizonytalanságára figyelmeztetve említette meg a vonulat pikkelyes szerkezetét és a „diploporák” hiányát. A Vértes előterének alsó-triász képződményeiről elsőként VITÁLIS S. (1939) közölt adatokat. A Tabajdtól délre mélyült kőszénkutató fúrás mészkő, márga és homokkő váltakozásából álló rétegsorát az Iszkaszentgyörgynél ismert campilli (werfeni) rétegekkel azonosította (leírása alapján a fúrás a Csopaki Márgát és az alatta települő Hidegkúti Formációt tárta fel). SZŐTS E. (1953) a gánti eocént össszefoglaló őslénytani monográfiájában 1:50 000-es méretarányú földtani térképet közölt Gánt környékéről. Ezen mészmárga, szaruköves mészkő és dolomitos mészkő alkotta „raibli” rétegsort ábrázolt a „diploporás dolomit” fedőjében Csákberénytől ÉK felé a Gránási-hegy gerincének ÉNy-i végéig, majd egy ÉNy–DK-i csapású, kb. 1,5 km-es ugrómagasságú jobbos eltolódás túloldalán a Disznó-hegytől ÉK felé (ugyancsak oldalelmozdulások által szabdalt vonulatban) a Gém-hegyig. ORAVECZ és VÉGHNÉ (1961) a vértesi és az iszkahegyi triász rétegtani és szerkezeti kapcsolatának értékelése során hivatkozás nélkül hagyta a két terület előbbiekben ismertetett földtani irodalmának túlnyomó részét, így többek között TAEGER (1913) a „gyroporellás” dolomit rétegtani elkülönítésére és a Balaton-felvidék eltérő kifejlődésű rétegsorával mutatkozó heteropikus kapcsolatára vonatkozó megállapításait is. Előrelépést jelentett ugyanakkor a Vértes felső-triász dolomitösszletének tagolására tett javaslatuk, amely a karni „aprómegaloduszos” dolomitnak és a „fehér kristályos” dolomitnak a „voltaképpeni fődolomittól” történő elkülönítésére irányult. A vértesi triász képződmények „hivatalos” litosztratigráfiai rendszerének felállítása BALOGH K. (1980, 1981) nevéhez fűződik, aki a hegység előterében mélyült Tabajd T–1 és T–5 fúrások alapján elkülönítette a „Seisi” és a „Campili rétegeket” az alsó-triász Werfeni Formáción belül. A „diploporás dolomitot” Budaörsi Dolomit Formáció néven definiálta, amely felett a Veszprémi Formáció tűzköves mészkő, márga, mészmárga és dolomárga rétegekből álló alsó-karni („cordevolei”) összlete települ. A Veszprémi Formáció csökevényes vastagságát a Vértesben a Fődolomit rátolódásával magyarázta. Megjegyzendő, hogy ORAVECZ és VÉGHNÉ (1961) által felállított rétegsort figyelmen kívül hagyva a felső- triász dolomitokat egységesen a Fődolomit Formációba sorolta. A Vértes előterének alsó-triász képződményei az 1970-es és az 1980-as években zajló Alapszelvény Program során kerültek a kutatás homlokterébe. Az 1978-ban mélyült Alcsútdoboz Ad–2 fúrás az Aszófői Dolomit alatt a teljes alsó-triász rétegsort harántolta. A fúrás részletes litológiai és őslénytani vizsgálata (GÓCZÁN et al. 1986; HAAS et al. 1988), valamint az

21 ezeken alapuló rétegtani és faciológiai elemzések (BROGLIO LORIGA et al. 1990) derítettek fényt az alsó-triász képződményeknek a Dunántúli-középhegységen belül, illetve a Déli-Alpok megfelelő kifejlődési területei között fennálló fácieskapcsolataira és ezeken keresztül az üledékképződési környezet ősföldrajzi viszonyaira (HAAS, BUDAI 1995). A Vértes DK-i vonulatát alkotó több száz méter vastag középső–felső-triász dolomitösszlet tagolására a hegység részletes térképezési programja során történt először kezdeményezés az 1990-es évek elején (GYALOG et al. 1993). Ennek alapjául a Gánt-Bányatelep dolomitbánya szelvényének és a rétegsor megismerése céljából a gánti Gém-hegyen mélyült Csákvár Csá–2 és Csá–3 térképező fúrásnak a vizsgálata szolgált. GYALOG et al. (1993) a Gánt és Csákvár közötti vonulat dolomitösszletén belül hat rétegcsoportot különített el. A Gánt-Bányatelep kőfejtőjében feltárt mintegy 40 m vastag agyagközös, „mészkő küllemű” dolomitot a benne talált Brachiopoda-együttes értékelése alapján a karni emelet alsó („cor- devolei”) és középső (juli) alemeletének a határára helyezték, és a Balaton-felvidéki Veszprémi Márga Formáció Nosztori Mészkő Tagozatával párhuzamosították. Ebből adódóan az alatta települő vastagpados, felfelé algalamezes rétegekkel váltakozó dolomitot a Budaörsi Dolomit Formáció felső-ladin–alsó-karni Kádártai Tagozatával, míg a fedő lilás színű dolomitot — „gémhegyi rétegek” néven — a Sédvölgyi Dolomitnak feleltették meg. A vonulat legfiatalabb tagjaként a Fődolomitot is elkülönítették a Csá–2 fúrás legfelső szakaszán egy kb. 15 m vastagságú átmeneti rétegcsoport felett. A Vértes DK-i vonulatának ezen a szakaszán tehát a felső-triászba sorolták a bányatelepi kőfejtő alsó szakaszától a Gánti-süllyedék déli pereméig terjedő dolomitösszletet, és megállapították a korábbi irodalomban szereplő tűzköves mészkő hiányát. A Magyar Állami Földtani Intézet és a Mol Nyrt. közös projektjének a keretében készült egységes digitális térképi és fúrási adatbázis létrehozása során új litosztratigráfiai egységek bevezetésére történtek javaslatok a Déli-Vértes területén, amelyek elsősorban a fenti új rétegtani eredményeken alapultak. GYALOG et al. (2000) a lilás színű dolomitot Gémhegyi Dolomit Formáció néven önálló egységként, míg a lemezes, tűzköves dolomit, mészkő és márga összetételű rétegsort a Sándorhegyi Formáción belül Csákberényi Tagozat néven javasolták elkülöníteni (BUDAI, CSILLAG 2000). Utóbbit később önálló litosztratigráfiai egységként Csákberényi Formáció név alatt definiálták (BUDAI, CSILLAG in GYALOG, BUDAI szerk. 2004), kiterjesztve tartalmát ÉK felé a Gánt-Bányatelep murvabányájában feltárt agyagközös, brachiopodás rétegcsoportra is. A két terület közötti litológiai eltérést a formáción belüli laterális fáciesváltozásként értelmezték. A Csákberényi Formációt az előzetes Foraminifera-vizsgálatok alapján a ladin és a karni emelet határára helyezték, és a feküjében települő dolomitösszletet a Budaörsi Dolomitba sorolták (BUDAI et al. 2005).

ALSÓ-TRIÁSZ INDUSI

A Vértes-előtér alsó-triász rétegsorának indusi szakasza — hasonlóan a fekü felső-perm képződményekhez — eltérő fáciesű a Bakony hasonló korú kifejlődéseihez képest (HAAS et al. 1986, 1988; BROGLIO LORIGA et al. 1990, HAAS, BUDAI 1995). Az indusi korszak elején ugyanis a perm-triász határon bekövetkezett tengerszint-emelkedés jelentős transzgressziót, 100 kilométert is meghaladó parteltolódást eredményezett a Dunántúli-középhegységben. Ennek hatására a késő-permi alluviális síkság és az ahhoz kapcsolódó árapályövi síkság területén széles, enyhe lejtésű, sekélytengeri rámpa jött létre, amelyen három, egymástól térben jól elkülönülő üledékképződési környezet alakult ki. A Dunántúli- középhegység DNy-i részén a tengeri alsó-triász (Köveskáli és Arácsi Formáció) a szárazföldi felső-permi képződmények erodált felszínére, míg a Velencei-tótól ÉK felé a ciklusos peritidális–szubtidális felső-perm dolomitra üledékfolytonosan települ a sekély szubtidális selfmedence fáciesű mészkő (Alcsútdobozi Mészkő F.). Az indusi képződmények ősföldrajzi kapcsolatát a Fejlődéstörténet fejezet ismerteti.

al ALCSÚTDOBOZI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( T1) — alT1

Litológia, település. Az Alcsútdobozi Mészkő Formáció a Vértes DK-i előterének jellegzetes alsó-triász (indusi) kifejlődése (HAAS et al. 1988). Sztratotípusa az Országos Alapszelvény Program keretében részletesen feldolgozott Alcsútdoboz Ad–2 fúrás (6. ábra). A formáció bázisa a Dinnyési Dolomitra települő világosszürke ooidos mészkő megjelenésénél vonható meg. Rétegsora az alábbi három, tagozatrangú egységre osztható (HAAS et al. 1988; BROGLIO LORIGA et al. 1990; HAAS, TÓTHNÉ MAKK 1993): — Az alsó tagozat ooidos–bioklasztos mészkővel kezdődik, amely felfelé mikrites mészkő és mikrogumós márga váltakozásába megy át (vastagsága 35–40 m). A rétegsor alsó szakaszán az ooidok mérete alulról (0,15–0,4 mm) felfelé növekvő tendenciát mutat (0,7 mm). Az ooid-szemcsék magját általában bioklaszt (Crinoidea-, Mollusca-, Foraminifera- vagy pellettöredék) alkotja. — A formáció középső tagozatát szürke, vékonyréteges márga építi fel, amelyet bioklasztos mészkő réteglemezek tagolnak (vastagsága 45 m). Jellemzőek a kistermetű kagylók (Claraia) és az inarticulata Brachiopodák (Lingula). — A formáció rétegsorának mintegy a felét kitevő (kb. 110 m vastag) felső szakaszt világosszürke, vastagpados–réteges,

22 tömör mészkő építi fel. A fedőjében települő Hidegkúti Formáció vörös márgás aleurolit összlete felé határa éles, jól definiált. A mészkő közbetelepülések általában mikrites szövetűek. Egyik jellegzetes megjelenési formájuk a vöröses-szürke „csigaoolit”, amelyben az apró csigákat (Holopella sp., Natica sp., Naticopsis sp.) és az ooidszemcséket vörös, vasas kéreg burkolja. A Tabajd T–5 fúrásban a formáció kb. 20 m vastag, szürke, homokos dolomittal települ a fekü Dinnyési Dolomitra, és erre következik (mintegy 10 m-es redukált vastagságban) az ooidos mészkő (HAAS et al. 1988). Ebben a fúrásban egyébként a formáció teljes rétegsora dolomitosabb, mint az alcsútdobozi alapszelvényfúrásban.

6. ábra. Az Alcsútdobozi és a Csopaki Formáció rétegsora az Alcsútdoboz Ad–2 alapszelvény- fúrásban (HAAS et al. szerk. 2004 alapján) A kőzet színe (A): a — világosbarna; b — barna; c — sötétbarna; d — világoszöld; e — zöld; f — sötétzöld; g — világosszürke; h — szürke. Litológia (B): 1 — dolomit; 2 — meszes dolomit; 3 — agyagos dolomit; 4 — mészkő; 5 — agyagos mészkő; 6 — márga; 7 — dolomitos márga; 8 — mészmárga; 9 — mészgumós márga; 10 — homokos márga; 11 — aleurolit; 12 — kréta ultrabázit-telér. csI–csIII.: a Csopaki Formáció tagozatai; aI–aIII.: az Alcsútdobozi Formáció tagozatai Figure 6. The Alcsútdoboz and Csopak formations in the key-section of the Alcsútdoboz Ad–2 borehole (after HAAS et al. szerk. 2004) Colour of the rocks (A): a — light brown; b — brown; c — dark brown; d — light green; e — green; f — dark green; g — light grey; h — grey. Lithology (B): 1 — dolomite; 2 — calcareous dolomite; 3 — clayey dolomite; 4 — limestone; 5 — clayey limestone; 6 — marl; 7 — dolomitic marl; 8 — calcareous marl; 9 — marl with calcareous nodules; 10 — sandy marl; 11 — siltstone; 12 — Cretaceous ultrabasite vein. csI–csIII: members of the Csopak Formation; aI–aIII.: members of the Alcsútdoboz Formation

23 Elterjedés, vastagság. Az Alcsútdobozi Mészkő a Balaton-felvidék és a Keleti-Bakony indusi összletét, az Arácsi Márga Formációt váltja fel heteropikusan ÉK felé. Laterális átmenetük a Velencei-tó környékén valószínűsíthető. A formációt az Alcsútdoboz Ad–2 alapszelvényfúráson kívül a Csákvár Csv–23/a és Csv–29, a Tabajd Ta–4 és Ta–5, valamint a Vál–3 fúrás harántolta a Vértes DK-i előterében. Az Alcsútdobozi Mészkő vastagsága 150–200 m közötti. Ősmaradványok, kor. Az Alcsútdobozi Mészkő ősmaradványokban viszonylag gazdag, a különböző csoportok részletes biosztratigráfiai feldolgozását több publikáció ismertette (GÓCZÁN et al. 1986, 1987; HAAS et al. 1986, 1988; ORAVECZNÉ SCHEFFER 1987; BROGLIO LORIGA 1990). A formáció alsó szakaszát alkotó oolitban csak szórványosan fordul elő makrofauna (Naticopsis sp., Unionites sp.). A rétegcsoport alsó szakaszát még perm Foraminiferák (Paraglobivalvulina septulifera, P. gracilis, Globivalvulina sp., Hemigordius sp., Lunucammina sp., Nankinella sp., Staffella sp., Pachyphloia sp.), mészalgák (Mizzia, Gymnocodium) és sporomorphák jellemzik. Triász makrofauna a középső tagozat alján jelenik meg (Claraia gr. wangi-griesbachi, Lingula sp.), feljebb Claraia clarai és Unionites fassaensis fordul elő. Triász foraminiferák igen alacsony diverzitású együttese (Cyclogyra mahajeri, Rectocornuspira kalhori, R.. reschi) a formáció bázisa fölött 50 m-rel jelentkezik először. A sporomorphákat a formáció alsó néhány m-es szakaszán még a felső-perm Calamospora–Tympanicysta-együttes képviseli. E fölött jelenik meg az alsó-triászt jelző Lapposisporites–Kraeuseli- sporites-, feljebb pedig a Cyclogranisporites–Sphaeripollenites-együttes. A formáció felsőbb szakaszán a Scythiana- fajokkal jellemzett változatos mikroflóra jelzi a kora-triász növénytársulások elterjedését. Képződési környezet. A Dinnyési Dolomit lagúnafáciese fölötti indusi rétegsor enyhe lejtésű, karbonát- és sziliciklasztit-lerakódással jellemzett sekélytengeri rámpa kialakulását jelzi (HAAS et al. 1988, BROGLIO LORIGA et al. 1990). A rétegsor bázisát alkotó oolit annak a nagy kiterjedésű vékony lepelnek a részét képezi, amely a Nyugati-Tethys transzgressziója során rakódott le a kora-triász elején. Dél-alpi megfelelője a „Tesero horizont”. Az üledékképződés az indusi során viszonylag nagy energiájú ooidos mészhomokdombokon és az azok által lefűzött védettebb lagúnában zajlott. A márgás rétegösszleten belüli csigaoolit- és bioklasztrétegek viharüledékként értelmezhetők.

INDUSI–OLENYOKI h HIDEGKÚTI FORMÁCIÓ ( T1) — hT1

Litológia, település. A Hidegkúti Formáció a Vértes DK-i előterében mélyült fúrásokban — akárcsak a Balaton- felvidéki típusterületén — két tagozatra különíthető. A formáció rétegsorát a részletesen vizsgált és dokumentált Alcsútdoboz Ad–2 fúrás alapján ismertetjük (6. ábra). h A formáció alsó tagozatát — ZÁNKAI HOMOKKŐ TAGOZAT ( zT1) — vékonyréteges vagy mikroréteges–lemezes szerkezetű, vörös aleurolit alkotja, amelyben finomszemcsés homokkő- és mészkőlencsék, illetve vékony (5–10 cm-es) rétegek települnek. A Zánkai Homokkő átmenet nélkül, éles litológiai váltással települ a fekü Alcsútdobozi Mészkőre. h A formáció felső tagozatát — HIDEGKÚTI DOLOMIT TAGOZAT (hT1) — világosszürke, zöldesszürke, legfelül vöröses színű dolomit és agyagos dolomit alkotja, míg a tagozat alsó szakaszán meszes dolomit, dolomitos mészkő és ooidos mészkő dominál. A kőzetek általában vékonyréteges elválásúak. A dolomit általában likacsos, az agyagosabb változatok autigén breccsás szerkezetűek. Az evaporitok között a leggyakoribb ásvány az anhidrit és a gipsz, emellett a barit feldúsulása is jellemző (utóbbi ásvány egyébként a Zánkai Homokkő alsó szakaszán is jelentős mennyiségben fordul elő). A tagozat fedője a Csopaki Formáció, amely világosszürke mészkővel települ a legfelső, vörös dolomitpadra. Elterjedés, vastagság. A formációt az Alcsútdoboz Ad–2 alapszelvényfúráson kívül a Csákvár Csv–23/a és a Vál–3 fúrás harántolta a Vértes DK-i előterében. A Zánkai Homokkő Tagozat vastagsága 65 m-re, míg a Hidegkúti Dolomité mintegy 35 m-re tehető. Ősmaradványok, kor. A formáció ősmaradványokban szegény. A Zánkai Homokkő alsó szakaszán előforduló Foraminiferák (Glomospira regularis, Glomospirella sp., Erlandia sp.) mennyisége a rétegsorban felfelé csökken. A tagozat felső szakaszán Echinodermata-váztöredékek, Ostracodák és féregjáratok jelentkeznek szórványosan. A formáció mikroflóra-együttesét a tengeri szerves mikroplankton uralja, a Zánkai Homokkő legfelső szakaszán jelennek meg az első harasztspórák (Densoisporites nejburgii). A formáción belül elkülönített két dominanciazóna (a Reductum–spinulosa és a Nejburgi–reductum) alapján az indusi-olenyoki határ nagyjából a két tagozat határán, a Zánkai Homokkő legfelső szakaszán belül vonható meg (GÓCZÁN et al. 1986, HAAS et al. 1988, BROGLIO LORIGA et al. 1990). Képződési környezet. A Zánkai Homokkő a kora-triász sekélytengeri rámpa hullámbázis alatti, alacsony energiájú környezetében rakódott le az indusi végén. A sziliciklasztit beáramlásának felerősödése az üledékgyűjtőbe részben a pusztuló háttér emelkedésének, részben a klíma humidabbá válásának tulajdonítható. A tengerszint relatív csökkenése és az éghajlat ariddá válása nyomán ezt követően alakult ki az a hiperszalin szebka környezet, amelyen a Hidegkúti Dolomit képződése zajlott az olenyoki elején (HAAS et al. 1988; BROGLIO LORIGA et al. 1990; BUDAI, HAAS 1997; HAAS, BUDAI 1999). A Zánkai Homokkő dél-alpi megfelelője a Werfeni Formáció Campili Tagozata, míg a Hidegkúti Dolomit a Val Badia-i Tagozat alsó, evaporitos szakaszával korrelálható.

24 OLENYOKI c CSOPAKI MÁRGA FORMÁCIÓ ( T1) — cT1

Litológia, település. A Csopaki Formáció a Vértes DK-i előterében mélyült Alcsútdoboz Ad–2 fúrásban — akárcsak típusterületén, a Balaton-felvidéken — három tagozatra osztható (6. ábra). A litológiai és szedimentológiai jellegek alapján a formáció egy üledékciklusként (szekvenciaként) értelmezhető (HAAS et al. 1988; BUDAI, HAAS 1997). Az alsó tagozat (csI.) világosszürke (a Vértesacsa Va–1 fúrásban vörösesbarna, rozsdafoltos), ooidos, alsó szakaszán dolomitos mészkővel települ a Hidegkúti Dolomitra. Felfelé az agyagtartalom növekedésével kiválóan rétegzett sötét zöldesszürke márga következik, amelyet molluscás biomikrit és crinoideás biopátit mikrofáciesű mészkő- és mészhomokkőrétegek tagolnak. Jellemző a bioturbáció. A formáció középső tagozatának (csII.) alsó és felső szakaszát zöldesszürke, vörös foltokkal tarkított márga alkotja, amelyben a foraminiferás mikrit és a crinoideás pátit mikrofáciesű mészkő vékony rétegek, illetve lemezek formájában települ. A tagozat középső része egynemű vörös aleurolitból épül fel, amelyet a bioturbáció szinte teljes hiánya jellemez. A formáció felső tagozata (csIII.) voltaképpen az alsó tagozat tükörképének tekinthető, amelyet felfelé növekvő karbonáttartalommal jellemzett zöldesszürke márga, mészmárga és mészkő épít fel. Elterjedés, vastagság. A Csopaki Márga a Vértes DK-i előterében több fúrásban elkülöníthető (Alcsútdoboz Ad–2 és K–8; Csákvár Csv–17 és Csv–18; Tabajd Ta–3, Ta–5, K–3 és B–30; Vértesacsa Va–1; Vál–3). Az alsó tagozat vastagsága 55–60 m, a középsőé 120 m, a felsőé pedig mintegy 70 m. Ősmaradványok, kor. A Csopaki Márga az alsó-triász formációk közül a leggazdagabb ősmaradványokban. Az alsó tagozatra Lingula sp., Natiria costata és Pecten-féle kagylók, a felső tagozatra a Costatoria costata mellett Bakevellia gr. exporrecta és mikrogastropodák jellemzőek (BROGLIO LORIGA et al. 1990). A bioturbáció és a féregjáratok gazdag inbentosz élővilágra utalnak. Az alsó tagozatban a Foraminiferák jelentősége alárendelt. A középső tagozat mészkőlencséiben a Meandrospira pusilla helyenként tömegesen jelenik meg, amelyet a felső tagozatban a Meandrospira gigantea vált fel (ORAVECZNÉ SCHEFFER 1987, HAAS et al. 1988). A formáció mikroflóráját a Densoisporites nejburgii uralja, emellett Punctatisporites, Cycloverrutriletes, Verrucosisporites, valamint alárendeltebben Triadispora, Neojugasporites és Voltziaceaesporites fajok jellemzőek (GÓCZÁN et al. 1986, HAAS et al. 1988). Képződési környezet. A Csopaki Márga a kora-triász sekélytengeri rámpa legnagyobb kimélyülése során rakódott le. A rétegsor túlnyomó részét kitevő márga alacsony energiájú üledékképződési környezetre utal, a bioklasztos mészkő- közbetelepülések viharüledékként értelmezhetők. Az árapályöv alatti környezet a formáció képződése kezdetén viszonylag hirtelen mélyült, legnagyobb mélységét a vörös aleurolit lerakódása idején érte el, majd fokozatosan vált egyre sekélyebbé a kora-triász végéig (HAAS et al. 1988; BUDAI, HAAS 1997). A Csopaki Márga megfelelője a Déli-Alpok Werfeni Formációjának Val Badia-i Tagozata.

KÖZÉPSŐ-TRIÁSZ ANISUSI

A Vértes és a Gerecse DK-i előterében mélyült fúrások alapján a középső-triász rétegsor idősebb szakasza csak kisebb–nagyobb hézagokkal rekonstruálható. Az alsó-anisusi sekélytengeri rámpa fáciesű karbonátok fölött települő dolomitkomplexum tagolása a fúrások alapján meglehetősen bizonytalan. A litosztratigráfiai besorolás nehézségeinek áthidalására merült fel a Vértesi Formációcsoport bevezetésének a gondolata (CSILLAG, in GYALOG et al. 2002, GYALOG, BUDAI szerk. 2004), a tájegységi térképen és a magyarázóban azonban törekedtünk a dolomitöszlet formáció szintű tagolására. A fúrások átértékelése alapján a Vértes és a Gerecse közvetlen DK-i előterében nem igazolható azoknak a középső-triász medence fáciesű kifejlődéseknek a jelenléte, amelyeket legutóbb a Mány–Zsámbéki-medence aljzatában sikerült kimutatni (BUDAI 2004).

a ASZÓFŐI DOLOMIT FORMÁCIÓ ( T2) — aT2

Litológia, település. Az Aszófői Dolomit Formációt vékonyréteges, vagy mikrorétegzett, sárgásszürke, likacsos dolomit alkotja. A fekü Csopaki Formációra települő alsó szakaszában márga- és mészkő-közbetelepülések találhatók, feljebb meglehetősen egyveretű (egyes szakaszokon erősen összetört, porlott). Mikrofáciese dolomikrit, dolopelmikrit–dolopelpátit, illetve anhidrites dolomikrit. Elterjedés, vastagság. Az Aszófői Dolomitot az Alcsútdoboz Ad–2 alapszelvény-fúráson kívül több fúrás is harántolta a Vértes DK-i előterében (Alcsútdoboz K–14; Magyaralmás Ma–34, Ma–53; Vál–3, Vál Vá–3/a), ahol vastagsága mintegy 250 m-re tehető.

25 Ősmaradványok, kor. Az Aszófői Dolomit ősmaradványokban igen szegény. Alsó szakaszán még elvétve előfordulnak Echinodermata-töredékek és Foraminiferák (Meandrospira gigantea, Glomospirella elbursorum, Toly- pammina cf. gregaria), de a formáció túlnyomó része teljesen faunamentes. Képződési környezet. Az Aszófői Dolomit jellegzetes szöveti és szerkezeti bélyegei, valamint az ősmaradvány- együttes erősen csökevényes jellege alapján az üledékképződési környezet sekély szublitorális – intertidális hiperszalin tengeri lagúna, illetve az azt környező szupratidális szebka lehetett (BUDAI et al. 1993). Az Aszófői Dolomit mind litofáciesében és rétegtani helyzetében, mind paleogeográfiai és fejlődéstörténeti tekintetben teljesen analóg a lombard Carniola di Bovegnoval, a Dolomitok Alsó Serla-i Formációjával és a Keleti-Alpok Reichenhallei rétegeivel (BUDAI, HAAS 1997).

i ISZKAHEGYI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( T2) — iT2 Litológia, település. Iszkahegyi Formációba sorolható rétegsort a Vértes előterében egyedül a Csákvártól DK-re, a Csíkvarsai-réten mélyült Csákvár Csá–1 fúrás dokumentációja alapján lehetett azonosítani. A miocén összlet alatti alaphegység felső részét alkotó porlott dolomit mintegy 4 m vastag autigén breccsára települ. A 0,5–5 cm-es nagyságú szögletes klasztok anyagát lemezes szerkezetű dolomit alkotja, amely szürke lemezes dolomit és mészkő váltakozásából álló rétegsorból fejlődik ki. Ez a rétegsor hasonló a Megyehegyi Dolomit és az Iszkahegyi Mészkő közötti átmenethez, amely a fúrásokban a Bakony keleti (KAISER, RAINCSÁK 1984) és északi részén (CSÁSZÁR et al. 1984) ismert. Elterjedés, vastagság. Az Iszkahegyi Formáció vastagságára és elterjedésére nincs közvetlen adat a Vértes DK-i előterében. A Déli-Bakony csapásában DNy-ról ÉK felé mutatkozó vékonyodási tendencia alapján a formáció vastagsága valószínűleg itt sem haladja meg az Iszka-hegy környékére jellemző 60 m-es vastagságot. Ősmaradványok, kor. A képződményből a Vértes előterében nem került elő ősmaradvány, rétegtani analógia alapján kora-anisusi (bithyniai) korú. Képződési környezet. Az Iszkahegyi Mészkő bitumenes lemezes fáciesére az inbentosz hiánya és magas szervesanyag- tartalom jellemző, amely pangó vizű anoxikus környezetre utal. Az Iszkahegyi Mészkő és a Megyehegyi Dolomit közötti autigénbreccsás, iszaprogyásos, lemezes dolomit, mészkő és márga rétegekből álló összlet a belső self lagúnának a karbonátos rámpa felőli lejtőjén rakódhatott le (BUDAI et al. 1993). Az Iszkahegyi Mészkőhöz hasonló kifejlődések általánosan elterjedtek a Tethys kora-anisusi selfjén, ilyen pl. a dél-alpi Angolói Mészkő (Lombardia) és a Gracilisi Formáció (Dolomitok), valamint a kelet-alpi Gutensteini Mészkő (BUDAI 1992, BUDAI et al. 1999).

m–t KÖZÉPSŐ-ANISUSI SEKÉLYTENGERI KARBONÁTOK ( T2) — m–tT2 A Megyehegyi Formáció sekélytengeri karbonátos rámpa fáciesű dolomitja és a Tagyoni Formációba sorolható pelsói karbonátplatform fáciesű dolomit a Vértes előterében nagy valószínűséggel kifejlődött, elhatárolása a hegység déli vonulatát alkotó Budaörsi Dolomittól azonban nem végezhető el a fúrási rétegsorok dokumentációja alapján. A hegylábtól viszonylag távolabb eső Magyaralmás és Fornapuszta környékén mélyült bauxitkutató fúrások némelyikében (Magyaralmás Ma–20, –27, –29, –30, –31, Fornapuszta Fo–1, –2, –3) például említettek Diplopora annulata algákat tartalmazó dolomitot, ezek a terepi dokumentációk azonban nem tekinthetőek megbízhatónak az ugyancsak gazdag, Physoporella zöldalgafajokkal jellemzett Tagyoni Formációtól történő elkülönítés szempontjából. A középső-anisusi sekélytengeri dolomitöszlet elterjedése a Vértes DK-i hegylábának közvetlen előterében valószínűsíthető. A Megyehegyi és a Tagyoni Formáció összvastagsága a kelet-bakonyi adatok alapján 250-300 m-re tehető (BUDAI et al. 2001b).

KÖZÉPSŐ–FELSŐ-TRIÁSZ

A Vértes triász vonulatát alkotó mintegy 2000 m vastag rétegsor túlnyomó részét dolomit alkotja, amelynek litosztratigráfiai tagolása komoly nehézséget jelentett a hegység térképezőinek már a kezdetektől fogva. A különböző szerzők által felállított és a jelen kötetben alkalmazott rétegtani tagolást a 7. ábra foglalja össze.

FELSŐ-ANISUSI–ALSÓ-KARNI

bö BUDAÖRSI DOLOMIT FORMÁCIÓ ( T2–3) — böT2–3 Litológia, település. A Vértes legidősebb felszíni képződménye a Budaörsi Dolomit, amely világosszürke, vastagpados és pados-lemezes dolomit ciklusos váltakozásából (Lofer-ciklus) épül fel (I. tábla, 1.). Az összlet túlnyomó részét

26 7. ábra. A Vértes középső–felső-triász képződményeinek litosztratigráfiai tagolása (BUDAI et al. 2005 alapján kiegészítve és módosítva) A *-gal jelölt publikációk litosztratigráfiai beosztása a Vértes DK-i vonulatára korlátozódik Figure 7. Lithostratigraphic subdivision of the Middle and Upper Triassic formations of the Vértes Hills (modified and completed after BUDAI et al. 2005) Lithostratigraphic classification in the references marked with * is restricted to the southeastern range of the Vértes Hills pados–vastagpados, biodetrituszos, szubtidális C rétegtagok alkotják. Egyes padokon belül lamináció figyelhető meg, amely — a madárszemszerkezetekkel együtt — intertidális fáciesre utal (B rétegtag). A Budaörsi Dolomit közvetlen feküje nem ismert a Vértes felszíni kibukkanásaiban. A formáció Dasycladacea-flórával igazolt legidősebb rétegsora a Csákvártól Ny-ra emelkedő Lóállás-tető DK-i gerincétől DDNy felé a Badacsony-hegyig követhető. A Budaörsi Dolomit legfelső szakaszára jellemző, mintegy 1 m vastagságú B rétegtag többek között a csákvártól Ny-ra lévő Hajdú-vágás ÉÉNy–DDK-i csapású gerincén (8. ábra, I. tábla, 2.), valamint a Gánt-Bányatelepen működő kőfejtőben ismert. A bányában feltárt rétegsoron belül egy kb. 2-3 m vastag üledékes dolomitbreccsa is megfigyelhető, amely ugyancsak térképezhető rétegtagként azonosítható a vonulat több pontján (pl. a Csákvár és Gánt közötti Öreg-hegyen). A Budaörsi Dolomit fedőjét agyagközökkel tagolt dolomit alkotja (Veszprémi Formáció, *Hajdúvágási Tagozat). Elterjedés, vastagság. A Budaörsi Dolomit a hegység délkeleti vonulatának csapásában a csákvári Lóállás-tetőtől a Gánt-Bányateleptől K-re emelkedő Sas-hegyig, innen DNy-ra a Közép-hegyig követhető. A többé-kevésbé kopár hegyoldalakban és sziklás völgyperemek mentén kibukkanó rétegsor egy-egy szakaszát kisebb-nagyobb kőfejtők is feltárják. A formáció vastagsága nem ismert, az 500 métert valószínűleg nem haladja meg. A Móri-árok peremén kibukkanó triász rögökben a Budaörsi Dolomitra jellemző Dasycladacea-flóra Magyaralmás déli határában volt kimutatható (Piros O. szóbeli közlése). Ősmaradványok, kor. A Budaörsi Dolomit szubtidális C tagjaiból Diplopora annulata és D. annulatissima fajokból álló Dasycladacea-flóra került elő (9. ábra) a Lóállás-tetőről. Az ugyanilyen összetételű együttes a Badacsony-hegy É-i részén arra utal, hogy a hegyet alkotó dolomitösszlet lenyúlik az anisusi emeletbe, és ennek alapján a Vértes ősmaradványokkal igazoltan legidősebb felszínre bukkanó képződménye. A Budaörsi Dolomit felső szakaszából Teutloporella herculea, Poikiloporella duplicata és Zornia obscura fajokból álló alsó-karni Dasycladacea-együttes (10. ábra) került elő a Gánt-

8. ábra. A Budaörsi Dolomit felső és a Veszprémi Formáció Hajdúvágási Tagozata alsó szakaszának feltárása a csákvári Hajdú-vágás gerincén (BUDAI et al. 2005) 1 — stromatolit (B tag); 2 — pados dolomit (C tag); 3 — kovás, finomkristályos dolomit; 4 — Brachiopoda, litoklaszt; 5 — száradási repedés Figure 8. Section of the upper part of the Budaörs Dolomite and the lower part of the Hajdúvágás Member of the Veszprém Formation on the ridge of Hajdú-vágás near Csákvár (BUDAI et al. 2005) 1 — stromatolite (member B); 2 — bedded dolomite (member C); 3 — siliceous dolomicrite; 4 — Brachiopods, lithoclasts; 5 — desiccation cracks

27 9. ábra. Zöldalgametszetek a Budaörsi Dolomit alsóbb szakaszából, a csákvári Lóállás-tetőről (meghatározás és fotó: PO) 1 — Diplopora annulata annulata, D. annulatissima; 2 — Diplopora annulata annulata Figure 9. Green algae sections from Lóállás Hill, Csákvár (determination and photo by PO)

10. ábra. Zöldalgametszetek a Budaörsi Dolomit felső szakaszából, a Gánt-Bányatelep murvabányájából (meghatározás és fotó: PO) 1 – Poikiloporella duplicata, 2 – Teutloporella herculea Figure 10. Green algae sections in the upper part of the Budaörs Dolomite from quarry of Gánt-Bányatelep (determination and photo by PO)

Bányatelep kőfejtőjéből (BUDAI et al. 2005). A formáció rétegtani terjedelme tehát a felső-anisusitól az alsó-karniig terjed. Képződési környezet. A Budaörsi Dolomit tipikus Lofer-fáciesű ciklusos sekélytengeri lagúnaüledék, amely a Tethys Ny-i régiójában jelentős területeken kialakult wettersteini típusú karbonátplatformon képződött. Hasonló kifejlődések általánosan elterjedtek a Dolomitokban (Sciliari [= Schlerni] Dolomit), Lombardiában (Esinói Mészkő), az Északi- Mészkőalpokban (Wettersteini Mészkő), valamint a Bükk hegységben (Bervai Mészkő, Fehérkői Mészkő, Bükkfensíki Mészkő) és az Aggteleki-karszt területén (Wettersteini Mészkő).

FELSŐ-TRIÁSZ KARNI V VESZPRÉMI MÁRGA FORMÁCIÓ ( T3)

A Vértes felső-triász platformkarbonát-összletén belül a Veszprémi Márga Formáció medence fáciesű kifejlődései több szintben jelennek meg a hegység DK-i vonulatában. Ezek a betelepülések a klasszikus, Balaton-felvidéki karni

28 medenceterület kifejlődésétől jelentősen eltérnek litológiai szempontból, ezért ezeket a formáció önálló, új tagozataiként definiáltuk (BUDAI et al. 2005).

v *HAJDÚVÁGÁSI TAGOZAT (hT3) — hT3 Litológia, település. A Veszprémi Formáció alsó, a Budaörsi Dolomit fölött települő Hajdúvágási Tagozatának legjobb feltárása a Gánt-Bányatelepen működő murvabánya. A tagozat mintegy 45-50 m vastag, jól rétegzett rétegcsoportjára (11. ábra) jellemzőek a néhány cm-es vastagságú, zöld vagy vörös agyagbetelepülések, amelyek lilás vagy vöröses árnyalatú, általában sötét tónusú szürke, mikrokristályos vagy afanitos szövetű, szilánkos-kagylós törésű dolomitrétegekkel váltakoznak, a vastagpados C tagok és lemezes B tagok mellett (I. tábla, 3.). A mélyebb szubtidális medence fáciesű mészkő dolomitosodott változataként értékelhető litofáciesére ugyancsak jellemző a Brachiopoda-teknők kőzetalkotó mennyiségű dúsulása egyes rétegekben, néhol az eredeti filamentumos szövet is megőrződött az utólagos dolomitosodástól. A dolomitösszletet tagoló agyagbetelepülések ásványtani vizsgálata szerint az agyagásvány-együttest az illit dominanciája jellemzi, a kaolinit szórványos előfordulása mellett (Földvári M. és Kovács-Pálffy P. szóbeli közlése). A könnyűfrakció túlnyomó részét jól koptatott kvarc- és kvarcitszemcsék, alárendelten szericitesedett földpátok, muszkovit és homokkő-töredékek alkotják (THAMÓNÉ BOZSÓ 2005). A nehézfrakcióra a jól koptatott gránátok, magnetit- és ilmenitszemcsék populációja jellemző, amelyben egyéb metamorf ásványok (epidot, zoisit, sillimanit, andaluzit, sztaurolit, kianit) is előfordulnak. A Hajdúvágási Tagozat fedőjét a Sédvölgyi Dolomit Formáció Gémhegyi Tagozata alkotja. Elterjedés, vastagság. A Hajdúvágási Tagozat a Vértes délkeleti vonulatában töréses szerkezeti elemek által szétdarabolva nyomozható a felszínen a Csákvár fölötti hegységperemtől DNy felé a Hajdú-vágásig. Innen tovább az Öreg-hegyen keresztül a Pap- irtás környékéig, majd a Sas-hegy északnyugati részén, valamint a Gánt-Bányatelep és a Disznó-hegy kőfejtőjén át a Szarvas-hegyig követhető. Az Öreg-hegyen mélyült Csákvár Csá–3 fúrás mintegy 60 m vastagságban harántolta (GYALOG et al. 1993). Csákberénytől DNy-ra a Magyaralmás Ma–129 fúrás tárt fel a tagozatba sorolható rétegsort. Ősmaradványok, kor. A tagozat Brachiopoda-faunáját a Cruratula nemzetséghez tartozó fajok uralják: Cruratula eudora, C. faucensis, C. beyrichi, C. damesi, Rynchonella pichleri, Terebratula debilis, Spiriferina cf. halobiarum, Ampiclina amonea, Adygella julica (DETRE in GYALOG et al. 1993). A Gánt-Bányatelep murvabányájában feltárt mikrites, kagylós törésű dolomitból a következő Radiolaria-együttes került elő (BUDAI et al. 2005, 12. ábra): Archeospongoprunum sp., Spongostylus cf. tortili, Paleosaturnalis cf. zapfei, Hungaro- saturnalis sp., Paronaella sp., Ruesticyrtium sp., Oertlispongus sp., Pseudostylosphaera sp., Heliosoma sp., Spumellaria gen. indet., Triassocampe sp., Nasselaria gen. indet. A Radiolariák 11. ábra. A Budaörsi Dolomit fedőjében települő agyagközös dolomit (Hajdúvágási Tagozat) rétegsora Gánt-Bányatelep dolomitbányájának DNy-i falán (BUDAI et al. 2005) 1 — stromatolit (B tag); 2 — pados dolomit (C tag); 3 — jól rétegzett agyagközös dolomit; 4 — jól rétegzett agyagos dolomit; 5 — dolomitos márga; 6 — vörös agyag; 7 — zöld agyag; 8 — kalkarenit; 9 — litoklaszt, plasztoklaszt; 10 — Brachiopoda, filamentum; 11 — száradási repedés; 12 — Dasycladacea, száradási pórus; 13 — iszaprogyás; 14 — onkoid Figure 11. Dolomite succession with clay intercalations (Hajdúvágás Member) above the Budaörs Dolomite on the southwestern wall of the Gánt- Bányatelep quarry (BUDAI et al. 2005) 1 — stromatolite (member B); 2 — bedded dolomite (member C); 3 — well-bedded dolomite with clay intercalations; 4 — well-bedded clayey dolomite; 5 — dolomitic marl; 6 — red caly; 7 — green clay; 8 — kalkarenite; 9 — lithoclasts, plasticlasts; 10 — Brachiopods, filaments; 11 — desiccation cracks; 12 — Dasycladacea, vugs; 13 — slump; 14 — oncoids

29 mellett néhány meghatározhatatlan Foraminifera és az Eucyclus sp. csiga egy példánya fordult elő (det. SZABÓ J.). A fekü Budaörsi Dolomitból előkerült algaflóra (BUDAI et al. 2005) és az agyagközös dolomit Brachiopoda-faunája (GYALOG et al. 1993) arra utal, hogy a Hajdúvágási Tagozat az alsó-karniba tartozik. Képződési környezet. A Hajdúvágási Tagozat szubtidális medencében lerakódott rétegsora a kora-karni legnagyobb kimélyülését jelzi a Vértes platformján. Az agyagbetelepülések ásványtani vizsgálata arra utal, hogy a rétegsor lerakódása idején a részben metamorf kőzetekből (esetleg azok törmelékéből álló sziliciklasztitokból) felépült szárazulati térszínről származó terrigén törmelék mellett vulkanitok egyidejű lepusztulásából is történt behordódás az üledékgyűjtőbe.

v *CSÁKBERÉNYI TAGOZAT (csT3) — csT3 Litológia, település. A Veszprémi Formáció túlnyomó részét jól rétegzett, pados–lemezes, bitumenes, tűzköves dolomitból, dolomárgából és mészkőből álló összlet alkotja a Vértes déli vonulatában. A Sédvölgyi Dolomit Formáció Gémhegyi Tagozatára települő tagozat alsó szakaszának legjobb feltárása a Bucka-hegy DNy-i oldalán van (I. tábla, 4.), ahol a rétegsort alkotó lemezes, bitumenes, kovás dolomitban sötétbarna tűzkőzsinórok és allodapikus klasztokat tartalmazó közbetelepülések vannak. A rétegsort kisméretű üledékrogyásos redők is jellemzik. A szelvény felső szakaszán a dolomitot finomkristályos–mikrites, vékonyréteges–lemezes mészkő váltja fel. A Bucka-hegy ÉNy-i oldalában előforduló törmelék alapján a viszonylag változatos litológiájú rétegsorban pados–tűzköves mészkő és echinodermatás, biodetrituszos sparit is előfordul. A Csákberényi Tagozat legfelső szakaszát mészkő és márgás mészkő alkotja a Vértes DNy-i részén. A Horog-völgytől DNy- ra, a Gánti-nyiladék környéki feltárásokban a többnyire biogén jellegű mészkőnek igen változatos a kifejlődése, azon belül a következő fáciestípusok különíthetők el (13. ábra): — vékonyrétegzett, márgás réteglapok mentén elváló, világosbarna mészkő, 1-2 cm-es átkalcitosodott kagylótek- 12. ábra. Radiolariák a Hajdúvágási Tagozat agyagközös dolomit nőkkel, egyes rétegeken belül száradásra utaló rauhwacke-szerű rétegsorának medence fáciesű rétegeiből (meghatározás és szerkezetekkel; fotó: OP). Gánt-Bányatelep, murvabánya — lemezes stromatolit teepee-szerkezetekkel; A — Nasellaria sp.; B — Oertlispongus sp.; C — Triassocampe sp.; D — Palaeosaturnalis cf. zapfei — vékonyrétegzett kalkarenit jól osztályozott, 0,5 mm körüli Figure 12. Radiolarians from the basin facies dolomite of the kerekded vagy ovális szemcsékkel; Hajdúvágás Member (determination and photo by OP). — rosszul rétegzett mészkő Megalodus- teknők utáni 2–4 Gánt-Bányatelep quarry centiméteres üregekkel. A mészkő felső, dolomitosodott szakasza fölött a Sédvölgyi Dolomit Tagozat települ, amelynek alsó szakaszán túlnyomórészt Lofer B tagok, feljebb C tagok jellemzőek, elvétve Megalodus-metszetekkel. A Gánti-nyiladék által keresztezett gerincen lilásszürke mikrites dolomit, majd annak fedőjében (egy kisebb fejtő által feltárva) jól rétegzett, vastagréteges, enyhén kovásodott B tagokból és egy 2-3 m vastag C tagból álló rétegsor következik. A Csákberényi Tagozatot északkelet felé (csapásirányban) fokozatosan váltja fel a vele részben heteropikus Sédvölgyi Dolomit platformkarbonátja. Elterjedés, vastagság. A Csákberényi Tagozat igen meredek dőlésben követhető a Vértes DK-i hegyvonulatának ÉNy-i oldalán, a Lóállási-hegyektől ÉK felé egészen a Horog-völgyig. A Horog-völgy északi oldalán is ismert e kőzet az eocén rétegsor bázisán lévő kavicsok között (utóbbi előfordulást SZŐTS E. 1951 térképe triász képződményként ábrázolta). A vonulattól ÉNy-ra lévő eocén medence aljzatában több bauxitkutató fúrás (Csákberény Csbr–208, –209) sötétszürke márga,

30 13. ábra. A Csákberényi Tagozat mikrofácies-típusai (fotó és leírás: PO). Csákberény, Horog-völgy, gánti nyiladék A — kissé zavart stromatolit (loferit)-szerkezet, B — bioklaszos packstone, a nagy méretű, gyakran kettős teknőjű kagylók üregeit durvakristályos másodlagos kalcitpát tölti ki, C — ooidos grainstone, a szemcsék jelentős hányadát ooidok, 10-15% arányban lekerekített bioklasztok (Mollusca-héj, Foraminifera) alkotják, D — bioklasztos wackestone, a klasztok nagy részét alga (Dasycladacea?), Foraminifera és kagylóhéjtöredék, E–F — a képek alsó része bioklasztos wackestone, a bioklaszt jelentős részét apró kagylóhéjtöredék alkotja, a képek felső részén mudstone szövetű mészkőben nagy kagylóhéjtöredékek vannak, az E jelű képen a kagylóhéjon belül a kitöltés wackestone. A két szövet határa nem éles Figure 13. Microfacies types of the Csákberény Member (photo and description by PO). Csákberény, Horog Valley, Gánt clearance A – slightly disturbed stromatolite (loferite) structure, B – bioclastic packstone; the inner cavities of the large-sized bivalves —often with double valves — are filled with coarse-crystalline secondary calcite spar, C – oolitic grainstone, a significant per cent of the grains is made up of oolits, 10-15 per cents of them are made up of rounded bioclasts (Mollusc shell, Foraminiferan tests), D — bioclastic wackestone, the most part of the clasts is made up of algae (Dasycladacea?), Foraminiferans and Mollusc shell fragments, E–F —bioclastic wackestone in the lower part of the photo: a significant per cent of the bioclast is made up of small, bivalve shell fragments; in the upper part of the photo large Bivalve shell fragments can be seen in limestone with mudstone texture. In photo ‘E’ the Bivalve shell is filled with wackestone. The boundary between the two textures is not sharp

31 dolomitos márga-, márgás dolomitrétegekben állt le. A tagozat legnagyobb vastagsága Csákberény környékén a 400 métert is meghaladhatja, ettől ÉK felé fokozatosan elvékonyodik a karni platformkarbonátok között. Csákberénytől DNy-ra, a Móri-árok irányában tovább nyomozható a tagozat elterjedése. A Magyaralmástól ÉÉNy-ra emelkedő Tóhely-domb kőfejtőjének szelvényében az erősen összetört, porlott platform fáciesű dolomit (Gémhegyi T.) fölött jól rétegzett vékonypados sötétszürke, kissé márgás dolomit települ (II. tábla, 1.). Ősmaradványok, kor. A Csákberényi Tagozat alsó szakaszán lévő mészkőből a következő fajokból álló, viszonylag gyér és gyenge megtartású Foraminifera-fauna került elő a Bucka-hegyről: Tolypammina gregaria, Gsollbergella spiroloculiformis, Ophthalmipora sp., Ophthalmipora? sp., Aulotortus praegaschei, Meandrospirella sp., Pseudonodosaria ploechingeri, Nodosaria ordinata, Variostoma? sp. (ORAVECZNÉ 2004). A Foraminifera-együttes az alsó- karni (juli alemelet) felsőbb szakaszát jelzi. VÍGH GY. (1933) a csákberényi „Öreg szőlőhegyről” Schréter által gyűjtött a Mollusca-faunából a következő taxonokat írta le: Anodontophora, Avicula, Gervilleia, Myoconcha, Modiola, Terquemia, Zygopleura hybrida. VÉGH-NEUBRANDT (1982) a fentiek mellett Physocardia julii fajt is említett. A Csákberényi Tagozat felső szakaszának feltárásából származó, Schréter-féle csákberényi faunát VÍGH GY. (1933) ismertette, aki az apró Avicula-héjak mellett féregnyomokat és a Megalodus hungaricus n. sp. tömeges előfordulását említette. Feltehetően ennek a feltárásnak az anyagából származik az a faunaegyüttes, amelyet VÉGH-NEUBRANDT (1982) a Horog-völgy csákberényi szakaszáról említett: Pteria sp., Gervilleia sp., Mysidioptera sp., Palaeonucula strigillata, Myoconcha sp., Cuspidaria gladius, Anodontophora sp., Zygopleura hybrida, Neomegalodon vertesensis, N. elegans, N. guembeli guembeli, N. hoernesi bullatus, N. mediofasciatus, N. pannonicus, N. triqueter acuminatus, Gemmelarodus amplus rotundatus, G. hungaricus, G. seccoi seccoi, G. seccoi baconicus. Képződési környezet. A biosztratigráfiai adatok szerint a Csákberényi Tagozat medence fáciesű rétegsora a karni medencének a késő-juli során történt kiterjedéséhez köthető (BUDAI et al. 2005). Litosztratigráfiai vonatkozásban a rétegcsoport a Veszprémi Formáció felső, Csicsói Márga Tagozatával heteropikus helyi kifejlődésként értékelhető. A Vértestől DNy-ra valószínűsíthető karni medence (amelynek pereme benyúlik ÉK felé a Vértes vonulatába) feltehetően lényegesen kisebb kiterjedésű és sekélyebb lehetett, mint a bakonyi karni medencék. Eltérést jelent továbbá, hogy a medence feltöltődésében a beáramló sziliciklaszt lényegesen alárendeltebb, míg a környező platformokról származó karbonátiszap jelentősebb szerepet játszhatott a Vértesben, mint a Bakonyban.

SV SÉDVÖLGYI DOLOMIT FORMÁCIÓ ( T3)

A Vértes felső-triász platformkarbonát összletének azon részét soroljuk a Sédvölgyi Dolomitba, amely laterálisan a Veszprémi Formáció medence fáciesű képződményeivel fogazódik össze. A formáció alsó főként lilásszürke dolomitból álló szakaszát önálló alegységként, Gémhegyi Dolomit Tagozat néven különítjük el, az e fölötti rétegsorra a Sédvölgyi Dolomit Tagozat nevet használjuk.

sv *GÉMHEGYI DOLOMIT TAGOZAT ( gT3) — gT3 Litológia, település. A Sédvölgyi Formáció Gémhegyi Dolomit Tagozata a Veszprémi Formáció Hajdúvágási Tagozatának fedőjében települő szürke–lilásszürke színű, nagy vastagságú dolomitösszlet. Alsó szakaszát az Öreg-hegyen mélyült Csákvár Csá–3, felső szakaszát a Gém-hegyen mélyült Csákvár Csá–2 fúrás tárta fel (GYALOG et al. 1993). Az uralkodóan lila színű (néhol foltosan tarka) sekélyszubtidális fáciesű padok sárgásbarna rétegekkel váltakoznak, a rétegsor túlnyomó részén ciklusos módon. A lilásszürke dolomit több szintben breccsás szerkezetű, a klasztok közötti kitöltés általában sárgásfehér, agyagos dolomit. A sárgásfehér rétegek gyakran lemezes szerkezetűek, a felcserepesedett breccsa- és madárszemszerkezet ugyancsak jellemző. A Gémhegyi Dolomit fedője a Vértes D-i részén a Veszprémi Formáció Csákberényi Tagozata, a hegység túlnyomó részén pedig a Sédvölgyi Dolomit Tagozat. Egyik legjobb felszíni feltárása a csákberényi Páskom-hegy D-i oldalán lévő felhagyott fejtő, amelynek rétegsorát túlnyomó részben vastagpados bioklasztos (egyes szintekben litoklasztos) szubtidális Lofer C tagok, alárendelten lemezes szerkezetű intertidális B tagok, valamint visszaoldódási felszínekhez kapcsolódó A tagok váltakozása alkotja. Elterjedés, vastagság. A Gémhegyi Dolomit a Zámolyi-medence peremén, a csákberényi Lóállási-hegyen bukkan felszínre, ahonnan ÉK felé követhető a Gánti-süllyedék déli peremét alkotó hegyvonulatban (Bucka-, Gránási-, Bagoly-, Gém- és Róka-hegy). A tagozat vastagsága mintegy 400-500 m-re tehető. Ősmaradványok, kor. A Gémhegyi Dolomitot a Gránási-hegytől D-re lévő Közép-hegyen biodetrituszos Lofer C tagok és laminált szerkezetű B tagok váltakozából álló, ciklusos felépítésű dolomit alkotja. Egyes padokban kőzetalkotó mennyiségben találhatók 1–4 cm-es Megalodus-kőbelek. A faunát a Neomegalodon triqueter pannonicus faj egyedei alkotják (VÉGH-NEUBRANDT 1982, valamint szóbeli közlés 2005). A biodetrituszos C tagok algaflórájában Poikiloporella duplicata és Physoporella leptotheca fajok fordulnak elő, amelyek alapján a Gémhegyi Dolomit az alsó-karni juli alemeletbe tartozik (BUDAI et al. 2005).

32 Ugyancsak gazdag Megalodus-együttes került ki a gánti forrásaknából (GEDEON 1931, VÉGH-NEUBRANDT 1982): Neo- megalodon angulatus, N. boeckhi, N. carinthiacus, N. hoernesi rotundatus, N. laczkoi, N. triqueter dolomiticus, N. triqueter pannonicus, N. vertesensis, Gemmelarodus hungaricus, G. paronai praenoricus.

sv SÉDVÖLGYI DOLOMIT TAGOZAT ( sT3) — sT3 Litológia, település. A Sédvölgyi Formáció Sédvölgyi Dolomit Tagozatába soroljuk a fekü Gémhegyi Dolomit és a fedő Fődolomit között települő, többnyire fehér vagy világosszürke, ciklusos dolomitösszletet. A tagozat egyik legjobb természetes feltárása a Horog-völgy ÉK-i meredek sziklás oldala, ahol a tagozat alsó szakaszát aprókristályos dolosparitból álló, vastagpados Lofer C tagok építik fel. A rétegsorban felfelé egyre vastagabb B tagok települnek, egy- egy sztromatolitréteg vastagsága a 40-50 cm-t is eléri (14. ábra, A). A laminitekben gyakoriak a teepee-szerkezetek (14. ábra, B). A C tagokon belül szintén megfigyelhető bizonyos ciklusosság, durvább és kevésbé durva biodetrituszos rétegek váltakozásában. A padokon belül rétegzés szerint orientált ovális üregek figyelhetők meg. Egyes szintekben 10-15 cm vastag intraformációs breccsa települ. A Sédvölgyi Dolomit Tagozat feküje a Gémhegyi Dolomit, DNy felé pedig a Csákberényi Tagozat, amelynek felső szakaszával össze is fogazódik. Felső határa a Fődolomit felé nehezen vonható meg. Az elkülönítést egyértelműen igazoló rétegtagot egyedül a Horog-völgy szelvényében sikerült azonosítani a Balaton- felvidéki Sándorhegyi Formáció nagyonkoidos fáciese alapján, amely a két platformkarbonát test között törmelékben jelenik meg (15. ábra). Elterjedés, vastagság. A Sédvölgyi Dolomit Tagozat a Csákberény és Gánt között húzódó DNy–ÉK-i csapású süllyedék ÉNy-i peremét alkotja, ahol ÉK felé a Kőhányáspusztai-süllyedékig követhető a Fődolomit feküjében. A Vértes ÉK-i részén, a Vérteskozmától keletre levő hegyvonulatot (a Kotló-hegytől a Tábor-hegyen át a 14. ábra. Lemezes szerkezetű stromatolit (loferit) a Sédvölgyi Dolomit Fáni-völgyig) ugyancsak a Sédvölgyi Dolomit alkotja, bár középső szakaszán (A), és teepee szerkezet (B) a stromatolitban elkülönítése a fekü Gémhegyi Dolomit felé ezen a (fotó: BT). Csákberény, Horog-völgy területen bizonytalan. A Sédvölgyi Dolomit Tagozat Figure 14. Stromatolite (loferite) in the middle part of the Sédvölgy vastagsága elérheti az 1000-1500 métert is. Dolomite (A), with teepee structure (B) in it (photo by BT). Csákberény, Horog Valley Ősmaradványok, kor. A Vértes különböző pontjairól

15. ábra. Sándorhegyi Formáció nagyonkoidos kifejlődése (A, fotó: Cs G) és mikrofáciese (B, fotó: P O). Csákberény, Horog-völgy Figure 15. Large oncoids in the Sándorhegy Formation (photo by Cs G) and their microfacies (photo by P O). Csákberény, Horog Valley

33 közölt Megalodus-lelőhelyek némelyike feltehetően a Sédvölgyi Dolomit Tagozatban lehet, azok pontos helyének ismerete nélkül azonban az ősmaradványok rétegtani pozíciója nehezen rekonstruálható. A Horog-völgy különböző szakaszairól leírt Megalodusok a Sédvölgyi Dolomit felső, vagy a Fődolomit alsó szakaszáról származhatnak (DANK 1953, VÉGH- NEUBRANDT 1982): Myoconcha sp., Neomegalodon vertesensis, N. elegans, N. guembeli guembeli, N. hoernesi bullatus, N. mediofasciatus, N. pannonicus, N. triqueter acuminatus, Gemmelarodus amplus rotundatus, G. hungaricus, G. seccoi seccoi, G. seccoi baconicus. A tagozat valószínű kora a fenti fauna jellege és a települési helyzet alapján késő-juli–tuvali. Képződési környezet. A Sédvölgyi Dolomit Formáció a karni platformkarbonátok képviselője a Dunántúli- középhegységben, amelynek dél-alpi megfelelője a Dolomitok klasszikus karni platformjait (Sella, Giusella, Lagazuoi stb.) alkotó Cassiani Dolomit. A Déli-Bakony és a Dolomitok szekvencia sztratigráfiai korrelációja alapján a Gémhegyi Tagozat a Cassiani-platform első, a Sédvölgyi Tagozat pedig a Cassiani-platform második kiépülésével és progradációjával párhuzamosítható (HAAS, BUDAI 1999; BUDAI et al. 2005).

KARNI–NORI f FŐDOLOMIT FORMÁCIÓ ( T3) — fT3 Litológia, település. Világos- vagy középszürke, finomkristályos vagy cukorszövetű dolomit alkotja a formációt. A rétegsor ciklusos felépítésű, amelyen belül a Lofer-ciklusok interidális fáciesű B és szubtidális fáciesű C tagjai váltakoznak egymással. A Fődolomit összletére nagy vonalakban az a jellemző, hogy a formáció alsó szakasza uralkodóan vastagpados C tagokból áll, míg felső szakaszán megnő a laminites B tagok dominanciája. Az igen jó rétegzett rétegsorban a lemezek mentén pórusos, likacsos kőzetből felépült padok sűrűn váltakoznak a tömör, mikrokristályos szövetű padokkal. A formáció legfelső szakaszán a lemezes szerkezetű stromatolitok vastagsága elérheti a 3 m-t is — ezt a típusát díszítőkőnek fejtették a Vértes É-i területén, a Nagy-Csákány É-i lábánál (II. tábla, 2.) — szemben a C tagok viszonylag csekély, 0,5–1,5 m-es vastagságával. Gyakoriak az intraklasztos kifejlődések, amelyek egy része viharbreccsaként értelmezhető. A Csákánypusztától DK-re, a Kis-Csákányos-hegy déli részén centiméter–deciméter nagyságú klasztokból álló breccsa szinszedinment tektonikai mozgások hatására keletkezhetett. A Fődolomit a Vértes túlnyomó részén folyamatosan fejlődik ki a Sédvölgyi Dolomitból, a két formáció elhatárolása meglehetősen bizonytalan. A két képződmény elhatárolása a B és C tagok dominanciaváltozása alapján végezhető el, ti. a Sédvölgyi Dolomit felső szakaszán igen gyakoriak a több deciméter vastagságú intertidális sztromatolitok, míg a Fődolomit alsó néhány száz méterén ezek szinte alig jelentkeznek a rétegsorban. A Fődolomit átmenete a fedő Dachsteini Formációba folyamatos, a mészkő rétegcsoportok felfelé növekvő dominanciájával a dolomit rovására. Elterjedés, vastagság. A Fődolomit a Vértes legnagyobb felszíni elterjedésű triász képződménye. A Móri-peremvetőtől ÉK felé 3-4 km széles sávban ez a képződmény uralja a hegység felszínét, amely a Gánti- és a Vérteskozmai-medencétől ÉNy- ra lévő vonulatot, továbbá az északi Vértes jelentősebb magasságú hegyeit (Nagy-Csákány, Körtvélyes) és a Szári-süllyedéktől K-re lévő Zuppa és Lófingató-hegyet alkotja. A formáció vastagsága a Vértes területén kb. 1500 méterre tehető. Ősmaradványok, kor. A Fődolomit szubtidális fáciesű C tagjai helyenként gazdag Megalodus-faunát tartalmaznak. Egyik legismertebb lelőhely a Csákánypusztától D-re, a Nagy-Csákány ÉK-i oldalában lévő kőfejtő, ahonnan VÍGH GY. (1933) és KUTASSY (1933) a következő változatos Mollusca-faunát közölte: Anodontophora div. sp., Myophoria laevigata, M. inaequicostata, M. cf. chenopus, M. cf. picta, M. cf. caroli rivai, M. woehrmanni, Megalodus complanatus, M. hoernesi, M. seccoi var. dorsoflabellata. A fauna újravizsgálata során VÉGH-NEUBRANDT (1982) még nagyobb diverzitású együttest ismertetett a fenti lelőhelyről: Pinna transdanubica, Gervilleia sp., Mysidioptera cainalli, M. marginata, M. woehrmanni, Placunopsis alta, Costatoria caroli-rivai, C. chenopus, C. inaeqicostata, C. laevigata, C. picta, C. whatelayae, Myoconcha bassani, Myoconcha sp., Neomegalodon complanatus complanatus, N. complanatus segestanus, N. elegans, N. guembeli guembeli, N. hoernesi bullatus, Gemmelarodus amplus rotundatus, G. elymus, Schafhäutlia cingulata, Unionites sp., Pleuromya infida, P. lata, P. loeschmanni, Worthenia escheri, W. subgranulata, Ampullospira sp., Zygopleura hybrida. A Fődolomit túlnyomó része nori korú, de képződése már a késő-karniban megkezdődhetett. Képződési környezet. A Fődolomit jelentős kiterjedésű, egyes becslések szerint több száz kilométer széles peritidális karbonátplatformja a karni medencék végső feltöltődése nyomán kialakult kiegyenlített térszínen, viszonylag arid éghajlati körülmények között jött létre a Tethys Ny-i selfterületén. A Vértes Fődolomitja a Déli-Alpok Dolomia Principale kifejlődésével párhuzamosítható.

NORI–RAETI d DACHSTEINI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( T3)

A Dachsteini Mészkő mintegy kétszáz m vastag átmeneti rétegsoron keresztül, fokozatosan fejlődik ki a Fődolomitból. A formáció alsó szakaszát alkotó Fenyőfői Tagozat a Fődolomit Formáció fedőjében, illetve a típusos Dachsteini Mészkő feküjében helyezkedik el.

34 d FENYŐFŐI TAGOZAT (fT3) — dfT3 Litológia, település. A rétegsor összetételére jellemző a dolomit-, meszes dolomit-, dolomitos mészkő- és mészkő- rétegtagok váltakozása, 0,2–1,0 m vastag padokban rétegezve. A mészkő többnyire szálban álló padokat alkot, míg a közöttük települő dolomit inkább törmelék formájában jelentkezik. A mészkő barna, sárgásbarna, sárga, vörösessárga, lilásvörös színű, zsíros fényű, szilánkos törésű, de gyakran típusos Dachsteini Mészkő jellegekkel, kagylós töréssel, kripto- vagy mikrokristályos szövettel jellemzett. A dolomit sötétbarnától fehérig változó színű, lilás színeződéssel vagy foltokkal, jobbára mikrokristályos szövettel, szilánkostól szemcsésig terjedő törési felszínnel. Legjellemzőbb kőzete a sárga, barna esetleg (lilás–rózsaszínes) szürkésbarna színű mész- és dolomitmárga, amely kagylós, de kissé szemcsés felületű törést mutat. A Kőhányáspusztától ÉK-re lévő meredek hegyoldalban a tagozat alsó szakaszán vékonyréteges elválású dolomit dominál, míg felső szakaszát dachsteini típusú mészkő és dolomit váltakozása alkotja. A képződmény a Vértes platóján többnyire gyengén feltárt, települési jellege ennek következtében legfeljebb a kibúvások térbeli elrendeződése alapján állapítható meg. Jobb feltárásai a mindszentpusztai Csáki-vár mellett és a tatabányai Vitány vár környékén találhatók. Elterjedés, vastagság. A Fenyőfői Tagozat a szűkebb értelemben vett Dachsteini Mészkő feküjében végig nyomozható a hegység ÉNy-i pereme mentén a móri Csóka-hegytől ÉK felé egészen Szárligetig. A tagozat vastagsága mintegy 100-250 méterre tehető. Ősmaradványok, kor. A Fenyőfői Tagozatból eddig nem került elő ősmaradvány. Képződési környezet. A karni késői szakaszában kialakult nagy kiterjedésű peritidális platformon kezdetben arid körülmények között zajlott a sekélytengeri karbonátüledékek dolomitosodása (Fődolomit). A nori közepétől a platform morfológiája némileg tagoltabbá, ezzel párhuzamosan a klíma humidabbá vált. Mindezek hatására a korai diagenetikus dolomitosodás öve fokozatosan leszűkült, amelynek eredményeként a karbonátüledék csak az alacsony vízállás idején dolomitosodott (HAAS 1988, 1995; HAAS, DEMÉNY 2002).

d DACHSTEINI MÉSZKŐ s. str. ( T3) — dT3 Litológia, település. A szűkebb értelemben vett Dachsteini Mészkő világosbarna, sárga, fehér színű, 1 m körüli vastagságban rétegzett, amelyben ritkán márgás padok közbetelepülése is észlelhető. Néhol agyagos kérgezéssel gumós szétesésű padokat is alkot. Természetes feltárásokban általában nagy blokkokban vagy karrmezőkben mutatkozik a felszínen, jellegzetes oldási formákkal. Szövete makroszkóposan finomszemcsés mikrokristályostól kriptokristályosig változik, törése kagylós–szilánkos. A pusztavámi fateleptől D-re, a Bükkös-völgy ÉNy-i torkolatában lévő kőfejtőben a Dachsteini Mészkő szürkésfehér vastagpados és vékonypados, a feltárás felső szakaszán lemezes elválású. A lemezes mészkő színe szürkés, rózsaszínes, gyakran zöldes vagy sárga agyagközökkel és édesvízi mészkőrétegekkel (paleotalaj) tagolt. A vastagpados C tagok mikrofáciese pelloidos pelmikropátit, oobiomikrit (grainstone — 16. ábra, A) apró termetű kagylómetszetekkel és csigakőbelekkel, valamint mikritcsomós pelpátit Ostracoda-metszetekkel. Elterjedés, vastagság. A szűkebb értelemben vett Dachsteini Mészkő a Vértes triász vonulatának ÉNy-i peremén végig nyomozható, bár helyenként jelentősebb szakaszokon eocén üledék fedi. Dachsteini Mészkő alkotja többek között a móri

16. ábra. A) ooidos packstone szövetű Dachsteini Mészkő a pusztavámi kőfejtő szelvényéből. B) Heteroporella zankli OTT Dasycladacea grainstone szövetű Dachsteini Mészkőben ugyanonnan (meghatározás és fotó PO) Figure 16. A) Packstone with ooids from Dachstein Limestone of Pusztavám Quarry. B) Grainstone with Heteroporella zankli OTT Dasycladalean algae from Dachstein Limestone at the same place (determination and photo by PO)

35 Csóka-hegyet, a Mindszentpusztától É-ra lévő Kő-hegyet, valamint a vértessomlói Nagy-Somlyót. A szűkebb értelemben vett Dachsteini Mészkő vastagsága 500-700 méterre tehető a Vértesben. Ősmaradványok, kor. A Pusztavámtól DK-re lévő Bükkös-völgy ÉNy-i torkolatában lévő kőfejtő Dachsteini Mészkövének szubtidális fáciesű padjaiból Piros O. szóbeli közlése szerint Heteroporella zankli OTT zöldalga (16. ábra, B), Thaumatoporella parvovesiculifera vörösalga, valamint a következő Foraminiferák kerültek elő (ORAVECZNÉ SCHEFFER A. 2004): Aulotortus sp., Aulotortus sinuosus, Aulotortus cf. communis, Ammobaculites sp., Austrocolomia sp. A zöldalgaflóra, valamint a Foraminifera-együttesben az Aulotortus sinuosus dominanciája a rhaeti emeletre jellemző Triassina hantkeni rovására nori kort valószínűsít. Képződési környezet. A nori végén és a rhaeti során a Nyugati-Tethys nagy kiterjedésű peritdális platformjain meleg, humid klímán zajlott a sekélytengeri karbonátképződés. Ebben az időszakban a dolomitosodás már csak igen alárendelten jelentkezett, legfeljebb az intertidális sztromatolit-fáciesre korlátozódott (HAAS 1988, 1995). Dél-alpi megfelelője a lombardiai Zui Mészkő és az észak-alpi Dachsteini Mészkő (HAAS, BUDAI 1999).

JURA–KRÉTA

A Vértes fiatal mezozoos képződményeire vonatkozó legkorábbi ismeretek a XIX. század közepéig nyúlnak vissza. Az első felismeréseken túlmenően egy fél évszázadig szinte semmi előrelépés nem történt a terület jura és kréta képződményeinek megismerése tekintetében, de még további fél évszázadon keresztül is csupán szerény előrelépés mutatkozik a rétegtani tagolás és korbesorolás terén. A móri Csóka-hegyen először HANTKEN (1861) találkozott a terület jellegzetes crinoideás mészkövével (ma Tatai Mészkő F.), amelyet a liászba sorolt. Ugyanakkor a mai Zirci Mészkövet a senon hippuriteszes mészkővel azonosította. Ugyanezt a képződményt STACHE (1867) caprotinás mészkőként idősebb krétának tekintette. TAEGER (1909) és VADÁSZ (1913, 1953) a Tatai Mészkövet a Csóka-hegyen még mindig liász mészkőnek tekintette, miközben ugyanazt a képződményt (vagy még inkább a Vértessomlói Aleurolitot) Taeger a barremi emeletbe tartozónak minősítette a Vértessomlótól DK-re lévő egykori kőszénkutató vágat hányójáról begyűjtött Ammonites alapján. Vadász első munkája után negyedszázaddal látott napvilágot NOSZKY (1934) és SZŐTS E. (1938) egy-egy munkája, amelyben az előbbi szerző a Tatai Mészkövet neocomként, míg az utóbbi „idősebb alsó krétaként” tartotta számon. Ugyanitt SZŐTS E. (1938) a Zirci Mészkőnek csak a rudistás változatáról tett említést, melyet az apti emeletbe sorolt. NOSZKY (1934) az általa talált ostreás–orbitolinás agyagot (Tési Agyagmárgát) a requieniás mészkővel együtt az apti emeletbe tartozónak minősítette. A requieniás mészkő fedőjében ugyanakkor felismerni vélte az albaiba sorolt „táblás mészkövet” is. Újabb, közel negyedszázad múlt el a területen érdemi kutatási eredmény publikálása nélkül. Időközben azonban megkezdődött a hegység északnyugati előterének kőszéntelep-feltárását célzó fúrásos kutatása, amely az 1950-es évektől kezdve intenzíven folyt az 1980-as évek elejéig. Ezek a fúrások egyre növekvő számban tárták fel az eocén kőszén-tartalmú rétegek (Dorogi Formáció) feküjét alkotó különböző kréta, ritkábban a jura képződményeket is. A földtani kutatás szakmai eredményei a mezozoos képződmények esetében azonban az 1980-as évekig nem kerültek publikálásra. A hegységbeli mezozoos kutatások szerény volumene ellenére az 1959-es nemzetközi mezozoos konferenciára készített összefoglaló tanulmányok kitértek a jura és kréta képződmények szűkszavú ismertetésére is. Pontosabb helymegjelölés nélkül NOSZKY (1961) az alábbi képződményeket említette: domeri és pliensbachi mészkő (a mai Pisznicei Mészkő), bath mészkő (valószínűleg a mai Csókakői Mészkő), kimmeridgei–alsó-tithon mészkő (Pálihálási Mészkő) és felső-tithon mészkő (Szentivánhegyi Mészkő). FÜLÖP (1961) a vértesi rétegoszlopban az alábbi képződményeket tüntette fel: tithon–berriasi mészkövet (Szentivánhegyi Mészkő), apti crinoideás mészkövet (a mai Tatai Mészkő), az apti-albai agyagot (Tési Agyagmárga), a mai Zirci Mészkő mindhárom (!) tagozatát az albai emeletbe sorolva, továbbá a cenomanba tartozónak ítélt glaukonitos márgát (Pénzeskúti Márga). A Tési Agyagmárgát Czabalay L.-re való hivatkozással gargasi emeletbe tartozónak, és alapvetően csökkentsósvízi eredetűnek tekintette. Időközben jelent meg FÜLÖP et al. (1960) munkája a móri Csóka-hegy jura rétegsoráról, amelyben már érdemi kutatásokra alapozva részletesen ismertették a Noszkynál csak jelkulcsi elemként megjelenő képződményeket az alábbiak szerint: 1. Alsó-liász: a) „több méter mélységig hatoló vörös, kissé agyagos mészkő anyagú hasadék-kitöltések”, b) „vörös színű, crinoideás-brachiopodás hierlatz fáciesű mészkő”, c) „sárgásszürke tömött mészkő”, az utóbbi kettőben kevés Brachio- podával; 2. Tektonikailag zavart helyzetű bath rétegek: a) barnásszürke mészkő kötőanyagú, liász és Dachsteini Mészkő törmelékből álló breccsa, b) Mn-gumós, crinoideás, posidoniás mészkő törpe Ammonitessel, Mn-os kérgű vázelemekkel, c) 40-50 cm vörös mészkő, gazdag, többségében törpe növésű Ammonitesekből álló faunával, d) posidoniás mészkő (2-3 és 8-10 mm-es kagylók), e) a fenti kőzettípusok különböző átmenetei; 3. Kimmeridgei vékonyan rétegzett, világosvörös, apró crinoideás mészkő (50-60 cm); 4. Tithon sárgásfehér, szürkésfehér mészkő Ammonitessel, Brachiopodával (2-3 m).

36 A munka fontosabb következtetései: — triász végi szárazulattá válás, majd liász transzgressziót követő sekélyvízi, partközeli üledékképződés és hasadékkitöltés, — a bath korszakban transzgressziós alapbreccsa, a rendszertelen helyzetű fauna sekélyvízi, összemosott, — a berriasiba is átvezető tithon üledékek is sekélytengeri eredetűek. A fentiek alapján kétségbe vonták, hogy a „hazai” jura időszaki képződmények „pelagikus batiális” eredetűek lennének. Mindez a képződményegyüttes a FÜLÖP et al. (1960) által immáron aptinak minősített Tatai Mészkő előfordulástól DK-re mintegy 300-es hosszúságban jelenik meg a Móri-peremvető síkjával egyező lejtőn. Ugyanebben a munkában ismertették a Vértessomlótól keletre eső Kapberek környékén felszínen előforduló jura képződményeket is. Ezek a felmérések alapozták meg a Kapberek 43/K I. (Vértessomló K–1) fúrás helyének a kitűzését. A 93 m-es talpmélységű fúrás maganyagának vizsgálati eredményeit FÜLÖP et al. 1965-ben adta közre. A fúrás (mai megnevezéseket használva) az alábbi mezozoos képződményeket tárta fel (17. ábra): Dachsteini Mészkő, Pisznicei Mészkő (27,0 m), Kisgerecsei Márga (1,0 m), váltakozó jelleggel, de elkülöníthető módon Tölgyháti és Eplényi Mészkő (31,5 m), Pálihálási Mészkő (6,7 m), Szentivánhegyi Mészkő (4,8 m), Tatai Mészkő (6,2 m). Feltűnő jelenség, hogy a teljesen zavartalan települé- sűnek minősített 77,2 m vastag jura rétegsorból hiányzik a Lókúti Radiolarit. A jura emeletek sorából őslénytani adatok alapján a hettangi emelet kivételével valamennyit kimutatták. Csupán a mellékelt rétegosz- lopban jelzik, hogy a Tatai Mészkő alapbreccsával települ a Szentivánhegyi Mészkő berriasi rétegeire. A Somló-hegy–Csákány-hegy vonulatának keleti részén KNAUER (1973) kisebb tömbök formájában a Pisznicei Mészkő több változatát, a Lókúti Radio- laritot, a Pálihálási Mészkövet, valamint az utóbbinak részét képező „oxfordi breccsát” ismerte fel. A korábbiakban már jelzett Pusztavám–Orosz- lányi-medence szénkutatásához kapcsolódó mezo- zoos földtani eredmények csak lassan jelentek meg a nyomtatott, de még a kéziratos jelentés szintű földtani irodalomban is. Az első aljzattérképvázlatot VADÁSZ (1953) publikálta. Fülöp e tárgyú monográfiája számára Császár által az 1970-es években készített medence méretű 1:25 000-es és a Tatabánya nevű 1:100 000-es szelvénylap aljzattérképei, és az azokhoz tartozó jelentések kéziratban maradtak (pl. CSÁSZÁR

17. ábra. A Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrás földtani szelvénye Figure 17. Stratigraphical column of borehole Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) 1 — loess; 2 — slope debris; 3 — greenish grey crinoidal limestone with basal breccia; 4 — red, light red limestone with yellowish patches; 5 — red limestone with stylolites; 6 — red crinoidal limestone; 7 — red limestone; 8 — red clayey limestone; 9 — thin bedded red clayey limestone; 10 — poorly bedded, red and grey limestone with a greasy lustre; 11 — nodular red clayey limestone; 12 — red limestone with high clay content; 13 — manganese criniodal limestone; 14 — Mn nodules and Mn coated fossil fragments; 15 — limestone with Mn nodules and calcite veins; 16 — light red limestone with Mn nodules; 17 — light red limestone; 18 — light grey limestone penetrated by veins with red infilling

37 1971). A kapcsolódó szelvények is csak a Fülöp József-emlékkönyvben kerültek publikálásra (HAAS szerk. 1997), illetve az utóbbi térképnek egy kis részlete már 1975-ben, a tatai monográfiában napvilágot látott (FÜLÖP 1975). A Tési Agyagmárgára vonatkozó első szerény eredmények erről a területről még csak áttekintő jelleggel kerültek ismertetésre (CSÁSZÁR 1978), bár ekkorra már a fúrási rétegsorok mezozoos szakaszainak átértékelése eredményeként sikerült tisztázni a medencében előforduló kréta képződmények kifejlődését, egyúttal alapvetően átértékelve számos fúrás mezozoos rétegsorát. Ekkor született meg a Vértessomlói Aleurolit és a Környei Mészkő elnevezés is, miután világosan sikerült megkülönböztetni a Zirci Mészkövet és a Környei Mészkövet. A Fülöp által megvizsgáltatott tekintélyes számú fúrási rétegsort és a csatlakozó vizsgálatok eredményeit az 1980-as évek elején lezárt, közel félszáz ábra szemlélteti. Ezek, sajnos nem monográfiaként, hanem már csak a tiszteletére megjelentett emlékkötetben jelenhettek meg a hozzájuk tartozó kevés magyarázó szöveggel együtt (FÜLÖP 1997). A jelentős számú adattári jelentés (CZABALAY 1983a, b, CSÁSZÁR et al. 1985, BODROGI 1992 stb.) mellett csak kevés számú publikáció látott napvilágot. CSÁSZÁR, CSEREKLEI (1979) térképen ábrázolta az albai és az annál idősebb képződmények jelenlegi elterjedését az Oroszlány–Pusztavámi-medencében is. BODROGI (1985) a Pénzekúti Márga Foraminifera-együttesének vizsgálatai alapján elvégezte a formáció biosztratigráfiai tagolását. CSÁSZÁR (1986b) értelmezte a Környei Mészkő, a Vértessomlói Aleurolit, a Tési Agyagmárga és a Zirci Mészkő egymáshoz való viszonyát. A Vértessomló Vst–8 fúrás alapján LEEREVELD (1992) adott képet a Vértessomlói Formáció Dinocysta- tartalmáról, az apti-albai határ helyzetéről és a vonatkozó rétegsor szekvenciasztratigráfiai viszonyairól. A Császár által vezetett OTKA projekt eredményeit összegző kötetben BARTHA (1995) a vértes-előtéri középső-kréta rudistás építmények üledékképződési környezeteit, CZABALAY (1995) a vértes-előtéri kréta képződmények Mollusca-társulásait ismertette. CSÁSZÁR (1995) az itteni krétakutatás eredményeit összegezte, kiemelt figyelemmel az egyes formációk felépítésére, valamint a bonyolult fácieskapcsolatokra. Mindezekről — a fúrási rétegsorok teljes körének ismeretében — még árnyaltabb képet adott doktori értekezésében (CSÁSZÁR 1997). GALÁCZ (1995) revízió alá vonta a MÁFI múzeumában tárolt csóka-hegyi középső-jura Ammonites-gyűjteményt, amelynek eredményeként pontosította, illetve kiegészítette a korábbi ismereteket. Valamennyi vörös mészkövet hasadék- kitöltés eredetűnek valószínűsítette. Az Ammonites-együttes alapján ezek többsége középső-jurába tartozónak, mégpedig a Parkinsonia parkinsoni zónába tartozó felső-bajocinak, illetve az Oxycerites orbis zónába tartozó felső-bathnak bizonyult. Ennek megfelelően a hasadékképződést kétfázisúnak (késő-bajocinak és késő-bathnak) találta. Valószínűnek tartotta, hogy a középső- és felső-jura képződmények — ezen belül a radiolarit is — tenger alatti erózió következtében hiányoznak. Legújabban két diplomamunka bővítette a középső-jura hasadékkitöltésre (FERENCZ 2004), illetve az itteni kréta korallokra (FODOR R. 2007) vonatkozó ismereteket.

JURA

A jura képződmények — korlátozott elterjedésük és kis vastagságuk miatt — a Vértes földtani felépítésében alárendelt szerepet játszanak, beható vizsgálatuk a terület mezozoos fejlődéstörténetének rekonstrukciójához mégis alapvető jelentőségű. A jura képződmények felszíni elterjedése egy keskeny sávban a hegység északi részén a Vértessomlói-vonaltól délre, míg a déli részén a Csóka-hegy környékére korlátozódik. Viszonylag vastag jura rétegsort harántolt azonban több fúrás az Oroszlányi-medence északi részén, a Vértessomlói-medencében és a Móri-árok területén, valamint az ehhez ÉK- felé kapcsolódó, kiemeltebb helyzetű Pusztavámi-medence nyugati részén.

ALSÓ-JURA SINEMURI–PLIENSBACHI p PISZNICEI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J1) — pJ1 Litológia, település. Vértessomló környékén a Pisznicei Mészkő rétegsorában alulról fölfelé az alábbi típusok figyelhetők meg: 1. világosvörös, tömör szövetű mészkő kevés Brachiopodával, ritkán Crinoidea-váztöredékkel, Ammonites-metszettel; 2. világosvörös mészkő intra- vagy bioklasztokat kérgező apró mangános kérgű gumókkal, felső részén apró Crinoidea- vázelem törmelékkel, Ammonitessel. Mór környékén, a Harmatos-völgy DNy-i oldalvölgyében nagy méretű tömbökben található a formáció nem típusos kifejlődésű, vörös, lilásvörös, rózsaszínű vagy piszkosbarna színű, mikrites szövetű, kevés finomszemcséjű Crinoidea-őrleményt és elvétve egy-egy kistermetű Brachiopodát tartalmazó változata. A formáció rendszerint a Dachsteini Mészkőre települ, de a Móri-peremvető környezetében többnyire hasadék- kitöltésként ismert. A harmatos-völgyi feltárásban a rétegsor bázisán a Dachsteini Mészkő szögletes törmelékeit cementálja. Feltételesen ide soroljuk a Mór Mt–7 fúrásban 56 m vastag kötegként egybevontan leírt rétegsor ismeretlen vastagságú szakaszát, amit a leíró dachsteini típusú mészkőnek nevez, és „jura–triászként” jelöl. A leírás szerint ez „szürke, vörös, hajszáleres, cukorszemcsés, tetején Brachiopodák, Crinoideák”. A leírás szerint a triász erősen megkérdőjelezhető és a jura beosztás valószínűbb. Elterjedés, vastagság. A Pisznicei Mészkő a jura rendszer legvastagabb és legelterjedtebb képződménye, amely a

38 felszínen Vértessomló tágabb környezetének több pontján és Mór környékén néhány foltban fordul elő. Az előbbi helyen típusos kifejlődésben és jelentősebb vastagságban fejlődött ki, pl. a falu keleti végén a lőtér közelében (eocén fúrókagylók markáns nyomaival), a Szép Ilonka-forrás ÉNy–DK-i irányú völgyének ÉK-i oldalán (a forrástól ÉNy-ra), Csákánypusztánál, törmelékben az Eper-hegyen stb. Mór környékén csak alsóbb szakasza ismert. A képződmény a Vértes ÉNy-i előterében 33 fúrásban azonosítható. Vastagsága a Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrásban 18 m, de az Oroszlányi-medencében legnagyobb vastagsága 40 m körüli (Oroszlány O–1825: 38,4 m, O–1761: 39 m, O–1822: 40,4 m, O–2045: 41,4 m). Hasonló lehet a vastagsága az O–1606 fúrásban is, ahol a korabeli leírás alapján a tagolhatatlannak bizonyult jura rétegsor teljes vastagsága 116,3 m. A képződményt az O–2571 fúrásban vetőzóna szabdalja szét. A formáció Pusztavám környékén ritkán mutatható ki, akkor is eróziós foszlányként (pl. a Pusztavám Pv–331 fúrásban 3,2 m). A Móri- árokban ugyan fúrás nem tárta fel, de fedőképződményeinek (Tűzkövesárki Mészkő és Isztiméri Mészkő) a Mór–3 és –5 fúrásban való jelenléte alapján itteni előfordulása biztosnak tekinthető. Ősmaradványok, kor. A formáció korjelző értékű ősmaradványai a Brachiopodák (Nucleata beyrichi) és az Ammonites-fajok (Arieticeras sp.). A képződmény kora az őslénytani adatok alapján sinemuri–pliensbachi. Képződési környezet. A formáció mélyebb — fotikus öv alatti — szublitorális eredetű. Az ekkor még alig tagolt aljzatú, egységes medencét rendszerint gyenge áramlatok jellemezték, amely azonban a Crinoidea-vázak feldarabolásához és szétterítéséhez szükséges energiával rendelkezett. A formáció típusos kifejlődése a Gerecsében található, ahol a középső szakaszán gyakoriak az intraklasztos szintek, amelyek alkalmankénti nagyenergiájú áramlatokról tanúskodnak. A Vértes területén ez a jelleg csak kivételesen jelenik meg, akkor is inkább a Vértes északi részén.

h HIERLATZI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J1) — hJ1 Litológia, település. A Hierlatzi Mészkő fakóvöröstől a piszkosfehéren át a vörösfoltos szürkéig terjedő változatban fordul elő a DNy-i Vértesben. Nagy mennyiségben tartalmaz durva szemcséjű Crinoidea-ízeket, Brachiopodát és apró Ammonitest. A feküjét alkotó Dachsteini Mészkőben vékony hasadékkitöltő erek formájában, néhol dogger (?) mészkővel együtt jelenik meg. Elterjedés, vastagság. A Hierlatzi Mészkő csak Mór környékén ismert, ahol a Harmatos-völgytől K-re eső háton kis területen jelenik meg sűrű törmelékben. Ehhez hasonló kifejlődésű liász mészkő ismert az Oroszlány O–1828 fúrásban is a Dachsteini Mészkő hasadékaiban. Ősmaradványok, kor. A formációból előkerült Brachiopoda — VÖRÖS A. határozása szerint Liospiriferina sp. — alapján a képződmény kora sinemuri(?)–pliensbachi. Képződési környezet. A formáció a szerkezetileg enyhén tagolt morfológiájú környezet mélyebb szublitorális részén, a kissé kiemeltebb tenger alatti hátság áramlás- árnyékos oldalán halmozódott fel. A Vértes környezetében kivételesnek minősíthető formációval rokon képződmény a Bakony területének jellemző eleme, míg a Vértestől ÉK-re ugyancsak kivételesnek tekinthető.

i ISZTIMÉRI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J1) — iJ1 Litológia, település. Az Oroszlány O–2360 fúrásban (valószínűleg tektonikus morzsolódási zóna alatt) harántolt fakószürke és fakó testszínű, túlnyomórészt finomkristályos vagy afanerites szövetű, pados kifejlődésű, vörösagyag- filmes, 3–10 cm vastag sötétszürke tűzkőgumóval vagy zsi- nórral jellemzett, helyenként sztilolitos mészkő sorolható az Isztiméri Formációba. A tűzkőrétegek hiánya ellenére fel- 18. ábra. Az Isztiméri Mészkő vékonycsiszolati képe a csókakői Csóka- tételesen ide sorolhatónak tűnik a csókakői Csóka-hegy hegy vonulatából. A wackestone szövetű kőzet egyeduralkodó tömbjében és attól nyugatra néhány tízmétertől 100 m-ig eleme a teljesen kalcitosodott szivacstű, amelyhez mindössze terjedő sávban — a Fődolomit mellett meredek dőlésű tek- néhány apró Crinoidea-fragmentum, egy Ostracoda és bizonytalan eredetű bioklaszt csatlakozik csupán (fotó: CsáG) tonikus vonal mentén elhelyezkedő — rózsaszínes vagy sár- Figure 18. Thin-section photomicrograph of the Isztimér Limestone gásfehértől a fakóvörösig terjedő Crinoidea-hintéses, mikri- derived from the Csóka Hill range at Csókakő. The dominant tes alapanyagú mészkőváltozat is (FERENCZ 2004). A beso- element of the wackestone matrix is a completely calcitizated rolás alapjául a vékonycsiszolatban rendszeresen megjele- sponge spicule accompanied by some small Crinoid fragments and nő, rendszerint kalcitosodott szivacstűk (18. ábra), illetve a an Ostracod and some bioclasts of uncertain origin (photo by nem ritka szivacstelep-töredékek szolgálnak (19. ábra). CsáG)

39 Elterjedés, vastagság. Az Isztiméri Mészkő a felszínen csak a Vértes DNy-i peremén fordul elő, de a Pusztavám– Oroszlányi-medencében a fúrási rétegsorok között is csupán az Oroszlány O–2360 fúrásban ismert 2,7 m vastagságban. Ugyanakkor a Vértestől DNy-ra mind a Móri-ároknak, mind a Bakonyi-szinklinális tengelyének jellegzetes képződménye. Vastagsága a Móri-árokban mélyült Mór–3 fúrásban meghaladja a 38 m-t. Jelenleg úgy tűnik, hogy a formáció legkeletebbi előfordulása a Vértes területére esik a Dunántúli-középhegységben. Ősmaradványok, kor. A pelmikropátos vagy pelbio- mikrites alapanyagban gyakori a bentosz Foraminifera, a Globochaete, az Ostracoda- és Crinoidea-törmelék, ezeken kívül a formáció felső részén kevés Bositra-teknő, alul pedig sok szivacstű fordul elő. Elsősorban az utóbbi 19. ábra. Az Isztiméri Mészkő Formáció vékonycsiszolati szöveti képe. A ősmaradványok alapján tűnik elfogadhatónak a kép- wackestone szövetű kőzetben uralkodó elem a teljesen átkalcito- ződmény alsó-jura (leginkább sinemuri és alsó- sodott szivacstelep-töredék, benne egyetlen apró termetű bentosz pliensbachi) besorolása, bár az Oroszlány O–2360 fúrás Foraminiferával (fotó: CsáG). Csókakő, Csóka-hegy esetében a kevés Bositra alapján a toarci sem zárható ki Figure 19. Thin-section photomicrograph representing the texture of the teljesen. Isztimér Limestone Formation. The dominant element in the rock Képződési környezet. VÖRÖS (1997) és VÖRÖS, GALÁCZ of wackestone texture is a completely calcitized fragment of a (1998) modellje alapján az egyre tagoltabbá váló aljzaton az sponge colony accompanied by a small Foraminifer, Csóka Hill, Isztiméri Formáció a medencének a hátságokhoz közeli Csókakő (photo by CsáG) részén fejlődött ki.

tö *TÖRÖKBÜKKI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J1)

A korábbi s.l. Pisznicei Mészkő Formáció két részre bontható. Ennek alsó szakászára a Crinoidea-tartalom alárendelt, esetleges volta, míg felső részére dominanciája, esetenként váltakozó mértékben gumós, agyagos volta jellemző, ami elegendő ok a felső részének formációszintű megkülönböztetésére, amint azt már FÜLÖP (1975 p. 39. 1. bek.) is javasolta. Litológia, település. A Törökbükki Formációt vörös színű, felső réteghatára környékén a nagy mangántartalomtól sötétszürkére színezett, mangános kérgű ősmaradványhéjakat tartalmazó, változó mértékben crinoideás, rendszerint kissé agyagos, gumós szerkezetű mészkő alkotja. Elterjedés, vastagság. A Vértesben a Törökbükki Mészkő kizárólag Vértessomló környezetéből ismert, ahol vastagsága 8-10 m. Nem zárható ki, hogy több fúrás is harántolta, a leírások azonban nem teszik lehetővé az egyértelmű azonosítást. Ősmaradványok, kor. A formáció faunaegyüttesében Crinoidea, Ammonites, Brachiopoda, csiga és nagyszámú Foraminifera fordul elő. Kora: pliensbachi. Képződési környezet. A formáció képződési környezete az uralkodóan nyugodt vizű medence, amelybe azonban a védettebb tereplépcsőkről alkalmanként erőteljesebb áramlatok által Crinoidea-törmelékek szállítódnak. Hasonló, még jellegzetesebb előfordulásai a Gerecsében találhatók.

t TŰZKÖVESÁRKI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J1)

Litológia, település. A típusos ammonitico rosso fáciesű Tűzkövesárki Mészkőnek nem ismert felszíni előfordulása a Vértesben. A fúrási rétegsorok leírása alapján a vörös színű, kissé agyagos, gumós szerkezetű, fölfelé gyéren crinoideás mészkő három fúrásban volt azonosítható a Pisznicei Mészkő és a Kisgerecsei Márga között. A móri-árokbeli előfordulása a Mór M–3-as fúrásban lehet halványszürke foltos, barnásvörös agyagközös is. Elterjedés, vastagság. A formáció elterjedése az Oroszlányi-medencére korlátozódik. Legnagyobb, 25,5 m-es vastagságban az Oroszlány O–1884 fúrás harántolta, de jelentős még a vastagsága az O–1822 fúrásban is (16,8 m). A formáció a Móri-árokban (M–3 fúrás) 9,2 m vastag, míg a Környe–24 fúrásban mindössze 0,4 m. Ősmaradványok, kor. A formációt harántolt fúrások közül az M–3 fúrás leírásában Fuciniceras sp. és Phylloceras sp. szerepel. A képződmény kora: pliensbachi. Képződési környezet. A formáció típuskifejlődése a bakonycsernyei Tűzköves-árokban található, ahol a hátsági területektől távoli, az áramlásoktól is elkerült medenceterületen fejlődött ki. Ehhez közelálló kifejlődésűnek mutatkozik a

40 Móri-árok területe is, amely nagy valószínűséggel össze is függött a formáció típusterületével. Az oroszlányi liász medence a Tatabányai-medencével függött össze (CSÁSZÁR et al. 1998), de ide kevés Crinoidea-fragmentum is beszállítódott a Vértes közeli hátságáról. Kifejlődési jellege alapján az oroszlányi-medencei kifejlődés átmenetet mutat a Törökbükki Mészkő felé, amelytől azonban lényegesen szerényebb bioklaszttartalma alapján jól elkülöníthető.

TOARCI kg KISGERECSEI MÁRGA FORMÁCIÓ ( J1) Litológia, település. A vörös színű, erősen agyagos, apró mészkőgumós, ammoniteszes márga a Tűzkövesárki, a Törökösbükki vagy a Pisznicei Mészkő fölött települ, míg fedőjét a Tölgyháti Mészkő vagy az Eplényi és a Tölgyháti Mészkő átmeneti kifejlődése alkotja. Az utóbbitól történő megkülönböztetés a makroszkópos jellegek nagymérvű hasonlósága miatt esetenként gondot okozhat. Meghatározó elv, hogy a Kisgerecsei Márga a Tölgyháti Mészkőnél pelitesebb, és a mészkőgumók apróbbak. Elterjedés, vastagság. A Kisgerecsei Márgát — valószínűleg kis vastagsága és kis mérvű erózióállékonysága miatt — a felszínen nem, a „vértessomlói öblözetben” és Környe területén azonban öt fúrás rétegsorában sikerült azonosítani. Vastagsága az Oroszlány O–1822 (5,9 m) és az O–1884 (5,6 m) a legnagyobb, a többiben 0,4–1,0 m között változik. A móri Csóka-hegy délnyugati lejtőjének peremén 1 db 40×15 cm-es méretű, vörös színű, kissé agyagos, gumós jellegű, ammoniteszes mészkőtörmelék jobb híján ebbe a formációba sorolható, akárcsak az M–3 fúrás által 2,0 m vastagságban harántolt sötét vörösbarna, finomszemcsés, elmosódottan gumós mészmárga. Ősmaradványok, kor. A formáció ősmaradvány-együttese (az átmeneti területektől eltekintve) szinte kizárólag nekton (Ammonites), vagy plankton szervezetek — parányi méretű kagylóteknők (Bositrák) — törmelékéből áll. A csóka-hegyi kőzetörmelék az Ammonites-fajok (főként Phylloceras és Lytoceras) áttekintő vizsgálata alapján a pliensbachi–toarci emeletbe tartozhat (Galácz A. szóbeli közlése szerint). Képződési környezet. A Kisgerecsei Márga batiális mélységű medenceképződmény, amely — a pliensbachi végén bekövetkezett tengerszint-emelkedés következtében — a dunántúli-középhegységi jura kifejlődési területén általános elterjedésű, a hátsági területek kivételével.

ALSÓ–KÖZÉPSŐ-JURA TOARCI–BAJOCI th TÖLGYHÁTI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J1–2) Litológia, település. Tölgyháti Formációt vékonyréteges, helyenként vékonypados, vörös színű, változó mértékben agyagközös, határozottan gumós szerkezetű, Ammonites-fajokban gazdag mészkő alkotja („dogger ammonitico rosso”) Vértessomló környékén, az Oroszlányi-medencében és a Móri-árokban. Feküje rendszerint a Kisgerecsei Márga, rétegtani fedője a Tölgyháti–Eplényi Formáció (ha a két formáció egészében elkülöníthetetlen), illetve a Lókúti Radiolarit. Elterjedés, vastagság. A Vértes környékén a Tölgyháti Mészkő a felszínen néhány kisebb feltárásban Vértessomló közvetlen közelében, a falutól kissé ÉK-re fordul elő. Leginkább e formációba sorolható az a kis mészkőfoszlány, amely a Vértessomlói-rátolódás mentén egy kisebb pikkelyben a Terv út mentén, továbbá Csákánypusztánál jelenik meg. Ezen túlmenően az Eper-hegy északi peremén az ÉK–DNy-i csapású vonulat uralkodóan felső-jura mészkő anyagú breccsa- falában törmelékként is előfordul. A formáció vastagsága folyamatos rétegtani fedő esetében 39,3 m (Oroszlány O–1761 fúrás), illetve 34,5 m (O–1884 fúrás). Bár két rétegkötege egyértelműen elkülöníthető a Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrásban (31,5 m), ennek ellenére az Eplényi Mészkővel egybevontan kezeljük ebben a szelvényben. Eróziós felülettel települő kréta fedő esetében vastagsága elmarad a fenti vastagsági értékek mögött (O–2045 fúrás: 19,0 m; O–1825 fúrás: 12,8 m). A Móri-árokban egyetlen fúrásban (Mór–3) ismert, az Eplényi Mészkőtől elkülöníthetetlen kifejlődésben. Az összesen 11,1 m vastag képződmény alsó fele egyértelműen a Tölgyháti Mészkőhöz sorolható, míg felső felének felépítésében a két képződmény közelítőleg egyenlő arányban vesz részt. Még ennél is szokatlanabb a helyzet az O–1822 fúrásban, ahol a Tölgyháti Mészkő mindössze 2,9 m vastag, és ez a kőzettest közvetlenül a Lókúti Radiolarit feküjében található, miközben a Tölgyháti–Eplényi Formáció vastagsága ugyanitt 41,7 m. Ősmaradványok, kor. Jellegadó ősmaradványai a többnyire csak vékonycsiszolatban látható, többnyire törmelékes megjelenésű Bositra-teknők, elvétve azonban megjelenhetnek benne Crinoidea-törmelékek, mészvázú bentosz Foraminiferák, sőt, kivételesen Brachiopoda is előfordulhat. Kora: toarci–bajoci. Képződési környezet. A formáció képződési környezete közepes mélységű batiális medence, a hátsági területekről azonban hiányzik. A Gerecsében — a Gorba-háttól eltekintve (CSÁSZÁR et al. 1998) — általános elterjedésű. Szerepe a Bakonyban a gerecseinél alárendeltebb, de a medence fáciesű területeken rendszerint ott is jelen van, míg a vértesi tájegység területén az Oroszlányi-medencében és Vértessomló környékén lelhető fel. A Móri-árok területén átmeneti jellegű kifejlődését ismerjük.

41 TOARCI–CALLOVI e EPLÉNYI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J1–2)

Litológia, település. Az Eplényi Mészkő vörös és szürke színű, általában vékonypados vagy lemezes, a kőzetalkotó mennyiségben megjelenő parányi Bositra-teknők miatt gyakran lamináltnak ható, jellegzetesen zsírfényű kőzet. Általában a Tölgyháti Mészkővel sűrűn váltakozik, a fúrási rétegsorok leírása alapján a két formáció nem is különíthető el egyértelműen egymástól. Kivételt képez a Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrás, ahol a Tölgyháti Mészkő Formáción belül 7,5 m vastag betelepülésként jelenik meg (17. ábra). Hasonló a helyzet az Oroszlány O–1761 fúrás esetében. A formáció legfelső rétegeiben kimaradnak a Bositra-teknők, és megjelennek a Radiolariák azokon a területeken is, ahol a Lókúti Radiolarit ki sem fejlődött (pl. a Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrásban, ahol a Pálihálási Mészkő települ a fedőjében). Közeli előfordulását jelezheti az eper-hegyi breccsafalban beágyazódott módon megjelenő, a vékonycsiszolatos vizsgálat alapján kizárólag Bositra-teknőkből álló kőzettörmelék is. Elterjedés, vastagság. Az Eplényi Mészkő a területen önálló egységként nem került elkülönítésre, bár a Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrás rétegsorában két önálló rétegtestet alkot 7,5 m, illetve 3,0 m vastagságban. A móri Csóka-hegy lejtőjén néhány darab 10–30 cm-es méretű törmelék formájában ugyancsak fellelhető. A formáció a Móri- árokban is megjelenik, bár a Mór–3 fúrás tanúsága szerint a Lókúti Radiolarit feküjében települő 4,5 m vastag képződményen belül a Tölgyháti és az Eplényi Formáció nem különíthető el egymástól. Ősmaradványok, kor. A típusos Eplényi Mész- kő (ritka kivételtől eltekintve) kőzetalkotó mennyi- ségben tartalmaz plankton kagylókat (20. ábra). Egyes szintekben Radiolaria-tartalmú rétegek, lencsék települnek közbe, esetenként tűzkőlencsék formájában. Kora: toarci–callovi (esetleg oxfordi). Képződési környezet. A formáció képződési környezete lényegében egyezik a Tölgyháti Mész- kőével, amit a két képződmény gyakori váltakozása is jelez. Egyes vélemények szerint a Bositra- kagylóteknők kőzetalkotó mennyiségű felhalmo- zódása áramlásárnyékos területeken jellemző. 20. ábra. Az Eplényi Mészkőbe sorolható, Bositra-teknőkből álló floatstone jellegű Mindenesetre feltűnő, hogy a képződmény a kőzetváltozat a Csóka-hegy oldalában. A teknők sűrűségének változása Gerecse térségében — a Tölgyháti Mészkővel rétegzettséget rajzol ki (fotó: CsáG) szemben — alárendelt jelentőségű, míg az egy- Figure 20. Floatstone-like rock-type made up of Bositra shells belonging to the értelműen mélyebb dél-bakonyi medencék terüle- Eplény Limestone. It is derived from the hillside of Csóka Hill. The change in tén a Tölgyháti Mészkő az Eplényi Mészkövön the density of the shells shows bedding in the rock (photo by CsáG) belül, lényegesen kisebb tömegben fordul elő. A Vértes térségében a Tölgyháti Mészkő és az Eplényi Mészkő átmeneti jellegű a bakonyi és a gerecsei kifejlődés között, amennyiben a Bakonyban a két formáció közül az Eplényi Mészkő, míg a Gerecsében a Tölgyháti Mészkő a domináns.

KÖZÉPSŐ-JURA

A Vértes legutóbbi földtani térképezése során a korábban ismertnél jelentősen kiterjedtebb területen sikerült azonosítani jura képződményeket a móri Csóka-hegy környezetében, ahol a jurával kitöltött hasadékokat már korábban felismerték (FÜLÖP et al. 1960, GALÁCZ 1995). A leggyakoribb és legnagyobb tömegű kőzettest a középső-jurába tartozik, amely óriáshasadékok kitöltéseként jelenik meg. A dunántúli-középhegységi jura semmilyen más litosztratigráfiai egységéhez nem sorolható képződmény önálló formációként, Csókakői Mészkő néven került leírásra (CSÁSZÁR,PEREGI 2001).

BAJOCI–BATH c CSÓKAKŐI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J2) — cJ2 Litológia, település. A Csókakői Mészkő Formációt fakó- vagy sötétebb vörös színű, általában tömeges kifejlődésű vagy rosszul rétegzett, helyenként kissé gumós mészkő alkotja a Vértes DNy-i peremén nyomozható hasadékokban. Uralkodóan mikrites szövetű (21. ábra), néha Crinoidea-hintéses, kivételesen fehér, durva Crinoidea-elemekből álló

42 lencséket is tartalmaz. A hasadékkitöltések pereme mentén 1-2 cm-től több m-ig terjedő Dachsteini Mészkő vagy Fődolomit anyagú klasztokat (22. és 23. ábra), tömböket tartalmaz. Emellett — főként a hasadék alsó részén (azaz a Fődolomiton belül) — alsó(?)-jura korú 1–50 cm-es méretű, durva crinoideás vagy éppen finom- szemcséjű, szögletes kőzettörmeléket is tartalmaz (II. tábla, 3.). Elterjedés, vastagság. A formáció legfőbb elő- fordulása a csóka-hegyi Éles-kő melletti kis feltárásoktól DK-re, a meredek lejtő területére, mégpedig a Fődolomit és a Dachsteini Mészkő tektonikus kontaktusának környezetére esik. A két képződmény kontaktusa mentén a Csókakői Mészkő-test szélessége legalább 50 méter. Tovább DK-i irányban még a Fődolomit-testen belül is számos kisebb és egy 4 m széles hasadékkitöltés található (FERENCZ 2004, II. tábla, 4.). Az eddigi adatok 21. ábra. Bositrás Csókakői Mészkő Formáció (a kép bal oldalán), benne alapján a hasadékok csapásiránya változó, egy részük apró Ammonites-átmetszeteket, háztöredéket és kevés apró Bositra- kagyló héjtöredékét tartalmazó szögletes mészkőtörmelékkel a azonban a Móri-peremvető irányával párhuzamos vagy csókakői torony délkeleti oldaláról. A kép azt jelzi, hogy a két ahhoz közel álló. Terepi adatok szerint a formáció generációs hasadékkitöltés fiatalabb része konszolidált telérkitöltésként a csókakői Várromtól DK-re, a Móri- törmelékként tartalmazza az első generációs hasadékkitöltés peremvető környezetében is megjelenik mind a Dach- anyagát (fotó: CsáG) steini Mészkőben, mind a Fődolomitban. A Dachsteini Figure 21. Csókakő Limestone Formation containing Bositras (on the left). Mészkő és a Fődolomit találkozásánál fellépő óriás- A cross section through a small Ammonite shell can also be seen hasadék felszíni vetületbeli szélessége eléri a 100 m-t, a accompanied by shell fragments and few, small Bositra shell hasadék mélysége pedig (a felső-triász platform- fragments in angular limestone clasts. Sample is derived from the karbonátok vastagsága alapján) akár az 1000 m-t is. south-eastern side of the Csókakő tower. The photo shows that the younger part of the two-generational fissure fillings contains the Ősmaradványok, kor. A formáció jelentős makro- material of the first-generational fissure filling as consolidated fauna-tartalma lencsékben koncentrálódik. Az Éles-kő debris (photo by CsáG)

22. ábra. Változatos összetételű és korú kőzettörmeléket tartalmazó, 23. ábra. Wackestone és packstone szövetű, extraklasztos, bositrás, mészaleuritos mikrit alapanyagú Csókakői Mészkő. A szürke Crinoidea-töredékes és hyalin vázú bentosz Foraminiferát is árnyalatú szemcsék Dachsteini Mészkő anyagúak (jobbára a tartalmazó Csókakői Mészkő, benne átkristályosodott ooidokból fénykép alsó felében), a Bositra-tartalmú mészkőtörmelék (a álló Dachsteini Mészkő cm-es méretű törmelékével (fotó: CsáG) Csókakói Mészkő első generációjából), de van néhány mudstone Figure 23. Extraclastic Csókakő Limestone with Bositras, Crinoid- szövetű szemcse is (fotó: CsáG) fragments and hyaline benthic Foraminiferans with wackestone Figure 22. Micritic matrix of calcareous siltstone containing clasts of and packstone matrix. Centimetre-size Dachstein Limestone clasts different composition and age, in the Csókakő Limestone. Grains made up of re-crystallized ooids can be seen in the rock (photo by with grey tint are derived from the Dachstein Limestone (situated CsáG) predominantly in the lower part of the photo). Bositra-bearing limestone clasts (from the first generation of the Csókakő Limestone) and some grains with mudstone matrix can also be seen (photo by CsáG)

43 közelébe eső feltárásokban majdnem kizárólag Ammonites-fajokat tartalmaz (FÜLÖP et al. 1960). GALÁCZ (1995) a fauna revíziója során az alábbi taxonokat azonosította a felső-bajoci alemeletből: Phylloceras trifoliatum, Phyllocera kudernatschi, Adabofoloceras belinskyi, A. cf. besnosovi, Holcophylloceras zignodianum, Ptychophylloceras longararae, Lytoceras adeloides, Nannolytoceras polyhelictum, N. pygmaeum, Lissoceras oolithicum, Sphaeroceras sp., Parkinsonia sp. indet, továbbá a felső-bath alemeletből: Ptychophylloceras flabellatum, Ptychophylloceras sp. Lytoceras adeloides, Oxycerites sp. indet., Eohecticoceras sp. indet. Prohecticoceras retrocostatum, Cadomites rectelobatus, C. compressus, „Dimorphinites” nodifer, „Morphoceras” gignouxi, Epistrenoceras sp., Bullatimorphites sp., Parapatoceras distans, Procerites sp., Choffatia pseudoannularis. Ezzel szemben az óriáshasadék DNy-i peremének környezetében egy lencsében jobbára csak nagy termetű Brachiopoda fordul elő nagy tömegben. Néhány magányos példány a lejtő más-más pontjáról is előkerült. Ez az együttes Vörös A. szíves határozása szerint a felső-bajoci alemeletet jelző alábbi taxonokból áll: „Terebratula” cf. fylgia (OPPEL), Apringia cf. atla (OPPEL), Apringia alontina (DI STEFANO), Striirhynchia? sp. indet., Linguithyris? sp., Papodina? cf. recuperoi (DI STEFANO), Cardinirhynchia galatensis (DI STEFANO), Septocrurella? sp., További leletek: néhány hosszú, tűhegyes fog és bizonytalan héjtöredék. A kétgenerációs hasadékkitöltés kora GALÁCZ (1995) vizsgálata szerint késő-bajoci (Parkinsonia parkinsoni zóna), illetve késő-bath (Oxycerites orbis zóna). Képződési környezet. FERENCZ (2004) szerint a Vértesi-hátság peremén 1000 m-es mélységig hatoló, a Fődolomitba is legalább 100 m mélyen lenyúló hasadékok alakultak ki a Liguriai-óceán kinyílásához kötődően, amelyekbe a hátságról az áramlatok által elszállított üledék halmozódott fel. Említést érdemel, hogy a Déli-Alpokban hasonló jelenségről számolt be FERRARI (1982), ahol az ugyancsak több méter szélességű, kétgenerációs hasadékkitöltés kora szintén bajoci és bath (Subfurcatum-, illetve Zigzag-zóna).

KÖZÉPSŐ–FELSŐ-JURA CALLOVI–KIMMERIDGEI l LÓKÚTI RADIOLARIT FORMÁCIÓ ( J2–3)

Litológia, település. A formációt vörös, vörösbarna színű tűzkőrétegek (Oroszlány O–1822 fúrás), illetve zöldes árnyalatú fakószürke, szürkészöld és vörösesbarna, változó mértékben kovás márga- és agyagmárgarétegek alkotják (O–2370), esetenként laminált belső szerkezettel. A vékonycsiszolatok tanúsága szerint a kőzet nagy tömegben tartalmaz Radiolaria-vázakat, amelyek laminákban dúsulnak. Elterjedés, vastagság. A Lókúti Radiolarit a középső- és felső-jura képződmények felszíni előfordulási területén sem Vértessomló környékén, sem a Vértes DNy-i peremén nem fejlődött ki, de megtalálható Csákánypuszta környezetében (KNAUER 1973), valamint a Tatabányai-medence középső szerkezeti egységében is (Tatabánya Ta–1335 fúrás). Kérdésesen ide sorolható Vértessomló északkeleti peremén, a lőtér közelében törmelékként talált vörös színű, kovás átitatódású crinoideás mészkő. Az Oroszlányi-medencében mindössze az O–1822 és az O–2370 fúrás harántolta a formációt, az előbbi 2,0 m, az utóbbi 7,5 m-es vastagságban, míg a Tatabányai- medencében látszólagos vastagsága 33,1 m. A Csóka- hegy szűkebb környezetében a formáció előfordulása bizonytalan, de a Móri-árokban mélyült fúrásokból jelentős vastagságban ismert (ez a tény is amellett szól, hogy a Móri-peremvető már a középső-jurában is élő szerkezet volt). Ősmaradványok, kor. A radiolarit alapvető alkotója a gyakran kalcitosodott Radiolaria-vázak tömege (24. 24. ábra. Teljes egészében kalcitosodott Radiolariákból és kevés Bositra- ábra). A képződmény kora az Oroszlányi-medencében teknő töredékéből, esetleg Ammonites-háztöredékből álló packstone nagy valószínűséggel oxfordi–kora-kimmeridgei, de a szövetű mészkő vékonycsiszolati képe a csókakői toronytól DK-re bakonyi mélyebb medencéket figyelembe véve, ahol már eső lejtőn. A képződmény a Lókúti Radiolaritba sorolható (fotó: a bath korszakban is általános elterjedésű volt, a Móri- CsáG) árokban nagy valószínűséggel már legkésőbb a Figure 24. Thin-section photomicrograph of a limestone with packstone calloviban megkezdődhetett a képződése. matrix made up of completely calcitized Radiolarians and of few Képződési környezet. Ahogy a radiolaritokat Bositra shells, and, occasionally of Ammonite shell fragments. The sample is derived from the hillside south-eastern of the Csókakő általában, úgy a Lókúti Radiolaritot is mélybatiális tower. The rock probably represents the Lókút Radiolarite (photo by környezetben lerakódott üledéknek, így a jura rétegsor CsáG) legmélyebb eredetű képződményének szokták tekinteni.

44 Mindazonáltal ma már elfogadott nézet, hogy a Radiolariák tömeges felvirágzásához egyéb tényezők hatása is közrejátszik. Ezek egyike a tengervíz megnövekedett kovatartalma, ami esetünkben vulkáni hamuszórásra vezethető vissza. A szűkebb területen ugyan nem ismeretes vulkanitra utaló bentonit közbetelepülés, de mind a közeli Gerecsében (Maróti-hegy), mind a Bakonyban (Kék-hegy keleti lába) több tufaközbetelepülés ismert (CSÁSZÁR 1984). Ezzel állhat összefüggésben, hogy a Lókúti Radiolarit a korábbi hátsági területeken is megjelenhet, mégpedig az üledékhézagot követő első képződményként (Olaszfalu, Eperjes-hegy és Gorba-hát a Gerecsében),

FELSŐ-JURA OXFORDI–TITHON p PÁLIHÁLÁSI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J3) Litológia, település. A Pálihálási Mészkő alsó 1,5 m-es szakaszát az Oroszlányi-medencében vörös, crinoideás mészkő alkotja, amelyben a Crinoidea-törmelék mellett nagy mennyiségben jelenik meg a formáció két jellemző ősmaradványa, a Saccocoma és a Globochaete. A plankton Crinoideák tömeges megjelenése esetén a kőzet friss törési felülete zsírfényű. A formáció nagyobb vastagságú felső része ugyancsak vörös színű, hintetten kevés finom Crinoidea-törmeléket tartalmazó, vékonypados, saccocomás, globochaetés mészkő, amely a típusos kifejlődésével szemben nem gumós szerkezetű. A Pálihálási Mészkő a Csóka-hegy DNy-i lejtőjén ugyancsak nem típusos kifejlődésével képviselt. Itt jobbára világosvörös színű, mikrites szövetű, hintetten Crinoidea-lemezkés, vékonypados megjelenésű, amelyben nagy mennyiségben dúsulhatnak az Ammonites- és a Belemnites-fajok váztöredékei. Az Éles-kőtől DK-re lévő kis völgy DK-i oldalán, az aprócska Tatai Mészkő folt feküjében néhány dm-es vastagságú eróziós foszlányként megjelenő kőzet jelentős számban tartalmaz meghatározhatatlan elágazó korallt is. A rétegdőlés alapvetően lejtő irányú, közel megegyező a Tatai Mészkőével. Pusztán makroszkópos jellegei alapján úgy tűnik, hogy foszlányként az Éles-kő környezetében is előfordulhat. Elterjedés, vastagság. A formáció vastagsága a fúrási rétegsorok alapján 3,0 m (Oroszlány O–1822 fúrás) és 5,7 m (O–1884 fúrás), bár egy 20,4 m-es bizonytalan adattal is rendelkezünk (O–1761 fúrás). Ez utóbbi esetben azonban az sem zárható ki, hogy a barnásvörös, gumós mészkő a vékony Eplényi Mészkő fedőjében részben vagy egészében a Tölgyháti Mészkőhöz tartozik. Az utóbbi esetben a Lókúti Radiolarit fent említett hiánya nem rétegtani, hanem eróziós. Megtalálható a képződmény a Nagy-Csákány-hegy területén, mégpedig a formáció alsó tagozatát képező „oxfordi breccsa” változataként is. Ide sorolható a tatabányai Terv út alatt, szerkezeti pikkelyben megjelenő, néhány méter vastag jura kibukkanás formájában, illetve a közeli Szarvas-kút mellett, bizonytalan települési helyzetben, a Szentivánhegyi Mészkő alól alig kibukkanva. Az eper-hegyi, közel 10 m-es vastagságú üledékes eredetű breccsafal leggyakoribb törmelékes alkotója a saccocomás Pálihálási Mészkő. Ősmaradványok, kor. FÜLÖP et al. (1965) a Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrásból az alábbi makrofaunát ismertette: Perisphinctes sp., Phylloceras sp., Pygope diphya, Rhynchonella aff. capillata, Nucleata sp. és Anomydae sp. Kora: oxfordi–kora-tithon. Képződési környezet. A Pálihálási Mészkő batiális medence fáciesű képződmény, amely mind a medence-, mind a hátsági területeken megtalálható. A vértesi kifejlődés a gerecseivel látszik azonosnak, míg a Bakonyban erőteljesebben pelites, gumós változata fejlődött ki.

FELSŐ-JURA–ALSÓ-KRÉTA TITHON–BERRIASI sz SZENTIVÁNHEGYI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( J3–K1) — sJK

Litológia, település. A Vértes északi részén (Vértessomló K–1 [= Kapberek 43/K I.] fúrás) a Szentivánhegyi Formáció világosvörös és sárgásfehér, esetleg lilafoltos, általában lemezes vagy vékonypados kifejlődésű. A mikrites alapanyagú, slíresen vagy lencsésen crinoideás mészkőben helyenként sötétvörös, aleuritos vagy finomhomokos, erősen agyagos, kissé gumós szerkezetű, crinoideás réteg is betelepül. Fedőjében — tetemes üledékhézaggal — általában Tatai Mészkő települ. Az eper-hegyi breccsafalban a calpionellás mészkőváltozat mellett — több dm nagyságú törmeléket alkotva — megjelenik még a fehéres rózsaszínű, kalcitos, crinoideás, Mollusca- vagy Brachiopoda-törmelékes, ammoniteszes, alkalmanként mészvázú bentosz Foraminiferában is gazdag, hierlatzi típusú mészkőváltozat is, amelyben alkalmanként még Calpionella- átmetszetek is megfigyelhetőek. A Vértes déli peremét alkotó Csóka-hegyen a Szentivánhegyi Mészkő világosbarna és sárgásfehér, afanerites vagy apró Crinoidea-hintéses szövetű (25. ábra). Jelentéktelen méretű foszlányai a lejtő több pontján is megjelenhetnek (II. tábla, 5.), általában a fedő Tatai Mészkővel és egyúttal a lejtővel egyező, vagyis DNy-i irányú és dőlésszögű településben. A kőzet az Éles-kő környékén gyakran breccsásodott, kivételesen vékony hasadékkitöltésként is megjelenhet. Ilyen kis előfordulását

45 25. ábra. A Szentivánhegyi Mészkő calpionellás, kevés Crinoidea- 26. ábra. Mudstone, wackestone és packstone szövetű calpionellás fragmentumot is tartalmazó kőzettörmeléke mikropátos Szentivánhegyi Mészkő, mikroturbidites eredetű gradált bio- alapanyagú, faunamentes (mudstone típusú) mátrixban, a Csóka- klasztos (főként Crinoidea) közbetelepüléssel, a Csóka-hegyről hegyről (fotó: CsáG) (fotó: CsáG) Figure 25. Calpionella-bearing rock-debris of the Szentivánhegy Figure 26. Calpionella-bearing Szentivánhegy Limestone from the Limestone — containing few Crinoid fragments, as well — in a Csóka Hill, with mudstone, wackestone and packstone texture and microsparitic (mudstone-type), non-fossiliferous matrix derived with a graded interbedding of microturbiditic origin, made up of from the Csóka Hill (photo by CsáG) bioclasts (prevailingly of Crinoids) (photo by CsáG) sikerült feltárni világosvörös változatban a csókakői bányától DK-re a Fődolomit melletti vetőlencsében megőrződött Dachsteini Mészkőben is. Elterjedés, vastagság. A Szentivánhegyi Mészkő a hegység északi és déli peremén jelenik meg. Vértessomló környékén szálkibúvásai megtalálhatók a Terv út mindkét oldalán. Jobb feltárása az útról a Szép Ilonka-forrás felé leágazó K–Ny-i irányú völgy északi oldalán, a Szarvas-kút mellett, továbbá Csákánypusztán ismert. Az általánosabb elterjedésű batiális változata mellett hátsági (hierlatzi) kifejlődésben csak breccsaalkotóként lép fel az eper-hegyi falban. Ugyancsak előfordul a felszínen a móri Csóka-hegy lejtőjén, míg a Pusztavám–Oroszlányi-medence területén öt fúrás harántolta. A Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrásban vastagsága 4,8 m, de az Oroszlányi-medencében elérheti a 18,4 m-t is (Oroszlány O–2301 fúrás). A Csóka-hegy lejtőjének több pontján is megtalálható a calpionellás Szentivánhegyi Mészkő (25. ábra), az Éles-kő sziklafalának bázisán például 0,5–1,5 m vastagságban, többnyire breccsás megjelenéssel. Az Éles- kőtől DK-re eső völgy ÉNy-i oldalán mélyített aknában vastagsága eléri a 7 m-t is. Ősmaradványok, kor. A Szentivánhegyi Mészkőben nagy méretű fehér színű Crinoidea-ízek, elvétve Belemnites- vagy Ammonites-héjtöredékek fordulnak elő a Csóka-hegyen. A Vértessomló K–1 (= Kapberek 43/K I.) fúrás gazdag Calpionella-együttesének vizsgálata alapján pontosan meghúzható benne a tithon-berriasi határ (FÜLÖP et al. 1965). Képződési környezet. A Szentivánhegyi Mészkő üledékképződési környezete enyhén emelkedő aljzatú, batiális medence lehetett, amelybe a környező hátságokról karbonátüledék ülepítődött. Az átülepítés egyértelmű bizonyítékai a Crinoidea-slíres lencsék (26. ábra). Az Északi-Bakonyhoz és a Gerecséhez hasonlóan a hátsági peremek közelében (Vértesi-hátság), a lejtőszakaszokon jelennek meg itt is a crinoideás közbetelepülések. A Déli-Bakony mélyebb batiális medencéjében a hátságok is mélyebb helyzetűek lehettek, valószínűleg ez a magyarázata annak, hogy ott nem jellemző a formáció ezen típusának előfordulása. A Vértes térségében csak az eper-hegyi breccsafalból ismert a gerecsei hierlatzi típusú felső-jura mészkő. Ennek a breccsának a keletkezési körülményeit egy jelentős térszínkülönbséggel járó szerkezeti elem szabhatta meg, minthogy a vastag breccsatest egyértelműen üledékes eredetű, amit vetőlábi breccsának is nevezhetünk. A breccsa létrejöttének idejéről azonban semmiféle információnk nincs, lévén, hogy mátrixa is alig ismerhető fel, korértékű ősmaradványt pedig egyáltalán nem sikerült innen igazolni. Zavarba ejtő jelenség, hogy a breccsában a Tatai Mészkő 2 dm-es méretű törmeléke is beágyazódik. Környezetében további Tatai Mészkő törmelék is előfordul a lejtőn. Tekintettel arra, hogy a breccsában a Pisznicei Mészkő törmeléke alárendelt, a Dachsteini Mészkő pedig elő sem fordul benne, a breccsa keletkezési idejét a kora-krétára datálhatjuk, s a kevés Tatai Mészkő pedig a szerkezeti vonalnak talán a késő-kréta elejei felújulása idején préselődhetett bele a breccsába.

KRÉTA

A Vértes kréta rétegsorát a felszínen alsó-kréta képződmények képviselik. Ezek a Vértes északi részén Vértessomló és Kapberek között egy keskeny sávban, továbbá a móri Csóka-hegyen és annak északi előterében fordulnak elő többnyire kis

46 méretű feltárások és törmelék for- májában, a Móri-peremvető környeze- tében azonban néhány kőfejtőben is feltáródnak. A kréta képződmények többségét azonban csak az eocén és oligocén rétegsorokkal kitöltött Pusz- tavám–Oroszlányi-, valamint a Tata- bányai paleogén medencében mélyített fúrások harántolták, esetenként tekintélyes vastagságban. A kréta képződmények kapcsolatát a 27. ábra szemlélteti. A Vértes földtani magya- rázójában a kréta időszakot kétosztatú tagolásban tárgyaljuk, a hivatalos nemzetközi rétegtani táblázatnak megfelelően.

ALSÓ-KRÉTA HAUTERIVI–APTI

l LÁBATLANI HOMOKKŐ FORMÁCIÓ ( K1)

Litológia, település. A képződ- mény kizárólag a Tatabányai-medence 27. ábra. A kréta formációk tér- és időbeli kapcsolata a Vértes előterében és a Gerecsében (CSÁSZÁR központi zónájából ismert, ahol a Vértes 2002). Rövidítések: SMF = Szentivánhegyi Mészkő F.; BMF = Berseki Márga F.; FBT = Felsővadácsi Breccsa T.; LHF = Lábatlani Homokkő F.; KKT = Köszörűkőbányai tájegységi térképének területén mind- Konglomerátum T.; TMF = Tatai Mészkő F.; VAF = Vértessomlói Aleurolit F.; KMF = össze két fúrás (Tatabánya Ta–1185 és Környei Mészkő F.; TAF = Tési Agyagmárga F.; ZMF = Zirci Mészkő F.; PMF = Pénzeskúti Ta–1212) tárta fel. Ezek leírása csupán Márga F. annyit közöl, hogy a 8 m, illetve 11 m Figure 27. Connections between Cretaceous formations in space and time in the Vértes foreland and vastagságban harántolt képződmény in the Gerecse Hills (CSÁSZÁR 2002). Abbreviations: SMF = Szentivánhegy Limestone Fm; szürke, kissé glaukonitos, világosszür- BMF = Bersek Marl Fm; FBT = Felsővadács Breccia Mb; LHF = Lábatlan Sandstone Fm; ke, agyagos, helyenként kissé kovás KKT = Köszörűkőbánya Conglomerate Mb; TMF = Tata Limestone Fm; VAF = vagy meszes homokkő. A környezeté- Vértessomló Siltstone Fm; KMF = Környe Limestone Fm; TAF = Tés Clay Marl Fm; ZMF = ben lévő fúrások leírásából a Vértes- Zirc Limestone Fm; PMF = Pénzeskút Marl Fm somlói Aleurolitra következtethetünk, amely itt fedője a Lábatlani Homokkőnek, de egyúttal részben heteropikus fáciese is. Elterjedés, vastagság. A képződmény a lap területén kizárólag a Tatabányai-medencében jeleik meg, ahol ez egyúttal a Gerecsei Formációcsoport legnyugatabbi előfordulását is jelenti. Itt a Vértessomlói Aleurolit elterjedési területének nagyobbik (keleti) részén annak feküjében is ez várható, akár 100 métert is elérő vastagságban. Ősmaradványok, kor. A jelzett két fúrás leírása nem említ ősmaradványt. A képződmény kora a gerecsei típusterület adatai alapján hauterivi–apti. Képződési környezet. A gerecsei üledékképződés jellegének ismeretében feltételezhető, hogy a kora-kréta első felében a nyugat felé emelkedő aljzatú terület a tenger alatti elsodrási övezet részét képezte, ezért üledékképződésre csak az áramlat jelentős mérvű csökkenése után került sor.

APTI–ALBAI ta TATAI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( K1) — taK1 Litológia, település. A Tatai Mészkő a Vértes DNy-i részén általában vékonypados, ritkábban lemezes, szürke, barnásszürke, mállottan okker színű, és rendszerint apró- vagy finomszemcséjű Crinoidea-lemezkékből áll. Bázis körüli rétegeit — függetlenül attól, hogy Dachsteini Mészkőre vagy a felső-jura mészkőfoszlányokra települ-e — vöröseslila vagy zöldes fakószürke tónusú, durva Crinoidea-törmelékből álló mészkő alkotja, amely nagy mennyiségben tartalmaz változatos színű (vörös és sárga), néhány mm-es méretű, jobbára jura rétegekből származó mészkőszemcséket. A rétegvastagság a vékonypadostól a tömegesig változó. A rétegsorban fölfelé a szemcseméret fokozatosan finomodik, miközben a törmelékszemcsék is fokozatosan maradnak ki, és a szín is szürkébe vált. A Vértes északi részén a formációt vastaglemezes vagy vastagpados, világosszürke színű, durva szemcséjű Crinoidea- váztöredékekből álló mészkő alkotja. A vértessomlói templomnál a rétegsor szoros redőket formál és helyenként

47 28. ábra. A kréta formációk tektonikus ismétlődése a Vértessomló Vst–8 fúrásban (CSÁSZÁR 2002) 1 — gumós mészkő; 2 — tűzkőgumós mészkő; 3 — rudistás mészkő; 4 — aleurolitmárga változó karbonáttartalommal, bioturbált; 5 — kvarter; 6 — feltolódás. Rövidítések: J = jura mészkő; TLF = Tatai Mészkő F.; KLF = Környei Mészkő F.; VSF = Vértessomlói Aleurolit F. Az egyes képződmények litológiai jellemzését lásd a szövegben Figure 28. Tectonic recurrence of the Cretaceous formations in borehole Vértessomló Vst–8 (CSÁSZÁR 2002) 1 — nodular limestone; 2 — limestone with chert nodular; 3 — rudistid limestone; 4 — siltstone marl with varied carbonate content and bioturbation; 5 — Quaternary; 6 — overthrust. Abbreviations: J = Jurassic limestone; TLF = Tata Limestone Fm; KLF = Környe Limestone Fm; VSF = Vértessomló Siltstone Fm. Lithologic description of the formations can be found in the text

függőleges helyzetű. A Vértessomló Vst–8 fúrásban — a normál rétegtani pozíciója mellett — a Vértessomlói Aleurolitra feltolódott helyzetben is megtalálható (28. ábra). Kapberek térségében, az ún. Terv út mentén a hasonló kőzetváltozat mellett változó mértékben agyagos, gyakran kissé glaukonitos és homokos közbetelepülések is megfigyelhetők. A mészkő itt laposszögű keresztrétegzést mutat, a kötegek nagysága 0,3–0,5 m (III. tábla, 1.). Nem ritka a kőzetben a kovásodás sem, főként a rétegsor alsó felében. A képződmény északi elterjedési határát jelző déli vergenciájú rátolódási vonal mentén (FODOR, BÍRÓ 2004) a Tatai Mészkőbe jura és triász (Dachsteini Mészkő) tömbök pikkelyeződtek (MAROS 1986). Az Oroszlány–Pusztavámi-medencében mélyült fúrások sokkal változatosabb kőzettípusokat tártak fel a Tatai Mészkő rétegsorában, mint amilyenek a felszíni feltárásokban ismertek. Ilyen például egy egészen durva Crinoidea-töredékekből álló, vörös színű, fekete agyagfilmes vagy éppen flázeres rétegzettségű szürke színű változat. Egyes fúrásokban egy vagy két szintben is közbetelepül az intraformációs breccsa, a Környei Mészkő felé átmenetet mutató szakaszon. Ugyanebben a környezetben feldúsulhat a glaukonit, másutt Orbitolinák figyelhetők meg. A kovásodás egyes medencerészeken általános bélyegnek tűnik. A medence nyugati felén sajátos a formáció kapcsolata a Környei Mészkővel, amelytől gyakran nehéz az elhatárolás (pl. Környe Kö–26, Oroszlány Op–1, O–1822, O–1825, O–1884, O–1909 fúrás). A Tatai Mészkőre jellemző Crinoidea-törmelék mellett a rétegsorban fölfelé megjelenik a rudista kagylók törmeléke, amely folyamatosan válik uralkodóvá. Ezt az átmeneti szakaszt több fúrásban Tatai–Környei Formáció néven különítjük el. Az Oroszlányi-medencében a Tatai és a Környei Mészkő határa környékén elmosásból adódó intraformációs breccsa szintek észlelhetők (pl. O–1825 fúrás 564,6–564,9 m). Az Pusztavám–Oroszlányi-medence északkeleti részén a Vértessomlói Aleurolit Formáció fokozatos átmenettel fejlődik ki a Tatai Mészkőből, az agyag- és a kőzetliszttartalom növekedésével. A Vértessomló Vst–1 fúrásban a Tatai Mészkőben fölfelé előbb kimaradnak a tűzkőgumók, majd az egyre növekvő gyakorisággal közbetelepülő pelit és aleurit frakciónak köszönhetően növekvő mértékben flázeres szerkezetűvé válnak a crinoideás mészkőrétegek. Ennek felső szakaszát már a Vértessomlói Aleurolithoz soroljuk. A Móri-peremvető mentén a jobbára vastagpados mészkő vagy a Dachsteini Mészkőre vagy a felső-jura mészkőre (Pálihálási Mészkő, Szentivánhegyi Mészkő) települ, mégpedig a lejtő dőlésszögével megegyező módon. Elterjedés, vastagság. A Tatai Mészkőnek a Vértes DNy-i peremén nagyméretű, falszerű feltárásai vannak a Harmatos-völgyben és annak DNy-i oldali mellékvölgyében. Kisebb feltárásai és sűrű törmeléke ismert még a Mészkemence-kunyhóhoz vezető út mentén is. A Csóka-hegynek a Móri-peremvető letörését adó meredek, DNy-i irányú lejtőjén az Éles-kőig tartó mintegy 1,6 km-es szakaszon folyamatosan feltárt, ezen túlmenően DK-i irányban még további két szálfeltárása ismert. A Móri-peremvető menti feltárásokban elsősorban a formáció bázisrétegei vagy bázisközeli rétegei vannak feltárva 10-20 m-es vastagságban. A Móri-árok keleti peremén, félig levetett helyzetben harántolja a képződményt a Pusztavám Pv–820 jelű fúrás, az árok nyugati részén több balinkai szénkutató fúrás is feltárta. A formáció viszonylag jelentősebb felszíni feltárásokban ismert az Észak-Vértesben is, pl. a vértessomlói templom környezetében és Kapberek térségében, a Terv út mentén, főként a völgy nyugati oldalán, de törmelékben az Eper-hegyen is megtalálható. A Tatai Mészkő az Oroszlány–Pusztavámi-medencében több tucatnyi fúrás rétegsorában fordul elő. Közülük a legnagyobb vastagságban (84,9 m) az Oroszlány O–1822 fúrás harántolta. A Tatai és a Környei Mészkő átmeneti rétegsorának vastagsága rendszerint 10 méternél kisebb, legnagyobb vastagsága az O–1884 fúrásban mintegy 25 m. Ősmaradványok, kor. A formáció leggyakoribb ősmaradványai a Crinoideák, de nem ritkák a Brachiopodák, valamint a plankton és a bentosz Foraminiferák sem (29. ábra). LELKES (1990) megfigyelése szerint a rétegsorban esetenként a kagylók is jelentősebb mértékben szaporodnak fel. A Vértessomló Vst–8 fúrás részletes palinológiai, Dinoflagelláta,

48 nannoplankton és bentosz Foraminifera vizsgálata alapján kimutathatóvá vált, hogy az apti–albai határ a Tatai Mészkövön belül húzható meg (LEEREVELD 1992; CSÁSZÁR et al. 1995). A formáció kora ezek alapján késő-apti–kora-albai. Képződési környezet. A Tatai Mészkő üle- dékeinek lerakódása hosszú üledékképződési szü- netet követően kezdődött el a Vértes területén. Az utóbbi évek kutatási eredményeinek köszönhetően egyértelműen megállapíthatóvá vált (SZIVES 1999a, b), hogy az üledékhiány nem szárazulati viszo- nyokhoz kötött eróziónak, hanem tenger alatti kö- rülmények közötti üledékelsodrásnak, kisebb mér- tékben víz alatti oldásos és szerkezeti mozgásokhoz kötött morzsolódásos lepusztulásnak tulajdonítható. A LELKES (1990) által megállapított mélység szerinti fáciestagolódás következtében a területen a mélyebb szublitorálistól a sekélybatiálisig, de akár a mély- 29. ábra. Packstone szövetű Tatai Mészkő vékonycsiszolatos szöveti képe (fotó batiálisig terjedő üledékképződési környezetek is CsáG). Uralkodó alkotó az apró Echinodermata-törmelék, de gyakori előfordulhattak, az üledékgyűjtő általános észak- benne a plankton, kevés a mészvázú bentosz Foraminifera és van Ostracoda is. A glaukonit önálló szemcseként és Foraminifera-vázak kitöltéseként keleti irányú mélyülése mellett. A Móri-árok egyaránt előfordul területéig délnyugati irányban nő az üledékhézag, Figure 29. Thin-section image of the Tata Limestone with packstone texture majd az Északi-Bakonyban megfordul a tendencia, (Photo by CsáG). Small Echinoderm fragments are predominant; és a Déli-Bakony északkeleti részén már folyamatos planktonic Foraminiferans are frequent, calcareous benthic Foraminiferans az alsó-kréta Sümegi Márgából az átmenet a Tatai are rare. Ostracods are also present. Glauconite occurs both as discrete Mészkőbe. Általános törvényszerűségként állapít- grains and infillings of Foram tests ható meg, hogy az Pusztavám–Oroszlányi-meden- cén belül a sziliciklaszt mennyisége északkeleti irányban növekszik, különösen a formáció alsó felében. Mindez összhangban van a medencének a Gerecsei-medencével való egybekapcsolódásával, közvetlen átmenetével.

ALBAI v VÉRTESSOMLÓI ALEUROLIT FORMÁCIÓ ( K1) — vK1 Litológia, település. A Vértessomlói Aleurolit Formáció alapvető kőzettípusa a sötétszürke aleurolitmárga, amelybe glaukonitos, aleuritos agyagmárga, márga, ritkábban mészmárga, sőt mészkő és homokkő is közbetelepülhet. Jellemző még a formációra a finom- vagy aprószemcséjű klasztikus komponens mindenkori jelenléte. A Tatai Mészkőből való kifejlődésének jellegzetes példáját szolgáltatja a Vértessomló Vst–8 fúrás, amelynek rétegsorában fölfelé előbb a tűzkőgumók és kovás átitatódások maradnak ki a Tatai Mészkőből, majd lecsökken a Crinoidea-szemcsék mérete és gyakorisága, miközben a kőzet egyre inkább agyag- és aleurolitközös, gumós jelleget ölt (28. ábra). A formáció átmeneti jellegűnek is tekinthető, kb. 50 m vastag alsó szakaszának tetején válik a kőzet erőteljesebben glaukonitossá és egyúttal típusossá. A Vértessomlói Aleurolit nyugat felé egyre inkább a Környei Mészkő felé mutat fokozatos átmenetet. Ez az átmenet részben heteropikus, mint pl. az Oroszlány O–1822 fúrás esetében, ahol a Tési Agyagmárga alatt nem a Környei Mészkő jelenik meg, hanem a Környei és a Vértessomlói Formáció átmenete 46,3 m-es vastagságban, és csak ez alatt következik a mindössze 23,3 m vastag típusos Vértessomlói Aleurolit. Ez a jelenség más fúrásokban is megfigyelhető. Három fúrás esetében ez az érték 10-20 m körüli (Környe Kö–27: 22,0 m; Tatabánya Ta–835: 19,2 m; O–2008: 10, 1 m), de több fúrásban mutatkozik 10 m alatti vastagságú átmeneti képződmény (pl. Oroszlány O–1411, O–1417, O–1423, O–1651, Vértessomló Vst–2). Ugyanakkor a vonatkozó területtől északra két fúrásban kiugróan nagy vastagsági értékekkel (Kocs–1: 53,1, O- 1761: 79,5 m) képviselt. Ugyanakkor a formáció kivételesen medencefenéki törmelékkúpként is magába zárhat Környei Mészkövet (CSÁSZÁR 2002), amint ezt a Vst–8 fúrásban tapasztalhattuk. Elterjedés, vastagság. A Vértessomlói Aleurolit előfordulása a Vértes térségében az Oroszlányi-medence „Vértessomlói öblözetére” korlátozódik, ahol a jelen térképezési program keretében egy kisebb felszíni feltárását is sikerült kimutatni a Szarvas-kúttól északra. Ebben a feltárásban a Tatai Mészkő és a Vértessomlói Aleurolit átmeneti jellegei ismerhetők fel. A Szarvas-kúttól keletre lévő lejtőn crinoideás, aleuritos mészkőlemezek lelhetők fel, amelyek nagyon hasonlítanak a Tatai Mészkőre. Az útbevágásban létesített kutatóárok azonban egyértelműen tanúsítja, hogy itt a domináns kőzet a mállékony aleurolitmárga. Az út keleti oldalán tehát — átmeneti jellegeket is hordozva — a Vértessomlói Aleurolit települ a Szentivánhegyi Mészkőre. A formáció típusos kifejlődése az Oroszlányi-medence területén mélyült fúrások

49 30. ábra. A Környei Mészkő kapcsolata a Tatai Mészkővel és a Tési Agyagmárgával a Vértes előterében (CSÁSZÁR 2002) 1 — vastagpados mészkő; 2 — gumós mészkő; 3 — mészkő agyagos közbetelepülésekkel; 4 — homokos mészkő; 5 — bioklasztos mészkő; 6 — mészkő mészmárga-közbetelepülésekkel; 7 — márga; 8 — agyag; 9 — tarkaagyag; 10 — aleurolit; 11 — homokkő; 12 — növénymaradvány; 13 — rudisták; 14 — egyéb kagylók; 15 — csigák; 16 — Echinodermata-töredékek; 17 — Orbitolinák; 18 — tengeri sünök; 19 — korallok; 20 — Brachiopodák; 21 — Ammonites fajok. Rövidítések: DMF = Dachsteini Mészkő F.; J = jura mészkő; TMF = Tatai Mészkő F.; TAF = Tési Agyagmárga F.; TMF–KMF = Tési és Környei Formáció átmenete; KeT = Kecskédi T.; KoT = Kocsi T.; Ol = oligocén formációk Figure 30. The connection of the Környe Limestone with the Tata Limestone and the Tés Clay Marl in the Vértes foreland (CSÁSZÁR 2002) 1 — thick-bedded limestone; 2 — nodular limestone; 3 — limestone with clayey intercalations; 4 — sandy limestone 5 — limestone with bioclasts; 6 — limestone with calcareous marl intercalations; 7 — marl; 8.clay; 9 — variegated clay; 10 — siltstone; 11 — sandstone; 12 — plant remnant; 13 — rudists; 14 — other Bivalves; 15 — Gastropods; 16 — Echinoderm fragments; 17 — Orbitolinas; 18 — Echinoids; 19 —Corals; 20 — Brachiopods; 21 — Ammonites. Abbreviations: DMF = Dachstein Limestone Fm; J = Jurassic limestone; TMF = Tata Limestone Fm; TAF = Tés Clay Marl Fm; TAF–KMF = transition between the Tés and Környe formations; KeT = Kecskéd Mb; KoT = Kocs Mb; Ol = oligocene formations

50 rétegsorában jelenik meg, ahol legnagyobb vastagsága legfeljebb 200 m. A Tatabányai-medence központi zónájában, a mezozoos aljzat nagyobbik részén a legfiatalabb képződmény a Vértessomlói Aleurolit, amelyet mintegy két tucat fúrás tárt fel. A központi zóna DNy-i oldalát képező vető mentén a képződmény a Tatai Mészkővel fogazódik össze. Ősmaradványok, kor. A Vértessomlói Aleurolit ősmaradvány-tartalmának legjellemzőbb elemei a rendszerint gélpirites kitöltésű Ammonites- és a Belemnites-töredékek. A formációból az alábbi Ammonites-fajok kerültek elő (FÜLÖP 1975): Leymeriella revili, L. romani, Kossmatella jacobi, amelyek a Leymeriella tardefurcata zóna előfordulását jelzik. Ezek mellett előfordulnak apró kagylók és csigák, sőt, kivételesen Brachiopodák is. A mikrofossziliát bentosz és plankton Foraminiferák, nannoplankton, palinomorpha és Dinocysta képviseli (CSÁSZÁR et al. 1995). A fentiek alapján a képződmény kora-albai, de nem zárható ki a középső-albai kor sem. Képződési környezet. A formációra jellemző gélpirittartalom egyértelmű jelzése annak, hogy az üledékgyűjtő aljzata oxigénhiányos környezet volt, amely félig elzárt sekélybatiális, részben mélyszublitorális medencében alakult ki a Lábatlani Homokkő előtéri medencéje és a Környei Mészkő progradáló karbonátplatformja között. Ilyen környezet a Vértes-előtér északi részére és a Gerecse nyugati előterére korlátozódik.

k KÖRNYEI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( K1) — kK1

k Litológia, település. A Környei Mészkő Formáción belül az allodapikus eredetű KECSKÉDI TAGOZAT (kK1)és az k autochton KOCSI TAGOZAT (koK1) különíthető el (30. ábra). A Tatai Mészkőből általában üledékfolytonossággal kifejlődő Kecskédi Tagozat jellemzője a világosbarna, világosszürke és sárgás fakószürke közt változó szín. A túlnyomórészt bioklaszt eredetű apró és durva szemcsék jellegadó eleme a karbonátplatformról besodort ősmaradvány-töredék (31. ábra). A legalsó, átmeneti rétegektől eltekintve a törmeléket dominánsan rudista kagylók, alárendeltebben egyéb kagylók, csigák és telepalkotó szervezetek váza szolgáltatja, de jelentős a nagyforaminiferák (Orbitolina) mennyisége is. Uralkodó szövettípusa az intraklasztos, illetve pelletes, biopátos grainstone és rudstone. A formáció felső, Kocsi Tagozata valódi platform típusú, ún. urgon fáciesű üledék, amely néhány méteren belül fejlődik ki a Kecskédi Tagozatból. A tagozat jellegzetessége a gazdag és változatos összetételű makrofauna-együttes, amelyben a rudista és a chondrodonta kagylóké a vezető szerep. Mellettük esetenként jelentősen megnőhet a telepes korallok (FODOR R. 2007) és a stromatoporák aránya is. A formációnak többféle átmenete ismert a Tési Agyagmárga felé (30. ábra). Ennek két alaptípusa van. A Pusztavám Pv–980 fúrás (10,3 m Kocsi T.) és a Pusztavám Pv–820 fúrás (7,5 m Kocsi T.) rétegsora alapján a formáció déli irányban úgy ékelődik ki a Tési Agyagmárga feküjében, hogy a Kecskédi Tagozat ki sem fejlődött. Az átmenet másik típusára a rétegváltakozás jellemző, amelyre a pusztavámi fateleptől délre, a Bükkös-völgy ÉNy-i végében levő, valamint a móri Lófar-völgy (Harmatos-völgy) kapujától északra lévő kőfejtő rétegsora a példa. A képződmény vertikálisan a Tatai Mészkő és a Tési Agyagmárga között, horizontálisan pedig az oxigénhiányos medence fáciesű Vértes- somlói Aleurolit és az itt főként folyóvízi, ártéri, részben delta fáciesű Tési Agyagmárga között foglal helyet. Ez egyúttal azt jelenti, hogy a Tési Agyagmárga a Környei Mészkőnek nem csak heteropikus fáciese, de fedő képződménye is (27. ábra). Elterjedés, vastagság. A Környei Mészkő- nek két felszíni feltárása ismert. A Pusztavámtól DK-re, a Bükkös-völgy É-i torkolatánál lévő kőfejtő rétegsorának megismerésére a középső- kréta platformkarbonátok kutatása során került sor (CSÁSZÁR 2002). Itt a Dachsteini Mészkő mellé levetett, illetve horizontális elmozdulás révén egymás mellé került Tési Agyagmárga tarka rétegei zárják közre a mindössze 2 m 31. ábra. Rudista-teknőtöredéket és változatos bentosz Foraminifera-együttest tartalmazó grainstone szövetű Környei Mészkő vékonycsiszolati képe, a vastag, két rétegre tagolódó kőzettestet. Ennek pusztavámi Bükkös-völgy ÉNy-i végén levő kőfejtőből (fotó: CsáG) alsó fele egy mészkő anyagú Toucasia Figure 31. Thin-section image of the Környe Limestone with grainstone texture biosztróma, felső fele vegyes eredetű containing a rudist shell fragment and a diverse benthic foraminiferal biodetrituszból álló mészkő (32. ábra). A móri assemblage. Sample was taken in the quarry at the north-western end of Bükkös Lófar-völgy közelében lévő felhagyott kőfejtő Valley at Pusztavám (Photo by CsáG)

51 32. ábra. Környei Mészkő betelepülése a Dachsteini Mészkővel tektonikusan érintkező Tési Agyagmárgában, Pusztavám, Bükkös-völgy, kőfejtő (CSÁSZÁR 2002) 1 — apró mészkőgumós szürke agyag; 2 — vörösbarna agyag; 3 — mészkőgumók, gumós mészkő; 4 — vörös agyag; 5 — tarka agyag; 6 — rudistás mészkő; 7 — talaj. Rövidítések: DMF = Dachsteini Mészkő F.; KMF = Környei Mészkő F.; TAF = Tési Agyagmárga F. Figure 32. Intercalation of the Környe Limestone in the Tés Clay Marl, which has a tectonic contact with the Dachstein Limestone. Bükkös-völgy quarry, Pusztavám (CSÁSZÁR 2002) 1 — grey clay with small-size nodules; 2 — reddish-brown clay; 3 — limestone noduls, nodular limestone; 4 — red clay; 5 — variageted clay; 6 — rudistid limestone; 7 — soil. Abbreviations: DMF = Dachstein Limestone Fm; KMF = Környe Limestone Fm; TAF = Tés Clay Marl Fm

falában tanulmányozható a fekü Tatai Mészkő. A rétegsor bázisán 1-2 m vastag Tési Agyagmárga települ, alul a Tatai Mészkő homok szemcseméretű málladékával, fölötte fehér mészcsomós, fakószürke agyag, agyagmárgával, amelyet rozsdásra oxidált felszínű zöldes tónusú agyag követ. Közvetlenül a pleisztocén lösz alatt lencsésen kiékelődő formában sötétszürke agyag, illetve okker színű agyag települ (III. tábla, 2.). A feltárás északnyugati részén a hasonló rétegsor fedőjében már a Környei Mészkőhöz sorolható rétegek következnek (III. tábla, 3.). Ennek alsó kötege gumós, erősen agyagközös mészmárga, benne gyakori kagylóteknővel, melyet egy vékony Mollusca-teknőkből álló viharüledék (lumasella) követ piszkosbarna agyagos mátrixban, majd rudista teknőben gazdag rétegszerű agyagos mészkőlencsékből álló réteg következik. A rétegsor legfelső egysége egy agyag-közbe- településes, kékes tónusú szürke mészmárgatest. A Környei Mészkő az Oroszlány–Pusztavámi-medencében a paleogén rétegsor alatt, a Vértessomlói Aleurolit és a Tési Agyagmárga észak–déli irányú zónája között fejlődött ki. A Környei Mészkő Kecskédi Tagozatának vastagsága 3–4-szerese a Kocsi Tagozat vastagságának. A két tagozat nem szükségszerűen jelenik meg mindig eredeti településben egymás fölött, közülük bármelyik hiányozhat. A formáció átlagos vastagsága 50–100 m, de nem ritka a 100 m-t meghaladó vastagság sem (az Oroszlány O–1825 fúrás esetében 127,4 m, O–2547 fúrás esetében 113,9 m. A formáció testétől elszakadt, a Vértessomlói Aleurolitban egyetlen biztosan megfogható medence- fenéki törmelékkúp vastagsága mindössze 13,1 m (28. ábra). Ősmaradványok, kor. A formáció makrofaunájának legfontosabb elemei CZABALAY (1995) és BARTHA (1995) szerint a rudista kagylók (Agriopleura, Toucasia, Eoradiolites, Pseudotoucasia), egyéb kagylók (pl. Chondrodonta), továbbá csigák (pl. Nerinea). A fent ismertetett fauna mellett foltszerűen korall, stro- matopora és Chaetetopsis is megjelenik. Az Oroszlányi-medencében mélyült Orosz- lány O–1825 és O–1884 fúrásból a 33. ábra. A Tési Agyagmárgában közbetelepülésként megjelenő Környei Mészkő vékonycsiszolati szöveti képe a Bükkös-völgy felhagyott kőfejtőjének nyugati Kecskédi Tagozatból Fodor R. az alábbi oldalán (fotó CsáG) koralltaxonokat határozta meg: Micro- A wackestone szövetű kőzet uralkodó ősmaradványai a Foraminiferák (Miliolina sp., Sabaudia sp. textularoid solena sp., Fungiastraea sp. Diploastraea forma). Mellettük kevés Mollusca-héjtöredék, apró, átkristályosodott, azonosíthatatlan bioklaszt, továbbá néhány parányi kvarcszemcse is felismerhető. A feloxidált piritszemcse elmosódó kontúrú, „felhős” harrisi, míg a Kocsi Tagozatból mindössze megjelenésű limonitos átitatódást eredményezett a Stylina regularis került elő. Ezeken Figure 33. Thin-section image of the texture of the Környe Limestone intercalating the Tés gyakori a Gastrochaenolites torpedo Clay. Sample was derived from the western side of the abandoned quarry at Bükkös életnyomfajba tartozó fúrókagylónyom. Az Valley (photo by CsáG) itteninél lényegesen gazdagabb Predominating fossils of the rock with wackestone texture are Foraminiferans (Miliolina sp., Sabaudia sp. textularoid form). Besides them, few Mollusc fragments, small, recrystallized indet. bioclast and some tiny korallegyüttest a lap területén kívül eső quartz grains can also be identified. The oxidation of the pyrite grain resulted in a limonitic impregnation with Kocs környékéről igazolt (FODOR R. 2007). a blur contour

52 A mikrofauna leggyakoribb elemei az Orbitolinák (GÖRÖG 1995) és más bentosz Foraminiferák (33. és 34. ábra), melyek mindenütt előfordulnak, de az előbbiek kő- zetalkotó mennyiségben csak a formáció legfelső, a Tési Agyagmárga felé átmenetet képező szakaszában jelennek meg. Plankton Foraminiferák a Vértessomlói Formáció felé, illetve a Tatai Mészkő Formáció felé átmenetet mutató szakaszokon lépnek fel. Ezek összetételét BODROGI (1992) ismertette. Cadosina sp. és több Colomiella-faj (NAGY I. in: CSÁSZÁR 2002), Ostracoda (MONOSTORI 1990), továbbá dinocysták (LEEREVELD 1992) és palinomorfák (JUHÁSZ M. 1979) egyaránt lehetnek gyakoriak a formációban. A formá- ció kora a fent felsorolt ősmaradvány- csoportokra építve a fenti szerzők véleménye szerint a kora-albai és középső-albai között 34. ábra. Zöldalgás (Salpingoporella sp. — Piros O. határozása), apró termetű bentosz oszlik meg. Az erre vonatkozó részletes foraminiferás, Mollusca-héjtörmelékes wackestone szövetű Környei Mészkő a érvelést CSÁSZÁR (2002, pp. 91–93) fejtette Bükkös-völgy felhagyott kőfejtőjének nyugati oldalán, a Tési Agyagmárgában ki. Legvalószínűbb kora: késői kora-albai közbetelepülésként (fotó CsáG) esetleg korai középső-albai. Figure 34. Image of the Környe Limestone with wackestone texture containing green algae Képződési környezet. A Kecskédi (Salpingoporella sp. — det.: O. Piros), small benthic Foraminiferans and Mollusc Tagozat üledékanyaga progradáló platform shell fragments, derived from the western side of the abandoned quarry at Bükkös (helyenként inkább rámpa) lejtőjén rakód- Valley, from an intercalation in the Tés Clay Marl (photo by CsáG) hatott le, míg a formáció felső, Kocsi Tago- zata valódi platform fáciesű, ún. urgon típusú képződmény (CSÁSZÁR 2002 — 28. ábra). BARTHA (1995) az Oroszlány O–2301 és az O–2385 fúrásból származó ősmaradványok alapján a partmenti-mocsári-delta környezettől a zátonyelőtérig hétféle üledékképződési környezetet azonosított, és a rudista kagylóknak hatféle csoportosulását különböztette meg. A telepalkotó szervezetek foltzátonyokat alkottak (FODOR R. 2007), melyek nem ritkán a lejtő aljáig halmozódtak át, főként a progradációnak köszönhetően (CSÁSZÁR 2002). A Lábatlani Homokkő Formáció Köszörűkőbányai Tagozatából ismert korallos és rudistás mészkőtömbök képződésének pontos kora ismeretlen, valószínűleg albai. Az ennek forrásául szolgáló karbonátplatformnak a Környei Mészkővel való kapcsolata jelenleg csupán feltételezett (CSÁSZÁR 2002). A Környei Mészkőnek keleti irányú, részben heteropikus megfelelője egyrészt a Tatai Mészkő, de legfőként a Vértessomlói Aleurolit, míg nyugati irányban a Tési Agyagmárgával kapcsolódik össze.

t TÉSI AGYAGMÁRGA FORMÁCIÓ ( K1) — tK1

Litológia, település. A Tési Formáció a Vértes területén csak a móri Csóka-hegytől északra ismert a felszínen. A tarka márga, agyagmárga, agyag és aleurolit dominanciájú összletnek változó gyakoriságú kőzettípusa a meszes homokkő, az agyagos, Ostrea-teknők tömegét tartalmazó mészkő és homokkő, valamint a biodetritusz anyagú mészkő, amelyek törmeléke a Kúti- és a Meszes-völgy alsó szakaszán, a völgytalp környezetében fordul elő. A Harmatos (vagy Lófar)-völgy kapujának északi oldalán lévő kőfejtőben szürke és tarka agyag (III. tábla, 2.), míg a pusztavámi fafeldolgozótól délre, a Bükkös-völgy torkolatánál lévő kőfejtőben tarkaagyag ágyazza magába a Környei Mészkő testeket (30. ábra). A Tési Agyagmárgát az Oroszlány–Pusztavámi-medencében több tucat fúrás is harántolta, némelyik teljes vastagságban. Általánosságban elmondható, hogy a medence keleti oldalán finomabb szemcséjű és egyúttal meszesebb kőzetekből áll a rétegsor, míg a medence nyugati felén több szintben durvaszemcséjű homokkő-közbetelepülések is megjelennek. A medence nyugati részén (a bázis közeli rétegektől eltekintve) csak szárazföldi, folyóvízi eredetű tarka t üledékek ismertek (BOKODI TAGOZAT (bK1)— CSÁSZÁR 2002), ezzel szemben a keleti oldalon domináns a szürke szín és az egyértelműen tengeri kifejlődés. A Tési Formáció rétegváltakozással, üledékfolytonosan fejlődik ki a Környei Mészkőből. A Vértes környékén a formáción belül két tagozatrangú egység különíthető el. A Környei Mészkőből kifejlődő, 40-50 m vastag alsó tagozatát t (amelynek önálló egységként történő elkülönítése a vértesi előfordulási helyéről *MESZESVÖLGYI TAGOZAT (mK1) név alatt javasolt) alapvetően szürke márga, agyagmárga, aleurolitmárga, osztreás mészmárga alkotja, amelyben alárendelten tarka

53 színű, kevésbé meszes rétegek települnek. A rétegsorban fölfelé növekvő gyakorisággal csiga- és Munieria-tartalmú csök- kentsósvízi és tavi-mocsári fáciesű rétegek jelennek meg. Ez a tagozat a Vértes-előtérben általánosan elterjedt, de míg a déli részen (Mór M–15 fúrás) a formációnak a nagyobb, addig az Oroszlány–Pusztavámi-medencében annak kisebb hányadát teszi ki. A Tési Agyagmárga és a Környei Mészkő kapcsolatát a 30. ábra szemlélteti. A DNy-i részen (Pusztavám Pv–980 fúrás) a Tési Agyagmárga első megjelenése fölött még visszatér a Tési és a Környei Formáció átmeneti kifejlődése is. Az alsó tagozatból oszcillációs jelleggel, fokozatosan fejlődik ki a Bokodi Tagozat vörösbarna, lilásvörös, barnássárga, szürkéskék színű tarka agyag, agyagmárga, aleurolit és (vas-mangán pizoidos) homokkő összetételű rétegsora. A Bokodi Tagozatból néhány m-en belül gyors átmenettel fejlődik ki a Zirci Mészkő. Elterjedés, vastagság. A Vértes földtani térképe által ábrázolt területen belül a Tési Agyagmárga elterjedése a hegység északnyugati előterére korlátozódik. Kisebb felszíni feltárásai csak Pusztavámtól délre és délkeletre, valamint a móri Lófar- völgy torkolata közeléből ismertek. A felszín alatt az Oroszlány–Pusztavámi-medencében szinte mindenütt, a medence északi folytatását jelentő Kömlődi-ároknak azonban inkább csak a nyugati részén jelenik meg közel Kocsig terjedően. Elterjedésének nyugati határát a „Dadi-hátként” hivatkozott kainozoos szerkezet szabja meg. Az Oroszlány–Pusztavámi- medencében a formáció vastagsága nyugati irányban növekszik, pl. az Oroszlány O–2547 fúrásban meghaladja a 200 m-t, míg a Mór Mt–7 fúrásban a Környei Formáció betelepüléseivel együtt sem éri el a 100 m-t. A Bokodi Tagozat vastagsága elérheti, sőt, meg is haladhatja a 150 m-t, különösen a folyódelta környezetében. Ősmaradványok, kor. Az őskörnyezet gyakori változásának megfelelően a formáció ősmaradvány-tartalma is változatos. Egyes elemei, főként az Ostrea-félék gyakran kőzetalkotó mennyiségben jelennek meg. FÜLÖP (in: HAAS 1997) főleg a Mór Mt–7 fúrás alapján az alábbi gyakoribb ősmaradványokat említi: Mollusca — Ostrea sp., Mytilus sp., Nucula sp., Cardita sp., Cardium sp., Pecten sp., Tellina sp., Aptyxiella sp., Phaneraptyxis sp., Metacerithium sp.; Ostracoda —, Candona subangulata, Cythereis bekumensis, Cythereis sp., Stravia brevis, Asciocythere sp., Dolocythere bosquetiana, Dusormidea div. sp., Cytherella ovata, Cythereis büchlerae, C. semiaperte, Gomphocythere baconica, Schuleridea div. sp.; Foraminifera — Ammobaculites sp., Haplophragmoides sp., Cuneolina div. sp., Flabellamina sp., Globorotalites sp., Osangularia sp., Patellina div. sp., Qunqueloculina sp., Triloculina sp., Marssonella sp., Pseudotextulariella sp., Orbitolinopsis sp.; valamint Chara-oogoniumok. Növénymaradványok a Bokodi Tagozatban csak kivételesen fordulnak elő, míg a Meszesvölgyi Tagozat szürke rétegeiben nem ritka a különféle növényi lenyomat, de kivételesen gyökérnyomok is megfigyelhetők. Jellemző mikrofosszília a ritkán kőzetalkotó mennyiségben is fellépő, édesvízi és gyengén sósvízi környezetre jellemző Munieria baconica alga, a tengeri, elegyesvízi és édesvízi fajokat egyaránt tartalmazó Ostracoda-együttes (MONOSTORI 1990), a tengeri és csökkentsósvízi bentosz Foraminifera, valamint a szürke, pelites kőzetekben rendszeresen jelen lévő spóra- és pollenegyüttes (JUHÁSZ M. 1979, 1983). A Tési Agyagmárga vértes-előtéri kifejlődését a Tési-Környei Formációban talált Orbitolina (M.) texana és az O. (M.) subconcava alapján GÖRÖG (1995) a középső–felső-albaiba tartozónak tekinti. Palinológiai vizsgálatai alapján JUHÁSZ M. (1983) a formációt a középső-albaiba sorolta. Képződési környezet. A területen a Tési Agyagmárga üledékképződési környezete a síkvidéki folyóvízi, ártéritől deltasíkságin keresztül a síkparti tengeri – brakk vízi környezetig terjedt. Az üledékképződési környezet változását egyrészt a kismérvű tengerszintváltozás, másrészt a csapadék mennyiségének változása szabályozhatta (tengeri, csökkentsós és édesvízi környezet váltakozása a konstansnak tekinthető süllyedés mellett). A formáció üledékeinek lerakódásával részben egy időben zajlott a Környei Mészkő karbonátplatformjának épülése.

z ZIRCI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( K1) — zK1

Litológia, település. A Vértes környékén a Zirci Mészkő Formációnak csak az alsó, Eperkéshegyi Tagozata teljes, míg a középső Mesterhajagi Tagozatnak jobbára csak a fele vagy kétharmada fejlődött ki, illetve őrződött meg (CSÁSZÁR 1986, z 1997, 2002). Az EPERKÉSHEGYI TAGOZAT ( eK1)vastagpados vagy tömeges kifejlődésű, szürkés vagy enyhén sárgás tónusú mészkő, amely kőzetalkotó mennyiségben tartalmaz rudista — főként Agriopleura — kagylókat. A rudista kagylók z hirtelen kimaradásával fejlődik ki belőle a MESTERHAJAGI TAGOZAT ( mK1) szürkésfehér, vékonypados mészköve, amely csak ritkán tartalmaz egy-egy kagylóteknőt vagy csigaházat, mikrofaunában (legfőként Foraminiferában) és vörösalgában azonban gazdag. A formáció területi kifejlődésének sajátossága, hogy itt nem fejlődött ki az orbitolinás szint, és meghatározásra alkalmas Orbitolinát sem az Eperkéshegyi, sem a Mesterhajagi Tagozat nem tartalmaz. A Pénzeskúti Márga fedőjű rétegsorok esetében a formáció legfelső mészkőrétegének felszíne erőteljes visszaoldódásról tanúskodik. A mészkő zöld színű bekérgezéses, karsztos üregeit a fedő Pénzeskúti Márga glaukonitos bázisrétegei töltik ki (Oroszlány O–1825, O–1889, O–2348, O–2547, Pusztavám Pv–820). Elterjedés, vastagság. A Zirci Mészkő legkeletibb előfordulása a Vértes előterére esik. Felszín alatti elterjedése a Tési Agyagmárgáéhoz hasonló, északi irányban azonban alig terjed túl Oroszlányon. Felszínre csupán a móri Antal-hegytől DK- re bukkan, ahol néhány kisebb feltárásban jelenik meg a formáció vastagpados kifejlődésű Eperkéshegyi Tagozata.

54 Törmelékben fehér színű, vékonyabb pados kifejlődésű biodetrituszos mészkő is előfordul, amely a Mesterhajagi Tagozattal azonosítható. A Zirci Mészkövet harántolt tucatnyi fúrás szerint a formáció összvastagsága 20,0–26,5 m között változik az Oroszlány–Pusztavámi-medencében. A fúrások többségében a formáció rétegsora tagozatokra bontható. Az Eperkéshegyi Tagozat két móri (M–10, –15), tíz oroszlányi (O–1825, –2200/a, –2210, –2338, –2348, –2396, –2521, –2547, –2525, –2547), valamint három pusztavámi (Pv–803, –820, Pvt–2) fúrásban volt elkülöníthető a fedő Mesterhajagi Tagozattól. A Mesterhajagi Tagozat vastagsága 2,4–7,5 m között változik, de kivételesen a 12,1 m-t is elérheti (O–2200 fúrás). Ezt a tagozatot valamivel kevesebb (két móri: M–10, –15, hat oroszlányi O–1825, –2200/a, –2348, –2525, –2547, –2550 és három pusztavámi Pv–803, –820, Pvt–2) fúrás harántolta. A fúrásleírások átértékelése alapján egyértelműen megállapítható, hogy a Bakonyban kifejlődött Gajavölgyi Tagozat az albai korszakon belüli kiemelkedés (lepusztulás, illetve az üledékképződés szünetelése) miatt hiányzik a területen. Ősmaradványok, kor. A Pusztavám–Oroszlányi-medencében feltárt Zirci Mészkő makrofauna-tartalmának szisztematikus feldolgozására nem került sor. Mindössze annyi állapítható meg, hogy az északi-bakonyi kifejlődéshez hasonlóan itt is az Agriopleura-nemzetség fajai adják a képződmény meghatározó arculatát. A mikrofaunában jelen van ugyan az Orbitolina, de GÖRÖG (1995) szerint pontos meghatározásra alkalmatlanok. Melletük az alábbi taxonokat mutatta ki: Miliolidae, Textularidae, Glomospira sp., Dicyclina schlumbergeri, Cuneolina pavonia parva, továbbá Marinella lugeoni fajba sorolt vörösalga. A formáció kora a Bakony területéről előkerült Orbitolinák alapján a késő-albaira tehető (GÖRÖG 1995). Képződési környezet. A Zirci Mészkő képződésének síkparti körülmények közötti megindulása elsősorban arra a klimatikus változásra vezethető vissza (CSÁSZÁR 1997), amely a csapadék mennyiségének és ennek következtében a sziliciklasztit beszállítódásának jelentős csökkenését eredményezte. A formációnak a peremi zátonyfáciese nem ismert, ez nagy valószínűséggel északkeleti irányban lenne kereshető, de még a középső-eocén előtt lepusztulhatott. A formáció délnyugati irányban a Vértes-előtértől a Déli-Bakonyig (Padragkútig) terjedően nyomozható. Nyugati irányban a rétegsor egyre teljesebb, miközben vastagsága is növekszik (50-60 m). Későbbi lepusztulás miatt csupán feltételezhető a kapcsolat az Úrkút környéki előfordulással, ahol a formáció nem osztható fel az Északi-Bakonyra jellemző tagozatokra, miközben vastagsága eléri a 200 métert.

ALSÓ–FELSŐ-KRÉTA FELSŐ-ALBAI–ALSÓ-CENOMAN p PÉNZESKÚTI MÁRGA FORMÁCIÓ ( K1–2) — pK2

Litológia, település. A Pénzeskúti Márga a Vértes környékén csak az Pusztavám–Oroszlányi-medence területéről ismert, lényegében a Zirci Mészkőével megegyező elterjedésben. Három tagozata közül jobbára csak az alsó, gumós p p szerkezetű ZSIDÓHEGYI TAGOZATA (zK2), kivételesen a középső, ESZTERGÁRI TAGOZATA (eK2)őrződött meg a középső-eocént megelőző lepusztulástól. A Zsidóhegyi Tagozat bázisán a Nánai Rétegtagnak rendszerint jól fejlett, szinte teljesen glaukonitból álló kifejlődésével találkozhatunk, esetenként karsztos töbrök kitöltéseként, ahol az üregben a fekü Zirci Mészkő törmeléke is megfigyelhető. Sajátossága a területnek, hogy a bakonyi előfordulásokkal szemben az itteni glaukonitdús réteg nem, vagy csak kis mennyiségben tartalmaz Ammonitest. Az 1-2 m vastag glaukonitdús szint fölött a glaukonittartalom a rétegsorban fölfelé rohamosan csökken. A Pénzeskúti Márga alsó, Zsidóhegyi Tagozata dolomitos márgagumós, változó mértékben aleuritos, szürke márgarétegekből áll, míg az Esztergári Tagozatot szerkezet nélküli, gumómentes szürke márga alkotja. Elterjedés, vastagság. A Pénzeskúti Márgának a Vértes térségében nincs felszíni feltárása, és az Oroszlány–Pusztavámi-medencének is csak a központi vonulatában őrződött meg a lepusztulástól. A mintegy 130 fúrás által feltárt formáció három tagozata közül általánosan elterjedt az alsó, Zsidóhegyi és a középső, Esztergári Tagozat, míg a legfiatalabbat eddig nem sikerült kimutatni. A formáció legnagyobb vastagságban a medence pusztavámi részén őrződött meg, ahol a Pusztavám Pv–820 fúrásban 190 m, a Pv–632 fúrásban 189 m, a Pv–980 és az Oroszlány O–1317 fúrásban egyaránt 136 m vastag. Ősmaradványok, kor. A formáció alsó Zsidóhegyi Tagozatán belül felfelé viszonylag gyakorivá válnak az Echinoideák és az Ammonites-fajok, míg Belemnites-fajok, kagylók és csigák alárendeltebben jelennek meg. Az Esztergári Tagozatban az Ammonitesek és a tengeri sünök gyakorisága alig marad el az alsó tagozat mögött, míg a kagylók és a csigák gyakorisága kismérvű növekedést mutat. A makrofaunában jelentős az Ammonites-tartalom (FÜLÖP in: HAAS (szerk.) 1997): Hamites H. virgulatus, Hemiptychoceras gaultinum, Lechites gaudini, L. moreti, Anisoceras (A.) perarmatum, A. (A) arrogans, Ostlingoceras (O.) puzosianum, Paraturrilites (Bergericeras) bergeri, Scaphites (Scaphites) meriani, Scaphites (S.) simplex, Stoliczkaia dispar, Hyphoplites cf. Campichei, Mortoniceras (M.) nanoides, M. (Cantabrigites) cantabrigense, Neophlycticeras sp. Kagylók: Arca sp., Avicula sp., Corbula sp., Gervilia sp., Lima sp., Linearia cosnensis, Neithea sp., Nucula sp., Plicatula gurgilis, Tapes sp., Tellina sp., Csiga: Aporrhais sp., Metacerithium trimonile, Rostellaria cf.

55 robinaldinus, Rostellaria sp. Rendkívül változatos a formáció bentosz Foraminifera, spóra és pollen tartalma, de gazdag a plankton Foraminifera és nannoplankton asszociációja is (FÜLÖP in: HAAS szerk. 1997). Mindkét tagozatnak kiugróan nagy a mikro- és nannofosszília tartalma (plankton és bentosz Foraminifera, nannoplankton, dinoflagelláta, sporomorfa). A Pusztavám Pv–980 fúrás Foraminifera-együttesében KOVÁCSNÉ BODROGI (1984) 30 agglutinált bentosz, 80 mészvázú bentosz és 20 plankton Foraminifera-taxont azonosított. A formáció képződésének idejét a Vértes esetében a plankton Foraminiferák rögzítik, ami KOVÁCSNÉ BODROGI (1984), BODROGI (1985, 1992) vizsgálatai szerint a késő-albaira (Rotalipora appenninica tartományzóna), illetve a kora-cenománra tehető (Rotalipora brotzeni tartományzóna). Ezt a kort erősítik meg az Ammonites-fajok (pl. Stoliczkaia dispar) is (HORVÁTH A. 1985). Képződési környezet. A Nánai Rétegtag települési jellege arra utal, hogy a Zirci Mészkő képződésének vége felé egy rövid idejű, kis mérvű tengerszintesés következett be (KNAUER 1966), amelyet egy rendkívül intenzív, legalább 150 méteres vízszintemelkedés követett. A képződménynek a Dunántúli-középhegység területén nem ismerünk egyértelműen igazolt egyidős megfelelőjét. Nem kétséges, hogy a kora- és késő-(korábban középső-)kréta idejének depocentruma leghosszabb ideig a Gerecse területe volt, ahol bizonytalan plankton Foraminiferák (BODROGI 1992) és nannoplankton szervezetek alapján (FÉLEGYHÁZY, NAGYMAROSI 1992) cenomán rétegeket is véltek kimutatni a lábatlani Köszörűkőbánya és a Bersek-hegy márgafejtőjének szelvényében. Mivel az albai transzgresszió a Gerecsei-medencéből indult nem zárható ki, hogy a Köszörűkőbányai Konglomerátum részben egykorú a Pénzeskúti Márgával. A formáció DNy-i irányban folytatódik a Bakonyban, ahol a felső tagozata is megőrződött a lepusztulástól. Ottani legnagyobb vastagsága közel 500 m.

FELSŐ-KRÉTA–ALSÓ-EOCÉN

A Vértes keleti előterében feltételezhető, a Budakeszi Pikrit Formáció megjelenése (GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004). A Vértes területén előforduló vöröskalcittelérek geokémiai jellegek alapján kapcsolódhatnak ehhez a formációhoz.

bk kc BUDAKESZI PIKRIT FORMÁCIÓ ( K2) ÉS KALCITEREK (K2–E1 ) — kc

bk Litológia, település. A Budakeszi Pikrit Formációba ( K2) kis méretű szubvulkáni testekben, telérekben megjelenő alkáli bázisos és ultrabázisos kőzettestek tartoznak (HORVÁTH I. in: GYALOG szerk. 1996). Ebbe a formációba sorolható képződmények a vértesi térképezési terület K-i szomszédságában, az Alcsútdoboz Ad–2 fúrásban jelennek meg. Az 1977–78-ban mélyített fúrásból 455,7–694,7 m között 12 db magmás telért említettek meg (OLAJOS szerk. 1979, KUBOVICS, SZABÓ 1988), amelyek a Csopaki és a Hidegkúti Formációba nyomultak be. A monchiquit, kamptonit, sannait, alnöit összetételű (KUBOVICS, SZABÓ 1988) telérek anyaga zöldesszürke, sötétszürke színű, a teléren belül porfiros-pánidimorf, a széleken vitroporfiros, trachitos szövetű kőzet, amiben szabad szemmel világoszöld vagy vörös olivin (vagy karbonáttá, szerpentinné, esetleg zöld csillámmá alakult pszeudomorfózája) és piroxén (augit, Ti-augit) fenokristályok és fekete csillám (flogopit és a telérek peremén biotit) ismerhető fel. A kőzet alapanyaga földpátból (szanidin és ortoklász, karbonátos csomókhoz kötődve) és — állandó mellékes elegyrészként — opak ásványokból, valamint kizárólag a telérek közepén megjelenő apatitból áll. A köztes részben kőzetüveg, karbonátok és egy- egy telérben analcim ismerhető fel. A kőzetet gyakran egymást is keresztező, néhány mm-es kalcit anyagú repedéskitöltés szeli át, ami helyenként a telért befogadó kőzetben is folytatódik. A telérkőzet lényeges jellemzője, hogy 2–9 térfogatszázaléknyi karbonátos vagy szilikátos alapanyagú ocellumot (kristálycsomót, kristályszemet) tartalmaz, amelyben tűs csillám, szanidin, analcim és néhol opakásványok is megjelennek. A szilikátos alapanyagú ocellumok gyakran a telérkőzet alapanyagában lévő kőzetüvegből átkristályosodott szferolitos földpátból állnak. Az alkálilamprofiros telérek között megjelenik egy illódús differenciációs termék is, ami zömében 50 térfogatszázaléknál is több, valószínűleg olivinből átalakult karbonátot tartalmaz. A kőzet összetétele a velencei-hegységi Sukoró St–1 fúrásból, HORVÁTH I. et al. (1983) által említett, 47–51% karbonáttartalmú beforsitos összetételű dolomitos karbonatithoz hasonló. Az Ad–2 fúrásból leírt alkálilamprofiros telérek a Vértes hegységben és előtereiben sem felszínen, sem fúrásban nem jelennek meg. Azonban a Dunántúli-középhegységből több helyről említett, mezozoos képződmények repedéseiben kivált, kc jellegzetesen húsvörös színű telérkőzetek (K2–E1 ) több helyen is térképezhetők a Vértesben (PEREGI, KORPÁS 2002, KERCSMÁR 2004, FODOR L. et al. 2004), amelyek geokémiai jellemzőik és kiválási hőmérsékletük alapján az alkálilamprofiros, karbonatitos telérekhez kötődő, azokkal azonos kiválási fázisba tartozó kalcittelérként azonosíthatók (WEIN 1977, GATTER 1984, HAAS et al. 1985, DEMÉNY 1992, DEMÉNY, KÁZMÉR 1994, DEMÉNY et al. 1997). A telérek a nori Fődolomitban, vagy a Dachsteini Mészkő alsó, Fenyőfői Tagozatában jelennek meg. A vértesi vöröskalcittelérek színe a

56 fehéres halvány rózsaszíntől a mélyvörösig, a kalcitkristályok mérete az apró kristályostól a nagy méretű, több cm-es táblás vagy radiaxiálisan sugaras kristályig változik. A kristályokra nyúlt, oszlopos, tűs és rostos megjelenés jellemző. A telérek a színbeli és kristályméretbeli változás miatt zónás felépítésűek és gyakran tartalmaznak vékony fehér vagy áttetsző kalcitereket is. NÉMETH (2007) elektronmikroszkópos, EDS- és fluidumzárvány-vizsgálatai alapján, a pilisi előfordulások kristályain belül általában egy vagy kétfázisú fluidzárványok, opak elegyrészek (vas-oxid, vas-szulfid), különböző foszfátásványok (apatit, monacit, xenotim), cirkon és egyéb ásványok (ilmenit, rutil, barit, spinell, szfalerit) jelennek meg. Az általában 75–90 fok között változó dőlésszögű vöröskalcitteléreket befogadó repedéshálózat csapása jórészt a Dunántúli-középhegységi-szinklinális csapására merőleges ÉNy–DK-i irányú, de előfordulnak közel K–Ny és É–D-i irányok is. A leggyakoribb irány a maximális vízszintes főfeszültségtengely irányát adja, amely párhuzamos a krétában több fázisban is megjelenő kompresszió irányával. Ugyanakkor a Vértes É-i részén KERCSMÁR (2004) erre az irányra, és ezzel a telérek kialakulásakor fennálló késő-kréta kompressziós főfeszültség irányára is merőlegesen megjelenő, ÉK–DNy-i csapásirányú vöröskalcitteléreket is megemlít. További nem telérszerűen megjelenő vöröskalcitos képződmény található a Vértes és a Gerecse hegység között, a tatabányai Kálvária-hegyen. A vörösbarna kalcitból álló cseppkőképződmény, középső-eocén Szőci Mészkő Formációba sorolható mészkővel utólagosan kitöltött paleokarsztos üregben, vöröskalcittelérek közvetlen környezetében jelenik meg. Elterjedés, vastagság. A térképezési területtől DK-re, Bicske és Etyek között elhelyezkedő Alcsútdoboz Ad–2 fúrás (4. ábra) 11 db alkálilamprofír- és 1 db karbonatittelért harántolt, amelyek álvastagsága a telérek meredek dőlésszöge miatt erősen változó (2,5 cm és 5 m között). A telérek egyéb fúrásban vagy a felszínen nem jelennek meg. Az alkálilamprofír-telérekhez köthető vöröskalcittelérek a Vértes középső részén, Kápolnapusztától ÉNy-ra a Köves- völgyben, valamint a Hajszabarna É-i részén, Mindszentpusztától D-re és DNy-ra, valamint attól É-ra, a Szarvas-hegy környékén találhatók. Kőhányáspusztától É–ra, az Eperjes oldalában, a peremvetővel párhuzamosan kb. 200 m hosszan követhetők kőzetváltozatai. A Vértes É-i részén hasonló telérek Csákánypusztánál, továbbá a Gerecse és a Vértes között elhelyezkedő Keselő-, és Kálvária-hegyen (KERCSMÁR 1996, 2004, 2006) jelennek meg (III. tábla, 4.). Vastagságuk 5-10 cm-től 2 m-ig változhat, hosszuk akár a 100 m-t is meghaladhatja. Gyakori, hogy a telérekből származó vöröskalcit- kavicsok jelennek meg a Szőci Mészkő bázisán levő (meszes) konglomerátumában vagy kavicsos mészkőjében (PÁLFALVI 2007). Kor. Az Ad–2 fúrás által harántolt alkálilamprofíros telérekkel rokonítható Sukoró St–1 fúrás dolomitos karbonatittelérének üde flogopitjából készült K/Ar kormeghatározás szerint az ÉK-Dunántúlon megjelenő alkáli bázisos és ultrabázisos telérek radiometrikus kora 77,6±3 milló év (HORVÁTH I. et al. 1983), azaz ezek a magmás telérek a késő-kréta campani korszakban keletkeztek. További lelőhelyekről ismert lamprofír és karbonatit jellegű magmatitok K/Ar kora viszonylag nagy, 57,9–77,6 millió év közötti szórást mutat, azaz a paleocén vége és a késő-kréta közötti időszakot felölelően (HORVÁTH I. et al. 1983, EMBEY-ISZTIN et al. 1989, KUBOVICS 1985, KUBOVICS et al. 1989). Horváth I. szóbeli közlése szerint a nagy időbeli szórás oka a telérkőzet és benne található flogopitok rendkívüli mállékonysága. DUNKL (1991) a kőzetek apatitján mért hasadványnyom és U-tartalom vizsgálata alapján 60–68 millió éves, azaz kora–középső-paleocén és késő- kréta közötti kort határozott meg. A Mány M–1 fúrásból ugyanakkor két apatittípust különített el, amelyek kora 60 és 99,1 millió év volt. A késő-kréta alkálilamprofír telérekhez kötődő vöröskalcittelérek (kc) feltételezett korát csak közvetetten lehet megállapítani. DEMÉNY (1992) és DEMÉNY et al. (1997) stabilizotóp vizsgálatai alapján a sümegi, tatabányai és pilisjászfalui vöröskalcittelérek az alkálilamprofiros telérekkel azonos fázisban, azonos eredeti geokémiai jellegekkel bíró fluidumokból keletkeztek. Különbség köztük csak az egyes kifejlődéseknél tapasztalható eltérő frakcionációból és izotópbeoldódásból eredhet. Az ilyen módon egykorúnak és azonos genetikájúnak tekinthető vöröskalcittelérek legidősebb, relatív korát a sümegi sintérlapi kőfejtőből HAAS et al. (1985) írta le, ahol a felső-apti Tatai Mészkő Formációt átszelő vöröskalcittelér anyaga a mészkőre eróziós- és szögdiszkordanciával települő senon rétegek bázistörmelékében jelentkezik. Ugyanakkor a Vértes hegységben a vöröskalcittelérek áthalmozott anyaga a felső-triász mészkő lepusztított felszínére települő felső- lutetiai–bartoni Szőci Mészkő Formáció bázisán jelentkezik, így itt a telérek relatív kora biztos lutetiai előtti (KERCSMÁR kc 1996, 2006, PÁLVALVI 2007), véleményünk szerint képződésük akár a kora-eocénig is felnyúlhat (K2–E1 ). Ez tapasztalható közvetlenül a Vértes és Gerecse közötti Keselő-hegyen, ahol a Szőci Mészkő Formáció részben lefedi, részben üledékes telérként átszeli a vöröskalcitteléreket (III. tábla, 5.). Az É-i Vértes és a D-i Gerecse között található Kálvária-hegyen, a paleokarsztos üregben keletkezett vörösbarna színű cseppkő képződési ideje valószínűleg nem sokkal előzi meg a területen késő-lutetiai–kora-bartoniban lerakódott, Szőci Mészkő Formációba tartozó mészkő képződésének idejét, mivel a mésziszapba ágyazódott cseppkő eredeti helyzetében, épen őrződött meg. Képződési környezet. Az Alcsútdoboz Ad–2-es fúrásban megjelenő alkálilamprofiros–karbonatitos asszociációhoz tartozó telérkőzetek KUBOVICS, SZABÓ (1988) ásvány-kőzettani és geokémiai vizsgálatai alapján köpeny eredetű bázisos, ultrabázisos magmából keletkeztek. Az elsődleges olvadék keveredése illóban gazdag anyaggal, az olvadék illótartalmának megnövekedését, ezáltal mozgékonyságának növekedését okozta. A magas illóanyag-tartalmú olvadék, több km hosszú

57 csatornákon át a kéreg felső részében az üledékes kőzetekbe nyomulhatott, miközben a maradványolvadék — részben a környezettel való kölcsönhatás eredményeképpen — alkáliákban és illókban tovább gazdagodott. Ennek következtében a szilikátos és a karbonátos olvadék szételegyedésével elkülönült ocellumok jöttek létre, és az alapanyagban szanidin, analcim és jelentős mennyiségű kalcit kristályosodott ki (HORVÁTH I. et al. 1983, KUBOVICS, SZABÓ 1988, DEMÉNY 1992). DEMÉNY (1992) szerint a teléreket később legalább két, 300 °C körüli hidrotermás hatás érte, ami jelentősen elbontotta a telérkőzetet felépítő ásványokat. A bázisos és ultrabázisos magmatizmushoz kötődő, magas illóanyag-tartalmú, ritkaföldfémben, foszforban és karbonátban nagyon gazdag lamprofírtelérek környezetében viszonylag alacsony hőmérsékletű hidrotermális, hidrokarbonátos rendszerek jöttek létre. A lamprofírtelérek benyomulása és a befogadó karbonátos kőzetek ehhez kapcsolódó átalakulása után, a magmás víz O- és H-izotóp összetételéhez közeli víz áramlott a rendszerben, nagyrészt repedésekhez köthetően helyi átalakulást, fenn-nőtt kalcitkristályokat, vörös színű kalcitból álló teléreket és breccsakitöltést hozva létre (DEMÉNY 1992, DEMÉNY et al. 1997). A magmás eredetű vizek meteorikus vizekkel keveredhettek, amire a vörös fluidumzárványok kis szalinitása utal (DEMÉNY et al. 1997). A vöröskalcittelérek képződési hőmérséklete a sümegi telérek folyadékzárványainak mikrotermometriai vizsgálata alapján 135–155 °C (GATTER 1984), a pilisjászfalui teléreké 100–180 °C (NÉMETH 2007). Ezekkel a telérekkel közel azonos stabilizotóp-összetételű vértesi telérek képződési hőmérséklete is a kiválási hőmérsékletre vizsgált, azonos rendszerbe tartozó telérekével azonosnak tekinthető. A vértesi vöröskalcitteléreket befogadó, általánosan ÉNy–DK-i és az É-i Vértes és a Gerecse között megjelenő, erre merőleges ÉK–DNy-i csapású repedésrendszer kialakulásában nagy szerepet játszhatott a flexurális medencefejlődést eredményező késő-kréta (senon) szerkezetalakulás is, ami a Dunántúli-középhegység szinklinális tengelyére merőleges ÉNy–DK-i csapású kompressziós főfeszültségirányokkal jellemezhető (TARI 1995). A kompressziós főfeszültségirányra merőleges, anomális csapású, vöröskalcittal kitöltött litoklázisokat KERCSMÁR (2004) a senon flexurális medencéhez tartozó, előtéri kiemelkedéshez kötődő hajlításos húzásként értelmezi, aminek hatása a középső-eocénig is érződhet. A Kálvária-hegyről leírt vöröskalcit anyagú cseppkő képződése valószínűleg kora-, esetleg középső-eocén elején kialakult paleokarsztos üreghez kötődik. A cseppkő színét valószínűleg a felszínen található bauxitos képződményeken, esetleg laterites talajon keresztül szivárgó víz által kioldott vas-oxidtól kapta.

KAINOZOIKUM

A Nemzetközi Rétegtani Bizottság jelenleg érvényben lévő kronosztratigráfiai táblázata szerint a kainozoikum tagolásában a paleogén, a neogén és a kvarter rendszer szerepel, ezért a „harmadidőszak” illetve a „tercier” kifejezés használatát igyekeztünk a szövegben elkerülni.

PALEOGÉN EOCÉN

A Vértes és a környező medenceterületek földtani felépítését tekintve a legtöbb korábbi ismeret az eocén képződményekről áll rendelkezésre. A kőszén és a bauxit kutatásához kapcsolódó előzetes céltérképezések és a részletes fázisok során lemélyült több ezer fúrás feldolgozásának során rengeteg alapadat és megfigyelés keletkezett az eocén rétegsor felépítéséről. A rétegtani és őslénytani vizsgálatok eredményeként már viszonylag korán megszülettek az első fejlődéstörténeti és ősföldrajzi rekonstrukciók is, amelyek az adott kor szintjén modern szemléletet tükröznek. A Gánt környéki eocén előfordulásról elsőként RÓMER (1858, 1860) tett említést. A magyar földtani irodalomban klasszikusnak számító „Fornai” ill., „Fornai pusztai” kagyló- és csigalelőhely ősmaradány-együttesét a későbbiekben számos, paleontológiai tárgyú munkában feldolgozták. HANTKEN (1861) szerint a „pusztafornai és pusztanánai eocén képletek” — kövületeik és nem műrevaló széntelepeik alapján — a lábatlani kifejlődéshez hasonlítanak, és a felső-eocén csoportba tartoznak. HAUER (1862) szerint a fornai rétegsor egykor nagy kiterjedésben borította a Vértest, de ma csak Csákvár környékén található. STACHE (1862) és ZITTEL (1862) a fornai kifejlődést a „roncai rétegekkel”, valamint a „párizsi durvamésszel” párhuzamosította. STACHE (1862) az eocén rétegsort a következő három csoportra osztotta: „alsó eocén apró-nummuliteses mészkő; középső eocén mészmárga Nummulites complanata-val, N. perforata-s mészkő és márgás mészkő és nummuliteses glaukonitos márga; valamint felső-eocén Puszta Forna-i márga”. 1:430 000-es méretarányú térképén (STACHE 1867) DNy–ÉK csapású sávban jelölt eocén nummuliteszes mészkövet („Nummulitenkalk”) a Mór–Felsőgalla, illetve Csákberény–Vérteskozma közötti vonulatban. A Dunántúli-középhegység térképezésének erdedményeit összegezve HAUER (1870) megállapította, hogy a Vértesben az eocént meszes kőzetek képviselik (tehát a Buda–Esztergom közötti területen már ismert édesvízi, széntartalmú rétegek megfelelőit nem mutatták ki).

58 HANTKEN későbbi munkáiban (1865, 1868, 1871, 1876, 1878) érintőlegesen foglalkozott a vértesi eocénnel. Korábbi véleményét újraértékelve arra a megállapításra jutott, hogy a „pusztafornai” rétegek faunája a hasonlóság ellenére sem egykorú az Esztergom környéki „felső puhány emelettel”, mivel az eltérő rétegtani helyzetben, az „Operculina emelet” felett következik. A korábban eocénnek tartott „Nummulites Tschichatscheffi rétegeket” az oligocénbe helyezte a felette levő „Clavulina Szabói rétegekkel” együtt. Ezt két rétegcsoportra osztotta: az alsó „budai márgára” és a felső „kiscelli tályagra”. Szerinte elterjedése Porvától Recskig nyomozható, a Vértesben Puszta-Nánánál (ma Nánapuszta) fordul elő (HANTKEN 1876). WINKLER (1883) szerint a HANTKEN (1871) által felállított rétegsorrend alapján a Vértesben, Felső- galla–Vértessomló–Várgesztes környékén a dorogi nummulit rétegsorozat felső szinttájai (Nummulites lucasana-, N. striata- és N. tschichatscheffi-emeletek) vannak kifejlődve, az alsó szinttájak (Nummulites subplanulatus- és Cerithium- emelet, valamint az édesvízi rétegek) hiányoznak. PAPP (1897) szerint a „puszta-fornai rétegek” Gánt körül, Petrecserben, Puszta-Nánán, Móron és Csákberényben fordulnak elő. Szelvényt és részletes faunalistát közölt a Báránykút közeléből (Hosszúharasztos). Ma is helytállóan megállapította, hogy a puhatestű fauna alapján a „fornai rétegek” középső-eocén korúak, és a párizsi „középső durvamészkővel” párhuzamosíthatóak. Az 1890-es években, a vértessomlói oligocén barnakőszénbánya bezárása után, a Magyar Általános Kőszénbánya Rt. kutatófúrásai eredményeképpen műrevaló kőszenet fedeztek fel a Tatabányai-medence D-i részén. Ezzel a Vértes környékén is megindult a kőszénkutatás, bár eleinte csak a tatabányai telepek bizonyultak műrevalónak. A XX. század elején BÖCKH H. és KOCH A. végzett terepbejárást Mór környékén, az Antal-hegyen, ahol BÖCKH (1902) középső-eocén Nummulina lucasana és felette települő, N. tchihatcheffi tartalmú rétegeket írt le a „triász réteg által határolt medencé”-ben. A kőszén kutatását indokoltnak, a szén rétegtani helyzetét azonban kérdésesnek tartotta. KOCH (1903) a középső-eocén „széndúsabb rétegek” fedőjébe helyezte a N. lucasana-s mészkövet, amely felett szintén középső-eocén, a fornapusztaihoz hasonló osztreás, csigakövületes márgát észlelt. A N. tschihatscheffi-s rétegeket (tévesen) a felső-eocénbe sorolta, amelyekben nagyobb számban talált Orbitoideseket (Discocyclina) és Heterosteginákat. A Vértes földtani monográfiájában TAEGER (1909) részletesen foglalkozott az eocén képződmények rétegtanával és fejlődéstörténetével. Elsőként adta meg a Gánti-süllyedék eocén rétegsorát, amelyben a „fornai agyag” fekvőjében „terra rossa-szerű képződményt”, fedőjében „melániás és miliolidás meszet és márgát” írt le. A Vértesben és annak előterein parti és medence fáciesű eocén képződményeket különített el. A medence fáciesű képződmények közül (ma már helytelenül) a tatabányai (gesztesi és vértessomlyói) „édesvízi és széntartalmú rétegeket” alsó-eocénnek (ypresi), a tatabányai „csökkentsós és normáltengeri agyag és márga rétegeket”, valamint a Mór környéki és fornai „molluscás rétegeket” középső-eocénnek, míg a „felső molluskás mészkő és márga”, valamint a fornai „miliolideás mészkő” rétegeket felső-eocénnek tartotta. A parti fáciesű „főnummulitmeszet” középső–felső-eocénbe sorolta, amely a Vértes Ny-i részén közvetlenül transzgredált a triász alaphegységre. Véleménye szerint a Vértes kifejlődési területe összekötő kapocs a Bakony és Esztergom vidéke között. TELEGDI ROTH (1923, 1925, 1927, 1928, 1935) Gánt és Csákberény térségéről részletes eocén rétegsort közölt, az egyes képződmények Csákberény környéki elterjedésének földtani térképével együtt. A Móri-árok környékén végzett kutatások nyomán az Antal-hegy Ny-i oldalán előforduló szénfedő „féligsósvízi” agyag faunáját megegyezőnek tartotta a tatabányai szénfedő faunájával, azonban tévesen a fornai agyaggal azonosította és a tatabányai középső-eocén rétegsor magasabb részével párhuzamosította. VITÁLIS I. (1939) is hasonló eredményre jutott, a Vértes ÉNy-i előterében előforduló széntelepeket Mollusca-faunájuk és „lucasanás” fedőrétegeik miatt ő is „fornai” típusúnak tartotta, és az esztergomvidéki felső elegyesvízi képződményekben található, szerinte — HANTKEN (1871) megállapításával ellentétben — „fornai” típusú széntelepekkel hozta egy szintbe. Az Antal-hegy Ny-i oldalán található foraminiferás agyagmárgát TELEGDI ROTH (1923, 1925, 1927, 1935) is oligocén „kiscelli agyag”-nak tartotta. A képződmény bázisát az infraoligocén denudációhoz kapcsolódó eróziós felszínnel azonosította, amely alatt különféle kifejlődésű eocén képződmények alkotják a lepusztulási térszínt. SZŐTS E. (1938) értekezésében részletesen foglalkozott az Antal-hegy paleogén képződményeinek litológiájával, ősmaradványaival, sztratigráfiai helyzetével. A szenes rétegeket alsó-eocénnek és a tatabányaival egyidősnek, a „molluscás márgát” és a „Nummulina perforata-márgát” középső-eocénnek, az „ortofragminás-nummulinás mészkövet” középső–felső-eocénnek tartotta. VADÁSZ (1939, 1940, 1942) a Kisgyón környéki, valamint a Mór–Környe, ill. Tatabánya–Esztergom térségekben előforduló széntartalmú rétegeket egyidősnek tartotta, keletkezésüket a legkorábbi eocén — általa paleocénnek nevezett — korszakra tette. Ezzel szemben a Gánt környéki fornai rétegeket középső-eocénnek és egyedi kifejlődésűnek tekintette, és nem javasolta a „fornai” elnevezés használatát más területeken. MAJZON (1943) Foraminifera-vizsgálatok alapján kimutatta, hogy a Zirc és Bakonycsernye környékén előforduló addig kiscelli agyagnak tartott képződmény kora késő-eocén vagy kora-oligocén, és nem azonosítható a Buda környéki kiscelli agyaggal. SZŐTS E. (1948, 1950, 1952) jelentéseiben számolt be a háború után folytatott szén- és bauxitkutatások rétegtani és paleontológia eredményeiről. A Gánt környéki eocén Molluscákról szóló őslénytani, és a magyarországi eocén

59 képződmények részletes rétegtani és fejlődéstörténeti összefoglalását monografikus feldolgozásaiban (1953, 1956) adta közre. A gánti bauxitot kréta–paleocénbe, a fornai rétegeket és a „miliolidás mészkövet” a londoni emeletbe (alsó-eocén) sorolta, és a Mór környékén általa korábban (1938) oligocén kiscelli agyagnak tartott „foraminiferás molluszkumos agyagmárgá”-t a középső-eocénbe, a felső-eocén „nummulinás-ortofragminás-lithothamniumos mészkő” fekvőjébe helyezte. Fejlődéstörténeti összefoglalójában kifejtette, hogy az eocénben a Dunántúli-középhegység Ny-i területeit lassú süllyedés jellemezte, míg keleten, a kezdeti süllyedést a lutetiaiban kiemelkedés, vulkanizmus, lepusztulás, majd a bartoniban újabb süllyedés követte. A vértesi bauxit összetételével, képződésével és korával kapcsolatban számos új eredmény látott napvilágot (VADÁSZ 1946, 1951, 1956; SZÁDECZKY-KARDOSS 1955; BARNABÁS 1961, 1970; BÁRDOSSY 1961a, b; KOMLÓSSY 1966). VADÁSZ (1946) a bauxitot a felső-krétába sorolta, ez az álláspont általánosan elterjedt volt a szakmai közvéleményben az 1950-es és az 1960-as évek során. Később DUDICH, KOMLÓSSY (1969) a bauxit keletkezését a késő-paleocén–kora-eocénre, felhalmozódását pedig a középső-eocénre tette. A Tatabányai-medence földtani felvételét SÓLYOM (1953, 1960) végezte. SZENTES (1968) a tatabányai 200 000-es földtani térkép magyarázójában a bauxitokat a felső-kréta–paleocénbe sorolta, felette pedig a következő rétegsort állította fel: ypresi „édes- és csökkentsósvízi rétegek barnakőszéntelepekkel”; „operculinás márga”, lutetiai (középső-eocén) „perforatusos, miliolinás mészkő, márga, agyag, orbitoidás mészkő, kőszéntelepek”; bartoni (felső-eocén) „glaukonitos, andezittufás homokkő, agyagmárga” (Pusztavám–Oroszlány–Várgesztes), „Discocyclinás-nummuliteses”, ill. „nummuliteses-orthophragminás-lithothamniumos mészkő”, „molluscás márga” (Tatabányai-medence). KOPEK és KECSKEMÉTI (1960, 1964, 1965), valamint KOPEK et al. (1966) a Dunántúli-középhegység eocén képződményeit nagyforaminifera vizsgálatokra alapozva 16 szintre osztotta, és bevezette az intralutetiai denudáció fogalmát. A tatabányai széntelepeket eleinte alsó-eocénnek, később középső-eocénnek tartották. Az Oroszlány–Pusztavámi-medencében a széntelepek keletkezését a medence belsejében a középső-eocén közepére, a Vértes peremén a középső-eocén végére tették. KOPEK (1980) ÉK-Bakonnyal foglalkozó monográfiájában részletesen foglalkozott a Csákberény és Gánt környéki eocén rétegtanával, ősmaradványaival és fejlődéstörténetével is. GONDOZÓ (1968) és GIDAI (1970, 1974, 1975) Mór–Pusztavám–Oroszlány térségének szenes képződményeit a molluscás és operculinás márgával együtt továbbra is az alsó-eocénbe sorolta. Az eocén képződmények korának tisztázásához nagyban hozzájárult BÁLDINÉ BEKE MÁRIA munkássága (BÁLDINÉ BEKE 1971, 1984; BÁLDINÉ BEKE, KECSKEMÉTI 1983), aki a nannoplankton-vizsgálatok alapján az oroszlány–pusztavámi szenes rétegeket egyértelműen középső-eocénnek határozta meg. HORVÁTHNÉ KOLLÁNYI (1983, 1984) plankton Foraminifera-vizsgálatai az operculinás márga középső-eocén voltát támasztották alá. Az 1970-es évek végén Mór és Bodajk környékén történt földtani térképezés eredményeként BERNHARDT (1985) részletes leírást adott a Mór és Pusztavám környéki eocén képződmények rétegtanáról és ősmaradványairól. Az általa elkülönített képződmények: középső-eocén „kőszéntelepes összlet”, „korallos molluscás márga” és „foraminiferás márga”, felső-eocén „nummuliteses, discocyclinás, lithothamniumos mészkő”. Az 1970–80-as évek fúrásos szénkutatásához kapcsolódva BERNHARDT (évszám nélkül a, b) és BÁLINT et al. (1988) jelentéseikben újabb rétegtani és ősföldrajzi vonatkozású eredményekről számoltak be. KECSKEMÉTI, VÖRÖS (1985, 1986) az Oroszlányi-medence Ny-i peremének szénkutató fúrásait értékelte őslénytani és üledékkőzettani szempontból, és számos biosztratigráfiai, paleoökológiai és nagy léptékű ősföldrajzi megállapítást tett. A gánti Bagoly-hegy eocén szelvényeinek részletes üledékföldtani, geokémiai és őslénytani vizsgálatát BIGNOT et al. (1985) ismertette. A Gánt környéki bauxitról és annak fedőképződményeiről számos őslénytani vonatkozású munka is született. H. DEÁK (1957) a gánti Újfeltárásban a bauxitok pollenvizsgálatának eredményét ismertette, SZÖRÉNYI (1952) a tengeri sünök, STRAUSZ (1962, 1963), MIHÁLY (1975), FŐZY et al. (1982), MIHÁLY, VINCZE (1984) a Molluscák, MONOSTORI (1972, 1975) az Ostracodák vizsgálatát végezte el. Újabban HALUPKA (1996, 1999) Foraminifera-vizsgálatai említendők. A Dunántúli- középhegység alapfúrásainak integrált sztratigráfiai vizsgálatai alapján KOLLÁNYI et al. (2003) korrelálta az Oroszlányi- medence és a Bakony eocén képződményeit. Az eocén képződmények formációba sorolására először DUDICH, GIDAI (1980) tett javaslatot. Az 1990-es években a Magyar Rétegtani Bizottság által is elfogadott litosztratigráfiai egységek rövid leírását GYALOG (szerk. 1996), később az ezek módosítására és újabb egységek bevezetésére vonatkozó javaslatokat GYALOG, BUDAI (2004) foglalta össze. Legújabban — a jelen térképezési munkához is kapcsolódva — az eocén medencék fejlődéstörténetének és szerkezetföldtani valamint őskörnyezeti vonatkozásainak, továbbá az eocén képződmények fácies-, és rétegtani összefüggéseinek új eredményeit FODOR,BÍRÓ (2004), KERCSMÁR (1995, 1996, 2005a, b), PÁLFALVI (2005, 2007) és PÁLFALVI et al. (2006) tették közzé. Ezen kutatások és a földtani térképezés új eredményei igazolták a gánti terület eocén képződmények fáciesviszonyaival foglalkozó kutatók (SZŐTS E. 1956, STRAUSZ 1962, KOPEK 1980, DUDICH, KOPEK 1980, BIGNOT et al. 1985, HALUPKA 1999) korábbi véleményét, amely szerint a Keleti-Bakony és a Vértes DK-i oldalán csendes vizű, lagúna jellegű öböl létezett a középső-eocén végén. Az új kutatások eredményeként körvonalazódott a vértesi eocén ősföldrajzi modellje, amely szerint elkülöníthető egy É–ÉNy-i vértes-előtéri és egy D–DK-i gánti kifejlődési terület, amelyek a lerakódott üledék vastagságát és kifejlődési jellegét tekintve is eltértek egymástól. Szintén e kutatások alapján

60 körvonalazódott, hogy a Gánti-süllyedéket a Vértes kiemelt helyzetű, de átjárókkal szabdalt hátsága választhatta el a vonulattól ÉNy-ra elterülő, a bakonyi területtel is kapcsolatban álló nyíltvízi medencétől. A kissé tágabb ősföldrajzi kapcsolatokat tekintve a Gánti-süllyedék DNy felé a Kincsesi-medencével, míg ÉK felé (kérdésesen) a Nagyegyházai-, és Mányi-medencével állhatott kapcsolatban. Az 1980-as évek közepétől különféle tanulmányok jelentek meg a Magyar paleogén medence geodinamikai helyzetéről is (KÁZMÉR 1985; BÁLDI-BEKE, BÁLDI 1985, 1986, 1991; FODOR L. et al. 1992, 1994; TARI et al. 1993; KÁZMÉR et al. 2003). Ezek alapján az eocén rétegsorok eltolódásos, transzpressziós vagy flexurális medencé(k)ben rakódtak le. A Vértest illetően a részletes tektonoszedimentológiai és szerkezeti vizsgálatok inkább a kompressziós vagy összetettebb eltolódásos- kompressziós (transzpressziós) modell felé mutatnak (MINDSZENTY, FODOR 2002; KERCSMÁR 2005a, b; KERCSMÁR et al. 2005, 2006).

ALSÓ–KÖZÉPSŐ-EOCÉN g GÁNTI BAUXIT FORMÁCIÓ ( E1–2) — gE1–2 Litológia, település. A gánti típusterületen a bauxit egyenetlen felszínű, mállási formákkal tagolt fekvő kőzetét a felső- triász Sédvölgyi Dolomit alkotja. A közvetlen fekü rendszerint breccsás megjelenésű, porló, kalcittal cementált, a kőzet repedéseiben található hematit és sziderit ásványdúsulásoktól enyhén vöröses elszíneződésű. A bauxit alatti, 5 m-nél kisebb szintkülönbségű karsztmorfológiával jellemezhető börcök felszínén általában 10-15 cm vastag szideritből, limonitból és piroluzitból álló vas-mangán kéreg található (IV. tábla, 1.). A középső-eocén transzgressziós képződmények bázisán települő Gánti Formáción belül POBOZSNY (1923) hatféle bauxitot különböztetett meg a Vértes területén. A lila, pizolitos, fehér, vörös, sárga és tarka bauxittípusok egymástól való eltérésének a legfőbb oka a bauxit színét is meghatározó vas-, és alumíniumtartalom megváltozása. A függőleges irányban szabályszerűen változó minőségű bauxit (BÁRDOSSY 1961) jellegzetesen világos okker, narancs árnyalatú, pizoidos szövetű, kiékelődő bauxitos konglomerátumtestekből, és vöröses árnyalatú (rózsaszín, lila, barna, sárga foltos), kemény, poliéderesen széteső, gyakorta fényes csúszási lapokkal tarkított, pelitomorf rétegek váltakozásából áll (IV. tábla, 2–3.). Az egyes rétegek 10–60 cm, általában 30–50 cm vastagságúak, a belül sötétbarna, vöröses bauxitkavicsok mérete nem haladja meg az 1 centimétert, átlagosan 5 mm átmérőjűek. A vadózus eredetű kavicsok boehmit, hematit, goethit, kaolinit és anatáz ásványokból állnak. A mátrix anyagában ezek mellett megjelenik a gibbsit és a klorit is. A szemifreatikus–szemivadózus, pelitomorf bauxit átlagos összetétele: Al2O3 49,2%; SiO2 10,55%; Fe2O3 20,5%; Ti O2 2,8%; izzítási veszteség 16,4%. A freatikus–szemivadózus fáciesű bauxit-konglomerátum átlagos összetétele: kavicsok — Al2O3 31,6%; SiO2 1,5%; Fe2O3 44,4%; Ti O2 21,7%; izzítási veszteség 17,8%; mátrix — Al2O3 46,9%; SiO2 11,3%; Fe2O3 20,95%; Ti O2 2,1%; izzítási veszteség 18,2% (MINDSZENTY et al. 1995). A törmelékes bauxitrétegekre — szemben a bakonyi nem áthalmozott bauxittelepekkel — a szemcsék normál és fordított gradációja egyaránt jellemző üledékföldtani bélyeg. Kialakulásukra jellemző, hogy míg a rétegek gyakran magas mátrixtartalma és ebben a durvább törmelékek fordított gradációja kohéziós törmelékfolyással jöhetett létre, addig a normál gradáció a törmelékfolyások vízzel borított mélyedésekbe érkezésével alakulhatott ki (MINDSZENTY et al. 1989). A bauxittest belsejében megjelenő durvatörmelékes rétegek — gyakran erózióbázissal rendelkező — csatornakitöltések. A bauxitrétegek kb. 2 m vastag felső része lefelé fokozatosan elhalványuló, helyenként paleotalajosodott, szürke, sárga, narancsvörös, fakó foltos. A foltokhoz ritkán 0,5–0,8 cm átmérőjű hengeres, sötétvörös rhizokonkréciók társulnak. Az üledékben a gánti bagoly-hegyi külfejtésben üledékrogyásos redők figyelhetők meg (MINDSZENTY, FODOR 2002), amelyek mobilis üledékképződési folyamatokra, illetve tektonikus mozgásra utalnak. A Gánti Bauxit Formáció a vértesi előfordulásokban nem tagolható, bár az általános definíció szerint a közel eredeti településű, paraautochton, pelitomorf képződmények a Csabpusztai Bauxit Tagozatba, az áthalmozott, pelitomorf bauxittal váltakozó, abban nyelvszerűen-lencseszerűen kiékelődő bauxitkonglomerátum képződmények az Oszlopi Bauxit Tagozatba tartoznak (KNAUER 1994; GYALOG, BUDAI 2004). A bauxit változatos fedőképződményeit a középső-eocén, lutetiai végi transzgresszió hozta létre. A fedő alatt kifakult bauxitra általában 15–20 cm vastag Characeás mésziszap, vékonylemezes mészkő, majd egyre több apró gastropodát tartalmazó néhány méter vastag mészmárga települ. A fedőképződmények között folyóvízi, ingressziós tavi, alig vagy túlsós kőszénlápi, illetve csökkent, majd normál sós vízi (MIHÁLY 1975) lagunáris fáciesű képződmények találhatók (Fornai és Kincsesi Formáció). A Gánti Bauxit Formáció képződményei Nagyegyháza, Csordakút, Szár, Tükrösmajor térségében két szintben jelennek meg. Az ún. „alsó-, vagy főtelep” bauxitja felső-triász, részben karni, részben nori, jól rétegzett, gyakran likacsos szerkezetű, néhány méter vastagságban mállott, erősen repedezett, porlékony Fődolomitra vagy a karsztosodott dolomitfelszínen elhelyezkedő karsztos-eróziós dolomitbreccsa összletre települ. A főtelepet helyenként 60 m vastagságot is meghaladó, proluviális fanglomerátum dolomitbreccsa képződménye fedi (FÁY-TÁTRAI 1984). A fanglomerátumösszlet felett települ az ún. „felső-bauxit” szint, amit a széntelepes képződmények fednek le. Elterjedés, vastagság. A formáció nagy tömegű felszíni elterjedése a Vértes DK-i részére, Gánt környékére jellemző.

61 Ezen a területen öt nagyméretű külfejtés tárja fel: Bagoly-hegy (IV. tábla, 2.), Angerrét, Meleges, Hosszú-harasztos és az Újfeltárás. A kitermelt bauxit legnagyobb vastagsága 23 m volt (POBOZSNY 1923). A telepek átlagvastagsága 3–5 m, ami kis távolságon belül erősen változó lehet. Fúrások alapján a Gánti Bauxit Formáció képződményei a Vértes K-i pereme mentén Gánttól DNy-i irányban a Móri- árok felé húzódnak, ÉK-i irányban a Nagyegyházai-, Szári-, és Tükrösmajori-medencékben jelennek meg. A Vértes DNy-i részén, Csákberény környékén 1,6 m (Csákberény Csbr–116) és 394 m (Csbr–89) mélységek közt, minimum 0,8 m (Csbr–45) és maximum 7,5 m (Csbr–53) vastagságban fordul elő bauxit. A Vértes nyugati oldalán bauxit nem ismert viszont az északnyugati lejtő felé, az ún. Pátrácos területén (Pusztavámtól K-re) két fúrásban (Pusztavám Pp–17 és Pp–22), a felszín közelében, negyedidőszaki homokrétegek alatt 18 m és 11 m vastagságban található a Gánti Bauxit Formáció. A Vértes ÉK-i részén, Tükrösmajortól K-re 344 m mélyen 7,6–7,9 m átlagos vastagságban jelentkeznek a bauxitos képződmények. A környéken több fúrásban, lencsés kifejlődésben, 200–300 m mélységben található bauxitteleproncs. A Mesterbereki-medence átlag 6 m vastag bauxitja 200–300 m mélyen található, középső-eocén széntelepes képződmények alatt. Csordakúton 4 nagyobb bauxitlencsét határoltak le fúrásokkal (Csordakút Cs–12, –72, Cs–96, Cs–84, –92 és Tatabánya Ta–822), helyenként 7 m-t is meghaladó vastagságban. Nagyegyházán, hasonlóképpen a csordakúti telepekhez 7–10 m a dolomitbreccsával fedett bauxit átlagvastagsága (JASKÓ 1957a, b). Ősmaradványok, kor. DEÁK (1957, 1967) által kimutatott öt eocén pollenfajon kívül értékelhető ősmaradvány nem található a Gánti Bauxit Formációban. A formációba tartozó képződmények kora a vulkanogén cirkonkristályok fission- track vizsgálatai alapján a kora-eocén legvégére, illetve a középső-eocén elejére tehető (46±4 M év) (DUNKL 1990, 1992). A bauxitot közvetlenül fedő középső-eocén képződmények biosztratigráfiailag értékelhető ősmaradvány-tartalma alapján a Gánti Bauxit Formáció lehetséges képződési korának felső határa az NP 16-os nannoplankton zóna legteteje, azaz a lutetiai korszak vége, a bartoni korszak eleje, ami a Nummulites perforatus – Nummulites millecaput zónának (KECSKEMÉTI 1998) felel meg. Képződési környezet. A Gánti Bauxit Formáció a Dunántúli-középhegység bauxittelepeinek ún. felső szintjéhez, a triász-eocén üledékhézagban megjelenő bauxitok közé tartozik (MINDSZENTY et al. 1989; SZINTAI et al. 1991). Az allochton és paraautochton képződmények a későbbi középső-eocén transzgresszió bázisát alkotva, szerkezeti vonalakkal határolt aszimmetrikus félárkokban rakódtak le, az áthalmozódásukat okozó és leülepedésük során is aktív szinszediment tektonikai események kíséretében ( D’ ARGENIO, MINDSZENTY 1995). A gánti bauxitfelhalmozódások feltehetően a szinszediment tektonikai mozgásokra visszavezethető epizodikus iszapfolyások (törmelékfolyások, talajfolyások) termékeként jöttek létre, és nagyméretű alluviális törmeléklegyező részének tekintendők (MINDSZENTY et al. 1989, GERMÁN-HEINS 1994, MINDSZENTY, FODOR 2002). A Gánti Bauxit Formáció egyetlen jelentős, a felszínen is vizsgálható felhalmozódása a Gánt környéki lelőhelyétől ÉK-re lévő, szinszediment deformáció által kiemelt helyzetű magasrögről hordódhatott le a mai Bagoly-hegy–Meleges–Harasztos–Újfeltárás területére, ahol törmeléklegyezők formájában borította el a vékony pelitomorf bauxitlepellel fedett sekélykarszt egyenetlen felszínét. A telepek alsó részén jelentkező szemifreatikus fáciesű pelitomorf bauxit valószínűleg eredeti helyzetű, karsztvízszint közeli, időszakosan vízzel borított, sekélykarszt térszínen keletkezett talajlepel volt. A pelitomorf bauxitra települő durvább bauxittörmelékes rétegek áthalmozott, allochton, bauxitos összetételű talajként erodálódtak a magasabb térszínű területekről (vadózus fáciesű kavicsok), és törmelékfolyással jutottak a sekély karszttérszínre (MINDSZENTY et al. 1989). A konglomerátumrétegek közti pelitomorf szakaszok az időszakosan vízzel borított mélyedésekbe beérkező törmelék tetejére, a felkavarodott vízből kiülepedett bauxitos agyaglepelként foghatók fel. A nagy mérvű talajeróziót részben a — feltehetően klimatikus okokra visszavezethető — trópusi esőerdők pusztulása és a szemiarid klíma időszakos heves esőzései, részben az eocén későbbi szakaszára is jellemző (KERCSMÁR 1996, 2005) szinszediment tektonikai események együttes hatása válthatta ki. A bauxit fekü és fedő közeli elváltozásait részben szingenetikus, részben utólagos vegyi folyamatok okozhatták. A fekü közeli kifakulást (10-20 cm-es aureolaként követve a vas-oxidos kéreggel borított feküt) korai diagenetikus folyamat által létrehozott piritesedés okozta (GERMÁN-HEINS 1994). A piritképződéshez szükséges vas a feküvel közvetlenül érintkező bauxitból, a kén pedig a hirtelen felhalmozódott bauxitkonglomerátum alá beszorult, levegőtől elzárt körülmények között, anaerob baktériumok által elbontott trópusi növényzet maradványaiból származhatott. A piritesedett kéreg oxidációja és egyben a vas-oxidos bevonat létrejötte epigenetikus folyamat eredménye. Ennek következtében jött létre a fekü hematitos impregnációja, és keletkeztek a pirit utáni pszeudomorfózák és a felszabaduló kénessavas oldatokhoz kapcsolódó porlódás is (GERMÁN-HEINS 1994). A fedőközeli elváltozás a betemetődés előtti utolsó talaj maradványaként értelmezhető. A fakó foltok a betemetődött gyökérmaradványok bomlása során lokálisan kialakult reduktív környezethez kötődnek (eltemetődési glejesedés).

KÖZÉPSŐ-EOCÉN hk KÖZÉPSŐ-EOCÉN(?) EOLIKUS HOMOKKŐ (eE2 ) — Ehk

A Vitány vár környékén előforduló „kiválóan érdekes” homokkőről már TAEGER (1909) is tett említést (p. 33, utolsó bek.). A várromtól ÉÉNy-ra lévő Menyasszony-hegy D-i részén, egy K–Ny-i csapású dolomitgerinc É-i oldalában

62 nyomozhatók egy igen jellegzetes litológiájú homokkőnek a tömbjei, egy 2-3 m széles és kb. 20- 30 m hosszú sávban. A monomikt összetételű üledék kvarcszemcséinek mérete félmilliméter körüli, osztályozottsága kitűnő. A szemcsék igen jól kerekítettek (35. ábra). A homokkő kovás kötésű, igen kemény. A sziklák felszínén részben párhu- zamos, vagy fonatos apácarácsszerű, helyenként egyértelműen rombusz alakú, kovás kötésű defor- mációs szalagok, esetenként tiszta kovaerek preparálódtak ki (IV. tábla, 4.). További jelleg- zetessége a kőzetnek a telérszerű megjelenés, amelyre az előfordulás elnyúlt alakjából lehet következtetni. A sziklák felszíne üde, a környéken nagy területet borító futóhomok nem csiszolta fel. Ebből a tényből arra következtethetünk, hogy a képződmény felszínre kerülése a holocénra tehető. Az üledék genetikáját illetően egyezik a véleményünk Taegerével, aki a homokot eolikus eredetűnek tartotta, amelyet a szél a „diluvium” (=pleisztocén) előtt fújt be egy hasadékba, ahol később cementálódott. A futóhomok korára nézve azonban nem rendelkezünk semmilyen értékelhető adattal, ezért kénytelenek vagyunk következtetések útján leszűkíteni képződésének lehetséges intervallumát. Taeger a Vértes ÉNy-i lábánál jelentős területen 35. ábra. Kovás homokkő vékonycsiszolati képe a Vitány vártól ÉÉNy-ra lévő elterülő óholocén futóhomok anyagát az oligocén Menyasszony-hegyről (PO). A jól kerekített és osztályozott kvarcit „pectunculuszos homokból” származtatta, és — bár szemcsék eolikus genetikára utalnak erre konkrét utalást nem tett — a kérdéses kovás Figure 35. Thin section of silicified quartzarenite from Menyasszony Hill located NNW of the Vitány vár (PO). Well-rounded and sorted quartz grains are kötésű homokkő anyagát szintén. A homokkő- referring to eolic formation tömbök felszínén észlelhető deformációs szalagok, kovaerek azonban legalább egy olyan töréses fázis hatására utalnak, amelyhez hasonló a miocén eleje után már nem lépett fel. Ebből arra következtethetünk, hogy a képződmény a miocénnél korábban keletkezett. Ezt látszik megerősíteni a homokkőtelér K–Ny-i csapása is, mivel ez az irány az É-i Vértes középső-eocénre jellemező eltolódásainak egyik főbb csapásiránya is (FODOR et al. 1999, KERCSMÁR 2005). Az oligocén kort az akkori nedves klíma (a szárazságkedvelő növények hiánya) szerintünk kizárja, ezért soroltuk az eolikus homokot az eocénbe. Az eolikus homok szemcséinek anyaga származhat a Dorogi Formáció alsó tagozatából, a telepes összlet feküjét alkotó szárazulati rétegsor kvarchomokjából, amely SÓLYOM (1960) szerint akár több méter vastagságú is lehet a Tatabányai-medence É-i részén. A homokkő cementációjának ideje legfeljebb csak becsülhető, mivel kovásodott üledékek alig ismertek a Vértesben, és csak a pannóniai homokkő egyes tömbjeinél találunk ilyen, ismeretlen korú hatást. A Budai-hegység analógiája alapján — ahol a felső- eocéntől felfelé több szintben ismertek kovás üledékek, legfiatalabb közülük a pannon homokkő — a kovásodás valószínű idejét legkorábban a késő-eocénre vagy az utánra tehetjük.

Lutetiai–bartoni d DOROGI FORMÁCIÓ ( E2) — dE2 Litológia, település. A Dorogi Formáció alsó szakaszát tarka és szürke agyag, illetve aleuritos, homokos agyag, kavicsos vagy kőzettörmelékes agyag, felső szakaszát széntelepek és a köztük települő szürke homokos, agyagos, gyakran Mollusca-héjtöredékekben gazdag rétegekből álló rétegsor alkotja. Alapvetően két, tagozat rangú egységre különül el, melyekre GYALOG, BUDAI (2004) a Bajnai és Annavölgyi Tagozat elnevezést javasolta. Ebbe a formációba sorolják továbbá a Nagyegyházai Fanglomerátumot is tagozat szintű egységként (GYALOG, BUDAI 2004), amelynek települési helyzete megengedné ugyan a Gánti Bauxit Formációba sorolását is, azonban e kérdés megválaszolása tágabb területre kiterjedő részletesebb vizsgálatokat igényel. d A BAJNAI TAGOZAT (bE2) — a formáció alsó szakaszát képezi. Rétegsorának alsó részét az alaphegységre diszkordánsan települő, változó (5-25 m) vastagságú tarka agyag, mészkonkréciós agyag, agyagos aleurolit rétegek alkotják. A Vértes ÉNy-i pereme mentén (pl. az Oroszlány O–1603 fúrásban) és Vértessomló környékén a bázison az alaphegység törmelékét

63 tartalmazza, míg a Pusztavámtól Ny-ra eső területeken tűzkőkavicsos homokrétegekkel kezdődik a rétegsor (pl. Oroszlány O–2370). Feljebb 10–20 m szürke agyag, agyagos aleurolit vagy homok települ, gyakran kőszénnyomokkal, vékony kőszenes agyagcsíkokkal. Oroszlány környékén gyakran kaolinos agyagrétegek, illetve helyenként édesvízi mészkőpadok települnek közbe. A Tatabányai-medencében, illetve attól K-re eső területeken a tarkaagyagrétegek felett édesvízi agyag és mészkő települ, a medence É-i és ÉNy-i részén pedig a tarkaagyaggal sok esetben váltakozó, fluviális eredetű (SÓLYOM 1960) több méter vastagságú finom- és durvaszemcséjű kvarchomok, valamint durva kvarckavicsból álló konglomerátum (VADÁSZ 1940) jelenik meg. A Bajnai Tagozat a Tatabányai-medencében a DK-i perem felé kiékelődik, ahol a széntelepek közvetlenül a triász aljzatra települnek. d Az ANNAVÖLGYI TAGOZAT ( aE2) — az Oroszlány–Puszatvámi-medencében átlagosan 4-8 m vastag, 1-3 műrevaló széntelepet és köztük szürke homok, agyag, agyagmárga, gyakran Mollusca-héjtöredékeben gazdag rétegeket tartalmaz. A Móri-árok mentén és Bokod környékén három, az Oroszlány–Pusztavámi-medencében általában két telep különül el, amelyek a vértesi perem felé és Dad (Dadi-hát) irányában fokozatosan kiékelődnek. A legalsó telep általában gyengébb minőségű agyagos szén, szenes agyag. A két felső telep közül az alsó általában jó minőségű barnaszén, a felső agyagos szén, gyakran vékony szenes agyag-, homokos agyag-közbetelepülésekkel. Vértessomló környékén a telepes összlet szétseprűződik, a széntelepek közé sok vékony meddő réteg iktatódik be. A Tatabányai- és Nagyegyházai-medencében a tagozat általában 1-3 telepből áll, a legvastagabb a 6-10 m vastag legalsó főtelep, mely édesvízi mészkő- és márga- közbetelepüléseket tartalmazhat. Felette a Tatabányai-medencében 1-2 m vastag molluscás agyagrétegek után következik a 0,3–0,8 m vastag kísérőtelep. A medence DK-i felén 10–12 m vastag meddő közbetelepülés után található a maximum 2 m vastag kistelep, melyet nagyrészt már lefejtettek. A Nagyegyházai-medencében a főtelep felett 20-30 m vastag édesvízi mészkő és agyagmárga található, felette települ a pár m vastag felső telep (SÓLYOM 1953, GERBER 1987). A Vértesben kis kibukkanásokban (pl. Vértessomlótól ÉK-re, a Szarvas-kúttól északra) (MAROS 1986) és a Vértes DK- i peremén mélyült csákberényi és gánti fúrásokban változó vastagságban jelenik meg a NAGYEGYHÁZAI FANGLOMERÁTUM d TAGOZAT (nE2) — dnE2. Anyaga áthalmozott, osztályozatlan, a lepusztulási térszín kőzeteitől függő mono-, vagy oligomikt triász mészkő- és dolomittörmelék, bauxitos agyaggal (IV. tábla, 5.), bauxitlencsékkel, helyenként szén- és agyagos szén közbetelepüléssel. Csordakút DK-i részén a törmelék egy része Dachsteini Mészkőből, illetve a Csordakút Cs–790 fúrásban jura mészkőből áll. A szemcsék kerekítettsége anyaguktól függően a szögletestől lekerekítettig, méretük a méteres tömböktől a dolomitporig változik. Mállási-, illetve törmelékeredete ellenére a dolomitpor a breccsában mátrixként értelmezendő. A breccsa kötőanyaga leggyakrabban dolomitpor, ritkábban vörösagyag, bauxitos agyag, szürke bauxit vagy szenes agyag. A dolomitporos kötőanyagban néha finom rétegzettség, ezzel kapcsolatos iszapfolyási és egyéb szedimentációs jelenségek figyelhetők meg. A tagozat a Nagyegyházai- és a Csordakúti-medencében a bauxit főtelepre, vagy a bauxitos dolomitbreccsával kitöltött tektonikus hasadékokat tartalmazó triász aljzatra települ. D-i elterjedési határát ezen a területen a Szár–Zsámbéki-törésvonal adja. A Dorogi Formáció üledékhézaggal települ a mezozoos aljzatra vagy a Gánti Bauxitra. A Bajnai Tagozat leggyakrabban középső-kréta képződményeket, a Vértes ÉNy-i peremén Dachsteini Mészkövet, az Oroszlányi-medence Ny-i peremén és Vértessomlótól D-re helyenként jura kőzeteket is fed. A Nagyegyházai Fanglomerátum triász kőzetekre vagy a Gánti Bauxitra települ. A Vértes ÉNy-i előterében a Dorogi Formáció felfelé üledékfolytonosan megy át a Csernyei Formációba, a határt a legfelső széntelep fölött húzhatjuk meg. Elterjedés, vastagság. A formáció teljes vastagsága és elterjedése fúrások alapján állapítható meg. A Bajnai és Annavölgyi Tagozat Zirctől Várgesztesig összefüggő, egységes összletet alkot, viszonylag vékony (1-2 m), de horizontálisan nagy távolságokra követhető széntelepekkel. Ettől ÉK-re egy sor különálló medencében jelenik meg a két tagozat (ilyen területünkön a Tatabányai-, Nagyegyházai- és Csordakúti-medence), horizontálisan erősen változó vastagságú, lencsés jellegű telepekkel, a peremek felé elvékonyodó, kiékelődő jelleggel. A Vértesben és annak ÉNy-i előterében kevés felszíni feltárásuk ismert, a dobai és szépvízéri külfejtésben és a Pusztavámtól kb. 1,5 km-re D-re eső Égeres, illetve a vértessomlói külfejtésben találhatók jól tanulmányozható szelvényeik. A formáció vastagsága Pusztavám környékén és az Oroszlányi-medence belsejében (ahol általában középső-kréta Pénzeskúti Márgára települ) elérheti, helyenként meg is haladhatja az 50-60 m-t (az Oroszlány O–1099 fúrásban 65,5 m). Dad irányába, illetve DK felé elvékonyodik, a Vértes hegység ÉNy-i peremén kiékelődik. A formáción belül a Bajnai Tagozat vastagsága 0–50 m között változik. Az Annavölgyi Tagozat Oroszlány és Pusztavám környékén nem éri el a 10 m-t, ellentétben a Tatabányai- és Nagyegyházai-medencével, ahol elérheti, sőt meghaladhatja az 50 m-t is, amit a közbetelepülő meddő rétegek (homok, édesvízi mészkő) nagyobb vastagsága okoz (Tatabánya Ta–455, Ta–318 — SÓLYOM 1953). Kocs környékén a széntelepes összlet hiányzik, ezen a területen a Dorogi Formációt a Bajnai Tagozat szárazföldi tarka agyagból és tűzkőtörmelékes homokból álló rétegei képviselik (pl. Kocs–5 és Tata T–6 fúrások). A MAROS (1986) által közölt térkép alapján akár 10-15 m összvastagságú Nagyegyházai Fanglomerátum Tagozat törmelékes foltokban, valamint néhány kisebb szálfeltárásban jelenik meg a Vértes területén. A Csákberény és Gánt környéki fúrásokban vastagsága változó, pl. a Gánt Gp–8 fúrásban 0,2 m, a Csákberény Csbr–195 fúrásban 18,2 m. A Nagyegyházai Fanglomerátum a Nagyegyházai-, és a Csordakúti-medencében jelentős vastagságú (0-80 m), összefüggő képződményként jelentkezik. E területen elterjedésének D-i határát a közel K–Ny-i csapású, Környe–Zsámbék között

64 húzódó törési zóna adja, ahonnan É-felé a képződmény vastagsága és szemcsemérete csökken, majd kimarad, átadva a helyét az É-i terület bauxitos képződményeinek (FÁY-TÁTRAI 1984, VÉGHNÉ 1987). A Dorogi Formáció típusos szelvényeit képviseli a sztratigráfiai és paleontológiai szempontból részletesen vizsgált Mór M–13 (83,5–126,5 m), a Pusztavám Pv–980 (300,0–334,0 m), az Oroszlány O–1846 (425,9–474,3 m) és O–2370 (633,3–647,0 m), valamint a Várgesztes Vg–1 (102,5–117,1 m) fúrás (GIDAI 1971, 1976; BÁLDI-BEKE 1984; KOLLÁNYI et al. 2003). Ősmaradványok, kor. A Bajnai Tagozat ősmaradványokban nagyon szegény, alsó, tarka agyagból álló rétegei általában teljesen mentesek szerves maradványoktól. Felsőbb szakaszából legtöbbször csak pollenmaradványok kerültek elő, de néhány fúrás (Pusztavám Pv–980, Oroszlány O–1846, O–2370) egyes rétegei kevés nannoplanktont is tartalmaznak. Legfontosabb a zónajelző Reticulofenestra placomorpha, mely alapján az NP 16-os zónába tartozik (BÁLDI-BEKE 1984, 2003, KOLLÁNYI et al. 2003). Mivel a lutetiai–bartoni határ a zónán belülre esik, emeletbe sorolása egyelőre bizonytalan. Az Annavölgyi Tagozat agyag-, agyagmárga-közbetelepülései tömegesen tartalmazhatnak Mollusca-héjakat. Oroszlány–Várgesztes környékén szegényesebb a fauna, jellemző fajok a Brachyodontes corrugatus és az Anomia gregaria. A mór–pusztavámi területen gazdagabb Mollusca-fauna található, az előbb említetteken kívül jellemző taxon még a Dreissena eocaena, Arca vertesensis, Tivelina pseudopetersi, Melanatria auriculata, Ampullina patulina, Globularia incompleta, Cantharus brongniartianus, a Tatabányai-medencében jellemző alak a fentieken túl a Melanopsis doroghensis és a Pyrgulifera hungarica (SZŐTS E. 1956). A Molluscák mellett szenesedett növénymaradványok és pollenek is előfordulhatnak. A széntelepek közötti meddő rétegekből szegényes nannoplankton-együttes is előkerült, ezek, valamint a fedő Csernyei Formáció nannoplanktonjai (köztük a Reticulofenestra placomorpha) alapján az Annavölgyi Tagozata szintén az NP 16-os zónába tartozik (BÁLDI-BEKE 1984, 2003; KOLLÁNYI et al. 2003). A pusztavámi Ikeraknából, és a külfejtések különböző területeiről, a széntelepek közötti meddőből valószínűleg két taxonba tartozó Sirenia indet. borda és csigolya maradványai ismertek, amelyeket korábban a legidősebb hazai emlősleletek között tartottak számon (KRETZOI 1953, KORDOS 2002). Képződési környezet. A Dorogi Formáció képződése a dunántúli-középhegységi késő-lutetiai–bartoni transzgresszióhoz kapcsolódik. A Nagyegyházai Fanglomerátum és a Bajnai Tagozat alsó szakaszát szárazföldi, részben időszakos vízfolyásokban, részben folyóvízi, illetve tavi, mocsári környezetekben lerakódott üledékek jellemzik. A Nagyegyházai Tagozat uralkodóan torrensek által létrehozott törmeléklegyezők üledéke. A repedés-, illetve üregkitöltésként jelentkező vörösagyagos kötőanyagú breccsa részben tektonikus, részben karsztos hasadékokat tölt ki. A törmelékanyag felszaporodását, és a kialakuló reliefkülönbségeket kora- és középső-eocén szerkezeti események, illetve az éghajlat csapadékosabbá válása okozta, aminek következtében az összetört kőzetet és a bauxittelepeket az időszakos vízfolyások áthalmozhatták. A disztális részen a törmeléklegyezők kisebb tavakba, mocsarakba torkollhattak, amelyekben agyagos kőszénképződés folyt (Annavölgyi Tagozat alsó része). A Bajnai Tagozat felső szakaszát a tenger közelségét jelző nannoplanktont tartalmazó (BÁLDI-BEKE 2003) édesvízi és csökkent sós vízi, oszcillációs jellegű rétegek alkotják (pl. Pusztavám Pv–980, Oroszlány O–1846, O–2370). Az Annavölgyi Tagozat kőszenes rétegei Zirctől Vértessomlóig egy egységes medencében, először pálmás (II–III. telep), később szemiterresztrikus, illetve mangrove-vegetációval (I. telep) jellemezhető (RÁKOSI 1978, KOPEK 1980, KEDVES 1986, BÁLDI-BEKE 2003), trópusi környezetben kialakult lapos, iszapos, hullámveréstől védett tengerparti, illetve deltakörnyezetben, sós vizű mocsarakban jött létre, a transzgresszív sekélytengeri képződmények partmenti heteropikus fácieseként (DAS 1961, PÁLFALVY 1966b, RÁKOSI 1978, PÁLFALVY. 1980). A Vértessomlótól és Tatabányától K-re fekvő medencékben (Csordakút, Nagyegyháza, Mány) a vastag triász karbonátos aljzat felett, a karsztvízszint megemelkedésének hatására létrejött édesvízű lápi környezetben keletkezett a kőszéntelepek nagyobb része (BÁLDI-BEKE 2003). Ezekben a medencékben csökkent sós vízi, tengerparti környezet csak a tagozat felső szakaszának képződésekor alakulhatott ki, erre a meddő rétegek csökkent sós vízi Mollusca-faunája (SZŐTS E. 1956), valamint a tengerparti, változó sótartalmat tűrő nannoplankton (BÁLDI-BEKE 2003) előfordulása utal. A késő-lutetiai transzgresszió folytán a korábban terresztrikus tavi és fluviális édesvízi üledékképződési környezeteket változó sótartalmú sekélytengeri környezetek váltották fel (ROZLOZSNIK 1928, VADÁSZ 1940).

f FORNAI FORMÁCIÓ ( E2) — fE2

Litológia, település. A formáció két eltérő rétegsorú kifejlődése ismert Gánt, illetve Csákberény környékén. A Gánt környéki kifejlődés litológiailag három részre tagolható. Alul 5-7 m vastag tarka agyag, szürke, makrofauna-mentes agyag, és márga található, a Bagoly-hegyen és a Gránási-hegy É-i előterében jellegzetes vörös színű mészkő-betelepülésekkel (36. ábra). A bázison gyakori a dolomittörmelék. Felette 3-5 m vastagságban sötétszürke, bitumenes, pados elválású márga, mészmárga következik, a Brotia (korábban Melania) distincta tömeges megjelenésével (37. ábra). Legfelül 10-20 m vastag, szürke, dúsan molluscás, aleuritos agyag, márga (38. ábra), és miliolinás mészmárga rétegeinek váltakozása jellemző, amelyből a klasszikus „Fornai fauna” származik. Mindhárom rétegcsoportra jellemzőek a vékony agyagos szén, szenes agyag, huminites agyag közbetelepülései. A szénrétegek lencsés megjelenésűek és általában a formáció felső részében a

65 36. ábra. A Fornai Formáció legalsó szakaszán előforduló édesvízi mészkő 37. ábra. Préselt Brotia distincta váz a Fornai Formáció alsó szakaszán vékonycsiszolati képe Charophyta-maradványokkal, a Bagoly- előforduló mészmárgapadból, a Bagoly-hegyről (PS) hegyről (PS) Figure 37. Compressed shell of Brotia distinctina in the lower part of the Figure 36. Thin section of the freshwater limestone with Charophyta fossils Forna Formation, derived Bagoly Hill (PS) in the lower part of the Forna Formation derived Bagoly Hill (PS) legvastagabbak, azonban itt sem érik el az 1 méteres vastagságot. A csákberényi kifejlődés kőzettanilag két, hozzá- vetőleg egyenlő vastagságú részből áll. Mindkettőre teljes vastagságban jellemző a felépítő kőzettípusok (karbo- nátos, aleuritos, ill. huminites) rétegeinek váltakozása. Az alsó szakaszt zömében szürke–világosszürke, lemezes elválású mészmárga, alárendeltebben márga és agyagos mészkő alkotja, benne sok, helyenként tömeges megjelenésű Miliolina és változó mennyiségű, helyenként igen sok, többségében kistermetű csiga- és kagyló- maradvánnyal. E karbonátos rétegek vastagsága 0,3–3 m, összvastagságuk az alsó résznek több mint háromnegyede. A mészmárgás rétegek sötétszürke–fekete huminites agyag, szenes agyag és szén 0,2–2,0 méteres rétegeivel váltakoznak. A barnakőszén lencsés kifejlődésű, vastag- 38. ábra. A Fornai Formáció felső szakaszán előforduló molluscás, sága 0,5 m alatti. aleuritos márga rétegek mikroszkópos képe Mollusca-héjtöre- A felső szakasz domináns kőzettípusa szürke dékekkel, a Bagoly-hegyről (PS) agyag–aleurit–homok változó, de általában egymáshoz Figure 38. Microscopic view of the Mollusc-bering silty marl with Mollusc közelálló keverékkőzete, tipikusan homokos–agyagos shell fragments in the upper part of the Forna Formation from Bagoly aleurit, mely feltűnően sok, helyenként tömeges Hill (PS) mennyiségű kis-, közepes- és nagytermetű csiga- és kagylómaradványt tartalmaz. E kőzettípusok réteg- vastagsága 0,3–6,0 m, részarányuk a rétegsor fele-kétharmada. Az aleuritos rétegek az alsó résznél ismertetetthez hasonló megjelenésű és vastagságú mészmárgás és huminites kőzettípusokkal váltakoznak. A szenes rétegek részaránya 10% alatti. A formáció üledékhézaggal települ a középső-triász Budaörsi Dolomit, a felső-triász Veszprémi Márga és Sédvölgyi Dolomit, illetve a Gánti Bauxit Formációra vagy a Dorogi Formáció Nagyegyházai Tagozatára. Az alsó határ megvonását a fúrásokban nehezíti a fekvő dolomit törmelékes megjelenése és az ennek következtében fellépő maghiány. A fedő Kincsesi Formáció üledékfolytonosan, általában éles határ mentén települ rá. A két formáció elhatárolását a huminites rétegek kimaradása, a litológiai összetétel heterogén jellegének megszűnése, valamint a Mollusca-fauna radikális elszegényedése és a fosszíliák megtartási állapotának megváltozása egyértelművé teszi (a fedő mészmárgában csak kőbelek találhatók). Az eocén lepusztult térszínén a Fornai Formáció fölött eróziós diszkordanciával fiatalabb rétegek települnek (pl. Csatkai Formáció, pannon és negyedidőszaki képződmények). Elterjedés, vastagság. A formáció elterjedési területe Gánt és Csákberény környékén ismert. Mindkettő eróziós maradvány a Vértes déli részének triász dolomitrögei között, illetőleg azok déli előterében, fizikai kapcsolat jelenleg nincs közöttük.

66 39. ábra. A gánti Újfeltárás rétegsora (PÁLFALVI 2007 alapján) 1 — mészmárga; 2 — márga; 3 — aleuritos márga; 4 — barnaszén; 5 — agyagos barnaszén, szenes agyag; 6 — bauxit; 7 — dolomit; 8 — Mollusca; 9 — Brotia distincta; 10 — Alveolina sp.; 11 — korall; 12 — Fornai Formáció; 13 — törmelékkel fedett szelvényszakasz Figure 39. Geological profile of the „Újfeltárás” at Gánt (after PÁLFALVI 2007) 1 — calcareous marl; 2 — marl; 3 — silty marl; 4 — brown coal; 5 — clayey brown coal, clay with coal; 6 — bauxite; 7 — dolomite; 8 — Mollusc; 9 — Brotia distincta; 10 — Alveolina sp.; 11 — coral; 12 — Forna Formation; 13 — Section of the geological profile covered by debris; GB— Gánt Bauxite, SD — Sédvölgy Dolomite

A fornai rétegösszlet klasszikus kifejlődési területe Gánt környéke (Bagoly-hegy, Újfeltárás, Harasztos), ahol a felhagyott bauxit- külfejtésekben jól tanulmányozható szelvényei régóta ismertek (39. ábra, IV. tábla, 6.). Vastagsága a Bagoly-hegy környékén a legnagyobb (40 m), ÉK felé az egyes szakaszok fokozatosan kivékonyodik. ÉNy felé a formáció szintén elvékonyodnak, ezzel párhuzamosan egyre meszesebbé válik, az alsó rész kiékelődik, a bázison pedig növekszik a dolomittörmelék mennyisége. Csákberény térségében a formáció csak a községtől K-re, a csákberényi szőlőhegyen található meg a felszínen, ahol vastagságát és elterjedését bauxitkutató fúrásokból ismerjük. Vastagsága a Csákberényi-árokban a 40. ábra. A Csákberény Csbr–89 fúrás eocén rétegsora (PÁLFALVI 2007 alapján) területen a gántinál nagyobb, eléri a 65,8 métert (Csákberény Csbr–89 1 — mészkő; 2 — mészmárga; 3 — márga; 4 — homokos fúrás). márga; 5 — aleuritos márga; 6 — agyagmárga; 7 — homokkő; Klasszikus hivatkozási szelvénye a gánti Bagoly-hegy (FARKAS et al. 8 — barnaszén; 9 — agyagos barnaszén, szenes agyag; 10 — bauxit; 11 — dolomit; 12 — Nummulites; 13 — Discocyclina; 1982, BIGNOT et al. 1985) és az Újfeltárás (KOPEK 1980) felhagyott 14 — Mollusca; 15 — Brotia distincta; 16 — Alveolina; 17 — külfejtése, ennek a térképezés során újra felvett és vizsgált rétegsorát a 39. korall ábra (PÁLFALVI 2007) mutatja. A Csákberényi-medence típusos rétegsorát Figure 40. The Eocene succession in Csákberény a litológiailag és paleontológiailag részletesen vizsgált Csákberény Csbr–89 borehole (after PÁLFALVI 2007) 1 — limestone; 2 — calcareous marl; 3 — marl; 4 — sandy Csbr–89 (40. ábra) és Csbr–53 fúrás képviseli (BÁLDINÉ BEKE 1984, marl; 5 — silty marl; 6 — clayey marl; 7 — sandstone; 8 — OZSVÁRT 2003, PÁLFALVI 2007). brown coal; 9 — clayey brown coal, clay with coal; 10 — Ősmaradványok, kor. A Fornai Formáció legjellemzőbb bauxite; 11 — dolomite; 12 — Nummulites sp.; 13 — Discocyclina sp.; 14 — Mollusc; 15 — Brotia distincta; 16 — ősmaradványai a Molluscák, egyes rétegekben a taxonok száma Alveolina; 17 — coral; meghaladja a harmincat (SZŐTS E. 1953). Leggyakrabban előforduló GB — Gánt Bauxite; SD — Sédvölgy Dolomite

67 alakok az alsóbb szakaszokon a Brotia (korábban Melania) distincta, feljebb a Tympanotonus hungaricus, T. calcaratus, Cerithium subcorvinum, Pyrazus focillatus, Ampullina perusta, Cantharus brongniarti, Arca vertesensis, Brachyodontes corrugatus, Anomia gregaria, Pteria trigonata, Ostrea roncana, Dreissena eocaena. Jellemzőek még a Miliolinák is, amelyek egyes rétegekben tömegesen fordulnak elő. Mellettük egyéb Foraminiferák (elvétve nagyforaminiferák is), spóra- és pollenmaradványok, Charophyták és Ostracodák is gyakoriak, egyes rétegek korallokat is tartalmaznak. A gánti bauxitbánya (Bagoly-hegy, „múzeum bánya”) eocén fedőjéből Sirenia indet. bordák kerültek elő (KORDOS 2002), amelyek valószínűleg a Fornai Formációból származnak. A formáció középső-eocén korát a Foraminiferák, Molluscák, mészalgák, spóra-, pollenvizsgálatok egyértelműen igazolják (STRAUSZ 1963, KOPEK 1980, BIGNOT et al. 1985). A pontosabb besorolás bizonytalan, mivel eddig sem a formációban, sem annak eocén fedőjében nem sikerült kimutatni zónabesorolásra alkalmas planktonszervezeteket. Az északkelet-bakonyi és délnyugat-vértesi eocén rétegsorok alapján a formáció képződésének késő-lutetiai–kora-bartoni kora valószínűsíthető (KOLLÁNYI et al. 2003). Képződési környezet. Gánt környékén a formáció legalsó szakasza tavi és szárazföldi képződményekből áll. Felettük, valamint a csákberényi kifejlődési területen oszcillációs jellegű rétegsorok találhatók, melyek csökkent sós vízi vagy normál tengeri, változó mértékben elzárt lagúnában képződtek, ezt jelzi a korallok megjelenése is.

cs CSERNYEI FORMÁCIÓ ( E2) — csE2

Litológia, település. A Csernyei Formáció rétegsora változatos litológiai összetételű szürke, lemezes vagy kagylós elválású agyagmárga, márga, mészmárga, homokos márga, aleurit és homokkő rétegeinek váltakozásából áll. Alsó szakasza barnás, szerves anyagban gazdag, széneres, szénzsinóros lehet. Nagymennyiségű, gyakran lumasellaszerűen felhalmozódott Mollusca-héjat tartalmaz, erre utal korábbi elnevezése is („molluscás márga” vagy „korallos-molluscás márga” — SZŐTS E. 1956; BERNHARDT 1985a, b). Mór–Pusztavám térségében pár m vastag osztreás márgaszinttel zárul a rétegsor. DK felé a Vértes irányába a formáció elvékonyodik, meszesebbé válik, és uralkodóan osztreás márga-, mészmárgapadokból áll (pl. a Katonacsapás DNy-i részén, Pusztavám Pv–541, –546 fúrásokban). A Pusztavámi-, az Oroszlányi-, a Tatabányai-, és a Nagyegyházai-medence belsejében a Csernyei Formáció üledékfolytonosan, a szenes rétegek kimaradásával fejlődik ki a Dorogi Formációból. A Dorogi Formáció felső szakaszán lévő meddő rétegek a litológia és az ősmaradvány-összetétel vonatkozásában is megegyezhetnek a Csernyei Formáció alsóbb rétegeivel. A Vértes pereme felé a formáció túlterjed a Dorogi Formáción, ahol üledékhézaggal közvetlenül települ a triász Dachsteini Mészkőre. A Csernyei Formáció fedőjében fokozatos átmenettel, a tömeges Mollusca-maradványok kimaradásával és a nagyforaminiferák uralomra jutásával jelenik meg a Csolnoki Formáció. A fúrás leírások alapján a két formáció határa nem mindig jelölhető ki egyértelműen a folyamatos átmenet miatt. A Vértes ÉNy-i pereme mentén a felső osztreás padokra Szőci Mészkő települ. Elterjedés, vastagság. A Csernyei Formációnak a Vértesben kevés felszíni feltárása van, annak ÉNy-i előterében és a Tatabányai-medencében főleg szénkutató fúrásokból ismert. Jól tanulmányozható feltárásai a Dorogi Formáció fedőjében az Oroszlányi-medence területén az Égeres, a Szépvízéri és a Dobai (V. tábla, 1.), valamint a nagyegyházai és csordakúti külfejtésekben valamint Várgesztestől ÉNy-ra egy útbevágásban találhatóak. Általában Ostrea-héjtöredékes rétegekből álló kisebb szálkibukkanásai vagy törmelékei megfigyelhetők az Antal-hegy Ny-i oldalában, Várgesztestől ÉNy-ra a Szépvízértől délre lévő Katonacsapás környékén a földutak bevágásaiban és a domboldalakban. Tatabánya, Síkvölgyi-akna környékén ostreás mészkő sorolható a formációba. A formáció vastagsága 5–20 m, a Vértes ÉNy-i peremén kiékelődik. Hivatkozási szelvénye a részletesen vizsgált Mór M–13 (73,5–83,5 m), a Pusztavám Pv–980 (292,3–300,0 m), az Oroszlány O–1846 (415,4–425,9 m) és O–2370 (624,4–633,3 m), valamint a Tatabánya Ta–1481 (284–298,2 m) fúrás (GIDAI 1971, BÁLDI-BEKE 1984, KOLLÁNYI et al 2003). Ősmaradványok, kor. A Csernyei Formáció makrofaunáját a tömegesen, gyakran lumasellaszerűen előforduló Mollusca-héjak, -héjtöredékek alkotják. Leggyakoribb faj a Brachyodontes corrugatus, Anomia gragaria, Meretrix vertesensis, Tivellina pseudopetersi, Melanatria auriculata, Tympanotonus hantkeni, T. aculeatus, Ampullina perusta, A. patulina, Cantharus brongniarti, Velates schmideli, Cerithium subcorvinum, Ostrea roncana (SZŐTS E. 1956). A Molluscák mellett — különösen Mór és Pusztavám térségében — korallok és nagyforaminiferák (pl. Nummulites striatus, N. subplanulatus N. perforatus) is találhatóak. Mikrofosszíliákban viszonylag szegényesebb, Forminiferák mellett Ostracodák és szegényes nannoplankton-együttes jellemzi. A Foraminiferákat főleg Miliolinák és egyéb bentoszformák képviselik, planktonalakokat egyáltalán nem tartalmaz. A MÁFI szépvízéri raktára közelében fekvő oroszlányi XXIII/D akna melletti egykori külfejtés barnakőszén összletét fedő csökkent sós vízi összlet feletti tengeri agyagmárga sorozat 60-80 cm vastag, lemezes agyagmárga rétegéből, az ún. „alsó Mollusca-padból” SOLT (1978) gazdag cápa- és rájafaunát mutatott ki (Notidanus (Hexanchus) microdon, Squalicorax falcatus, Carcharodon leptodon, Carcharodon sp., Scapanorhynchus rhapiodon, Anomotodon plicatus,

68 Lamna sp., Pliocatalamna crassidens, Cretolamna appendiculata, Oxyrhina sp., Cretoxyrhina mantelli, Otodus aff. obliquus, Striatolamnia whitea, Galeorhinus aff. giradoti, Hemipristis serra, Raja sp., Aetobatis sp., Myliobatis sp., Trtygonidae sp.). A csontoshalakat néhány Phyllodus és Spaerodus fog képviseli. Ugyaninnen KORDOS (1979) egy új Sirenia (Anisosiren pannonica) csontváztöredékét és felső fogsorát írta le. Nannoplankton-vizsgálatok szerint (BÁLDI-BEKE 1984) a formáció jellemző faja a Reticulofenestra placomorpha (pl. Pusztavám Pv–980 fúrás), valamint az endemikus Reticulofenestra tokodensis (BÁLDI-BEKE 2003), amely az NP 16-os zónába tartozik. Mivel a lutetiai-bartoni határ a zónán belülre esik, a formáció emeletbe történő sorolása egyelőre bizonytalan. Képződési környezet. A formáció oszcillációs jellegű rétegsorában csökkent sós vízi és normál tengeri lagunáris környezetben lerakódott üledékek váltakoznak egymással. A Brachyodontes corrugatus és az Anomia gregaria ingadozó sótartalmú, valószínűleg mangrove-vegetációval jellemzett tengerparti környezetben élhettek, a Reticulofenestra tokodensis széles ökológiai tűrőképességű faj, brakk vízi, vagy esetleg ingadozó sótartalmú, tengerparti, táplálékban gazdag, sekély, legfeljebb 20-30 m vízmélységű környezetben fordul elő (BÁLDI-BEKE 2003). Mór és Pusztavám környékén a korallok és Nummulitesek gyakori előfordulása uralkodóan normál tengeri körülményeket jelez. A Nummulites striatus és N. subplanulatus jelenléte lebegő finomszemcsés terrigén anyagban és tápanyagokban gazdag, gyengén átvilágított, „piszkos víz”-re utal (LESS 2000). A tengeri halfauna és a szirén jelenléte közeli tengerpartot jelezhet.

Bartoni c CSOLNOKI FORMÁCIÓ ( E2) — cE2 Litológia, település. A Csolnoki Formációt uralkodóan vékonylemezes, szürke, zöldesszürke, a felszíni feltárásokban gyakran sárga, egyveretű, kissé aleuritos agyagmárga, márga alkotja. Változatos nagyforaminifera- és apró, vékonyhéjú Mollusca-együttes jellemzi („operculinás agyagmárga” — TAEGER 1909, „foraminiferás-molluszkumos” agyagmárga — SZŐTS E. 1956). Bázisán 5–15 centimétert is elérő, szögletes, tűzkő anyagú kavicsokat tartalmaz az Oroszlányi-medence Ny-i peremén (pl. Oroszlány O–2361 és O–2370 fúrások). A formáció alsó szakasza erősen glaukonitos, de több-kevesebb glaukonit a rétegsor teljes egészére jellemző, e mellett pár méteres tufás, homokos betelepülések is előfordulhatnak benne. Kifejlődése a medenceperemek felé változékonyabb, meszesebb, homokosabb (főleg a rétegsorok felsőbb szakaszán). Mór, Pusztavám és Oroszlány térségében, a Tatabányai-medencében, valamint a Kocs környéki (Kocs–3) eróziós foszlányokban (BERNHARDT et al. 1988) üledékfolytonosan, fokozatos átmenettel, a Mollusca-lumasellák kimaradásával és a nagyforaminiferák megjelenésével fejlődik ki a fekü Csernyei Formációból. Ezzel szemben Dad térségében (Dad–1) a Szőci Mészkő Formációra települ. A Vértes ÉNy-i pereme mentén a Csolnoki Formáció összefogazódik a Szőci Mészkővel. Szépvízértől D-re, a Katonacsapáson általában 10–30 méteres vastagságban, a vértesi perem felé elvékonyodó, kiékelődő jelleggel fordul elő a Szőci Mészkővel váltakozva (pl. Pusztavám Pv–629, –659). Ettől ÉK-re a Szőci Mészkövön belül (pl az Oroszlány O–1602 fúrásban) 22, 8 m vastagságban települ, majd a Hosszú-hegy felé kiékelődik (pl. Oroszlány O–1783, –1739), ahol a mészkőben 10–12 méter vastag betelepülésként jelentkezik. A szépvízéri Cica-homok bányafalában (V. tábla, 2.), és a Katonacsapás útbevágásában látható, hogy a Csolnoki Formáción belül a Szőci Mészkő áthalmozott rétegei lencsésen jelennek meg. Az Oroszlány–Pusztavámi-medencében eróziós diszkordanciával az oligocén Csatkai Formácó fedi. A móri Antal-hegy rétegsorában felfelé folyamatos átmenettel a Padragi Márga Formáció következik rá (Mór M–13). Vértessomló környékén felső része helyenként erodálódott és oligocén Csatkai Formáció fedi, illetve egyes területeken a homoktartalom megnövekedésével a Tokodi Formáció, vagy a mésztartalom növekedésével a Szőci Mészkő települ rá. A Tatabányai- medencében a Csolnoki Formáció összefogazódik a Szőci Mészkővel, de az eddigiektől eltérően, közbetelepülésként a Tokodi Formáció sziliciklasztos rétegeit is tartalmazza, ami után ismételten megjelenik (a Tatabánya Ta–1481 fúrásban 32,3 m vastagságban). A medence K-i peremén (Keselő-hegy D-i része) a Csolnoki Formáció túlterjed a peremi helyzetű Szőci Mészkövön. Elterjedés, vastagság. A Vértes környékén a Csolnoki Formáció felszínen jól tanulmányozható szelvénye az Égeres, a szépvízéri új fejtés (V. tábla, 1.), a Szépvízértől D-re eső Cica-homok és az Oroszlány melletti dobai külfejtés, ahol a telepes összlet fedő rétegsorában a Csernyei Formáció felett következik. A formáció vastagsága tág határok között változik, Mór–Pusztavám környékén mindössze 2-3 m. A Vértes előtereiben, a Csákberényi- és az Oroszlány–Pusztavámi-medencében teljes eredeti vastagsága nem ismert, felső része különböző mértékben erodálódott. Az Oroszlány O–2370 fúrásban az oligocén rétegek alatt 67,7 m vastagságban található meg. Legfontosabb hivatkozási szelvénye a Pusztavám Pv–980, az Oroszlány O–1846 és O–2370, valamint a Tatatbánya Ta–1481 fúrás (GIDAI 1971, BÁLDI-BEKE 1984, KOLLÁNYI et al. 2003). A Pv–980, O–1846 és O–2370 fúrásban folyamatosan fejlődik ki a Csernyei Formációból, fedője mind a három fúrásban a Csatkai Formáció. Ősmaradványok, kor. A Csolnoki Formáció legjellemzőbb ősmaradványai a helyenként tömegesen megjelenő nagyforaminiferák (Nummulites, Discocyclina, Operculina, Assilina). Ezek mellett vékonyhéjú, apró, rossz megtartású Molluscák (Arca, Tellina, Tivellina, Pteria, Cardium, Pecten, Ostrea, Turritella, Tubulostium spirulaeum) fordulnak elő az

69 Oroszlányi-medence Ny-i peremén Pteropodákkal együtt. Felső szakaszán az Assilina exponens gyakori előfordulásával jellemezhető szint jelenik meg Pusztavám környékén és az Oroszlányi-medence Ny-i peremén. Gazdag mikrofauna és mikroflóra jellemzi, a nannoplankton, a plankton Foraminiferák, a kis, bentosz Foraminiferák és az Ostracodák általában nagy faj- és egyedszámban vannak képviselve. Az oroszlányi XXIII/D akna melletti szelvény 3,0–4,5 m vastagságú lemezesen hasadó és kagylós törésű kékeszürke színű agyagos rétegéből SOLT (1978) feldolgozása alapján néhány kistermetű és ritkább cápafaj foga került elő (Notidanus (Hexanchus) microdon, Notidanus (Hexanchus) loozi, Pseudocorax affinis, Plicatolamna venusta, Paleohypodotus rutoti, Paleogaleus vincenti). Ezek egy része, különösen a két Notidanus faj, valamint a Paleogaleus a mai analógiák alapján melegebb óceánok nyíltabb vizeivel való kapcsolatra utal. Ugyaninnen még az iszapos fövenyt kedvelő ráják (Trigonidae sp.), néhány csontoshal (Sphaerodus), továbbá teknőspáncélok (Testudinata indet.) ismertek. Vértessomlóról az 1911-ben gyűjtött cápafogakat Solt P. határozta meg (Oxyrhina desori, Oxyrhina sp., Carcharodon megalodon). A Csolnoki Formáció kora nannoplankton, plankton Foraminifera és magnetosztratigráfiai vizsgálatok alapján adható meg, képződési ideje az NP 16 – NP 17 nannoplankton, ill. a Morozovella lehneri, Orbulinoides beckmanni, Truncorotaloides rohri plankton Foraminifera kron (KOLLÁNYI et al. 2003). Az Oroszlány O–2370 fúrás magnetosztratigráfiai vizsgálatával a C 18r és C 18n zónákat sikerült elkülöníteni. A C 19n zóna tetejére eső felső- lutetiai–bartoni határ nem volt kimutatható, de nem is zárható ki egészen (KOLLÁNYI et al. 2003), bár valószínűleg a formáció teljes egészében már a bartoni emeletbe tartozik. Képződési környezet. A Csolnoki Formáció üledékei normál tengeri, sekély- vagy mélyszublitorális (50–130 m mély) medencében rakódtak le, amely a peremek felé a Szőci Mészkő karbonátrámpájával, míg az ÉK-i Bakony irányában a nagyobb mélységű, batiális Padragi Márga medencéjével volt kapcsolatban (KOLLÁNYI,GELLAI 1989).

t TOKODI FORMÁCIÓ ( E2) — tE2

Litológia, település. A Gerecséből leírt Tokodi Formáció uralkodóan sziliciklasztos rétegsora két részre osztható (LESS et al. in BASSI szerk. 2000). Alsó szakasza szürke, barnásszürke agyag és agyagmárga, helyenként homokos agyagmárga rétegeiből áll. Áthalmozott törmelékként Nummulites perforatus vázak tömegét tartalmazza, feljebb Molluscák, valamint Nummulites striatus vázak fordulnak elő bőségesen. A Tokodi Formáció felső részén kérdéses eredetű és fáciesű (tengerparti, deltasíksági?) homok és homokkő („Tokodi Homokkő”) települ agyagos széntelepekkel, amelyet Mollusca- héjakban dús, majd egyre több magános korallt tartalmazó márga, homokos márga fed. A Tokodi Formáció képződményeit az egyes szerzők ez idáig vagy nem tagolták, vagy a felismert kőzettani különbségek alapján elkülönített rétegcsoportokat külön-külön helyi nomenklatúra szerint nevezték el, és önálló sztratigráfiai egységként kezelték a Tatabányai-medencében. A térképezés eredményeként és KERCSMÁR (2005) alapján ebbe a formációba sorolhatók a korábbi szerzők által leírt „alsó perforata-brongniartis rétegek”, amelyek a Csolnoki Formáció legfelső és kérdésesen a Tokodi Formáció legalsó szakaszának felelnek meg. A „középső csökkentsósvízi rétegek” vagy „felső elegyesvízi rétegek” a Tokodi Formáció alsó szakaszát alkotják, amelyek — ellentétben a korábbi elnevezés által sugallttól — mélyebb tengeri üledékképződési környezetben képződtek. A „felső- perforata-brongniartis rétegek” a Tokodi Formáció felső részét képezik, amelyek változó nagyságú üledékhézaggal települnek az alattuk lévő különböző korú képződményekre, így triász karbonátokra, középső-eocén mészkőre vagy a formáció alsó szakaszára. A Tokodi Formáció egyes szintjeinek képződményei kisebb foltokban jelennek meg a felszínen a Vértes É-i peremén, a Tatabányai-medence D-i és K-i részén. Ezekben az uralkodóan homokos, finomhomokos, agyagos aleuritos rétegekben részben áthalmozott növénymaradványok, tömegesen megjelenő, koptatott, törött nagyforaminiferák, magányos és kisebb telepeket alkotó korallok, nagy méretű Molluscák, helyenként molluscás és nummuliteszes márgakonkréciók, valamint rákollókat tartalmazó márgakonkréciók találhatók. A medence fúrási rétegsoraiban a Tokodi Formációnak részben megfeleltethető szenesedett növényi maradványokat, ugyanakkor Operculina sp. vázakat is tartalmazó, zöldesszürke (glaukonitos) aleurit, agyagos aleurit a Csolnoki Formációra, illetve a formációba települ. Az aleuritos rétegsor felső részén tömegesen jelennek meg a feltehetően áthalmozott Nummulites perforatus vázak, amelyek a Tokodi Formáció aljára jellemzőek (GIDAI 1977). A Tatabányai- medence ÉK-i részén a tömegesen áthalmozott, sokszor törött Nummulites perforatus vázakon kívül nagy méretű Mollusca- kőbelek és növénymaradványos agyagos aleuritkonkréciók jellemzik ezt a szintet (KERCSMÁR 1995, 2005). Ugyanez a szint a márgafejtő egykori feltárásában apró kavicsokat és levéllenyomatokat tartalmaz (SZŐTS E. 1956). A Vértes É-peremén csakúgy, mint a közeli Gerecsében, a Tokodi Formáció felső része éles litológiai váltással települ az alatta lévő rétegekre. A Tatabányai-medence K-i peremén, a térképezési terület határától alig 1 km-re, a szenes agyagos, rákollós konkréciókat tartalmazó, majd finomhomokos, végül korallos, homokos, márgás rétegsor átmenet nélkül települ a Szőci Mészkő Formáció alsó szintjére. Ebbe a szintbe tartoznak a D-i medenceperemen és annak előterében található, nagy méretű Molluscákat tartalmazó sziliciklasztos, meszes képződmények, a kemény, lilás árnyalatú miliolinás homokos

70 márgarétegek, valamint a korallos, osztreás padok, amelyek részben a Csolnoki Formációra, illetve a mezozoos aljzatra települt homokos rétegekre, részben közvetlenül a mezozoos aljzatra következnek a Tatabánya Ta–134 és a Ta–136 fúrás és egyéb medenceperemi feltárások tanúsága szerint (KERCSMÁR 2005) (41. ábra). A diszkordáns települést rögzítette a mára eltűnt „nagy iszapgödör” DK-i végének feltárása Felsőgallától DK-re, ahol a Csolnoki Formáció rétegeire nem folyamatosan szürke agyag, kőszenes agyag (a lencsehegyi szenes képződmények szintje), osztreás homok, agyagos homok és molluscás homok települt (ROZLOZSNIK 1924, 1928; SZŐTS E. 1956). Ugyanakkor ehhez a feltáráshoz közel, a Csolnoki Formációra Ostrea-padokat tartalmazó „kövületmentes homok” következett 6–10 m feltárt vastagságban. Az északi Vértes középső-eocén medenceperemi területein a Tokodi Formáció felső részére helyenként nagy méretű, vastag héjú Molluscákat, Miliolina vagy Orbitolites sp.-t tartalmazó, homokos mészkő kifejlődés jellemző, amiben gyakran halfogak és féregjáratok is megjelennek. Ezeket a képződményeket korábban „Síkvölgyi Formáció” néven foglalták össze. A terület térképezése alapján azonban ezeket a rétegeket a Tokodi Formáció felső részébe sorolhatjuk. A formáció fedője a Szőci Mészkő Formáció felső szintjét képviselő rétegcsoport, amely a Vértes É-i peremén korallos, alveolinás, illetve apró nummuliteszes (Nummulites hottingeri) mészkőből áll (KERCSMÁR 2005). A medencebeli fúrásokban részben a Szőci Mészkő Formáció felső szintjéhez sorolható homokos, glaukonitos, Discocyclinás, Nummulites

41. ábra. A Vértes északi része és középső-eocén képződményeinek litosztratigráfiai korrelációja, tatabányai fúrások alapján (KERCSMÁR 2005b alapján) Figure 41. Lithostratigraphic correlation of the Middle Eocene formations in the North Vértes based on borehole sections in the Tatabánya area (after KERCSMÁR 2005b)

71 millecaput-os, echinoideás mészmárga, részben az ismét kifejlődő Csolnoki Formáció molluscás agyagmárgarétegei fedik a Tokodi Formációt. Elterjedés, vastagság. A Tokodi Formáció képződményei nagyobb vastagságban a Gerecse ÉK-i előterében fejlődtek ki (Dorogi-, Tokodi-, Esztergomi-medence). A Vértes É-i peremén megjelenő képződmények vastagsága korábbi szerzők (VITÁLIS S. 1939, SÓLYOM 1950, SZŐTS E. 1956, GIDAI 1977) munkái alapján egységesen 55–60 m, amiből az alsó rész vastagsága változó, de maximum 30 m, pedig a medencében mélyült fúrások közül a jól feldolgozott Tatabánya Ta–1481 fúrásban kb. 60 m (GIDAI 1977). A formáció teljes rétegsora csak a medenceterületen mélyült fúrásokból ismert. A medenceperemeken, a bartoni emeleten belüli erózió, illetve a szin- és poszteocén szerkezeti mozgások miatt a rétegsorok csak töredékesen, egymástól térben elválasztva, sokszor kis vastagságban (3–4 m) jelennek meg. A Tokodi Formáció képződményei dél felé nem terjednek túl a Vértes É-i peremén, a Vértes DNy-i kifejlődési területein eddig nem ismertek. Ősmaradványok, kor. A Tokodi Formáció kora a települési helyzetéből adódóan, valamint a Nummulites perforatus, Nummulites striatus együttes jelenléte, illetve a Keselő-hegyi szelvény Orbulinoides beckmanni tartalma (KERCSMÁR 1995) alapján kora–középső-bartonira tehető. Ezt támasztja alá az is, hogy a formációt részben fedi a peremeken kifejlődött, Nummulites hottingeri vázakat tömegesen tartalmazó (KERCSMÁR 2005) márgás mészkő (korábban „Nummulites böckhi-s mészkő”), amely fajt eddig csak a bartoni emelet alsó részéről írtak le (Less Gy. szóbeli közlése). A képződményeket rendkívül gazdag Mollusca-, korall- és Foraminifera-fauna jellemzi, amelynek egyik legteljesebb listája SZŐTS E. (1956) monográfiájában található. Képződési környezet. Véleményünk szerint a Tokodi Formáció a Vértes É-i peremén is két egységre tagolható — akárcsak a Gerecsében, amelyek egymástól eltérő üledékképződési környezetben jöttek létre. A formáció feküjét alkotó Csolnoki Formáció felső szakaszának jól rétegzett, agyagos–aleuritos üledékei a vízmélység növekedésével, a maximális elöntési állapot elérése során rakódtak le. Az ezt követő nagyvízi állapot KERCSMÁR (2005) szerint jól korrelálható a plankton és bentosz Foraminiferák arányának változása alapján megállapított (KOLLÁNYI et al. 1997) és a HAQ et al. (1988) globális vízszintváltozási görbéjével egybeeső bartoni nagyvízi állapottal, valamint a Tokodi- és a Dorogi-medencéből kimutatott Reticulofenestra tokodiensis endemikus nannoplankton faj DNy felé történt kiáramlásával (BÁLDI-BEKE 2003). A nagyvízi állapotot követő relatív vízszintesés következtében a peremek rétegsora kis részben erodálódott, miközben jelentősen megnőtt a sziliciklaszt beáramlása a fokozatosan feltöltődő medencébe. Az ezt követő újabb globális vízszintemelkedés nyomán mocsári, majd paralikus, sekélytengeri környezet jött létre, amelyet sziliciklasztos–karbonátos rámpa-üledékképződés váltott fel, homokos lagúnák és partmenti foltzátonyok kialakulásával. Ebben a környezetben nagyméretű Molluscák (pl. Velates sp., Corbis sp., Cardium sp. 15-20 cm-es példányai) jelentek meg és számos korallfaj telepedett meg. A védett, sekélytengeri lagúnákban miliolinás, orbitoliteszes homokos mészkő , agyagos mészkő rétegei képződtek.

ki KINCSESI FORMÁCIÓ ( E2) — kiE2

Litológia, település. A formáció a Gánti- és Csákberényi-medencében a Fornai Formációra, Magyaralmás környékén, pedig közvetlenül a triász alaphegységre települ. Elkülönítése a Szőci Mészkőtől vitatható, egyes nézetek (TÓTH, GYALOG in GYALOG, BUDAI 2004) szerint azon belüli tagozat rangú egység (Magyaralmási Tagozat). Bár kétségkívül alárendelten találhatók nummuliteszes mészkövek a Kincsesi Formáción belül is, ezek azonban inkább csak a Szőci Mészkővel való heteropikus kapcsolatát jelzik. A Kincsesi Formáció önálló litosztratigráfiai egységként történő elkülönítését a következő tényezők indokolják. 1. Kőzettani kifejlődésében rendkívül változatos, a mészkő mellett mészmárga-, homokos márga-, homokkő- és tufarétegek is jelentős szerepet játszanak; 2. A Szőci Mészkőre jellemző nagyméretű Nummulitesek helyett (melyeket alárendelt mennyiségben csak a Magyaralmás Ma–43 fúrásból jelzett KOPEK 1980) a Kincsesi Formációban Miliolinák, a Nummulites striatus és helyenként Alveolinák (esetleg Orbitolitesek is) találhatók kőzetalkotó mennyiségben, ami a Szőci Mészkőétől eltérő ősföldrajzi és paleoökológiai helyzetet jelez; 3. A Kincsesi Formáció területileg jól elkülöníthető a Szőci Mészkőtől és Kincsesbánya–Magyaralmás–Csákberény–Gánt környékére korlátozódik; 4. A Kincsesi Formáció teljes vastagsága több mint 100 m, ami jóval meghaladja a Szőci Mészkő összvastagságát a Vértesben. A Kincsesi Formáció fedőjének a csákberényi községi kőfejtőben feltárt mészkő tekinthető — amely a Szőci Mészkő Antalhegyi Tagozatával korrelálható (l. ott), bár a két képződmény átmenete közvetlenül nem figyelhető meg. Kőzettani összetételét tekintve a Kincsesi Formáció rendkívül változatos kifejlődésű, ami az egykori ősföldrajzi környezet tagolt jellegével magyarázható. Alsó részére a gánti Újfeltárásban tanulmányozható kemény, sárgásfehér, pados, miliolinás mészkő és mészmárga jellemző (39. ábra). A miliolinás mészkőben (42. ábra) egy-két alveolinás pad (43. ábra) és egy-egy korallos szint is előfordul (V. tábla, 3.), pl. a Csákberény Csbr–89 (40. ábra), vagy Csbr–98 fúrásokban. Csákberény környékén fészkekben találhatók különböző fajokba tartozó nagyméretű kagylók is, többek között a temető fölötti sziklafal vastagpados, Perna urkutika kagylófaj példányait tartalmazó ún. „pernás mészköve” (V. tábla, 4). A

72 42. ábra. A Kincsesi Formáció mikroszkópos képe Discorinopsis 43. ábra. Alveolina-maradványok a Kincsesi Formációban a kerfornei és Miliolina-maradványokkal a Csákberény Csbr–66 Csákberény Csbr–98 fúrásból (PS) fúrásból (PS) Figure 43. Alveolina sp. in the Kincses Formation from Csákberény Figure 42. Microscopic view of the Kincses Formation with Discorinopsis Csbr–98 borehole (PS) kerfornei and Miliolina sp. in the Csákberény Csbr–66 borehole (PS) rétegsor felsőbb része jóval kevésbé meszes, a fúrási rétegsorok — Magyaralmás Ma–43, Csákberény Csbr–63, Csbr–89 (40. ábra), Csbr–98 — tanúsága szerint márga, homokkő és tufás homokkő a jellemző kőzet, és a faunatartalomban is mutatkozik eltérés. A Miliolinák, Alveolinák és kagylók mellett uralkodóvá válnak a Nummulitesek és a Discocyclinák. A rétegsor tetején megnövekvő glaukonittartalom, a fauna és a kőzettani jellegek változása mellett, a Kincsesi Formáció Csolnoki Formációba való átmenetét jelzi. Elterjedés, vastagság. A Kincsesi Formáció a gánti kifejlődési terület (Magyaralmás, Csákberény, Gánt) jellegzetes képződménye. Jól tanulmányozható a Gánt környéki bauxitbányák fedő rétegsoraiban. További felszíni kibukkanásai ismertek Gánttól ÉNy-ra és Csákberénytől É-ra. A formáció felső része többé-kevésbé lepusztult, üledékes fedőjével (Szőci Mészkő Antalhegyi Tagozata) együtt csak néhány fúrás (Csákberény Csbr–85, –86, –88, és Csákvár Cs–7) harántolta. A legnagyobb ismert vastagsága 133 m a Csákberény Csb–89 fúrásban (40. ábra), de ezen kívül több más fúrásból is ismert 100 m-t meghaladó érték. Ősmaradványok, kor. A Kincsesi Formációban plankton szervezetek nem fordulnak elő. A Foraminiferák közül a nagyméretű Nummulitesek szórványos előfordulása és az Alveolinák jelenléte még biztos középső-eocén korra, azon belül is valószínűleg annak fiatalabb bartoni korszakára utal. A gánti Molluscákat SZŐTS E. (1953) és STRAUSZ (1962), a Foraminiferákat HALUPKA (1999), a Csákberény Csb–63 fúrás Rákosi L. által meghatározott spóra-, pollenegyüttesét KOPEK (1980) ismertette, ezek az őslénytani adatok azonban nem bírnak pontosabb korhatározó értékkel. A csákberényi pernás pad monospecifikus kagylófaunáját a Perna urkutica faj alkotja (TELEGDI-ROTH 1923, 1925). Képződési környezet. A Kincsesi Formáció fosszíliái (Miliolinák, Alveolinák) sekélytengeri (max. 10–20 m-es vízmélységű) üledékképződési környezetet jeleznek, amelyet időszakosan kevésbé sós vízi periódusok jellemeztek. A formáció képződése idején viszonylag gyorsabb aljzatsüllyedéssel és időnkénti, a velencei-hegységi andezit- vulkanizmussal kapcsolatba hozható jelentősebb törmelékanyag-behordással és tufaszórással számolhatunk.

s SZŐCI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( E2) — sE2 Litológia, település. A Vértesben a Szőci Mészkő Formáción belül három tagozat különíthető el. A legalsó a s SŰRŰHEGYI TAGOZAT (shE2) — shE2 — (korábban „mezozoos küllemű mészkő”), amely települhet közvetlenül a mezozoos alaphegységre (pl. a Nagy-Förtésen, ahol hasadékokat is kitölt benne, vagy az É-i Vértes feltárásaiban), vagy a Csernyei Formációra (pl. a volt vértessomlói külfejtésben). A Sűrűhegyi Tagozatot vastagpados, fehéres–sárgásszürke bioklasztos mészkő alkotja, alján esetleg kevés, gyakran bioperforált alaphegységi törmelékkel (V. tábla, 5.). Jellemző ősmaradványai a vastaghéjú kagylók, melyek lokálisan kőzetalkotó mennyiségben dúsulhatnak fel (V. tábla, 6.). Emellett kis vonalas Nummulitesek, tengeri sünök, kagylók, csigák (pl. Velates, Campanile), telepes korallok és töredékeik (VI. tábla, 1. és 2.), valamint vörösalga-bekérgezések (VI. tábla, 3.) töredékek is előfordulhatnak, gyakoribb azonban a süntüsketörmelék (44. ábra). s A Szőci Mészkő középső szakaszát a FELSŐGALLAI TAGOZAT (fE2) — sfE2 — képviseli, amely vagy fokozatosan fejlődik ki a Sűrűhegyi Tagozatból, vagy települhet közvetlenül a triász alaphegységre, esetleg a Csernyei (Katonacsapás, Oroszlány

73 44. ábra. A Sűrűhegyi Tagozat mikroszkópos képe Foraminifera-, 45. ábra. A Felsőgallai Tagozat mikroszkópos képe, Nummulites- és vörösalga-, és Echinodermata-töredékekkel a Várgesztes fölötti Discocyclina-maradványokkal, a hosszú-hegyi útbevágásból sziklafalból (PS) (PS) Figure 44. Microscopic view of the Sűrűhegy Member with Figure 45. Microscopic view of the Felsőgalla Member with Nummulite Foraminifera, red algae and Echinodermata fragments from the and Discocyclina from the road-cut of Hosszú Hill (PS) cliff above Várgesztes (PS)

O–1602 fúrás) vagy a Csolnoki Formációra is. A Csolnoki Formációban pár méter vastagságban megjelenő padok gravitációs tömegmozgásra utalnak (Cica-homok, V. tábla, 4.). A Felsőgallai Tagozat a Szőci Mészkő legjellegzetesebb képződménye (45. ábra). Típusos kifejlődése fehéres–sárgásszürke, kissé gumós szerkezetű, pados mészkő (VI. tábla, 4.), kőzetalkotó mennyiségű Nummulites perforatus-szal (46. ábra), melynek általában mindkét nemzedéke előfordul. Már SZŐTS E. (1956) is megjegyezte, hogy a Vértesben a „perforatusos” és „millecaputos” szint (azaz a szűkebb értelemben vett Felsőgallai és a Cseszneki Tagozat) gyakorlatilag nem választható szét egymástól úgy, mint a Bakonyban (VI. tábla, 5.). A Nagy-Förtésen például egy kb. 1 m vastag Nummulites millecaput-os mészkőpad szabályosan települ 46. ábra. A Felsőgallai Tagozat mikroszkópos képe a Dad–1 fúrás által a perforatusos mészkövön belül, de hasonló helyzet harántolt Nummulites perforatus-os padból (PS) figyelhető meg Várgesztes mellett és az oroszlányi Hosszú- Figure 46. Microscopic view of a Nummulites perforatus bank in the hegy (47. ábra), valamint a Tatabányai-medence D-i Felsőgalla Member from Dad–1 borehole (PS) peremén található É-Vértesi szelvényekben is (bár az utóbbi két előfordulásban a perforatusos, millecaputos és orthophragminás szintek egymás fölötti helyzete kimutatható). Ez az oka annak, hogy a Vértesben a perforatusos mészkőhöz képest — különösen a Ny-i Vértesben — alárendelt vastagságú, egyébként a Cseszneki Tagozatba sorolandó millecaputos mészkövet is a Felsőgallai Tagozat részeként tárgyaljuk, azzal a megjegyzéssel, hogy a tagozat felső részén előforduló millecaputos mészkő márgásabb a perforatusos mészkőnél, és helyenként glaukonittartalma is jelentős. A tagozatra jellemző, hogy a nagyforaminiferákon kívül gyakran kőzetalkotó mennyiségben vörösalgagumók is előfordulnak a rétegekben (VI. tábla, 6.). s A Szőci Mészkő legfelső szintjét alkotó *ANTALHEGYI TAGOZAT ( aE2) — saE2 — fokozatosan fejlődik ki a Felsőgallai Tagozatból (Hosszú-hegy), azon túlterjedve azonban települhet a Csolnoki Formációra (Katonacsapás, Cica-homok fölötti domb) vagy a Csolnoki és Padragi Formáció átmenetére, de a Padragi Formációra (pl. móri Antal-hegyen), vagy a Csolnoki és Tokodi Formáció átmenetére is (pl. Tatabányán). Az Antalhegyi Tagozatot vastagpados, bio- és litoklasztos, helyenként dúsan glaukonitos, vörösalgás, bryozoás, néhol féregjáratos mészkő alkotja (VI. tábla, 7., 48. ábra), melyben a nagyforaminiferák ugyan kőzetalkotók, de hiányoznak a nagytermetű Nummulitesek. Két legjellegzetesebb alkotójuk az Orthophragminák és az Operculina gomezi. Előbbiek a K-i területeken dominálnak, míg Ny felé az Op. gomezi átveszi a vezető szerepet. Az Antalhegyi Tagozat alsó részén (elsősorban a K-i területeken) ritkán megtalálható a Nummulites millecaput kisméretű „A” nemzedéke is, egyébként csak jellegtelen vonalas Nummulitesek fordulnak elő. A fenti

74 is-deluviális uarternary proluvial sp.); 7 — limestone with 7 — limestone sp.); the section Pinna sp.) mészmárga; 7 — mészkő kemény felszínnel; 7 — mészkő kemény mészmárga; sp.) Pinna Outcrop of a typicalOutcrop Middle Eocene section on the Hosszú Hill at Oroszlány A Vértes egyik jellegzetes középső-eocén feltárása az oroszlányi Hosszú-hegyen az oroszlányi feltárása középső-eocén egyik jellegzetes A Vértes 8 — vékonypados homokos mészkő; 9 — vastagpados homokos mészkő; 10 — intraklasztos, gumós mészkő; 11 — negyedidőszaki proluviál — negyedidőszaki gumós mészkő; 11 — intraklasztos, mészkő; 10 homokos mészkő; 9 — vastagpados homokos 8 — vékonypados szelvényszakasz — feltáratlan 15 — normálvető, 14 — rétegszám; 13 — galaukonit; homok; 12 kőzettörmelékes 1 — mészkő; 2 — agyagos mészkő; 3 — mészmárga; 4 — agyagos márga; 5 — márga; 6 — kagylós ( 5 — márga; márga; 4 — agyagos mészkő; 3 — mészmárga; 1 — mészkő; 2 agyagos ( with bivalves limestone 6 — marly 5 — marl; marl; 4 — clayey marl; 3 — calcareous limestone; 2 —clayey 1 —limestone; hardground; 8 — thin-bedded sandy limestone; 9 — thick-bedded sandy limestone; 10 — nodular limestone with intraclasts; 11 — Q 11 with intraclasts; — nodular limestone 10 sandy limestone; 9 — thick-bedded 8 — thin-bedded sandy limestone; hardground; part of — unexposed , 15 — normal fault 14 — number of layers; — glauconite contents; 13 debris; 12 and deluvial sand with rock 47. ábra. 47. 47. Figure

75 faunatársaságot tartalmazza a csákberényi községi kőfejtő mészköve is, amely azonban glauko- nitmentes és jellegzetesen pórusos („likacsos”, „pseudo-ooidos”). Ezt az elszigetelt előfordulást feltételesen soroljuk az Antalhegyi Tagozathoz, melynek típusos változatától településében is eltér, lévén feltételezett feküje a Kincsesi Formáció. A Szőci Mészkő üledékes fedőjét a Vértesből nem ismerjük, az mindenhonnan lepusztult. Elterjedés, vastagság. A Szőci Mészkő a Vértes DNy–ÉK-i csapású gerincének ÉNy-i oldala mentén (a vértes-előtéri kifejlődés peremén) végig követhető, ahol a Nagy-Förtés–Csáki- vár–Várgesztes vonalban, egészen a Tatabányai- medence D-i pereméig közvetlenül a mezozoos alaphegységre települ. A vonulattól ÉNy felé távolodva a fokozatosan kiékelődő Szőci Mészkő 48. ábra. Az Antalhegyi Tagozat mikroszkópos képe vörösalga-, Bryozoa- és alatt a Csernyei, Csolnoki (és esetleg a Padragi, Echinodermata váztöredékekkel a Rudolf-réti felhagyott kőfejtő falából illetve a Tokodi) Formáció egyre vastagabb (PS) összlete található (49. ábra). Míg a Sűrűhegyi és a Figure 48. Microscopic view of the Antalhegy Member with red algae, Bryozoan and Echinoderm fragments from the cliff of the abandoned quarry a Felsőgallai Tagozat a vértesi vonulat ÉNy-i ”Rudolf-rét” (PS) peremén végig követhető, addig a medencéhez legközelebb eső előfordulásokban (pl. a móri Antal-hegyen, és a térképezési terület É-i határán túl található tatabányai Muta-hegyen), valamint a csákberényi községi kőfejtőben kizárólag az Antalhegyi Tagozatba tartozó mészkő képviseli a formációt. A Szőci Mészkő teljes vastagsága kb. 60–80 m, amiből a Sűrűhegyi Tagozat átlagos vastagsága nem több 10-15 méternél. A Dad–1 fúrásban eléri a 29 métert is, de a peremektől távoli területeken ki sem fejlődött. A Felsőgallai Tagozat átlagos vastagsága 15-20 m, míg az Antalhegyi Tagozaté elérheti a 30-40 métert is. Ősmaradványok, kor. A Sűrűhegyi Tagozat ősmaradványai (Molluscák, tengeri sünök és apró, vonalas Nummulitesek) nem korhatározó értékűek. A Felsőgallai Tagozat nagytermetű Nummulitesei (N. perforatus és N. millecaput) kihaltak a középső-eocén végén. Az Antalhegyi Tagozat bizonyosan legalább bartoni korú, hiszen az Operculina gomezi csoport csak a bartoni elején jelenik meg a mediterrán eocénben. A hosszú-hegyi szelvény idesorolt képződményei (melyek a tagozat legalját képviselik) még biztosan bartoni korúak, hiszen a középső-eocén végén kihaló Discocyclina discus még előfordul, a D. dispansa sella pedig a bartoni közepét, az SBZ 17-es sekélybentosz-zónát jelzi (SERRA-KIEL et al. 1998). A Mór M–13 fúrás 17,0 méterében talált márgás közbetelepülésből BÁLDI-BEKE (1984) ugyanakkor már az Isthmolithus recurvus nannoplankton-taxont mutatta ki, amely a felső-eocén NP 19-es zóna zónajelző alakja. Ez alatt, a fúrás 29,0 méterében még találtunk Nummulites millecaput egyedeket, az Antalhegyi Tagozat képződése tehát a bartoni végén kezdődött és átnyúlt a kora-priabonaiba. Az Antal-hegy felső-eocén mészkövét BERNHARDT (in GYALOG szerk. 1996) már a Szépvölgyi Mészkőhöz sorolta, ezt a besorolást azonban a következők miatt nem tartjuk indokoltnak: — az Antalhegyi Mészkő egyértelműen a típusos Szőci Mészkőből fejlődik ki és alsó része még bizonyosan középső- eocén korú; — a tagozat középső- és felső-eocén részei nem térképezhetők szét egymástól;

49. ábra. A Vértes ÉNy-i peremének földtani szelvénye az eocén képződmények kapcsolatának feltüntetésével 1 — Dorogi Formáció, Bajnai Tagozat; 2 — Dorogi Formáció, Annavölgyi Tagozat; 3 — Csernyei Formáció; 4 — Csolnoki Formáció; 5 — Szőci Formáció, Felsőgallai Tagozat; 6 — Szőci Formáció, Antalhegyi Tagozat; 7 — kvarter képződmények Figure 49. Geological profile of the north-western margin of the Vértes illustrating the relationship between the Eocene formations 1 — Dorog Formation, Bajna Member; 2 — Dorog Formation, Annavölgy Member; 3 — Csernye Formation; 4 — Csolnok Formation; 5 — Szőc Formation, Felsőgalla Member; 6 — Szőc Formation, Antalhegy Member; 7 — Quaternary deposits

76 — a tagozat felső-eocén szakasza kőzettanilag jelentősen eltér a típusos (Nummulites fabianii tartalmú) budai-hegységi és bükki Szépvölgyi Mészkőtől. PÁLFALVI (2005) vizsgálatai kimutatták, hogy az Antal-hegy mészkövének biogén alkotói jelentős mértékben áthalmozottak, magát az itteni mészkövet is lejtőüledéknek tartja (50. ábra). Ennek alapján az is elképzelhető, hogy a hegy egész mészköve (mintegy mega-olisztolitként vagy lepények sorozataként) reszedimentált, és belecsúszott a bartoni–kora-priabonai korú Padragi Márgába. Ebben az esetben az Antalhegyi Tagozat felső része is képződhetett még a bartoni végén, hiszen magában a mészkőben semmilyen olyan alak nem ismert, amely kizárólag a priabonaiban fordul elő (Nummulites fabianii, Spiroclypeus). A fentiek alapján a formáció bartoni korú, habár az Antalhegyi Tagozat Antal-hegyen lévő előfor- dulásai esetleg priabonai korúak. Csákberényből, a község belterületén fekvő kőbánya eocén mészkövéből 1876-ban Odontaspis sp. cápafog került a Földtani Intézet gyűjteményébe (Lelt. sz. MÁFI, Ob. 3358). Képződési környezet. A Sűrűhegyi Tagozat jellegzetes ősmaradvány-együttese (Molluscák, sünök, alárendelten kis vonalas Nummulitesek) sekélytengeri, oxigénnel és tápanyaggal dúsan ellátott (eutróf) környezetet jelez. A Felsőgallai Tagozat monospecifikus N. perforatus faunája oligotróf környezet kialakulására, a tápanyag- ellátás megszűnésére utal, amelynek eredmé- nyeként a fotoszintézist folytató szimbiontákat hordozó nagyforaminiferák — konkurencia híján — egyeduralomra tettek szert. A monospecifikus 50. ábra. Az Antalhegyi Tagozat mikroszkópos képe. A plankton Foraminiferákat N. perforatus-os képződmények az egész peri- tartalmazó finom kalkarenites réteg felett áthalmozott nagyforaminiferákat mediterrán régióban magas energiaszintű tartalmazó durva kalkarenites réteg települ a Rudolf-réti felhagyott kőfejtő környezetet jeleznek, ahol a nummuliteszes padok falában (PS) mintegy hullámtörő küszöböt képeznek a belső, Figure 50. Microscopic view of the Antalhegy Member. The fine-grained calcarenite with planctonic Foraminiferans is covered by coarse- grained nyugodtvizű öblök (lagúnák) és a külső, nyílt self calcarenite with redeposited great Foraminiferans in the cliff of the között. A Felsőgallai Tagozat perforatusos abandoned quarry at ”Rudolf-rét”(PS) rétegeinek fentiekben jellemzett előfordulása a Vértes gerince mentén ilyen küszöböt képezhetett a Gánt–Csákberényi-öböl miliolinás-alveolinás belső öble (lagúnája) és a Vértes ÉNy-i előterének külső selfje között, melyen a Csolnoki Formáció üledékeinek egyidejű lerakódása zajlott. A vízmélység növekedését és a terület hullámbázis alá kerülését jelzi a nyugodtabb vizet kedvelő N. millecaput együttes, majd a mélyülés további fokozódásával az Orthophragminák és az Operculina gomezi megjelenése. Az Antalhegyi Tagozat üledékeinek lerakódása a mélyebb szublitorális, de még fotikus övben tételezhető fel, ahol a környezet nagyobb energiája áramlások hatásának tulajdonítható. A terület folyamatos süllyedésével egyre gyakoribbá váltak az üledékcsúszások és áthalmozások, ami magyarázhatja az Antal-hegy mészkövének kevert ősmaradvány-társulását, a vörösalgák mélyebbvízi nagyforaminiferákhoz keveredését. Bár a Vértesből közvetlenül nem ismerjük a Szőci Mészkő közvetlen üledékes fedőjét, a balinkai és a gerecsei adatok alapján az minden bizonnyal a medence fáciesű Padragi Márga felső-eocén, mészturbides vagy olisztolitos(?) kifejlődése lehetett, melyben az allodapikus mészkőpadokat a Szőci Mészkő Antalhegyi Tagozatához hasonló kőzetváltozatok képviselik. A Szőci Mészkő Sűrűhegyi Tagozata korrelálható az Északi-Bakony megfelelő fáciesével, a tagozat vértesi kifejlődése azonban valószínűleg fiatalabb a bakonyinál. A Vértes Felsőgallai Tagozata szintén fiatalabb a bakonyi megfelelőjénél és a Cseszneki Tagozattól sem választható el, ÉK felé pedig a Tatabányai-medence típusos Felsőgallai Tagozatával és annak vékony „millecaput”-os fedőjével azonosítható. A legészakkeletebbi, korrelálható előfordulása Sárisápon, a Quadriburgon található (GIDAI 1972). Az Antalhegyi Tagozat Ny felé szálban sehol sem található meg, ugyanakkor a balinkai fúrásokban olisztolitokat alkot a Padragi Márga felső részén. A Gerecse és a Dorogi-medence területén a Tokodi Formáció fölé települő „tchichatcheffi-s” rétegekkel párhuzamosítható, hasonló települési helyzet a tatabányai Muta-hegyen is megfigyelhető. A gerecsei területen korábban Nagysápi Mészkőnek is nevezett képződményben a glaukonit, az Operculina gomezi, az Orthophragminák, helyenként a vörösalgák jelenléte, ugyanakkor a nagyméretű Nummulites millecaput „B” formák hiánya éppoly jellemző, mint a vértesi Antalhegyi Mészkőben, az egyedüli különbség a N. millecaput „A” formák (=„tchichatcheffi”) tömeges megjelenése a Gerecsében.

77 KÖZÉPSŐ–FELSŐ-EOCÉN Bartoni–priabonai p PADRAGI MÁRGA FORMÁCIÓ ( E2–3)

Litológia, település. A Padragi Formációt szürke, zöldesszürke, meglehetősen egyveretű, aleuritos agyagmárga alkotja, vékonyhéjú apró Mollusca- és gazdag Foraminifera-együttessel („foraminiferás márga”). A képződmények zöldes színét a finom eloszlású glaukonittartalom idézi elő. Az egyes szintekben feldúsuló biotitlemezkéken túl helyenként vékony tufitrétegek közbetelepülése is megfigyelhető. A Padragi Márga folyamatosan fejlődik ki a Csolnoki Formációból, Pusztavám környékén laterálisan össze is fogazódik vele. A folyamatos átmenetek miatt nem mindig lehet egyértelműen meghúzni a határt a két formáció között. A Mór M–13 fúrásban a Csolnoki Formáció fölött egy 17,5 m vastag átmeneti rétegcsoport után következik a Padragi Márga (51. ábra). Az Antal-hegyen fedője a feltételesen a Szőci Mészkő Antalhegyi Tagozatába sorolt „lithothamniumos mészkő”. Elterjedés, vastagság. A Padragi Formáció jellemző előfordulási területe a Bakony, a Vértesben és Ny-i előterében csak kis területen, a Móri-árok mentén az Antal-hegyen és Pusztavámtól DDNy-ra fordul elő. Az Antal-hegy Ny-i lejtőjén vékony negyedidőszaki üledék alatt felszínközelben is megtalálható, másutt mélyfúrások tárták fel. Vastagsága a fúrások alapján kb. 20-40 m. Ősmaradványok, kor. A formáció makrofaunában szegény, általában vékony héjú Mollusca-maradványok, ritkán Pteropoda-vázak is találhatók benne. A rétegösszlet jellemző módon mentes a nagyforaminiferáktól, de egy-egy Operculina elvétve előfordul. Jellemző ősmaradványai a Foraminiferák, Ostracodák, nannoplanktonok. A képződmény kora plankton Foraminiferák és a nannoplankton-flóra alapján adható meg (NAGYMAROSY, BÁLDI-BEKE 1987, KOLLÁNYI, BÁLDI-BEKE 2002, BÁLDI-BEKE 2002, 2003). Az Mór M–13 fúrásban teljes egészében a középső-eocén felső részébe tartozik (GIDAI 1971, BÁLDINÉ BEKE 1984). Mivel a Dunántúli-középhegység egyéb területein a formáció egyértelműen átnyúlik a felső-eocénbe, ezért középső–felső-eocén képződménynek tekintjük. Képződési környezet. A Padragi Márga a vizsgált területen, Mór környékén, 51. ábra. A Mór M–13 fúrás eocén rétegsora sekély batiális, nyílttengeri medence fáciesű. ÉK felé Pusztavám irányában (PÁLFALVI 2007 alapján) összefogazódik a sekélytengeri, mély neritikus Csolnoki Formációval. 1 — (tarka) agyag, aleuritos agyag; 2 — széntelepes összlet; 3 — molluscás, homokos agyagmárga; 4 — nummuliteses, aleuritos márga, agyagmárga; 5 — nummuliteses, molluscás aleuritos agyagmárga; 6 n — aleuritos agyagmárga; 7 — mészkő; 8 — tufás NADAPI ANDEZIT FORMÁCIÓ ( E2–3) homokkő Figure 51. Lithological column of the Eocene Litológia, település. A Nadapi Formáció Kápolnásnyéki Tagozatába formations in the Mór M–13 borehole sorolhatóak azok a vulkanitok (LESS, GYALOG in GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004), (after PÁLFALVI 2007) amelyeket a Lovasberény Lb–I, –II és –III, valamint az Alcsútdoboz Ad–3-as 1 — variegated clay, silty clay; 2 — coal layers; 3 — sandy clayey marl with molluscs; 4 — silty marl and fúrás tárt fel, sekélytengeri üledékes kifejlődésű középső–felső-eocén clayey marl with nummulites; 5 — silty clayey marl képződményekkel váltakozó településben. A fúrások eredeti dokumentálása with nummulites and molluscs; 6 — silty clayey szerint az amfibolos andezittufa és tufabreccsa ásványos összetételére marl; 7 — limestone; 8 — tuffaceous sandstone plagioklász (andezin–labradorit), augit, magnetit, cirkon és apatit, valamint vulkáni üveg törmeléke jellemző (SCHRÉTER, MAURITZ 1952; SZÉKYNÉ FUX, BARABÁS 1952). Elterjedés, vastagság. A Nadapi Formációba sorolt vulkanitok a térképezési területen kizárólag a Vértes DK-i előterében, a Lovasberény és Alcsútdoboz környékén mélyült fúrásokban ismertek. Az egyes rétegek vastagsága néhány centimétertől a Lb–II fúrásban ismert legnagyobb 22,4 m vastagságig terjed. Kor. A térképezési terület szomszédságában mélyült fúrásokban (Csákvár Csv–18, Úrhida Ú–1) harántolt andezittufa kora középső-eocén, a velencei-hegységi paleovulkán kora azonban akár a kora-oligocénbe is felnyúlhat (GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004). Képződési környezet. A bartoni során aktivizálódott andezitvulkáni működés következtében a Velencei-hegység környékén sztratovulkán épült, amelynek kiszórt anyaga a környező sekélytengerben rakódott le (illetve mosódott össze), keveredve az ott leülepedő mésziszappal és sziliciklasztikus törmelékkel.

78 FELSŐ-EOCÉN Priabonai s SZÉPVÖLGYI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( E3)

Litológia, település. A Lovasberény Lb–II fúrásban a Szépvölgyi Formáció (301–400 m) a Szőci Mészkőre települ (52. ábra). A formáció alsó szakaszát kb. 25 m vastagságban homokkő és konglomerátum alkotja, e fölött fehér, sárgásfehér mészkő-, mészmárgarétegek következnek. A mészkőben helyenként kőzetalkotó mennyiségben jelennek meg a vörösalga-maradványok („lithothamniumos mészkő”), mellettük nagyforaminiferák, Mollusca- és Echinoidea- töredékek fordulnak elő. A 308 m-ből előkerült minta iszapolási maradéka augit-andezit kőzettöredékét is tartalmazta, andezittufa nyomai innentől az eocén rétegsorban végig jellemzőek (SCHRÉTER, MAURITZ 1952). A Szépvölgyi Mészkőhöz sorolható még a Lovasberény központjában mélyült B–6 (Lb–I) fúrás (VENDL 1914, ZALÁNYI 1915) 187,3–192,8 m közötti, kavicsos mészkövet és nummuliteszes, homokos kavicsot tartalmazó szakasza, amely a formáció bázisát képviselheti. A rétegsor egy tufaréteg (192,8–207,3 m) közbeiktatódásával települ a Szőci Mészkő fölött (SZÉKYNÉ FUX, BARABÁS 1952). A Lovasberény Lb–III, valamint a Vál és Tabajd környékén mélyült Csákvár Csv–18 és Csv–32 fúrás már kívül esik a térképlap területén, az eocén képződmények települési helyzete szempontjából azonban fontos megemlíteni ezeket is. Az Lb–III fúrásban a Szépvölgyi Mészkő paleozoos képződményekre települ. A Csv–18 fúrásban a Nadapi Formáció felett jelenik meg, a Csv–32 és az Lb–III fúrásban közbetelepülésként tartalmazza a Nadapi Formációba tartozó tufarétegeket (Kápolnásnyéki Tagozat) és andezitet (Sorompóvölgyi Tagozat). A Csv–32 fúrásban a Szépvölgyi Mészkő feküje egy 23,8 m vastag összlet, melynek alsó részére szárazföldi bauxitos agyag, édesvízi mészkő és molluscás agyagmárgarétegei jellemzőek, majd erre miliolinás–orbitoliteszes mészmárga következik. A Szépvölgyi Mészkő fedőjében miocén képződmények települnek diszkordánsan Lovasberény környékén, míg a Csákvár Csv–18 és –32 fúrásban az eocén rétegsorok legfelső szakasza a Nadapi Formáció Kápolnásnyéki Tagozatába tartozó tufákból áll. Elterjedés, vastagság. A Szépvölgyi Mészkő Formáció a térképlap területén felszínen nem fordul elő, csak Lovasberény környékén egy kis területen, fiatalabb képződmények alatt található meg, vastagsága itt kb. 100 m. A vizsgált terület folytatásában, egy keskeny DNy–ÉK-i pásztában Vál környékéig nyomozható (LESS, GYALOG in GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004). A térképlap által ábrázolt területen kívül, de annak határához közel eső Lb–III fúrás 322,0–706,0 m között harántolta a Szépvölgyi Mészkő és a Nadapi Formációba tartozó tufa- betelepülések váltakozását. A Lovasberénytől ÉK-re eső, Vál és Tabajd környéki területen már jóval kisebb vastagságban (24–34,3 m, tufabetelepülésekkel együtt) fordul elő a Csákvár Csv–18 és Csv –32 fúrásban. Ősmaradványok, kor. A formáció legjellemzőbb ősmaradványai a vörösalgák, nagyforaminiferák (Nummulites, Operculina, Orthophragmina, Spiroclypeus) és Bryozoák. Mellettük gyakoriak még az Echinoidea-, Mollusca- és korallmaradványok is. A rétegsor kora nagyforaminiferák alapján adható meg. Az Lb–III fúrás 550,6–623,4 m és a Csákvár Csv–32 fúrás 140,2–152,8 m közötti szakaszából N. fabianiit írtak le, míg a Csv–32 fúrás 147,5–159,0 m közötti 52. ábra. A Lovasberény Lb–II fúrás eocén szakasza Spiroclypeusokat is tartalmaz. Ezek alapján a formáció késő-eocén korú. rétegsora (PÁLFALVI 2007 alapján) Az Lb–II fúrás 400 méteres mélységéből származó Szőci Mészkőből SCHRÉTER 1 — mészkő; 2 — mészkő–márga váltakozása; 3 — márga; 4 — homokkő; 5 — kavics, konglomerátum; (1952) Nummulites millecaput-ot írt le a Szépvölgyi Mészkő feküjében, így ez 6 — tufa, tufás–homokos márga még biztosan a középső-eocénbe tartozik. A felette következő rétegekből a N. Figure 52. The Eocene succession of the millecaput már hiányzik, ezért LESS,GYALOG (GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004) ezt Lovasberény Lb–II borehole (after a szakaszt már a felső-eocénbe helyezte. PÁLFALVI 2007) Képződési környezet. A Szépvölgyi Mészkő Formáció — jellegzetes 1 — limestone; 2 — alternation of limestone and marl; 3 — marl; 4 — sandstone; 5 — pebble; 6 — ősmaradvány-együttese alapján — sekélytengeri, szublitorális képződmény. A tuff and tuffaceous sandy marl; SZL — Szőc fotoszintetizáló szimbiontákkal együtt élő nagyforaminiferák fényhez kötött Limestone Fm

79 szervezetek, tömeges elterjedésük oligotróf viszonyok között jellemző. A formáció bázisán és alsó szakaszán előforduló homokos, kavicsos rétegek partközeli leülepedési környezetet jeleznek. A Szépvölgyi Mészkő hasonló jellegű, tufabetelepüléseket is tartalmazó kifejlődése legközelebb Úrhida környékéről ismert részben felszíni feltárásokból, valamint az Úrhida Ú–1 fúrás 209,0–267,3 m közötti szakaszából (LESS, GYALOG in GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004).

OLIGOCÉN

A Vértes környéki oligocén képződményekről elsőként HANTKEN (1865) tett említést, két rétegcsoportjukat különítve el. A „tengeri homokkő, márga és tömött agyag” csoport a jelenlegi litosztratigráfiai beosztás szerinti Mányi Formáció felső szakaszának, míg a „Mogyorósi kőszénképlet” (vagy „középső barnaszénképlet”) néven említett oligocén kőszéntelepes összlet a Mányi Formáció alsó, Mogyorósi Tagozatként javasolt egységének feleltethető meg (BUDAI in GYALOG,BUDAI szerk. 2004). Ugyancsak e tagozatba tartozik a HANTKEN (1878, p. 249) által leírt, és Vértessomló környékén művelt barnakőszéntelepes összlet, amelynek közbetelepülő homokrétegeiből a szerző Anthracotherium magnum fogakat írt le, a szén fedőjéből pedig az elegyes vízi rétegekre jellemző Cerithium margaritaceum maradványokat határozott. WINKLER (1883) a Felsőgallától K-re lévő „fazekas-kerti” oligocén barnakőszén-előfordulás leírásában fazekasok által fejtett sárgás agyagot említett a szén fedőjében, alsó szakaszán gazdag csigafaunával, amelyből Brotia escheri maradványok váltak ismertté. A Vértessomló környékén feltárt és fejtett oligocén barnakőszén bányászatának történetéről TILES (1932) közölt összefoglalást. A Vértes oligocén képződményeinek első részletes leírása TAEGER (1909) munkájában olvasható. A képződ- ményegyüttesen belül elkülönítette az „alsó oligocén kisczelli agyagot”, amelynek lerakódását követő lepusztulási időszakot állapított meg a katti során (ezt definiálta később TELEGDI ROTH (1927) „infraoligocén denudációként”). Az üledékhézag fölötti felső-oligocén rétegsoron belül megkülönböztette az „édesvízi agyag barnakőszéntelepekkel és elegyesvízi cerithiumos rétegek” (az „Anthracotherium magnum színtája”) kifejlődést, illetve a Pectunculus obovatus szinttájba sorolt „felsőoligocén tengeri homokkő, konglomerát és homok” lerakódásokat (utóbbiak a mai litosztratigráfiai felosztás szerint az Óbaroki, Csatkai és a Mányi Formációnak felelnek meg). Megjegyzendő, hogy a tengeri homokkőben ősmaradványt nem talált (néhány növénymaradványon kívül), a besorolás alapját a Gerecse Pectunculus tartalmú rétegsorával történő analógia képezte. A „kisczelli agyag” vértesi kifejlődésével kapcsolatos, évtizedeken keresztül fennálló tévhitnek az volt az alapja, hogy HANTKEN (1875) a Pusztavámhoz közeli régi kőszénbányánál1 feltárt agyagmárgából „Clavulina szabói” fajt tartalmazó Foraminifera-együttest említett. A faunalista alapján TAEGER (1909, pp. 94–95) az előfordulást a „kisczelli agyag”-gal párhuzamosította. Néhány későbbi dolgozatban ugyancsak említették e képződményt, és az időközben felfedezni vélt másik előfordulásával (Mór, Antal-hegy) együtt úgy szerepelt, mint a kiscelli agyag „meglepetésszerű” vértesi előfordulása, amely az infraoligocén denudációs időszakot követően rakódott le az erodált eocén képződményekre (SZŐTS E. 1938, TELEGDI ROTH 1927, 1935). Később SZŐTS E. (1952, 1956, 1969) a foraminiferás agyagmárga eocénbe tartozása mellett foglalt állást. SÓLYOM (1953) az Északi-Vértes és a Déli-Gerecse földtani felvétele és az addigi fúrási adatok alapján kérdésesnek tartotta az oligocén tengeri kifejlődések meglétét a Vértes Ny-i részén. A vértesi oligocén bauxitokkal kapcsolatos első említés ugyancsak TAEGER (1909) nevéhez fűzhető, aki a „terra rossa” és „lateritképződmények” tárgyalásánál olyan vörösagyag-előfordulásokat írt le Vérteskozma környékéről, amelyeket — „pontusi” fedőjük miatt — legalább miocén korúnak tartott. A Kőhányáspuszta és Vérteskozma környéki tarka- és vörös agyagokkal később SZŐTS E. (1957) is foglalkozott, és amellett foglalt állást, hogy ezek „a „felső-oligocén” aljára sorolandók, mivel a vérteskozmai előfordulás fedőjét felső-oligocénnek tartotta. Az Óbarok környéki bauxitnyomokról az 1930-as évektől történtek említések (VÍGH 1935, JASKÓ 1945). Jelentősebb mennyiségű bauxit előfordulását 1952-ben a Maszobal Bauxitkutató expedíciója mutatta ki a területen. Az Újbarok–Vázsonypuszta környéki terület bauxitföldtani és ásványtan-geokémiai vizsgálatának eredményeiről MINDSZENTY (1969), a Nagyegyháza–Óbarok környéki bauxitok ásványtani-kőzettani vizsgálatának eredményeiről GECSE (1969) közölt adatokat. A legnagyobb telepet (Óbarok–XI.) 1965-ben a Bauxitkutató Vállalat által mélyített fúrások tárták fel. A külfejtéses művelésre alkalmas bauxittelepeket az 1990-es években kutatták meg (Geoprospect Kft., majd Bakonyi Bauxitbánya Kft.), amelynek eredményeként az 1990-es évek második felében megindult a kitermelés. A bauxitkutatás során előkerült egy hematitosodott fatörzsmaradvány is (MINDSZENTY et al. 2002). A Bicske környéki oligocén bauxitok bányászatával kapcsolatban NOVÁK (2007) közölt számos adatot. A térképezési területen és tágabb környezetében elterjedt oligocén képződmények modern szemléletű paleontológiai, rétegtani és faciológiai kutatása BÁLDI (1967, 1969, 1973, 1983), illetve BÁLDI, TARI (1989) nevéhez fűződik. A Mányi Formáció eredeti leírása és tagolása BÁLDI (1969) tanulmányában vált ismertté. E munkában található a korábban Móri

1 Tindl-hegy, Puszta-Nána (ma Som-hegy, Nánapuszta)

80 Formáció néven ismert Csatkai Formáció jellemzése és őslénytani értékelése. BÁLDI (1983) szerint a Csatkai Formáció egésze a felső-oligocénen belül képződött. Véleménye szerint ezt támasztják alá az oroszlányi szelvényekben a Csatkai Formáció felső szintjében talált, és a Mainzi-medence katti emeletére korlátozódó pulmonata csigák, továbbá a rétegsoroknak már a legmélyebb szintjében is előforduló Unio inaequiradiatus is, amely a bajor molassz katti szakaszára jellemző. A Mányi-medence oligocén képződményeivel, és azok litosztratigráfiai besorolásával KORPÁS (1977) is foglalkozott. A Mányi Formációként ismert ciklusos felépítésű rétegsort három részre, a barnakőszéntelepes rétegcsoportra (Vértessomlói és Esztergomi Széntelepes Tagozat), a kaolinos homok(kő) rétegcsoportra (Hárshegyi Homokkő Formáció) és a s.str. Mányi Formációra tagolta. A Dunántúli-középhegység oligocén és alsó-miocén képződményeivel foglalkozó munkájában KORPÁS (1981) elsőként közölte a korábbi Móri Formáció (BÁLDI 1969) Csatkai Formáció néven történő részletes leírását. Álláspontja szerint a Csatkai Formáció elterjedési területe csak a Bakony hegységre és annak É-i, ÉNy-i előterére korlátozódik, a Vértes területén csupán Csákberény térségéből említette e képződményt. A Vértes ÉNy-i előterében felszínen lévő oligocén kifejlődést a Mányi Formációba sorolta, amelyről e munkájában szintén részletes leírást közölt. A Csatkai Formáció képződését a késő-oligocén–kora-miocén időintervallumra tette. Az Oroszlányi-medence legmélyebb részén mélyült Oroszlány O–2348 és O–2386 fúrás oligocén képződményeinek vizsgálati eredményeiről BÁLDI (1985) és BÁLDI,TARI (1989) számolt be. Jelentéseik a fúrásokban harántolt Csatkai és Mányi Formáció részletes faunalistáját és paleoökológiai értékelését, továbbá az O–2386 fúrás oligocén rétegsorának ciklusvizsgálairól készült tanulmányt is tartalmazzák.

ó ÓBAROKI BAUXIT FORMÁCIÓ ( Ol1) — óOl1

Litológia, település. Az Óbaroki Bauxit Formációba áthalmozott, pelitomorf vagy bauxittörmelékes, -kavicsos bauxitok tartoznak, amelyekben helyenként szenesedett növényi maradványok is megfigyelhetők (MINDSZENTY 1969, GYALOG, BUDAI szerk. 2004). A formáció legfiatalabb feküje a Szőci Mészkő Formáció, rétegtani fedőjét a Csatkai vagy a Mányi Formáció képezi. A Vértes Ny-i előterében az Óbaroki Bauxit fekvőjében Dachsteini Mészkő található, fedőjét a Csatkai Formáció képezi. A Szend Sze–3 fúrás rétegsorában a Csatkai Formáció Szápári Tagozata települ rá. Óbarok környékén a felső-triász Fődolomit lepusztult, karsztos felszínére települ (VII. tábla, 1.), fedőjét a Mányi Formáció alkotja (VII. tábla, 2.). Valószínűleg ebbe a formációba sorolható az orondpusztai kőfejtőben az oligocén képződmények bázisán feltárt, legfeljebb 2 m vastag, rétegzett bauxitos agyag előfordulás is (VII. tábla, 3.), amely szinszediment vetők mentén jelenik meg. E litosztratigráfiai egységbe soroljuk a Kőhányáspuszta és Vérteskozma környékéről Szőts E. által leírt tarka- és vörösagyagokat. A Vérteskozmától É-ra lévő „Vörös-förtés” árokban a vörösagyag fedőjében oligocén barnakőszén települ (SZŐTS E. 1957). Az óbaroki előfordulás legnagyobb, utóbbi évtizedben művelés alá vont telepe az Óbarok–XI. telep, amelyben a bauxit kémiai összetételére az alacsony Al2O3-tartalom (átlag: 46,6%) mellett jellemző a Mn-dúsulás (MnO2 átlag: 0,69%), valamint a Corg (átlag: 0,11%) kedvezőtlenül magas értéke (JANKOVICS, DIÓSZEGI 2002, MINDSZENTY et al. 2002). Elterjedés, vastagság. A térképezési területen elsősorban Óbarok–Újbarok–Szár–Bicske környékéről a felszínről ismertek a formáció képződményei, míg más területen több fúrásban is előfordult az Óbaroki Formációba sorolható képződmény. A rétegsor vastagsága többnyire 1–2 m, a mélyebb karsztos töbrökben azonban meghaladhatja a 30 métert is. A Vértes ÉNy-i előterében is általában 1–2 m vastagsággal számolhatunk. A Szend Sze–3 fúrás mintegy 5 m, a Dad–3 mintegy 3 m vastagságban tárta fel. Ősmaradványok, kor. SZŐTS E. (1957) a Vérteskozmától É-ra lévő a „Vörös-förtés” árok vörösagyagjának fedőképződményeiből oligocén Brotia escheri csigát határozott meg. MINDSZENTY et al. (2002) az Óbarok–XI. sz. bauxittelep felső részéből előkerült, hematitosodott fatörzsmaradványt írt le, amely az oligocéntől máig élő Dacrydioxylon genusba tartozó fenyőféle. A formáció képződése a kora-oligocénre tehető.

t k TARDI ÉS KISCELLI AGYAG FORMÁCIÓ ( Ol1, Ol1)

Az alsó-oligocén tengeri üledékek jelenléte jelen ismereteink szerint nem bizonyított a térképezett területen. A területen kívül, a térképlap DK-i sarka közelében, a Gyúró községtől ÉNy-ra mélyült Alcsútdoboz Ad–3 fúrás azonban feltárt ilyen üledékeket, ezért a vizsgált terület DK-i részén jelenlétük nem zárható ki. Mivel az Ad–3 fúrás az oligocén szárazulati képződmények értékelése szempontjából kulcsfontosságú, az abban harántolt alsó-oligocén tengeri formációkat az elvi rétegoszlopon is feltüntettük (l. hátsó borító). A Tardi Agyag Formáció sötétszürke, mikrorétegzett agyagos aleurit, b halpikkelyekkel és Pteropodákkal. Euxin, sekélybathyális képződmény. Az Ad–3 fúrásban a Budai Márga ( E3–Ol1) fedő- jében és — az újabb vizsgálatok szerint — a Csatkai Formációba sorolt szárazulati üledékek fekvőjében, kb. 620 és 716 m

81 között települ. A Kiscelli Agyag Formáció normál sós vízi, sekélybathyális üledékeit az Ad–3 fúrás 336 és 507 m között harántolta. A világosszürke aleuritos finomhomok, homokos aleurit, agyagmárga rétegsor fekvőjében a Csatkai Formáció, fedőjében a Mányi Formáció települ.

c CSATKAI FORMÁCIÓ ( Ol1–2) — cOl

Litológia, település. A Csatkai Formációt a Vértes környékén uralkodóan tarkaagyag-, agyag-, agyagmárga-, homok- homokkő-, alárendelten kavics- és konglomerátumrétegek váltakozásából álló, felfelé finomodó üledékciklusokból felépülő folyóvízi összlet alkotja. Az agyagrétegekben fényes rogyási lapok figyelhetők meg. A homok gyakran keresztrétegzett. A kavicsok anyaga leggyakrabban kvarcit, kvarcfillit, riolit, permi homokkő, triász mészkő és dolomit, eocén mészkő, valamint andezit és gránit, de előfordulnak olyan metamorf és üledékes kőzet anyagú kavicsok is, melyek forrásterülete nem azonosított. A kavicsanyag minősége alapján a formáció 3 szintre tagolható (BERNHARDT,INCZE 1998). Az alsó szint kavicsanyaga DNy-i irányból (Mura–Zala-medence aljzata, vagy alpi területekről származik, gyakoriak az eocén karbonátkavicsok (nummuliteszes-alveolinás, assilinás mészkő), és jellegzetesek az andezitkavicsok is, bár ezek — kevés kivétellel (pl. Kocs–6, –7 fúrás) — inkább a Bakonyban jellemzőek. A középső szintre a karbonát- és andezitkavicsok hiánya, és a metamorf kőzetekből álló kavicsanyag dominanciája jellemző, míg a felső szintben ismét a karbonát anyagú kavicsok kerülnek túlsúlyba. A felső szint csak azokban a szelvényekben mutatható ki, amelyekben a formáció közel maximális vastagsági értékekkel jelentkezik, így a vizsgált területen csak a pusztavám–bokodi mélyzónában van meg. A Csatkai Formáció eróziós diszkordanciával települ a mezozoos alaphegységre vagy az eocén képződményekre. Fedőjében üledékfolytonossággal a Mányi Formáció, vagy diszkordánsan fiatalabb képződmények települnek. A Vértes ÉNy-i előterében Kisbér–Császár–Tata vonaláig a felszínen vagy kvarter rétegek alatt, attól ÉNy-ra pannóniai üledékek fekvőjében található. Ezen a területen a Bakonysárkány melletti Durdó-hegyen található a formáció egyik jellemző feltárása. Az 5 m vastag rétegsor lencsésen kiékelődő, 0,1–3,0 m vastag kavicslencsékből, rétegekből áll, amelyek közé homokrétegek, -lencsék települnek. A 0,1–1,0 m vastag homoktestek vályúsan keresztlamináltak (VII. tábla, 4.). Egyes laminák mentén kavicszsinórok jelennek meg, míg elszórt kavicsok a homokban is találhatók. A kavicstestek szemcsevázúak, elég jól osztályozottak, a szemcsék irányítottsága helyenként gyenge keresztrétegzést jelöl ki. Az üledékföldtani jellegek az általánosan elfogadott folyóvízi környezetre jellemzőek. Fehérvárcsurgó környéki fúrásokban (pl. Fehérvárcsurgó Fcs–12, –14, –101) a formáció elkülönítése a rátelepülő fiatalabb miocén szárazföldi képződményektől nehézségekbe ütközik. A formáció a Vértes földtani térképe területétől keletre lévő, Alcsútdoboz Ad–3 fúrásban a Tardi és a Kiscelli Formáció között jelenik meg. A Csatkai és a Mányi Formáció laterális összefogazódása az Oroszlányi-szénmedence mélyzónájában figyelhető meg, ahol Bokod és Pusztavám, valamint Kecskéd–Kömlőd és Kocs térségében több fúrásban észlelhető a Mányi Formáció befogazódása a Csatkai Formációba (pl. Oroszlány O–2348, O–2386 fúrás, BÁLDI 1985, BÁLDI,TARI 1989). A tengeri Mollusca-faunát tartalmazó betelepülés egyszeri transzgresszió eredménye, és korrelációs lehetőséget biztosít a térség különböző rétegsorainak vizsgálatánál. A bokod-pusztavámi területen a tengeri faunával igazolható, közbetelepülő Mányi Formáció vastagsága mindössze néhány méter, de BÁLDI,TARI (1989) ide sorolta a rétegsor szomszédos, tengerparti homoknak értelmezett részét is. A brakk vízi betelepülések itt nagyon magasan jelentkeznek az oligocén bázis felett, a tengeri befogazódás alatt több száz métert tesz ki a Csatkai Formáció vastagsága. A tengeri betelepülés a Csatkai Formáció középső, metamorf kavicsokkal jellemezhető részében figyelhető meg. ÉK felé haladva a befogazódás vastagsága nő, Kecskédnél meghaladja a 100 m-t. A két formáció összefogazódása, a tengeri betelepülés Szend–Kocs–Tata–Naszály környékén is megfigyelhető, azonban a Mányi Formáció alatti Csatkai összlet itt vékonyabb. Ez — korábbi szerzők, pl. BÁLDI (1983) munkáival egyetértésben — úgy értelmezhető, hogy a tengerelöntés ÉK felől haladva egyre később érte el a Vértes környezetét. c A széntelepes SZÁPÁRI TAGOZAT (sOl1–2) — sOl — a Vértes ÉNy-i előterében mélyült néhány fúrás rétegsorában kimutatható a Csatkai Formáció bázisán, az Óbaroki Bauxit Formációra vagy az alaphegységre települve (pl. Szákszend Sze–1, –3). A tagozat kifejlődött a Móri-árok térségében, Fehérvárcsurgó környékén is (pl. Fehérvárcsurgó Fcs–10, –55, illetve a Vértes földtani térképe területének határain kívül eső Fcs–2, –3 és –164 fúrásban). Az oligocén képződmények itt eocénre vagy a triász aljzatra települnek. A Csatkai Formáció fedőjében e területen fiatalabb terresztrikum (Perbáli és Gyulafirátóti Formáció) található. A földtani térképezés során is ismertté váltak a Csatkai Formációhoz kapcsolódó barnakőszenes mocsári kifejlődések. A dobai külfejtés ÉK-i oldalán, a felszín közelében oligocén agyagra települve 20-25 cm vastagságú agyagos barnakőszénréteg volt megfigyelhető, fedőjében kavicsos, homokos agyaggal. A képződményről BARICZÁNÉ SZABÓ (1999) is beszámolt. Az utóbbi években a Csákberényhez közeli orondpusztai kőbánya fejtése szenes agyagrétegeket tartalmazó oligocén képződményeket tárt fel a bauxitos agyag fedőjéből (VII. tábla, 3.). Az előkerült Mollusca-fauna édesvízi vagy alig

82 sós (3‰ sótartalmú) vízre utal (Kókay J. szóbeli közlése, 2005). A kőfejtő szomszédságában, a fúrásokban látható szenes pala, szenes agyag stb. is valószínűleg ebbe a tagozatba sorolható. c Kérdőjelesen a Csatkai Formáció SÁRISÁPI TAGOZATÁHOZ (ssOl1) — ssOl — soroljuk a csókakői Csóka-hegy kilátójától K-re és KÉK-re 100–500 méterre található, a térképezés során megismert tűzkőtörmeléket, tűzkőtörmelékes agyagot („szpikulit”), továbbá a Csákberénytől ÉÉK-re kb. 1800 m-re fúrásokban, kisebb kutatógödrökben feltárt „fehér agyagot”, homokot, kavicsot. Az Alcsútdoboz Ad–3 fúrás újravizsgálata során a Tardi Agyag Formáció fedőjében (~507–620 m között) felfelé finomodó üledékciklusokból felépülő, terresztrikus rétegsort ismertünk fel. A cikluskezdő kavics vagy homok felfelé aleuritba, majd tarka, vagy vörös agyagba megy át (VIII. tábla, 3.), amely helyenként szervesanyagban dús, illetve széncsíkot tartalmaz (547 m-ben). A durvaszemcséjű üledék a folyómedret jelezheti, míg az agyagos részek ártéri körülmények között rakódhattak le. A terresztrikus rétegsor felfelé fokozatosan, de gyorsan, homok és aleurit váltakozásával a Kiscelli Agyag Formációba megy át. A korábban Hárshegyi Formációba sorolt (BÁLDI 1983) terresztrikus képződmények értelmezésünk (illetve Bernhardt B. szóbeli közlése szerint) a Csatkai Formációba tartoznak. Elterjedés, vastagság. A formáció típusterülete az ÉK-Bakony és a Vértes közötti térség (sztratotípus: Csatka Csk–1 fúrás). Ettől É-ra a Duna vonaláig, ÉK-re és K-re a Gerecse és a Vértes mezozoos tömegéig általánosan elterjedt. A Vértes DNy-i előterében Fehérvárcsurgó–Söréd–Csákberény környéki fúrásokból ismert. Felszíni kibúvásai, legtöbbször kötött meszes homok, laza homokkő formájában, Oroszlány és a szépvízéri mintaraktár környékén számos helyről ismertek: a XXI. akna épületei mögötti, és a XXI. és XXII. aknát összekötő futószalag menti bevágásokból, a vértesszentkereszti kolostorromtól É-ra, valamint Gerencsérvártól ÉÉNy-ra 550 m-re, a patakbevágásból. A Kisalföld peremén a felszíni kavicsleplek alapján jelölhető ki a formáció elterjedése. Vastagsága a térképlap által ábrázolt területen néhány m-től több száz m-ig terjed. A Dadi-hát felett néhányszor 10 m, míg a pusztavám–bokodi mélyzónában a formáció vastagsága meghaladja az 500 m-t (Oroszlány O–2337 fúrásban vastagsága 542,5 m, az O–2342 fúrásban 559,1 m), egyes területeken (pl. a bokodi Oroszlány O–2386 fúrásban) a 600 m-t is túllépi. A Móri-árok térségében a legvastagabb megfúrt rétegsor 816 m (Mór M–16) volt úgy, hogy a feküt nem ütötték meg. A Móri-árokban hosszában haladó szeizmikus reflexiós szelvények alapján azonban a rétegtani vastagság megaladhatja az 1000 m-t. A lepusztult szakaszt is figyelembe véve, az eredeti vastagság akár 1200 m is lehetett. Ősmaradványok, kor. A formáció ősmaradványokban szegény. BÁLDI malakológiai vizsgálatai alapján az Oroszlány O–2348 és O–2386 fúrásban a Csatkai Formáció a következő szárazföldi és édesvízi taxonokat tartalmazza (BÁLDI 1985, BÁLDI,TARI 1989): Unio inaequiradiatus, Unio sp., Sphaerium sp., Theodoxus sp., Brotia escheri, Melanopsis sp., Pomatias antiquum, Pomatias sp., Radix sp., Planorbis sp. Physa (?) sp., Succinea (?) sp., Archaeogopis imbricatus, Archeozonites sp., Miozonites cf. algiroides, Helicidae. Szárazföldi levél- és termésmaradványok a térképezés során nagy mennyiségben kerültek elő az Oroszlánytól D-re kb. 5 km-re, a Gerencsérvártól ÉÉNy-ra 550 m-re, a szeméttelep D-i oldalánál található kis patak bevágódásának finomszemcséjű homok-, homokkőrétegeiből. E lelőhely környékéről korábban is kerültek elő növénymaradványok (SOLT P. és LÁSZLÓ J. gyűjtése, 1979, Magyar Állami Földtani Intézet gyűjteménye). A képződményekből HABLY L. a következő zárvatermő taxonokat határozta meg (53. ábra): Daphnogene bilinica, Daphnogene lanceolata, Daphnogene sp., Lauraceae gen. et sp., Eotrigonobalanus furcinervis, Leguminocarpon sp., Leguminosae gen. et sp., Quercus sp., cf. Platanus neptuni, cf. Engelhardia orsbergensis, cf. Rhus sp. Uralkodó mennyiségben az Eotrigonobalanus furcinervis és a Leguminocarpon sp. fordul elő. HABLY szerint kormeghatározás szempontjából az Eotrigonobalanus furcinervis-nek van jelentősége, mivel ez a faj csak a kiscelliben fordul elő, az egribe nem megy át. A fentebb említett növénymaradványos feltárásban a makrofauna jórészt vékonyhéjú, rossz megtartású Molluscákból áll. Helyenként nagy számban fordulnak elő a Brotia escheri faj tornyos, díszített csigaházai. A kagylók alárendeltebbek, a Brotia escheri és Planorbis sp. társaságában Unio inaequiradiatus maradványok figyelhetők meg. Az Unio inaequiradiatus a bajor molassz katti részére jellemző (WOLFF 1897). Az oroszlányi növénymaradványos rétegek keletkezése — a katti Molluscák és a kiscelli flóramaradványok együttes jelenléte alapján — késő-kiscellinek valószínűsíthető. A Pusztavám Pv–980 mélyfúrás 109,6–112,0 méterközének fúrómagjából KRETZOI (in JÁMBOR et al. 1971) egy Heterocricetodon (Alsocricetodon) telonii új rágcsáló fajt írt le (KORDOS 1992). A csákberényi eocén kőfejtő tarkaagyagos szárazföldi hasadékkitöltéséből KRETZOI (1940) a Protaceratherium albigense fajba sorolt orrszarvú fogmaradványait ismertette (a leletek a Magyar Természettudományi Múzeum Föld- és Őslénytárában vannak V.60.184-294. lelt. számok alatt). A felső-oligocén széntelepes rétegekhez csatlakozva Vértessomlyóról a mocsári élőhelyhez alkalmazkodott Anthracotherium magnum foga ismert (VITÁLIS 1939, SZENTES 1968). Az Oroszlány O–2433 mélyfúrás 180 méteres mélységéből, zöldesszürke színű, levelesen elváló oligocén agyagmárgából 1986-ban egy kistermetű párosujjú patás (Artiodactyla indet.) tíbiájának disztális töredéke, ill. annak lenyomata került elő. Az orondpusztai feltárás szervesanyagban gazdag, sötét színű rétegekből előkerült mocsári csigafauna Kókay (szóbeli közlés) szerint az oligocénre utal. A rétegek sporomorpha-tartalma (szinte kizárólag Nymphaeacea-maradványok) NAGYNÉ

83 53. ábra. 1 — Növénymaradványokat tartalmazó oligocén homokkő feltárása (Csatkai Formáció) az Oroszlánytól délre lévő szeméttelep alatti völgyben (SI), 2 — Eotrigonobalanus furcinervis széles levélforma, 3 — Leguminocarpon sp. termés, 4 — Daphnogene lanceolata, 5 — Daphnogene bilinica, 6 — Eotrigonobalanus furcinervis keskeny levélforma, 7 — Eotrigonobalanus furcinervis széles levélforma. Hably L. határozásai. Minden levélmaradvány 2× nagyításban (LZ) Figure 53. 1 — Oligocene sandstone (Csatka Formation) containing plant remains in the valley next to the waste depo South of Oroszlány (SI), 2 — Eotrigonobalanus furcinervis broad leaf shape, 3 — Leguminocarpon sp. pod, 4 — Daphnogene lanceolata, 5 — Daphnogene bilinica, 6 — Eotrigonobalanus furcinervis, narrow leaf shape, 7 — Eotrigonobalanus furcinervis broad leaf shape. Determined by L. Hably. Every leaf is M: 2× (LZ)

84 Bodor E. vizsgálatai alapján (szóbeli közlés) a késő-miocén kort valószínűsíti. Az emlősmaradványok alapján a vizsgált rétegek lerakódása a késő-miocént megelőzően történhetett. A paleomágneses vizsgálatok arra utalnak, hogy az orondpusztai rétegek inkább oligocén korúak, mivel más, Dunántúli-középhegységben mintázott oligocén üledékkekkel hasonló, óramutató járásával ellentétes 30–40°-os forgást mutatnak (BENKŐ et al. 2005). A Szápári Tagozatból származó minták vitrinitreflexió-értékei (0,42–0,44) is az oligocénre jellemzőek és nem a pannóniaira (Hámorné Vidó M. szóbeli közlése). Ezek az adatok — a sporomorphákat leszámítva — nincsenek ellentmondásban a szenes rétegcsoport Szápári Tagozatba történő sorolásával, de az eddigieknél pontosabb kort nem adnak. Az előbbiek alapján bizonyítást nyert, hogy a Csatkai Formáció lerakódása már a kiscelli végén megkezdődött, erre mutatnak a benne talált növénymaradványok és az alsó-oligocén tengeri képződményekkel megfigyelt összefogazódása az Ad–3 fúrásban. Az ÉNy-i előtér fúrásainak tengeri befogazódása jelzi a Mányi Formációval való heteropikus kapcsolatot, azonban ennek korbeli viszonya a kiscelli-egri határhoz nem tisztázott. A lerakódás végének időpontját továbbra is homály fedi. Nem nyert igazolást az sem, hogy a formáció képződése már az oligocén elején megkezdődött volna. Ráadásul ezen időszak alatt kellett megtörténnie az infraoligocén denudációnak. A formáció általunk javasolt kora tehát késő- kiscelli–egri. Megállapításunk összhangban áll a Csatkai Formáció litosztratigráfiai helyzetét bemutató legutóbbi elképzelésekkel (GYALOG, BUDAI szerk. 2004) Képződési környezet. A formáció ciklusos felépítésű folyóvízi sorozat, lokális tavi-mocsári betelepülésekkel. BÁLDI, TARI (1989) a felfelé durvuló kavicsos homoktesteket övzátonyként értelmezte. A felfelé finomodás az övzátonyok vándorlását jelzi, míg az időszakosan elöntött ártéren főleg pelitek lerakódása történt. Az ártéren lefűződött morotvákban élhettek a tavi környezetet jobban kedvelő csigák. A Brotia escheri csiga mind álló, mind áramló édesvízben (folyókban) megél. Állóvizet jelez a Planorbis és Radix fajok gyakori jelenléte. Az Oroszlány O–2386 fúrás vizsgálata alapján (BÁLDI, TARI 1989) a nagy vastagságú oroszlány–pusztavámi oligocén összlet magasabb részén, a Csatkai Formációban állóvízi faunák jellemzőek, és a fluviatilis fáciest fokozatosan lakusztris váltja fel. Az Oroszlánytól D-re kb. 5 km-re lévő szeméttelepi feltárásból előkerült növénymaradványok HABLY szerint ártér közelségét jelzik, amelyet alátámaszt az uralkodó mennyiségben előforduló Eotrigonobalanus furcinervis is.

m MÁNYI FORMÁCIÓ ( Ol1–2) — mOl

Litológia, település. A Mányi Formáció rétegsora alapvetően finomszemcséjű törmelékes üledékek (ho- mok–aleurit–agyag és ezek kötött változatai) váltakozásából épül fel, amelyben alárendelten kavics-, konglomerátum-, valamint tarkaagyagrétegek és kőszénzsinórok is megjelennek. A kavics általában aprószemcséjű, anyaga uralkodóan metamorf eredetű (kvarcit, lidit, gneisz, fillit, szericitpala). A formáció kőzeteinek színe szürke, zöldesszürke, sárgásszürke, mállottan sárgásbarna (VIII. tábla, 1.). A rétegek vastagsága 1-2 dm-től néhány m-ig terjedhet, az egyes rétegeken belül gyakran megfigyelhető a szemcseméret fokozatos növekedése, amelyet hirtelen a szemcsenagyság csökkenése követ, és ez a tendencia a geofizikai szelvényeken is megmutatkozik (BERNHARDT,INCZE 1998). Szárligettől É-ra, a Mesterberekre vezető út és a vasút között levő homokbányában a formációra jellemző, homok és kavics válta- kozásából álló rétegsor van feltárva. A homok- ban kis szögű elmosási felszínek, lapos szögű keresztlamináció jelenik meg. A kavics- rétegekben előforduló izolált Mollusca-héjak és -héjtöredékek egyértelműen jelzik a tengeri környezetet (VIII. tábla, 2.). A litológiai, szedimentológiai jellegek tengerparti környe- zetre utalhatnak. A homokbányával szemben, az út bevágásában 50-80 cm nagyságú, visszafelé hajló peremű tálra emlékeztető módon a lemezes homok gyűrt formát mutat, ami valószínűleg vízkiszökési szerkezetnek 54. ábra. Vízkiszökésre utaló szerkezet a Mányi Formációba tartozó homokkőben a értelmezhető (54. ábra). Szárligettől É-ra vezető út bevágásában (FL) A Mányi Formáció részben eocén, részben Figure 54. Water escape structure in sandstone belonging to the Mány Formation in a idősebb képződményekre települ, illetve az road-cut north of Szárliget (FL)

85 Óbaroki Formáció fedőjét képezi. A térképezési terület K-i határától néhány kilométerre mélyült Alcsútdoboz Ad–3 fúrás a Mányi Formáció fekvőjében Kiscelli Agyagot tárt fel (MAGYARNÉ NÁDAS 1989). A formáció fedőjében miocén vagy fiatalabb üledékek települnek diszkordánsan. Legidősebb fedőképződményként a kárpáti korú Fóti Formáció jelenik meg, bár ez is csak a területen kívül eső, fentebb említett Ad–3 fúrásból ismert. A Mányi Formáció DNy felé, az oroszlányi szénmedence legmélyebb, Ny-i részén, az Oroszlány O–1891, –2260, –2348, –2386 fúrásban (Oroszlány–Bokod–Pusztavám térségében) laterálisan összefogazódik a Csatkai Formációval (l. elvi rétegoszlop, hátsó borító. Kecskéd–Kömlőd–Kocs környéki fúrásokban a terresztrikus oligocén rétegsor középső részén vékony elegyes vízi delta, ÉNy-on (Kocs–4 fúrás) tengeri lagunáris fáciesű betelepülések jellemzőek (BERNHARDT et al. 1988). Az egység alsó harmadában, esetleg a bázisán széntelepes összlet is kifejlődhet, amelyet újabban MOGYORÓSI m TAGOZATKÉNT( mOl1) — mmOl — különítenek el. (GYALOG, BUDAI szerk. 2004). Ez az egység magában foglalja a korábbi hivatalos litosztratigráfiai felosztás (GYALOG szerk. 1996, CSÁSZÁR szerk. 1997) szerint részben a Hárshegyi Formáció Esztergomi Tagozatába, részben a Mányi Formáció Vértessomlói Tagozatába tartozó széntelepes összletet. A tagozatot barnakőszén, szenes agyag, molluscás márga alkotja. Ennek diszkordáns települését figyeltük meg a vértessomlói külfejtésben, és ezt igazolta a terület fúrásos feltárása is (GERBER 1987). Ez a tagozat bukkanhat elő a Gesztesi-eltolódás mentén létrejött kis pull-apart süllyedékben, melyet a Várgesztes Vgt–2-es fúrás is feltárt, és amely TAEGER (1909) szerint szenes rétegeket is tartalmaz. Elterjedés, vastagság. A formáció típusterülete a mányi eocén medence, ahol legnagyobb vastagsága 600 m körüli (KORPÁS 1981). A térképezett területen a legnagyobb vastagsága mintegy 400 m, amelyet a Bicske térségében mélyült fúrásokból ismerünk (pl. a Bicske B.N. XVIII fúrás 394,6 m vastagságban harántolta, de vastagsága számos környező fúrásban is meghaladja a 300 m-t). A Vértes ÉNy-i előterében Oroszlány–Kocs–Nagyigmánd térségéig mutatható ki, ahol a Csatkai Formációba ékelődve fokozatosan elvékonyodik. DNy felé, a Móri-ároktól ÉK-re kiékelődik, míg ÉNy felé a teljes kiékelődés csak feltételezhető (BERNHARDT, INCZE 1998), ahol vastagsága is bizonytalan, mivel a rétegsorokban a Csatkai Formáció üledékeitől nem különíthető el biztonsággal (pl. Császár Cá–3, –5, Szend Sze–3, Szák K–9, Dad Ta–824 fúrások). KORPÁS (1981) szerint legnyugatabbi előfordulása a Kocs–7 fúrásból ismert, bár a közelmúltban újraértékelt fúrási adatbázis (in GYALOG et al. 2002, GYALOG szerk. 2002) alapján itt mindössze a Csatkai és a Somlóvásárhelyi Formáció jelenléte feltételezhető. A Mogyorósi Tagozat üledékei a térképezési területen Vértessomló–Oroszlány környékéről ismertek. A széntelepes összlet vastagsága általában néhány m, néhány fúrás rétegsorában kivételesen meghaladja a 20 m-t (Tatabánya Ta–1086, –1315, Vértessomló Vs–158). Ősmaradványok, kor. A brakk vízi üledékekre a Tympanotonus–Polymesoda-együttes jellemző a Polymesoda convexa („cyrenás rétegek”), Tympanotonus margaritaceus, Potamides, Pirenella Mollusca-fajokkal (BÁLDI 1973, 1985). Az Oroszlány O–2348 és –2386 fúrás e formációba tartozó, normál sótartalmú, sekélytengeri rétegeiből Nucula nucleus, Tellina nysti, Lucina sp., Ostrea-, Acanthocardia-, Dentalium-maradványokat említenek (BÁLDI 1985, BÁLDI, TARI 1989). A Mányi Formáció növénymaradványos és tengeri faunás (Glycymeris sp.) rétegeit tárja fel a tatabányai nagy temető közelében az egykori iszapoló ÉNy-i sarkának oldalfala. A formáció édesvízi betelepüléseiben brotiás–viviparusos együttes található. TAEGER (1909) a vértessomlói széntelepes összlet (Mogyorósi Tagozat) homok-közbetelepüléseiből Anthracotherium magnum fogakat említett. A formáció korára a Vértesben nem került elő közvetlen új adat. Mivel a formáció a Csatkai Formációval összefogazódik, így valószínű, hogy annak kora a Mányi Formációra is igaz, azaz keletkezése a kiscelli végén kezdődött és a késő-oligocében is tartott. Képződési környezet. A formáció sekélylagunáris kifejlődésű, amelyet ismétlődő csökkent sós vízi – tengeri fácies váltakozása jellemez. A transzgressziós jellegű rétegsor mélyebb része uralkodóan csökkent sós vízi, a magasabb részén a tengeri kifejlődés válik dominánssá. A „pectunculuszos” rétegek sekély self környezetben rakódtak le. A Mogyorósi Tagozat limnikus-paralikus kifejlődésű. Az Oroszlány O–2348 fúrásban BÁLDI (1985) egy rövid időtartamú tengerelöntési eseményt tükröző teljes üledékciklust mutatott ki. Vizsgálatai alapján a folyami-tavi fáciest (Csatkai Formációt) 137–90 m között felváltó, Polymesoda–Tympanotonus kommunitással jellemzett csökkent sós vízi – édesvízi őskörnyezeti viszonyok (3–10‰ sótartalom) lassú transzgressziót és meleg-szubtrópusi klímát jeleznek. A transzgresszió előrehaladását tükrözi 90–60 m között a sekélytengeri üledékképződési környezet, normál sótartalmat jelző ősmaradványokkal (Dentalium, Nucula, Tellina stb.). A tengeri közbetelepülést fedő brakk vízi rétegek (37–30 m között) regressziót jeleznek. A rétegsor legfelső szakaszából leírt szárazföldi csigák a folyami-tavi viszonyok visszatérését mutatják. Báldi szerint a Mányi Formáció lerakódása idején a tenger maximális mélysége 20–30 m lehetett. Hasonló fáciessorozatot mutatott ki az Oroszlány O–2386 fúrás oligocén rétegsorában, ahol a Csatkai Formáció szárazföldi-édesvízi üledékei között sekélytengeri normál sós vízi faunát (Tellina, Nucula, Acanthocardia, Lucina stb.) tartalmazó rétegek utalnak transzgresszióra.

86 NEOGÉN

WINKLER (1883) a Gerecse és a Vértes földtani viszonyaival foglakozó munkájában területünkön Óbarok és Csabdi környékéről említett neogén képződményeket. TAEGER (1909) leírásában a Vértes ÉNy-i előteréből említett, és a „II. mediterrán emeletbe” helyezett „tengeri konglomerátokat és kavicsképződményeket”a későbbi kutatók (ÁDÁM 1959, p. 282) negyedkori teraszüledékeknek tekintették. A bicskei „neogén öböl”, valamint a szomszédos Zsámbéki-medence felépítésében jelentős szerepet játszó, és a térképezett terület egy részén is kifejlődött miocén képződményekkel számos kutató foglalkozott. JASKÓ (1943a, b) a Bicskei neogén öböl földtani viszonyait ismertető tanulmányaiban az általunk térképezett terület K-i határán előforduló oligocén és miocén képződményeket is jellemezte, szerkezetföldtani és fejlődéstörténeti leírást közölt. Bauxitkutatási céllal végzett későbbi földtani felvételező munkái eredményeként összefoglalást adott a Bicske–Szár–Újbarok környéki miocén üledékekről is (JASKÓ 1945, 1950). Az 1960-as éveket követően a Vértes előtereinek és a Zsámbéki-medence neogén képződményeivel kapcsolatban JÁMBOR (1967a, 1969, 1975, 1977) végzett kutatásokat, elvégezve a képződmények korszerű litosztratigráfiai besorolását is. A badeni és szarmata képződmények lito- és biosztratigráfiai vizsgálatáról KÓKAY (1989) adott összefoglalást. A Zsámbéki-medence kén- és gipsz-, illetve alginittartalmú neogén üledékeiről JÁMBOR (1976), valamint RAVA S Z , SOLTI (1980) közölt adatokat. A szarmata képződmények ősmaradványainak ismertetését BODA (1959) monográfiája foglalta össze. TAEGER (1909) elsősorban HALAVÁTS (1902) tanulmányára tanulmányára alapozva ismertette, alapvetően máig érvényesen, a Vértes belsejében és peremvidékein felszínre bukkanó pannóniai képződményeket, külön kiemelve az abráziós kavicsot. Az 1960-as években a Vértes K-i előterében mélyült bauxitkutató fúrások (Csá– jellel) pannóniai rétegsorait is részletesen vizsgálták (JÁMBOR 1980, HAJÓS 1971, TÓTH K. 1979). A Vértes Ny-i előtere pannóniai képződményeinek sávos felszíni elrendeződését az 1973. évi reambuláció tisztázta (BERNHARDT et al. 1974).

MIOCÉN

A magyarországi miocén időrétegtani tagolása eltér a nemzetközi standardtól, amelynek legfőbb oka a Paratethys és az egykori világtenger üledékei között fennálló rétegtani korreláció nehézségeiben keresendő. A különböző regionális rétegtani beosztások azonban nem csak egymással ellentmondásosak, hanem az egyre pontosabbá váló geokronológiai skálával is. A kronosztratigráfiai besorolásában megnyilvánuló következetlenségek a miocén képződményeknek a hazai földtani térképeken használt földtani azonosító kódjaiban (a „földtani indexekben”) is kifejezésre jutnak (GYALOG szerk. 1996). A miocén idősebb szakaszába sorolható képződmények esetében ugyanis az országos jelkulcs az emeletnevek kezdőbetűjét alkalmazza a koron belüli tagolásra (pl. a kárpátiba sorolt Fóti Formáció jele fMk). Ez a gyakorlat nem csak a rétegtani skála idősebb szakaszától tér el (ahol a rendszeren belüli alsó-, középső- és a felső-sorozatot számok jelölik, pl. a f felső-triász Fődolomit jele T3), de a miocénen belül sem következetes, mivel a „pannóniai” a miocénnel egyenrangú egységként jelenik meg. A „pannóniai” formációk esetében használatos indexek középső betűje tehát nem fejezi ki a t képződmények felső-miocénbe tartozását (pl. a Tihanyi Formáció jele Pa2). Ezeknek az ellentmondásoknak a feloldására a Vértes térképén azt a formát alkalmaztuk a miocén képződmények indexelésére, amely megfelel a standard skála szerinti bontásnak (GRADSTEIN et al. 2004), tehát az alsó-, középső- és felső-miocént az alsó indexben szereplő számok jelölik (pl. f f t t Mk helyett M2 és Pa2 helyett M3).

ALSÓ-MIOCÉN Eggenburgi(?)–ottnangi sv SOMLÓVÁSÁRHELYI FORMÁCIÓ ( M1)

Korábban „helvéti kavicsos képződmények” (JÁMBOR, KORPÁS 1971), „helvét áthalmozott szárazföldi kavics és kovásodott konglomerátum, homokos agyag, tarkaagyag közbetelepülésekkel, kövült fatörzsek” (KÓKAY in DEÁK szerk. 1972, p. 160), illetve „Csatkai Kavics Formáció Noszlopi Széntelepes Tagozat” (KORPÁS 1981) néven vált ismertté a képződmény. A formációba szárazföldi és édesvízi mocsári eredetű üledékek (kavics, homok, aleurit, agyag, tarkaagyag, szenes agyag – agyagos barnakőszén, bentonitos agyag közbetelepülésekkel) tartoznak (SELMECZI 1989). A Somlóvásárhelyi Formációba tartozó terresztrikus képződményeket a Vértes ÉNy-i előterében, a térképezett terület határain kívül több fúrás (pl. Kocs–3, –4, –5, Csép–1) harántolta a Csatkai Formáció fedőjében. A két litosztratigráfiai egység elkülönítése fúrási rétegsorokban nehézségekbe ütközik, ezért a Somlóvásárhelyi Formáció megléte a Vértes ÉNy-i előterének a térképezett területre eső részén csak valószínűsíthető.

87 Kárpáti f FÓTI FORMÁCIÓ ( M1)

A Vértes DK-i előterében feltételezhető a tengeri kifejlődésű kárpáti képződmények jelenléte. A térképezési terület határán kívül, Gyúró község térségében ismerünk tengeri kárpáti üledékeket. A községtől ÉNy-ra lemélyített Alcsútdoboz Ad–3 fúrás kavicsos mészkő, konglomerátum-, homokkő-, homokrétegekből felépülő „bryozoás–balanusos” üledéksort tárt fel, amelyből gazdag Pectinidae-fauna is előkerült (KÓKAY 1988). A rétegsor diszkordánsan az oligocénre települ. Hasonló kifejlődésű kárpáti tengeri képződmények ismertek a Gyúró Gy–1 fúrásból is (KÓKAY 1969).

ALSÓ–KÖZÉPSŐ-MIOCÉN Kárpáti–badeni pe PERBÁLI FORMÁCIÓ ( M1–2)

Litológia, település. A Perbáli Formációt (korábban Zsámbéki Formációt; JÁMBOR 1977, CSÁSZÁR, HAAS szerk. 1983) cikluskezdő szárazföldi agyag, tarkaagyag, bentonitos agyag, agyagmárga, homok és kavicsos homok alkotja tufa- és tufitbetelepülésekkel. A Mányi-medencében a Perbáli Formáció eróziós és szögdiszkordanciával települ a Mányi Formációra. Az oligocén rétegsor felső, 5–30 m vastag feloxidált szakasza arra utal, hogy a miocén üledékek lerakódását hosszú (kb. 7-8 millió év) szárazföldi időszak előzte meg (JÁMBOR 1977, KÓKAY 1989). A Mányi-medencében a Perbáli Formációra üledékfolytonosan Szilágyi Agyagmárga, vagy diszkordánsan szarmata összlet települ. Fehérvárcsurgó környéki fúrási rétegsorokban (pl. Fehérvárcsurgó Fcst–5, Fcs–4, –15, –160) a formáció fekvőjében oligocén vagy eocén képződmények (Csatkai és Kincsesi Formáció) figyelhetők meg, fedőjében általában a Hidasi Formáció települ. Az Fcs–160 fúrásban a Perbáli Formáció mélyebb részén alsó-badeni tengeri faunát tartalmazó homokos agyagmárga (Bádeni Formáció?) települ közbe mintegy 13 m vastagságban. Ugyanebben a fúrásban, a Perbáli Formációban — a tengeri közbetelepüléshez képest magasabban — két, egyenként 20 cm vastagságú dácittufa betelepülés is kimutatható volt. Elterjedés, vastagság. A formáció a térképezett területen Fehérvárcsurgó környékén mutatható ki, valamint a térképlap ÉK-i sarkánál, a Mányi-medencében feltételezhető. Itt, a terület ÉK-i sarkától 600 m-re É-ra lemélyített Mány M–4 fúrásban a vastagsága 46 m volt. Szintén a területen kívül, Gyúró térségében a Gy–1 fúrás 63,0–207,5 m között tárta fel a Perbáli Formáció üledékeit (KÓKAY 1969). A tarkaagyag, tufás és bentonitos agyag, bentonit, kavics és homok a kárpáti tengeri képződmények (Fóti Formáció) fedőjében figyelhető meg. Fölötte felső-badeni „lajtamészkő” települ. Az oligocén és fiatalabb miocén szárazföldi képződményektől való nehézkes elkülönítése miatt a fehérvárcsurgói területen pontosabb vastagságértékek nem adhatók meg; a formáció maximális vastagságára vonatkozóan itt is néhányszor 10 m valószínűsíthető. A Fehérvárcsurgó Fcs–160 fúrásban a formáció vastagsága 100 m közelében van. Ősmaradványok, kor. A formáció ősmaradványokban szegény. Jellemzőek a lombosfalevél-lenyomatok és a féreglakócső-kitöltések. JÁMBOR (1967a, 1977) szivacstűmaradványokat, korra nem jellemző, miocén és idősebb képződményekből áthalmozott Foraminiferákat említ. Korjelző ősmaradványok hiányában a formáció kronosztratigráfiai besorolásához a piroklasztikum-közbetelepülések nyújtanak támpontot. A Dunántúlon több, biosztratigráfiai alapon korolt badeni rétegsor (pl. Nagygörbő Ng–1, Tapolca Tpt–3, Gyepükaján Gy–6) tufa- és tufitközbetelepülései a kora-badeniben lezajlott vulkanizmus termékei. A terület határától 8–10 kilométerre K-re a Perbál P–6 fúrás a szárazföldi rétegsor alján andezittufa betelepülést tárt fel, amely feltehetően a Börzsöny–Visegrádi-hegység kora-badeni andezitkitöréséből származtatható (KÓKAY 1989). Mindezek alapján a Perbáli Formáció képződése a kora- és középső-badeni idejére, egy részének lerakódása esetleg a késő- kárpátira tehető. Képződési környezet. A formáció szárazföldi eredetű. Sekély, édesvízi, időszakosan csökkent sós vízi környezetben rakódott le, amely gyakran teljesen kiszáradt.

KÖZÉPSŐ-MIOCÉN Badeni b BÁDENI FORMÁCIÓ ( M2) Litológia, település. A Bádeni Formációt szürke, zöldesszürke agyag és agyagmárga (lokálisan homok) alkotja, helyenként feldúsuló puhatestű- és Foraminifera-faunával. Elterjedés, vastagság. A formáció jelenléte a térképezési terület DK-i peremén feltételezhető. A terület határán kívül eső, Vál közelében mélyített Csákvár Csv–18 fúrásból egy bizonytalan adatunk van a Bádeni Formáció előfordulására (GYALOG,HORVÁTH szerk. 2004, pp. 87–88). E rétegsorban az alsó-pannóniai üledékek fekvőjében települő 1,7 m vastagságú glaukonitos homokkő kifejlődést KORECZNÉ LAKY (1968, p. 70) Foraminifera-vizsgálatok alapján az alsó-

88 badenibe sorolta. A réteg feküjét oligocén agyagmárgás aleurit (Mányi Formáció) képezi. A kis vastagságú képződményben kimutatott taxonok jelenléte a felső-oligocénben sem ismeretlen, ami kétséget ébreszt a kifejlődés badeni korát illetően. Megjegyzendő, hogy a Dunántúli-középhegység pannóniai képződményeivel foglalkozó monográfiájában JÁMBOR (1980, p. 42) a Csv–18 fúrásban a pannóniai képződmények fekvőjeként oligocént jelölt. A Lovasberény Lb–II fúrásban SCHRÉTER, MAURITZ (1952, p. 251) Foraminifera-vizsgálatokra alapozott véleménye szerint a pannóniai rétegek alatt feltehetően „torton” (=badeni) képződmények (szürke agyag, homokos agyag) települnek. Mai ismereteink szerint a felsorolt taxonok nem csak az alsó-badenire, de az ottnangi és kárpáti emeletre is jellemzőek. SCHRÉTER besorolását bizonyos fenntartással elfogadva a képződmény a Badeni Formációba sorolható, és elterjedése a Velencei-hegység É-i előterében lévő süllyedékben NyDNy–KÉK irányban húzódva valószínűsíthető. Kérdőjelesen ugyancsak e formációba soroljuk a község D-i végén lemélyített Lovasberény Lb–III fúrás megfelelő rétegeit (SELMECZI, KÓKAY in GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004, p. 88). Figyelmet érdemelnek, és további vizsgálatokat igényelnek a Lovasberény melletti Csákvár Csv–31 fúrás alsó- pannóniai rétegsorán belül, 271,0–281,0 m között települő szürkészöld agyag, kavicsos agyag kifejlődések, amelyből SÜTŐNÉ SZENTAI (in CSILLAG et al. 2003) meleg, szubtrópusi éghajlatot jelző, és a középső-miocénre jellemző sporomorpha-együttest mutatott ki. A pannóniai flóraképbe nem illő együttes felfogható reliktumként is, de áthalmozódhatott a középső-miocénből is. A fúrás közvetlen közelében húzódó Nadapi-vonal (DUDKO szerk. 1999) késő- miocén elején történt esetleges felújulása ugyanis a környező terület idősebb képződményeinek lepusztulását, és a pannóniai üledékgyűjtőbe való átülepítését eredményezhette. A középső-miocén taxonok nagy gyakorisága és a pannóniai alakok hiánya ilyen jellegű hirtelen, nagy tömegű anyagbehordásra enged következtetni (CSILLAG et al. 2003). Némi bizonytalansággal a formációba sorolhatók a Fehérvárcsurgó Fcs–4 és Fcs–160 fúrásban észlelt tengeri agyagmárga kifejlődések. Az Fcs–4 fúrásban a 25 m vastagságú képződmény a triász alaphegységre települ, fedője a Hidasi Formáció. Az Fehérvárcsurgó Fcs–160 fúrásban a tengeri képződmény a Perbáli Formáció 13 m vastag közbetelepüléseként figyelhető meg. Ősmaradványok, kor. A vizsgált területen SCHRÉTER, MAURITZ (1952) a Lovasberény Lb–II fúrás homokos agyag üledékeiből Robulus cultratus, R. inornatus, Robulus sp., Miliolina sp., Textularia carinata, Uvigerina pygmea, Bolivina sp., Triloculina sp., Dentalina filiformis, Gyroidina soldanii, valamint Globigerina bulloides Foraminiferákat említett, Echinodermata-maradványok társaságában. KORECZNÉ (1968) a Csákvár Csv–18 fúrás oligocénre települő glaukonitos homokkő rétegéből Amphisteginákat és süntüskéket mutatott ki. Az Fcs–160 fúrás ide sorolt rétegeiből halmaradványokat, szivacstűt és Echinoidea-maradványt említenek. Képződési környezet. A Bádeni Formáció nyíltvízi medence fáciesű képződmény. A környező területeken a kisalföldi mélyfúrásokból több száz m vastagságban ismert és a Várpalotai-medence rétegsoraiban is elkülöníthető.

h HIDASI FORMÁCIÓ ( M2)

A Hidasi Formációba soroljuk a badeni korszak során kifejlődött, lokálisan barnakőszéntelepeket tartalmazó oszcillációs rétegsorokat. Litológia, település, vastagság. A Hidasi Formáció a fehérvárcsurgói terület néhány fúrási rétegsorából ismert. Az itt megfigyelhető képződményei a Várpalotai-medence kifejlődéseivel párhuzamosíthatók: elkülöníthető mind a széntelepes összlet (Várpalotai Barnakőszén Tagozat) mind az alginites rétegsor (Loncsosi Alginit Tagozat — GYALOG, BUDAI szerk. 2004). A formáció fekvőjében eocén képződményeket vagy a Perbáli, illetve a Bádeni Formáció rétegeit találjuk. Fedőjét a Gyulafirátóti Formáció alkotja. A formáció vastagsága a fehérvárcsurgói területen 20 m körüli, a Fehérvárcsurgó Fcst–5 fúrásban 27,3 m (KÓKAY 2006). Ősmaradványok, kor, képződési környezet. A Fehérvárcsurgó Fcst–5 fúrásból korjelző értékű ősmaradvány nem került elő. A fekvő és fedőképződmények alapján, valamint a várpalotai terület megfelelő képződményeiről rendelkezésre álló adatok (KÓKAY 1967, 1996) alapján a formáció képződése a késő-badenire tehető. A fehérvárcsurgói badeni rétegsorok jól párhuzamosíthatók a Várpalotai-medence hasonló képződményeivel. A várpalotai üledékgyűjtőben a barnakőszéntelep és a vastag alginites sorozat a Mollusca-fauna alapján édesvízi eredetű (KÓKAY 1996, 2006); a fehérvárcsurgói kifejlődések esetében is ez valószínűsíthető.

sz SZILÁGYI AGYAGMÁRGA FORMÁCIÓ ( M2)

A Szilágyi Formáció a Mecsekből leírt „turritellás-corbulás agyagmárga összlet” (HÁMOR 1970). Területünk földtani felépítésében alárendelt szerepet játszik, a Mányi-medence peremén mindössze néhány fúrásban azonosítható a rétegsorok vázlatos dokumentációja alapján. A szürke, zöldesszürke foraminiferás–molluscás agyagmárga diszkordánsan települ a

89 Mányi Formációra. Fedőjében a Kozárdi Formáció üledékeit találjuk. A térképezett területre eső fúrási rétegsorokban vastagsága 35–62 m között változik (Mány M–24: 61,2 m). A fúrásokban feltárt, uralkodóan homokos agyagmárga, homok, homokkő üledékekben helyenként rossz megtartású tengeri Mollusca-maradványok fordulnak elő. Képződése a késő- badenire tehető. A formáció partközeli–nyíltvízi környezetben (sekély neritikus övben) rakódott le.

l LAJTAI MÉSZKŐ FORMÁCIÓ ( M2)

A Dunántúli-középhegység területén a korábban Pécsszabolcsi és a Rákosi Formációba sorolt, „alsó-„ és „felső- lajtamészkő” néven ismertté vált képződmények tartoznak a Lajtai Formációba (MÜLLER 2000). A Vértes DK-i l előterében kifejlődött lajtamészköveket a formáció RÁKOSI MÉSZKŐ TAGOZATÁBA (rM2) — soroljuk (GYALOG, BUDAI szerk. 2004). Litológia, település. A formációt sekélytengeri mészkő, corallinaceás mészkő, molluscás-mészalgás mészkő, kalkarenit és meszes homokkő építi fel. A Mányi-medence mészkőkifejlődéseiben lokálisan vékony dolomitréteg is előfordulhat. A Vértes DK-i előterében a formáció gyakran két eltérő egységre, az alsó, kavicsos, sziliciklasztos, és a felső, bioklasztos, kérgezett szemcsés karbonátokból álló kifejlődésre tagolódik (MÜLLER 1984, LELKES 1985). A képződmények általában corallinaceás, ditrupás, foraminiferás, Echinodermata- és Mollusca-töredékekből álló grainstone és rudstone szövetű homokos mészkövek (RANDAZZO et al. 1999). A medencebelső irányában foraminiferás, szivacstűket és Bryozoákat tartalmazó wackestone, packstone, floatstone szövetű márgás mészkő, homokos mészmárga kifejlődések jellemzőek. A karbonátos képződmények pados kifejlődésűek. A térségben a formáció diszkordáns, túlterjedő módon az alaphegységre, vagy a középső-miocén szárazulati kifejlődésekre (Perbáli Formáció) települ. Fedőjében szarmata képződmények (Kozárdi és Tinnyei Formáció) ismertek. Elterjedés, vastagság. A terület földtani felépítésében a badeni mészkőkifejlődések szerepe alárendelt, csupán Alcsútdoboz környéki rétegsorokból, valamint a terület határán kívül eső Gyúró Gy–1 fúrásból ismertek. A formációt mintegy 15 m vastagságban harántolta az Alcsútdoboz Ta–450 fúrás, amelyben a „lajtamészkő” a triász alaphegységre települ. Az alcsútdobozi arborétum területén 1873-ban mélyített fúrás a szarmata cerithiumos mészkő fekvőjében mintegy 20 m vastagságban harántolt „torton” üledékegyüttest, amelyet „lajtamészkő” és a bázisán települő kavicsos agyag alkot (JASKÓ 1943b). A Gyúró Gy–1 fúrás a szarmata Tinnyei Mészkő és a középső-miocén szárazföldi rétegek között 3 m vastagságban tárta fel a formáció rétegsorát, amelyben 1 m vastagságú báziskavics fölött fehér homokos mészkő települ. Ősmaradványok, kor. A Mányi-medence fúrási rétegsoraiból származó mintákban nem fordult elő vörösalga (Lelkes Gy. szóbeli közlés). A mikrofaunában gyakoriak a bentonikus Foraminiferák (többek között Peneroplis, Borelis és Miliolina fajok). A makrofaunában a Molluscák, Bryozoák, Echinodermaták, Ditrupák és Decapodák a meghatározóak. A Gy–1 fúrás mészkőkifejlődéséből KÓKAY (1969) a következő faunát határozta meg: Miliolidea sp. (gyakori), Borelis melo, Calliostoma sp., Theodoxus pictus, Rissoa sp., Cerithium europaeum, C. crenulatum communicatum, Cerithiopsis sp., Hinia sp., Conus sp., Bulla sp., Glycymeris obtusata, Modiolus sp., Taras rotundatus, Trachycardium multicostatum, Venus tauroverrucosa, Gastrana fragilis. Ezek alapján a Lajtai Mészkő Formációnak a területen kimutatható Rákosi Tagozata is feltehetőleg a késő-badeni során képződött. Képződési környezet. A Lajtai Mészkő fő tömege normál sótartalmú tengeri, sekélyvízi, partközeli kifejlődésű. A formáció Rákosi Tagozatának (korábban „felső-lajtamészkő”, illetve Rákosi Formáció) magasabb részén a vértesi kifejlődési területen is kimutatható brakk vízi fácies. A Vértes DK-i előterében feltárt „lajtamészkövek” a Budai-hegység D-i előterében és Budapesten, valamint Balaton-felvidéken (Tihany Th–62 és Balatonakali Bak–40 fúrás) előforduló és egyes alföldi (Kaskantyú K–2) kifejlődésekkel párhuzamosíthatók.

Szarmata

Szarmata lerakódások a Vértes K-i, DK-i előteréből ismertek. Változó vastagság és a kifejlődések sokszínűsége jellemzi e képződményeket. A szarmata túlterjed a badenin, a felszínen leginkább az eróziónak ellenálló meszes litofáciesei ismertek.

k KOZÁRDI FORMÁCIÓ ( M2) —kM2

Kozárdi Formációba soroljuk a korábbi leírásokban „cerithiumos rétegek” (STACHE,BÖCKH 1865), „erviliás rétegek” (SCHRÉTER 1912), illetve a litosztratigráfiai nevezéktan bevezetését megelőzően szarmata agyagmárgaként közismert kifejlődéseket.

90 Litológia, település. A formáció rétegsorát uralkodóan szürke, zöldesszürke agyagmárga, aleuritos agyagmárga, csillámos, finomhomokos aleurit, alárendeltebben mészmárga, homok, laza homokkő alkotja, helyenként agyagos barnakőszénzsinórokkal, -betelepülésekkel. Lokálisan diatomás agyagmárga, cystoseiriteses és bryozoás lemezes márga kifejlődések ismertek (Mányi-medence). A képződmények általában jól rétegzettek. A kőzetbe ágyazott puhatestű-maradványok közül a kagylók gyakran páros teknővel fordulnak elő. Helyenként a réteglapokon lumasellaszerűen összemosott váztöredékek láthatók. Az agyagmárgákban nem ritkán atektonikus gyüredezettség, iszapmozgási nyomok figyelhetők meg. A képződmények a Csákvár, Alcsútdoboz, Bodmér környéki rétegsorokban diszkordánsan közvetlenül a mezozoos alaphegységre vagy eocén, illetve oligocén képződményekre települnek. A Mányi-medencében a feküt gyakran a Mányi, esetenként az Iharkúti, helyenként a Perbáli Formáció képezi. Csabdi környékén néhol üledékfolytonossággal fejlődik ki a Szilágyi Agyagmárga, Csákvár környékén a Gyulafirátóti Formáció rétegeiből. Az Alcsútdoboz Ta–450 fúrásban a „lajtamészkőre” települ. Több rétegsorban a Tinnyei Formációval váltakozva jelenik meg, és fedőjében is gyakran ez a kifejlődés található. Ez a helyzet a Mányi-medence peremén, ahol térképlapunk ÉK-i sarkában, Csabdi keleti részén a felszínre is bukkan. Ezenkívül pannóniai (Csákvári Agyagmárga, Somlói, Zámori Formáció) vagy kvarter fedőképződményei ismertek. Elterjedés, vastagság. A formáció a Mányi-medencéből és a Bicskei-medence északi részéből ismert. Vastagsága a Mányi-medence rétegsoraiban meghaladhatja a 100 m-t (Mány M–110), de vastagsága többnyire 70–80 m alatt marad. Ősmaradványok, kor, képződési környezet. A makrofaunában meghatározóak a cardiumos–abrás, cerithiumos–hydrobiás, musculusos–erviliás–hydrobiás Mollusca-együttesek. Jellemző alakok: Cardium vindobonense, C. latisulcum, Musculus sarmaticus, Abra reflexa, Cerithium rubiginosum, Pirenella picta, Hydrobia frauenfeldi. Egyes rétegekben gyakoriak az Irus-, Mactra-, Mohrensternia-, Rissoa-, Calliostoma-félék. A mikrofaunát kis fajszámú, de nagy egyedszámú Foraminifera-fauna jellemzi. Gyakoriak az Elphidiumok, Miliolinák, Rotalia-félék. A formáció üledékei fél sós vízi – tengeri környezetben képződtek.

bj BUDAJENŐI FORMÁCIÓ ( M2)

A formációt a területtől K-re lévő Zsámbéki-medencéből JÁMBOR (1975) írta le. A Vértes DK-i előterében két fúrás (Vértesacsa B–5, –6) rétegsorában valószínűsíthető a Budajenői Formáció jelenléte. A leírások alapján nem dönthető el a képződmények biztos hovatartozása, és a környező területek rétegsorainak ismeretében a Badeni Formációba tartozásuk sem kizárt (KÓKAY, SELMECZI in GYALOG,HORVÁTH szerk. 2004, p. 88). Litológia, település, vastagság. A formációba soroljuk a késő-badeni és a szarmata tengerben képződött, dolomit-, kén-, gipsz- és anhidritcsomókat, -zsinórokat, -rétegeket magába záró lemezes aleurit, aleuritos agyagmárga, márga rétegsort (Jámbor Á. szóbeli közlés). Típusterületén leggyakrabban a szarmata alján települ, vagy szarmata tengeri kifejlődésekkel (Kozárdi Formáció) összefogazódva jelenik meg. A vértesacsai területen az alsó-pannóniai Csákvári Agyagmárga Formáció fekvőjében települ. A két fúrási rétegsorból a fekvője nem ismert. A vértesacsai rétegsorokban a formáció feltárt vastagsága 70 m körüli. Ősmaradványok, kor, képződési környezet. A formáció korára rétegtani helyzete alapján következtethetünk; a vele összefogazódó Szilágyi Agyagmárga nannoplankton- és Foraminifera-együttesének a nemzetközi beosztással történt korrelációjával, valamint a Galgavölgyi Formáció K–Ar radiometrikus koradatai alapján 12,8–15,0 millió évben adható meg, azaz kora késő-badeni–szarmata (Jámbor Á. szóbeli közlés). A formáció képződési környezete még nem teljesen tisztázott; egyes felfogások szerint az üledékek időszakosan beszáradó lagúnában (JÁMBOR,HÁMOR 1997, HÁMOR in BÉRCZI,JÁMBOR szerk. 1998), az újabb kutatások szerint (PILLER et al. 2007, KOVÁČ et al. 2007) rétegzett vizű medencében keletkezhettek.

g GYULAFIRÁTÓTI FORMÁCIÓ ( M2) — gM2

A formáció a badeni normál sós vizű tengeri üledékképződési ciklus és a szarmata csökkent sós vízi kifejlődések közötti, illetve ez utóbbiakat a peremeken részben helyettesítő szárazföldi–édesvízi kifejlődésű rétegtani egység. Litológia, település. A formációt zöldesszürke vagy tarka, mésziszapos, mészkonkréciós agyag, bentonitos agyag, aleurit, homokos aleurit, homokkő, kavicsos homokkő, kavics, konglomerátum építi fel (VIII. tábla, 4.). A formáció diszkordánsan az alaphegységre vagy eocén képződményekre, Söréd–Csákberény és Fehérvárcsurgó környékén gyakran a Csatkai Formációra települ. E területen az egység elkülönítése a fekütől problémát jelenthet, határuk leginkább a bentonitos agyagok megjelenésénél vonható meg. Itt egyéb, a Gyulafirátóti Formációra jellemző, elkülönítő bélyeg lehet a csillámok kisebb mennyisége, valamint a Csatkai Formációra nem jellemző kerekítetlen dolomitanyag jelenléte.

91 Kérdőjelesen ilyen előfordulást azonosított a korábbi térképezés (BIHARI 1966) a Móri-árokban, Sörédtől Ny-ra kb. 1,5 km-re. A Zámoly Z–2 fúrásban a permi Balatonfelvidéki Homokkő, Fehérvárcsurgó környékén néhány fúrásban a Hidasi Formáció képezi a formáció fekvőjét. A területen általában pannóniai s.l. vagy csökkent sós vízi szarmata kifejlődések (Tinnyei és Kozárdi Formáció) alkotják a fedőt, ez utóbbiakkal az egység laterálisan is összefogazódik. Elterjedés, vastagság. A formáció a Bakony Ny-i peremétől a Vértes DK-i előteréig nyomozható. Elterjedésének D-i határa nagyjából Polgárdi–Szabadbattyán–Székesfehérvár vonalában jelölhető ki. A területen a Móri-ároktól a Zsámbéki- medencéig követhető. Vastagsága általában néhányszor 10 m. Csákberény–Söréd környéki rétegsorokból a 100 m-t meghaladó vastagságok ismertek (Csákberény Csbr–94: 133,2 m; Söréd Söt–2: 186,2 m, Sö–6: 186,5 m), azonban ezek az értékek bizonytalanok a fekü Csatkai Formációtól való elhatárolás nehézségei miatt. Ősmaradványok, kor, képződési környezet. A korjelző ősmaradványok hiányának ellenére, a faunával korolt csökkent sós vizű tengeri kifejlődésekkel való összefogazódása révén a formáció képződése a szarmatára tehető. A Gyulafirátóti Formációt szárazföldi folyóvízi, tavi–mocsári, alárendeltebben delta fáciesű üledékek építik fel. Sodorvonalbeli kifejlődésben kavics, konglomerátum, homokos kavics, homok, ártéri kifejlődésben tarkaagyag, mészkonkréciós agyag, bentonitos agyag, aleurit alkotja. Az ártereken kialakult mocsarak képződményei a lokálisan előforduló lignitcsíkok, szenes agyagok. A deltafáciesek felé átmenő rétegsorokban csökkent sós vízi betelepülések figyelhetők meg (Tinnyei és Kozárdi Formáció).

t TINNYEI FORMÁCIÓ ( M2) — tM2

Korábbi elnevezések: cerithiumos mészkő, szarmata durvamészkő, nulliporás mészkő. Litológia, település. A formáció fő tömegét szürke, szürkésfehér, sárgásfehér biogén mészkő (molluscás durvamészkő, ooidos mészkő, cerithiumos mészkő) alkotja. Jellemző kifejlődés a molluscás homok, mészhomokkő. A formáció bázisán gyakran meszes kötőanyagú konglomerátummal, túlterjedő módon települ az alaphegységre. Érdekesség a Mánytól É-ra előforduló ooidos mészkő, amelyben Helix-csigamaradványokat tartalmazó fosszilis talajbetelepülések figyelhetők meg. A Csabditól nyugatra lévő Dobogó kőfejtőiben (VIII. tábla, 5–6.) több méter magas, 25–30°-ban dőlő keresztrétegzett kötegek (clinoformok) jelennek meg a mészhomokkőben. A keresztrétegzett kötegeket eróziós felszín metszi, majd közel vízszintesen települő rétegsor következik. Az M1-es autópálya bicskei leágazásának bevágásában az 5–6 m vastag szarmata rétegsort finom- középszemcséjű kvarchomok és mészkő, mészmárga váltakozása adja (Fodor L. et al. szóbeli közlés). A meszes rétegekben gyakoriak a Mollusca-maradványok, felőrölt héjak, kőbelek, a homokban ritkán kagylólenyomatok találhatók, míg egyes, keményfelszínszerű szintekben sok mászásnyom jelenik meg. A Tinnyei Formáció a Kozárdi Formáció üledékeiből fejlődik ki számos fúrási rétegsorban (pl. Mányi-medence). Néhány fúrásban (pl. néhány újbaroki rétegsorban, illetve a Csákvár Csv–16 fúrásban) diszkordánsan az alaphegységre települ. Feküjét képezhetik oligocén képződmények (Mányi és Csatkai Formáció). Az Alcsútdoboz Ad–3 fúrásban a Gyulafirátóti Formáció szárazföldi üledékeire települ; az Óbarok melletti a Bicske Na–77 jelű fúrásban a két formáció összefogazódása figyelhető meg. A Tinnyei Formáció fedőjében — a fáciesviszonyok függvényében — gyakran megjelenhet a Kozárdi Formáció, de jelentős területeken pannóniai (Csákvári Agyagmárga, Somlói és Zámori Formáció), illetve negyedkori üledékek települnek rá. Elterjedés, vastagság. A Tinnyei Formáció az alaphegység és az egykori miocén üledékgyűjtők peremei mentén a Mányi-medencében (Csabdi) és a Vértes DK-i előterében (Felcsút, Vértesboglár környékén) felszínen is elterjedt. Vastagsága a térképezett területen néhány m és néhányszor 10 m között változik. A Csabdi Cso–10 fúrás mintegy 90 m, a Cso–126 fúrás 60 m vastagságban harántolta. Ősmaradványok, kor. A kis fajszámú, nagy egyedszámú makrofaunában a Cardium–Irus–Mactra–Cerithium-félék jellemzőek. A zátonyjellegű képződményekben nagyobb szerepet kapnak a Bryozoák és a férgek (Spirorbis, Hydroides). A mikrofaunát leggyakrabban a miliolinás–elphidiumos bentonikus Foraminifera-együttes jellemzi. Az említett két genus mellett Nonionok, Cibicidesek fordulhatnak elő nagyobb egyedszámmal. Képződési környezet. A formáció üledékei a szarmata csökkent sótartalmú tenger partszegélyén, valamint lefűződött öblözetekben hiperszalin üledékképződési viszonyok mellett képződtek. A közbeékelt homoktestek szintén utalnak a szilciklasztban gazdag parti régióra. A Mányi-medence mészkövei egyrészt a korlátozott cirkulációjú belső self árapályöv fölötti (szupratidális), árapályövi (intertidális) és árapályöv alatti (szubtidális), illetve ezek környezeti egységeiben, másrészt a nyílttengeri külső self „inner barrier” és „barrier bar” környezeti egységeiben képződtek (LELKES in JÁMBOR et al. 2003). A meredeken keresztrétegzett kötegek mészhomokbuckákat alkottak, amelyek kialakulása tengeráramlás hatásának tulajdonítható (PALOTÁS 1991, 1994). A tengeráramlás jellege azonban nem egyértelmű, mivel a kézenfekvően feltételezhető árapály-áramlást a szarmatára nem tartják valószínűnek.

92 gv GALGAVÖLGYI RIOLITTUFA FORMÁCIÓ ( M2) A formáció megfelel a korábban felső-riolittufa néven leírt képződményeknek. Litológia, település. A formációba soroljuk a szarmata összletnek leginkább az alsó harmadára jellemző riolit- és dácittufa-, bentonitosodott tufit-közbetelepüléseket. A hullott tufaanyag leggyakrabban néhány deciméter vastagságú közbetelepülésként található a szarmata üledéksorban (Mányi-medence). Egyes rétegsorokban badeni képződmények alkotják a feküt (Bicske Csv–33 fúrás), a terület határán kívül lemélyített Mány M–19 fúrásban a „lajtamészkőre” települ. Kivételes esetekben idősebb képződményeken történő diszkordáns települése figyelhető meg (pl. a Csákvár Csv–23/a fúrásban eocén képezi a fekvőjét). Elterjedés, vastagság. A formáció a Zsámbéki- és Bicskei-medence területéről, valamint Csákvár környékéről ismert. Vastagsága a mányi rétegsorokban néhány deciméter, maximális vastagsága néhány méter (a Csabdi M–235 fúrásban 2,2 m, a Csákvár Csv–23/a fúrásban 14,2 m). Kor, képződési környezet. A „felső riolittufa” radiometrikus kora 13,7+0,8 millió év (HÁMOR et al. 1980), kronosztratigráfiai helye a szarmata alsó harmadában jelölhető ki. A Galgavölgyi Formáció országos területi elterjedésű. A finomszemcséjű tufa légi szállítás útján került az üledékgyűjtőkbe.

FELSŐ-MIOCÉN

A Dunántúli-középhegység legnagyobb részén a nemzetközi standard skálán a tortonba sorolható (MAGYAR et al. 1999a, b) képződmények alkotják a hazai irodalomban hagyományosan alsó- és felső-pannóniaira osztott sorozatot. Jelen kötetben összefoglalóan a késő-miocén tavi és a feküjükbe települt terresztrikus képződményeket a Pannon-tóra utaló pannon és nem a kronosztratigráfiailag használt pannóniai jelzővel használjuk. Ezek a medenceperemi kifejlődések a Dunántúli- középhegység peremein és belső medencéiben mindenütt előfordulnak, így természetesen a Vértes környezetében és belsejében is. A HALAVÁTS 1911, LŐRENTHEY 1911, STRAUSZ 1941 által kialakított „alsó- és felső-pannóniai” beosztás, ezen belül a nagyvonalakban azonosítható biosztratigráfiai szintek, valamint BARTHA 1971 őskörnyezeti szempontú, hármas tagolású „felső-pannóniai” sztratigráfiai beosztása volt a korábbi terepi felvétel és a földtani értelmezés alapja. Jámbor 1980 litosztratigráfiai beosztása is ezeket vette figyelembe. KORPÁSNÉ HÓDI 1983 munkájában részletesen vizsgálta a Vértes és a Gerecse több, a térképezett terület északi határához közeli, fúrásának rétegsorát. Ezek értelmezésének eredményeit is felhasználta a Tihanyi, Somlói és Száki Formáció - részben - heteropikus helyzetének kimutatásához. A „pannóniai” képződmények rétegtani helyzete, fejlődéstörténete, fáciesviszonyai tekintetében a hazai szakemberek között nincs, és nem is volt egyetértés. A több mint egy évszázados vita a hazai pannóniairól máig nem zárult le. Ennek oka, hogy a hazai értelmezésben a tágabb értelemben vett pannóniai a miocén szarmata emeletének tetejétől a pleisztocén aljáig terjedő intervallumot, azaz a felső-miocént és a teljes pliocént foglalja magába. A nemzetközi gyakorlat ettől eltérő módon csak a felső-miocén alsó részére hasz- nálta a — szűkebb értelemben vett — pannóniai emelet fogalmát. A legutóbbi években azonban a pannóniai (s. str.) emelet felső lehatárolásában nemzetközi viszonylatban teljes bizonytalanság uralkodott el. Az ellentmondás feloldásának egyik lehetősége a jelen munkában és a hozzátartozó térképen alkalmazott megoldás: a hagyományosan „pannóniai” formációk jelö- lésénél az Egységes Országos Földtani Térképrendszer jelmagyarázatában (GYALOG szerk. 1996) is említett lehetőségként szereplő standard (nemzetközi) M3 (felső-miocén) jelölés alkalmazása. A vértesi térképezés felvételi eredményei és az archív fúrások átértékelése során nyert tapasztalatok szükségessé tették a „pannóniai” képződmények litosztratigráfiai beosztásának újragondolását is (55. ábra). Ez már azért is elkerülhetetlen volt, mivel a rendkívül széttagolt, 55. ábra. A Pannon-tó Vértes környéki peremi fácieseinek párhuzamosítása a nyílt egyre nehezebben áttekinthető beosztás egy- medence fáciesű képződményekkel szerűsítéséhez, bizonyos képződmények össze- Figure 55. Correlation between the marginal facies (Vértes Hills) and the inner basinal vonásához jó alapot szolgáltathattak a tér- facies of the Pannonian Lake

93 képezés eredményeivel összhangban álló, az elmúlt években született publikációk is (JUHÁSZ 1994, SACCHI 1998, MAGYAR et al. 1999a, b stb.), amelyek a Kárpát-medencei pannóniai kifejlődések fácies-kapcsolatait és fejlődéstörténetét helyezték új megvilágításba. A Dunántúli-középhegység „pannóniai” képződményeinek litosztratigráfiai beosztásához JÁMBOR (1980) monográfiája szolgált alapul. Sajnos alapkoncepcója — amely szerint a Dunántúli-középhegységben két pannóniai peremi formációt egy formációcsoportba sorolt — a ma hivatalosnak tekinthető litosztratigráfiai beosztásban nem érvényesül. A monográfiában tagozatként kezelt egységek formáció szintre emelkedtek (GYALOG szerk. 1996), ami ellentmondásos, nehezen áttekinthető rendszert eredményezett. A kompromisszumot feltehetően a két szélsőség — a kettő illetve a kb. két tucat formáció — között kell keresni. Ehhez vezető lépésnek tekinthető a Vértes földtani térképezésének eredményei között egy olyan „alsó-pannóniai” litosztratigráfiai beosztás kialakítása, amelyben egy új formáció bevezetése mellett a Vértes környezetében leírt, jelenleg elfogadott formációk 3 formációba történő összevonásával tárgyalható a képződményegyüttes litológiája és az üledékképződés története. A Csákvári Agyagmárga Formáció tagozatának tekintjük a korábbi Csóri Aleurit Formációt, a Zsámbéki Márga Formációt megszüntetni javasoljuk. Ezzel a térképezett területen az idősebb pannon képződmények a Csákvári Agyagmárga, a Zámori Kavics és az Ősi Tarkaagyag Formációba sorolhatók.

y „POROSERDEI TÖRMELÉK” (M3 ) — M3y

A Gánti-süllyedékben mélyült több Gp jelű fúrás harántolt jelentős vastagságú dolomit anyagú durva törmeléket a triász dolomit fedőjében. Elsősorban a medence keleti és északkeleti részén települ a dolomittörmelék a triász fekü és a Vértesacsai Formáció rétegei közé. Néhány fúrásban feltételezhető fedőjében a Tihanyi Formáció is. Legnagyobb vastagsága 46,2 méter a Gp–365 fúrásban. Számos esetben közvetlenül a talaj, vagy 1-3 méter vastag negyedidőszaki fedő alatt települ. Az eluviális dolomittörmelék a leírások alapján nehezen különíthető el a szálban álló dolomittól. Kora bizonytalan, csak következtetni lehet rá. A legegyszerűbbnek tűnő következtetés lenne a fedő Vértesacsai Formáció bázisrétegének tekinteni, de néhány fúrásban bizonytalan, hogy a fedőt a Vértesacsai vagy esetleg a Tihanyi Formációba kell-e sorolni. Ezért a késő- miocén képződmények közé, a Tihanyi Formációnál idősebb litológiai egységek közé soroltuk. A Vértes késő-miocén fejlődéstörténete alapján nem zárható ki idősebb, késő-miocén előtti kora sem. Így akár a Gyulafirátóti Formáció részének is tekinthető. Önálló litosztratigráfiai egységként kezelését egyedül jelenleg bizonytalan rétegtani helyzete indokolja, esetleges későbbi besorolása valamely formációba kisebb zavart okozna annál, mintha most tévesen azonosítanánk bármelyik fent említett litosztratigráfiai egységgel. A névadás alapja a Gánttól ÉK-re található Poros-erdő, ahol számos Gp jelű fúrás harántolta a képződményt.

ő ŐSI TARKAAGYAG FORMÁCIÓ ( M3) — őM3

Litológia, település. AAz Ősi Tarkaagyag Formáció a pannon összlet bázisát alkotja a Vértes keleti előterében. triász, eocén feküjére eróziós diszkordanciával települ, a szarmata Gyulafirátóti Formációból talán üledékfolytonosan fejlődik ki. Települt fedője a Csákvári Agyagmárga és a Zámori Kavics Formáció. Néhány Magyaralmás környéki fúrásban azonban a Zámori Kavics (pl. Ma–62) és a Csákvári Agyagmmárga (Ma–10) alkotja a feküjét. Fehérvárcsurgó környékén fedője a Kállai Kavics (pl. Fh–174, –175) A formációt alkotó képződmények túlnyomó hányada pelites kőzet. Uralkodóan szürke, sárgafoltos, zöld, zöldesszürke, szürke, gyakran tarka rétegek alkotják. Az agyag mellett gyakoriak az agyagmárga-, aleurit-, homokos, kavicsos agyag- és homokrétegek is. Szövete gyakran breccsás, szögletes, szemcsés, vagy rögös elválású. Jellemzőek a száradási repedések, gipszes repedéskitöltések, gyökérnyomok. A rétegek általában fényes rogyási felületekkel átjártak. Mészanyaga apró (2-30 mm), fehér vagy sárgásfehér konkréciók formájában található meg a rétegekben. JÁMBOR (1980) szerint az Ősi Tarkaagyag rétegsora felfelé finomodik, a kavicsok, kavicsos homokrétegek az alsó szakaszára jellemzőek. Kavicsanyaga kvarc, kvarcit, tűzkő, de mállott, zöld fillit is előfordul. A kavicsok mérete 2-10 mm. A magyaralmási fúrások némelyikében (Magyaralmás Ma–129, –130, –131) kb. 1-9 méter vastag agyagos dolomittörmelék-bázisréteggel indul a pannon összlet. Ezeket a rétegeket is a formációhoz soroltuk. A Gyulafirátóti Formációtól elhatárolása igen bizonytalan, néhány esetben (pl. Fehérvárcsurgó, Fcs–161) semmi nem indokolja a két formáció szétválasztását. Felmerül a kérdés, létezik-e valóban két elkülöníthető terresztrikus formáció a felső-szarmata–felső-miocén rétegsorban. Meggondolandó, hogy egy formációnak kellene tekinteni az Ősi Tarkaagyagot és a feküjében települő Gyulafirátóti Formációt, a fenti neveket tagozatként megőrizni azokra az esetekre, amelyekben a fekü–fedő viszonyok alapján egyértelműen meghatározható szarmata illetve késő-miocén koruk. Elterjedés, vastagság. A Vértesben és peremi területein két előfordulása ismert a formációnak. Régóta ismert a Móri- árok déli részén, a Söréd–Magyaralmás–Fehérvárcsurgó területén mélyült fúrásokban. Az átértékelés során Csákberénytől

94 délre, illetve délkeletre két fúrásban, valamint a Gánti-süllyedékben 4 fúrásban mutattuk ki jelenlétét a Csákvári Agyagmárga feküjében. A Móri-árokban az Ősi Tarkaagyag a Bakony pereme és az Orondpuszta–Magyaralmás közötti középső-triász dolomitvonulat közötti területen fordul elő, itt található legnagyobb vastagságban is: a Magyaralmás Ma–47 fúrásban kb. 90 m. Ide soroltuk a Móri-árokban, a Gaja-patak mesterséges csatornájának falában levő bizonytalan rétegtani helyzetű miocén agyagot is. Ősmaradványok, kor. A tarkaagyag gyakorlatilag nem tartalmaz ősmaradványt. Sem JÁMBOR (1980), sem a fúrásleírások nem említenek fosszíliákat. Mindössze a Fehérvárcsurgó Fcs–144 fúrás 76,2–79,3 m közötti, a formációba sorolható szakaszának dokumentációja említ 1 db Helix sp. maradványt. Az Ősi Tarkaagyag kora csak a fekü- és fedőrétegek alapján lenne meghatározható. Azonban feküjének kora is igen bizonytalan, mivel a Gyulafirátóti Formáció kora sem adható meg egyértelműen. Fedőjében a Csákvári Agyagmárga, illetve a fehérvárcsurgói területen a JÁMBOR (1980) által a Kállai Formációba sorolt kvarchomok települ. JÁMBOR (1980) szerint a Móri-árokban a Csatkai Formáció fedőjében települő terresztrikus rétegek a miocén idősebb szakaszától a „felső- pannóniai” Kállai Formációig folyamatos rétegsort alkothatnak. Képződési környezet. Az Ősi Tarkaagyag jellegzetes partközeli–terresztrikus fácies, ami csak a pannon üledékgyűjtő peremén alakult ki, a korabeli szárazulati térszín közelében.

z ZÁMORI KAVICS FORMÁCIÓ ( M3) — zM3

A Zámori Kavics Formációt JÁMBOR (1980) „Tinnyei gyöngykavics tagozat” néven írta le. Ugyanakkor bevezette a „Kisbéri gyöngykavics tagozat” elnevezést is. Ez utóbbit így definiálta: „Ezt a tagozatot a ciklusszabály, azaz a nagy földtörténeti események alapján kronosztratigráfiai értelemben egyidősnek kell tekinteni a tinnyei tagozattal. … A kisbéri tagozat kőzettani szempontból hasonló a tinnyei tagozathoz, …. Kavicsai azonban amazénál általában kisebbek, s lényegesen kevesebb tűzkő anyagú szemcsét tartalmaznak.” (JÁMBOR 1980, p. 87). Ezzel szemben a paleontológiai vizsgálatok (SÜTŐNÉ 1991, MAGYAR 1999b), a regionális értelmezés (SACCHI et al. 1998, MAGYAR et al. 1999a), a vértesi térképezés, valamint fúrásátértékelések tapasztalatai egyaránt arra utalnak, hogy a Kisbéri Kavics fedőjében települő Száki Agyagmárga fiatalabb a Zámori Kavicsot fedő Csákvári Agyagmárgánál, így a Kisbéri Kavics sokkal inkább a Kállai Kaviccsal, mintsem a Zámori Kaviccsal párhuzamosítható. Litológia, település. A formációt homok-, kavicsos homok-, ritkán agyagos, aleuritos homokrétegek alkotják. Színe általában szürke, fehéres-, sárgásszürke. A homokanyag általában laza, kötetlen, uralkodóan finom-aprószemcsés, általában muszkovitcsillámos. A fúrásleírások alapján többnyire jól osztályozott. A parttól viszonylag távoli helyzetű szelvényekben a fúrások alapján meszes. A formáció, elnevezésével ellentétben, uralkodóan homokrétegekből áll. A kavics mennyisége alárendelt, a kavicsrétegek egészen ritkák, többnyire kavicsos homokrétegekben van jelen a kavicsfrakció. A kavicsok mérete általában nem haladja meg a 3 cm-t, a leggyakrabban előforduló szemcseméret 0,5–1,0 cm (JÁMBOR 1980). A kavicsok anyaga uralkodóan kvarc, kvarcit, tűzkő. Néhány esetben, a középső–felső-triász dolomitra települő bázisrétegekben, a formáció alsó szakaszán dolomit anyagú kavics és törmelék is előfordul (pl. Csákvár Csv–21). Feküje gyakran prepannon képződmény, de néhány fúrásban az Ősi Tarkaagyagra települ. Fedője a Csákvári Agyagmárga, amellyel részben össze is fogazódik. Elterjedés, vastagság. A térképezett területen a Vértes keleti előterében, fúrásból ismert képződmény. A kavics és homok a medence belsejében helyenként kimarad (pl. Vértesacsa környéke). Felszíni előfordulásai a térképezett területen két kis kibúvásra korlátozódnak Bicskétől északnyugatra, az M1-es út bevágásában. A Zámori Kavics és a Kállai Kavics elkülönítése ősmaradványok hiányában csak a fekü–fedő képződmények alapján lehetséges. Az említett feltárásokban a homokösszlet a mezozoos–paleogén feküre települ. Fedője a közvetlen környéken nincs, a környezetében mélyült fúrásokban azonban a Csákvári Agyagmárga fordul elő, helyenként kavicsos homok, homokösszlet fedőjében. Legnagyobb vastagsága a Vértes délkeleti előterében 53,5 méter a Söréd Sö–10 fúrásban. Vastagsága általában 10-20 méter körül van. Ősmaradványok, kor. A Zámori Kavics ősmaradványokban szegény. JÁMBOR (1980) a Congeria ornithopsis-t említette jellemző faunaelemként a vizsgált terület közelében lévő Tinnyéről, ami a litorális Mollusca-zonáció legidősebb szintjének névadó faja (MAGYAR et al. 1999b). A formáció a tinnyei fauna és a települési helyzet alapján a késő-miocén elején képződött. Képződési környezet. A Zámori Kavics fáciese megegyezik a Balaton-felvidéken és a Déli-Bakonyban részletesen vizsgált Kállai Kavicséval. Delta, deltasíkság, sekély parti fáciesű rétegek építik fel. A Zámori Kavics Vértes környéki elterjedése olyan lehordási területeket jelez, amelyek függetlenek a Dunántúl pannon medencéjének feltöltődését meghatározó északnyugati forrásterülettől. A Zámori Kavics elterjedése egyben azonban arra

95 is utal, hogy ez a lehordódási terület a Vértes és környéke esetében nem lehetett kizárólag a Bakony Csatkai Formációval fedett része. A Bicske, Pusztazámor környéki kavicsok nem származtathatók a Bakonyból, a két terület között ugyanis kiékelődik a formáció.

c CSÁKVÁRI AGYAGMÁRGA FORMÁCIÓ ( M3) — cM3 A Dunántúli-középhegységben és peremén a hagyományos értelmezés szerinti „alsó-pannóniai” formációk közé három uralkodóan pelites, főleg agyagmárgából álló litosztratigráfiai egység (Zsámbéki Márga, Csákvári Agyagmárga, Száki Agyagmárga), továbbá egy aleurit anyagú formáció (Csóri Aleurit) tartozik (JÁMBOR 1980). A Zsámbéki Márgát a Csákvári Agyagmárgától Jámbor (in GYALOG szerk. 1996) szerint mindössze a közbetelepülő riodácit anyagú tufaközbetelepülések különböztetik meg, ami azonban előfordul az Endrődi Márga Zalai Tagozatában, az Ősi, a Csákvári, és a Monostorapáti Formációban is (JÁMBOR 1980, p. 67). A Csákvári és Száki Agyagmárga között ennél több különbség mutatható ki, ugyanis előbbi rétegsora változatosabb, litofáciesük és üledékképződési környezetük, valamint koruk is eltérő. A Száki Agyagmárga fiatalabb a fentebb említett formációknál. A Csóri Aleurit Formáció azonosítása az archív fúrásleírások alapján rendkívül esetleges, nagyon bizonytalan. A Csákvári Agyagmárga egyes szakaszai aleuritosak, vagy aleuritrétegek alkotják, a Száki Agyagmárga felső szakaszának aleuritossá, finomhomokossá válására JÁMBOR (1980, p. 88.) is felhívta a figyelmet. Így a Csóri Aleurit önálló formációként történő kezelése sok zavart okozhat az értelmezésben, szelvényszerkesztésben. A fentiek alapján a Zsámbéki Márgát, a Csákvári Agyagmárgát és a Csóri Aleuritot egy formációba összevonva tárgyaljuk, illetve ábrázoljuk Csákvári Agyagmárga néven. Az új formációt a legnagyobb elterjedésű, homogén kifejlődésű, általánosan ismert nevű korábbi formációról neveztük el, kerülve új nevek bevezetését. A formáción belül megőriztük a korábbi formációk közül tagozatként a Csákvári Agyagmárga Tagozatot, Csóri Aleurit Tagozatot. Rétegtan szinten kezeljük a Csákvári Agyagmárgába közbetelepülő korábbi Strázsahegyi Mészkő Tagozatot, mivel kis vastagsága, igen lokális elterjedése inkább csak rétegtagként történő elkülönítést indokol. c Litológia, település. *ZSÁMBÉKI MÁRGA TAGOZAT (zM3): A Zsámbéki Márga elkülönítésének alapja az agyagmárga rétegek közé települő 1–11 darab, 1–150 mm vastag riodácit anyagú tufaréteg volt. A tufarétegek JÁMBOR (1980) szerint gyakorlatilag az összes „alsó-pannóniai” formációban előfordulnak, ezért a tagozat definiálása nagyon bizonytalan. Véleményünk szerint önálló litosztratigráfiai egységként elkülönítése indokolatlan. Megoldást jelenthet a tufarétegek jel- zésére ezeknek rétegtagként történő elkülönítése. c *CSÁKVÁRI AGYAGMÁRGA TAGOZAT (cM3): Uralkodóan szürke, világosszürke agyagmárga, agyagmárgás aleurit alkotja, amiben kis vastagságú aleurit-, finomhomok-, huminites agyagrétegek települnek. Alsó szakaszán néhány fúrásban világos szürke, szürkésfehér diatomitrétegek is előfordulnak (HAJÓS 1971, JÁMBOR 1971). Általában lemezes–kagylós elválású rétegekből áll. A kőzetanyagban gyakoriak a szálas megjelenésű piritkiválások is. Feküje igen változatos. Megtalálható prepannon képződményeken, az Ősi Tarkaagyag és a Zámori Kavics fedőjében egyaránt. A Vértes és a Velencei-hegység közötti Zámolyi–medence belsejében a Csákvár Csv–34 fúrás rétegsora alapján feltételezhetően üledékfolytonosan települ a szarmata Kozárdi Formációra. Fedője esetenként a Csóri Aleurit, általában a Kállai Kavics vagy a Somlói Formáció. c *STRÁZSAHEGYI MÉSZKŐ RÉTEGTAG ((s)M3): A Strázsahegyi Mészkő zöldesfehér, mészmárga, alárendeltebben fehér, tömött szövetű mészkőrétegekből áll. A mészkő- és mészmárgarétegekben egyaránt jellemzőek a gyökérnyomok. c *CSÓRI ALEURIT TAGOZAT (rM3): A Csóri Aleurit megjelenése az uralkodóan pelites összetételű Csákvári Agyagmárga Formációnak elsősorban a felső szakaszára jellemző, de JÁMBOR (1980) a Száki Agyagmárga felső szakaszán is észlelte jelenlétét. Megtalálható azonban a pelites kifejlődésekbe települve is. Az aleuritrétegek szürke, világosszürke színűek, vékonyréteges–kagylós elválásúak. A rétegek közepes mennyiségű, finomszemcséjű muszkovitcsillámot tartalmaznak. Elszórva apró kvarckavicsok is előfordulnak. Az egész tagozatra igen jellemzőek az életnyomok. JÁMBOR (1980) szerint az egész tagozat erősen bioturbált, ami eltüntette az eredeti rétegzettséget. Mésztartalma erősen különbözik a Dunántúli-középhegység ÉNy-i és DK-i oldalán. Az előbbi területen rétegei meszesek, az utóbbin mészmentesek. Mollusca-faunát jellemzően csak a meszes rétegek tartalmaznak. Elterjedés, vastagság. A Csákvári Agyagmárga a Vértes délkeleti előterének jellemző képződménye. Felszíni előfordulása igen ritka. A térképezett területen Bicskétől északnyugatra, az M1-es út bevágásában, valamint két magyaralmási házalapban észleltük. Részletesen vizsgálható feltárása Felcsút keleti szélén vált ismerté a térképezés során (CSILLAG et al. 2003, SÜTŐNÉ SZENTAI, SELMECZI 2004, SELMECZI et al. 2005). A fúrásátértékelés során a Gánti- süllyedékben mélyült fúrások közül számos Gp jelű fúrás rétegsorának egyes szakaszait soroltuk a Csákvári Agyagmárga Tagozatba. Ezek az előfordulások szerkezetileg levetett, esetleg a Kápolnapuszta környékén kimutatott pull-apart medencéhez (FODOR et al. 2004) hasonlítható helyzetben őrződtek meg. A formáció vastagsága itt maximum 50 méter (Gp–310). Fedője a Vértesacsai Formáció, ami erős eróziós diszkordanciával települ a Csákvári Agyagmárgára.

96 A Csákvári Agyagmárga vastagsága területenként igen változó. Magyaralmás környékén néhány fúrásban redukált, 10 méter körüli vastagságú kifejlődése is ismert. Maximális vastagsága 130 méter körüli (Csákvár Csá–1, Csv–29, Ta–383, valamint Zámoly Z–2). A legvastagabb rétegsorokat egy Zámolytól Vértesboglárig DNy–ÉK csapásban követhető kb. 1,5 km széles, 16 km hosszú sávban, a Csákvár-Zámolyi-medence mélyzónájában találjuk. Néhány szelvényben jól látható, hogy a kis medencét lefedő pannon rétegek feküje, vagyis a Csákvári Agyagmárga tetőfelszíne közel vízszintes, nem követi a fekü domborzatának változását, ami a Csákvári Agyagmárga képződése idején lejátszódott kis mértékű szinszediment süllyedésre utal. A Strázsahegyi Mészkő a Csákvár Csv–4 és Csv–28 fúrásban, mindössze 1 méter vastag rétegként fordul elő a térképezett területen. A Csóri Aleurit a Vértes környezetében mindenütt kifejlődött, noha a fúrásleírások alapján elkülönítése sokszor nehézségekbe ütközik. Ősmaradványok, kor. A Vértes délkeleti előterében a Csákvári Agyagmárga Formációba tartózó „alsó-pannóniai” képződmények Mollusca-faunájának feldolgozását TÓTH K. (1971) végezte el a Csv jelű fúrások részletes vizsgálata során. A formációba sorolható rétegekből 30 fajt írt le. A gyakori és nagy példányszámú fajok eloszlásának vizsgálata alapján 3 szintet különített el: alsó vagy Melanopsisos szint, középső vagy Parvidacna tinnyeana-s szint és felső szint, amelynek jellemző alakja a Dreissenomya cf. aperta. A két felső egységet együtt Congeria czjzeki-s szintnek nevezte. A fúrásokból előkerült leggyakoribb kagylósrákfajokat Széles M. határozása alapján ismertette. A Zámoly Z–2 fúrás 387,8–388,0 m közötti lumasella rétegében Congeria ornithopsis juv. fordul elő (KORPÁSNÉ in KORPÁS 1970), ami alapján a rétegsor e szakasza a legidősebb litorális Mollusca-zónába tartozik. 398,5–399,2 m között a rétegsor a Congeria scrobiculata, valamint Orygoceras cf. filocinctum fajok példányait tartalmazza (KORPÁSNÉ in KORPÁS 1970). A makroszkópos fúrásleírás a 429,1–431,0 m közötti szakaszon Congeria banatica jelenlétét említi, a rétegből azonban makrofauna-határozás nem történt. A Csákvár Csv–31 fúrás Csákvári Agyagmárga Tagozat szakaszának ősmaradványai: Mollusca (Bartha F. jelentése alapján): Congeria czjzeki, Gyraulus radmanesti, Hydrobia sp., Lymnocardium secans, L. sp., L. nov. sp.?, Melanopsis bouei sturi, Paradacna abichi var. Bacillariophyceae (Hajós M. jelentése alapján): Chrysophyceae: Chrysomonadales: Chrysostomum simplex, Deflandreia simplex. n. sp. n. gen., Outesia laevis. Diatomea (Hajós M. jelentése alapján): Achnantes sp., Actinocyclus octonarius var. sparsa, Actiniptychus pannonicus n. sp., A. senarius var. min. n. var., A. senarius var. tamanica, A. sp. I., A sp. II., A. trilobatus n. sp., Caloneis sp., Cocconeis pannonica n. sp., C. placentula, C. sp., Coscinodiscus lacustris, C. pannonicus, C. rothii, C. rothii var. parva n. var., C. rothii var. subsalsa, C. sp., Diploneis gracilis n. sp., D. ovalis, Fragilaria brevistriata, F. construens, F. mecsekia n. sp., Gyrosigma sp., Licmophora abbreviata Ag., Melosira distans var. lirata, M. granulata, M. granulata var. muzzanensis, M. islandica forma curvata, Navicula pulchra n. sp., Opephora parva n. sp., Pinnularis sp., Stephanodiscus minutus Pant., Surirella oblonga n. sp. Porifera: szivacstű. A Felcsút keleti szélén található kibúvásokból gazdag szervesvázú mikroplankton- és sporomorpha-együttes került elő (SÜTŐNÉ SZENTAI, SELMECZI 2004). Mikroplankton: Spiniferites bentorii subsp. pannonicus, S. bentorii subsp. oblongus, Spiniferites sp., S. membranaceus, Gonyaulax digitalis, Millioudodinium punctatum, Pontiadinium inequicornutum, P. obesum, P. pecsvaradensis, Chytroeisphaeridia cariacoensis, Chytroeisphaeridia hungarica , Botryococcus braunii, Spirogyra sp. Sporomorpha: Abiespollenites absolutus, A. maximus, A. sivak, Abietinaepollenites microalatus, Keteleeria- pollenites komloensis, Piceapollenites alatus, P. sacculiferoides, Pinuspollenites labdacus, P. minutus, P. miocaenicus, P. latisaccatus latisaccatus, Pityosporites strobipites, Podocarpidites libellus, Podocarpidites nageiaformis, P. podocarpoides, Cathaya gaussenii, C. pulaënsi, Cedripites miocaenicus, Cedripites sp., Sciadopityspollenites serratus, Tsugaepollenites igniculus, T. gracilis, Intratriporopollenites sp., Ulmipollenites undulosus, Zelkovaepollenites potoniei, Carpinipites carpinoides, Ostryapollenites rhenanus, Alnipollenites verus, Faguspollenites sp., Juglanspollenites verus, Pterocaryapollenites stellatus, Caryapollenites simplex, Engelhardtioidites microcoryphaeus, Momipites punctatus, Platycaryapollenites miocaenicus, Diervillapollenites megaspinosus, Ericipites callidus, Stereiporites (St.) stereoides stereoides, Polypodiaceoisporites gracillimus granoverrucatus, P. microconcavus, P. seidewitzensis, P. cf. szaszvarensis, Polypodiidites favus, Laevigatosporites haardti, Leiotriletes wolffi ssp., Graminides laevigatus, Chenopodipollenites multiplex, Cyperaceaepollis piriformi, Cupressacites insulipapillatus, naperturo- pollenites dubius, Myricipites myricoides, Sequoiapollenites polyformosus, Sparganiaceaepollenites polygonalis, Myriophyllumpollenites balatonensis. Az ősmaradványok közül külön ki kell emelni a formációra jellemző, de különösen a Csóri Aleuritban igen nagy számban előforduló Pectinaria sabulosa életnyomokat (JÁMBOR 1980). A leggyakrabban a Csákvári Agyagmárgában előforduló formákat JÁMBOR, RADÓCZ (1970) Pectinaria ostracopannonicus néven írta le. A Csákvári Agyagmárga Formáció kora — figyelmen kívül hagyva a Csóri Aleuritba sorolt, a Száki Agyagmárga felső szakaszán települő aleuritrétegeket (JÁMBOR 1980) — SÜTŐNÉ SZENTAI (1991) szervesvázú mikroplankton-zonációja

97 alapján határozható meg. A formáció előfordulása SÜTŐNÉ SZENTAI (1991) alapján a legidősebb, Ultima-zónától a Pannonicus- és Oblongus-zónákon át a Pecsvaradensis-zónáig követhető, ami nem áll ellentmondásban a zámolyi fúrásban leírt fauna korával. Ezeknek a zónáknak a radiometrikus kora MAGYAR et al. (1999b) alapján 12,0–10,5 millió év. Képződési környezet. A Csákvári Agyagmárga a késő-miocén tagolt domborzatú hegységperemének kis medencéiben képződött. A medencék parttól távoli mélyebb területein heteropikus kifejlődése az Endrődi Formáció. A huminites agyagok, vékony lignit-közbetelepülések és a Strázsahegyi Mészkő pedogén bélyegei part- közeli–sekélyvízi környezetet jeleznek. Viszonylag változékony környezetre utalnak a felcsúti feltárásból származó mikroplankton és sporomorpha adatok is. SÜTŐNÉ SZENTAI, SELMECZI (2004) szerint két, egymástól 2 m vastag rétegsorral elválasztott minta ősmaradvány-együttesei eltérő sótartalomra és eltérő parttávolságra utalnak. HAJÓS (1971) a Diatoma-együttes alapján partközeli, csökkent sós vízi környezetet írt le, a legnagyobb vízmélység szerinte 60 m körül lehetett. A Csákvári Formáció üledékeinek lerakódása feltehetően a Keleti-Bakony és a Gerecse(?)–Pilis–Budai-hegység által határolt zártabb medencerészben, esetleg öbölben történt.

k KÁLLAI FORMÁCIÓ ( M3)

A Dunántúli-középhegység peremein szinte folyamatosan követhető felső-miocén kavics és homok összetételű képződményeket hagyományosan három litosztratigráfiai szintre osztják (JÁMBOR 1980, GYALOG szerk. 1996). A legidősebb a Zámori Kavics Formáció, amelynek elhatárolása a települési helyzete alapján viszonylag egyértelmű. A másik két kavicsos összlet azonban nehezen választható szét egymástól. Elkülönítésük addig nem okozott gondot, amíg a Dunántúli- középhegység ÉNy-i oldalán található képződményeket a Kisbéri Kavics Formációba, a hegyvonulat DK-i oldalán található hasonló képződményeket a Kállai Kavics Formációba sorolták. A probléma először a Déli-Bakonyban, Sümeg és Tapolca között jelentkezett, ahol a két képződmény elterjedési területe összeért. A Vértes környezetében ugyanez a litosztratigráfiai ellentmondás vetődik fel. A térképezés eredményei alapján ugyanis a hegység tetőszintjeit is lefedte egy, a mezozoos–paleogén felszínre települő kavicsösszlet, vagyis az ÉNy-i és DK-i előtérben nem önálló képződményeket találunk, hanem egy hajdan összefüggő üledéktestnek az utólagos lepusztulással egymástól elválasztott maradványait. Ennek alapján célszerű egyetlen formációba sorolni a Kisbéri és Kállai Kavicsot, tagozatként elkülönítve azon belül a korábban két önálló formációt. Jelen munkában a Kisbéri Kavics tagozat rangon, a Kállai Kavics Formáció részeként kerül bemutatásra.

k *KÁLLAI KAVICS TAGOZAT (klM3) — klM3 Litológia, település. A tagozatot a fúrási rétegsorok alapján barna, világosszürke finomhomok-, durvahomokrétegek építik fel (IX. tábla, 2–4.). Az osztályozottság változó, a jól osztályozott rétegek mellett gyakoriak az agyagos homokrétegek is. Számos fúrás nem is harántolt kavicstartalmú réteget. A kavicsos rétegek aránya a tagozat összvastagságához képest viszonylag kicsi (pl. a Csákvár Csv–5 fúrásban harántolt 19,5 m-ből mindössze 7 m). A kavics anyaga kvarc, kvarcit, mérete a fúrásokban max. 15 mm. Számos fúrásban a kavicsok a formáció legalsó, agyaggal kevert homokrétegeiben fordulnak elő. A fúrásleírások helyenként ellentmondanak a felszíni feltárások rétegsorának. A Vértesboglártól ÉÉNy-ra, mintegy 3,5 km-re fekvő porkoláb- hegyi homokbányában 10-12 m vastag homok, kavicsos homok, homokos kavicsréteget tárt fel a fejtés (56. ábra, IX. tábla, 4.).

56. ábra. Keresztrétegzett homok, kavicsos homok rétegek (A), buckás keresztrétegzettséget mutató kavicslencsés homokrétegek (B) a Kállai Tagozatban (CsG). Vértesboglár, Porkoláb-hegy (a IX. tábla, 4. fotó részlete) Figure 56. Cross-bedded sand and pebbly sand beds (A), and hummocky cross-bedded sand beds with gravel lenses (B) in the Kálla Member (CsG). Vértesboglár, Porkoláb-hegy (Porkoláb Hill). (Detail of photo No. 4 in Plate IX)

98 A környezetében mélyült fúrások rétegsorában mindössze egy kavicsréteget említenek (Csákvár Csv–6, 42,5–44,5 m), de arról sem dönthető el egyértelműen, hogy helyi, abráziós kavicsról, vagy a Kállai Tagozatba tartozó kifejlődésről van szó. A feltárásban alul homok, felfelé lapos dőlésű rétegekben buckás keresztrétegzettséget mutató kavicsos homok jelenik meg, melyben néhány cm nagyságú életnyomok vannak. Ezt kavicslencsés, kavicszsinóros, vályús keresztrétegzett homok fedi. A Kállai Kavics Tagozatba soroljuk a Vértes dél felé lejtő tetőszintjén számos helyen megtalálható kovás kötésű, apró- durva kavicsos konglomerátumtömböket is. A tagozat feküjében a Csákvári Agyagmárga települ, a terület nyugati részén, a Móri-árok környékén előfordul az Ősi Tarkaagyag Formáció is. Fedője a Somlói és helyenként feltételezhetően a Tihanyi Formáció. A Kállai Kavics feküje a Vértesben ismeretlen. Valószínűleg diszkordánsan a prepannon kőzetfelszínre, de lehetséges, hogy helyenként Csákvári Agyagmárgára vagy az Ősi Tarkaagyagra települt. Elterjedés, vastagság. A Kállai Kavics Tagozat elterjedése a Vértes DK-i előterében nem összefüggő. Egyes fúrásokban jelen van, a környező fúrásokban azonban kiékelődik, ezekben a fekü Csákvári Agyagmárgára a fedő Somlói Formáció települ. A Vértes tetőszintjén sok helyen előfordulnak cementált tömbjei. Legmagasabb topográfiai helyzetben — kb. 425–430 m tszf. — a Csóka-hegytől KDK-re 2 km-re található a karsztosodott felszín töbreiben, kissé áthalmozott helyzetben. A Vértes dél felé kibillent tetőszintjén dél felé csökkenő tengerszint feletti magasságban sok helyen előfordul. Vastagsága általában 10–20 m, legnagyobb vastagsága a Csákvár Csv–10 fúrásban 39,6 m. Ősmaradványok, kor. Az egyik Magyaralmás környéki feltárásából, a keresztrétegzett homok fedőjében települő vörösbarna, gyengén vízszintesen rétegzett homokból pontosabban meg nem határozható teknőspáncél töredékei, valamint Suidae állkapocstöredéke került elő. A Csákvártól É-ra, a Környére vezető országúttól keletre lévő, időszakos művelésű homok és kavicsbányából tengeri üledékből áthalmozott kőzetéből időnként cápafogak és csontoshalak (Sparidae) kopott fogleletei kerültek elő. Képződési környezet. A porkoláb-hegyi feltárásban a buckás keresztétegzés inkább mélyebb, hullámbázis környékén történt leülepedésre utal, míg a fedő vályús keresztrégtegzés deltatorkolat közelségét jelzi (Sztanó O. szóbeli közlés).

k *KISBÉRI KAVICS TAGOZAT (kM3) — kM3 Litológia, település. Kavics, homok, valamint a kettő különböző arányú elegyéből felépülő képződmény. Színe a felszíni feltárásokban sárgásszürke, gyakoriak benne a limonitos festődésű sárgásbarna, barna, fekete, ritkán zöldes árnyalatú, néhány centiméteres sávok. A kavicsanyag „gyöngykavics” jellegű. Általában 3–6 mm közötti szemcsékből áll, jól osztályozott. 1 cm-nél nagyobb kavics csak elvétve fordul elő benne. A szemcsék Ruhin beosztása (1–4) szerint 3–4-es kerekítettségűek, tehát az oligocén és az alsó-miocén kavicsoknál jelentősen kerekítettebbek. Anyaguk fehér vagy szürke kvarc, lidit, alárendelten sárgásbarna, vörös, fehér kérgű tűzkő. A kavicsok közötti teret apró–durvaszemcséjű, közepesen–gyengén osztályozott homok tölti ki. A homok túlnyomórészt kvarc anyagú, ezen kívül magnetit, gránát, pirit és epidot fordul elő benne (BERNHARDT et al. 1974). Főleg Császár és a dadi országút száki elágazása környékén jellegzetesek a vékonyabb–vastagabb sávokban megjelenő, kavicsmentes homokbetelepülések, amelyeknek a vastagsága itt az 1 m-t is elérheti. A Kisbéri Kavics minden esetben eróziós diszkordanciával települ az oligocén Csatkai Formáció agyag–homok–kavics, illetve talán az alsó-miocén Somlóvásárhelyi Formáció kavicsképződményeire. Az összlet felső része szürke színű, jól osztályozott finomszemcséjű homok. Ebből üledékfolytonossággal, a szemcsenagyság fokozatos csökkenésével megy át a fedő Száki Agyagmárga Formációba. Elterjedés, vastagság. A Kisbéri Formáció képződményei a Kisbér D-i széle – Vérteskethely – Császár D-i területe – Dad É-i része – Kömlőd – Nagytagyospuszta vonaltól ÉÉNy-ra általános elterjedésűek. E sávban a morfológiától és az összlet vastagságától függően átlagosan 100–200 m, maximálisan 1500 m szélességben a felszínen, vagy maximálisan 15 m vastagságú pleisztocén folyóvízi homokkal és lösszel fedve találhatóak. Az itt lemélyített kézifúrások tanúsága szerint e sávban összefüggő képződményt alkotnak. ÉNy felé regionális, mintegy 2°-os dőléssel, egyre mélyebbre süllyednek (BERNHARDT et al. 1974). Az összlet vastagsága a mintegy 70 db mélyfúrás rétegsora alapján átlagosan 6–7 m. Szélső értékként a Kisbér K–106 (14,5 m) és a Szák B–3 fúrást (1,0 m) említhetjük. A vastagságértékek térbeli eloszlásából azt a következtetést lehet levonni, hogy a gyöngykavicssáv felszíni kibúvási vonalától ÉÉNy felé, tehát a regionális dőlésirány mentén haladva, csapás mentén pedig ÉK-ről DNy-ra általában csökkenő tendenciát mutat, helyenként ki is ékelődik. Hangsúlyozni kell, hogy ez csak nagy általánosságban érvényes, mert az összlet általunk ismert legkisebb vastagsága Kömlődtől Ny-ra mintegy 1,5 km-re volt a Parnakpuszta Pk–4 kézifúrásban (0,2 m — BERNHARDT et al. 1974). Ősmaradványok, kor. A Kisbéri Kavics legjobb hozzáférhető feltárásai Kömlődtől ÉK-re mintegy 2 km-re Mihályialsópuszta felett a dombhát gerincén és Kömlődtől K-re a temetődombra vezető út bevágásában láthatók. Utóbbi helyen a kavics feletti, max. 2,5 m vastag homokban, nagy számban találhatók Congeria partschi, C. czjzeki, C. sp., Lymnocardium secans, L. sp. maradványok. A dad–császári országúttól D-re mintegy 600 m-re egy vízmosás oldalában

99 látható az összlet feltárása. E helyen a kavicsanyag közt 4–5 cm vastag konglomerátumpadokban Congeria sp. és Lymnocardium sp. maradványai figyelhetők meg (BERNHARDT et al. 1974). A hagyományos biosztratigráfiai besorolás szerint az összlet kora-pannóniai kora a gyöngykavicsban található, fentebb ismertetett kagylómaradványok és a reá üledékfolytonossággal települő Száki Agyagmárga kora alapján kétségtelen. Az újabb paleontológiai és rétegtani vizsgálatok szerint a Kállai Kavics Formáció — és így a Kisbéri Kavics is — a késő-miocén litorális puhatestű-zonáció Conjungens-zónájának felső részébe tehető (MAGYAR et al. 2000). Ez teljesen összhangban van a Kisbéri Kavicsot fedő Száki Agyagmárgának SÜTŐNÉ SZENTAI (1991) által meghatározott korával (Paradoxus-zóna). Képződési környezet. A Kisbéri Kavics JÁMBOR (1996) szerint medenceperemi helyzetű, abráziós parti kifejlődésű képződmény. Elterjedése azonban kb. 10–12 km távolságig követhető a medence belseje felé, ami felveti annak lehetőségét is, hogy delta, nem pedig abráziós fáciesű képződményről van szó. Az a tény azonban, hogy a feküben mindenütt oligocén–alsó-miocén homokos–kavicsos képződmények települnek, valóban arra utal, hogy a Kisbéri Kavics azoknak az áthalmozott anyagából keletkezett, parti hullámzás következtében. Ennek alapján azonban, figyelembe véve a litosztratigráfiai besorolást, nem a Kállai Kavics Formációba, hanem a Diási Kavics Formációba kellene besorolni. Valószínű azonban, hogy a lapos, lenyesett felszínen gyorsan előrenyomuló tó abráziós tevékenysége mellett a parti áramlások és a beömlő vízfolyások kiépülő deltái is jelentős mértékben közreműködtek a Kisbéri Kavics felhalmozódásában. Nyugati irányban a Bakony ÉNy-i peremén kisebb megszakításokkal követhető, az idősebb térszínen roncsai elszigetelt foltokként fordulnak elő. Genetikája részben azonos az abráziós fáciesűnek tekintett Békési Formációéval.

s SZÁKI AGYAGMÁRGA FORMÁCIÓ ( M3) — sM3

Litológia, település. A jellegzetesen homogén megjelenésű Száki Formációt agyagmárga és aleurit, valamint e kettő különféle átmenetei építik fel. Színe szürke, nedvesen kékes árnyalatú, a felszín közeli oxidatív körülmények hatására sárgásbarna limonitos festődésűvé válik. Elválása lemezes, a finomabb szemcséjű részeken lemezes–kagylós, általában jól osztályozott. Az aleuritosabb részeken az elválási lapokkal párhuzamosan általában közepes mennyiségű apró csillámlemez ágyazódik az anyagba. A termikus elemzések csaknem valamennyi esetben kimutattak dolomitot is.

Mésztartalma a finom, diszperz eloszlású dolomitból felszabaduló CO2-t is mérő Scheibler-féle módszerrel végzett vizsgálatok alapján 10–25% közötti, általában 20% körüli. Az elemzések szerint az üledék agyagásványa kivétel nélkül illit–montmorillonit típusú. Rétegzettsége a nagyobb felszíni feltárásokban az egymástól néhány méter távolságra előforduló, 10–20 cm vastag, sárgásbarna, limonitos csíkok folytán észlelhető. Fúrási anyagokban a lemezes elválásból lehet rá következtetni. Fekvője minden esetben a Kisbéri Kavics, melyből fokozatos finomodással, üledékfolytonossággal fejlődik ki. Rétegtani fedője a Somlói Formáció. A fedő felé fokozatosan, a szemcsenagyság durvulásával, cikluskezdet jellegű homokosodással megy át. Elterjedés, vastagság. A Kisbéri Kavics gyöngykavics sorozatának említett, Kisbér D-i széle – Vérteskethely – Császár D-i területe – Dad É-i része – Kömlőd – Nagytagyospuszta felszíni kibukkanási vonalától ÉÉNy-ra általánosan elterjedt képződmény. Alsóvasdinnyepuszta – Makkpuszta – Szák – Nagyparnakpuszta – a kocsi Badacsony–hegy – a tatai Grébics- hegy vonaláig kisebb foltokban van felszínen, vagy csupán maximálisan 10 m vastagságú pleisztocén folyóvízi (fluvioeolikus) és futóhomok, valamint lösz fedi. Utóbbi vonaltól ÉÉNy-ra az egyre vastagodó fiatalabb Somlói Formáció alá bukik. Legnagyobb vastagsága a vizsgált területen 100 méter körülire becsülhető (BERNHARDT et al.). Ősmaradványok, kor. A Száki Agyagmárgában közepes mennyiségű, általában kisebb-nagyobb mértékben töredezett, jellegzetes puhatestű-fauna fordul elő. A vizsgált területen belül a formáció őslénytani szempontból legalaposabban tanulmányozott feltárása kétségkívül a kisbéri — volt batthyáni — téglagyári agyagfejtő. Az itt található puhatestűeket HALAVÁTS határozása alapján HORUSITZKY (1912), majd STRAUSZ (1951) ismertette. Egy jelenleg szerkesztés alatt álló tanulmány (Cziczer I. szóbeli közlés) összefoglaló módon mutatja be a Száki Formáció ősmaradványait. A Kisbéren azonosított fajok a következők: Puhatestűek (Cziczer István és Magyar Imre határozása): Lymnocardium triangulatocostatum, L. pseudosuessi, L. aff. rogenhoferi, Paradacna abichi,”Pontalmyra” otiophora, Congeria maorti, C. czjzeki, „Gyraulus” cf. tenuistriatus, Radix kobelti, Valenciennius reussi. Kagylósrákok (Radovan Pipík határozása): Amnicythere larga, A. multituberculata, A. polymorpha, Amplocypris sinuosa, Bakunella cf. dorsoarcuata, Camptocypria lobata, Caspiocypris alta, Caspiocypris sp., Cypria tocorjescui, Cypria sp., Cyprideis macrostigma, Euxinocythere sp., Hemicytheria croatica, Lineocypris reticulata, Lineocypris sp., Loxoconcha aff. schweyeri, Loxoconcha sp., Loxocorniculina djaffarovi, Pseudocandona sp., Serbiella aff. truncata, Serbiella ex gr. unguicula, Typhlocyprella sp.

100 Halak (Madelaine Böhme határozása): Perca sp. (?P. edlaueri). A Müller Pál által talált ősmaradvány a Perca genus (sügér) legrégibb csontváz-előfordulása Európában. Emlősök: Kisbér Ny-i részén, az Ácsteszérre vezető út É-i oldalán a téglagyár agyagjából egy antilop szarvcsappárja, valamint lábközépcsontja került elő, amelyet KRETZOI (1976) Pliodorcas splendens néven új taxonként írt le. Dinoflagelláták (Koraljka Bakrać határozása): Impagidinium spongianum, Impagidinium globosum, Chytroeisphaeridia hungarica, Chytroeisphaeridia tuberosa, Virgodinium asymmetricum, Millioudodinium foveolatum, Millioudodinium pelagicum, Millioudodinium transdanuvianum, Millioudodinium baltesii, Spiniferites bentorii oblongus, Spiniferites bentorii coniunctus. Az 1958-ban Kisbér területén az Angol-kertben mélyült Kisbér–1 távlati kutatófúrás 0,6–95,5 m között harántolt „alsó-pannóniai” képződményeket. A fúrásból BARTHA (1971) Congeria czjzeki, C. cf. balatonica, Paradacna lenzi, Paradacna cf. lenzi, L. (Paradacna) abichi, L. sp., Valenciennius cf. reussi, Planorbis ptychophorus, Pisidium sp. fajok előfordulását ismertette. A száki téglagyár agyagbányájában, amelyről már HANTKEN (1861) is megemlékezett, az „alsó-pannóniai” agyagmárga összlet mintegy 15 m magas feltárása volt látható. Itt helyenként tömegesen fordulnak elő a Congeria partschi és C. czjzeki félteknők. A bánya felső részén a szemcsenagyság fokozatos durvulásával, aleuritos átmenettel fejlődik ki a Somlói Formáció a rá jellemző Congeria ungulacaprae faunával. A Száki Agyagmárgában JÁMBOR (1980) szerint a Tata környéki rétegsorokban szintezésre alkalmas a 20-30 cm vastag rétegben tömegesen megjelenő Spirosiphonella pannonica életnyom („kocsi rétegtag”). A Tata Tvg–62 fúrás 35,5–35,7 m közötti szakszán fordult elő a Minisiphonella transdanubica (JÁMBOR 1980). A Száki Agyagmárga Formáció képződése a Vértes nyugati előterében a szervesvázú mikroplankton-zonáció beosztása szerint a Paradoxus-zónára tehető (SÜTŐNÉ SZENTAI 1991). MAGYAR et al. (in press) szerint a Száki Agyagmárga képződése a területen kb. 8,9 millió éve zárult le. KORPÁSNÉ HÓDI (1998) a Száki Agyagmárga képződését a Paradoxus- és Validus- zónába helyezi, képződésének időtartamát kb. 8,7 millió évig kiterjesztve. A hagyományos biosztratigráfia alapján a Száki Agyagmárga az alsó-pannóniai felső, Congeria czjzeki–Congeria partschi-val jellemzett részébe sorolható. MAGYAR et al. (1999b) korrelációja szerint a Czjzeki-zóna fiatalabb fele egykorú a Paradoxus-zónával. Képződési környezet. A Száki Agyagmárga Formációt nyíltvízi – delta lejtő környezetben lerakódott képződmények építik fel. Sekély szublitorális fáciesű. A nyíltvízi medencerészeken folyamatosan megy át a mélyebb lejtőfáciesű Algyői és esetleg a mélyvízi Endrődi Formációba is.

d DIÁSI FORMÁCIÓ ( M3) — dM3)

A felső-miocén törmelékes, medence-peremi kifejlődésű képződményeinek (Somlói és Tihanyi Formáció) az alaphegységre települő abráziós parti fáciesét Diási Kavics Formáció néven önálló rétegtani egységként definiálták (CSILLAG in GYALOG szerk. 1996). Litológia, település. A Diási Formációt jól kerekített kavics (57. és 58. ábra), konglomerátum vagy breccsa alkotja (59. ábra és IX. tábla,

58. ábra. Rétegzetlen, tömeges településű, dolomit- anyagú abráziós kavics feltárása (Diási Formáció). Csákvár, Bagó-hegy (CsG) 57. ábra. Jól kerekített abráziós kavicsok a Diási Formációban (CsG). Csákvár, régi Figure58. Exposure of the unbedded abrasional gravel szeméttelep with a massive appearance, composed by Figure 57. Abrasional gravel with well-rounded fragments in the Diás Formation dolomit pebbles (Diás Formation). Csákvár, (CsG). Csákvár, closed waste depo Bagó-hegy (Bagó Hill), (CsG)

101 5–6.), amely a parttól távolodva fokozatosan kavicsos homokba megy át, majd kiékelődik. A vértesi előfordulások zömét igen jól kerekített dolomitkavics és -konglomerátum, részint dolomitbreccsa alkotja. Elterjedése elsősorban a késő-miocén szinszediment szerkezeti mozgásokhoz kapcsolódik. A kavics, kong- lomerátum és breccsarétegek a vetőlépcsők, letörések felszínére cementálódva, illetve ezek előterében fordulnak elő (FODOR et al. 2004, CSILLAG et al. 2005). Ezeken az előfordulási területeken a meredek felszínen több 10 méter vertikális elterjedésben követhetők a Diási Formáció képződményei. Legnagyobb vertikális elterjedése Vértes- kozmától keletre a Kis-Somló déli gerincén kb. 60 m. Megfigyelhetőek a szerkezetileg kevésbé, vagy nem aktív késő-miocén parti sávban a szilárd kőzeten, a Vértes esetében dolomiton kialakult keskeny, néhány méter, esetleg néhány 10 méter széles abráziós színlők (IX. tábla, 1.). Ezek alatt megtalálható a helyi anyagú abráziós kavicsösszlet felhalmozódása. Erre igen szép példa Csákberénytől K-re a Bucka-hegy DK-i lejtőjének dom- borzata és feltárása. Csákvártól ÉK-re, a Bagó-hegy alatti dolomitbánya ÉK-i részén megőrződött a paleodomborzat részét alkotó partvonal, ahol felismerhető az abrázió hatása az egykori dolomit és dolomitbreccsa anyagú parti sziklákra. A sziklák előterében pedig ott található a nagyon jól kerekített, dolomit anyagú kavics és néhány méterrel 59. ábra. Helyi anyagú (rétegzetlen és laminites dolomit) breccsa a távolabb, az egykori bányaterület szeméttel feltöltött részén Pannon-tó parti sávja fölötti lejtőn (Diási Formáció). Csákvár, korábban látható volt a dolomitkavicsos homok is (57. Kotló-hegy (CsG) ábra). Figure 59. Breccia composed of clasts of local origin (unbedded and A Vértes DK-i előterében néhány fúrás rétegsorában a laminitic dolomite) on the slope above the shoreline of the parttól távolibb környezetet jelző rétegsorba települ a Diási Pannonian Lake (Diás Formation), Csákvár, Kotló-hegy (Kotló Formáció. Erre jó példa a Csákvár Csv–22 fúrás, amelyben Hill), (CsG) a peremi vetőlépcsőtől kb. 950 m-re települ kb. 3 m vastag dolomitkavicsos rétegsor a Somlói Formációba. Az abráziós parti képződmények között egyaránt előfordulnak laza, cementálatlan és közepesen–jól cementált rétegek is. A Diási Formáció fedője, részben heteropikus fáciese a Somlói, illetve a Tihanyi Formáció. A medenceterületen a Diási Formációval hasonló fáciesű összlet a Békési Formáció. Elterjedés, vastagság. A Diási Formáció feltárásai elsősorban a Vértes DK-i peremén találhatók. Legjellegzetesebb előfordulása a Csákvár fölött emelkedő Kerek-hegy DK-i peremén, a Kőlik-völgy É-i oldalán található feltárássorozat. Itt kb. 210-220 m-től kb. 300 m tszf. magasságig a vetőletörés felszínét dolomit anyagú breccsa- és konglomerátumrétegek borítják (IX. tábla, 5–6.). Az alaphegységre települő rétegek vastagsága max. 3 m. A negyedidőszaki képződményekben több helyen is előfordul áthalmozott pannon abráziós kavics, jelezve, hogy elterjedése a mainál jóval nagyobb volt. Más esetekben az abráziós felszínformák utalnak a formáció egykori elterjedésére. Ilyen, keskeny, abráziós peremként értelmezhető, enyhén lejtő felszínek ismerhetők fel a csákberényi Strázsa-hegyen, a Bucka-hegyen, és Szálláskútpusztától nyugatra, a Körtvélyes–Nagy-Széna vonulatának oldalában is. A Gánti-medence déli peremén több breccsafeltárás található. Ősmaradványok, kor. A Diási Formáció rétegeiből ősmaradványok nem kerültek elő. A keletkezésének alapjául szolgáló szinszediment szerkezetalakulás a Kállai Kavics Formáció lerakódását követően történt, rétegei összefogazódnak a Somlói Formációval. A pannon abráziós part vonalához közel található a Bárácházi (= Csákvári, = Esterházy, = Báracházi)-barlang, amelynek üledékeiből került elő a Vértes legjelentősebb, nemzetközi szinten nyilvántartott gerinces-faunája az 1926 és 1953 között végzett ásatások során (KADIĆ, KRETZOI 1926–1927; KRETZOI 1954). A többgenerációs keletkezésű (BÁRDOSSY, KORDOS 1989) barlangot elsődlegesen létrehozó függőleges hasadékok aljára települő szürkés színű foszforitos homokos mészmárgából, az ún. „Hipparion-faunás” üledékből KRETZOI (1954) 85 gerinces taxont mutatott ki. A KRETZOI (1959) által Csákváriumnak elnevezett faunafázis (biokronológiai egység) jellemzője az erdős-sztyepp fauna, melyben uralkodik a Hipparion (Anchitherium már nincs), a Cervavitus és a miocén típusú szarvasok; a Microstonyx, az erdei jellegű

102 Tragocerinák, míg a füvespusztai Gazella-fajok ritkák. A Hipparion mellett új bevándorlók is jelen vannak a faunában, mint a Parapodemus, a Miohystrix; ugyanakkor még az idősebb miocénből továbbélt hörcsög (Neocricetodon) is jelen van. Mindezek alapján KRETZOI (1969) a csákvári faunát a felső-pannóniai alsó tagjának, a világosabb, lazább agyagos és homokos üledékek Congeria ungulacaprea-s társulásával korrelálta, amelyet a Sümegium faunája követett. A későbbi rétegtani revíziók során KRETZOI (in KRETZOI,PÉCSI 1982) a Csákváriumot a 10 és 8,5 millió évek közötti időszakkal és az MN 11 zónával azonosította. Az újabb gerinces taxonómiai vizsgálatok kimu- 1. táblázat. A magyarországi fontosabb középső- és felső-miocén ősgerinces-lelőhelyek tatták, hogy különösen a Parapodemus rétegtani korrelációja jelenléte, a „Neocricetodon schaubi” Table 1. Stratigraphic correlation of the major Middle and Upper Miocene vertebrate localities of Hungary hörcsögfaj filogenetikai helyzete, valamint a fauna ökológiai jellege alapján az MN 11 zóna 9 és 8,2 millió évekkel ezelőtti időszakával azono- sítható, és a csákvári fauna fiatalabb a sümeginél (KORDOS, 1992; DAXNER- HÖCK et al. 1997). Mindezt pontosította a korábban MN 13 zónába tartozónak vélt, majd az MN 12 zónába sorolt baltavári faunát bezáró kőzetek mag- netosztratigráfiai vizsgálatának az eredménye, amely szerint az összlet a C4n zónába sorolható (MAGYAR et al. 2007). Ez STEININGER 1999 alapján az MN 11 zónával korrelálható. A jelenlegi ismereti szinten a Kárpát-medence fontosabb középső- és felső-miocén gerincesfaunáinak rétegtani korrelá- cióját a 1. táblázat tartalmazza. A Bárácházi-barlangtól délre fekvő homokgödör Congeria ungulacapraea- s szintjéből Hipparion sp. foga ismert (MÁFI Múzeum, V. 13223 lelt.sz.), ami esetleg korrelációs lehetőséget biztosít a lokális barlangkitöltés és a tavi üledé- * STEININGER (1999) nyomán kek között. Képződési környezet. A kavicsok anyagát kisebb részben a feküben települő képződmények, nagyobb részben pedig az abrázió, illetve a környező parti területről areális erózió által a hullámveréses övbe szállított durva hordalék szolgáltatta.

so SOMLÓI FORMÁCIÓ ( M3) — soM3

Litológia, település: — Vértes ÉNy-i előtér (BERNHARDT et al. 1974 alapján). Ciklikus kifejlődésű összlet, mely néhány decimétertől több méterig terjedő vastagságú, homok-, aleurit-, agyagmárgarétegeknek váltakozásából, felfelé durvuló félciklusokból épül fel. Az összlet vastagságának mintegy 2/3 részét teszik ki az agyagmárga–aleuritrétegek. Ezek színe szürke, nedvesen kékes árnyalatú, a felszín közelében limonittól sárgásszürke–sárgásbarna. Gyakori a szemcsenagyság igen finom váltakozása, mely sötétebb és világosabb szürke, milliméterestől néhány centiméterig terjedő vastagságú lemezeket hoz létre, ami az anyagnak vékonyan rétegzett külsőt kölcsönöz. Elválása lemezes, az agyagmárga részeken lemezes–kagylós. Mésztartalma 3–17% között változik, átlagosan 10–12%. Az elemzések csaknem minden esetben kimutattak dolomitot is. Az üledékek agyagásványai illit–montmorillonit típusúak. Az aleuritos részek elválási lemezeivel párhuzamosan orientált sok muszkovit, kevesebb klorit és biotit volt megfigyelhető. Homokos üledékek teszik ki az összlet mintegy harmadát. A homokos kőzettípusok az agyagosaknál általában világosabb szürkék, a felszín közelében sárgás-, illetve barnásszürke elszíneződést kapnak. Finom–aprószemcséjűek, jól osztályozottak, szemcséi gyengén koptatottak. Miháltz-féle koptatottsági értékük 1,59–2,17 között változik, átlagosan 1,76. A homokszemcsék között a kvarcon kívül muszkovit, klorit, többé-kevésbé kloritosodott biotit, gránát, epidot, limonit és pirit található. Fekvőjében minden esetben a Száki Agyagmárgát találjuk, amelyből cikluskezdet jelleggel, a homoktartalom fokozatos növekedésével fejlődik ki. Rétegtani fedője a Tihanyi Formáció.

103 — Vértes DK-i előtér. A Somlói Formáció a Vértes délkeleti előterében nem különbözik jelentős mértékben az északnyugati előtérből leírt kifejlődéstől. A homokrétegek aránya azonban jelentősebb, mint a Vértes túlsó oldalán. Egyes fúrásokban (pl. Csákvár Csv–25, –26) nagyjából az összlet felét homokrétegek teszik ki. Általános érvényűnek azonban nem tekinthető a homok arányának megnövekedése kelet felé, mivel egyes fúrásokban (pl. Csv–28) a rétegsor nagyobb hányadát agyag, aleurit alkotja. A keleti előtérre általában jellemző, hogy a rétegsor alsó része (nagyjából a fele) nagyobb vastagságú, gyakran 10 m- t meghaladó rétegekből áll, amelyeknek anyaga uralkodóan homok. A formáció felső részére vékony, általában 0,5–3 méteres, kevés homokot tartalmazó aleurit- és agyagrétegek jellemzőek. Ez a sűrűn váltakozó rétegsor a Tihanyi Formáció egyik ismérve JÁMBOR (1980) szerint, de később a Tihanyi Formáció legfontosabb ismérvének a huminites, lignites rétegek jelenlétét tekintette (JÁMBOR 1996), ennek alapján ezek a rétegek a Somlói Formációba sorolhatók. A formáció rétegei általában szürkék, csak egyes szakaszokon, talajosodási jelenségekkel kísérve figyelhető meg szürke- sárga tarka szín. A rétegsorokban helyenként felismerhető egyes rétegek normális gradáltsága, valamint néhány fúrásban felfelé finomodó félciklusok egymásra települése is, főleg a formáció felső részén. Jól rétegzett szakaszain vízszintesen laminált rétegek, keresztrétegzettség is megfigyelhető. A Csv–31 175,0–182,0 m közötti szakaszán homokos aleuritban hullámfodros rétegzettséget említ a fúrás dokumentációja. Számos szintben gyökérmaradványok figyelhetők meg. Egyes homokrétegek meszes kötésű homokkővé cementálódtak e szintekben (pl. Csákvár Csv–25, 39,9–43,3 m). A vékony rétegek karbonáttartalma szélsőségesen változó egyes fúrásokban. A gyakorlatilag mészmentes (CaCO3<1%) rétegek 50% körüli mésztartalmú rétegekkel váltakoznak. Gyakori a rétegsorban a szögletes, szemcsés elválású agyag és a mészmentes agyagos homok, agyag váltakozása. A gyenge talajosodás, mésztelenedés a sekély tavi környezet időszakos kiszáradására utal. A formáció feküje a Csákvári Agyagmárga, illetve helyenként a Kállai Kavics Formáció. Utóbbival alsó szakasza összefogazódik, azonban a Kállai Kavics előfordul a Somlói Formációban lencseszerűen betelepülve is. A Somlói Formáció fedője a Tihanyi Formáció, leggyakrabban a Vértesacsai Formáció települ rá eróziós diszkordanciával. Elterjedés, vastagság. A Somlói Formáció a Vértes nyugati előterében általános elterjedésű a Száki Agyagmárga felszíni elterjedésének ÉÉNy-i határaként említett, Alsóvasdinnyepuszta–Makkpuszta–Szák–Nagyparnakpuszta–kocsi Badacsony–hegy–Miklóspuszta vonaltól ÉÉNy-ra a Felsővasdinnyepuszta–Csép É-i széle–Kocs É-i határa – mocsai Gurgyal-hegy D-i lejtője vonalig. A fejlődéstörténet szempontjából fontos előfordulása a Bársonyos tetején 290–300 m tszf. magasságban található, a Kopasz-hegy és Szarvas-hegy között, az erdészeti út rézsüjében. A Somlói Formáció vastagsága a peremektől a medence belseje felé 100–150 m-re nő. A Vértes keleti előterében a Somlói Formáció szinte mindenütt megtalálható a fúrási rétegsorok alapján. Hiánya a Magyaralmás és Csákberény közötti területen, Csákvártól DNy-ra a Báracházi-barlang előterében, Bodmértól ÉNy-ra a Porkoláb-hegyen, valamint a Váli-völgy K-i oldalán mutatható ki, ahol idősebb pannon képződmények bukkannak a felszínre vagy a Vértesacsai Formáció idősebb pannonra települ. Jól vizsgálható felszíni előfordulása nem ismert, viszonylag kis területen bukkan a felszínre. Ennek oka, hogy fedőjében a viszonylag kis területi elterjedésű Tihanyi Formáció mellett nem csupán a pleisztocén és holocén, hanem a késő-miocén–pliocén Vértesacsai Formációba tartozó képződmények is jelentős vastagságban települnek. A Vértes keleti előterében feltárt vastagsága maximum kb. 150 m, fedője azonban eróziós diszkordanciával települ ezekben a fúrásokban, ennek alapján eredeti vastagsága ezt meghaladta. A Tihanyi Formáció alatt ismert legnagyobb vas- tagsága 142,4 m a Vértes K-i peremének előterében mélyült Csákvár Csv–25 fúrásban. Ősmaradványok, kor. A Somlói Formáció homokos rétegei jellegzetes puhatestű faunát tartalmaznak. Számos faj kizárólag ezekből a rétegekből ismert. Ilyen például a Lymnocardium variocostatum, a Lymnocardium penslii korai formája, a Lymnocardium hantkeni, a „Lymnocardium” priscae, vagy a Melanopsis caryota korai formája. Jellemző a Dreissena auricularis tömeges megjelenése és az Unio mihanovici előfordulása is. A fauna leggyakoribb — bár lényegesen nagyobb sztratigráfiai elterjedésű — alakjáról STRAUSZ (1942) Congeria ungulacaprae szintnek nevezte ezt a rétegtani egységet. A Vértes nyugati előterében a formáció üledékei közepes mennyiségű ősmaradványt tartalmaznak. A Congeria ungulacaprae búbtöredékei nagy tömegekben hevernek a szántóföldeken. Az ép félteknők ritkák, általában a teknők alsó pereme letörött, nagyságuk így is eléri a 6-7 cm-t. Sokszor más ősmaradvány nem is fordul elő. A bezáró kőzet általában agyagmárga és aleurit. Nagyparnakpusztától DNy-ra egy árok adta feltárásban, valamint a mélyfúrásokban és a szántóföldi törmelékes foltokban megfigyelhető, hogy a C. ungulacaprae búbjai 5–20 cm vastag rétegekben dúsulnak fel, s ez alatt és felett csupán elszórtan látható egy-egy példány. A viszonylag vékony rétegek a felszíni feltárásokban sárgásbarna limonitos elszíneződésűek. Hasonló fauna található Nagyparnakpuszta és Virághtanya között az út bevágásában, aleuritos homokban. A MÁFI gyűjteményében Kömlőd, Környe, Kisbér, Csép és Császár területéről őriznek Congeria ungulacaprae maradványokat. A LIFFA (1911) által Kocs környékén gyűjtött nagy, vastaghéjú szívkagylót VITÁLIS (1934) új fajként, Lymnocardium variocostatum néven írta le. A Kömlőd és Kocs (Duc-tanya, Badacsony-hegy) környéki feltárásokból HORUSITZKY (1916),

104 SZÁDECZKY-KARDOSS (1938), és STRAUSZ (1951) is aránylag gazdag faunát írt le. Szákon, a római katolikus templom melletti temető és az út közötti egykori homokbányából HORUSITZKY (1916) szép kövületeket gyűjtött, amelyeket Halaváts határozott meg, és amelyek a MÁFI gyűjteményében fellelhetők. Az anyag a saját gyűjtésünkkel kiegészítve az alábbi fajokat tartalmazza: Congeria sp., Dreissenomya unioides, Dreissena auricularis, Lymnocardium penslii, L. apertum, L. hantkeni, Caladacna steindachneri, Euxinicardium schreteri, Melanopsis pygmaea, Goniochilus schwabenaui, Micromelania tricarinata, M. laevis, Gyraulus kimakoviczi, Valvata kupensis, Radix sp. A hegység keleti előterének feltárásaiból is gazdag anyagot őriznek a múzeumok. A Természettudományi Múzeum és a Magyar Állami Földtani Intézet gyűjteményeiben az alcsúti göböljárási homokbányából Congeria ungulacaprae, C. partschi, Dreissena auricularis, Lymnocardium variocostatum, Melanopsis caryota, M. pygmaea, M. fossilis constricta, Felcsút különböző lelőhelyeiről („Paptói szőlő”, „alsó malom”) Congeria ungulacaprae, C. partschi, Dreissena auricularis, Dreissenomya sp., Lymnocardium penslii, L. variocostatum, L. cf. apertum, L. hantkeni, Euxinicardium cf. schreteri, Parvidacna sp., Melanopsis caryota, Bicskéről Congeria ungulacaprae, Lymnocardium variocostatum, Melanopsis fossilis constricta, Tabajdról Congeria partschi, Dreissena auricularis, Lymnocardium penslii, Unio mihanovici, Melanopsis pygmaea, M. caryota, Csabdiról Melanopsis caryota, Csákvárról Lymnocardium penslii található. A hegység keleti előterében mélyült Csv jelű bauxitkutató fúrások faunáját TÓTH (1971) vizsgálta. Az általa felső-pannóniai rétegekként leírt összlet a jelenlegi litosztratigráfiai beosztásban a Somlói Formációba tartozik. Az elszórt maradványokon kívül a formáció felső részében egy 0,5–2,0 m vastag homokréteg tartalmazott nagyobb mennyiségben faunát, mégpedig az alábbi fajokat: Dreissena auricularis, D. auricularis simplex, Lymnocardium decorum (a közölt fénykép alapján L. ponticum), L. majeri, L. penslii, „L.” priscae, L. vicinum, Planorbis sp. Alcsút környékéről levélmaradványok kerültek elő a formáció bázisrétegeiből (60. ábra). A vizsgált terület közvetlen határán található a fehérvárcsurgói homokbánya, ahol a Kállai 60. ábra. Levélmaradvány a Somlói Formáció legalsó rétegeiben. Alcsút (CsG) Formáció fölött települő Somlói Formáció faunáját Figure 60. Leaf remnant from the lowermost beds of the Somló Formation. Alcsút (CsG) MAGYAR (1992) vizsgálta. A Somlói Formációra a Vértes keleti előterében mindenütt jellemző az Arenicola tartalmú rétegek előfordulása. A Somlói Formáció a Vértes mindkét oldalán a litorális puhatestű zonáció Ponticum-zónájába tartozik. Mai ismereteink alapján kora 9,6–8,7 millió év közé tehető (MAGYAR et al. 2007). Képződési környezet. A Somlói Formáció medenceperemi partközeli, sekélyvízi környezetben, a deltasíkság víz alatti részén keletkezett. Hullámfodrok, íves keresztrétegzés is előfordul, ami áramló ülepítő közegre utal. A medenceterületen az Újfalui Formációval párhuzamosítható.

t TIHANYI FORMÁCIÓ ( M3) — tM3

A Tihanyi Formációra jellemző rétegek két szintben fordulnak elő a Vértes környezetében. A formáció tipikus, a tavi rétegsor tetején történő megjelenése mellett nagyon vékony, 1-2 méter vastag, lignittartalmú rétegek több helyen is megfigyelhetők a Kállai Kavics fedőjében. A térképezett területen a Csákvár Csv–31 fúrás 203,0–204,4 m közötti szakasza sorolható ide. A szén 0,1–0,5 cm vastag összefüggő rétegeket alkot. A vizsgált terület közvetlen közelében, a fehérvárcsurgói homokbányában a Kállai Formáció homokösszlete felett közvetlenül lignites homok-, lignitrétegek települnek. Erről a területről VECSERNYÉS (1966) a Tihanyi Formáció jellegzetes faunáját ismertette. Lignit, lignites agyagrétegek megjelenését a mai litosztratigráfiai beosztás szerint a Kisbéri Kavics fedőjében, a Száki Formáció alsó részén KOCH (1873) a Bakony Ny-i előterében, Pápateszér és Magyarpolány között is leírta. A térképezett területen a Vértes északnyugati előterében a Tihanyi Formációnak a feküjét alkotó Somlói Formáció a legfiatalabb pannon formáció Litológia, település. A keleti előtér esetében a rossz feltártság, a számos esetben bizonytalan fúrásleírások miatt nem állapítható meg egyértelműen a nyugati előtér térképezési területen kívül eső részén kimutatott, a jellemzőnél nagyobb agyagtartalom. A rétegsor fő tömegét agyag-, homokos agyag-, agyagos homok-, homokrétegek alkotják azonban itt is, amelyek között gyakoriak a szerves festődésű, Mollusca-töredékes képződmények. A hegység belsejében, a Gánti-,

105 Kápolnapusztai- és Vérteskozmai-süllyedékben mélyült fúrások rétegsorában a formációk elkülönítése igen bizonytalan a leírások alapján. Általában agyagos, aleuritos, de helyenként homokos és kőzettörmelék-tartalmú rétegek is szerepelnek a Tihanyi Formációba sorolható rétegek leírásában. A formáció a hegység belsejében az alaphegységre vagy a Kállai Formációra települ, a település jellege (üledékfolytonos, illetve diszkordáns) azonban nem állapítható meg. A Vértes K-i peremének előterében mélyült Csákvár Csv–1 fúrásban azonban már az általánosan jellemző települési helyzetben, a Somlói Formáció fedőjében találjuk a Tihanyi Formációt. Fedője mindenütt eróziós diszkordanciával következik, települt fedője a vizsgált területen nem ismert. A Tihanyi Formáció megkülönböztetése a Somlói, illetve a Vértesacsai Formációtól a fúrásleírások alapján nehézségekbe ütközik. Ennek az eredménye a fúrási adatbázisok ellentmondásossága a fenti formációk települési helyzetét illetően. Elterjedés, vastagság. A felszíni előfordulások a hegység belsejében egyértelműen csak a Gánti-süllyedék ÉK-i részén erősítik meg jelenlétét. Az egyetlen itteni feltárás szórványos puhatestű-faunája jellegzetes, a Tihanyi Formációba tartozó fosszíliákból áll (Müller P. szóbeli közlése). A Kápolnapusztai-medence É-i végében található, nagyon gyengén feltárt összlet rétegei erősen emlékeztetnek a Tihanyi Formáció rétegeire, de innen mostanáig fauna nem került elő. A környező fúrások (Gánt Gp–335, –336) rétegsorai azonban szintén a Tihanyi Formáció jelenlétére utalnak. A hegység K-i előtérében a Somlói Formáció fedőjében települt rétegek Csákvártól északra csak kis területen kerülték el a lepusztulást. A Tihanyi Formáció jelenlegi vastagsága a hegység területén és keleti előterében mindössze néhány 10 m. A fúrási dokumentációkban leírt, illetve a térképezett területtel annak DK-i sarkában érintkező Velencei-hegység földtani térképén jelölt, Tihanyi Formációba sorolt képződményeket a térképezés tapasztalatai alapján a Vértesacsai Formációba soroljuk. Ezek a több 10 méter vastag összletek fosszíliamentesek, a Tihanyi Formációra jellemző faunán kívül a formációra jellemző lignit- és szervesagyagrétegek is hiányoznak. Ősmaradványok, kor. A Tihanyi Formáció faunája általában élesen elüt a fekvő Somlói Formációétól. Ősmaradványai leggyakrabban a pelites kőzetváltozatok elválási felszínein jelentkeznek, összemosásszerű feldúsulásban. Leggyakoribb alakjai: Lymnocardium decorum, Melanopsis fuchsi, Dreissena auricularis, Congeria neumayri, Unio mihanovici, Planorbis sp., Amnicola-féle csigák. Lényegesen kisebb mennyiségben Congeria balatonica, Theodoxus radmanesti, Lymnocardium penslii, Melanopsis sturi és Planorbarius grandis is találhatók benne. Feltűnően gyakori egyes elválási lapokon 1-2 cm-es Lymnocardium decorumok sűrű előfordulása, sok apró Micromelania, Hydrobia és Amnicola-féle házzal és néhány kistermetű Planorbis sp.-vel. A L. decorum gyakran kettős teknőként jelentkezik, bennük, valamint a többi ősmaradványok környékén, de önálló foltokban is az elválási lapokon fekete pirites-mangános foltok látszanak. A felszíni feltárásokban a foltok sárgásbarna–barna színűek, limonittá alakultak. A Dreissena auricularis, Melanopsis fuchsi és Unio mihanovici igen gyakran homokban is megjelenik, a többi ősmaradvány jóval ritkábban. A hegység keleti előterében (a Csv jelű bauxitkutató fúrásokkal feltárt terület legkeletibb részén), a Csv–17, –23, –26 fúrásokban az alábbi fajok fordultak elő a Tihanyi Formációban: Unio mihanovici, Lymnocardium decorum (valójában L. ponticum?), Congeria triangularis, Viviparus sadleri, Melanopsis fuchsi (TÓTH 1971). A Tihanyi Formáció korára vonatkozó új adat a térképezési területről nem került elő. A Tihanyból származó kb. 8 millió éves koradat közelítőleg azonos lehet a Vértes keleti előterében a Tihanyi Formáció legfiatalabb rétegeinek képződésével a Pannon-tó e részének feltöltődését megelőzően. A Tihanyi Formáció innen nyugat felé fokozatosan idősödik, de jelentős — néhány százezer évet meghaladó — különbség nem tételezhető fel, különösen, ha figyelembe vesszük a hegységi terület gyors feltöltődését. Képződési környezet. A Tihanyi Formáció képződményei delta síkság, mocsári, esetenként folyóvízi környezetben rakódtak le. Jellemzően parti, partközeli fáciesű összlet, ami a Somlói Formációnál sekélyebb vízben rakódott le. A medenceterületen az Újfalui Formáció rétegsora képvisel hasonló környezetet és települési helyzetet a lejtő fáciesű összletek (Algyői Formáció) felett.

MIOCÉN–PLIOCÉN v *VÉRTESACSAI FORMÁCIÓ ( M3–Pl1) — vM3–Pl

Az általunk Vértesacsai Formációba sorolt képződményeket TÓTH K. (1971) különítette el először a „pannóniai” összlettől. Az általa pleisztocénbe sorolt tavi rétegsor vastagságát 150 méterre becsülte. A „pannóniai” és az édesvizű tavi képződmények megkülönböztetését alapvetően a Pannon-tó faunájának, és általában a fosszíliáknak szinte teljes hiányára alapozta. A térképezés tapasztalatai jelentős részben megerősítették TÓTH K. (1971) megállapításait. A Pannon-tó üledékeire eróziós diszkordanciával jelentős vastagságú rétegsor települ. Ennek lerakódása azonban megelőzte a Vértes keleti előterében kialakult plio–pleisztocén hegylábfelszín-rendszer kialakulását, kora tehát a késő-miocénre, kora-pliocénre tehető.

106 A Magyar Rétegtani Bizottság Pannóniai Albizottsága a képződményegyüttest önálló formációként, Vértesacsai Formáció néven sorolta be a litosztratigráfiai rendszerbe. Az elsősorban folyóvízi üledékképződési környezetben létrejött képződményeinek részletes feldolgozását UHRIN (2006) kezdte meg. Litológia, település. A Vértesacsai Formáció két, egymástól összetételében, fáciesében határozottan elkülönülő összletből áll. Az egyik a hegység belsejében települő durva törmelékekből, részben áthalmozott vörös agyagból álló egység, a másik a hegység előterében lerakódott alluviális síksági képződményegyüttes. Felvetődik annak a lehetősége, hogy a két élesen elkülönülő litológiájú, de térképezési szempontok alapján jelenleg formáció szintjén nehezen szétválasztható kőzetcsoportot legalább tagozatként megkülönböztetjük. Ezért a Vértesacsai Formáció hegyvidéki kifejlődését *Kápolnapusztai Tagozat néven ismertetjük. A Kápolnapuszta környékén mélyült fúrások rétegsora (pl. Gánt Gp–332, –420) jellemző erre a fáciesre, települési helyzetét (a kápolnapusztai pull-apart medencében) FODOR et al. (2004) ismertette. A másik fáciesre a *Vértesacsai Tagozat elnevezést javasoljuk. Ennek indoka, hogy jelenleg ugyan a Magyar Rétegtani Bizottság Pannóniai Albizottsága önálló formációként kezeli az itt tárgyalt képződményegyüttest, a Vértes előterében települő összlet azonban megjelenésében, települési viszonyaiban igen hasonló a Nagyalföldi Formációhoz, ennek a litológiai egységnek a Nagyalföldi Formációba tartozása igen valószínű. A későbbi litosztratigráfiai besorolást és értelmezést megkönnyítheti a két itt tárgyalt tagozat fent leírt módon történő szétválasztása, önálló kezelése. — *KÁPOLNAPUSZTAI TAGOZAT. Áthalmozott pannóniai kavics, homok, agyag, bauxit, eocén és oligocén rétegekből származó kőzetanyag, triász dolomit anyagú durva törmelék alkotja a rétegsort. Rosszul rétegzett, sárga, barna, vöröstarka, oxidált rétegek jellemzik. Gyakran sok mészkonkréciót tartalmaz. A homok szemcseméret-tartományban a kvarc mellett gyakori a mészkő-, dolomitszemcse is. Az agyagfrakció helyenként bauxitszemcséket is tartalmaz. Éles diszkordanciával települ, feküjében triász dolomit, eocén képződmények és a Csákvári Agyagmárga is megtalálható. Fedőjében ugyancsak éles diszkordanciával negyedidőszaki rétegek találhatók. — *VÉRTESACSAI TAGOZAT. A Vértesacsai Formáció nagyobb vastagságú, általánosabb elterjedésű képződményeinek litológiája jelentősen eltér a Kápolnapusztai Tagozatétól. Alluviális síksági környezetben lerakódott homok-, aleurit-, agyagrétegek alkotják a formáció fő tömegét, amit kevés kavicsos homokréteg tesz változatosabbá. Részletes vizsgálata két felszíni feltárásban történt meg. UHRIN (2006) Vértesacsa környékén a Csönget-völgyben (X. tábla, 1.) és az Agyagos-völgyben található szelvényeket dolgozta fel szakdolgozatában. A folyóvízi–ártéri összletben uralkodó a pelittartalmú kőzetanyag. UHRIN (2006) szerint a Csákvár Csv–17 és Csv–28 fúrásokban az általa teljes bizonyossággal a formációba sorolható rétegsorok 64%, illetve 80%-át agyag, aleurit, ill. homokos agyag teszi ki. Az uralkodóan finomszemcsés összletet 4,5–10,6 m közötti vastagságú homokszintek tagolják. A paleotalajok 0,5–1,5 m vastag barnásszürke, szürkésbarna, általában rögös, oszlopos elválású mészmentes agyagrétegből (X. tábla, 3.), valamint ezek alatt kialakult 0,2–1,0 m vastag mészakkumulációs szintekből, kalkrétekből állnak. A mészakkumulációs szintekben helyenként kemény, rideg karbonátos cementációjú padok, másutt csupán kisebb- nagyobb, esetenként löszbabára emlékeztető mészkonkréció-szintek alakultak ki. Korábbi térképeken, sok fúrási rétegsorban a kalkréteket édesvízi mészkőként értelmezték, ebből következően pedig a rétegeket a Nagyvázsonyi Mészkő Formációba sorolták. UHRIN (2006) szerint néhány feltárásban ártéri környezetben lerakódott tavi mésziszap is megfigyelhető a rétegsorban. A tagozat homokrétegei általában világossárga, sárgásbarna, világos szürkésbarna színűek. Szemcseméretük leggyakrabban apró és középszemcséjű, de vékony rétegekben, lencsékben durvahomok, aprókavicsrétegek is előfordulnak. A kavicsok anyaga ural- kodóan kvarc, kvarcit, ritkán dolomit és mészkő is előfordul. A homokrétegek vastagsága néhányszor 10 cm és több méter között változik. Vízszintes és kereszt- rétegzettség egyaránt felismerhető (61. ábra és X. tábla, 2.). A homokrétegek UHRIN (2006) szerint alapvetően két típusra oszthatóak. A nagyobb vastagságú, több méteres vastagságot elérő homokrétegek keresztrétegzettek, több feltárásban kimu- tatható a vályús keresztrétegzettség (X. tábla, 2.). A rétegkötegek vastagsága 20–90 cm között változik. Ezek a homokrétegek egykori mederkitöltések, övzátonyok ma- radványai. A finom sziliciklaszt, agyag- 61. ábra. Vízszintes és keresztrétegzett folyóvízi homok a Vértesacsai Formációban (CsG). rétegek közé települő, legfeljebb 2 m vastag Csákvár, az egykori Miklósmajor mellett homokrétegek ártéri hordalékként rakód- Figure 61. Horizontal and cross-bedded fluvial sand in the Vértesacsa Formation (CsG). hattak le. Csákvár, near the one-time Miklósmajor (Miklós Farm)

107 A csönget-völgyi szelvényben kis méretű vízkiszökési formák ismerhetők fel (62. ábra), valamint ezek környezetében néhány meredek dőlésű, oldalelmozdulásra utaló szerkezeti sík is látható. Elterjedés, vastagság. A Vértesacsai Formáció elterjedését két területre lehet osztani. A Vértes belsejében a hegység kis medencéiben, szerkezetileg levetett, kis kiterjedésű blokkok felszínén fordul elő dolomittörmelékes, vörösagyagos típusú kifejlődése (Kápolnapusztai Tagozat). Legjellemzőbb előfordulása a kápolnapusztai pull-apart medence fúrásokkal feltárt rétegsora. A Kápolnapusztai Tagozat átlagos vastagsága 10 m körül van, legnagyobb vastagságban a Gánt Gp–312 fúrás harántolta (41,6 m). Ennél jelentősen nagyobb területet borít folyóvízi ártéri kifejlődésű homok, agyag, mésziszap–mészkonkréció összetételű összlete (Vértesacsai Tagozat) a Vértes keleti előterében. Fúrásokban és felszíni feltárásokban a Vértes pereme és a Velencei-hegység közötti területen mindenütt jelen van. A térképezett területen legjobb feltárása Vértes- acsától ÉÉNy-ra kb. 2 km-re a Csönget-völgyben található (X. tábla, 1.). A vízmosásban hosszan követ- hető, 7-8 m magas meredek fal a formáció legjobb felszíni szelvénye, amit a formáció alapszelvényének tekintünk. A feltárás részletes vizsgálata is megkez- dődött (UHRIN 2006). A Vértesacsai Tagozat fáciesében jelentős területi eltérések mutathatóak ki. Mai elterjedésének nyugati határa Magyaralmás környéke. Innen a Császár-víz völgyéig uralkodóan finomtörmelék, paleotalaj, kalk- rétrétegek jellemzőek. A Császár-víz–Miklósmajor területen több fel- tárásban is keresztrétegzett homok bukkan a felszínre. Lovasberénytől É–ÉNy-ra szálfeltárás alig fordul elő, azonban a kiszántott területen a finomhomok- és aleuritkibúvások a jellemzőek, elsősorban a falutól ÉNy- ra, 160 m tszf. felett. Néhány szálfeltárásban paleotalaj is felismerhető a rétegsorban. Lovasberény–Vereb környékén több helyen ke- resztrétegzett homok bukkan a felszínre (Likaskő környéki homokfejtők), illetve 210–225 m tszf. között a szántásokban homok, homokkő törmeléke borítja a felszínt. A legmagasabb térszíneken, mint a lovasberényi János-hegyen ( 230–250 m tszf. között) és a Haraszt- 62. ábra. Kis méretű, szinszediment virágszerkezet közelében kialakult erdőben a vértesacsai lap DK-i sarkában (230 m tszf. ) vízkiszökéses szerkezet a Vértesacsai Formációban (CsG). körül több feltárásban is paleotalaj kerül a felszínre (63. Vértesacsa, Csönget-völgy ábra). Figure 62. Water escape near a small-size, synsedimentary flower-structure A vértesacsai, Csaplári-erdő környékén a paleotalaj in the Vértesacsa Formation (CsG). Vértesacsa, Csönget-völgy és a keresztrétegzett homoktestek jellemzik a területet. (Csönget Valley) Ezek a kibúvások kb. 175–200 m közötti tszf. magas- ságban találhatók a felszínen. A különböző területek közötti összehasonlítások során azonban a tengerszint feletti magasságokon alapuló fáciesösszevetés megbízhatóságát erősen csökkenti a területen feltételezhető fiatal vertikális szerkezeti mozgások hatása (CSILLAG et al. 2002). Például a Vértes K-i peremén a formációba sorolható homok, agyag és bioturbált paleotalaj rétegei Szálláskútpuszta mellett 300 m fölött találhatók a tengerszint felett. Feltehetően ugyancsak a Vértesacsai Tagozat folyóvízi homokrétegeit tárja fel egy felhagyott homokbánya Csákvártól Ny-ra, a Róka-hegy DNy-i lejtőjén. Az 5–10 m vastagságúra becsülhető homokösszlet kb. 260-270 m tszf. magasságban, a Róka-hegy mellé levetett blokk felszínén települ. A Vértesacsai Tagozat vastagsága Zámoly–Magyaralmás környékén feltehetően meghaladja a 100 métert is. A fúrási dokumentáció alapján sok esetben igen nehéz az elhatárolása a feküben települő hasonló jellegű terresztrikus képződményektől. Legnagyobb vastagságban a Magyaralmás Ma–11 és Zámoly Z–2 fúrás harántolta (152,3 m illetve >162,7 m, max. 190 m). Az innen északabbra harántolt rétegsorok vastagsága 10–90 méter között változik. Ezen a területen a legnagyobb vastagságú rétegsorát a Csákvár Csv–23/a fúrás harántolta (91 m) Csákvártól DNy-ra, a Zámolyi- medencéhez tartozó Csíkvarsai-réten. A rétegsor elhatárolása a fúrási dokumentációk alapján — hasonlóan Magyaralmás környékéhez — ezen a területen is bizonytalan a fekü Somlói és Tihanyi Formáció felé. Felmerül annak a lehetősége is — elsősorban a Magyaralmás–Zámoly környéki területen — hogy a Vértesacsai Formációnak megfelelő szárazföldi fáciesű üledékképződés már a késő-miocén korábbi időszakában is megkezdődhetett a

108 Somlói és Tihanyi Formációk heteropikus kifejlődéseként a medence peremén. Ez lehetne a magyarázat az itt folyamatosnak tűnő rétegsorok kialakulására. Ősmaradványok, kor. Kormeghatározásra alkalmas ősmaradvány a formációból még nem került elő. SÜTŐNÉ SZENTAI palinológiai vizsgálatának eredményeit UHRIN (2006) közölte. A csönget-völgyi egyik mintában meleg mérsékelt éghajlatot jelző együttes található, melynek legjellegzetesebb eleme a hársfa (Tilia sp.), mellette fészkesvirágzatúak (Umbelliferae) és a fűfélék (Ambrosia sp.) is megjelennek. 50–60 m-rel keletebbre azonos szintből hiányzik a hársfapollen, ám sok — vízzel borított területre utaló — mikroplankton, és egy moha (Muscites sp.) spóratartójának fedője került elő. A Vértesacsai Formáció kora konkrét adatok hiányában csak a diszkordáns fekü- és fedőképződmények, valamint a felszínén kialakult lepusztulási szintek figyelembevételével levonható következtetetések alapján határozható meg. A for- máció különböző korú felső-miocén képződményekre települ (Csákvári Agyagmárga Formáció, Kállai Kavics Tagozat, Somlói Formáció). Ennek alapján lepusztulási időszak feltételezhető a Pannon-tó feltöltődése és a Vértesacsai Formáció lerakódása között, aminek a végére kialakult az a lenyesett térszín, amire a formáció települt. Ez a denudációs periódus lezárulhatott még a miocén vége előtt, a Vértesacsai Formáció képződése a késő-miocénben megindulhatott, sőt akár be is fejeződhetett. A formáció lerakódása befe- jeződésének idejére vonatkozóan is csak következtetni lehet. A Vértes előterében kialakult, nagy területű, számos szintből álló hegylábfelszín-rendszer lenyesi a formáció kép- 63. ábra. Nagy méretű konkréciókból álló mészakkumulációs szintek a ződményeit. A Kárpát-medencében a hegylábfelszínek Vértesacsai Formációban (CsG). Lovasberény, János-hegy kialakulásának fő időszaka a pliocén volt, a laza üledékeken a Figure 63. Calcareous horizons comprising large-size concretions in pliocén közepén jelentős pedimentáció folyt (KRETZOI, PÉCSI the Vértesacsa Formation (CsG). Lovasberény, János-hegy 1982). Ennek az egységes hegylábfelszín-rendszernek a (János Hill) Vértes K-i előtere is részét képezte, tehát kialakulása a pliocén közepén már minden bizonnyal itt is megkezdődött, ezzel behatárolva a Vértesacsai Formáció lerakódásának időkeretét. A hegységelőtéri, folyóvízi fácesű összlet legvalószínűbb kora késő-miocén–kora-pliocén. A hegységi területen elvileg feltehető, hogy megjelenése alapján fiatalabb pliocén, esetleg idős pleisztocén képződményeket is ebbe a formációba kellett besorolni, de jelenleg ennek a kifejlődésnek a korára vonatkozóan semmilyen adattal nem rendelkezünk. Képződési környezet. A Vértesacsai Formáció hegyvidéki kifejlődése (Kápolnapusztai Tagozat) lejtőüledékek, torrenciális és feltehetően folyóvízi képződmények együtteséből áll. Fáciesében leginkább a Tengelici Formációhoz áll közel, de kora alapján nem párhuzamosítható a két képződményegyüttes. A hegység előterében található folyóvízi összletben felismerhetők a meder és ártéri fáciesek egyaránt. A mederkitöltő homoktestek és az alluviális síkság finomszemcséjű üledékei mellett a paleotalajok is nagy területen fordulnak elő. Az egyes szelvényekben kimutatható 1–1,5 méteres talajrétegek az üledékképződés viszonylag tartós megszakadására, az erősen kilúgzott szintek alatt kialakult vastag, gyakran erősen cementált mészakkumulációs szintek a talajvízszint süllyedésére utalhatnak. UHRIN (2006) szerint a meder fáciesű homokrétegek 5–7 méteres vízmélységben rakódtak le, a Körös, Maros alsó szakaszának nagyságrendjéhez hasonlítható folyóban. A szállítás iránya a Csönget-völgyben ÉNy–DK, az Agyagos- völgyben ÉK–DNy, ami összességében délies irányú, kissé kanyargó medrű folyóra utal. A Vértes keleti előterében megismert Vértesacsai Formáció litológiai megjelenése, képződési környezete igen hasonló a Gödöllő környéki pliocén homokösszletéhez. Az UHRIN, SZTANÓ (2007) által kimutatott egykori folyómedrek mélysége is hasonló egymáshoz, bár a Gödöllő környékén általuk leírt 9 m körüli maximális értéket a Vértesacsai Formáció jelenleg ismert elterjedési területén nem érte el a vízmélység. A Vértesacsai Formáció alluviális fáciesű összlete korát és képződési környezetét tekintve a Nagyalföldi Formációval korrelálható, valamint — a medence belső területén, ahol a Pannon-tó feltöltődését követően folyamatos volt az alluviális síksági üledékképződés a fekü tavi rétegsor felett — a Zagyvai Formációval párhuzamosítható.

109 PLIOCÉN–KVARTER

A miocén–pliocénnél fiatalabb szárazföldi képződmények elkülönítése a hegyvidéki térképezés jelenlegi hazai gyakorlata szerint alapvetően genetikai szempontok alapján történik. Ezek a képződmények a Vértesben, de különösen annak előtereiben igen rosszul feltártak, besorolásuk gyakran morfológiai megfontolásokon alapul. Ez az oka elsősorban annak, hogy ezeknek a képződményeknek az ismertetése az idősebb képződményeknél alkalmazott tárgyalásmódtól némileg eltér. A késő-neogén és negyedidőszak geokronológiája nem kiforrott napjainkban. Ez könnyen ellentmondásokhoz, értelmezési zavarokhoz vezethet. A korábbi hazai szakirodalomban használt hármas osztatú pleisztocén tagolás sem feleltethető meg egyértelműen a ma használt nemzetközi beosztásnak (2. táblázat). A radiometrikus koradatok hiányában a Vértes földtani térképén ábrázolt képződményeknek csak relatív kora adható meg. A Vértes és környékének negyedidőszaki képződményeit a korábbi földtani térképek nem ábrázolták és értelmezték részletesen. Ennek ellenére azonban a Vértes földtani megismerésének alapját jelentő művében TAEGER (1909) már meg- fogalmazta azokat a máig érvényes felismeréseket, amelyek meghatározzák a terület negyedidőszaki képződményeinek alapvető jellemzőit. Taeger felismerte a pannóniai képződmények lerakódását követő hosszú lepusztulási időszakot, kiemelte a szél szerepét ebben az általános denudációban (TAEGER 1909 p. 112.). Ugyancsak felismerte, hogy Pusztavám környékén a lösztől elválaszthatatlanok a helyi, idősebb homokösszletekből áthalmozott, uralkodóan homokból álló vékony, lepelszerű képződmények. A most záruló 2. táblázat. A késő-neogén és a negyedidőszak összehasonlító geokronológiai térképezés egyik fontos eredménye, hogy ezek elter- táblázata jedése a Vértes Ny-i előterében sokkal nagyobb, mint Table 2. Correlation of geochronological tables of Late-Neogene and Quaternary Taeger térképén. Taeger ugyancsak felismerte a hegy- lábi hordalékkúpokat, noha ezeket törmelékkúpként értelmezte, alábecsülve a lineáris erózió jelentőségét felhalmozódásukban. A hordalékkúpok felszínén elő- forduló szélcsiszolta kavicsokat is megemlítette mun- kájában (TAEGER 1909 p. 114). Helyesen állapította meg, hogy a futóhomok a Vértes É-i és Ny-i részén részben egyidős a lösszel és csak egy része sorolható a holocénbe (véleménye szerint a futóhomok az oligocén „pectunculuszos” homok anyagának át- halmozásával képződött). Ugyancsak felismerte, hogy a Csákvár melletti Csíkvarsai-rét medencéje a holocén egy szakaszában vízzel volt borítva. Taeger Henrik munkáját követően hosszú időn keresztül nem jelent meg összefoglaló tanulmány a Vértes pleisztocén képződményeiről. ÁDÁM (1955a, b, 1959a, b, 1988), ÁDÁM, PÉCSI (1988) részletes geo- morfológiai leírásukban ismertették és értelmezték a negyedidőszaki képződményeket is. ÁDÁM (1955a) a Vértes DK-i előterében a késő-pleisztocénig csak lepusztulást feltételezett, szerinte az észak-mezőföldi löszök mind felső-pleisztocén képződmények. A Taeger által hangsúlyozott deflációs hatást Ádám és Pécsi is erősen alábecsülték. ÁDÁM (1959a) a Móri- árok kialakulását alapvetően neotektonikával és a kavicsanyagot ideszállító Ős-Vág, Ős-Nyitra, Ős- Zsitva kora-pleisztocénre tehető eróziójával magya- rázta, kiemelve a defláció jelentéktelen szerepét. Ezzel lényegében határozott állást foglalt a magyar- országi Duna-völgy ezt követő, tehát pleisztocén kialakulása mellett, hangsúlyozva, hogy a fentiek alapján a legmagasabb dunai teraszok kora is pleisztocén kell, hogy legyen. PÉCSI (1959) a Móri-árok és a Vértes északi előterének kavicsanyagát a Bakonyból és a Vértesből származtatta. Véleménye szerint a Dunántúli-középhegység felől lefutó vízfolyások összefüggő hordaléktakarót alakítottak ki, a vízfolyások erózióbázisa a Duna-völgy volt. Teraszrendszerének maradványai alkotják Győr és Tata között a teraszszigethegyeket (PÉCSI 1991), amelyeket PÉCSI (1959) térképe IV–VI. teraszként ábrázolt. Meg kell jegyeznünk, hogy Ádám és Pécsi cikkeiben a hivatkozott pleisztocén folyóvízi feltárások feltehetően, esetenként biztosan (pl. Durdó-hegy, Dad) a Csatkai Formáció oligocén rétegeivel azonosíthatók.

110 ÁDÁM (1988) a pleisztocén képződmények között megkülönböztette a folyóvízi rétegeket a záporpatakok által lerakott hegylábi képződményektől. Az eolikus képződmények között csak a löszt és a homokos löszt sorolta fel. Röviden megemlítette az eluviális, deluviális képződményeket és a fiatal ártéri üledékeket is. A Vértes negyedidőszaki fejlődéstörténetének megismerését jelentős mértékben gyarapították a hegység barlangjaiból előkerült ősgerinces maradványok. A Bárácházi-barlang oldalágának mészkőtörmelékes, sárga agyagos kitöltéséből KRETZOI (1954) gazdag korai késő-pleisztocén emlősfaunát közölt, amelynek rétegtani szempontból jellemzői fajai a Hystrix, az Asinus és a Dama. Mindezek alapján ez a fauna az 5a MIS-szel (Marine Isotope Stage, kb. 80 ezer év), és a Kárpát-medencei biokronológiai rendszerben a varbói szakasszal korrelálható. Ugyancsak a Bárácházi-barlangból ismertette KRETZOI (1954) a főfolyosó humuszrétege alatt települt mészkőtörmelékes világos szürkésbarna barlangi agyagból a jellegzetes felső-pleisztocén „mamut sztyepp”, vagy „Mammuthus-Coelodonta Faunakomplexum” (KAHLKE 1999) barlangi medvével (Ursus spelaeus), és gyapjas orrszarvúval (Coelodonta antiquitatis) jellemzett, kb. 25 és 40 ezer év között élt szárazföldi emlősfaunáját. A Kárpát-medence holocén gerincesfauna-fejlődése szempontjából fontos adatokat szolgáltattak a Bárácházi-barlang óholocén laza szerkezetű sárga agyagjának (jellemző fajai: Eliomys quercinus, Spalax sp., Rattus sp., Ursus arctos), valamint a fekete humuszréteg neolitikumtól napjainkig képződött üledékének gerincesei, amely egyaránt tartalmazott vadonélő és háziasított állatok csontjait (KRETZOI 1954). A székesfehérvári Alba Regia Barlangkutató Csoport tagjai 1979 és 1990 között fiatal holocén gerinces maradványokat gyűjtöttek több vértesi barlangból (Gánti Nagy-barlang, Gánti-barlang, Gánti Felső-barlang, Vértes 25. és 28. sz. barlang, kápolnáspusztai Gömbfülkés- barlang, Csákvár 13/c., 17/a., 19. sz. barlangok, Lábasbükki-barlang), amelyekből az alábbi gerinces taxonok kerültek elő: Rana sp., Bufo sp., Pelobates sp., Lacerta sp., Ophidia indet., Aves indet., Talpa europaea, Erinaceus europaeus, Crocidura leucodon, Rhinolophus hipposideros, Cricetus cricetus, Apodemus sylvaticus, Glis glis, Myodes glareolus, Microtus arvalis, Spalax sp., Citellus citellus, Lepus europaeus, Canis lupus, Vulpes vulpes, Meles meles, Mustela sp. Martes sp., Felis silvestris, Capreolus capreolus, Ovis seu Capra, Bos sp., Sus scrofa (KORDOS 1982). A MÁFI 1973-as reambulációja során (BERNHARDT et al. 1974) a kvarter képződmények részletes felbontású ábrázolása és leírása is megtörtént a Vértes ÉNy-i előterében. E munka újraértelmezését Gyalog L. és Kaiser M. 1991-ben végezte el, alapot szolgáltatva a DANREG földtani térképnek (CSÁSZÁR et al. 1998). A MÁFI 1:100 000-es méretarányú földtani térképsorozatának Tatabánya jelű lapja már részben tükrözi a Vértes részletes térképezésének eredményeit (GYALOG et al. 2005), amely a korábbi térképeknél sokkal részletesebb felbontással ábrázolja a Vértes és környékének negyedidőszaki képződményeit. A Vértes tájegységi térképe ettől főleg a deflációs hatások és geomorfológiai szintekhez köthető képződmények részletesebb bontásával különbözik. A térképezett terület földtani és geomorfológiai fejlődéstörténetének megítélése szempontjából a legfontosabbnak a folyóvízi és hegylábi proluviális, kavicsos képződmények bizonyultak. Munkánk térképi és szöveges összefoglalása során ezek jelölése, korolása esetében eltértünk a hagyományos földtani térképeken megszokott jelöléstől. A korábbi vizsgálatok elsősorban a folyóvízi teraszok kimutatását, koruk meghatározását célozták. A folyóvízi képződmények által kialakított teraszokat a Vértes K-i előterében ÁDÁM (1955b), az Által-ér teraszait PÉCSI (1959, 1991) írta le. ÁDÁM (1955b) a Vértes keleti előterében a Császár-víz Ia, Ib, IIa, IIb teraszait különítette el, idősebb (magasabb) terasz jelenlétét nem igazolta. PÉCSI (1991) a Tatai-folyó (Ős-Által-ér) 6 teraszát írta le, kiemelve, hogy a „Gerecse Ny-i peremén a Tatai-folyó IV. és V. sz. terasza tulajdonképpen a … pleisztocén hegylábi hordalékkúpképződmények része.” A VI. teraszt szintén a hordalékkúprendszer részének tekintette (PÉCSI 1991 p. 279.). CSÁSZÁR et al. (1998) térképén a Vértes nyugati előterében az ún. fluvioeolikus képződmények a jellemzőek, az idős hordalékkúpterasz-maradványok alsó–középső-pleisztocén kavicsként kerültek ábrázolásra. Munkánk során egyértelművé vált, hogy a hegységperemi hordalékkúpok és a völgyi teraszok egységes rendszert képeznek, ezért azonos módon, a hagyományos teraszszámozással jelöltük a hegylábfelszíni hordalékkúpokat és folyóvízi teraszokat. A holocén tagolását a térkép méretaránya nem tette lehetővé, de annak következetes végigvitele a teljes területen egyébként sem lett volna megvalósítható. A teraszok korát a pleisztocénen belül nem adtuk meg — eltérően az EOFT jelkulcstól (GYALOG szerk. 1996), mivel a jelenleg folyó kutatások és a közelmúltban megjelent publikációk szerint a teraszok (és ebből következően a hegylábfelszínek) kora fiatalabb, mint amilyennek korábban feltételezték (RUSZKICZAY et al. 2005a, b, c). SÜMEGI, KROLOPP (2005) basaharci vizsgálatai pedig arra hívják fel a figyelmet, hogy egyes teraszszintek, paleotalajok idősebbek, mint amilyennek korábbi publikációkban minősítették azokat (pl. PÉCSI 1993). SÜMEGI, KROLOPP (2005) szerint igen jelentős korkülönbség mutatható ki a basaharci szelvényben a „Mende Felső” kettős talaj két szintje között, az alsó ugyanis a riss–würm interglaciálisban, a felső a középső- és késő-würm között keletkezett. Ezek az adatok is a pleisztocénen belüli korbesorolás bizonytalanságára utalnak. A pleisztocén képződmények kora az esetek legnagyobb részében csak igen bizonytalanul adható meg. A pleisztocén hármas tagolása szerint sem lehet a képződmények jelentős hányadának meghatározni a korát. A folyóvízi és hegylábi proluviális képződmények esetében ezért részben a Duna teraszszámozását követő, alapvetően azonban az egymásfelettiséget és bizonyos esetekben a völgytalp feletti relatív magasságot figyelembe vevő relatív korolást alkalmaztunk az egymás fölötti szinteket növekvő római számozással jelölve (II–VIII). A folyóvízi teraszok és a hegylábfelszínek, valamint az ezek üledékeivel keveredő eolikus képződmények ugyanezt a számozást kapták.

111 A II, IIa, IIb szintek véleményünk szerint korban párhuzamosíthatók a Duna teraszainak hasonló számozású szintjeivel. Helyenként a III. szintet két, egymástól csak kis szintkülönbséggel elváló szintre lehetett szétbontani. Bár ez eltér a dunai teraszok számozásától, a III. szint feltehetően csatlakozik a hasonló számú folyóteraszokhoz (Által-ér). A IV. szint véleményünk szerint az Által-ér völgyében teraszként megtalálható, PÉCSI (1991) azonban ez a szint a völgyben nem alakult ki így ez és a magasabb (V–VIII.) szintek nem párhuzamosíthatók a Duna teraszaival. A római számok egyes esetekben teraszfelszínt, hegylábfelszínt, más esetekben az ezekre települt üledékes képződményt jelentenek. A térképen a holocén folyóvízi, proluviális stb. képződmények f, p stb. jelöléssel szerepelnek, a hasonló fáciesű pleisztocén összletek IIa–VIII minősítést kaptak, a pleisztocénen belüli további kortagolás nélkül. A Vértes földtani térképe egyes geomorfológiai elemeket is ábrázol. Ezek közé tartoznak azok a deflációs formák (széllyukak, yardangok), amelyek jelzik az erős széleróziónak az egész térképezett területen kimutatható hatását. A térkép ezeken kívül jelöli a különböző genetikájú geomorfológiai felszíneket is (glacis-maradványok, tönkfelszín- maradványok).

FORRÁSMÉSZKŐ (Pl–Qpfm) — fm

A Köves-völgy oldalában található forráskúpként leírt (PEREGI, KORPÁS 2002) egyedülálló megjelenésű képződményt Peregi Zs. térképezte fel. Geokémiai jellemzőit és képződésének lehetséges körülményeit SIKLÓSY et al. (2006) vizsgálta. A képződmény — színét és ásványi összetételét tekintve — hasonlóságot mutat a Vértes egyéb feltárásaiban megjelenő felső- kréta vöröskalcit-telérekkel, és ez a tény mind genetikai, mind korbeli analógiát sugall a különböző képződmények között. Az analógia felvetése azonban számos földtani és szerkezetföldtani ténnyel áll ellentmondásban, továbbá geokémiai bizonytalansággal terhelt. A forráskúp ugyanis a Köves-völgy oldalának támaszkodva, annak középső részén található, emiatt kora — földtani és geomorfológiai megfontolások alapján — a pliocén–negyedidőszakra tehető (FODOR et al. 2004; FODOR et al. 2008). A forráskúp alábbi ismertetésében megemlítjük azokat az érveket is, amelyek képződésének lehetséges idősebb korára utalnak. Fenntartjuk azonban, hogy ilyen genetikájú képződmény a Vértes földtörténetének korábbi szakaszaiban csak paleokarsztos üregbeli (barlangi) körülmények között képződhetett (lásd SIKLÓSY et al. 2006 cikkének kiegészítő megjegyzését, valamint KERCSMÁR et al. 2007 munkahipotézisét). Litológia, település. PEREGI, KORPÁS (2002) a vöröskalcittelérektől eltérő megjelenésű, de azok közvetlen környezetében található, vörösbarna kalcitból álló forráskúpot említett a Köves-völgy oldalából, amely a nori Fődolomit felszínére települ (X. tábla, 4.). A 22 m hosszú és 7 m magas, ellipszis alaprajzú mészkőkúp 2–50 cm vastag, ívesen hajlott, lemezes szerkezetű, világosbarna és vörösesbarna kristályos mészkőrétegekből épül fel. A lemezes szakaszok között porózus zónák találhatók (X. tábla, 5.). Az elválási lapok mentén néhol borsókövek is megjelennek. SIKLÓSY et al. (2006) petrográfiai, elektronmikroszondás, nyomelem és stabil-izotópgeokémiai vizsgálatai szerint a forráskúp belső része vörösbarna, gyakran visszaoldott, az eróziós felületen Fe-oxiddal bekérgezett, nyúlt, tűs, durvakristályos, romboéderes kifejlődésű kalcitkristályokból („pátos zóna”) épül fel, míg a peremi rész vörös mikrites zónák és tisztább kristályos kalcit vagy porózus szerkezetű, finomszemcsés karbonátos lemezek váltakozásából áll („mikrites zóna”). A képződményt felépítő kalcit mellett leggyakoribb ásvány a Fe-oxid, amely mellett nagy gyakorisággal fordul elő magas U- és Th-tartalmú monacit, valamint xenotim és kevés, repedezett cirkon. Járulékos ásvány a pirit, ilmenit, rutil és barit. A nyomelemek közül, a forráskúp kalcitjainak U-tartalma kiugróan magas, a stabilizotópok közül az oxigénizotóp-értékek viszont alacsonyabbak a vöröskalcit-telérek hasonló adataihoz képest. Elterjedés, vastagság. Forráskúpszerű vöröskalcitos képződmény szálfeltárásban ez idáig a Köves-völgy oldalában négy helyen ismert (kettő a völgy jobb oldalán, egy a bal oldalán és egy a völgyfőben). Egyéb területeken (pl. Mindszentpuszta környékén) a forráskúp kalcitjához hasonló kőzet törmelékben jelenik meg. Kor. SIKLÓSY et al. (2006) geokémiai vizsgálatok adatai alapján a köves-völgyi barnásvörös forráskúpot, és az ezzel hasonlóságot mutató egyéb vértesi lelőhelyeken megjelenő kőzettörmeléket a vöröskalcit-telérekkel azonos hidrotermális rendszerbe tartozónak és ezzel késő-kréta korúnak tartja. Problémát jelent ebben az esetben, hogy a forráskúp „morfológiai aljzataként” meghatározható Köves-völgynek, mint felszínformának, szintén késő-kréta korúnak kellene lenni, és közel 85 millió éven át, változatlan formában megőrződni több lepusztulási időszakon keresztül. FODOR et al. (2004) szerkezetföldtani vizsgálatai rámutattak, hogy geomorfológiai helyzete alapján a mai Köves-völgy kialakulása a legfiatalabb igazolható tektonikai mozgáshoz, a Kápolnapusztai-süllyedék déli, jobbos eltolódásos peremvetőjéhez kötődik, amely pull-apart süllyedéket hozott létre. A süllyedék kialakulása a késő-miocén üledékképződés alatt kezdődhetett, de főleg a késő-pliocén–negyedidőszaki lepusztulás során ment végbe. Ebben az esetben a Köves-völgy oldalán megjelenő forráskúp keletkezésének idejét a késő-pliocén–negyedidőszakra kell tennünk, mivel a Köves-völgy maga is csak a süllyedék után alakulhatott ki. A negyedidőszaki korral kapcsolatban problémát jelent azonban, hogy nehéz megadni az eredetét olyan viszonylag magas hőmérsékletű oldatoknak ebben az időszakban, amelyek a rendelkezésre álló geokémiai adatok alapján tengeri vagy magmás eredetű vízre jellemző O-izotóp értékekkel rendelkeznek (SIKLÓSY et al. 2006). Ugyanakkor problémás a SIKLÓSY

112 et al. (2006) által a felső-kréta vöröskalcitokkal azonos rendszerbe tartozónak vélt forráskúp kalcitjának, a vöröskalcittelérek kalcitjánál nagyságrenddel nagyobb U-tartalmát megmagyarázni. KERCSMÁR et al. (2007) szerint SIKLÓSY et al. (2006) stabilizotóp-vizsgálataiból viszont éppen a forráskúpból és a közelében található vöröskalcittelérekből vett minták különbözősége és nem azonossága olvasható ki. A telérek és a forráskúp kalcitja jól elkülönülő két csoportot alkot a δ18O- és δ13C-értékek függvényében, amit az U-tartalombeli jelentős különbség is igazol. Ez a különbség kizárja a forráskúp és a vöröskalcittelér azonos geokémiai rendszerbe tartozását, ezáltal a korazonosságukat is. A tatabányai Kálvária-hegyről említett, valószínűleg középső-eocén paleokarsztos üregben képződött, majd később középső-eocén mésziszappal körbevett vöröskalcitcseppkő analógiája alapján a forráskúp kora középső-eocén is lehet. Ebben az esetben a forráskúp paleokarsztos üregben, barlangban keletkezhetett, ahogy ennek lehetőségét a késő-kréta korral kapcsolatban SIKLÓSY et al. (2006) is felveti. Képződési környezet. PEREGI, KORPÁS (2002), SIKLÓSY (2003) és SIKLÓSY et al. (2006) szerint a Köves-völgybeli legnagyobb édesvízi mészkő-előfordulás forráskúpként értelmezhető. Véleményük szerint a forráskúp a késő-kréta hidrokarbonátos rendszer legalacsonyabb hőmérsékletű, közvetlenül a felszínre vagy paleokarsztos üregbe kilépő oldatból kivált képződményét képviseli. A magmatogén primer vizes oldat a forrás kilépési pontjánál 73 °C-os, a legtávolabbi pontján pedig 30 °C-os lehetett (SIKLÓSY et al. 2006). Az O- és H-izotóp eloszlása a forráskúp és vöröskalcittelérbeli különbözősége és az U-tartalom jelentős eltérése miatt KERCSMÁR et al. (2007) szerint a paleokarsztos üregben megjelenő forráskúpot létrehozó magmatogén primer vizes rendszer inkább az eocén(?) vulkanizmushoz köthetően alakulhatott ki. A magas hőmérsékletű oldatok a már létező vöröskalcittelérek mentén, azok repedéshálózatát felhasználva és a telérek kalcitanyagát feloldva jutottak a felszín közelébe, ahol meteorikus vizekkel vagy a későbbiekben, a középső-eocén transzgresszió során akár tengeri pórusvízzel is elegyedhettek. Feltehetően az ilyen módon keveredett felszálló oldatok a vöröskalcitból, vagy a bontott alkáli-lamprofír- telérekből kioldották és továbbszállították a telérek kalcitjának vagy kőzetanyagának járulékos ásványtársulását, amelyet a kalcitkiválás során ismét magukba foglaltak. A forráskúp kalcitjában megjelenő és a vöröskalcittelérekétől nagyságrendben eltérően magas U-tartalomnak még nincs magyarázata. SÓLYOM (1960) a Tatabányai-medence DK-i részéről, a középső-eocén széntelepekhez kötődő szingenetikus U-feldúsulást jelez, amelynek eredete szintén kérdéses, azonban felveti a kétféle U-feldúsulás közti kapcsolat lehetőségét, erősítve ezzel a forráskúp eocén képződési korának valószínűségét. Negyedidőszaki édesvízimészkő-képződésre számos analógia adódik, bár egyik sem feleltethető meg tökéletesen a köves-völgyi forráskúpnak. Forráskúp megjelenésű felső-pleisztocén édesvízi mészkő — lényegesen nagyobb elterjedésben — a Pilis hegység délkeleti végében, Budakalász térségében ismert. Kisebb, hasonló előfordulások vannak a Tihanyi-félszigeten, ezek a bazaltvulkanizmus késői szakaszának hévforráskiválásai. Völgyoldali forráskúp- előfordulásokat a Bükk hegységben ismerünk, ezek azonban más szerkezetűek (darázskő), és képződésük jelenleg is tart. Rostosan kristályos szerkezetével a vértesi előfordulás anyagában is eltér az említett előfordulásoktól, hasonlóságot mutat azonban a barlangi mésztufakiválásokhoz (Baradla, Béke-barlang). Ez az analógia lassú kristályosodásra (kis intenzitású kiválás), illetve a kialakító forrásvizek kis vízhozamára utal. A leírtak alapján azonban hazánkban nem ismerünk ilyen jellegű másik előfordulást, és az említett lehetséges analóg előfordulások stabilizotóp-összetétele jelentősen eltér a köves- völgyi forráskúpban mért adatoktól.

y LEJTŐTÖRMELÉK (gPl–Qp ) — gPlQ

A képződmény egyetlen feltárása a Fáni-völgybe vezető erdészeti út mentén, egy kisebb kőbányában található. A triász dolomitot egy ÉK–DNy-i csapású vető határolja, melynek levetett DK-i blokkjában a dolomit felett laza dolomittörmelék jelenik meg, 5–8 m vastagságban. A kőzettörmelék gyengén rétegzett, kisebb vályúk, ferde eróziós felszínek, vörösagyagos átitatású rétegek tagolják. Szemcsemérete rétegenként változó, de a rétegen belül elég jól osztályozott, és a durva dolomitmurvától a dolomithomokig terjed. Az összletet ferdén lerakódott, cementált murvaréteg fedi. Az üledék korára nincs közvetlen adatunk, azonban a képződmény egyértelműen idősebb a völgykitöltő üledéknél és a késő- pleisztocén–holocén lejtőtörmeléknél.

t TENGELICI FORMÁCIÓ ( Pl–Qp2) — tQ

A térképezett területen több helyen vörösagyag, kőzettörmelékes agyag és homok együttesen fordul elő. A képződmény általában triász aljzaton jelenik meg, de szárligeti előfordulásának feküje feltehetően oligocén homok. A vörösagyagok egy része eocén vagy oligocén bauxit áthalmozásából eredhet, vagy ezen képződmények degradált változata, de lehetséges, hogy fiatal mállástermékkel van dolgunk. Utóbbi esetben egy hosszabban tartó mállási folyamatról lehetett szó. KOLOSZÁR (2004) foglalta össze a Tengelici Formációra vonatkozó, sokszor igen ellentmondásos adatokat,

113 elképzeléseket. A formáció általa elvégzett litosztratigráfiai tagolása alapján a Vértes területén észlelt képződmények minden valószínűség szerint a formáció Tengelici Tagozatába sorolhatók be. A hegységi területen észlelt előfordulások esetében azonban a Tengelici Formációval történő azonosítás is kérdéses lehet. Ennek oka, hogy a Vértesacsai Formáció hegységi kifejlődése is hasonló megjelenésű, egyértelmű elkülönítésük a két rétegtani egység relatív kora, települési helyzete alapján sem lehetséges. Elkülönítésük alapja a Kápolnapusztai Tagozatnál kisebb törmeléktartalma lehet, valamint az áthalmozott pannon hiánya Elterjedési területe Csákberénytől ÉK-re a dél felé kibillent tönkfelszínhez kapcsolódik, a felvételező geológusok a dolomit felszínén, valamint a dolomit és a lösz határán észlelték. Kőhányáspuszta melletti előfordulásai ugyancsak a dolomit és a fiatal pleisztocén képződmények között bukkannak a felszínre. A Tengelici Formációba sorolt további feltárások Szár környékén ismertek. A községtől ÉK-re a Zuppa-tető délkeleti lejtőjén, valamint a falutól ÉNy-ra, a Nagy- Csákány lejtőjének alsó szakaszán fordul elő több feltárásban. A Tengelici Tagozat kora KOLOSZÁR 2004 szerint 0,95–2,28 M év.

KVARTER PLEISZTOCÉN

FOLYÓVÍZI KÉPZŐDMÉNYEK (fQpII, fQpIIa) — fII, fIIa

A rossz feltártság miatt kevés szelvényben vizsgálhatók a folyóvízi és időszakos jellegű (proluviális) vízfolyások által lerakott képződmények, amelyekhez a nagyobb völgyeknek a hegységtől távolabbi szakaszain kimutatható fiatal pleisztocén teraszok anyagát soroltuk. Tisztán folyóvízi összleteknek azonban ezek sem tekinthetők. Két jó feltárásuk vizsgálható a térképezési területen: a terepi felvétel befejezését követően megnyitott, a Császár-víz teraszát feltáró fornapusztai bánya és a Mórtól nyugatra, a térképezett terület peremén fekvő, felhagyott homokbánya, amely a Móri-víz teraszát tárja fel. Szerencsés feltártság esetén láthatóvá válnak a folyóvízi rétegsorba közbetelepülő, annál durvább szemcseösszetételű, rosszabbul osztályozott proluviális rétegek is. Ilyen, uralkodóan durva kalkrét-törmelék anyagú lencse található a fornapusztai feltárásban is. A réteg anyagának a lehordási területe nem a Vértes — ahonnan a rétegsor folyóvízi összletének anyaga származik — hanem a késő-pleisztocénben már kialakult Zámolyi-medencét dél felől határoló dombvidék. A képződmény feltárásaiban jellemzőek a közepesen kerekített, általában 1-3 cm-es dolomit- és kvarckavicsok, amelyek a homokrétegekkel váltakozva kavics-, homokos kavics-, kavicsos homokrétegeket alkotnak. A kavics általában viszonylag jól osztályozott, főleg az átlagnál durvább méret ritka. Rétegzettsége változatos. A fornapusztai bányában (fIIa) a homok- és kavicsrétegek egyaránt vízszintesen rétegzettek, imbrikáció nem jellemző. Néhány réteg gradált (64. ábra), mátrix- és szemcsevázú rétegek egyaránt előfordulnak. A rétegsor alján települő homok gyengén, illetve alig rétegzett. A Mór melletti feltárás igen változatos, vízszintes és vályús keresztrétegzettség egyaránt előfordul, erős kimosási felszínek láthatók (XI. tábla, 1.). A kavicsok anyaga itt igen vegyes: uralkodóan kvarcit, tűzkő, kovás, tűzköves mészkő, gneisz, de előfordul gyűrt csillámpala, zöldpala, perm vörös homokkő, laza, vagy gyengén cementált oligocén homok- kő, gyakoriak továbbá a Nummulites- és Alveolina-tartalmú eocén mész- kövek is. A kavicsanyag döntő há- nyada a Csatkai Formációból szár- mazik, de jelentős az idősebb pleisz- tocén anyag áthalmozódása is. A keresztrétegzett kötegek vastagsága általában 1 m körüli, a medercsa- tornák szélessége 6–10 m. A szedi- mentációs jellegek alapján a vízfo- 64. ábra. a) A IIa terasz folyóvízi kavicsösszlete, feküjében állóvízi, lassú folyású környezetben lyás fonatos mederben haladhatott. (részletesen lásd 65. ábra) lerakódott homok. Csákvár, Fornapuszta (CsG). b) Mátrix vázú Fauna csak a fornapusztai bá- kavics és szemcsevázú dara-, dara–kavicsrétegek a feltárásban. A kagylóhéj feltehetően a fekürétegekben gyakori Anodonta sp. töredéke (CsG) nyából ismert, de a közelmúltban Figure 64. a) Gravel succession of terrace IIa above sand deposited in lacustrine environment or feltárt rétegsor vizsgálatának csak slow-flowing water (in detail, see Figure 65). Csákvár, Fornapuszta (CsG). b) Matrix- előzetes eredménye áll jelenleg supported gravel and clast-supported granule beds in the outcrop. The bivalve shell fragment rendelkezésünkre. Krolopp E. szó- presumably belong to an Anodonta sp., which frequently occurs in the underlying beds (CsG) beli közlése szerint a kavicsrétegek

114 feküjében települő homokban előforduló Anodonta sp. jelenléte (65. ábra) állóvízi környezetre (tó, holtág) utal. A homok feküjében települő agyagos aleuritrétegek szórványos faunája ugyancsak vízi környezetre utal. A képződményen belül szélfújta homok viszonylag ritkán jelenik meg. A kavicsok felülete gyakran utal eolikus hatásra, de az igazán jellegzetes dreikanterek ritkák. A Császár-víz völgyében, egy felhagyott fejtőben azonban gyakoriak voltak a széleróziónak kitett kalkrét törmelék- darabok (ventifact) a kavicsanyag feküjében (66. ábra). A folyóvízi összlet teljes vastagsága nem ismert, feltárt vastagsága az ismert szelvényekben max. 3-4 m. A Váli-víz völgyében, Alcsútdoboz környékén a szórványos fúrási rétegsorok adatai alapján a kb. 600-650 m széles völgyet 5- 8 méter vastag kavicsos összlet tölti ki (fIIa? fpIIa?). Az apró kavicstól 5-8 cm-ig durvuló kavicsanyag túlnyomó része karbonát, uralkodóan dolomit. A holocén völgy ebbe 65. ábra. Élőhelyzetéből alig áthalmozott Anodonta sp. a 64a ábrán a kb. 125 m tszf. magasságú IIa teraszba vágódott be 2-2,5 látható homokösszletben (CsG) méter mélyen. Figure 65. Almost in situ fossilized (slightly redeposited) Anodonta sp. in A II. és IIa szintek szétválasztása abban az esetben volt the sandy succession of Figure 64, a (CsG) lehetséges, ha a IIb szint is kimutatható volt az adott völgyben. Néhány esetben az ’a’ és ’b’ szint helyett csak a II. teraszt jelöltük a szétválasztás bizonytalansága miatt. A II. teraszszinten lerakódott rétegek kora késő- pleisztocén. PÉCSI (1959) a IIa teraszt késő-würmnek tartotta, mivel a teraszanyagban kimutatható a felső-pleisztocén fauna, lösz azonban sehol sem fedi. A Duna IIb teraszának anyaga ugyancsak felső-pleisztocén, fedőjében azonban már megjelennek a fiatal löszök (PÉCSI 1959). A Móri-víz térképünkön IIa szintbe sorolt teraszüledékének lerakódási kora — az OSL mérések alapján — megállapított luminesz- cens kora. 19,3±2,4–11,7±1,4 ezer év közöttinek adódott (THAMÓ-BOZSÓ et al. 2008). A II. teraszhoz tartozó képződmények a Vértes előterében 3 nagy völgyben mutathatók ki: a Móri-árokban a Móri-víz, a keleti előtérben a Császár-víz és nyugaton az Által-ér völgyében. Ugyancsak a felső-pleisztocénbe kell sorolni a Váli-víz 66. ábra. A Vértesacsai Formáció kalkrétjéből keletkezett ventifact a IIa folyóvízi vagy folyóvízi–proluviális völgykitöltését, amely terasz kavicsrétegeinek bázisán. A kőzetfelszínen jól láthatók a csak néhány helyen bukkan a felszínre a rátelepülő ventifactokra igen jellemző barázdák és az inhomogén szerkezet fiatalabb üledékek alól. miatt a defláció hatására kialakult kis bemélyedések, gödröcskék. Zámoly, a víztározó melletti kavicsbánya (CsG) Figure 66. Ventifact derived from the calcrete of the Vértesacsa Formation, at the base of the gravel beds of terrace IIa. Grooves FOLYÓVÍZI–PROLUVIÁLIS KÉPZŐDMÉNYEK (fpQpII–IV) — fpII, fpIIa, fpIIb, fpIII, fpIIIa, fpIIIb, fpIV characteristic of ventifacts and small depressions and holes — due to deflation — can be well observed on the rock surface. Zámoly, gravel pit near the water reservoir (CsG) A IIa szintnél idősebb felszínekhez kapcsolódó képződmények esetében egyértelműen folyóvízi képződményekről már nem lehet beszélni. A rossz feltártság és a szintek erőteljes denudációja miatt ezeket a képződményeket elsősorban a kerekítetlen, durva kavicsok, hordalékok jellemzik. Ezek eredete általában inkább proluviális, mint folyóvízi üledékképződéshez köthető, de a forrásterülettől való nagy távolság alapján feltételezhető, hogy állandó vízfolyások is részt vehettek lerakásukban. A II. teraszszintnél idősebb, részben folyóvízi rétegsor csupán az Oroszlány melletti dobai külfejtésben ismert (67. ábra), azonban itt is települnek közbe proluviális rétegek, főleg az alsó szakaszon. A Vértes környékének egyik legnagyobb vastagságban (kb. 24 m) feltárt pleisztocén szelvénye három, felfelé finomodó ciklusra oszlik. A legdurvább, proluviális összlet a rétegsor bázisán települ. A térképen fpIII-ként jelölt összlet kora bizonytalan. Települési helyzete alapján a III. szintbe sorolható, KROLOPP (2001) szerint azonban az alulról számított 8. méterből előkerült Semilimax kotulai faj a

115 116 m

67. ábra. A Dobai-külfejtés ma már rekultivált pleisztocén szelvénye (fotók CsG) 1 — üledékciklus, 2 — feltépett klaszt, 3 — imbrikáció, 4 — táblás keresztrétegzettség, 5 — kúszó keresztrétegzettség, 6 — vályús keresztrétegzettség, 7 — síklamináció, 8 — homok, 9 — kavics, görgeteg, 10 — aleuritos homok, 11 — mészkőgörgeteg, 12 — szállítási irány, 13 — ősmaradvány, 14 — vízkiszökés a — nyugati-északnyugati szállítást jelző zsindelyes elrendeződésű hordalék a rétegsor aljáról, b — törmelékfolyással képződött homok-mátrixú osztályozatlan, koptatatlan hordalék és az ár után visszamaradó pocsolyából ülepedett agyagréteg, c — felszíni leöblítésre utaló elnyúlt, vékony homok és kavics lencsék váltakozása, d — kúszó keresztlemezesség, e — vízszintes lemezesség és arasznyi keresztrétegzés váltakozása kavicsos homokban, f — kissé csökkenő kötegvastagságú vályús keresztrétegzés alkotja a mederkitöltést, g — vízkiszökés-szerkezet metszete, h — kúszófodros keresztlemezesség aprószemű homokban Figure 67. The Pleistocene profile of the Doba open pit mine (already reclaimed, Photos CsG) 1 — sedimentary cycle, 2 — rip-up clast, 3 — imbrication, 4 — tabular cross-bedding, 5 — climbing cross-bedding, 6 — trough cross-bedding, 7 — planar lamination, 8 — sand, 9 — pebble, cobble, 10 — silty sand, 11 — limestone cobble, 12 — transport direction, 13 — fossils, 14 — water escape a — sandy gravel with imbricated pebble clusters indicating palaeotransport to W, NW, b — load of unsorted, subungular clasts in sand matrix transported by debris flow, and clay bed deposited in pool water after the flood event, c — alternation of elongated, thin sand and gravel lenses probably deposited by sheet wash, d — climbing cross-lamination, e — alternation of plane-bedding and small-scale cross bedding in pebbly sand, f — channel fill with trough-cross bedding of decreasing thickness, g — cross-section of a water escape structure, h — climbing ripple cross lamination in fine-grained sand

117 Bithynia leachi – Trichia hispida biozóna Semilimax kotulai alzónájába tartozik, amelynek kora 25–12 ezer év BP. Ez sokkal inkább a IIa szintnek felelhet meg, mint a III. szintnek. A fölötte települő rétegek folyóvíziek, noha a fauna összetételében ez nem tükröződik. KROLOPP (2001) a rétegsorból összesen 25 fajt mutatott ki: mindössze 3 vízi és 22 szárazföldi csigafajt (lásd alább). A folyóvízi környezetben változatos rétegzettség alakult ki. A viszonylag nagy sebességű áramló vízben síklemezes, a kisebb energiájú közegben vályús és kúszófodros keresztrétegzettség alakult ki. A vízi fauna azonban az állóvízi, gyenge vízmozgású környezetet jelenlétére utal KROLOPP (2001) szerint, sőt, a Galba truncatula nedves, tocsogós réti élőhelyen is megjelenhet. A kötegvastagság a 2. ciklusban megnő és a méteres nagyságot is eléri. A vályús keresztrétegzés amplitudója nagyobb lesz, a jellemző, minimum 1 méter magas keresztrétegzés kialakulásához 3–4 m-es vízmélység kellett. Az előző ciklus magasabb részén a sok kis keresztrétegzés sekély vizet jelez. Pusztavám északi végétől 500-800 méterre, egy felhagyott kavicsbányában a Csatkai Formációra negyedidőszaki kavics, kavicsos homok, homok települ. A rétegsor tetején deformációs jelenségek figyelhetők meg az átmozgatott, vörösbarna kavics, kavicsos homokrétegekben. Egyrészt, a kavics és homok aszimmetrikus redőkbe rendezett, amelynek keleti szárnya akár átbuktatott is lehet (XI. tábla, 2.). A kavics helyenként 30–80 cm magas, ferdén húzódó keskeny nyelvek formájában a fedőbe türemkedik. A kavicsok elfordultak, és gyakran párhuzamosak a kavicsnyelvek meredek falával. A jelenség formailag hasonló a turbiditek alsó részén megfigyelhető lángszerkezethez („flame structure”). A redők és a kavicsnyelvek a mai dőlésnek (és feltehetően a paleodőlésnek is) megfelelően, az Által-ér felé mozdultak el. A deformációs szerkezeteket kavicszsinór és talaj fedi. Települési helyzete alapján a III. szintbe soroltuk az összletet, de hasonló, vörös, talajosodott képződmények nyoma csak a III. szintnél idősebb képződményekből ismert. A legfiatalabb pleisztocén (fpII, fpIIa, fpIIb) folyóvízi–proluviális képződmények elterjedése általában szorosan kapcsolódik a folyóvízi képződményeknél már említett három nagy völgyhöz. Részben ezeknek a fővölgyeknek a peremén kialakult teraszok anyagát alkotják, részben a mellékvölgyekhez kapcsolódóan jelennek meg a hegység előtéri hegylábfelszíneken. A nyugati előtérben, a térképezett terület északi határán a Szendi-ér mentén megjelenő előfordulásaik nem a Vértesből származó durva hordalékanyagot tartalmazzák, bár áthalmozva ezek is megjelenhetnek bennük, hanem a Kisbéri Tagozat kavicsanyagát. A III. és IV. szint képződményei a Móri-árokban, az Által-ér környékén és a nyugati előtér néhány pontján fordulnak elő. A képződmények vastagsága általában nem ismert, a dobai külfejtésben és környékén azonban a 23 métert is eléri a rétegsor teljes vastagsága. A dobai külfejtésből KROLOPP (2001) az alábbi faunát határozta meg (X = 5–10 db; XX = 10–20 db XXX = 20 db felett):

K1 fal: Radix peregra, Succinea oblonga (XXX), Cochlicopa cf. lubricella, Pupilla muscorum, Pupilla sterri, Pupilla triplicata, Columella columella, Orcula dolium, Vertigo alpestris, Vallonia costata, Vallonia tenuilabris, Clausilia dubia, Vitrea crystallina, Nesovitrea hammonis, Euconulus fulvus, Punctum pygmaeum, Helicopsis striata, Trichia hispida (X), Arianta arbustorun. Alulról 3 m: Succinea oblonga (XX), Pupilla muscorum, Orcula dolium Vallonia tenuilabris, Nesovitrea hammonis, Trichia hispida, Arianta cfr. arbustorum. Alulról 8 m: Radix peregra, Galba truncatula, Succinea oblonga (XXX), Cochlicopa lubricella, Columella columella, Vertigo parcedentata, Pupilla muscorum (XXX), Pupilla sterri, Pupilla triplicata, Orcula dolium, Vallonia costata (X), Vallonia tenuilabris (X), Chondrula tridens, Clausilia dubia, Punctum pygmaeum, Vitrea crystallina, Semilimax kotulai, Trichia hispida (XX), Arianta arbustorum. Alulról 10–15 m: Radix peregra, Succinea oblonga (XXX), Cochlicopa lubrica, Pupilla muscorum (X), Pupilla sterri (X), Pupilla triplicata, Orcula dolium, Vallonia costata (X), Vallonia tenuilabris, Chondrula tridens, Vitrea crystallina, Euconulus fulvus, Trichia hispida (X), Arianta arbustorum. A különböző szintekből gyűjtött faunák között lényegesebb eltérés nem mutatkozott. A szárazföldi fajok nagy ökológiai tűrőképességűek, illetve hidegjelzők, melegigényes csak néhány van közöttük, kis példányszámban. Élőhelyük füves, kevéssé bokros terület lehetett. Nagy általánosságban olyan löszfaunára hasonlít az együttes, amely a késő-pleisztocénnek egy mérsékelten hideg, nedves klímaszakaszában élt. Idősebb pleisztocén kort jelző faj nincs a faunában. Lehetségesnek látszik, hogy a héjak löszből mosódtak ki és szállítódtak el a leülepedési helyre, hosszabb úton történt szállítódás azonban kizárható. A rétegekből más fosszíliák is előkerültek, pl. alulról a 3. méter homokos kavicsából őstulok vagy vadbivaly koptatott felkarcsontja és valamilyen növényevő foga (det. Kordos L.).

PROLUVIÁLIS KÉPZŐDMÉNYEK (pQpII–VIII) — pII, pIIa, pIIb, pIII, pIIIa, pIIIb, pIV, pV, pVI, pVII, pVIII

Részben fejlődéstörténeti, részben térképi ábrázolási szempontból a proluviális képződményeket két csoportra bontva ábrázoljuk a térképen (II–IV, V–VIII). A felosztás indokát a Fejlődéstörténeti fejezet részletesen tárgyalja. A térképi indoka az volt, hogy a kisebb kiterjedésű, ritkábban előforduló foltokat (V–VIII. szint) így jobban kiemelve lehetett ábrázolni.

118 A morfológiailag legépebb, legjobban feltárt proluviumok a II, IIa, IIb szintek képződményei. Ezek a hegylábi proluviális hordalékkúpok a Vértes legjellegzetesebb pleisztocén képződményei. Anyaguk, formakincsük egyaránt meghatározó elemei a Vértes peremi területeinek, elsősorban a hegység keleti szegélyén. A mai völgyek nyílása előtt felépült nagy kiterjedésű hordalékkúpok rétegsora, felszíne igen hasonló a Dunántúli-középhegység egyéb területeinek peremén kialakult hasonló képződményekhez. Különösen nagy a hasonlóság a morfológia és a földtani felépítés tekintetében a Keszthelyi-hegység és a Vértes hordalékkúpjai között. Az idősebb proluviumok (III–VIII. szint) a gyenge feltártság és erős erodáltság miatt kevésbé tanulmányozhatók. A legnagyobb vastagságú, legjellegzetesebb hordalékkúpok (pII, pIIa, pIIb) a Dunántúli-középhegységben mindenütt az uralkodóan dolomit anyagú hegységrészek előterében alakultak ki (BUDAI, CSILLAG 1999). Erre elsősorban a dolomit intenzív fagyaprózódása szolgálhat magyarázatul. A sík, illetve kis esésű dolomittérszíneken is mélyre hatolt az aprózódás, jellegzetes fagydeformációs szerkezetek alakultak ki (SCHEUER 1969). Az így fellazult nagy tömegű dolomittörmelék lehordását a nagy intenzitású esők hatására kialakuló torrensek végezték el, a völgyek alsó szakaszán és a hegység előterében szétterítve hordalékukat (CSILLAG 1978). A proluviális képződmények természetes feltárásai ritkák, általában csak a felszínt borító durva hordalékanyag észlelhető. A II. szint anyagát nagy kiterjedésű bányákban termelik, amelyek falában jól tanulmányozható a fiatal proluviumok rétegsora. A III. és idősebb szintek anyagának csak elszórt durva anyaga fordul elő a magasra kiemelt hegylábfelszíneken elszórva. Mindössze a Gánt-Bányatelep melletti működő dolomitbánya tárt fel egy proluviummal kitöltött medret (68. ábra, a), amely települési helyzete alapján a III., vagy a IV. szintbe sorolható. A meder kb. 20 méterrel a II. szint hatalmas kiterjedésű hordalékkúpja fölött, attól mindössze 100-150 méterre volt feltárva a bányaművelés során, egyértelműen a II. szintnél idősebb III. vagy IV. szinthez kapcsolhatóan. A proluviális képződmények kőzetanyaga alapvetően két szemcsefrakcióra oszlik. A finomszemcséjű frakciót uralkodóan homok alkotja, amelynek meghatározó ásványi összetevője a kvarc. A homokanyag első- sorban a Kállai Formációból, esetleg a Somlói Formációból, valamint a részben ezeknek az át- halmozásából képződött Vértesacsai Formációból származik. Ezeknek az idősebb képződményeknek a maradványai ma is megtalálhatók a hordalékkúpok lehordási területein. A durvább, dara–kavics–blokk-frakció anyaga uralkodóan dolomit, a szemcsék anyagában felis- merhetők a vízgyűjtő jellemző dolomittípusai. A dolomit mellett eocén mészkő is előfordul néha, sőt, viszonylag épen maradt triász és eocén makrofauna is található a hordalékösszletben. Kvarc és metamorfit kavicsok, kovásodott fásszárú növények maradványai szintén megjelennek a hordalékanyag durva frakció- jában. A Gánt-Bányatelep feltárásának kavicsanya- gában gyakoriak a Diási Formációból származó, jól kerekített abráziós kavicsok (68. ábra, b). A II. szintben ritka abráziós kavicsok gyakorisága az idősebb proluviumokban fordított üledéksorrendre utal, vagyis a pannon képződmények lepusztulása a terület jelentős részén már befejeződött a fiatalabb hordalékkúp képződése idején. A Bársonyos tetőszintjét (VII–VIII. szint) helyenként a szél által kissé koptatott kavicsokat tartalmazó, uralkodóan kvarcit anyagú, kevés tűzkövet tartalmazó vékony kavicstakaró borítja. A szemcseösszetétel bimodális (CSILLAG 1978), a proluviális üledékek esetében a szállítás és lerakódás előtt osztályozott üledékanyag keverékéről van szó. Ez 68. ábra. A III. vagy IV. szintbe sorolható, durva szemcseösszetételű proluviális nem meglepő, hiszen alapvetően a pannon rétegek mederkitöltés (a), benne áthalmozott, a Diási Formációból származó, dolomit anyagú abráziós kavicsok (b) a Gánt-Bányatelep melletti homokanyaga és a fellazult dolomittörmelék együttes dolomitbányában (CsG) áthalmozódása történt. Figyelembe véve a hegységi Figure 68. Coarse-grained proluvial channel fill (a) belonging to level III or terület fejlődéstörténetét valószínű, hogy a legidősebb level IV. It contains reworked abrasional gravel made up of dolomite hordalékkúpok sokkal kevesebb mezozoos eredetű pebbles (b) derived from the Diás Formation. Dolomite quarry near durva törmeléket tartalmaztak, mint a fiatalok. A Gánt-Bányatelep (CsG)

119 hegységi terület jelentős részét a felső-miocén rétegek befedték, a felső-miocén–pliocén Vértesacsai Formáció terresztrikus–folyóvízi rétegei is jelentős területet borítottak. A lepusztulás első fázisai szükségszerűen ezeket érintették, az alaphegységi képződmények aránya a törmelék anyagában csak a fedett prepannon felszín exhumálódását követően nőhetett meg. A legnagyobb méretű blokkok, legdurvább szem- cseösszetételű rétegek a völgyszájakban fordulnak elő, innen távolodva finomodik a hordalékanyag. A blokkok maximális mérete meghaladja az 50-60 cm-t (69. ábra). A proluvium több-kevesebb homokot szinte mindig tartalmazó, általában rosszul rétegzett 69. ábra. Nagy méretű, kb. 0,5 m-es dolomit blokk (pQII). A nagy tömb még a összlet. Helyenként, pl. a csákberényi Közép-hegy völgytorkolatban rakódott le, mielőtt a hordalékanyag szétterült a alatti fejtőben imbrikáció látható. A durva törmelék hegylábfelszínen. Csákberény, a Közép-hegy alatti bánya (CsG) átlagos szemcsemérete általában 3-7 cm, rétegenként Figure 69. Large, approximately 0.5m-sized dolomite boulder (pQII). The azonban változik, vannak 8-9 cm-es átlagos boulder was deposited in the valley mouth, preceding the spreading of load átmérővel jellemezhető rétegek is. Vékony, általában on the pediment. Csákberény, quarry under Közép-hegy (Közép Hill) max. 10-20 cm vastag, 30-50 cm hosszú, vízszintesen (CsG) vagy laposan keresztrétegzett közép–durvaszem- cséjű homoklencsék tagolják a rétegsort (70. ábra). A II. szint hordalékkúpjainak homokanyagában változó arányban, de szinte mindig találhatók legömbölyített, feltehetően eolikusan formált homokszemcsék. A legömbölyített szemcsék önmagukban azonban még nem bizonyítják egyértelműen az eolikus hatást. KLEB (1971) hívta fel a figyelmet a pannóniai rétegekben is nagy százalékban jelenlévő — a Miháltz-féle skálán középső értéket jelentő — koptatott, valamint a szintén előforduló legömbölyített szemcsékre. A Vértes déli előterében mélyült Csákvár Csv–7 fúrás szarmata rétegeiben is 20% körül van a legömbölyített szemcsék aránya. CSILLAG (1978) összegyűjtött adatai arra utalnak, hogy az eolikus hatás nem csupán a legömbölyített szemcsék arányában jelentkezik, a szögletes szemcsék igen alacsony aránya jelent eltérést a pannóniai rétegek és a pleisztocén hordalékkúpok anyaga között. A II. szint esetében az eolikus hatás azonban nem csupán a homokszemcsék koptatottságában jelentkezik. A hordalékanyag durva frakciójának felületén is gyakran felismerhető a szélmarás hatása. A rétegsorok belsejében is előfordulnak deflációs kavicsok (amelyek tehát áthalmozottak), azonban a leggyakrabban ezek a hordalékkúpok felszínén fordulnak elő. A IIb szintnél idősebb, erősen lepusztult hordalékkúpok esetében ilyen megfigyelések nem tehetők. A felszínen található kavicsok többségén azonban gyengébb-erősebb deflációs hatás szinte minden esetben mutatkozik. Az idősebb hordalékkúpok azonosításának nehézségeire is jó példa a Kecskéd melletti Mária-kápolna dombja, ahol HORUSITZKY (1916) kb. 0,2-0,4 m vastag homokrétegből kiálló, dolomit anyagú, „szebbnél szebb éles kavicsok” előfordulását írta le, de az előfordulást a több évtizeddel későbbi részletes felvétel idején már nem lehetett megtalálni.

70. ábra. A pQII feltárása. A bányatalpon a Kállai Formáció (klM3) homok, aprókavicsos homok rétegei bukkantak a felszínre (a). Kiékelődő, finomrétegzett homoklencse (b) a proluviális összletben. Csákberény, a Közép-hegy alatti bánya (CsG) Figure 70. Exposure of pQII, with the sandy beds and gravelly sand beds of the Kálla Formation (klM3) cropping out at the base of the pit (a). Finely bedded sand lens wedging out in the proluvial succession. Csákberény, quarry under Közép-hegy (Közép Hill) (CsG)

120 A különböző típusú szél által csiszolt kavicsok (ventifact) nem azonos gyakorisággal fordulnak elő a Vértes környezetében. A kavicsanyag legnagyobb része dolomit, kvarc, metamorfit, triász, jura, eocén mészkő, oligocénből áthalmozott kovásodott fásszárú növénymaradvány, a Vértesacsai Formációból származó kalkrét. Szélcsiszolta sziklafelszíneket a Vértesben nem ismerünk. A hegységi területen előforduló nagy méretű, polírozott felső-miocén Kállai Formáció konglomerátumtömbjeinek egy része többé-kevésbé eredeti települési helyén, de mindenképpen kimozdított helyzetben található. A jelenleg ismert előfordulások a Horog-völgy és a Kápolnapusztai-süllyedék között dél felé kibillent késő-miocén előtti geomorfológiai felszínmaradványokon találhatók. A Kápolnapusztai-süllyedékben több hatalmas, csiszolt felületű tömb is előfordul egyértelműen áthalmozott helyzetben. A több oldalon is felismerhető mészkiválások a ventifactok elmozdulására, átfordulására utalnak. Tipikus, három oldalán lecsiszolt, valódi dreikanter ritkán fordul elő. Számos egyéb, a ventifactokat jellemző mikroforma (BOURKE, VILES 2007) ismerhető fel azonban a Vértes környéki kavicsanyagon. Jellemzőek a szabálytalan, de erősen simított, csiszolt felületek, a megjelenő fazetták közötti élek nem folyamatosak. Gyakoriak a változó keménységű, inhomogén kőzetfelszíneken (pl. kalkrét) a deflációs hatásra kialakult, gyakran szabálytalan alakú kis bemélyedések, gödröcskék (66. ábra). Elsősorban a kovásodott famaradványok felszínének mikroformáira jellemző a kimarás hatására kialakult, az évgyűrűk változó keménységét követően enyhén kiemelkedő–bemélyedő felszín. A térképezett terület éleskavicsaira igen jellemző barázdák BOURKE, VILES (2007) szerint a kialakulásuk korai szakaszát jelzik. Leggyakrabban az V. szintre települő proluvális összlet anyagában erősen koptatott, Congeria ungulacaprae búbjai gyakorlatilag karbonátkavicsként, helyenként tömegesen fordulnak elő. A Congeria ungulacaprae a Somlói Formáció jellemző ősmaradványa. Az idős hordalékkúpok anyaga a Vértes felől érkezett, azonban a feltételezhető lehordási területen a formáció ma már nem fordul elő. A hordalékkúpok vastagsága változó. Adatok csak a II. szintről vannak, hiszen az idősebb hordalékkúpok erősen lepusztultak. A hordalékkúpok maximális vastagsága a Vértes keleti előterében meghaladja a 25 métert (Csákvár Csv–3: 26,5 m). A hordalékkúpok települési helyzete, egymáshoz való viszonya az esetek jelentős részében a teraszok szokásos elhelyezkedéséhez hasonlítható, vagyis a topográfiailag alacsonyabb helyzetben települő hordalékkúpok fiatalabbak a fölöttük találhatóknál. Azonban ettől eltérő települési helyzetű hordalékkúpok is előfordulnak. A Vértes keleti peremén néhány, topográfiailag magas helyzetben kilépő kisebb völgy előtt közvetlenül a hegységperem közelében alakultak ki a fiatal (Qh, QII) hordalékkúpok, míg alattuk ott találhatók az idősebb hordalékösszletek is. Ez úgy értelmezhető, hogy a fiatalabb vízfolyásnak nem volt ereje messzebb szállítani a hordalékot, és a völgy az idősebb felszínig kitöltött maradt a fiatalabb lepusztulási fázisban is. Ezekre a „függő helyzetű” hordalékkúpokra a Vértes peremein mindenütt találni példát. A keleti peremen a Fáni-völgytől délnyugatra számos ilyen, a II. szintbe sorolt viszonylag kis területű hordalékkúp található. A Móri-árok ÉK-i peremén, közvetlenül a peremvető előterében, Csókakő és Mór között a II. szintbe sorolt és holocén hordalékkúpok is kialakultak. A Vértes ÉNy-i peremén ugyancsak a II. szintbe tartozó, sokszor feltűnően kis területű hordalékkúpok találhatók „függő helyzetben”. A hegység előterében, a glacis-k felszínén (részletesebben l. a Geomorfológia fejezetben) a hordalékkúpok anyaga ismételten, többszörösen áthalmozódik. Az idősebb felszíneken lerakódott anyag egy része a fiatalabb, már a glacis-k lepusztulásához kapcsolódó folyamatok során alacsonyabb szinteken, fiatalabb hordalékösszletekben ismét felhalmozódik, vagy a völgyeken keresztül eltávozik és távolabb rakódik le ismét. Ilyen, áthalmozott idősebb felszínről származó, dolomitkavicsokat tartalmaz a Vértesacsa melletti Agyaglik-völgy oldalában feltárt proluvium (pII). A Vértesacsai Formáció felszínébe erősen bevágódott mederkitöltésben a környező területről származó durva kalkrét anyagú hordalék mellett több cm-es dolomitkavicsok is előfordulnak (XI. tábla, 3.), noha a völgy lehordási területén nincs dolomit. Hasonló módon áthalmozott dolomitkavicsok a löszösszleten belül is előfordulnak (lásd cérna-völgyi szelvény). A Lovasberény melletti teraszokon előforduló dolomitkavicsok esetében nem lehet ilyen egyértelmű magyarázatot adni. Ebben a nagy völgyben lehetséges, hogy az alacsony (pIIa, b) helyzetben lévő teraszok anyaga idősebb, még a Vértessel közvetlen kapcsolatban lévő völgyhálózaton érkezett, de ezt követően a völgybevágódás igen kismértékű volt csupán. A II. szint anyaga szinte körbeveszi a hegységet. A III. szint kettéosztását elsősorban a Csákberénytől DK-re fekvő terület egymástól kis szintkülönbséggel, de egyértelműen elkülönülő felszínei tették szükségessé. A III. szint proluviumai azonban legnagyobb területen a Vértes nyugati peremén, a hegység pereme és az Által-ér közötti területen mutathatók ki, bár feltételezhetően ezek a proluviális összletek részben folyóvízi eredetűek, amire a dobai külfejtés rétegsora egyértelműen utal. A III. szintbe tartozó proluviális képződmények a Móri-árok és a keleti előtér hegységperemein szintén kimutathatóak voltak. A IV. és V. szint proluviális képződményei sokkal kisebb területen borítják a felszínt, mint a fiatalabb hordalékkúpok maradványai. Ez az idősebb felszínek feldarabolódásával, az azokat borító üledékanyag ismételt áthalmozásával, valamint a hordalékkúpok keletkezését követő löszképződéssel is magyarázható. Az ebbe a két szintbe sorolt hordalékkúp- maradványok a térképezett terület minden tájegységén előfordulnak. A IV. szint képződményei az Által-ér völgyéhez kapcsolódóan jelennek meg a Vértes nyugati előterében, a keleti előtérben pedig a lokális tetőszintek környezetében

121 mutathatók ki a Zámolyi-medence déli és keleti peremén. A két szintet együtt vizsgálva a legnagyobb területű előfordulás az V. szintbe tartozó képződmények megjelenése Környe és Császár környékén. Az V. szintbe sorolt hegylábi összlet jó feltárása található Mórtól északra, a Róka-hegy északi végében lévő, szeméttel feltöltött bánya peremén (XI tábla, 4.). A vízszintes, laminált vagy nagyon laposszögű keresztrétegzést mutató homok-, kavicsos homok- és kavicsrétegek között egy kb. 30 cm vastag deformált szakaszt észleltünk. Az alul agyagból, felfelé kavicszsebes homokból, legfelül laminált zöldes iszapból álló egység erősen gyűrt. Az agyagos iszap laminái követik a fekü homok redőformáit, vagy rálapolódnak azokra. A kavicsos homok redői helyenként elszakadtak egymástól, és az alsó agyag áttöri azokat. A kavicsos homokredők gyakran elvesztik belső üledékszerkezetüket, ami üledékfolyósodásra utalhat. A megfigyelt deformáció szeizmikus sokk, illetve talajfolyás hatására is előállhat. Szerepet játszhat a fagyhatás, illetve a fagyás-olvadás ciklikus ismétlődése is. A móri feltárásban látható rétegzavarok a fagy okozta deformáció (krioturbáció) viszonylag erősen deformált, ún. oszlopos és amorf formák átmenetének tekinthetők. Fontos azonban megjegyezni, hogy a krioturbáció kialakulásához nem feltétlenül szükséges az örökfagy kialakulása (GÁBRIS 2007). Ennek feltételei, a jelentősen eltérő szemcseösszetételű rétegek, a móri feltárásban jelen vannak. A gyűrt rétegek felszíne erodált, fedője eróziós diszkordanciával települ. Így nem vonhatók le arra vonatkozó következetések, milyen mélyre hatolhatott a talajban a fagy a deformáció kialakulása idején. A legidősebb, VI–VIII. szintek felszínein csupán elszórt, ritkán előforduló, általában blokk méretű dolomitanyag van jelen. Ezek a képződmények a hegység előterének legmagasabb tetőszintjein találhatók meg. A VI. és VII. szintbe sorolható durva dolomithordalék a keleti előtérben Vértesacsától ÉK-re, a Rovákja tetőszintjének északi részén fordul elő. A VI. szintbe tartozó proluvium borítja a felszínt a Magyaralmás és Zámoly közötti tetőszint É-szegélyén is egy kis területen, amelynek a mai völgytalp fölötti kb. 50 méterrel magasabb települési helyzete fiatal szerkezeti mozgásokra utalhat (BIHARI, KNAUER 1967). A nyugati előtér területén, Pusztavám és Császár között, a Bársonyos legmagasabbra kiemelt felszínein fordulnak elő a legidősebb, VI–VIII. szintbe sorolható proluviális képződmények. A VIII. szint csak itt fordul elő. A hegylábi és proluviális üledékek korára vonatkozóan a térképezett területen két szintre vonatkozóan van adatunk. A Horog-völgy Közép-hegy alatti völgy szájában a II. szintbe sorolt hegylábi hordalékkúp homoklencséinek kora max. 48±5 ezer év körül van (THAMÓ-BOZSÓ et al. 2008). A móri szeméttelep menti feltárásban az V. szintbe sorolt felszínre települő homokrétegek kora az OSL mérések szerint max 97–100±12 ezer év (THAMÓ-BOZSÓ et al. in press).

FOLYÓVÍZI–EOLIKUS KÉPZŐDMÉNYEK (feQpII, feQpIIa, fQpIIb) — feII, feIIa, feIIb

A folyóvízi–eolikus képződmények a Bakony és a Vértes környékéről megjelent korábbi földtani térképeken, magyarázókban fluvioeoliku’ képződményként kerültek ábrázolásra, leírásra (BERNHARDT et al. 1974, BENCE et al. 1990). A Balaton-felvidéki magyarázóban (BUDAI, CSILLAG 1999) tisztán folyóvízinek tekintett homok- és kavicsösszlet került elkülönítésre a felső-pleisztocén képződmények, valamint eolikus–deluviális homok a felső-pleisztocén–holocén képződmények között. JÁMBOR (1973) szerint a fluvioeolikus homok a víz és a szél általi szállítás jellemzőit egyaránt mutatja. Általában finom szemcséjű, jól, vagy közepesen osztályozott. Jól koptatott, polírozott felszínű homokszemcsék jellemzik. Elszórtan, lencsékben aprószemcséjű kavics (dara) is közbetelepül rétegsoraiba. JÁMBOR (1973), BERNHARDT et al. (1974), BENCE et al. (1990) egyaránt kiemelte, hogy a fluvioeolikus képződmények többször áthalmozódhattak a pleisztocén során. BERNHARDT et al. (1974) leírása szerint legnagyobb vastagságban a völgyoldalakban fordul elő. Így a szerzők nem zárták ki a fluvioeolikus képződmények egy részének deluviálisan áthalmozott voltát. A fentiekben ismertetett fluvioeolikus fácies igen ellentmondásos, nehezen értelmezhető, hiszen a képződmények jelentős része nem folyóvízi, hanem proluviális környezetben rakódott le. Az eolikus képződményeknek sok esetben oligocén vagy felső-miocén rétegek képezik a közvetlen forrását. Ugyancsak nehézséget jelent a homokrétegek fluvioeolikus minősítése olyan esetekben, ahol nincs, vagy nagyon bizonytalan morfológiai nyoma van annak a völgynek, amelynek a vízfolyása lerakhatta a homokot. Ez még nagyobb problémát jelentett ott, ahol méteres nagyságrendű keresztrétegzettség volt felismerhető, aminek kialakulása többméteres vízmélységet feltételez olyan területen, ahol jelenleg nincs völgymorfológia. Ez csak olyan idős képződmény esetében lenne lehetséges, amelynek lerakódása nem a mai domborzathoz, hanem egy idősebb, mára lepusztult völgyhálózathoz kötődött. A homok korának vizsgálata még nem zárult le, a megkezdett OSL-vizsgálatok remélhetően választ adhatnak a kérdések egy részére. A szél munkája a negyedidőszaki összletekben a Dunántúli-középhegység környezetében szinte mindenütt kimutatható. A szél által megmunkált anyag jelenléte önmagában nem igazolhatja a réteg, képződmény legalább részben eolikus eredetét sem. Az egyértelműen folyóvízi környezetben lerakódott rétegekben is jelen van az áthalmozott, idősebb pleisztocén rétegekből származó, eolikus bélyegeket mutató homok és kavics (pl. Mór mellett, Körmendipusztánál). ’Fluvioeolikus’ képződmények folyamatos ábrázolása a völgytalpaktól a völgyközi hátak tetejéig csak úgy értelmezhető,

122 hogy azok vastagsága legalább azonos a völgytalp és a völgyközi hát gerince közötti szintkülönbséggel. Az ilyen térképi ábrázolás azt is jelenti továbbá, hogy a lerakódást követően lejtős áthalmozás nem történt, fiatalabb üledék nem rakódott le. Ugyancsak nehéz meghatározni, hogy a két hatás valóban egymást váltva, földtani értelemben egy időben mozgatta a homokot és kavicsot, vagy pedig egy korábban lerakott folyóvízi összletet mozgatott tovább a szél. Ebben az esetben felmerül a kérdés, jogosan használható-e a két hatásra utaló elnevezés, vagy tisztán eolikusnak kell-e tekintenünk az adott képződményt. Ebből a szempontból mi sem tudtunk egyértelmű megoldást találni a térképi jelölésre vonatkozóan (lásd peQIV leírásánál). Terepi megfigyeléseink és térképszerkesztési koncepciónk alapján a különböző szintekben települő folyóvízi és proluviális képződményeket eltérő szintbe soroltuk. Ezzel a korábbi mindent egyben ábrázoló fluvioeolikus összletet is tagolni kellett, eltérve a korábbi térképszerkesztési szemlélettől. Ennek egyik oka az volt, hogy a proluviális képződményekhez szükségszerűen proluviális–eolikus fácies kapcsolódik, ahogy a folyóvízi képződményekhez a folyóvízi–eolikus üledékek tartozhatnak. Terepi észleléseink és a fúrási rétegsorok újraértelmezése is megerősítette a korábban BERNHARDT et al. (1974) által is leírt megfigyelést, amely szerint a fluvioeolikus összletek részben ezek áthalmozásából származó deluviális vagy eolikus–deluviális üledékek. Összefoglalva, a korábban fluvioeolikus képződmények a Vértes térképezése során folyóvízi–eolikus, proluviális–eolikus, eolikus–deluviális vagy deluviális minősítést kaptak. A vértesi térképezés során a térképezett területen folyóvízi–eolikus képződményeket csak a legfiatalabb pleisztocén teraszhoz kapcsolódóan mutattunk ki. Elterjedésük elsősorban az Által-ér II. teraszához kapcsolódik, de megjelenik a Bársonyos ÉNy-i odalán is (pl. Kisbér, Vérteskethely). Az eolikus hatásra nem csupán a homok — és esetenként a kavicsanyag — eolikus bélyegei utalnak, hanem a gyakran előforduló zárt, lefolyástalan mélyedések, amelyeket széllyukakként, valamint a nagyjából ÉNy–DK-i irányítottságú hátak, amelyeket yardangokként értelmeztünk (lásd a Geomorfológia c. fejezetet). Ezen kívül Kisbér környékén fordul elő nagyobb elterjedésű folyóvízi–eolikus összlet. A folyóvízi–eolikus képződmények vastagsága néhány méter lehet, a 4-5 métert valószínűleg nem haladja meg.

PROLUVIÁLIS–EOLIKUS KÉPZŐDMÉNYEK (peQpII–IV) — peII, peIII, peIIIa, peIV

A proluviális–eolikus képződmények elkülönítésének, értelmezésének szempontjai a folyóvízi–eolikus képződmények ismertetésénél olvasható. A II. és III. szintbe sorolt proluviális–eolikus összlet elterjedése a vizsgált területen az Által-ér völgyére és oldalvölgyeire koncentrálódik. Ezen a területen kívül Kisbértől DK-re, a Bársonyos oldalában mutatható ki a képződmények jelenléte. A IV. szintbe tartozó képződmények a Vértes keleti előterében, Csákvártól délre, a Rovákja nyugati oldalában kimutatható glacis-maradvány felszínét borítják. A környéken, a felszínhez kapcsolódóan vértesi eredetű dolomitkavics, hordalékanyag is előfordul. Proluviális–eolikus képződményként értelmeztük a felszínt borító, általában jól koptatott, sok esetben polírozott szemcséket tartalmazó homokot és az ezzel vegyesen előforduló dara–finomkavics méretű kvarc- és dolomitkavicsot. A felszín hullámos, enyhén tagolt jellege is szél hatására utal. Az összlet itt egy viszonylag idős proluvium erősen lepusztult maradványa, amit a szél jelentősen átdolgozott. A proluviális és eolikus hatások feltehetően jelentős időeltéréssel követték egymást.

l LÖSZ (eQp3) — el A lösz, löszjellegű képződmények nagy területeket fednek a Dunántúli-középhegység területén és peremén, elterjedésük azonban kisebb, mint ahogyan azt korábban feltételezték. Ezt erősítette meg a Balaton-felvidék földtani térképezése is (BUDAI, CSILLAG 1999). A Vértes és környéke löszeit részletesen korábban nem vizsgálták. A Vértes délkeleti előterében előforduló löszöket ÁDÁM (1955a) felső-pleisztocén löszként említette. A Vértes belsejében és nyugati előterében komoly nehézséget jelentett a térképszerkesztés során a homokos lösz, lösz, az eolikus genetikájú aleuritos homok és az ezek utólagos áthalmozásából származó eolikus–deluviális (edQp3–h), deluviális (dQp3–h) képződmények elhatárolása (71. ábra). A lösz alárendelt jelentőségére már TAEGER (1909) és ÁDÁM (1959b, 1988) is felhívta a figyelmet. Mindkét szerző felismerte a lösszel egyidős heteropikus homokrétegek jelenlétét. A h homok, futóhomok (térképünkön eQp3–h ) fontosságát TAEGER (1909) már kiemelte, a későbbi szerzők (ÁDÁM 1955a, b; 1959a, b, 1988; ÁDÁM, PÉCSI 1988) azonban csak a löszképződést tekintették eolikus eseménynek, a futóhomok képződését, az ehhez kapcsolódó defláció szerepét nem ismerték el. A Vértes környéki löszök jelenleg ismert legidősebb szakaszát a Vértesacsa melletti Cérna-völgybe vezető egykori

123 löszmélyút tárja fel (XI. tábla, 5.). A négy paleotalajszinttel tagolt löszösszlet képződését számos lepusztulási esemény szakította meg, amelyek hatására az egykori domborzat felszínének lejtőszöge megváltozott. A rétegsor alján feltárt lösz a legidősebb lösz a Vértes környékén. A helyenként kemény, erősen meszes, legalsó feltárt szintjében homokos, gyengén rétegzett, fölötte rétegzetlen összletben gyakoriak a néhány centiméteres löszbabák, ami a feljebb települő fiatalabb löszökre nem jellemző. A fedőjében települő vörösbarna paleotalaj (1. paleotalaj) feltehetően azonos az ÁDÁM (1988) által

71. ábra. A lösz és a felső-pleisztocén–holocén eolikus homok elterjedése a térképezett területen 1 — lösz; 2 — eolikus homok Figure 71. Distribution of loess and aeolic sand of upper Pleistocene–Holocene age in the mapped area 1 — loess; 2 — aeolic sand említett, egyetlen vörösbarna fosszilis talajjal (id. m. 202). A vörösbarna talajréteg a nagyjából Ny–K csapású szelvényben a fölötte települő paleotalaj-rétegeknél nagyobb szögben lejt keleti irányban. A vörös talajszint vastagsága 0,5–0,8 m, alatta vastag mészakkumulációs szint alakult ki (XI. tábla, 5c). A szelvényben nyugat felé kiékelődik. Fölötte 1–1,5 m lösz, majd egy 0,8-1,0 méteres, sötét, kávébarna talajréteg települ (2. paleotalaj; XI. tábla, 5b), amely szintén enyhén lejt kelet felé, és kb. ugyanott ékelődik ki a szelvény nyugati szakaszán, ahol az alsó, vörösbarna talajréteg. Ezt a paleotalajt lösszel kitöltött krotovinák járják át. Fedőjében kb. 1,5 m vastag, gyengén talajosodott, helyenként áthalmozott talajjal tagolt lösz települ. A lösz fölött egy, az alsó kávébarna talajrétegnél vékonyabb, gyengébben fejlett, kb. 0,3-0,4 m vastag, világosabb barna talajréteg települ (3. paleotalaj), amely a szelvényben nyugat felé előbb ékelődik ki, mint a feküjében települő talajok. E talajszint fölött kb. 1 m vastag, kalkrét, kvarc és dolomit anyagú, általában 0,3-0,5 cm-es, max. 1,5 cm-es kavicsokat is tartalmazó áthalmozott talajréteg található (XI. tábla, 5a). A talaj fölött a szelvényben még kb. 2,5-3 m lösz következik, amelyet egy kb. 0,25-0,45 m vastag, gyengén fejlett, állatjáratokkal erősen átjárt, világosbarna paleotalajszint (4. paleotalaj) oszt ketté. A 3. fosszilis talajréteg fölötti legfiatalabb löszösszlet Lovasberény környékén nagy vastagságban rakódott le (MÉSZÁROS 2007). A János-hegy lejtőin, valamint a tőle nyugatra lévő gerincen kb. 10-12 m vastag összlet települ. Alsó szakaszán több feltárásban látható a feltehetően a 3. talajszinttel azonosítható fosszilis talajréteg. Enyhén, kb. 5°-kal ÉNy, vagyis a János-hegyet észak felől határoló völgy felé dőlő szakaszát tárja fel a hegyre vezető mélyút. Feltehetően ugyanez a paleotalajszint látható a Lovasberény déli határában található, időszakosan jelenleg is művelt kis fejtő aljában is. Fölötte az egész környéken helyenként 10 métert is meghaladó vastagságú típusos lösz és rétegzett, homokrétegekkel tagolt lejtőlösz települ (72. ábra). A rétegsor legfelső 4-4,5 métere erősen homokos. A felszín alatt kb. 3 méterrel vett minta kora a lumineszcens vizsgálat alapján 16,7±2,3 ezer év BP (MÉSZÁROS 2007). Helyenként a talajszint és a lösz között — hasonlóan a Cérna-völgy rétegsorához — 0,5-1,0 méter kavicsos, áthalmozott talaj, lösz települ. A fiatal lösz legjobban feltárt előfordulását, a lovasberényi fejtő szelvényét az 1970-es évek végén részletesen feldolgozták (ILVES et al. 1980, PÉCSI 1982).

124 A domb anyaga PÉCSI (1982) szerint két, gyengén fejlett paleotalajszinttel tagolt áthalmozott lösz és homok, amely ÉK–DNy-i irányú áthalmozás során került mai helyére. A szelvényrajz alapján (PÉCSI 1982, fig. 3) a felső talajszint tetején talált faszénmaradványok kora 20 220±300 év (ILVES et al. 1980). PÉCSI (1995) löszrétegtani beosztása alapján kísérletet lehet tenni a talajszintek azonosítására, bár az eredmény erősen bizonytalan a számos, jól kimutatható eróziós diszkordancia miatt. A talajszintek azonosítását nehezíti, hogy nincsenek a

72. ábra. A fiatal löszösszlet egy szakaszának szemcseösszetétele a lovasberényi Kazal-hegy szelvényének bázisán (MÉSZÁROS 2007) Figure 72. Grain-size distribution of a section of the young loess succession derived from the base of the profile at Kazal- hegy (Kazal Hill) near Lovasberény (MÉSZÁROS 2007) közelben jól feldolgozott szelvények. Nagyobb területet átfogva pedig számos módszertani, elvi kérdés is felmerül, amelyek megkérdőjelezik a fosszilis talajok makroszkópos külső bélyegek alapján történő párhuzamosítását. Fentieket figyelembe véve feltételezzük, hogy a legalsó, vörösbarna paleotalaj (1. paleotalaj). megfeleltethető a „Mende Bázis 2.” talajhorizontnak. Ennek feküjében az idős löszsorozat legfelső szintje települ (L6 löszhorizont, KOLOSZÁR et al. 2000). A vörösbarna talaj fölött települő viszonylag jól fejlett kávébarna fosszilis talajok (2. és 3. paleotalaj), figyelembe véve a két talaj közötti eltérő szögű lejtést is, valamint az alsó talaj („Mende Bázis 2.”) diszkordáns felszínét, feltehetően jelentős időkülönbséggel, nagy rétegtani hiánnyal következnek. Feltételezhető, hogy a fiatal löszösszlet alsó részének legmagasabb szintjét alkotó „Mende Felső” talajhorizonttal azonosíthatók. A legfelső, gyengén talajosodott réteg (4. paleotalaj) esetleg a „Humuszos” talajhorizonttal párhuzamosítható. A magyarországi löszrétegsorokban jelen lévő jelentős, több 10 ezer éves hiátusokra FRECHEN et al. (1997), SÜMEGI, KROLOPP (2005) is felhívták a figyelmet. Feltételezve, hogy a fosszilis talajszintek ezeknek az időszakoknak a végén képződtek, megőrződésük a képződésüket lezáró löszfelhalmozódásnak köszönhető, a rétegtani hiány döntő részét és rétegsorok denudációjának fő időszakát a talajok kialakulását megelőző periódusra kell tenni. A Vértes környéki löszrétegek képződése FRECHEN et al. (1997) alapján ugyancsak hosszú időszakot ölel át. A 2. és 3. talajszinttel azonosított „Mende Felső” talajhorizont alsó talaja fölötti lösz kora 50-60 ezer év. Az alatta települő lösz kora a fenti szerzők, valamint PÉCSI (1995) alapján — aki a „Mende Bázis 2.” talajhorizont (lásd fent 1. paleotalaj szint) korát 320-360 ezer évre tette — kb. 360–130 ezer év közé esik. Természetesen ebben az időszakban is történhetett, illetve minden bizonnyal történt is löszképződés, talajosodás, de ezek a képződmények teljes mértékben erodálódtak. Így a rétegsorból hiányzik a „Basaharc Dupla” és a „Basaharc Alsó” talajhorizont. A „Mende Felső” talajszint alatti képződmények kora pedig már középső- pleisztocén (lásd 2. táblázat). A Vértes peremén található feltárásokban — a típusos lösz mellett — áthalmozott löszök is előfordulnak a paleotalajszinteket nem tartalmazó, feltehetően legfiatalabb löszrétegek között és azok feküjében. Ezek egyik legjobb feltárása az Orondpuszta melletti dolomitbánya K-i fala. Itt a lösz feküjében több méter vastag, szabálytalanul, hullámosan, kiékelődően vékonyrétegzett aleurit- és homokrétegek települnek (XII. tábla, 1.), amelyek helyenként mikroredőkbe gyűrtek, kicsiny vízkiszökési formák is láthatóak. A feltehetően áthalmozott löszrétegek egy enyhén lejtő felszínen, szoliflukciósan és felszíni leöblítéssel áthalmozott összlet maradványai. Az orondpusztai szelvényben a lösz kora — az

125 OSL-mérések alapján — 17±2 ezer év (THAMÓ-BOZSÓ et al. 2008), ami jó egyezést mutat a lovasberényi adatokkal. A löszösszletet a hegységperemen durva dolomittörmelék közbetelepülései is tagolják. Ennek jó feltárása Csák- berénytől nyugatra az Orondi-szőlőhegy tövében, egy felhagyott fejtőben található. A változatos (0,5–10 cm) méretű törmelék elszórva és lencsék formájában is nagy mennyiségben jelenik meg a löszben (73. ábra). A rétegsorban enyhén barnásan elszíneződött szintek is vannak, ami feltehetően a törmelékanyaggal együtt áthalmozott talajt jelzi. Hasonló feltárások vannak Csókakőtől nyugatra, a szőlőkben haladó utak bevágásaiban.

PLEISZTOCÉN–HOLOCÉN

ELUVIÁLIS–DELUVIÁLIS KÉPZŐDMÉNYEK (eldQp–h) — eld

Eluviális–deluviális képződményként ábrázoltuk a különböző korú felszínmaradványok lejtős felületein részben kissé áthalmozott, de uralkodóan helyben maradt málladéktakarókat. Az általában igen rosszul feltárt 73. ábra. Dolomit anyagú lejtőtörmelék lencsésen és elszórva a képződmények a hegységi területeken ritkábban, a hegy- hegységperemi helyzetű löszben. Csákberény, a Csókakőre vezető ség előterének feldarabolt hegylábfelszín-maradványain Borút melletti felhagyott fejtő (CsG) nagyobb gyakorisággal fordulnak elő. Figure 73. Slope debris made up of dolomite clasts in loess located at the A Vértes területén ilyen felszínmaradvány például a rim of the hills. Debris forms lenses or clasts occur sporadically in Hajszabarna málladékkal fedett tetőszintje, amely triász the loess. Csákberény, abandoned pit near the road referred as karbonáton alakult ki. Az esetek többségében a hasonló „Borút” going to Csókakő (CsG) felszíneket borító képződmények általában nincsenek feltárva, a környezet alapján azonban egyértelmű, hogy a felszín közelében települő képződményeket a saját málladékuk fedi. A hegylábi területeken sem sokkal jobb az eluviális–deluviális képződmények feltártsága. A keleti előtér területén két nagyobb glacis maradványainak fedett felszínén valószínűsíthető eluviális–deluviális málladéktakaró: a keleti előtér legidősebb, VII. szintbe sorolt hegylábfelszíne alkotja a Vértesacsa és Alcsút közötti Csaplári-erdő tetőszintjét, Lovasberénytől 4–5 km-re NyÉNy-ra pedig a Zámolyi-medencét dél felől határoló, az V. szintbe sorolható felszíneket borítja eluviális–deluviális takaró. Feltárás a két előfordulás területén nincs. Kedvezőbb feltártsági viszonyok találhatók a nyugati előtér területén. A MÁFI Középhegységi Osztályának a Vértes és a Gerecse nyugati előterében végzett részletes térképezése során több feltárásban is dokumentálni lehetett az eluviális–deluviális összletbe sorolható képződményeket (BERNHARDT et al. 1974). A földtani leírásban ezek a képződmények a Csatkai Formáció elterjedési területén maradványkavics néven kerültek leírásra. „A degradáció könnyen felismerhető jegyeit a következőkben foglalhatjuk össze: a korábbi szerkezet felbomlása, a kavicsanyag töredezettsége, az egyes darabokon mészkéreg keletkezése, a kavicsok közé szélfutta homok vegyülése, krioturbált szerkezet kialakulása, fagyékek és -zsákok megjelenése.” A térképezők a feltárások felső 1-2 méteres szakaszát tekintették utólagos hatásokra módosultnak, tehát a képződmény vastagsága is ennyinek tekinthető. A BERNHARDT et al. (1974) által említett feltárás Dadtól nyugatra, az oroszlányi elágazástól kb. 300 méterre található felhagyott kavicsbányában ma is megtalálható (XI. tábla, 2.). Az eluviális–deluviális képződményeknek a Bársonyos területén számos, szelvényben nem vizsgálható előfordulása van a különböző korú felszínmaradványokhoz kötődően. Az eluviális–deluviális képződmények kora bizonytalan. A mállási, aprózódási folyamatok minden bizonnyal a lepusztulási felszín kialakulásával kezdetüket vehették, de a későbbiekben ezek nyoma eltűnhetett, felülíródhatott a fiatalabb aprózódási, mállási, talajosodási folyamatok által. Ez indokolja a pleisztocén–holocén korba sorolást.

CSUSZAMLÁSOK (sQp–h) — s

Az elmúlt néhány évtized során a részletes földtani térképezés egyre nagyobb számban mutatott ki különböző típusú lejtős tömegmozgásokat a hegységi és hegységperemi területeken. Így az ilyen folyamatok által képződött üledékek és

126 formák valószínűleg a korábban feltételezettnél sokkal gyakoribbak. SZABÓ (1996, 2006) csuszamlássűrűségi vizsgálatait is figyelembe véve megállapítható, hogy a lejtős tömegmozgások azokon a hegységi kistájakon is előfordulnak, amelyeket a különböző módszertani szempontok, nehézségek miatt a felszínmozgásos területek közül kizártak. A Vértes térképezési területén a térképen feltüntetett csuszamlások sűrűsége kb. 1,5/100 km2. Ez tehát az adott terület minimum értéke, hiszen ehhez adódnak a mesterséges létesítmények rézsűinek mozgásai, amelyeket a kataszterek oly mértékben vesznek figyelembe, hogy egyes területek esetében ezek száma a meghatározó (SZABÓ 1996). Jelentős méretű csuszamlásos területek alakultak ki például az ÉNy-i előtér mélyművelésű szénbányái fölött, az alábányászott hegyoldalakon. A Vértesben és környékén kimutatott lejtős tömegmozgások feltártsága általában igen gyenge. Jelenlétükre az esetek többségében csak a morfológiai formákból következtethetünk. Az erdős, növényzettel erősen fedett területeken a térképek és a digitális terepmodell segítségével lehet ezek elterjedését kimutatni, lehatárolni. A mozgások kora igen változatos. Egyes, alig felismerhető csuszamlásokat pleisztocénnek tartunk. Másutt — például a Csaplári-erdőnek a Vértesacsai-víz felé néző lejtőjén — a csuszamlások a mai völgytalp szintjébe csatlakoznak, koruk az allúvium holocén korával párhuzamosítható. Jelenleg zajló mozgásokra is találunk bizonyítékot. A Csákvár fölötti Kőlik-völgy meredek sziklafalának egy része az 1999. őszi terepbejárás és 2003 tavasza között omlott le (74. ábra).

74. ábra. Sziklaomlás szakadási fala, előterében a leomlott tömbökkel. Csákvár, Kőlik-völgy (CsG) Figure 74. Rock fall with fallen boulders in front of the wall. Csákvár, Kőlik-völgy (Kőlik Valley) (CsG)

Ugyancsak recens folyamatok zajlanak Lovasberénytől délre, ahol a János-hegyről délnyugat felé lefutó aktív vízmosás 8-10 méter magas löszfalai omlanak le időről időre. A legfrissebb omlások 2007 elején történhettek, friss nyomaik még 2007. március végén is láthatóak voltak (75. ábra). Szintén a közelmúltban történtek csuszamlások Csabdi környékén (XII. tábla, 3.). A mozgások jellegére vonatkozó részletes vizsgálatok nem történtek. A kimutatott csuszamlások döntő többsége eocén, 75. ábra. Friss omlás löszszakadék oldalában. Lovasberény, a oligocén és miocén–pliocén rétegeken, valamint löszön alakult János-hegy Ny-i lejtője (CsG) ki. Mindenütt jelen vannak a rétegsorban különböző genetikájú Figure 75. Recently occurred slide in loess ravine. Lovasberény, agyagos kőzetek, amelyeken a csúszópályák kialakulhattak. the western slope of János-hegy (János Hill) (CsG)

127 A Vértes környéki felszínmozgásos területek egyik jellemző példája található Csókakőtől délre, Orondpuszta és a Látó- hegy között, a Sörédi-szőlőknél. A csuszamlási fülkék csúszólapja mentén már kisebb proluviális-deluviális völgyecskék is hátravágódtak. A morfológia alapján kirajzolódnak a csuszamlások meredek, torlódásos elvégződései is. A nagyobb csuszamlások kisebb fiókcsuszamlásokat is tartalmaznak. A torlódásos frontra gyakran egy alsó csúszólap támaszkodik. A csuszamlások mérete változó (200–1000 m), de gyakran egész hegyeket magába foglalhat. Talán a legnagyobb a Sörédi-szőlőhegy. Ugyanettől a csúcstól keletre is megjelenik egy elkülönült hegy, amely a fő ’platótól’ csúszhatott le. A Bence-hegytől DNy-ra is több csuszamlási szelet gyanítható, pl. a 184,1 magasági pont dombja teljes egészében az lehet. Ettől keletre még hepe-tó is sejthető — egyelőre csak a szintvonalak alapján, egy lapos térszín formájában. Csókakőtől nyugatra, a Krisztina-hegy elődombja a Bödön-kútig egy 300×400 m-es megcsúszott blokk lehet. Kissé délebbre, a TSz- telep alatt is sejthető a csuszamlás, érdekes módon a csúszósík elvetése DK felé, a vízmű irányába csökkenni látszik. Az Öreg-forrástól DDK-re levő dombszakaszt szintén majdnem leválasztotta két párhuzamos, de ellentétes folyásirányú völgyecske, tehát ez a dombrészlet is megcsúszhatott kissé. Ha ennek az orrnak a platószintjét a hegy magasabb részével azonos magasságúnak gondoljuk, akkor a lecsúszás mértékét 5-10 méterre becsülhetjük. A csuszamlások kialakulásában az agyagos oligocén üledékösszlet, a bevágódó patakok, és esetleg a terhelő kavicsfedő is szerepet játszhatott. A csuszamlások eredményeképpen a csókakői vártól délre levő oligocén kavicslepelnek csak kis része tekinthető eredeti helyzetben maradt üledéknek. Csak két gerincdarab, a 250,8 m-es magassági ponttól É-ra és ÉÉNy-ra levő szakaszok maradtak teljesen helyben. A Sörédi-szőlők felett levő kavicsfejtő is lecsúszott kissé. Kérdés, hogy az ott megfigyelt 20°-os keleties rétegdőlés mennyiben tekinthető fiatal csuszamlások, vagy részben már korábbi szerkezeti mozgások eredményének.

FELSŐ-PLEISZTOCÉN–HOLOCÉN y LEJTŐTÖRMELÉK (gQp3–h ) — g

A szilárd, aprózódással durva törmeléket produkáló képződményekből — elsősorban a mezozoos mészkő- és dolomitrétegekből — felépült lejtők aljában kialakult törmelékösszleteket soroltuk ide. Feltárásaik ritkák, általában csak a tört lejtők alsó szakaszát alkotó durvatörmelék felszíne látható. A képződmények kora pontosan nem állapítható meg. A pleisztocén hideg periódusaiban a fagyaprózódás hatására alakult ki a törmelék túlnyomó része. A löszképződést követően is folytatódott azonban a durva lejtőtörmelék felhalmozódása a szálkőzetből álló meredek, sziklás lejtők alatt, amit a löszre települő durva dolomittörmelék jelenléte a Móri-árok keleti peremén is igazol. Ennek a löszre települő törmeléknek a pleisztocén vagy holocén kora a jelenleg rendelkezésre álló adatok alapján megállapíthatatlan. Vastagsága néhány méter.

h EOLIKUS HOMOK (eQp3–h ) — eh

A Vértes nyugati előterében az eolikus homok jelenlétét már TAEGER (1909) is felismerte. A homokot a lösz heteropikus fáciesének tartotta, így korát is késő-pleisztocénnek tekintette. A Vértes és Gerecse nyugati előterének térképezése során BERNHARDT et al. (1974) térképükön és a térképhez tartozó magyarázóban felső-pleisztocén és holocén–pleisztocén futóhomokot különítettek el. A térképezési terület jelentős részén, a Vértes belsejében, valamint az előtéri területeken egyaránt sok esetben nem lehet a löszt és az eolikus homokot egyértelműen elkülöníteni. A térkép 1:50 000-es méretarányában sok területen még akkor sem lehetett elkülönítve ábrázolni a különböző eolikus képződményeket, ha a részletes felvételt végző geológus ezt elvégezte. A Vértes belsejében Vérteskozma és Várgesztes környékére jellemző ez a képződményegyüttes, ahol az uralkodó homokfrakció miatt, homokként ábrázoltuk a térképen. A hegység keleti előterében jelentősége, elterjedése sokkal alárendeltebb, itt viszonylag nagy vastagságú löszösszlet borít jelentős területet, de Alcsút környékén sem mindenütt lehet a löszt és a homokot elkülöníteni. A Vértes és környéke részletes térképezése során nem bizonyult lehetségesnek a késő-pleisztocén és a holocén futóhomok meggyőző elkülönítése. Kora alapján az összlet egy része elválaszthatatlan az utolsó löszképződési időszaktól, de települése, rossz feltártsága miatt az esetek többségében nem lehet elválasztani a löszképződést követő futóhomokmozgás eredményezte képződményektől. A távolról sem tökéletes megoldás több kompromisszumot tartalmaz. Ahol lehetett, löszként ábrázoltuk a képződményt, állást foglalva ezzel a képződmény késő-pleisztocén kora mellett. Ilyen bizonytalan, a leírások alapján feltételezhetően vékony, talán csupán 1-4 m vastag, homokos lösz-, löszös homokrétegek jellemzőek a Vértes nyugati előtérben a térképezett terület jelentős részén. HORUSITZKY (1912–1913) Kisbér környéki felvételezése során ugyancsak a típusos löszt helyettesítő homokos löszt írt le a vértesi térképezési terület peremén, illetve attól északra. Leírásai szerint a Környe és Kömlőd környéki szelvények 1-4 m vastag löszösszlete erősen átalakult, vályogosodott, talajosodott

128 76. ábra. Összetett – kisebb táblás kötegekből felépülő keresztrétegzés 77. ábra. Keresztrétegzett eolikus homok. Homokbánya Császártól É-ra eolikus homokban. Homokbánya Császártól É-ra (CsG) (CsG) Figure 76. Composite cross-bedding comprising small-scale tabular Figure 77. Cross-laminated aeolic sand. Sandpit N of the village of sets in aeolic sand. Sand pit N of the village of Császár (CsG) Császár (CsG)

(HORUSITZKY 1916). Környékbeli agrogeológiai munkáinak összefoglalásában HORUSITZKY (1917) megállapította, hogy Komárom megye déli részén a típusos lösz ismeretlen. Azokon a területeken, ahol az észlelési adatok, utólagos terepbejárások tapasztalatai alapján már uralkodóvá válik a homokfrakció az aleurittal szemben, felső-pleisztocén–holocén eolikus homokot jelöltünk a térképen. Sok, a korábbi felvétel során fluvioeolikus rétegre települő eolikus homokot, illetve tisztán fluvioeolikusnak minősített homokösszletet is ide soroltunk. A homokterületeken a feltártság általában nagyon rossz. Az eolikus homokösszletnek vizsgálható szelvénye csupán Császár környékén található a jelenlegi feltártsági viszonyok mellett. A Császártól ÉNy-ra, kb. 2 km-re fekvő, időszakosan művelt homokbányában az eolikus homok feltárt vastagsága kb. 5-6 m. A keresztrétegzett lemezek dőlése keleties, (északkeleti-délkeleti) irányú, szöge enyhe, nem jellemző a szakirodalomban általánosan leírt meredek, 30° körüli dőlés (XII. tábla, 4.). Csak néhány, mm-es nagyságrendű lemez dőlése érte el néhol a 30°-ot (76., 77. ábra). A dőlés iránya azonos a homokdomb lejtőjének irányával. A homok szemcseösszetétele és osztályozottsága változó. Vannak gyengén osztályozott, változó mennyiségű muszkovitcsillámot tartalmazó, csak elszórtan koptatott, kerekített szemcsékből álló rétegek, és vannak viszonylag jól osztályozott, sok jól kerekített, polírozott felületű szemcsét tartalmazó szintek is, de nem uralkodó ezekben sem a kifejezetten eolikusként jellemezhető szemcsék aránya. A homokanyagban elszórva kevés Mollusca-törmelék is előfordul. A homokrétegek között gyakran dara–aprókavics szemcsenagyságú, uralkodóan kvarckavics anya- gú, 1-2 cm vastag lencsék, legfeljebb 1-2 m hosszan követhető rétegek települnek (78. ábra). A kavics- anyag dúsulása esetleg a finomabb frakció kifú- jásával magyarázható. A bánya északnyugati részén helyenként gyakran fordulnak elő közel függőleges, esetenként y-alakban elágazó, rétegzett homokkal kitöltött állatjáratok (79. ábra). A járatok jelentős része réteghatártól indul ki. A 2005 tavaszán a feltá- rásban talált, slumpra hasonlító rétegzavar az eolikus összletben a bucka oldalában történt kisebb csuszamlással keletkezhetett (80. ábra). A fent leírthoz hasonló, kevésbé jól feltárt homok alkotja Császár déli határában a Mező-tó és a Császár-ér közötti homokterületet. Itt csupán a község déli részén található feltárás felső sza- 78. ábra. Eolikus dűnék vízszintesbe hajló talpi lemezei. A dara szemcseméretű kaszán ismerhető fel a homokösszlet kereszt- lencsék feltehetően egykori felszínek, amelyeken a finomabb szemcsék kifújásával dúsult fel a durvább szemcsetartományú anyag. Homokbánya rétegzettsége. Császártól É-ra (CsG) A késő-pleisztocén során történt futóhomok- Figure 78. Nearly horizantal bottom sets of aeolic dunes. Lenses made up of képződést bizonyítja a Dadtól nyugatra fekvő granule size grains may represent previous surfaces. Sand pit N of the eluviális–deluviális maradványkavics-felszínen village of Császár (CsG)

129 kialakult, több mint 2 méter mélyre hatoló, futóhomokkal kitöltött fagyék (XII. tábla, 2.). Ennek megjelenése feltétlenül a pleisztocén egy hideg szakaszát jelzi, GÁBRIS (2007) irodalmi hivatkozásai szerint a fagyékek általában –5 °C évi középhőmérséklet alatt keletkeznek, míg durva- homok-, kavicsösszletekben ehhez –7 – –8 °C szükséges. A Császár melletti homokbányában feltárt futóhomok kora — az OSL-mérések szerint — 9,3 ±1 ezer év (THAMÓ-BOZSÓ et al. 2008). A homok mozgása nem korlátozódott a késő-pleisztocénre és a holocén korai szakaszaira. A Császártól ÉNy-ra található homok-

79. ábra. Gerincesek járataival sűrűn átjárt eolikus homok. 80. ábra. A dűne lejtőjének megrogyásával kialakult rétegzavar eolikus homokban. Homokbánya Császártól É-ra (CsG) Homokbánya Császártól É-ra (CsG) Figure 79. Aeolic sand densely penetrated by burrows of Figure 80. Disturbance in bedding due to collapse in aeolic sand. Sand pit N of the vertebrate animals. Sand pit N of the village of village of Császár (CsG) Császár (CsG) terület egyes részeinek egyenetlen, hullámos, buckás felszíne a homok akkumulációs formáinak jelenlétére utalnak, a löszfelszíneken kimutatható deflációs formák jelentős széleróziót igazolnak az utolsó löszképződést követően is. HORUSITZKY (1901) a térképezett területtől északnyugatra fekvő Bábolnai Állami Ménesbirtok agrogeológiai viszonyainak ismertetése során megemlítette, hogy 1816-ban a birtok 5300 holdnyi területe volt futóhomok, a 20. század elejére azonban a birtokon már alig volt futóhomok. BERNHARDT et al. (1974) is felhívta a figyelmet a homokmozgás jelenleg is aktív voltára. A talajjal, növényzettel nem fedett területeken napjainkban is könnyen mozgásnak indul a homok. Ez különösen a nagy táblás mezőgazdasági művelés alatt álló fel- színeken jellemző (81. ábra). A felszántott terü- leteken erős szélben néhány perc alatt kis homok- fodrok alakulnak ki a felszíni mikromorfológia védettebb felületein (82. ábra). A futóhomok- felhalmozódások esetében kialakuló akkumulá- ciós formákat természetesen nem lehet a sivatagi dűnetípusok analógiái alapján értelmezni. Ezek a folyamatok többé-kevésbé kötött, valamilyen gyér növényzettel borított felszínen zajlottak le, nem tipikus arid környezetben. A Császár melletti feltárások részletes szedimentológiai vizsgálata nélkül csak annyi jegyezhető meg, hogy a bányában látható rétegzettség az ún. kúszófodros szerkezetű dűnére emlékeztet (HUNTER 1981, 81. ábra. Erős szél hatására kialakuló homokfúvás fiatal kukoricatáblán május elején, BALOGH 1991). BORSY (1980) nyírségi vizsgálatai Szák környékén (CsG) arra utalnak, hogy a hosszanti garmada buckák Figure 81. Sand-drift generated by strong wind in a young corn field at the beginning nem teljesen kifejlődött barkánok. Feltehetően of May, in the vicinity of Szák (CsG)

130 ezekhez hasonló, kialakulásokban megrekedt formákat alkotnak a futóhomok-felhalmozódások a Vértes nyugati előterében is. A futóhomok kialakulásának pontosabb behatárolása szempontjából BORSY (1977) és BORSY et al. (1982) eredményeit kell figyelembe vennünk, feltételezve, hogy az általuk vizsgált alföldi területeken a homokmozgás kora nem tér el a Dunántúlon lezajlott hasonló folyamatok korától. Ezek szerint a homokmozgás legjelentősebb szakasza a dunántúli területeken is (Belső- Somogy, Mezőföld) a würm utolsó stadiálisában (kb. 26–20 ezer éve) volt. Ekkor egy löszképződési időszak következett, majd a mai értelemben vett pleisztocén–holocén határ környékén történtek jelentős homokmozgások, helyenként lefedve a löszt. A holocén boreális fázisa volt az utolsó természetes homokmozgási időszak, majd a 82. ábra. Néhány perc alatt kialakult áramlásfodrok a 81. ábra helyszínén (CsG) történelmi időkben már antropogén hatásokra Figure 82. Current ripples having been generated in a few minutes at the site of Figure 81 (CsG) indultak meg ezek a folyamatok. BORSY (1977) azonban egy igen fontos szempontra hívta fel a figyelmet MAROSI (1970) Belső-Somogy területén végzett kutatásai alapján. A futóhomokmozgás megindulása a pleisztocénben nem csupán azért korlátozódik az ország jelentős területén az utolsó würm stadiálisra, mert csak ekkor voltak meg ennek a klimatikus feltételei, hanem azért, mert ekkorra alakultak ki azok a folyóvízi hordalékkúpok, amelyeknek az anyagát a szél mozgatta. Belső-Somogyban fenti szerzők szerint már a würm elejére kialakult a hordalékkúp, így a homok mozgása már ekkor megkezdődhetett. A Vértes esetében ez fontos szempont, hiszen itt az oligocén Csatkai Formáció, a felső-miocén Kállai és Somlói Formáció homokanyaga nagy területen hosszú időn keresztül a felszínen volt a pleisztocén során, ami azt is jelentheti, hogy a futóhomokmozgások sokkal korábban is elkezdődhettek. Az eolikus homokrétegek vastagsága nagyon változó, néhányszor 10 cm vastagságtól a dűnék 6-8 méter vastag rétegsoráig.

PROLUVÁLIS–DELUVIÁLIS KÉPZŐDMÉNYEK (pdQp3–h) — pd

A hegységi és hegységelőtéri száraz, állandó vízfolyás nélküli völgyek üledékeit soroltuk ide. A képződmények kora késő-pleisztocén–holocén. A völgyeket kitöltő üledék felhalmozásában az időszakos vízfolyások lineáris hordalék- szállítása és a völgyoldalak lejtőinek areális eróziója egyaránt részt vesz. Anyagát agyag, homok, aleurit, kőzettörmelék, kavics alkotja. Vastagsága legfeljebb néhány méter. A hegylábi területen a deráziós völgyek áthalmozott talajjal kevert lejtőüledékei jellemzők a proluviális–deluviális üledékekre (XII. tábla, 5.). Annak ellenére, hogy a térképen ábrázolt terület egyik gyakran előforduló képződ- ménye, feltárásai igen ritkák.

LEJTŐÜLEDÉK (dQp3–h) — d

Finom szemcsés (agyag, aleurit, homok), durva törmeléket nem, vagy csupán elszórtan tartalmazó, a lejtőkön areálisan áthalmozott rétegek alkotják az ide sorolt képződményeket. A laza üledékes kőzeteken kialakult lejtőkön a 83. ábra. Lösz felszínén létrejött eróziós barázda és kialakuló vízmosás átmenete. talajlemosás, barázdás erózió (83. ábra) Zámoly, Táborhely (CsG) egyaránt jelentős üledékáthalmozást végez Figure 83. Transition from an erosional furrow to a gully observed on loess surface. napjainkban is. Részben ezek a folyamatok Zámoly, Táborhely (CsG) szállítják a völgytalpakra az eróziós–deráziós

131 völgyek képződményeit (lásd XII. tábla, 5.). A löszképződést követő szoliflukciós folyamatok szintén részt vettek ezeknek a képződményeknek a felhalmozásában (XI. tábla, 5d).

EOLIKUS–DELUVIÁLIS KÉPZŐDMÉNYEK (edQp3–h) — ed

A vértesi térképezés egyik eredményeként megállapítható volt, hogy a szél által mozgatott képződmények elterjedése, fejlődéstörténeti jelentősége sokkal nagyobb, mint amilyennek azt korábban feltételezték. Ez a szempont is indokolta, hogy a tisztán deluviális képződményektől elkülönítve ábrázoljuk a szél által részben mozgatott üledékeket, ezzel is jelezve az eolikus hatást a különböző felszíni képződményekre. Az elkülönítés másik szempontja az volt, hogy a rossz feltártság miatt sok esetben nem volt eldönthető, vajon az adott területen eolikus üledék van-e, vagy már annak a lejtőn áthalmozott anyaga. Ezek a nehezen elhatárolható képződmények is eolikus–deluviális üledékként kerültek ábrázolásra. Elkülönítésük bizonytalanságaira már a korábbi térképezési tapasztalatok is utaltak (BERNHARDT et al. 1974, lásd Folyóvízi–eolikus képződmények). A képződmény legnagyobb területű előfordulásai a Vértes nyugati előterében vannak, de a hegység belsejében és a keleti előtéren is több helyen előfordul. A bizonytalan terepi, térképi lehatárolás is indokolja a képződmény korának viszonylag tág értelmezését, a késő- pleisztocén–holocén kornál pontosabb meghatározás nem lehetséges.

HOLOCÉN

FOLYÓVÍZI KÉPZŐDMÉNYEK (fQh) — f

Folyóvízi képződményeket jelöltünk általában azokban a völgyekben, amelyekben a topográfiai térkép vízfolyást jelölt. Feltárásai rendkívül ritkák. Néhány kézifúrásunk harántolt folyóvízi képződményeket, részben mocsári képződményekkel váltakozva (lásd fbQh). A magas és alacsony árterek elkülönítése nem volt lehetséges a térkép 1:50 000-es méretarányában. A folyóvízi üledékek általában szürke, vastagon talajosodott, sok szervesanyagot tartalmazó aleurit–homok–kavics szemcsefrakciók változatos keverékéből állnak. Egyes szintekben sok Mollusca-töredéket tartalmaznak. Az Által-ér völgyében a Pusztavám Puk–2 kézifúrás rétegsorában 5,0–6,9 m között felfelé finomodó gradált ciklus volt kimutatható. A fúrás szelvényében több ciklus is feltételezhető. A ciklusok kaviccsal, kavicsos homokkal, vagy csak aprószemcsés homokkal kezdődnek, és aleurittal, esetleg tőzeggel zárulnak, amely már átmenet a folyóvízi–mocsári összlet felé (fbQh). A kavicsok anyaga általában kvarc és dolomit, de előfordul eocén mészkő és egyéb kőzet is. Méretük általában 0,2–2 cm, kivételesen azonban előfordulnak nagyobbak is. A folyóvízi képződmények vastagsága néhány méter, pontos adatunk a tisztán folyóvízi fáciesű összlet vastagságáról nincs.

PROLUVIÁLIS KÉPZŐDMÉNYEK (pQh) — p

A holocén hegylábi hordalékkúpok elterjedése sokkal kisebb, mint a pleisztocén során képződött, hasonló fáciesű képződményeké. Feltárásaik nincsenek, elkülönítésük a környezetükben települő idősebb hegylábi hordalékkúpoktól elsősorban morfológiájuk, települési helyzetük alapján történt. Leggyakrabban a Vértes déli peremén, a hegységből kilépő völgyek előterében ismerhetők fel a gyakran idősebb hordalékkúpokra települő, az azoknál valamivel finomabb szemcseösszetételű, viszonylag kis kiterjedésű, lapos hordalékkúpok.

TAVI–MOCSÁRI KÉPZŐDMÉNYEK (lbQh) — lb

Egyértelműen kimutatható tavi képződményeket a holocénből nem ismerünk. A Csíkvarsai-rét Csákvártól délnyugatra fekvő, mintegy 9-10 km2 nagyságú, mélyen fekvő területe, valamint néhány nagyobb kiterjedésű, viszonylag mélyen fekvő deflációs eredetű lefolyástalan mélyedés (széllyuk) Császár környékén megfelelő medenceterületet biztosíthatott a holocén egyes szakaszaiban nyílt víztükrű állóvizek kialakulásához. A Csíkvarsai-rét esetében történeti és régészeti adatok is megerősítik, hogy a római időkben hajózható tó volt a rét területén, ez azonban a vízszint mesterséges kialakításának lehetett az eredménye. A tó kialakulásához szükséges vízmennyiség, lefolyási viszonyok feltehetően csak időszakosan voltak adottak, egyéb időszakokban nyílt víztükör nélküli nedves térszíneken folyt az üledéklerakódás. A tavi és mocsári képződmények szétválasztása nem lehetséges ezeken a területeken.

132 Jelentős vastagságú rétegsorok nem rakódtak le a medencékben, de azt is figyelembe kell venni, hogy a tavak kiszáradása esetén a defláció könnyen megtámadhatta felszínt, és jelentős mennyiségű üledékanyagot hordhatott el. A legfeljebb 1 m vastag, nagy szervesanyag tartalmú, túlnyomórészt homok anyagú tavi–mocsári képződmények elsősorban a Csíkvarsai-rét csatornáinak bevágásaiban vannak feltárva. A tó legalább egy alkalommal történt kialakulására utal a Csíkvarsai-rét délkeleti peremén helyenként jól felismerhető, kb. 0,5-0,6 m magas kis tereplépcső, amely egy tavi színlő maradványa lehet (XII. tábla, 6.). A tavi–mocsári képződmények a holocénban rakódtak le, természetes tavi környezet a holocén csapadékosabb periódusaiban alakulhatott ki.

FOLYÓVÍZI–MOCSÁRI KÉPZŐDMÉNYEK (fbQh) — fb

A kis esésű, általában széles mai völgytalpakon sok helyen szétválaszthatatlanok a folyóvízi és mocsári képződmények, lehatárolásuk általában a terület morfológiája alapján történt. Néhány, a Császár-víz és az Által-ér völgyében mélyült kézifúrásunk rétegsora alapján megállapítható, hogy a mocsári–pangóvízi és folyóvízi üledékképződés a völgytalpakon egy-egy ponton váltakozva történt. Az Által-ér völgyében mélyült egyik kézifúrásunk 10 méterben folyóvízi–mocsári rétegsorban állt le. Jelenlegi ismereteink szerint ez a 10 métert meghaladó összlet a képződmény legnagyobb vastagsága.

MOCSÁRI KÉPZŐDMÉNYEK (bQh) — b

A vértesi térképezés területén mindenütt előfordulnak mocsári képződmények, egy-egy előfordulásuk viszonylag kis területű. Feltárásaik nincsenek. Nagy szervesanyag-tartalmú rétegek, vastag réti talajok sorolhatók a képződmény- csoportba. Elkülönítésük többnyire a terület morfológiája alapján történt. Elterjedésük részben a deflációs eredetű széllyukakhoz kötődik. A szél által kialakított lefolyástalan mélyedések vizenyős területein keletkeztek néhány 10 cm, legfeljebb 1-1,5 m vastag mocsári összletek. A kialakulatlan völgyhálózatú, rossz lefolyású felszíneken, pl. Csókakő környékén ugyancsak előfordulnak ilyen képződmények. A Söréd melletti lefolyástalan mélyedésben a mocsári képződmények feküje kb. 1 m vastagságban bioturbált, a fekü felszínén apró éles kavicsokkal (Sök–1 kézifúrás).

ANTROPOGÉN KÉPZŐDMÉNYEK — af, asz

A Vértes területén jelentős bányaművelés folyt hosszú időn keresztül, néhány bánya ma is működik. Ezek meddőhányói, a rekultivált külfejtések feltöltései a térképen af jellel szerepelnek. Több kisebb külszíni bányát a művelés felhagyása után sze- méttelepként üzemeltettek, illetve üze- meltetnek jelenleg is, ezeket asz jellel ábrázoltuk. Az antropogén képződmények megjelenítését az esetenkénti jelentős területi elterjedés és vastagság indokolja, kör- nyezetföldtani, hidrogeológiai és építés- földtani szempontból jelenlétüket nem lehet figyelmen kívül hagyni. Az ábrázolt képződmények térképi megjelenítése igen pontatlan, mivel a bányák egy része a térképezés idején még működött, másutt a rekultiváció a térképezés befejezése után történt meg. Újra művelésbe vont külfejtések is vannak a területen. Ugyancsak legális 84. ábra. Vastag löszösszleten kialakult, intenzíven bevágódó vízmosás, amelynek feltöltés folyik jelenleg is Lovasberénytől hátravágódását szemétfeltöltéssel próbálják megállítani. Lovasberény, a János- délre, ahol a János-hegy délnyugati lejtőjén, a hegy Ny-i lejtője (CsG) vastag löszösszletben kialakult vízmosás Figure 84. An intensively incising gully upon a thick loess cover. Its backward erosion is hátravágódását próbálják a völgy feltöltésével attempted to stop by waste deposition. Lovasberény, the western slope of János- megállítani (84. ábra). hegy (János Hill)

133 GEOMORFOLÓGIA

A hazai földtani térképszerkesztési gyakorlattól eltérően a Vértes és környéke földtani térképén nem csupán földtani képződményeket, hanem — a geológiai felépítés megítélése szempontjából fontos — geomorfológiai formákat is ábrázoltunk. A vizsgált terület földtani felépítése, fejlődéstörténete szempontjából szóba jöhető számos formaelem közül a legfontosabbak a geomorfológiai felszínek és a deflációs formák. A geomorfológiai felszínek jelentős, nagy időtartamot átfogó lepusztulási eseményeket, üledékképződési szüneteket jeleznek. Az ilyen periódusokra jellemző szárazföldi környezetben kőzetanyag, térképezhető képződmény nem, vagy alig őrződött meg. A vértesi térképezés során számos, eltérő korú és genetikájú geomorfológiai felszín maradványát lehetett kimutatni. A földtani térkép olvashatóságának megkönnyítése érdekében azonban ezeket a felszíneket egységes módon jelöltük, figyelmen kívül hagyva az azok közötti genetikai eltéréseket. A deflációs formák csoportja a másik nagy jelentőségű formaegyüttes. A Vértes környezetében mindenütt kimutatható eolikus képződmények felhalmozódása mellett, több periódusban is meghatározó jelentőségű volt a szélerózió, a defláció domborzat formáló hatása. A kiemelkedő (pozitív) és a jellemzően lefolyástalan bemélyedő (negatív) formák — a fentiekhez hasonlóan — olyan területeken alakultak ki, ahol az adott időszakban nem történt üledékképződés. A Vértes tájegységi térképén nem tüntettünk fel karsztmorfológiai elemeket. Ennek legfőbb oka az, hogy a hegység fő tömegét dolomit alkotja, így karsztformák igen elvétve alakultak ki.

A Vértes geomorfológiai felszínei A középső-eocén előtti tönkfelszín A ’geomorfológiai felszínek’ fogalmán különböző folyamatok során kialakult, kis lejtésű, gyengén tagolt felületeket, valamint a hozzájuk kapcsolódó mállási övet értjük. A felszínek egy része trópusi tönkösödés eredményeként alakult ki, míg másik csoportjukba a szárazabb, sok esetben hűvös klímán létrejött hegylábfelszínek sorolhatók. A Dunántúli-középhegység legjelentősebb, nagy területen kialakult trópusi tönkfelszíne a középső-eocénnél idősebb, bauxittal (Gánti Bauxit), dolomitbreccsával (Nagyegyházi Fanglomerátum) fedett elegyengetett felszín. MINDSZENTY et al. (1989, 1997) a bagoly-hegyi külfejtés vizsgálata alapján nagy területű, sekély karsztfelszínt írt le a területen, amelynek a kis méretű karsztos mélyedései alig néhány méteresek. A karsztos felszín legmagasabb és legmélyebb pontjai között így legfeljebb 10-20 méter szintkülönbség feltételezhető, amit a felszínre kifutó, bauxitos összlettel kitöltött oldott hasadékok, repedések rendszere — a mállási front fölötti szint — további néhány 10 méterrel egészíthet ki. Ennek alapján a tönkösödési folyamatok által érintett összlet vastagsága a mállási front fölött legfeljebb 30-50 méterre becsülhető. A középső-eocén előtt keletkezett tönkfelszín maradványai az eocén képződmények feküjében részben kitakart (szemiexhumált), vagy teljesen fedett helyzetben (kriptotönk) maradtak meg (PÉCSI 1970, 1998), a szin- és poszt-rift mozgások során levetett helyzetben. A felszín maradványának egyértelműen azonosítható természetes feltárása, ahol a bauxitfekü formakincse felismerhető, Gánttól délre az egykori bányaterület egy bolygatatlan részén ismert mindössze. A bányászat során feltárt egykori felszín levetett helyzetben, a gánti külfejtések területén még ma is sok helyen látható (XIII. tábla, 1.). Ezen az előforduláson kívül Csákberénytől nyugatra az Orondi-szőlőhegy gerincén és keleti lejtőjén exhumálódott ez a felszín az eocén mészkő alól egy keskeny sávban, ahol dőlése szinte megegyezik a lejtő dőlésével. (A kis kiterjedésű felszíni előfordulást a földtani térképen nem ábrázoltuk.) A Pannon-tó kialakulása előtti poligenetikus felszín A tönkfelszínek hazai kutatásának úttörője, BULLA (1958, 1962) kiemelte a kréta–eocén tönkösödés jelentőségét, de fontos szerepet tulajdonított a fiatalabb, miocén tönkösödés felszínformáló hatásának is. Ez a felfogás később jelentősen

135 háttérbe szorult. A többi hegységhez hasonlóan a Vértes ma tetőhelyzetben található elegyengetett felszínmaradványait a Gánti Bauxit felhalmozódását megelőzően kialakult tönkök maradványának tekintették (PÉCSI 1991, KAISER 1997). PÉCSI (1991) a „fennsík helyzetű (fedetlen) tönkös sasbércek” és „exhumált tönkök” alatt az eocén bauxitnál idősebb felszínek maradványait értette, amelyek a harmadidőszakban keveset változtak, átöröklődtek. A Dunántúli-középhegység földtani és geomorfológiai vizsgálata (CSILLAG, NÁDOR 1997, BUDAI, CSILLAG 1999, CSILLAG 2004) azonban olyan eredményeket hozott, amelyek alátámasztják Bulla korábbi elképzeléseit a miocén meleg, nedves környezetben zajló mállási folyamatok felszínformáló hatásának jelentőségéről. A paleontológiai adatok ugyancsak meleg, nedves, szubtrópusi-trópusi klímára utalnak a kora- és középső-miocén idején (SCHOLZ 1970, NAGYMAROSI 1980, BÖHME 2003). A Vértes területén jelentős vastagságú eocén és oligocén összlet rakódott le a paleogén során. Az eocén képződmények részben még az oligocén Csatkai Kavics lerakódása előtt lepusztultak az ún. infraoligocén denudáció során, de a miocén elejére a Vértes szinte egész területét változó vastagságú oligocén rétegsor fedte. 85. ábra. Meredek lejtővel határolt, tetőt alkotó pre-„pannon” A Dunántúli-középhegység területén a vastag oligocén poligenetikus felszínmaradvány (CsG). Vérteskozma, Boglári- sziliciklasztos összlet lepusztulása a miocénben indult meg. tető Ennek a folyamatnak az első lépéseként a hegység előterében Figure 85. Pre-"Pannonian" polygenetic surface remnant forming the a Somlóvásárhelyi Formáció üledékei halmozódtak fel az hilltop and bordered by a steep slope (CsG). Vérteskozma, eggenburgi–kárpáti idején. A planációs folyamatok ered- Boglári-tető ményeként a késő-miocén idejére lapos, lenyesett térszín alakult ki (85. ábra). Az oligocén üledékek a kiemelt területekről — néhány kisebb szerkezeti süllyedéket leszámítva — lepusztultak, az eocén képződmények vékony roncsait és a triász felszínt egyaránt metsző, kibillent térszín alakult ki (86. ábra). A Csákvár és Gánt közötti területen a kiemelt tetőkön ugyancsak ez a lenyesett felszín jött létre. Az eocén rétegsor maradványai nagyobb vastagságban csupán a legmélyebbre levetett gánti bányaterületen maradtak meg. A Gém-hegy oldalában helyenként előforduló bauxitos agyag

86. ábra. Eocén–triász képződményeken kialakult lenyesett felszín Kápolnapusztától ÉNy-ra (részlet a Vértes hegység földtani térképéből) 1 — pannon előtti poligenetikus felszínmaradványok; 2 — eocén; 3 — triász Figure 86. Truncated surface developed on Eocene–Triassic formations NW of Kápolnapuszta 1— Pre-Pannonian polygenetic surface remnants; 2 — Eocene; 3 — Triassic (detail from the geological map of the Vértes)

136 ugyancsak arra utal, hogy a kisebb mértékben levetett felszínroncsok a tetőknél kevésbé pusztultak le, mivel később takaródtak ki a tercier üledékburok alól. A Vértes egésze déli irányban 2-3 fokkal kibillent az úgynevezett posztrift és neotektonikus fázisokban, a késő- miocén–negyedidőszakban, amit legjobban a felszínek általános lejtése mutat. Kisebb, a lepusztulási felszín maradványát őrző blokkok lokálisan ettől eltérő irányban is kibillentek a szerkezeti hatásokra (87. ábra, XIII. tábla, 2.). A Gém-hegy északkeleti, a Rókahegyi-vető felé lebillent blokkján, a vető közelében ugyancsak a Gánti Formáció bukkan a felszínre, a

87. ábra. Levetett, kibillent felszínmaradványok (CsG). Csákvár, Zöld-hegy Figure 87. Downfaulted and tilted surface remnants (CsG). Csákvár, Zöld-hegy blokk felszíne tehát szintén kisebb mértékben pusztult csupán le. A Gém-hegyet keletről határoló vető felé visszabillentve levetett Szőlő-hegy felszínének általános nyugati lejtése is jól mutatja, hogy a Vértes általános, délkeleties kibillenésével ellentétes irányú lokális billenés is történt egyes szerkezeti blokkokban. A Gánti Formáció a vető előterében kis területen itt is megőrződött. A Vértes belsejében, relatíve magasabb helyzetben levő felszíneinek ’poligenetikus’ minősítését az indokolja, hogy azok kialakulását részben a kora–középső-miocén (nagyjából ottnangi–kora-badeni) meleg, nedves klímán történt trópusi tönkösödés, részben az azt követő szárazabb, hűvösebb klímán egyéb felszínalakító folyamatok idézték elő. Jelentős domborzati eltérés alakult ki a mezozoos és paleogén képződmények számottevően eltérő (szelektív) denudációjának, valamint a különféle miocén szerkezetek vertikális elmozdulásainak együttes hatására. Ez a paleogén képződmények esetében a tönkfelszín erőteljes átformálódását, sőt nagy területen teljes eltűnését jelenti. A mezozoos képződményeken kialakult felszínek a vertikális mozgások hatására feldarabolódtak, és jelentős átformálódás nélkül eltérő magasságba kerültek. A Vértes központi területén a felső-miocén képződmények erre a lenyesett, sík felszínre települtek. A Vértes nyugati peremén, a Móri-árok fölé emelkedő peremtől kezdődően őrződött meg a legmagasabbra kiemelt, legnagyobb területű, enyhén KDK felé dőlő felszínmaradvány. Ennek legmagasabb pontja a Csóka-hegy, ahonnan a felszín — az általános lejtésiránytól eltérően — KÉK-i irányban billent ki (88. ábra). A triász rétegsort részben Dachsteini Mészkő alkotja, amelynek felszínén karsztos mélyedések (víznyelők, sekély töbrök) alakultak ki a Pannon-tó üledékeinek lepusztulását követően. A Pannon-tó képződményeinek mindössze egyetlen törmelékes előfordulását ismerjük ezen a területen. A Kállai Formációba sorolt homokkőtörmelék a sík felszínen és a töbrökbe behordódva fordul elő néhány száz négyzetméteres területen. A hegység egyéb területein kisebb kiterjedésű felszínmaradványok jellemzőek. A közel vízszintes, hosszan elnyúló, meredek lejtőkkel határolt tetőszinteken általában a triász kőzetek rétegfejei bukkannak felszínre, legfeljebb késő- pleisztocén–holocén, néha löszös, általában eolikus homok anyagú fedő képződmények alól. E felszínek egy része már a Pannon-tavi üledékképződés idején bekövetkezett szinszediment szerkezeti mozgások során kiemelkedett, szárazulattá vált, amit a határoló lejtők mentén kialakult abráziós peremek és a Diási Formáció abráziós kavicsanyaga igazol. Ilyen típusú felszínmaradvány jellegzetes képviselője például a Körtvélyes–Nagy-Széna-hegy (CSILLAG et al. 2007). A Gánti- és Vérteskozmai-medencétől keletre szintén e típusba sorolható felszínek találhatók. Az előző típushoz kapcsolódóan jelennek meg azok felszínek, amelyeket a Kállai Formáció képződése idején elért a Pannon-tó elöntése. Ezeken a felszíneken még megtalálható a Pannon-tavi homok, kavics kisebb-nagyobb elterjedésben, az

137 88. ábra. A Vértes K felé kibillent, magasra kiemelt prepannon poligenetikus felszínmaradványa a Móri-árok fölött (FL) Figure 88. Eastward-tilted and uplifted pre-Pannonian polygenetic surface remnant of the Vértes above the Mór Trough (FL) e felszínek fölé emelkedő meredek lejtők tulajdonképpen azoknak a vetőlépcsőknek a maradványai, amelyek mentén az egységes felszín felszabdalódott (CSILLAG et al. 2007). Ilyen típusú a Horog-völgy és a Kápolnapusztai-medence közötti terület, ahol a széles, lapos, alig tagolt hátak tetőszintjein megőrződött felszínek a jellemzőek. A Kállai Formáció kovásodott tömbjeinek előfordulásai az egykori Pannon-tavi fedő maradványai.

A Vértes előtereinek hegylábfelszínei

A Vértes környezetében található nagy kiterjedésű, több szintben kialakult és megőrződött hegylábfelszínek ismertetése előtt röviden definiálnunk kell a fejezetben használt szakkifejezéseket, mivel a többféle értelemben használt terminus technikusok miatt értelmezési problémák, félreértések merülhetnek fel. A hegylábfelszínek értelmezésében, nevezéktanában az angolszász és a francia szakirodalom erősen eltérő felfogást képvisel. Az eltérések, szemléleti különbségek részletezése meghaladja a földtani magyarázó tartalmi és terjedelmi kereteit. Munkánk során BIROT, DRESCH (1966) pediment és glacis meghatározását fogadtuk el. Értelmezésük szerint a glacis nem mállott, laza üledéken, míg a pediment szilárd kőzeten kialakult hegylábfelszín. A glacis több típusa különböztethető meg attól függően, milyen vastagságú üledékanyag borítja felszínét. A Dunántúli-középhegység előtérének hegylábfelszínein hiányzik a szemiarid területekre jellemző vékonyabb- vastagabb kalkrét, aminek kemény felszíne jelentős szerepet játszik a hegylábfelszín-szintek fosszilizációjában. Lepusztulásuk valószínűtlen, sokkal inkább azt kell feltételezni, hogy ki sem alakultak. Ennek oka, hogy nem meleg száraz, vagy legalábbis nem a mai észak-afrikai klímának megfelelő meleg és száraz körülmények között alakultak ki. Feltételeznünk kell, hogy az alapvetően kvarchomokos pannon-tavi rétegek felszíne sem kedvezhet a kalkrétek kialakulásának, mégpedig három okból: 1. a laza rétegek gyorsan pusztulnak, gyorsabb volt az újabb felszínek kivésődése, mint a kalkrét képződés; 2. a porozitás viszonylag nagy, a leszivárgás gyors, a kapilláris emelkedés gyenge, nincs karbonát-felhalmozódás a felszín közelében; 3. a kvarchomokos környezetben nincs elegendő karbonát. Az 1. ok mellett szól a szintek nagy száma is. A Vértes előterének glacis-jaira a nagy számú, egymás felett kialakult szint (a térképezés eredményeként 8 szintet különítettünk el), valamint a szintek közötti feltűnően kis vertikális különbség a jellemző. Ugyancsak a vértesi hegylábfelszínek jellegzetességei között kell megemlíteni a rendkívül kicsi, 1° alatti általános felszínlejtést is (89. ábra). FODOR et al. (2005a, d) mérései szerint a dőlésszög 50’ és 30’ között változik lejtésirányban. A Vértes előtereiben egyértelműen glacis-k fordulnak elő, pedimentnek csupán a térképezett terület északi részén, a Csabditól nyugatra, a Lófingató-hegy tetőszintjétől DK felé, a Bicskei-medence felé lejtő, miocén mészkövön (Tinnyei Formáción) kialakult lenyesett felszín tekinthető (90. ábra). A Vértes peremén változó szélességű sávban találhatók meg a hegységhez támaszkodó hegylábfelszínek egymásba épülő, egyre alacsonyabb szintjei. A Vértes nyugati és keleti előterében egyaránt a hegységtől 15-16 km távolságra követhetőek a glacis-k feldarabolódott, idős felszínmaradványai. A hegylábfelszínek a Vértes keleti előterében a késő- miocén vetők mentén érintkeznek a hegység mezozoos tömbjével. A Móri-árokban a Móri-peremvető választja el a hegylábi és hegységi területet. A nyugati előtér glacis-jai és a hegységi terület triász és eocén karbonátos kőzetei az esetek nagy részében ugyancsak vetők mentén érintkeznek, de itt a morfológiai váltás kevésbé látványos. A Móri-árok területén viszonylag kevés és kis területű glacis őrződött meg. Ezek közül azonban érdemes megemlíteni a Csatkai Formáció felszínén, részben eluviális–deluviális üledékkel fedett, kb. 2 km hosszan követhető keskeny tetőfelszínt

138 89. ábra. Domborzati szelvények – geomorfológiai szelvény- vázlatok a — Ny-i előtér, b — K-i előtér D, c — K-i előtér közép, d — K-i előtér É Figure 89. Topographic cross-sections – draft geomorphologic sections a — western foreland, b — eastern foreland, c — the middle area of the eastern foreland, d — the northern area of the eastern foreland

90. ábra. Részben pedimentnek minősíthető hegylábfelszín Bicskétől É-ra (CsG) M3 = felső-miocén Pannon-tavi összlet, M2 = szarmata Tinnyei Mészkő, Ol = oligocén Figure 90. Glacis North of Bicske partly classified as a pediment (CsG) M3 = Upper Miocén, M2 = Sarmatian Tinnye Limestone, Ol = Oligocen

139 Csókakőtől DK-re. Feltehetően ez a Móri-árok területén megőrződött legidősebb hegylábfelszín maradványa. Az árok északi végében a Róka-hegy V. szintbe tartozó felszíne feltehetően enyhén visszabillent a Móri-peremvető felé. A Vértes Ny-i előterében a legmagasabb, VI–VIII. geomorfológiai szintek a Bársonyos legmagasabb, eróziósan erősen felszabdalt, keskeny, 4-5 km hosszú, helyenként 100 m-nél is keskenyebb tetőfelszíneiként őrződtek meg. A mai DK-i dőlés szerkezeti elemzését (l. 152. ábra). Az V. és VI. szintek roncsai a Vértestől, az egykori forrásterülettől az Által-ér völgyével elválasztva, izolálódva jelennek meg az Által-ér nyugati oldalán. BERNHARDT et al. (1974), PÉCSI (1959, 1991) nem különítették el az Által-ér mai völgyének kialakulása előtt és utána képződött hegylábfelszíneket, teraszokat, de számottevő ellentmondás megállapításaik és a térképezési eredmények között nincs. Az Által-ér völgyének bevágódásával ugyanis a Bársonyos elszakadt a mögöttes hegységtől, és önálló dombsággá alakult. A hegység felőli oldalon megindult a fiatalabb hegylábfelszínek, teraszok kialakulása, az Által-ér völgyéhez igazodva (89. ábra, b). Az enyhén nyugat felé lejtő egykori vértesi hegylábfelszín képződése is megszűnt a hegységből érkező vízfolyások eltérülésével és a kihordódó hegylábi üledékek utánpótlódásának megszűntével. A Bársonyos tetőszintjétől Ny-ra eső terület is a helyi erózióbázishoz igazodva alakult tovább, a Bársonyos nyugati hegylábi térszíneként. A Vértes keleti előterében az idős hegylábfelszínek legnagyobb, összefüggő maradványa (VII. szint) a meredek lejtőkkel határolt Csaplári-erdő (89. ábra c, 91. ábra), amely utólagos neotektonikai szerkezeti mozgások hatására emelkedett ki környezetéből a hegységperemtől 8-9 kilométerre. Felszínén jelenleg vértesi eredetű üledékanyagot nem

91. ábra. A Vértestől izolált VII. szint maradványa (Csaplári-erdő), előtérben a Fáni-völgy környezetében a III. és IV. szinten kialakult hordalékkúpok maradványaiból álló Porkoláb-hegy ÉNy felől (CsG) Figure 91. Remnant of level VII (Csaplári-erdő) isolated from the Vértes. In the front the Porkoláb-hegy (Porkoláb Hill) can be seen from the northwest; it is made up of the fan remnants developed on levels III and IV surroundings of the Fáni Valley (CsG) ismerünk, de a lejtőjén felhalmozódott vastag löszösszlet áthalmozott szintjeiben dolomitkavicsok fordulnak elő a Cérna- völgy szelvényében (XI. tábla, 5.). Ezek a kavicsok feltehetően a VII. szintről pusztultak le. Valószínűleg ezek a mozgások is szerepet játszottak abban, hogy a VI. szintnél fiatalabb hegylábfelszínek már a két elkülönült erózióbázisnak megfelelően alakultak ki. Az északi részen ez a Váli-víz, a déli területen pedig a Rovákja- patak Lovasberény alatti völgyének és folytatásában a Császár-víz Pátka alatti megfelelő teraszai lehettek ezek a felszínek. A Zámolyi-medence–Császár-víz vízgyűjtőjén a IV. szintben megjelenő, keskenyebb hegylábfelszínek már a medence délkeleti oldalában jelennek meg (89. ábra b). Ily módon a VI. szintnek megfelelő magasságú hegylábfelszínek inaktívvá váltak, és helyi vízválasztó szerepű morfológiai tetőkké alakultak, felszínfejlődésük lelassult (hasonlóan a Bársonyoshoz, lásd fent). A IV. és alacsonyabb felszínek erózióbázisa már maga a Zámolyi-medence és a Császár-víz völgye. Az eddig tárgyalt glacis-k típusa a felszínek erős utólagos lepusztulása miatt nem állapítható meg egyértelműen. Véleményünk szerint azonban jelentős, az egész felszínt egységesen fedő, vastag üledéktakaró nem halmozódott fel rajtuk, így esetükben denudációs glacis-król van szó. Ezzel ellentétben, a fiatal, II. szintbe tartozó, a Zámolyi-medence vértesi peremén kialakult laterálisan egybeolvadt hordalékkúpok (lásd a Proluviumok c. fejezetet) geomorfológiailag tipikus akkumulációs glacis-ként írhatók le. Esetükben a geomorfológiai felszíneket nem jelöltük, hiszen vastag, szinte összefüggő üledéktakaró borítja ezeket a felszíneket. A hegylábi hordalékkúp alatti lepusztulási felszín egyenetlenségét bizonyítja, hogy a Gánt-Bányatelep előtti nagy kiterjedésű, egységes hordalékkúpot a völgy tengelyében harántoló Fornapuszta Fo–2 fúrás 20 méteres proluviális összletet tárt fel, azonban a hordalékkúp peremén, kb. 900 méterre a fúrástól már mindössze 2,5 m vastag a hegylábi hordalék, gyakorlatilag azonos tengerszint feletti magasságban. Ugyancsak hasonló módon kialakult hegylábfelszínt találunk Csákvár Ny-i határában, ahol a Gém-hegy és Róka-hegy közötti völgy előtt a Csákvár Csv–22 fúrás 15 m proluviumot harántolt, de a Csákvár Csv–24 fúrás kb. 1 km-re délnyugatra, a Bárácházi-barlang előtt nagyjából azonos tengerszint feletti magasságban 3 m proluviális–deluviális üledék alatt elérte a Csákvári Agyagmárga Formációt, vagyis a hegylábfelszín alapkőzetét. A lösz és a hegylábfelszínek kapcsolata a Vértes délkeleti előterében nem egyértelmű. Néhány esetben, így pl. Zámoly környékén jelöltük a felszíneket, noha képződményként löszt ábrázoltunk. Ezekben az esetekben a környezetben gyakran kibukkan a felszínre a lösz feküje, a Vértesacsai Formáció, a vékony lösztakaró alig fedi a glacis-t. Lovasberénytől északra

140 a Rovákja területén azonban a lösz betemette a hegylábfelszínt, 10 métert is meghaladó vastagságú rétegsor fedi a glacis-t, amit ezért nem ábrázoltunk ezen a területen.

Deflációs formák

A szél eróziós hatása hosszú ideje egyik legvitatottabb kérdése a hazai geomorfológiai irodalomnak. Lóczy Lajos és Cholnoky Jenő, a Pannon-medence területén, kiemelkedő jelentőséget tulajdonítottak a deflációnak. A klimatikus geomorfológia elméletének térhódításával azonban a kutatók a hazai domborzat alakulásában a szél hatását a jól behatárolható futóhomok-területekre és az általános löszképződésre korlátozták, vagyis pusztán a szél akkumulációs tevékenységét vették figyelembe, a defláció hatását sokkal kevésbé. A szemlélet változása jól felismerhető a Vértessel és környezetével foglalkozó munkákban is (lásd Kvarter fejezet bevezetője). A szélnek a felszínt pusztító hatásával kevesen foglalkoztak, közülük JÁMBOR (1967b, 1992) munkáit kell kiemelni, aki több tanulmányban is vizsgálta a szél csiszolta kőzettömbök, kavicsok (ventifactok) hazai elterjedését. A szemléletben jelentős változás azonban csak az elmúlt, mintegy 15 évben történt. Elsőként SCHWEITZER (1993) hívta fel a figyelmet arra, hogy a hazánkban előforduló ventifactok egy része sivatagi mázzal borított. A Keszthelyi-hegység környékén ugyancsak kimutatták az eltérő morfológiai helyzetben települő, különböző típusú ventifactokat (BUDAI, CSILLAG 1999). Fordulatot azonban a neotektonikai vizsgálatok új eredményei jelentettek. FODOR et al. (2005a, b) munkáikban kimutatták, hogy sem a zalai, somogyi völgyrendszerek, sem a Dunántúli-középhegység délkeleti előtere medencéinek (Vindornyai-medence, Balaton, Velencei-tó, Zámolyi-medence stb.) kialakulását nem lehet fiatal szerkezeti mozgásokkal indokolni. Ezzel a figyelem ismét Lóczy és Cholnoky magyarázata felé fordult, azzal a nem elhanyagolható különbséggel, hogy a külső erők — és ezen belül a szél hatásának — még az általuk feltételezettnél is nagyobb szerepet kell tulajdonítanunk, mivel CHOLNOKY (é.n. a, 170–171. old.) is „nagy tektonikus törések mentén keletkezett, óriási szélbarázdák”-ként írta le ezeket a völgyeket. A vértesi terület vizsgálatának eddigi eredményei ugyancsak a szerkezeti deformációk preformáló hatásának alárendelt jelentőségére utalnak. Az eolikus üledékeket a Kvarter fejezetben ismertettük, a Geomorfológia fejezetben csupán a deflációs formákkal foglalkozunk. Yardang A yardang türkmén eredetű szó, geomorfológiai értelemben deflációs maradványfelszín, ami nem, vagy kevésbé kopott le, mint a körülötte levő szélbarázdák, deflációs medencék, mélyedések, síkságok. HALIMOV, FEZER (1989) 8 morfológiai típusát különítette el, a Cajdam-medencében végzett vizsgálatok alapján. A Vértes környékén található, a térképünkön ábrázolt yardangok a „hosszú hátak” (very long ridges) formáknak felelnek meg, amelyek közül a leghosszabb a HALIMOV, FEZER (1989) által vizsgált területen 5 km volt. A yardangok eolikus formák minden szerző szerint, ám a formák kialakulásában, főleg annak kezdeti szakaszában — az általános vélemény szerint — szerepet kap a lineáris erózió is. A deflációs területek morfológiájának hazai nevezéktana nem egyértelmű. CHOLNOKY (é.n. a) a hazai domborzat esetében a maradékgerinc, a sivatagok esetében a yardang kifejezést használta a szél által „kivésett” gerincekre. Más munkáiban azonban párhuzamot vonva a sivatagi és a Pannon-medence formái között, yardang néven írta le ezeket a formákat (CHOLNOKY é.n. b). Munkánkban Cholnokynak ez utóbbi szemléletével azonosulva a yardang kifejezést használjuk ezekre a formákra. A hazai szakirodalomban, Cholnoky és Borsy Zoltán munkássága eredményeként a futóhomokterületek vizsgálata során a maradékgerinc kifejezés alatt sokszor a félig kötött futóhomokból álló formákat értenek (BORSY 1977, 1993; MAROSI 1970). Ez az értelmezés is amellett szól, hogy nevezéktanilag is különítsük el a nem futóhomokon kialakított gerinceket a futóhomokon létrejövőktől, vagyis a yardang és maradékgerinc nem szinonimák. A szél által kialakított mélyedések közül a szélbarázda a maradékgerincek közötti hosszanti mélyedést jelöli, ezt a kifejezést a fentiek alapján nem célszerű a yardangok közötti mélyedésekre is alkalmazni. A probléma a vértesi területen nem merült fel, mivel a yardangok közötti mélyedéseket geomorfológiai formaként nem ábrázoltuk, mai formájuk pedig egyértelműen poligenetikusnak tekinthető, gyakorlatilag a lineáris eróziótól a lejtőfolyamatokig számos hatás alakította tovább a deflációs eredetű felszínt. A yardangok többféle litológiájú felszínen jelennek meg. Az oligocén Csatkai (XIV. tábla, 1.) és Mányi Formáció mellett a Száki Agyagmárgán, a Kállai, Somlói (XIV. tábla, 2.) és Vértesacsai Formáción, valamint számos pleisztocén képződményen (eolikus homok, lösz, folyóvízi–proluviális, folyóvízi–eolikus rétegek) alakult ki ez a forma. Általános elterjedésük a negyedidőszaki képződmények esetében a II–III. szinthez kötődik, de idősebb szintek anyagából is alakított ki a szél yardangot. Sok esetben a gerincet alkotó képződmény nem ismert, mivel azt fiatalabb deluviális, eolikus–deluviális üledékek fedik. A yardangok mérete változó. A legnagyobb ilyen forma a Móri-árokban található Látó-hegy, ami kb. 2900 m hosszú, legnagyobb szélessége közel 600 m, szél felőli frontján közel 40 méterrel emelkedik a mai völgytalp fölé. Számos, az 1 km hosszat meghaladó forma található a térképezett területen. Részletes vizsgálatuk még nem történt meg, hosszú-

141 ság/szélesség arányuk általában 4:1–5:1 érték körül van. Ez nagyon közel áll HALIMOV, FEZER (1989) megállapításához, akik a leg- áramvonalasabb, kis méretű, max. 3 m magas yardangok (low, streamlined whalebacks) hosszúság:szélesség:magasság arányát 10:2:1 értékekkel írták le. Sajnos a nagyobb formákra a fenti szerzők nem adtak meg hasonló számszerű értéket, de feltűnő a vér- tesi formák közelítően hasonló hosszú- ság:szélesség aránya a sivatagi formákhoz. VINCENT, KATTAN (2006) szerint a paleozoos homokkövön kialakult, általuk „mega- yardang” néven leírt formák hossza néhány száz méter, magasságuk 40 m. A löszön kialakult formák közül a legnagyobb és legjellegzetesebb a Lovas- berény melletti, szinte teljesen sík felszínű, kb. 1 km hosszú, a lejtőlábtól lejtőlábig 100–140 m között változó szélességű Kazal- hegy (XIV. tábla, 3.). A formák irányítottsága is megerősíti a deflációs eredetet. A Kárpát-medence nyuga- ti részén a pleisztocénben — noha erre vonatkozó klímamodell nem áll rendelkezé- sünkre — joggal feltételezhető, hogy a jelenlegi szélirányok voltak a meghatározóak. A térképen ábrázolt yardangok irányát mutató rózsadiagramot összehasonlítva a mai szélirányok és a földtani térképen ábrázolt szerkezeti vonalak hasonló ábráival, jól látható a kapcsolat a szél irányával, és a függetlenség a szerkezeti vonalaktól (92. ábra). A yardangok kialakulása az erős deflációs időszakokhoz kapcsolódik, melyek többször ismétlődtek a negyedidőszak során (RUSZ- KICZAY et al. 2007). Így a pleisztocén során kialakult deflációs gerincek nem csupán az idősebb felszíneken, hanem a legutolsó löszképződést követően, a lösz felszínén is kialakultak a Vértes környékén. Fordítva feltéve a kérdést, vajon nem ez az utolsó deflációs időszak hozta-e létre az összes formát, a válasz már nem ilyen egyértelmű. A kozmogén izotópos vizsgálatok alapján jelen ismereteink szerint a Dunántúli-közép- hegységben a legidősebb szélcsiszolta kőzet- felszínek kitettségi kora több, mint 1 millió év és 300–400 ezer év közé esik (RUSZKICZAY et al. 2007). Így valószínű, hogy yardangok egy 92. ábra. A térképen ábrázolt yardang-határoló vonalak (a), a térkép szerkezeti vonalai (b) része is ebben az időintervallumban kelet- és a győri meteorológiai állomás 1992–2001 közötti, 10 m-es éves szélirány kezhetett. eloszlása (KERTÉSZ et al. 2005) rózsadiagramjai A yardangok elterjedése a térképezett Figure 92. The rose diagram of boundary lines bordering yardangs depicted on the map (a), rose diagram of tectonic lines of the map (b), distribution of wind directions területen nem egyenletes. A Vértes hegységi measured at 10 m heights for the period 1992–2001 at Győr (c) (KERTÉSZ et al. területén nem fordulnak elő. Leginkább 2005) hegységi előfordulásúnak tekinthetőek a

142 Szárligettől É–ÉNy-ra, a Csákány-patak környezetében kialakult formák. Legnagyobb számban az Által-értől ÉNy-ra fordulnak elő. A legnagyobb, oligocén rétegekből kivésett formák a Móri-árokban találhatók, míg a Vértes keleti előterére leginkább késő-miocén homokos összletekből és löszből kialakult formák a jellemzőek. Széllyuk A deflációs felszínek másik jellemző formaegyüttesét a különböző — gyakran lefolyástalan — mélyedések alkotják. CHOLNOKY (é.n. a) ezeknek több típusát különböztette meg. A népnyelv a kisebb méretű, kerekded mélyedésekre a kotyor kifejezést használja, ezt az elnevezést azonban Cholnoky nem javasolta az olyan nagy területű deflációs mélyedésekre is kiterjeszteni, mint az általa ilyen genetikájúnak tartott tihanyi Belső- és Külső-tó. Ezekre, illetve az ezeknél is jelentősen nagyobb — szerinte ugyancsak deflációs eredetű — Káli- és Pécselyi-medencére a szélvájta medence elnevezést javasolta (CHOLNOKY é.n. a). A vértesi térképezés tapasztalatai alapján a térképen ábrázolt deflációs mélyedések egy jelentős hányada egyértelműen megfelel a „kotyor” néven leírt formáknak. Sok esetben azonban nem kerekded, hanem szélirányban hosszan elnyúlt lefolyástalan mélyedések alakultak ki a felszínen, de véleményünk szerint ez még nem indokolja további elnevezés bevezetését. BORSY (1993) a félig kötött futóhomok-területek formái között „deflációs mélyedéseket” és ezeknél nagyobb „deflációs laposokat” különböztet meg. Munkánk során a széllyuk (windhole) kifejezést használtuk a földtani térképen ábrázolt minden, véleményünk szerint deflációs eredetű mélyedésre, amelyeket az 1:10 000 és az 1:25 000-es topográfiai térképek laza üledéken kialakult lefolyástalan területei alapján jelöltünk ki. Elterjedésük a hegységelőtér hegylábfelszíneihez kapcsolódik. A hegység belsejében nem fordulnak elő széllyukak. A yardangokhoz hasonlóan oligocén, felső-miocén és felső-miocén–pliocén formációkon, valamint pleisztocén képződményeken is megjelennek ezek a formák. A térképezett területen — a Vértes délkeleti előterének földtani felépítéséből következően — geomorfológiai inverzióval kialakult deflációs mélyedések is találhatók. Kialakulásuk a glacis-k változó vastagságú üledéktakaróval fedett, illetve fedetlen állapotú felszíneinek köszönhető. A Vértes délkeleti előterében a pleisztocén képződmények feküjét alkotó

93. ábra. Geomorfológiai inverzióval kialakult széllyuk és környéke földtani térképe (részlet a Vértes hegység földtani térképéből, X – a széllyuk) 1 — mocsári (b), 2 — proluviális–deluviális (pd), 3 — deluviális (d), 4 — folyóvízi (f), 5 — folyóvízi (fII), 6 — folyóvízi–proluviális (fp), 7 — so proluviális (pII+IIa+IIb), 8 — lösz (el), 9 — folyóvízi–proluviális (fpIII), 10 — proluviális (pIII+IIIa+IIIb), 11 — Somlói Formáció ( M3) Figure 93. Geological map of a windhole and its environs formed by geomorphologic inversion (detail from the geological map of the Vértes Hills, X – windhole) 1 — paludal (b), 2 — proluvial–deluvial (pd), 3 — deluvial (d), 4 — fluvial (f), 5 — fluvial (fII), 6 — fluvial–proluvial (fp), 7 — proluvial so (pII+IIa+IIb), 8 — loess (el), 9 — fluvial–proluvial (fpIII), 10 — proluvial (pIII+IIIa+IIIb), 11 — Somló Formation ( M3)

143 felső-miocén Kállai és Somlói Formációra, valamint a felső-miocén–pliocén Vértesacsai Formációra változó vastagságú proluviális hordalékkúpok települtek, illetve helyenként a hegylábfelszín kissé magasabb szintjei nem fedődtek le. A deflációs időszakokban a proluviummal fedett felszínt a szél nem tudta megbontani, azonban a fekü formációk uralkodóan homok összetételű rétegeit könnyen elhordta, így a hegylábfelszín kissé kiemelkedő, szabad felszínei a korábban valamivel mélyebben fekvő, proluviális hordalékokkal fedett szintje alá mélyültek helyenként, lefolyástalan mélyedéseket alkotva. Ennek legszebb példáját Csákvártól ÉK-re kb. 4,5 km-re találjuk, ahol a III. szint proluviuma veszi körül a hegylábi üledékek feküjét alkotó Somlói Formáción kialakult széllyukat. A mélyedés a talajvízszintig hatolt, legalábbis a jelenlegi felszín vizenyős, mocsaras (93. ábra). Deflációs mélyedések alakultak ki helyenként a lösz felszínén is. Ezek közül a legnagyobb Lovasberénytől ÉK-re, a Rovákja területén található. Ennek hossza meghaladja a 600 métert, szélessége100–130 m, mélysége a DNy-i határoló dombhoz képes kb. 3 m, az ÉK-i oldalhoz képest 7-8 m. Az Által-ér völgyének keleti oldalán a folyóvízi–eolikus összleten gyakori az előfordulása, ahol a mélyedések egy részének alja a talajvízszint körül alakult ki, amit a mocsaras, vizenyős felszín jelez. A Bársonyos nyugati előterében szintén megtalálhatók a deflációs mélyedések. Ezek közül is több elérte a talajvízszintet, így ezekben mocsarak, vizenyős területek alakultak ki. Közülük a legnagyobb a Császár nyugati határában fekvő Mező-tó mélyedése. A kerekded forma átmérője kb. 500×900 m, a mélyedés alja a környező domboknál 10-15 méterrel mélyebben fekszik. Különleges, igen változatos felszín alakult ki a szél hatására a Vértesacsai Formáció felszínén Magyaralmástól délkeletre. A formációt itt változatos kőzetösszetétel jellemzi. Kalkrét, tarkaagyag, vörösagyag, homok egyaránt előfordul. Így a területre csekély szintkülönbségű, de igen hepehupás domborzat a jellemző. Ahol a szél képes volt a felszínbe belemarni, kisebb mélyedések alakultak ki, míg a keményebb, cementáltabb kőzetek kis dombokként emelkednek ki környezetükből. A fiatal teraszfelszíneken szintén előfordulnak széllyukak. A széllyukak kialakulása feltehetően több szakaszban zajlott le a pleisztocén és a holocén folyamán. A fiatal teraszokon és a löszön kialakult deflációs formák is igazolják a defláció működését a holocén során.

144 SZERKEZETFÖLDTAN

Bevezetés

A Vértes szerkezetföldtani kutatása

A Vértes szerkezetföldtani felépítésével önálló tanulmány nem foglalkozik. A szerkezeti elemekre a legteljesebb monográfia, TAEGER (1909) munkája tette az első értékes megfigyeléseket. A dolgozat egyik fő érdeme, hogy Vértessomlónál felismerte a kréta képződmények gyűrt jellegét, habár annak általa adott értelmezése vitatható. A közelben haladó Szár-Somlyó-vonalról megállapította, hogy rétegismétlődést okoz a mezozoos rétegsorban. Azonosított néhány, ma is elfogadott (normál)vetőt, ugyanakkor azok korolása nem mindig egyezik mostani eredményeinkkel. A vetők pontos mozgástípusának meghatározására nem tehetett kísérletet. A Vértes területe ábrázolásra került az országos szintű prekainozoos (FÜLÖP, DANK 1987), illetve a Dunántúlra vonatkozó bauxitfeküt ábrázoló térképeken (CSÁSZÁR et al. 1978). Mindkét munka ábrázolja a Móri-peremvetőt, és utóbbi a Vértessomlói-vonalat (mai ismeretünk szerint helyesen) rátolódásként mutatja. A térképezési terület ÉK-i sarka már a Gerecse DK-i előterének medencéire esik. Szerkezeti felépítésüket a szén- és bauxitkutatásokkal kapcsolatban számos tanulmány vizsgálta, amelyekben felismerték a széntelepeket délről határoló vetőt, és ábrázoltak több, ÉNy–DK-i csapású szerkezeti elemet (VÉGHNÉ 1989, MAROS 1989). A szerkesztett szelvények kimutatták a Nagyegyházai- és Csordakúti-medencék aszimmetrikus szerkezetét is (VÉGHNÉ NEUBRANDT 1978, VÉGHNÉ, MENSÁROS 1986). A Vértes északnyugati előterének szerkezetéről MIKE (1963) közölt fúrási adatokra alapozott részletes tanulmányt. Bár az azonosított vetők egy része helytálló, a mozgás negyedidőszaki minősítése kérdéses, mivel az elvetési markerként használt kavicsos összlet valószínűleg nem kvarter, hanem oligocén. A Vértes északi részéről MAROS (1986, 1988) készítette az első modern szemléletű szerkezetföldtani szakdolgozatot és publikációt. A Vértessomlói-vonal összetett voltát felismerve, több szerkezeti elem eltolódásos jellegét hangsúlyozta. A triász kőzetekben meredek dőlést is megfigyelt. A szarvas-kúti Terv út bevágásában általa leírt redőket több tengelyiránnyal jellemezte. Az útbevágástól délre rátolódásos szerkezeteket ismert fel. A Dunántúli-középhegység szerkezetét elemző tanulmányukban BALLA, DUDKO (1989) a Vértessomlói-vonalat (Taeger Szár-Somlyó vonalát), a délkelet-gerecsei medencék déli peremvetőjét (Zsámbék-vonal) összekötötte a Nagykovácsi-vonallal, és egységes elemként, Vértessomló–Nagykovácsi-vonalként ábrázolta. A vonal lefutásában, a mozgás időzítésében és kinematikájában azonban elemzésünk eltér eredményeiktől. A Vértes DK-i előterében feltételezték a Zámolyi-vonal létét, amelyet kainozoos jobbos eltolódásnak tekintettek. A Móri-árok kinyílását az oligocén üledékképződés utáni időzítéssel a Vértes forgásához kötötték. A Vértes belsejében, a rendszeres térképezés megkezdése során GYALOG (1992) volt az első, aki felismerte és igazolta a Várgesztes mellett húzódó jobbos eltolódást, amit térképezésünk csak kismértékben pontosított. Térképe több más szerkezetet is helyesen ábrázolt. FODOR et al. (1992a, 1994) tanulmányai a fő vértesi eltolódásokat bevetített adatok alapján tárgyalták, és az eocén medencéket eltolódásos-összenyomásos eredetűnek becsülték. TARI et al. (1993) munkája a Vértesre ugyan nem tartalmazott konkrét szerkezeti adatot, de kárpáti keretben ívmögötti kéreghajlásos medencének értelmezte az eocén medencéket. A Pannon-medencében az 1990-es években elterjedt feszültségmező-meghatározások eredményei is megjelentek a Vértesben és környezetében. A gánti bauxittelepek szerkezeti viszonyait ALMÁSI (1993) vizsgálta és három kainozoos feszültségtér hatását mutatta ki. E mellett ALMÁSI, FODOR (1995) felismerte átlépő ferdecsúszású vetők és váltórámpák jelenlétét. A Nagyegyházai-medencében FODOR (1995) dokumentálta a peremvető szinszediment eocén mozgását a vetőmenti eltérő rétegsorok alapján (Végh S.-né és Pákozdi G. megfigyeléseire alapozva), amit GOMBKÖTŐ (2007) összegző munkája is megerősített. A Tatabányai-medence eocén szerkezeteit és azok szinszediment voltát KERCSMÁR (1995, 1996) több tanulmányban leírta, amelyeket a teljes medencére később kibővített (KERCSMÁR 2005a, b). Részben az ő felismeréseire támaszkodva publikálta BADA et al. (1996) a Keselő- hegy szinszediment vetőletörésének szelvényét. Ez a munka érintőlegesen ugyan, de a Vértesre is érvényes

145 feszültségtér-történetet definiált. A Pannon-medence feszültségmezője fejlődésének és a vetőgeometriának a leírása az akkor elérhető vértesi adatokat is tartalmazta (FODOR et al. 1999). KÓTA (2001) elsőként készített digitális adatbázist térképeken megjelenő szerkezeti elemekről, és e mellett felismerte a Katonacsapás eocén fúrókagylókkal perforált vetőjét. MINDSZENTY, FODOR (2002) igazolta, hogy a gánti vetők az eocén bauxitképződés alatt és a transzgresszió elején kezdték működésüket. BÍRÓ (2003) dolgozata a Vértessomlói-vonal egy szakaszáról megállapította, hogy az jobbos rátolódásos jellegű, FODOR, BÍRÓ (2004) pedig igazolta, hogy a vonal egy szakasza az eocén óta nem mozgott. MÁRTON, FODOR (2003) tanulmányában a Vértesre is érvényes 3 kainozoos forgási eseményt dokumentált, amelyekhez legalább 4 feszültségmező tartozott. BENKŐ (2005) és BENKŐ et al. (2005) a Móri-árokban többfázisú mozgást igazolt, és dokumentálta az orondpusztai oligocén üledékek óramutató járásával ellentétes forgását. Az utóbbi és a 2001 óta született alább felsorolt munkák is már a térképezés eredményeit mutatják, amelyekről a továbbiakban értekezünk (BUDAI et al. 2005; CSILLAG et al. 2001, 2002, 2004a, b, 2005, 2007; FODOR 2002, 2007, FODOR et al. 2003, 2004, 2005a, b, c; KERCSMÁR et al. 2006, 2007; PÁLFALVI et al. 2006).

A szerkezeti elemek ábrázolásának általános elvei

A Vértes és környéke számos szerkezeti elemet foglal magába, amelyeket térképünkön ábrázoltunk. A szerkezeti formaelemek döntő többsége töréses jellegű, míg gyűrődés és flexura jóval ritkább. Igazi képlékeny szerkezeti elem a területen nem volt azonosítható, bár alacsony hőmérsékletű „folytonos” deformáció a nem diagenizálódott üledékekben előfordult. A térképezés és a kapcsolódó szerkezeti elemzés alapelve az volt, hogy a térképen állást kell foglalni abban a kérdésben, hogy az eltérő korú, egymás mellett levő képződmények érintkezése üledékes vagy szerkezeti. A hagyományos értelemben vett „észlelt vető” (vagyis a terepen látható vetőlap) igen kevés adódik, ilyenek

94. ábra. Példák a vetők helyének meghatározására a vértesi területen (FL) a) A Várgesztesi-jobbos eltolódás meredek dolomitsziklák mellett halad. A vetővonalat negyedidőszaki lejtőtörmelék fedi, helyét a triász szálfeltárás alsó oldalán rögzítettük, b) A Móri- ta y peremvető helyzete a Csóka-hegy nyugati lejtőjén. A vetővonalat helyenként lejtőtörmelék fedi, máshol a lejtőtörmelék és kréta Tatai Mészkő ( K1) között halad. A (gQ ) lejtőtörmeléket d a térkép nem ábrázolja. a D3 rátolódás a Dachsteini ( T3) és a Tatai Mészkő között húzódik. PM: paleomágneses mintavételi hely; f: átbuktatott redők (114. ábra) Figure 94. Examples for the localisation of faults in the Vértes area (FL) y a) The dextral Várgesztes strike-slip fault passes near Triassic dolomite cliffs. The fault line, fixed at the bottom of the cliff, is covered by Quaternary slope debris (gQ ) . b) Location of the ta Mór Fault on the western slope of the Csóka Hill. Fault line bounds Cretaceous Tata Limestone ( K1) and Quaternary debris or is completely coverd by the slope debris. In this case, part y d ta of the debris, marked by (gQ ) is not shown on the map. Note D3 thrust fault between Dachstein ( T3) and Tata ( K1) Limestones. PM: palaeomagnetic sampling site, f: overturned fold below thrust plane (Figure 114) a gánti és a csókakői bányákban vannak. Ugyanakkor, a képződmények relatív helyzetéből, a morfológiából (pl. meredek lejtő jelenlétéből) vízrajzi anomáliákból, fúrásokból és néhány esetben geofizikai szelvényekből nagyon sok esetben megállapítható volt a töréses szerkezeti elem (vető) jelenléte. Hagyományos értelemben ezeket „megállapított vetőknek” tartjuk, de a jelen térképen együtt ábrázoljuk az „észlelt vetőkkel”. A legtöbb esetben a vető és a felszín metszetvonalát negyedidőszaki üledék (lejtőtörmelék, lösz stb.) fedte, a vetők azonban még ekkor is a prekvarter kibukkanások közvetlen közelében haladnak (94. ábra). A különbség az 1:50 000 méretarányban igen kicsi (1 mm

146 körüli), és emiatt a vetőket a negyedidőszaki és idősebb kőzetek határán húztuk meg, nem hagyva meg az igen keskeny negyedidőszaki sávot a vető és a prekvarter képződmény között. Ez a megjelenítés tehát nem azt jelenti, hogy a vető a negyedidőszakban is működött, inkább arra utal, hogy a negyedidőszaki képződmények jórészt a levetett szárnyon halmozódtak fel. A térkép méretaránya lehetővé tette, hogy a Vértes belsejében a szerkezeti elemek nagy részét ábrázoljuk. E területen általában a vető egyik oldalán prekvarter kőzet jelenik meg. Az előtérben más a helyzet: itt a negyedidőszaki fedő elterjedt és vastag, így itt csak azokat a fő szerkezeti vonalakat ábrázoltuk, amelyek szerintünk elérték a negyedidőszaki üledék talpát. E területeken a fúrásokra, illetve a Bouguer-anomália térképre támaszkodtunk és felhasználhattuk az ELGI és a Mol Nyrt. néhány szeizmikus reflexiós szelvényét is. A morfotektonikai megközelítés itt jóval nagyobb óvatosságot igényelt, hiszen laza üledékekben az egyenes és meredek lejtőket messze nem csak deformáció hozta létre, kialakulásuk inkább tulajdonítható lepusztulási folyamatoknak (lásd FODOR et al. 2005a). Olyan szerkezeti elemek is vannak, melyek helyzete nem pontosan ismert, és esetleg létük sem biztos; ezeket feltételezett szerkezeti elemekként ábrázoltuk. A későbbiekben bemutatásra kerülő megfigyelések alapján a felismert szerkezeteket 13 deformációs fázisba soroltuk (összegzésüket lásd a XXIV. táblán). Egy adott fázisba az egyidőben keletkezett, viszonylag egységes jellegű szerkezeteket soroltuk. A fázisok jellegénél a feszültségmező típusát, főtengelyeinek irányát, a vetőgeometriát, a redőtengelyek irányát, azaz a szerkezeti mintázatot vettük figyelembe. A fázisokat egymáshoz képest relatív sorrendbe állítottuk. Szinszediment szerkezetek segítségével, illetve más területek adatainak bevetítésével meghatároztuk az egyes fázisok korát. Az időzítés egyes fázisokra jól megalapozott, míg mások esetében kevésbé pontos. A deformációs fázisokat időben hosszan zajló eseménysorként értelmezzük, még akkor is, ha egyes rövidebb időintervallumokban a deformációs események felgyorsulhattak, vagy a szerkezeti mozgások esetleg szünetelhettek is. A folyamatosság hangsúlyozását azért említjük, mert a hazai irodalomban elterjedt az a téves nézet, miszerint a szerkezeti fázisok nagyon rövid vagy pillanatszerű események. Erre utalnak olyan megfogalmazások, mint a „korai- és középső-miocén határán végbement stájer fázis”. Elemzésünk azt mutatja, hogy a deformáció az üledékképződés alatt is folyt, és nem korlátozódott csak a lepusztulással jellemzett időszakokra, habár utóbbiak esetében a szerkezeti hatás gyakran látványosabb. Térképezési munkánkban nagy hangsúlyt fektettünk a vetők mozgástípusának (kinematikájának) ábrázolására és szöveges elemzésére. Itt a nemzetközi gyakorlatban szokásos bontást használtuk, azaz megkülönböztettünk normálvetőket, eltolódásokat, rátolódásokat és ferdecsúszású vetőket (oblique-slip fault). A szerkesztés során minden vető mozgástípusát minősítettük, közvetlen vagy bevetített adatok alapján, de a térképen a nagyon rövid vetők mentén ezt nem tudtuk ábrázolni; ekkor a kinematika nem került fetüntetésre. A szövegben a nemzetközi gyakorlatnak megfelelően vetőkként hivatkozzuk azokat az elmozdulással jellemzett töréses szerkezeti elemeket, ahol az elmozdulás ténye megállapítható, de nem tudjuk a mozgástípust megadni. A tágulásos vetőket normálvetőknek hívjuk, a hazai gyakorlatban gyakran ezeket nevezték vetőknek. A térkép értelmezését a XXI. tábla színes vetőmintája is segíti. A térkép további újdonsága, hogy kísérletet tesz az eltérő korú szerkezeti elemek elkülönítésére. Természetesen, egy ilyen besorolás szubjektívebb, mint a szerkezet létének a megállapítása, és később a korbesorolás változhat is egy alaposabb elemzés során. A téves besorolás hatását csökkentendő, az időbeni bontás nem teljes, csak néhány kategóriát használtunk, amelyekbe több alább ismertetendő fázist vontunk össze. A kréta korú elemek együtt kerültek ábrázolásra (D2–D4 fázis), a legfontosabb kainozoos határnak pedig a riftesedést tekintettük; az annál idősebb (prerift, D6, D7, D8), az abba tartozó (szinrift D9) és a fiatalabb (posztrift, D10, D11, D12, D13) elemeket tettük egy kategóriába. A felújuló vetők esetében kétféleképpen jártunk el; egyrészt, ahol lehetett, ábrázoltuk a többféle mozgástípust, máshol pedig a meghatározó mozgástípust érzékeltettük.

A szerkezeti térképezés és szerkezetelemzés módszerei

A térképezés során törekedtünk a szerkezeti elemek terepi azonosítására. Ezt egészítette ki a kamerális szerkesztés, és egyéb földtani adatok összevetése. A terepi azonosítás fő eszközei a morfotektonika, a képződmények felületi elterjedése, a dőlés, a földtani felépítés általában kismértékű vertikális látványa („terepi szelvény”), illetve fúrások elemzése. A formáció- vagy tagozathatár követését és geometriai leképezését a terepi megfigyelések legfontosabb részének tekintettük; ebből a szempontból a szerkezeti térképezés mintegy negyedidőszaktól mentes térképben gondolkozik. A meredek, egyenes, ívelt vagy lépcsős elrendezésű lejtők gyakran vetőknek feleltek meg (XV. tábla, 1.). Ezt akkor tudtuk igazolni, ha a fiatalabb képződmény alacsonyabb topográfiai helyzetben jelent meg, és a dőlésviszonyok nem engedték meg, hogy a magasabban levő idősebb kőzet a fiatalabb alá dőljön. A talpi blokkban általában megjelent (kitakaródott) egy idősebb lepusztulási felszín is, amely a levetett blokkban a fiatalabb üledék alatt jelenhet meg (XV. tábla, 1. kép). A dőlésadatok akkor is segítettek, ha a kétféle képződmény topográfiailag nagyjából egy szinten volt. A rétegtani rátelepülést a határfelület észlelése, a határ térképi lefutása, a dőlésadatok, és a rétegtani

147 határra jellemző specifikus kőzetek, breccsák, abráziós konglomerátumok, az eocén képződmények esetében fúrókagylónyomok igazolhatták. A szerkezeti térképezéshez terepi mérések is társultak. A mérendő objektumokat és a mérés elvét kézikönyvek és útmutatók tartalmazzák. A vetők (vetőkarcok) típusának meghatározását alapvetően ANGELIER (1979a), illetve D¯U IÑSKI,, KOTLACZYK (1965), HANCOCK (1985) és PETIT (1987) kritériumai alapján végeztük. A legjobb kinematikai indikátor a kalcitlépcső (95. ábra a), habár az nem mindig jelenik meg. A mért szerkezeti elemeket sztereogramon, Schmidt-hálón, alsó félgömb-vetületben elemeztük. A töréseket felhasználtuk a feszültségmező meghatározására vagy becslésére. Ennek során ANDERSON (1951) és BOTT (1959) által lefektetett kőzetmechanikai elveket használtuk, amelyeket ANGELIER (1979b, 1984, 1990) fejlesztett tovább a törések elemzésére. Ennek legfontosabb eleme a kiegészítő (konjugált) nyírásos töréses elemek, illetve a szakításos eredetű törések (ásványos erek, telérek) felismerése, ami részben már terepen megtörténhet. A feszültségtenzor és főfeszültségtengelyek pontos irányának meghatározására ANGELIER (1984) programja szolgált. A

95. ábra. Példák a mozgástípus és a csúszások sorrendjének megállapítására (FL) ta a) Jobbos mozgástípust mutató kalcitlépcsők a móri Harmatos-völgyben, Tatai Formáción ( K1). b) Vetőkarc-szuperpozíció az idősebb jobbos-normál és a fiatalabb, ritkább normál- s jobbos karcok között, utóbbi belemar az előzőbe (Vértessomló, felhagyott szénfejtés. E2 = Szőci Mészkő F., méretarány 10 cm. (FL) c) Ívesen hajlott karcok, melyek 3 eltérő fázisban keletkeztek (Gánt, Angerrét, MÁRTON, FODOR 2003) Figure 95. Examples of determination of fault kinematics and chronology of slip events (FL) ta a) Calcite steps showing dextral kinematics on Tata Fm ( K1), in the Harmatos Valley near Mór. b) Superposition between older dextral-normal and younger normal-dextral striae, the s latter cuts the former generation. Vértessomló, abandonned open pit coal mine. E2 = Szőc Limestone Fm, scale bar 10 cm. c) Curved slickenlines formed in three distinct phases (Gánt, Angerrét mine, MÁRTON, FODOR 2003)

különböző feszültségtípusok szétválasztására ANGELIER, MANOUSSIS (1980) számítógépes programját és az úgynevezett kézi szétválasztást alkalmaztuk. Külön hangsúlyt fektettünk a kibillenés és a töréses elemek relatív sorrendjének tisztázására, mert ez a korra vonatkozó fontos információt rejt. A kibillenés előtti keletkezést a sztereografikus vetőkép visszabillentésével lehet valószínűsíteni, amit ANGELIER (1984) programja tett lehetővé. Az elemzés során figyelembe vettük a szerkezeti elemek között megfigyelt relatív sorrendet, mint például egymást metsző vetőkarcokat (95. ábra b), íves lefutású (változó irányú) vetőkarcokat (95. ábra c), elvetett korábbi szerkezetet, vetőkarccal felülírt ásványos eret. A feszültségmező-számításnál az egymásra rakódott szerkezeteket más feszültségtérbe (és így általában más fázisba) soroltuk. Az elemzés teljes menetét FODOR et al. (1992b) jelentése tartalmazza, a sztereogramokon használt jelek magyarázata a 96. ábrán látható.

148 96. ábra. A töréses szerkezetek és feszültségmező-adatok sztereografikus ábrázolásánál használt jelek Az egyszerűsített feszültségmező jelei: C kompressziós, X eltolódásos, E széthúzásos feszültségtípus. A szám a maximális (C, X) vagy a legkisebb (E) főfeszültségtengely irányát jelzi. A mért adatok száma: a karcos vetők + karc nélküli vetők / kőzetrések + ásványos erek + üledékes telérek / rétegdőlések. A feszültségmező-számítást minősítő adatok: a két szám a RUP

és ANG kritérium szerint nem illeszkedő adatokat jelzi (ANGELIER 1984), alatta Φ=σ2–σ3/σ1–σ3 hányados. A feszültségtengelyek relatív fontosságát a szimbóleumok nagysága jelzi. Minden sztereogram Schmid-háló alsó félgömb vetületét használja Figure 96. Symbols used for stereographic projection of measured brittle structures and stress field data Signs for simplified stress regime: C compressional, X strike-slip, E tensional stress regime. Number indicates the direction of maximal (C, X) or the minimal (E) stress axis. The number of measured data appears in lower left corner: faults with or withour striae / joints + veins + dykes / bedding. Upper left corner: numbers qualifying the results of stress calculations. The

two first numbers are the RUP and ANG markers of ANGELIER (1984), below is the ratio Φ=σ2–σ3/σ1–σ3. Size of the symbols for stress axis is proportional to their relative importance. All stereograms are on lower hemisphere, Schmid net

A térkép szerkezeti elemei

A szerkezeti elemek, kapcsolatuk és fejlődésük leírásánál először röviden jellemezzük a térkép szerkezeti elemeit. Ezután ismertetjük az elkülönített deformációs fázisokat, azon belül először a fő geometriai jellemzőket, feszültségmezőt, majd a fázis főbb térképi szerkezeteit, példáit, kitérünk a fázis korolására, geodinamikai értelmezésére.

Normálvetők, ferdecsúszású vetők

A normálvetők a terület leggyakoribb szerkezeti elemei. A talpi (fennmaradt) blokkban általában triász, a levetett blokkban kainozoos képződmények jelennek meg. Mivel előbbiek általában ellenállóbbak a lepusztulással szemben,

149 ezért a talpi blokk morfológiailag is kiemelt helyzetben van (94. ábra b, XV. tábla, 1.). A normálvetőket ezért meredek lejtők jelzik, és a vetőlap nem, csak a lepusztult vetőletörés (scarp) térképezhető. A vetősík és a felszín metszésvonalát általában a legalacsonyabb mezozoos kibukkanás alatt húztuk meg, ami jórészt egybeesik a lejtő inflexiós pontjával (94. ábra). A talpi blokkban a mezozoikum fedőjéből a fiatalabb üledékek jórészt lepusztultak, és különféle korú lepusztulási felszínek exhumálódtak. A vetők és a talpi blokk feletti lepusztulási felszínek gyakran enyhén billentettek. Ezek a bélyegek adják a Vértes (és általában a Dunántúli-középhegység) jellegzetes morfológiai megjelenését (94. ábra, XV. tábla, 1.). A normál mozgástípust kevés vető esetében lehetett vetőkarcokkal konkrétan igazolni. A szomszédos kisebb szerkezetek azonban tágulást, a feszültségmezők széthúzásos (tenziós) deformációt jeleznek. A normálvetők térképi geometriája eléggé bonyolult. Számos csapásváltozás, elágazás, átlépés jelenik meg, és gyakori a T-alakú vetőtalálkozás. Átlépő normálvetők esetében váltórámpák (relay ramps) alakultak ki, melyek besorolhatók PEACOCK, SANDERSON (1994) 4 elemű fejlődési sorába. A kisebb normálvetők esetében a terepen több helyen (pl. a móri Harmatos-völgyben) igazolni lehetett a vető elvégződését. A térképen ábrázolt normálvetők elvetése nagyjából 20 és 500 m közé esik, a legnagyobb elvetés a Móri-peremvető esetében mintegy 1200 m, bár ebből jelentős rész ferdecsúszásos vagy eltolódásos mozgástípusban jött létre. A ferdecsúszású vetők átmenetet képeznek a normálvetők és eltolódások vagy az eltolódások és rátolódások között. A Vértesben mindkét típus előfordul, bár az előbbi jóval gyakoribb. A legszebb példák a gánti bányákban, ÉNy–DK-i csapású síkokon jelennek meg, ahol balos-normál és jobbos-normál karcok egymásra rakódtak (95. ábra c). A terepi észlelés mellett a ferdecsúszást a feszültségtengelyek és a vető csapásának egymáshoz viszonyított helyzetéből is feltételeztük; ha egy vető 15–20°-os szöget zár be a maximális vízszintes feszültségtengellyel, akkor várhatóan nem tisztán normál, hanem ferde csúszás jött létre. Ilyen vetők különösen a szinrift és a posztrift fázisban gyakoriak.

Eltolódások

A Vértes szerkezetében az eltolódások is jelentős szerepet játszanak. Mint a normálvetők esetében, a konkrét vetőlap ritkán látszik. Így a közvetlen kinematikai bizonyíték ritka, de pl. a Zámoly-bükki- és Csáki vári eltolódásoknál sikerült ilyet megfigyelni. Az eltolódások meredekek, de nem mindig függőlegesek, mivel gyakran korábbi normálvetők felújulásai lehettek. A csapásmenti mozgás nyomát gyakran felülírta a dőlésmenti normál csúszásé. Az eltolódások legyezőszerű elvégződését (lófarokszerkezetet) legszebben a Várgesztesi-eltolódás mutatja. Más esetekben csapásváltással együtt változik a kinematika, mint a Kápolnapusztai-süllyedékben. Az eltolódások között is gyakoriak az átlépések, vetőrámpák; ennek legszebb példáit a gánti bányák tárják fel (ALMÁSI 1993, FODOR 2007). Az eltolódások mértékét ritkán lehetett megállapítani. A legkisebb igazolt elmozdulás a Kápolnapusztai-süllyedék északi peremvetője, ahol 50–170 m közötti jobbos elvetés ismert (FODOR et al. 2004). A Várgesztesi-eltolódás mértékét GYALOG (1992) helyesen 1–1,2 km-re tette. A K–Ny-i csapású eltolódások általában jobbosak, de az ÉNy–DK-iek lehetnek jobbosak és balosak a különböző fázisokban. Az eltolódások több fázisban is felléptek. Legjellemzőbbek a kora-miocénre időzített elemek (D8 fázis), de az eocén és szinrift fázisok alatt is történtek csapásmenti mozgások. A Csóka-hegy északi előterében és a Vértessomlói-vonal körül pedig kréta eltolódások is valószínűek.

Rátolódások

A Vértesben ritkán bukkannak a mai felszínre rátolódások, bár elfedetten, a prekainozoos aljzatban több ilyen szerkezeti elem léte valószínűsíthető. A felszíni kibukkanások három területen jelennek meg: az Észak-Vértesben az úgynevezett Vértessomlói-vonalban, a délkeleti Vértesben, Csákberény környékén (BUDAI et al. 2005) és a Csóka-hegy nyugati szomszédságában (94. ábra). A Vértessomlói-vonalat már TAEGER (1909) is felismerte, munkájában ez a szerkezet Szár-Somlyó vonalként szerepel. A szerkezeti elem két oldalán a triász rétegsor megismétlődik. A vonalhoz kis szögben hajló Fődolomit és Dachsteini Formáció határa látszólag kb. 6 km-rel balosan van elvetve, amit CSÁSZÁR et al. (1978) rátolódásként, BALLA, DUDKO (1989) valódi balos eltolódásként értelmezett. Térképezésünk részletesen dokumentálta a vonal felszíni megjelenési szakaszait, és a fúrások elemzésével azt a prekainozoos aljzatfelszínen is ábrázolta (FODOR et al. 2005c). A szerkezeti megfigyelés és elemzés alapján a vonalat rátolódásnak minősítettük és preeocén (kréta) korúnak tartjuk. A jelen értelmezés szerinti szerkezeti elem a tatabányai Terv út mentén, a felszínen is látszik (MAROS 1986, 1988). A szerkezeti elem közepesen meredek északi dőlésű, ahogy az a felület feszíni metszetvonalából, a rátolódást harántoló Vértessomló Vst–8-as fúrásból (CSÁSZÁR 1995), illetve a Terv út menti feltárásból következtethető. A csapás K–Ny-i, melyből csak a Terv út mentén találunk néhány tíz méter hosszú eltérést ÉNy–DK-i csapás felé.

150 A Csóka-hegy délnyugati irányú lejtőjének nyugati részén, az Éles-kőtől nyugatra két kisebb rátolódás azonosítható, amely korábbi munkákban nem szerepelt. A közel K–Ny-i csapású szerkezetek mentén a triász (és jura) kőzetek a Tatai Formáció mészkövére tolódtak (94. ábra b). A rátolódási sík itt is közepesen meredek dőlésű. A csákberényi Bucka-hegyen ÉK-i csapású, ÉNy-i vergenciájú rátolódást azonosított BUDAI et al. (2005). Ezek az elemek a kréta deformációs fázisokban jöttek létre. Kisebb, feltárásméretű rátolódások több fázishoz is kapcsolódnak. Ezek közül jelentősebbek a gánti bagoly-hegyi bányában a normálvetőket, és a magyaralmási Bot-hegyen üledékes teléreket deformáló kisebb kainozoos elemek.

Flexurák

Flexurák alatt olyan szerkezeti elemet értünk, ahol az azonos dőlésirányú kőzetblokkban a dőlésszög rövid szakaszon jelentősen megváltozik, de ez nem jár együtt diszkrét vetősíkok vagy törési zónák létrejöttével. A flexurák gyakran párban jelennek meg, azaz a meredekebb dőlés visszavált az általános kisebb dőlésbe. Ilyen kettős flexura elem található a csákberényi Bucka-hegyen, és a Kápolnapusztai-süllyedék északi része mentén. A Tatabányai-medence déli szegélyét eocén flexura, illetve eltolódással kombinált flexura adja. Egyszerű, tág flexura értelmezhető a Vértes nyugati oldalán, a központi plató és a mai lejtő átmeneténél. Hasonló gyanítható Csákberénytől É-ra, a vértesi morfológiai plató DK-i peremén. A flexurák általában a töréses deformáció kezdetén jelennek meg és tulajdonképpen vetőkapcsolt redőknek tekinthetők (FAULDS et al. 2002). A mélybeli vető felszín felé harapódzásával átvágott flexurák jönnek létre (breached monocline, WILLSEY et al. 2002). Mivel ez a deformációs stílus más területeken gyakori, ezért lehetséges, hogy a Vértesben is több, vetőnek határozott elem még csak flexura vagy kissé átvágott flexura.

Redők

A redők a térképen kevéssé jelennek meg, habár a terepen kis méretben gyakrabban észleltük azokat. A redők egy része a térrövidüléses fázisokban jött létre, ekkor a rátolódásokhoz is kapcsolódhatnak. Utóbbira jó példa, hogy a Vértessomlói- vonal mentén azonosítottunk redőket. A mezozoos képződmények felszíni és felszín alatti elterjedése alapján régóta ismert, hogy a Vértes felszínén egy nagyobb szinklinális DK-i szárnya jelenik meg, amely a terület legjelentősebb redője. E szerkezeten belül, az Oroszlányi-medence alatt a fúrások elemzése alapján következtettünk redők jelenlétére (FODOR et al. 2005c). A vértesi redők általában nagy szárnyszögűek, ahol a dőlés a 30°-ot nem haladja meg. A legintenzívebben a Tatai Formáció mészkövei gyűrődtek meg (tatabányai Terv út, vértessomlói templomdomb, móri letörés), ami a jól rétegzett, agyagfilmekkel tagolt felépítés következménye lehet. Hasonló a helyzet a Csákberényi Tagozat bucka-hegyi redőinél (I. tábla, 4.). E kőzetekben szoros, sőt szinte izoklinális redők is megjelennek. A redők tengelyei általában közel vízszintesek, kivételek éppen a legszorosabb redőknél vannak (MAROS 1988). A redők másik része a fiatalabb normálvetőkhöz, eltolódásokhoz kötődik. Ez utóbbiak nem igazi rövidüléses szerkezetek, hanem úgynevezett vetőkapcsolt redők (fault-related fold, KHALIL, MCCLAY 2002). Legszebb példáik a Zámoly-bükki-eltolódás mellett lépnek fel, ahol az eocén mészkő akár 50°-ban is dől, sőt a kapcsolt vetőágak között boltozatok is megjelennek. Szembedőlő vetők esetében vetőkapcsolt szinklinálisokat azonosítottunk. Legszebb példa a Tatabányai-medence DK-i nyúlványa, ahol az eocén képződmények dőlése és elrendeződése adja meg a keskeny, hosszú redőt. Kisebb térképezhető szinklinális jelenik meg a csákberényi Pap-irtáson, szintén eocén mészkőben.

Paleomágneses adatok

A Dunántúli-középhegység mezozoos és kainozoos képződményeinek paleomágneses vizsgálatai egyértelműen kimutatták, hogy a terület több fázisban függőleges tengely körüli forgást (rotációt) szenvedett (MÁRTON, MÁRTON 1983, MÁRTON, FODOR 2003). Ez a deformáció is része a Vértes és környezete szerkezetfejlődésének, így a paleomágneses adatokat a szerkezetföldtani fejezetben adjuk meg, a specifikus vizsgálati módszerre tekintettel önálló alfejezetben. Paleomágneses mérések általában jól rétegzett, kielégítően friss üledékes kőzetek felszíni feltárásaiból származó mintákon történtek. Az első vértesi mintavételezések az 1970-es években blokkminták voltak, majd később a terepen kézifúróval mintáztunk. A paleomágneses analízishez gyűjtött mintákat a mintavétel technikájától függetlenül mágneses módszerrel helyben orientáltuk északhoz és a vízszinteshez képest. Egy feltárásból általában hat vagy több mintát gyűjtöttünk. Ezeket a laboratóriumban mágneses módszerekkel vizsgáltuk, amelyek célja a kőzetre jellemző ősi (de nem feltétlenül elsődleges) mágnesezettség irányának meghatározása mellett a mágnesezettséget hordozó ásvány(ok)

151 97. ábra. A Vértes apti korú kőzeteinek jellemző lemágnesezési görbéi A jobb oldali diagramok a természetes remanens mágnesezettség irányának és intenzitásának változását mutatják ortogonális vetületen. A 9356A mintán váltóáramú lemágnesezést végeztünk, a lemágnesezési görbe mellett balra látható diagram a minta intenzitás változását mutatja be a váltóáramú lemágnesezési lépések függvényében. A 9392 mintán termolemágnesezést hajtottunk végre, a bal oldali diagramon a hőmérséklet függvényében látható a minta intenzitásának és szuszceptibilitásának változása. Ezen mintákon egy komponens látható. A 9377A mintán váltóáramú, majd a TH150 ponttól kezdve termolemágnesezést végeztünk; itt is látható a bal oldali diagrammokon a minta intenzitásának(bal felső ábra), illetve intenzitásának és szuszceptibilitásának változása (bal alsó ábra). Ezen mintán két komponens, egy reverz és egy normál polaritású jelentkezik. Az intenzitás- és szuszceptibilitásértékek (Ro, Ko) normáltak Figure 97. Typical demagnetization curves of the Aptian rocks in the Vértes Hills Right side diagrams show the change of direction and intensity of the natural remanent magnetization (NRM) during demagnetization (orthogonal projection). Sample 9356A was demagnetized by alternating field (AF) method and the left side diagram shows the intensity of the NRM on AF demagnetization. Sample 9392 was thermally demagnetized and the left side diagram shows the NRM intensity and susceptibility as a function of temperature. The above samples exhibit basically single-component NRM. Sample 9377A has composite NRM, one with normal, the other with reversed polarity. This sample was first demagnetized with AF, then with thermal method. The upper left and lower left smaller diagrams document the change of NRM intensity and the NRM intensity and susceptibility on AF and thermal demagnetization, respectively. The values of intensity (Ro) and susceptibility (Ko) are normalised

meghatározása volt (pl. MÁRTON, FODOR 2003). A mintákra jellemző mágnesezettség meghatározása lépésenkénti váltó vagy termo- lemágnesezéssel, vagy a kettő kombinációjával nyert adatokból történt. Egy- egy minta lemágnesezési görbéjét (pl. 97., 98. ábra) olyan elemzésnek vetettük alá, amely meghatározta a lemágnesezési görbén látható egyenes szakaszok irányát. Ezeket az irányokat azután mintacsoport szintű statisztikus elemzésnek vetettük alá, amelyek eredményeként a mintacsoportokra jellemző paleomágneses középirányok mellett az irányhoz tartozó statisztikus paramétereket is kiszámítottuk (3., 4. táblázat). Statisztikusan jó vagy kielégítő paleomágneses irányt szolgáltató mintavételi helyeink részben mezozoosak, részben paleogének (4. táblázat). A paleogén minták mágnesezettségének korát a mintázott rétegek dőlését okozó tektonikai folyamatokhoz képest már korábban megbecsültük (MÁRTON, FODOR 2003) és a 99. ábra szögtartó vetületén a releváns irányokat ábrázoltuk. Ezek azt mutatják, hogy az idősebb eocén képződmények (Gánti, Dorogi Formáció) középirányainak középiránya kb. 290°, míg a fiatalabb eocén (Szőci Formáció) és oligocén üledékeké, melyek az idősebb eocén üledékek fölött települnek, kb. 320° deklinációval jellemzett (B, ill. A csoport, 99. ábra). A Szépvízér mellett mintázott eocén üledék deklinációja (C a 99. ábrán) jobban hasonlít a B, mint az A mintavételi helyek átlagos deklinációjára, bár a mintázott rétegtani szint (Csolnoki Formáció alja) az „idős” és „fiatal” eocén csoport között van rétegtani és települési szem- pontból és a pontos kor nem határozható meg.

98. ábra. Jura korú üledékes telérek mintáinak termolemágnesezési görbéi, Csókakő „óriáshasadék” mintavételi helyről Három mintacsoportból egy-egy példa látható. Minden mintán két komponenst lehet felismerni. A diagramok magyarázatához lásd 97. ábrát Figure 98. Thermal demagnetisation curves of samples from Jurassic neptunian dykes, Csókakő “megadyke” site One example for thermal demagnetization can be seen from all the three sample groups. Two magnetic components can bee recognised from all samples. For explanation see Figure 97

152 3. táblázat. Vértesi mezozoos mintavételi helyek paleomágneses középirányai Table 3. Mesozoic locality mean palaeomagnetic directions of the Vértes Hills

n/no: eredményt adó/gyűjtött minták száma. D°, I°: deklináció, inklináció tektonikai korrekció előtt, DC°, IC°: tektonikai korrekció után. k, α95°: statisztikus paraméterek (FISHER 1953). Formációjeleket l. a Rétegtan fejezetben n/no: number of used/collected samples; D°, I° (DC°, IC°): declination, inclination before (after) tectonic correction; k and α95°: statistical parameters (FISHER 1953). Formation indexes are given in the Stratigraphy chapter

4. táblázat. Vértesi paleogén mintavételi helyek paleomágneses középirányai Table 4. Palaeogene locality mean palaeomagnetic directions from the Vértes Hills

Jelmagyarázat mint a 3. táblázatban Key as for Table 4 A 100. ábrán külön szerepel Orondpuszta üledékeinek adatsora, amelyet a mintavétel idején késő-miocénnek gondoltunk, de a térképezés végeredményeképpen oligocén besorolást nyert és paleomágneses szempontból összetett hely. A paleomágneses minták egy ferdecsúszású vető levetett blokkjából, erősen kibillentett rétegek agyagmárgájából készültek (BENKŐ et al. 2005). A minták mágnesezettsége értékelhetőnek bizonyult, de az irányok tektonikai korrekció előtt két olyan

153 csoportot alkottak (100. ábra a), amelyek közül az egyik adatcsoport tektonikai korrekcióra a másik csoport közelébe került (100. ábra b). Ez úgy értelmezhető, hogy a minták egy részének utólagos, más részének lényegében a kibillenéses deformáció előtti a mágnesezettsége. Az utóbbi csoport irányait azonban a kissé bizonytalan helyi tektonikai korrekció miatt a tektonikai rendszerben pontatlannak kell tekintenünk. Orondpuszta négy utólagos mágnesezettséget hordozó irányát (4, 6, 7, 8 a 100.b ábrán) érdemes más vértesi harmadidőszaki irányokkal összehasonlítani. Ennek eredményeként megállapíthatjuk, hogy jól illeszkedik a többi „fiatal” eocén és oligocén irányhoz. Ezek szerint az átmágnesezett orondpusztai minták a fiatalabb eocén és oligocén kőzetekkel együtt szenvedhettek mintegy 40°-os óramutató járásával ellentétes (CCW) forgást. A vértesi kainozoos paleomágneses minták tehát két forgási eseményre adnak bizonyítékot: mintegy 30-35°-os óramutató járásával ellentétes korábbi és kb. 40°-os későbbi forgásra. A Dunántúli- 99. ábra. A Vértes paleogén korú mintavételi helyeinek középhegység egyéb adatai alapján arra következtethetünk, hogy ez paleomágneses középirányai (MÁRTON, FODOR utóbbi adat is két forgási esemény együttesét mutatja, egy második, 10- 2003) sztereografikus vetületen, konfidencia 15°-os miocén és a legfiatalabb (harmadik), 30°-os forgást. A forgások körökkel (α95) időzítésére csak a Dunántúli-középhegységből és az Északi- A, B és C deklináció egyenesek az idős eocén irányok (2, 3, 4, 5, tektonikai korrekció után), a fiatal eocén és oligocén irányok (9, középhegységből származó adatok egységes értelmezésével kaphattunk 10, 18, tektonikai korrekció előtt) és egy átmeneti korú irány (7, választ (MÁRTON, FODOR 2003): e szerint az első, 30-35°-os CCW tektonikai korrekció előtt) közepes deklinációját mutatják forgás a kora-miocén végén, az ottnangi–kora-kárpátiban, a második Figure 99. Palaeogene palaeomagnetic directions with forgás a badeni alatt, míg a harmadik, 30°-os CCW forgás a késő- confidence circles ( 95) (MÁRTON, FODOR 2003) α miocén legvégén vagy a pliocénben történt. Ezek a forgási események on stereographic projection from the Vértes Hills A, B, C are the declination lines for the “old Eocene” group of szorosan kapcsolódnak a terület szerkezetfejlődéséhez, és erre a konkrét localities (2, 3, 4, 5, after tilt corrections), for the “young Eocene” szerkezeti fázisok leírásánál visszatérünk. and Oligocene group of localities (9, 10, 18, before tilt corrections) and the declination for a single locality of A mezozoos kőzeteket illetően csak az aptiban van több olyan intermediare age, respectively mintavételi helyünk, amelyeknek a helyi deformációhoz jól viszonyítható és biztosan a diagenezist követően keletkezett dőlése van (3. táblázat). Mivel a mintavételi helyekre meghatározott inklinációk sokkal jobban egyeznek tektonikai korrekció után, mint az előtt, a mágnesezettséget a kőzetek a gyűrődést megelőzően vehették fel. Az inklinációk konzisztenciája mellett feltűnő a deklinációk jelentős eltérése. Ezeket összehasonlítva a Bakony több pontjáról ismert és részben publikált (MÁRTON, MÁRTON 1983) apti irányokkal arra a következtetésre juthatunk, hogy Vértessomló, illetve a móri Csóka-hegy irányai illeszkednek a bakonyiakhoz, míg a Tatabánya, Terv út mindkét mintavételi helye szignifikánsan kisebb nyugati

100. ábra. Orondpuszta. A minták jellemző paleomágneses irányai sztereografikus projekción A vektorok lefelé mutatnak (negatív inklináció). a ábra: tektonikai korrekció előtt, b ábra: 1, 2, 3 és 5-ös pontok tektonikailag korrigálva, a többiek korrekció nélkül. Összehasonlításképpen három fiatal eocén–oligocén paleomágneses irány (9, 10, 18 helyek, 4. táblázat) látható konfidencia körökkel (α95), reverz polaritással (l. 99. ábra) Figure 100. Orondpuszta. The directions of the characteristic remanences of the samples on stereographic projection All vectors are pointing downward (negative inclination). Fig 100a: before tilt corrections, Fig 100b: 1, 2, 3 and 5 points with, the others without tilt corrections. For comparison three young Eocene and Oligocene palaeomagnetic directions (sites 9, 10, 18 in Table 4) are plotted with (α95), with reverse polarity (Figure 99)

154 (óramutató járásával ellentétes) rotációt jelez (101. ábra). Elképzelhető, hogy ennek tektonikai oka lehet, vagyis a kisebb nyugati forgás a közelben haladó Vértessomlói-rátolódás közvetlen közelében fellépő helyi deformáció következménye. Ez pl. úgy állhat elő, ha a rátolódás kismértékű óramutató járásával egyező (keleti) forgást okozott volna, míg az apti utáni nyugati forgás a teljes Vértesre azonos marad; ekkor a tatabányai minták kisebb eredőjű nyugati forgást mutatnának. A Tatabánya Terv út alatti szelvényben egy becsípett jura képződmény paleomágneses iránya sem tektonikai korrekció előtt sem után nem szolgáltat használható adatot (egyenlítőközeli helyeztet mutatna). A szomszédos triász kőzetek mágnesezettsége túl gyenge volt, így e két mintavételt nem tudtuk felhasználni az elemzésben. A Vértes déli részének jura mintavételi helyeit illetően a csókakői Vár-hegy paleomágneses iránya tektonikai korrekció előtt nagyon hasonló a Csókakő üledékes teléreiből, három eltérő dőlésű rétegcsoportból vett jura mészkövének paleomágneses irányához. Ez a rétegek kibillenését okozó tektonikai folyamat utáni mágneseződésre 101. ábra. Apti korú mintavételi helyek középirányai utalna, ami azért nem valószínű, mert a nagy nyugati rotációhoz (ami sztereografikus projekción, konfidencia legkorábban az „idős” eocén képződmények keletkezése után történt) körökkel (α95) a Vértesben A, B és C egyenesek szemléltetik azt, hogy a Terv úton vett csak a középső-miocén után, tulajdonképpen a mai szélességen várható minták (1 és 2) középirányai kisebb nyugati deklináció eltérést inklináció társulna. Azonban az adatok egy másik értelmezést is mutatnak, mint a Csóka-hegy és Vértessomló apti kőzetei. megengednek, mely szerint a neptuni telérekben észlelt eltérő dőlés a Ugyanakkor a középirányok inklinációi szignifikánsan nagyobbak a Terv út mintavételi pontjaira, mint a másik kettőre telérek belsejében fokozatosan végbement szinszediment deformációnak Figure 101. Locality mean palaeomagnetic directions (kibillenésnek) tulajdonítható, és a blokkok mágneseződése e folyamatot with (α95) on stereographic projection in the követően történt. Ebből következően a három neptuni telérből származó Vértes Hills adat középirányát kell egységesen kezelni és a területre jellemző, a triász Lines A, B, C show that the samples collected from the outcrops kőzetekből származó dőléssel (267/18°) korrekcióba venni, és így a on Terv út exhibit more moderate western declination deviation than rocks of the same age on Csóka Hill and Vértessomló. At mágneseződés idején elfoglalt helyzetét átszámolni. Ekkor a csókakői the same time, the mean palaeomagnetic inclinations are Vár-hegy jurájának tektonikai korrekció utáni irányához hasonlót significantly steeper for the sampling localities on Tervút than kapunk (deklináció 287°, inklináció 47°). Ez arra utal, hogy a tárgyalt for the two other sites jura kőzetek mágnesezettségének kora idősebb, mint a rétegek regionális kibillenését okozó tektonikai folyamatok. Ez az irány jobban hasonlít a bakonyi középső–felső-jura rétegekben, mint az alsó-jura képződményekben mért paleomágneses irányokhoz (MÁRTON, MÁRTON 1983), ami arra utal, hogy nem történt jelentős relatív forgás a két terület között.

A szerkezeti fázisok

TRIÁSZ Szinszediment szerkezetek

Az alább tárgyalt szerkezeteket nem soroltuk önálló fázisba kis számuk és bizonytalan koruk miatt. Triász szerkezeti elemet biztosan csak a Gánt-Bányatelep nagy dolomitbányájában azonosítottunk (BUDAI et al. 2005). Itt 1–5 cm széles, NyÉNy-i irányú üledékes telérecskék metszenek néhány dolomitréteget. A triász deformáció következménye lehet az a kaotikus, üledékes breccsatest, amit Csákánypusztától DK-re 700 m-re, a Kő-hegy északi orrán találtunk. A dolomit töredezett jellegét az eltérő dőlésű algagyepek mutatják. A breccsa egy laposan dél felé dőlő sík felett jelenik meg. 102. ábra. Felfelé csökkenő elvetésű normálvető triász Fődolomitban, Kisebb, billentett normálvetők jelennek meg a Csákberénytől északra Csákberénytől ÉNy-ra levő Keskeny-hegy oldalában. A A vető billentés előtt, még a késő-triászban vagy a kora-jurában(?) jött létre Figure 102. Normal fault cutting Triassic Main Dolomite, with upward breccsásodással együttjáró elmozdulás felfelé csökkenő decreasing displacement, north from Csákberény elvetésű, ami utalhat triász deformációra, de nem kizárt The fault could form before the tilting, during the Late Triassic or Early Jurassic(?) kora-jura sem (102. ábra).

155 JURA–BERRIASI D1 fázis: tágulásos szerkezetek

Bár jura képződmények a Vértes északi oldalán is kibukkannak, a jura korú deformációkról csak a DNy-i peremletörésben levő előfordulások adnak felvilágosítást. A Csóka-hegy ÉNy–DK-i csapású lejtőjén négy ponton azonosíthatók kisebb-nagyobb jura szerkezeti elemek; az Éles-kőn, ettől 300 méterre DK-re az ún. „Csöves-völgyben”, tovább DK-re 600 méterrel az „óriáshasadékoknál”, illetve a csókakői Vár-hegyen. E mellett, a Csóka-hegytől északra, a János- és Dült-kúti-völgy között is megjelennek kisebb jura telérek (XV. tábla, 2.; 103. ábra). A jura szerkezetek irányai ezekben az előfordulásokban eléggé hasonlóak: NyÉNy–KDK-i, É–D-i (ÉÉK–DDNy-i) ÉNy–DK-i és K–Ny-i üledékes telérek és/vagy szinszediment vetők jelennek meg. A telérek kitöltő anyaga eltérő korú, így a szerkezetek is több egymástól időben elválasztható deformációs eseményre utalnak. A szerkezetek kis száma, és a hasonló deformációs stílus miatt azonban mindegyik elemet a D1 fázisba soroltuk. A Harmatos-völgytől keletre a térképezés Hierlatzi Mészkövet azonosított (Rétegtan c. fejezet), amely valószínűleg a legidősebb vértesi hasadékkitöltés lehet. A rossz feltártság miatt azonban a szerkezeti irányokat nem lehetett megállapítani. A Csóka-hegy letörésének középső-jura feltárásaiban előfordul idősebb jura mészkő klasztja, amely utalhat bajocinál idősebb telérek létére, ezek geometriája azonban már nem rekonstruálható. A mérésekkel jellemezhető legidősebb telérek kitöltő anyaga a Csókakői Formáció, amely bajoci és bath korú. A János- és Dült-kúti-völgy között ÉÉNy-i és ÉÉK-i irányban húzódnak 1 centimétertől 5–10 méter széles telérek (103. ábra). Ezen elemek párhuzamosak néhány térképen ábrázolt vetővel, amelyeknek jura szinszediment voltát a rossz feltártság miatt nem lehet kimutatni. Az Éles-kőtől 300 méterre DK-re, az úgynevezett „Csöves-völgy” keleti oldalán egy kis foltban a kréta crinoideás mészkő közvetlenül, vagy csak 1–2 felső-jura (Pálihálási F.) réteg közbeiktatódásával települ a triászra. Ettől közvetlenül DK-re viszont a jura képződmények néhány keskeny, több 10 m hosszú pásztában ismét néhány méter vastagságot érnek el. A vastagodást okozó szinszediment vetők fel vannak tárva, mai helyzetben laposan délre dőlnek, kiegészítő párjaik pedig függőlegesek (104. ábra). A kis jura vetőkre merőlegesen deciméteres telérek lépnek fel a völgy északi vége közelében („Csöves-völgy-É” — 103. ábra, b, „Csöves-völgy-K” — 103. ábra, c). A billentésteszt igazolja, hogy a törések vízszintes

103. ábra. Jura szerkezetek sztereografikus képe a DNy-i Vértesben Törések mai (a) és kibillenés előtti (eredeti) helyzetben (b). c) Csöves-völgy-K feltárás jura szerkezeteinek sztereogramja mai és visszabillentés utáni (eredeti) helyzetben. A billentésteszt alapján a törések vízszintes réteghelyzetben keletkeztek. d) A Csöves-völgy-Ny feltárások szerkezetei késő-jura–berriasi korúak, az Éles-kőn levők pedig késő-jura–aptiak Figure 103. Stereograms of Jurassic structures in the SW Vértes Fractures in actual (a) and back-tilted position (b). c) Stereograms of Jurassic structures in the Csöves-völgy-Kt (E) outcrop. The tilt-test demonstrates that fractures formed at horizontal bed position. d) The structures of the Csöves-völgy-Ny (W) outcrop are latest Jurassic–Berriasian in age, while those on the Éles-kő are Late Jurassic – Aptian in age

156 104. ábra. Sematikus szelvény a Csöves-völgytől keletre, szinszediment jura normálvetőkön keresztül, a Csóka-hegy lejtőjének csapásával közel párhuzamosan p ta a) A Pálihálási Formáció ( J3) igen vékony, és ez, vagy a Tatai Formáció ( K1) lefedi a vetőket. b) Egy függőlegesre billentett vetőlap képe, szögletes triász mészkőklasztokkal. Sztereogram a 103. c ábrán) Figure 104. Scematic cross section through syn-sedimentary Jurassic normal faults, east from the Csöves Valley, subparallel to the strike of slope of the Csóka Hill p ta a) The thickness of Pálihálás Formation ( J3) is small, this formation or the Cretaceous Tata Limestone ( K1) covers the faults. b) Fault plane tilted to vertical position with angular clasts d of the Triassic Dachstein Limestone ( T3). Stereograms on the Figure 103 c rétegdőlésnél keletkeztek; eredetileg függőleges, KDK–NyÉNy-i irányú telérek és DK felé dőlő normálvetők jöttek létre (103. ábra c). Bár közvetlenül nem látható, de feltételezhető, hogy a Pálihálási és Tatai Formációk lefedik e vetőket, melyek középső-jura korúak lehetnek. Az Éles-kő és a csókakői vár között félúton, egy széles völgy mentén található a legnagyobb jura kibukkanás. Ezen „óriáshasadékokat” CSÁSZÁR, PEREGI (2001) ismerte fel, majd részletes kőzettani fácieselemzésüket FERENCZ (2004) adta (XV. tábla). A jura képződmények a Dachsteini és a Fődolomit Formációval érintkeznek, amint azt dolomittartalmú, jura alapanyagú breccsák bizonyítják (II. tábla, 4.; 105. ábra). Olyan szövetű breccsa is előfordul, amelynél a jura anyag bonyolult repedésrendszer mentén jelenik meg, ez arra utal, hogy a jura üledék túlnyomásos folyadékkal együtt préselődött a mellékkőzetbe. Ennek kiváltó oka a törési események miatt bekövetkező szeizmikus sokk lehetett, amely mobilizálta a telérkitöltő folyadékot és üledéket. A részletes terepi mérések — FERENCZ (2004) munkájával megegyezően — több maximumot mutatnak, a telérek K–Ny, NyÉNy–KDK, ÉNy–DK, É–D és ÉÉK–DDNy iránynál jelennek meg, az ÉK-i telérirány ritka (103. ábra a). A telérek fala egyenes vagy hullámos, de előfordul egyenlőtlen, sőt eléggé szabálytalan felület is, és a triász felé breccsás szövetű átmenet is gyakran megjelenik (105. ábra). Kis méretű teléreknél előfordul kulisszás átlépés, de ez nem általános. A jura és triász kőzetek ÉÉK–DDNy és NyÉNy–KDK-i sávokban váltogatják egymást (XV. tábla, 2.), térképünkön azonban csak a jura képződményt tüntettük fel. A triászon belül a dőlésnek megfelelően keletről nyugatra dolomitból mészkőre változik a kőzetanyag úgy, hogy az átmeneti rétegekre jellemző kőzetanyag nem jelenik meg. A közel merőleges szerkezeti határok T alakban találkoznak, és nem dönthető el, melyik a meghatározó irány: az előfordulás inkább É–D-i irányú, de északon NyÉNy–KDK-i irányú vető zárja le. E geometria egyidejű keletkezést sejtet. A jura kőzetanyag a mikroszkópos vizsgálatok alapján középső- jura (bajoci és bath) (GALÁCZ 1995, FERENCZ 2004). A legnagyobb jura sáv szélessége eléri az 50 métert is, míg hosszúsága meghaladja a 100 métert. E sávokat 105. ábra. Jura telér felülnézeti képe az „óriáshasadék” feltárás- CSÁSZÁR, PEREGI (2001) óriáshasadékoknak értelmezte. A csoportban (LZ) A telér peremén dolomitklasztos breccsazóna figyelhető meg (fekete nyilak). A köztük levő triász kőzetsávok nem lehetnek minden esetben fiatalabb, durvább szövetű jura mészkő telérben idősebb wackestone szövetű jura az óriáshasadékba hullott olisztolitok, mivel dőlésük a klasztok vannak (fehér nyilak) hasadékrendszeren kívüli triásszal azonos. Inkább Figure 105. Map view of a typical Jurassic dyke in the „megadyke” tekinthetők a jura szerkezetek közötti tektonikus határú outcrops (LZ) idősebb kőzetsávoknak. Ha feltételezzük, hogy a A dolomite breccia zone (black arrows) forms the dyke margin toward the host Triassic dolomite. Coarse-grained Jurassic limestone dyke contains older Jurassic szerkezetek legalább egy része szakításos eredetű (azaz wackestone clasts (white arrows) indicating multiple dyke-fromation events

157 valódi hasadék), akkor ilyen nagyságú elem kialakulása nem mehet végbe egyetlen deformációs epizód (föld- rengés) alatt. Egymásba vágódó, több generációs teléreket többször megfi- gyeltünk (105. ábra), ami alátámasztja a hasadékok fokozatos kialakulását. Ugyanakkor, éppen a legnagyobb méretű előfordulásoknál a jura rétegek minden irányban több 10 méteren át követhetők, településük rétegszerű, nem kaotikus vagy meredek (telér- szerű). Lehetséges tehát, hogy a „telérek” valójában kisebb árkok vol- tak, melyek peremén meredek vetők (normálvetők vagy ferdecsúszású vetők) húzódtak. A peremvetők soro- zatos mozgása a jura üledéktestek 106. ábra. Szinszediment módon kibillentett, felfelé csökkenő dőlésszögű jura rétegek egy kisebb süllyedését váltotta ki. Erre bizonyíték jura árokban („óriáshasadék” feltárás) (LZ) lehet, hogy a legnagyobb méretű jura A törések valószínűleg szintén jura korúak. PM = paleomágneses minták, eJ = Csókakői F. 2 kőzettestekben a dőlésszög egyrészt Figure 106. Tilted Jurassic beds with upward decreasing dip angle within a syn-sedimentary felfelé fokozatosan csökken, illetve Jurassic graben („megadyke”) (LZ) e iránya is változatos (106. ábra). A Fractures are probably also Jurassic in age. PM = palaeomagnetic samples, J2 = Csókakő Fm paleomágneses mérések (pl. a „nega- tive fold test”) egyértelműen igazolták, hogy a jura rétegek dőlései eredetileg (a mágneseződéskor) is eltérőek voltak. Feltételezzük, hogy ez a jelenség a peremvetők szedimentáció alatti működésének következménye és nem más ok, pl. keresztrétegzés miatt jött létre. Az „óriáshasadékoktól” közvetlen D-re egy K–Ny-i csapású szerkezeti határt tártunk fel. A Fődolomit és a jura halványdrapp mészkő 1 m széles breccsazónával érintkezik (107. ábra). A zónán belül a jura mészkő-mátrix aránya fokozatosan csökken a dolomit felé. Ellentétesen változik a dolomitklasztok gyakorisága és nagysága. A zóna dolomit felőli szegélyén a dolomit repedéseibe jura mésziszap préselődött. Ezen jegyek alapján a breccsazóna egyidős a befoglaló

107. ábra. Breccsazónával kísért jura vető ferde nézete az „óriáshasadékoktól” D-re, a lejtő alján (LZ) A breccsa dolomitklasztjainak (d) aránya csökken a jura mészkő felé (1–3) Figure 107. Oblique view of a Jurassic fault associated with breccia zone, south from the “megadykes”, at the bottom of the slope (LZ) Note decreasing ratio of dolomite (d) clasts within the breccia zone toward the Jurassic limestone (1–3)

158 üledékkel, azaz jura korú. Már a szürke jura mészkövön belül 1–3 cm vastag, vörös mikrittelér húzódik, amely az „óriáshasadékok” anyagával azonosnak tűnik (107. ábra). Ennek alapján az idősebb szürkésdrapp mészkő esetleg liász lehet, a vörös telér dogger. A jura felújulást leszámítva, a vetőzóna nem változott (reaktiválódott) később, jura állapotában fosszilizálódott. Ez utóbbi szerkezet csapásban a csókakői Vár-hegyen folytatódik. A vártól nyugatra levő gerinc északi oldalán az előzőhöz hasonló tektonikus érintkezés van feltárva, amely mentén a Fődolomit szürkésdrapp jura mészkővel érintkezik (FERENCZ 2004). E kontaktus mentén több vetőkarcos sík is található, amelyek jobbos kinematikát mutatnak. E későbbi felújulás ellenére, a triász-jura határ az előzőhöz hasonló, de a triász klasztok sokkal kisebbek (<1 cm). A triász dolomit és jura mészkő szerkezeti határa a csókakői kőfejtőkben is megfigyelhető (FERENCZ 2004). Ott azonban a határ mentén nem lép fel jura alapanyagú breccsa, vagy jura telér, így a kontaktust juránál fiatalabbnak tartjuk. A jura kőzet besorolása bizonytalan, de ha valóban az Isztiméri Formációba tartozik, akkor a vár mellett egy liász szerkezeti elem jelenik meg. A középső-juránál fiatalabb szerkezetek az Éles-kőn és a Csöves-völgy nyugati oldalán lépnek fel (XV. tábla, 2., 103. ábra b). Az Éles-kőn a késő-jura–kora-kréta rétegek (Szentivánhegyi F.) a triász és kréta összlet között, 0–100 cm vastagságban jelennek meg, és felső határuk gyakran dőlésmenti csúszással reaktivált. E képződmények vastagságváltakozása gyakran olyan kis vetők mentén történik, amelyek a fedő crinoideás mészkőben nem folytatódnak, így késő-aptinál biztos idősebbek. Más normálvetők a crinoideás mészkövet is deformálják, de a kiegészítő vetőpárok nem egy függőleges síkhoz képest szimmetrikusak, vagyis kibillentek. A mért szerkezetek a kibillenés visszaállítása után ÉNy–DK-i csapású kiegészítő normálvetőpárnak mutatkoznak (103. ábra b). A lejtő alján Szentivánhegyi Mészkővel kitöltött üledékes telérek is fellépnek. Ezek alapján az apti mészkővel fedett szerkezetek késő-jura–berriasi korúak, bár ennél fiatalabb, kora-kréta (valangini–kora-apti?) minősítés sem kizárt. Az Éles-kőtől 300 méterre DK-re, az úgynevezett „Csöves-völgy” nyugati oldalán egy kb. 15 m széles, K–Ny-i irányú szerkezeti zóna van feltárva, amely kis árokként vagy széles telérként értelmezhető (XV. tábla, 2., 103. ábra). A zóna déli oldalán a Dachsteini Mészkőre közvetlenül (legfeljebb néhány jura réteg közbeiktatásával) kréta mészkő (Tatai F.) települ. Ezzel szemben, a vetőzónán belül a jura legalább 5 m vastag; ebben mélyült egy kutatóakna. A hirtelen vastagságváltozás késő-jura–berriasi szinszediment deformáció következménye, amelyet, csakúgy, mint az Éles-kőn, Tatai Mészkő fed le. A jura szerkezetek kinematikai-dinamikai értelmezése nem egyértelmű, mivel nincsenek elvetést jelző markerek (pl. vetőkarcok); az alábbi ismertetés így munkahipotézist fogalmaz meg. Ezek szerint a triász platformot egy olyan tágulásos feszültségtér érte, amelyet ugyan dominánsan ÉÉK–DDNy-i széthúzás jellemezett, de a széthúzás irányával párhuzamosan is kialakulhattak tágulásos szerkezetek (103., 108. ábra). Utóbbiak megjelenése nem jellemző egy egyszerű szerkezetű szét- húzásos területen (árokban); ott az egymást váltó normálvetők között úgynevezett váltórámpa alakul ki (MORLEY et al. 1990). A „harántszerkezetek” kialakulására több lehetőség adódik (108. ábra). Egyrészt, a középső és legkisebb feszültségtengely majdnem egyforma nagyságú lehetett és a területet KDK–NyÉNy-i húzás hatása is befolyásolhatta, ezt szemléltetik a 103. ábrán a becsült széthúzásos főtengelyt jelző kettős nyilak. Erre az úgynevezett feszültségtengely-permutációra riftek esetében több példa ismert (ANGELIER, BERGERAT 1983). A fő irányra merőleges törések lehetnek úgynevezett transzfervetők is, amelyek olyan blokkok között jönnek létre, amelyekben a tágulás helye, illetve nagysága eltér. A transzfer vetők egyik típusába tartoznak az óceánközépi hátságszakaszokat összekötő, eltolódásos transzformok, bár az analógia csak a geomeriai hasonlóságban és nem a méretarányban lehetséges. A fővető–transzfervető rendszer egymásra közel merőleges vetőmintát mutat. Ilyen ortogonális törések (telérek) jellemzik pl. a Vérteshez hasonló Déli-Alpok juráját (WINTHERER et al. 1991). Ortogonális telérrendszer, vulkáni kúpsor jött létre kétirányú húzás hatására az Appenninek Tirrén-tenger felőli peremén (ACOCELLA, FUNICIELLO 2006). Ebben az esetben a transzfervetők ferdecsúszásúak voltak, és gyakran kisebb „harántárkokat” határoltak. E példák tágulásos területekről származnak, amelyek egy nem túl távoli riftesedés szerkezeti mintáit tükrözik vissza. Ezek alapján valószínűsíthetjük, hogy a Vértes területén ilyen, közel egyenrangú, merőleges húzás léphetett fel a kora–középső-jurában, a kinyíló Piemont–Liguri-óceán riftese- désének következményeként. Természetesen a Vértes nem egy óceáni transzform közelében lehetett, de olyan, vékonyodó kérgű kontinentális területen, ahol — a nem túl távoli transz- formokhoz hasonlóan — változó irányú húzás léphetett fel. Ez a modell nem magya- rázza a K–Ny-i és ÉNy–DK-i 108. ábra. Egyszerű modellek a közel merőleges jura szerkezetek lehetséges értelmezésére csapású telérek jelenlétét. Ezek Minden esetben lehetséges a széthúzás irányának 90°-os változása. A kör egy széttöredező platform lehetséges helyét jelzi lehetnének helyi irányváltoza- Figure 108. Simple models for interpretation of the perpendicular Jurassic structures tok, de ennek az mond ellent, In all cases the tensional direction can switch 90°. Circle indicates possible location of a dismembered platform

159 hogy területileg nem különülnek el élesen. Lehetséges, hogy e telérek nem teljesen szakításos elemek, hanem nyírásosak vagy hibrid eredetűek (HANCOCK 1985), azaz eltolódásként vagy ferdecsúszású vetőként keletkeztek. Hasonló genetikát tételezett fel LANTOS (1997) a gerecsei közel merőleges jura telérrendszer esetében (XXIV. tábla). A középső-jura és részben a késő-jura telérek, vetők egyik főiránya közel párhuzamos a Móri-peremvetővel. Felmerül a peremvető jura aktivitásának lehetősége (CSÁSZÁR, PEREGI 2001; FERENCZ 2004), mivel annak fennmaradt blokkjában a jura rétegsor teljesen hiányzik vagy igen hézagos, míg a levetett oldalon teljesebb és vastagabb (Rétegtan c. fejezet). A peremvetőnek a lejtő tövében húzódó ága a mai formájában azonban az oligocénben vagy az után alakult ki, és itt a jura aktivitás a nagy kainozoos elvetés miatt nem igazolható. A másik lehetséges jura korú szerkezet a Vértes platóját és a Csóka- hegy lejtőjét elválasztó vető, mivel ennek főleg a DNy-i oldalán jelennek meg a jura képződmények és a két oldalon eltérő a dőlés is. Végül az a vető is kialakulhatott a jurában, amely a Vár-völgyben indul és a Csóka-hegy keleti oldala felé haladva a Fődolomit határát adja DNy felé. Mai formájában mindkét szerkezet a kréta deformációs fázisok során jött létre, és a rossz feltártság miatt a megelőző jura aktivitás egyértelműen nem igazolható. Így tehát a Móri-peremvető és a szélesebb deformációs zóna esetében a biztosan jura korú vető azonosítása jelenleg nem oldható meg, bár a rétegtani megfigyelések ezt valószínűsítik.

KRÉTA–KORA-EOCÉN A D2(?)–D5 deformációs fázisok általános problémái

A Vértes egyik legfontosabb szerkezeti deformációja a mezozoos rétegek kibillenését okozó gyűrődés és a kapcsolódó rátolódások, eltolódások, és normálvetők. A deformációs fázisok száma, a feszültségmező főtengelyeinek iránya, a fázisok időzítése és geodinamikai értelmezése azonban meglehetősen eltérő a különféle szerzők munkáiban. Vértesi térképezésünk jelentősen hozzájárult e kérdéskör megoldásához, de egyértelmű végeredményt nem adhatunk. Munkánk során számos olyan szerkezetet észleltünk, amely az eocén előtt jött létre (D2–D5 fázisok). Az ezeket jellemző maximális feszültségtengelyek iránya ÉNy–DK és KÉK–NyDNy között változik és gyakorlatilag csak a K–Ny-i irány nem jelenik meg. E változatos irányú szerkezetek fázisba sorolása, valamint relatív és „abszolút” korolása nem egyszerű, és több megoldás is lehetséges. Ezért a térképen megjelenő felszíni és az azonosított felszín alatti szerkezetek bemutatásánál több helyen alternatív értelmezést is megfogalmazunk, egy-egy részletesebb diszkusszió keretében. A szerkezeti elemek fázisba sorolását több tényező nehezíti. Elsősorban, a preeocén szerkezetek elemzéséhez le kell fejteni a későbbi szerkezeti hatásokat, ami nem mindig könnyű. Gyakran csak kevés olyan szerkezet mérhető, ami biztosan preeocén, így a korai fázis vetőgeomoteriája és feszültségmezője rosszul meghatározott marad. E mellett, a korai szerkezeteket jellemző feszültségmezők nem homogének, nem jellemezhetők egy-egy maximális és minimális vízszintes tengellyel. Ez jelezhet fázis-szétválasztási hibát, vagy pedig ténylegesen inhomogén feszültségmezőt. Másrészt, a deformáció során felléphettek függőleges vagy meredek tengely körüli forgások („csapásváltás”, „elcsavarodás”), amelyek megváltoztatták az eredeti szerkezeti irányokat, és az azokat jellemző levezetett feszültségtengelyeket is elfordították. A paleomágneses vizsgálatok legalább egy helyen igazolták ilyen függőleges tengelyű helyi forgás fellépését, de minden szerkezetileg problémás helyen e vizsgálat nem volt keresztülvihető. Az „elfordított” és „helyben maradt” szerkezetek elkülönítése nehéz feladat. Végezetül, az egyes szerkezetek korbesorolása összetett kérdés, amelyet gyakran a képződmények nem elégségesen részletes korolása is hátráltat.

Valangini–apti A D2(?) fázis szerkezetei

A vértesi mezozoos rétegsorok általános jellemvonása a valangini–barremi üledékek teljes hiánya (kivételt legfeljebb a Tatabányai-medencében a Lábatlani Homokkő megjelenése adhat). Valangini–barremi szinszediment szerkezet ezért nem azonosítható. Apti képződménnyel részben fedett kis vetők az Éles-kőn lépnek fel, és ezek késő-jura korúak is lehetnek (lásd D1 fázis leírása). Az üledékhézag utáni Tatai Formáció és a feküképződmények relatív dőlésszögviszonyait nehéz megítélni. Az Északi- Vértesben minden érintkezés tektonikusnak vehető, míg a csóka-hegyi előfordulásokban az apti és idősebb kőzetek látszólag konkordánsak, de tektonikus zavarok (kibillenés, rétegmenti lenyesés, egyéb vetők) itt is sűrűn fellépnek, és a dőlésadatok eléggé szórnak. A szórványadatokból azonban úgy tűnik, a Vértesben sincs jelentősebb szögdiszkordancia az apti mészkő alsó határán, csakúgy, mint a Dunántúli-középhegység más részein (CSÁSZÁR 1986b). Ebből az következik, hogy az érdemi deformáció az apti üledékek keletkezése alatt, vagy esetleg csak az után kezdődhetett meg, addig a mezozoos rétegek közel vízszintesek maradtak. Az apti üledékképződés alatti esetleges deformációra POCSAI, CSONTOS (2006) üledékföldtani vizsgálatai utalnak, a térképezés során azonban ilyen szerkezeteket nem találtunk. Ezzel szemben, terepi vizsgálataink több pontban igazolták a

160 korai, kibillenés előtti deformációra jellemző szerkezeteket az apti és idősebb kőzetekben. Ezek egy része széthúzásos feszültségmezőben, más része összenyomásos mezőben jött létre. Utóbbiakat a D3 fázis leírásánál tárgyaljuk. Előbbiek közé sorolhatunk olyan kiegészítő nyírásos vagy szakításos kőzetréseket, amelyek a rétegek vízszintes helyzetében keletkeztek (pl. Kápolnapuszta, Csákberény). A csákberényi Varga-hegyen breccsazónák, üledékes-tektonikus breccsatelérek jelennek meg (109. ábra). Míg a kevés megfigyelés nagy része triász kőzeteken történt, egy helyen, a vértessomlói templomdomb alatt apti kőzeten is felléptek ezen idős, kibillenés előtti, (transz)tenziós törések. A széthúzás iránya ÉNy–DK és KDK–NyÉNy között ingadozik. Olyan töréseket, melyek vízszintes rétegdőlésnél, ÉK-i összenyomásra jöttek volna létre, nem igazoltunk. Bár az ide sorolható törések száma kicsi, koruk bizonytalan, az esetleg ide tartozó szerkezetek geodinamikai fontossága miatt egy kérdéses önálló fázist hoztunk létre (109. ábra). A deformáció kora igen nehezen adható meg; a legkésőbbi-triász és a legkorábbi-albai között lehet. A késő-triász–jura értelmezésben a szerkezetek a D1 fázisban látott módon, a regionális széthúzással párhuzamosak lehetnének. A kis méretű

109. ábra. A mezozoos rétegek kibillenése előtt keletkezett törések (D2[?] fázis) sztereogramjai, eredeti (kibillentés előtti) helyzetben Az adatok száma kicsi, azok értelmezése bizonytalan, ezért a D2(?) fázis léte kérdéses Figure 109. Stereograms of fractures (D2[?] phase) having been formed before the tilting (folding) of Mesozoic sequences, shown in pre-tilt (original) position The number of data is small, their interpretation is uncertain, thus the existence of D2(?) phase is questionable törések létrejöhettek egy olyan redőben is, amely tengelye párhuzamos a törésekkel. Ekkor a törések a redő külső felületén fellépő felrepedezések lehetnének és az albai D3a–b eseményekhez sorolódnának. Végül, a kora-kréta (valangini–apti) besorolás esetén a tágulásos deformáció a Gerecsét ÉK felől érintő nyomással lehetne öszefüggésben. TARI (1994) és CSÁSZÁR, ÁRGYELÁN (1994) modellje (XXIV. tábla) szerint ezen nagyjából ÉK–DNy-i nyomás váltotta ki a gerecsei kora-kréta medence flexurális jellegű süllyedését. POCSAI, CSONTOS (2006) ezen térrövidüléses deformációhoz kapcsolja az apti képződménynek feltételezett szinszediment deformációját. A rétegvastagság-változás és a szedimetológiai jellemzők alapján a Vértessomlói-vonalat és a Móri-árok ÉNy–DK-i csapású peremét rátolódásosnak tartják az apti–kora-albai során. A vértesi D2(?) törések ezen deformációhoz kapcsolódnának oly módon, hogy a Vértesben már nem térrövidülés történt, de a maximális vízszintes feszültségtengely mindkét helyen egyirányú. Bár ezt a lehetőséget nem lehet elvetni, de térképezésünk nem mutatott ki a gerecsei összenyomásos deformációhoz közvetlenül kapcsolható szerkezetet, és a vázolt közvetett kapcsolat se utal jelentős vetőre. A Véressomlói- vonalat és a Móri-peremvetőt pedig a D3 fázishoz soroljuk. Így munkánk nem adott egyértelmű igazolást a Gerecsében tapasztalható kora-kréta összenyomásos feszültségtér vértesi jelenlétére.

Késő-apti(?)–coniaci(?) D3 fázis: térrövidülés (gyűrődések, rátolódások)

Térképezésünk és szerkezeti elemzésünk egy összetett deformációs eseménysor létét igazolta, melynek eredménye a közismert „szinklinális szerkezet” megjelenése a Vértesben és előtereiben, munkánkban ezt D3 fázisként említjük. A D3 fázishoz redők, a földtani térképen is ábrázolható méretű rátolódások tartoznak, melyeket feltárásméretben lapos rátolódáspárok kísérnek. Kisebb méretben eltolódások és normálvetők is megjelennek, de a kréta és a kainozoos elmozdulások szétválasztása legtöbbször nehézségekbe ütközik. A szerkezeti elemek általában térrövidüléses deformációhoz tartoznak. A nyomás iránya a redőkben mért dőlésadatokból becsülhető, míg több esetben a feszültségmező főtengelyei a vetőkarcok alapján számíthatók (110. ábra). Az összenyomás iránya átlagban ÉNy–DK-i, de ez egyes esetekben ÉÉNy–DDK-i is lehet és akár az É–D-i irányig is változhat. Elemzésünkben bemutatjuk, hogy értelmezésünk szerint egyes, mai helyzetben É–D-i vagy akár ÉK–DNy-i kompressziót tükröző szerkezetek is eredetileg ÉNy–DK-i összenyomásra alakultak ki.

161 110. ábra. A D2 ? és a D3 fázis szerkezeteinek sztereogramjai a) a D2(?) fázis vértessomlói törései. b) billentés (gyűrődés) előtti széthúzásos, c) és összenyomásos szerkezetek, d) a rétegdőlések (pólusok), redők, e) poszt-billenéses vetők sztereogramjai. A D3a, D3bc, D3d események a billentés (gyűrődés) előtt (b, c), alatt (d) és után történtek (e). A jobb oldali oszlopban Vértessomló, templomdomb (apti–kora-albai) összes adatát feltüntettük, mivel minden esemény között relatív sorrendet észleltünk. A Mór, Harmatos-völgy adatait KÓTA (2001), míg a Tatabánya 1-es úti feltárás adatait részben BÍRÓ (2003) mérte Figure 110. Stereograms of the D2? and D3 phases D2(?) phase fractures from Vértessomló. B) pe-tilt tensional, and c) compressional structures, d) bedding poles, folds, e) post-tilt faults. D3a, D3bc, D3d episodes occured before, during and after tilting (folding) of Mesozoic units. At the right hand side coloumn all data of Vértessomló (Aptian to earliest Albian) is indicated because we observed relative chronology between events. Data of Mór, Harmatos-völgy were measured by KÓTA (2001), and Tatabánya 1-es út site are partly from BÍRÓ (2003)

162 A deformációs események folyamatosan mehettek végbe, de munkahipotézisként elkülönítettünk 4 alfázist. A D3a alfázishoz (vagy eseményhez) a gyűrődés előtt létrejött, de a gyűrődéshez hasonló feszültségmezővel jellemezhető szerkezetek tartoznak. A gyűrődés kezdeti eseménye a D3b alfázist jelenti, míg a gyűrődés befejeződése a D3c alfázisban ment végbe. A gyűrődést követő, de még hasonló feszültségmezőben végbemenő deformációt a D3d alfázisba soroltuk, bár ezek esetében nem zárható ki a sokkal fiatalabb fázisban való keletkezés, amelynek feszültségtengelyei hasonlóak a D3d fázishoz (ilyenek a D6–D8, részben a D9–D10 fázisok). Ahol kibillenés előtti és utáni deformációs epizódot is igazoltunk, ott a két epizód feszültségtengelyei gyakran hasonlóak voltak (110. ábra, Vértessomló), ami úgynevezett koaxális deformációra utal. Helyenként észlelhető a feszültségtengelyek kismértékű elfordulása az óramutató járásával megegyező irányban a D3d esemény alatt, de ez nem igazolható minden esetben. A D3b, ill. D3c alfázisok felbontásának alapja a Tési Formáció talpán megjelenő diszkordanciafelület, amely a két fázis átmenetét jelző szárazföldi lepusztulási eseményhez köthető. A felbontás nehézségét jelzi, hogy e diszkordanicafelület az Vértes északi részén nehezen jelölhető ki, hisz a kora- és középső-albai rétegsorok helyenként folyamatosak. A két alfázis elhatárolásában szerepet játszhatna olyan szögdiszkordanciák léte, amely jelezné a deformáció hatását. Sajnos, ez a középső-albai képződmények igen kicsi felszíni elterjedése miatt nem egyértelmű. Mi több, az üledékképződés alatti folyamatos deformáció esetén éles szögeltérés nem is várható, hanem olyan fokozatos dőlésszög-csökkenés, amit fúrásban meglehetősen nehéz észlelni. Ezt a kérdést részletes felszín alatti szelvények és a felszín alatt megjelenő albai képződmények mainál pontosabb kormeghatározása oldhatná meg.

A D3a alfázis általános jellemzői

A mezozoos rétegek kibillenése előtti, összenyomásos szerkezetek közül a Vértes északi részén az 1-es út mentén BÍRÓ (2003) igazolt korai rátolódásokat, FODOR et al. (2005c) pedig a vértessomlói templom alatti redőződés kezdeti feszültségterét adta meg (110. ábra c). A Vértes déli részén a Bükkös-völgy torkolatánál, a csókakői Vár-völgyben és a Harmatos-völgyben észleltünk kibillenés előtti rátolódásokat, eltolódásokat. A mérések triász és apti képződményeken történtek. Minden esetben ÉNy–DK és É–D közötti kompressziót határozunk meg. Így a berriasinál fiatalabb összenyomásos kréta deformáció már a „szinklinális szerkezet” kialakulásának része és a vértesi D3a fázisba soroljuk. A D3a fázis kezdete talán egybeesett a Tatai Mészkő lerakódásának idejével (késő-apti–kora-albai), vagy közvetlen azt követően indult meg a kora-albaiban. Kibillenés előtti ÉNy–DK-i csapású normálvetőket a csókakői Vár-vögyben, a Harmatos-völgyben és az Éles-kőn észleltünk. Utóbbi helyen a vetők egy része késő-jura–kora-apti, míg másik részük az apti mészkőbe is belemetsz, de nem mindegyik vágja át teljesen. Ezek a normálvetők összhangban lennének az ÉNy–DK-i kompressziót jelző D3a szerkezetekkel annyiban, hogy a normálvetők helyi tágulást jeleznének a kompresszióra (redőtengelyre) merőlegesen, ami nem kizárt gyűrődések esetén. E megfigyelés azt sugallja, hogy a szedimetológai bélyegek alapján a Móri-peremvetőre feltételezett rátolódás (POCSAI, CSONTOS 2006) valójában normálvető, és kapcsolatban lehet annak apti aktivitásával.

A D3b–d alfázisú szerkezetek jellemvonásai A Vértes egyik legfontosabb szerkezeti deformációja kétségtelenül a mezozoos rétegek kibillenését okozó gyűrődés. A felszínre bukkanó mezozoos rétegsor jelentős részben, de nem kizárólag északnyugatias dőlésű. Ez egy nagy redő DK-i szárnyaként értelmezhető, amely a legjelentősebb kréta szerkezet, és amely megfelel a Dunántúli-középhegység „szinklinálisának” (HAAS et al. 1996). E nagy redő átellenes északnyugati szárnyát a Dad–1 fúrásban elért Dachsteini Mészkő jelzi. A felszínen a triász képződmények dőlésszöge nagy általánosságban 25–30°, de ettől jelentős eltérések is akadnak. Ez az ingadozás a D3 fázis kisebb redőihez, flexuráihoz kapcsolható. A szinklinálisszerkezet tengelyzónájában, az Oroszlányi-medence prekainozoos aljzatában legtöbbször a Vértes környékének legfiatalabb kréta képződménye, a Pénzeskúti Márga jelenik meg. Ugyanakkor, a fúrások adatai szerint, az üledékciklus idősebb képződményei, a Zirci és Tési Formációk többször is kibukkannak a kainozoos üledékek feküjében, gyakran a Pénzeskúti Márgához képest szimmetrikus elrendeződésben. Ilyen pl. szelvényünkön az Oroszlány O–2519, –2266, –2499, valamint az O–2203, –2264 fúrás. Ez az ismétlődés előállhatna különféle bonyolult töréses deformációval is, ahogy azt korábbi térképeken ábrázolták (CSÁSZÁR et al. 1978; FÜLÖP, DANK 1987). Értelmezésünk szerint azonban az a valószínűbb, hogy a kréta sorozat (több fázisban) ÉK–DNy-i redőtengelyek mentén meggyűrődött. Ezt az elképzelést tükrözi a vértessomlói terület prekainozoos aljzatáról készített részletes térképünk, (FODOR et al. 2005c), illetve e mellett foglalt állást ALBERT et al. (2002) térképe is. A felszíni és felszín alatti redők általában 120–140° közötti szárnyszöggel jellemezhetők, azaz a nyílt vagy enyhe redők kategóriájába tartoznak. A redők állóak, aszimmetriát vagy átbuktatott jelleget a rátolódások menti redőkben észlelünk. A felszíni dőlésadatok alapján a nagy redők tengelyiránya ÉK–DNy-i lehet (110. ábra), bár a pontos adatot a későbbi elcsavarodások befolyásolják. A prekainozoos felszínen gyanítható redők csapása ÉK–DNy-i. Vértessomló környékén azonban a redők egy része KÉK, sőt, helyenként K felé kanyarodik. Ez az irány jelenik meg a felszínen, a Vértessomlói-

163 rátolódás mentén is (lásd alább) (110 ábra d, a Vértes északi részén). A redőtengely irányából becsülhető kompresszió ÉNy–DK-i, ami jó összhangban van a feltárásméretű rátolódások alapján meghatározott nyomásirányokkal. A gyűrődés D3b alfázisba sorolható első szakasza a Tési Formáció lerakódása előtt, a Tatai Formáció képződése alatt és kissé az után mehetett végbe. A második gyűrődési fázis (D3c) a Tési, a Zirci, és a Pénzeskúti Formációk lerakódása alatt és után történhetett. Ezt a kétfázisú gyűrődést tükrözik szelvényeink, illetve az a tény, hogy a Környei, a Tési, ritkábban a Zirci Formáció közvetlen az aljzatra is települnek, a Tatai Formáció egyidejű kimaradásával. A Tési Formáció képződését megelőző gyűrődésre utal, hogy Pusztavám és a Csóka-hegy között a Tési Formáció ritka dőlésadatai kisebb dőlésszöget mutatnak, mint a triász kőzeteké. Az említett mezozoos képződmények pontos korától függően, a D3a–b alfázisok a kora- albaiban mehettek végbe (a deformáció kezdete esetleg a késő-aptiig is lenyúlhat, 115–108 M év). A D3c–d alfázisok a középső-albaitól a késő-cenomanig tartottak (108–94 M év), de a D3d esemény akár a turon–coniaci alatt is folytatódhatott (94–86 M év). Valószínű, hogy a gyűrődéshez kapcsolódó fő szerkezeti elemek, mint pl. a Vértessomlói-rátolódás mozgása a D3a alfázisban kezdődött és a D3d alfázisban is tartott (XXIV. tábla).

A Vértes déli és középső részének D3 szerkezetei

A dőlésadatok, terepi megfigyelések alapján több térképi méretű redő és flexura tartozik a D3b és/vagy D3c alfázisba. Az elkülönítés néhány esetben megoldható, míg máskor csak az összevont D3 fázisba való sorolás tehető meg, erre a diszkusszióban kitérünk. A dőlésszög változásának egyik szép példája Kápolnapusztától északnyugatra 300 m-re található, ahol a triász rétegek mintegy 50–150 m széles sávban a környező 35°-os „átlaghoz” képest meredekebben, mintegy 55–65°- ban dőlnek (111. ábra), a dőlésirány változatlansága mellett (FODOR et al. 2004). A szerkezet egy flexurapárként értelmezhető és a fő gyűrődési fázis után (D3c) jöhetett létre. Rátolódás vagy a flexurák csuklózónája nincs feltárva. A Csákberénytől (Varga-hegytől) ÉNy-ra a csókakői Vár-völgyig húzódó területen a dőlésadatok több kisebb, néhányszor tíz méter hullámhosszú enyhe redőt mutatnak. A Vár-völgyben kibillenés előtti rátolódáspárok is megjelennek (110. ábra c). A vár mellett, a jura képződményekből álló vetőszeletben is redő léte gyanítható az eltérő dőlésadatok alapján. Csákberénytől keletre a Csákberényi és a Gémhegyi Tagozatok kibukkanásai erősen deformáltak (BUDAI et al. 2005). A Lóállási-hegytől a Bucka-hegyig a Gémhegyi Tagozatban egy flexura azonosítható, míg a Bucka-hegyen és a Lóállási-hegy északi csücskén a Csákberényi Tagozat közepesen gyűrt. A redők aszimmetrikusak, északnyugati szárnyuk függőleges (I. tábla, 4.) vagy átbuktatott, míg a délkeleti szárnyak lapos dőlésűek. A redőtengelysíkok közepesen DK-re dőlnek, a redőcsuklók ÉK-re vagy DNy-ra lejtenek. A gyűrt szakaszt a Bucka-hegyen egy közepes meredekséggel DK-re dőlő rátolódás zárja le (112. ábra). Ez a Bucka-hegy déli bányájában breccsazónaként jelentkezik, de a domboldalon feljebb is tektonikus breccsa bukkan ki. A bányában a Csákberényi Tagozat közvetlen feküje DK-re dől, valószínűleg átbuktatott helyzetben, ez az erősebb gyűrődés közvetlenül a rátolódás alatt lépett fel. Az egész szerkezet-együttes egységesen értelmezhető, ÉNy–DK-i összenyomás hatására jött létre. A rátolódás dőlésszöge alapján a deformáció a fő kibillenés után, annak utolsó D3d epizódjaként következett be (BUDAI et al. 2005). A szerkezeti zóna DNy felé a Tóhely-domb északi csücskéig sejthető, ahol a dolomit 80°-ban dől észak felé. A földtani térképen bemutatott szelvényünk alapján a DK felé dőlő rátolódás a Zámolyi-medence alatt egy másik, eltemetett D3 szerkezethez kötődik. A Zámoly Z–2 fúrásban elért perm képződmény és a felszínre bukkanó ladin dolomit között ugyanis igen nagy a távolság, az ismert rétegvastagságok függvényében monoklinális rétegsor feltételezése itt nem elégséges. Feltételezzük, hogy egy mélybeli rámpa mentén a rétegsor megismétlődik. A rámparátolódás felső lenyesési síkját hipotetikusan az Iszkahegyi Formációba helyeztük, amelynek kőzettani felépítése alkalmas csúszási sík kialakulásra. A bucka-hegyi rátolódás ezen lenyesési síkhoz kapcsolódik, oly módon, hogy a rámparátolódás elmozdulását a bucka- hegyi szerkezet veszi át, és a találkozási ponttól keletre egyik rátolódásnak sem lesz elmozdulása. A feltételezett vetőgeometria egy 111. ábra. Az átlagostól eltérő meredek dőlésű triász dolomitpadok (fT3) Gánt-Kápolnapusztánál krokodilszerkezetet ad ki, így a rámparátolódás még a prekainozoos (FODOR et al. 2004) felszínhez képest is vak marad. Figure 111. Steeply dipping dolomite (fT3) layers near BALLA, DUDKO (1989) szerint a Litéri-rátolódás a Vértes DK-i Gánt-Kápolnapuszta. The dip is significantly előterében folytatódhat, nagyjából a Zámoly alatti krokodilszerkezet steeper than the average 25–40° to NW. This is körzetében. Mivel a Litéri-rátolódás és a zámolyi krokodilszerkezet interpreted as part of a flexure (FODOR et al. 2004) hasonló jellegű (DK-i vergencia, rátolódásos jelleg), ezért lehetséges,

164 112. ábra. Rátolódás, flexura és redők a csákberényi Bucka-hegyen (a), és a D3b-d események töréseinek, feszültségtengelyeinek sztereogramjai (b). A jelmagyarázat a 96. ábrán (BUDAI et al. 2005 után) Figure 112. Reverse fault, monoclinal flexure, and folds on the Bucka Hill, Csákberény (a), and steregorams of the D3b–d structures and stress axes (b). For legend see Figure 96. (after BUDAI et al. 2005) hogy a két szerkezet azonos. A tényleges kapcsolat igazolását a Magyaralmási-rög körzetének gyenge ismerete akadályozza. Ugyanakkor, a szerkezet folytonosságára utalnak a magyaralmási Tóhely-domb kőfejtőjének DK-i vergenciájú kisebb redői, és a domb északi orrán meredeken É-ra álló rétegei. Amennyiben a kapcsolat fennáll, és a vetőgeomeria nagyjából helyes, akkor a Litéri-rátolódás elvetése Zámolynál már jóval kisebb, mint attól DNy-ra, és a szerkezet akár teljesen el is tűnhet ÉK felé. A terület DK-i sarka közelében, a Tóhely-dombon a triász szerkezetek összetett deformációt mutatnak. A fejtő közepén megfigyelt „általános dőlés” ÉNy-i, és a feltárásban ehhez kisebb réteglap menti vagy rámpa geometriájú rátolódások kapcsolódnak (113. ábra a, e). Ezen szerkezetek ÉNy–DK-i kompresszióban, DK-i vergenciával jöhettek létre. A kőfejtő északi részén több, méteres hullámhosszú, nyílt vagy zárt, egyenes szárnyú de kerekített csuklójú redőt azonosítottunk (113. ábra c, d). A redők lenyesési síkokhoz kapcsolódnak, illetve azok között jelennek meg. Tengelysíkjukkal párhuzamosan is megjelennek kisebb rátolódások. A redőgeometria rámpa-antiklinálisra utal. A rátolódás mértéke nehezen állapítható meg, de a 100 métert feltehetőleg nem éri el. A mért redőcsuklók ferdén lejtenek északi irányba és mai helyzetben a redők ÉK–DNy-i összenyomás hatására jöttek létre. Az értelmezéshez azonban figyelembe kell venni a bánya teljes szerkezetét is. A bánya északi részének dőlésadatai és kis redői ugyanis változatos ÉNy és KÉK közötti irányokat mutatnak, amelyek több meredek tengelyű redőre utalnak. Mivel e redők a teljes fejtőt metsző, fényes vetőlapú, agyagkitöltéses vetőkhöz kapcsolódnak, valószínű, hogy elvonszolási redők lehetnek. Az ÉNy–DK-i vetők karcai normál jellegűek, ÉK–DNy-i széthúzást jeleznek, az agyagkitöltés kainozoos mozgást valószínűsít (113. ábra b). Ha e vetők elég nagyok voltak, elcsavarhatták az eredetileg ÉNy-i dőlést mutató rétegeket, egészen a vető-párhuzamos mai dőléshelyzetig. Ebben az értelmezésben a kőfejtő északi részén látható több méteres redők és rátolódások a D3 fázis elcsavart elemei. Az sem zárható ki azonban, hogy a redők eredeti helyzetükben vannak, és ÉK–DNy-i kompresszió hatására jöttek létre; ekkor a D4 fázisba sorolhatók.

165 113. ábra. A tóhely-dombi kőfejtő szerkezetei (LZ) a) kis rámpa-rátolódások, méretarány a kalapács, b) kainozoos agyaggal kísért nagy normálvetők, c) rátolódások, kapcsolt redők átfogó képe, d) közelkép a rámparátolódásokról és rámpa-antiklinálisokról, e) a 113. ábran a) részén látható vetők sztereogramjai Figure 113. Structures of the Tóhely Hill quarry (LZ) a) small ramp faults, hammer for scale, b) normal faults with Cenozoic clay filling, which might have caused torison (vertical axis rotation) of earlier folds, c) general view of reverse faults, associated folds, b) detailes of ramp faults and ramp anticlines, e) stereograms of the structures shown on Figure 113a

166 Összetett, többfázisú deformációt tükröz a Csóka-hegy környéke, a hegy déli és nyugati lejtője, illetve északon a pusztavámi Jáger-akasztóig és keleten a Szappanos-völgyig terjedő terület (XV. tábla, 2.). A deformáció jelentős részben eocén előtti, de azon belül is több fázisú, a D3a, bc, d alfázis elválasztása nem mindig biztos. A Csóka-hegy Ny-i lejtőjén, a Harmatos (Lófar)-völgytől D-re, a nagy mészkőbánya felett és attól K-re a lejtőn kibukkanó triász és kréta mészkő többször megismétlődik (94. ábra b, XV. tábla, 2.). A határvonalak nagyjából K–Ny-i csapásúak, íves lefutásúak. A bányától nyugatra, a triász mészkő alatt néhány tíz méterre a kréta mészkő erősen gyűrt (114. ábra a). A redőalak gyorsan változó, a szárnyak közötti szög alapján a nyílt és szoros típus között változik. A csuklók lejtése (Ny)ÉNy-i. A redők vergenciája egyértelműen délies, amelyhez kisebb déli vergenciájú rátolódások csatlakoznak. A bánya nyugati részén egy flexura látható, ahol a meredek szárny közel függőleges, de északias dőlésű. Az előzővel szemben a vergencia itt északi, a redőtengely NyDNy-ra dől. A bányában számos, rátolódásos és jobbos-rátolódásos vetőkarc jelenik meg, lapos vagy közepesen dőlő síkokon, amelyek a számítások szerint ÉÉNy–DDK-i kompressziós feszültségtérben jöttek létre. A bányától DK-re, a lejtőn FERENCZ (2004) észlelte a triász Dachsteini Mészkő egy kisebb blokkját. A térképezés során megtaláltuk a triász és kréta mészkövek határát; az előbbi az utóbbi rétegeire tolódott rá (114. ábra b; XV. tábla, 2.). A leírt megfigyelések alapján a Csóka-hegy nyugati oldalában a triász Dachsteini Mészkő két pikkelyben a kréta Tatai Formációra tolódott. Ennek során a kréta mészkő közepesen-erősen meggyűrődött a kontaktus közelében, de attól kissé távolabb is előfordulnak redők, flexurák, rátolódások. A feszültségmező-számítások és a redőtengelyek becslése alapján a deformáció nagyjából ÉÉNy–DDK-i kompressziós erőtérben történt, és az észlelt É–D-i kompresszió helyi elcsavarodást jelezhet. A szerkezetek D3b–c fázishoz tartozhatnak, bár fiatalabb D3d minősítés sem zárható ki. Ha a D3d besorolás helytálló, akkor lehetséges egy kis óramutató járásával egyező forgás a D3a és D3d fázis kompressziós irányai között. A Csóka-hegy északi oldalán, a móri Harmatos (Lófar)-völgy torkolatánál, a Tatai Formációban KÓTA (2001) észlelt rátolódásokat, melyek ÉÉNy-i vergenciájú mozgásra utalnak. A rátolódások a kibillenés utáni D3d vagy kainozoos(?) fázisba is tartozhatnak (110. ábra e). Beljebb a völgyben a triász Dachsteini Mészkő a Tatai Formáció rétegeire tolódott északi vergenciával. A rátolódásokhoz kiegészítő eltolódáspárok csatlakoznak (KÓTA 2001). Ezek közül egyesek a mészkő kibillenése előtt, tehát biztosan a D3a fázisban keletkeztek (110. ábra b, c; 95. ábra), míg mások a kibillenés után,

d ta 114. ábra. Átbuktatott szárnyú redő (a) és triász mészkő ( T3) kréta mészkőre ( K1) való tolódása (b) a móri Csóka-hegy nyugati lejtőjén (FL) A képek helye a 94. ábrán és a XV. tábla, 2. képen Figure 114. Overturned folds (a) and thrusting of Triassic Dachstein Limestone (dT3) over Aptian Tata Limestone (taK1) on the western slope of the Csóka Hill, Mór (FL) Location is shown on Figure 94 and on Plate XV, 2 valószínűleg a D4, D9 vagy D11 fázisokban jöttek létre. Az eltolódások térképi szerkezeteket jelezhetnek. A két legjelentősebb ezek közül a Harmatos-völgy vonalában húzódó jobbos, és a völgytől a Jáger-akasztó felé tartó ÉÉK-i irányú balos eltolódás. Az eltolódáspár mentén a Tatai Mészkő vastagsága jelentősen változik; a Csóka-hegy nyugati orrán igen vastag, míg a Bükkös-völgy torkolatánál a Tatai Mészkő már hiányzik, és a Dachsteini Mészkőre közvetlen Tési Formáció települ. Ez arra utal, hogy az eltoldódáspár a Tatai Mészkő képződése alatt vagy közvetlen az után, a késő-aptiban vagy a kora-albaiban működött. A Tési Formáció előtti deformációra utal, hogy a Bükkös-völgy torkolatánál levő kőfejtőben a Dachsteini Mészkő az albainál nagyobb dőlést mutat. Ugyanott a triász mészkőben olyan eltolódáspárok vannak, amelyek a kibillenés előtt keletkeztek (110. ábra c), míg a kibillenés után is felléptek eltolódások. A Vértes egyik fontos szerkezeti eleme a délnyugati oldalon húzódó Móri-peremvető. Ennek két fő diszkrét törési síkja van, a morfológiai lejtő tetején, illetve annak alján. Az utóbbi mezozoos szerepéről keveset tudunk, mivel itt a kainozoos reaktiváció felülírta a korábbi mozgások nyomait. A másik vetőág a Harmatos-völgytől az óriáshasadékokig a lejtő felső peremén húzódik, majd ez után a lejtő tövében a csókakői várig folytatódik. E vetőág a vár mögötti sziklákon jelenik meg,

167 majd a kőfejtőkben jó láthatóan a felszínre bukkan (115. ábra). E szerkezeti elem északon inkább flexurának tűnik, ahol a rétegek elvetése kicsi, míg dél felé ez jelentősen növekszik. A két vetőág között, az óriáshasadékoktól északra a rétegek dőlése általában a lejtővel közel párhuzamos, nyugatias vagy délnyugatias. A csókakői kőfejtőkben a lejtő tövében haladó kainozoos és a lejtő közepén haladó idős vetőágak között jura képződmények jelennek meg (115. ábra a). Mindkét vetőág kinematikája jól tanulmányozható, három méréssor is normál vagy ferdecsúszású normál mozgástípust mutatott ki (115. ábra c) (KÓTA 2001, BENKŐ 2005 és saját méréseink). A kinematika alapján tehát a becsípett jura képződmények nem a Csóka-hegy ÉNy-i orráról, eltolódások révén kerültek a vár közelébe, hanem jórészt normál mozgással (115. ábra b). Ismerve a fennmaradt blokk általános dőlését (~30°), és a csókakői előfordulások távolságát a mai felszín felé vetett triász-jura határtól (2,5-3 km), a normál elvetés mértéke 1,25-1,5 km lehetett. A peremvetőzóna kialakulásának korára a felső határt az a lepusztulási eseménysor adja, amely a Vértesben (és az egész Dunántúli-középhegységben) vízszintes etchplaint hozott létre (115. ábra b) (KAISER 1997). Ennek legkésőbbi időpontja a santoni, hisz a senon sorozat már lepusztított térszínre települ. Mivel a gyűrődés alatt nem valószínű kilométer magas hegyek kialakulása, a gyűrődés és a redő felszínre kerülő részeinek lepusztulása inkább egyidőben történhetett. Ebből következően a Móri-peremvetőzóna is a D3 fázisok során jöhetett létre (vagy reaktiválódott esetleges jura működés után).

115. ábra. A Móri peremvető a) Kréta(?) vető és kainozoos ágainak látképe a csókakői Vár-hegy környékén (FL). b) A kainozoos és idősebb vetők közé csípett vetőszelet lehetséges létrejötte, balos eltolódás vagy normálvető révén, c) a csókakői kőfejtők legkorábbi szerkezetei (Fodor L., Kóta E., Benkő K. adatai) Figure 115. Mór boundary fault a) View of the Cretaceous(?) fault and Cenozoic fault branchesnear the Vár Hill of Csókakő (FL). b) Jurassic rocks composing fault lense between two faults could be formed by sinistral or normal faults, c) stereograms of the earliest faults in the quarries of csókakő (data of L. Fodor, E. Kóta, K. Benkő) A gyűrődéssel egyidős keletkezés azt sugallja, hogy a peremvető egyfajta transzfervető szerepét játszotta, és elválasztotta az ÉK-i oldal gyűrődéseit a DNy-i oldal szerkezeteiről. Utóbbiakról sajnos keveset tudunk, de a redők geometriája más lehetett, mint a felszínieké. Erre utal, hogy a Móri-árokban haladó szeizmikus szelvényeken nem látható a felszínen megjelenő 30°-os dőlésű rétegsornak megfelelő kőzettest (ALBU et al. 1983). A Vértes középső területén kevés térképi szerkezet kapcsolható a D3 fázishoz. Az egyik lehetséges elem a Csáki vári eltolódás, amely esetében az eocén mészkő bázisa kevésbé van elvetve, mint a triász Fenyőfői Tagozat átmeneti rétegei. Az elvetés különbsége azonban kicsi, és eredhet a triász képződményhatárok térképezésének bizonytalanságából is, így a preeocén D2–D3 eltolódás csak valószínűsíthető. További elem lehetséges a Várgesztesi-süllyedék preeocén képződményeiben. GYALOG (1992) értelmezésében a Dachsteini Formáció látszólag balos elvetést mutat egy K–Ny-i vető mentén. A szerkezet D2–D3 fázisba tartozó jobbos-normál eltolódásként is értelmezhető, amint azt a Vértessomlói- rátolódás esetében is látni fogjuk.

A Vértessomlói-vonal és a Vértes északi részének gyűrődései Az Északi-Vértes kétségtelenül legfontosabb szerkezeti eleme a Vértessomlói-vonal. A vonal mozgástípusának megítélése és időzítése nem választható el a környezet elemeinek bemutatásától, így ezt a korábbi vélemények ismertetése mellett, a szakasz végén adjuk. A szerkezeti elemet BALLA, DUDKO (1989) által adott néven (Vértessomló–Nagykovácsi- vonal) is említjük, de pontosabban Vértessomlói-rátolódásnak nevezzük. A térképlapon a felszínre bukkanó mezozoikumban végig azonosítható (bár gyakran kainozoikummal fedett) a szári Hosszú-hegytől egészen a vértessomlói templomdombig. Keleti folytatása már a Fődolomiton belül fut, és mivel a kainozoikumban deformálódott, eredeti formája nem nyomozható. A rátolódás néhány tíz méter széles zónájába jura elemek is becsípődtek.

168 A vonal Vértessomlótól nyugatra már kainozoos képződményekkel fedett, és nyugati folytatására, illetve elvégződésére CSÁSZÁR (1995, 2002) és FODOR et al. (2005c) munkái alapján következtethetünk. A triász képződmények elterjedését délről K–Ny-i csapású vonal határolja, amelynek közelében fúrásból jura képződmény is ismert. A déli blokkban kréta képződmények, jórészt a Környei és a Tési Formáció fordul elő. A Vértessomlói-vonal legnyugatibb felszínközeli pontja a Vértessomló Vst–8 fúrásban van, amelynek rétegsorában a Tatai és Vértessomlói Formáció ismétlődik (28. ábra). A felszínen a templomdomb mellett a crinoideás mészkő több közepesen zárt redőbe gyűrt, a déli szárnyakon függőleges, sőt kissé átbuktatott rétegek is előfordulnak (116. ábra). A függőleges szárnyon olyan kis rámparátolódások vannak, amelyek még kibillenés előtt keletkeztek. Az ezekből számolt maximális feszültségtengely és a redőkből becsült nyomás egyaránt É–D-i (110. ábra). Az erős redőződés és a fúrásbeli rétegismétlődés összekapcsolható, és déli vergenciájú rátolódásként értelmezhető. A vonal következő szakasza a Terv út alatt a völgyben lép felszínre (MAROS 1986, 1988) és mintegy 300–400 méteren keresztül követhető kelet felé (XVI. tábla, 1.). A völgyben meredeken É-ra dőlő Dachsteini Mészkőtől délre jura képződmények, majd tovább délre szintén É-ra dőlő kréta crinoideás mészkő következik. Ugyanez a sorrend jelenik meg a Terv út mentén, ahol a kréta kőzetek és a magasabban kibukkanó triász mészkő között néhány méter vastag, erősen tektonizált, kihengerelt jura mészkőrétegek lépnek fel (FODOR, BÍRÓ 2004). A jura a triász alá dől, míg a kréta mészkő a jura mészkő alá (117. ábra a). A triász-jura határon közepesen dőlő síkok mentén jobbos-rátolódásos karcok jelennek meg. Ezek jelentik a Vértessomlói-vonal legközvetlenebb kinematikai jelzőit (117. ábra d). A vetőkarcok és dőlésadatok alapján a Vértessomlói-vonal rátolódásként értelmezhető (XVI. tábla, 2.). Az alátolt blokkban a kréta kőzetek erősen gyűrtek, amint azt MAROS (1986) az útmenti feltárásból leírta (117. ábra b). Észak felé enyhén, illetve átbuktatottan dőlő redőszárnyak jelennek meg. A redők csuklója lekerekített, de gyors átfordulás is előfordul. A redőalak tengelysík mentén gyorsan változik, diszharmonikus jellegű (117. ábra b). A szárnyszög északon eléggé kicsi, mintegy 60° körüli, ami délebbre, a völgyben levő redőkben már 120°. A redők a rátolódás közelében dél felé átbuktatottak, míg dél felé haladva állóak. A mért redőcsuklók iránya K–Ny és 116. ábra. Gyűrődés és rátolódás a vértessomlói templomdomb mellett, DK–ÉNy között változik. Ezt MAROS (1988) több sematikus szelvényen redőződési fázis jelzésének tartotta. Ugyanakkor a A Vértessomló Vst–8-as fúrás bevetített. A kiemelés kiegészítő rátolódáspárokat délkeleties redőtengelyek olyan helyen jelennek meg, ahol mutat, melyek a későbbi gyűrődés folyamán kibillentek maga a Vértessomlói-vonal is rövid távon ÉNy–DK-i Figure 116. Folding and reverse faulting below the church of Véressomló csapásúvá, majd ismét K–Ny-i irányúvá válik, ennek (schematic section) következtében a Terv út háromszor metszi a kanyargó The Vértessomló Vst–8 borehole is projected. Inset shows conjugate reverse faults which were tilted in steep bed position during folding. These faults are coaxial with rátolódást (XVI. tábla, 1.). A rövid, eltérő irányú szakasz respect to folding and post-folding faults egy laterális rámpának feleltethető meg, ami rátoló- dásoknál gyakori. Ennek kinematikája inkább jobbos, rátolódásos-jobbos lehet. Az eltérő csuklóirányú redők is ezen a szakaszon jelenhetnek meg, és lehetséges, hogy az eredeti K–Ny irányból csak később, az eltolódásos rámpa mentén csavarodtak DK felé. A rátolódás mentén, a Szarvas-kúttól északra két helyen is észlehetők (a térképen nem ábrázolható méretű) becsípett jura foszlányok. Tovább keletre 500 méterre, a 433 méter magas hegy nyugati lejtőjén bukkan elő 100 méteres sávban jura mészkő (XVI. tábla, 1.). Ezt a szakaszt FODOR, BÍRÓ (2004) Szarvas-kúti-rátolódásként írta le, de a helyi név használatára nincs szükség, mivel a Vértessomlói-rátolódást teljesen ki tudtuk térképezni. A Terv út nagy kanyarjától délre, a völgy déli oldalán levő kis fejtőben északi vergenciájú duplexek azonosíthatók (117. ábra c), melyeket MAROS is észlelt (1986, 1988). A tektonikai síkokon látható vetőkarcok jól elkülönítik a feltárás alsó részén megjelenő keresztrétegektől. A karcok ÉNy–DK-i összenyomást jeleznek (117. ábra d). Tovább délre, a Szarvas-kútnál egy kis sziklán délre dőlő triász mészkő és jura fedője bukkan ki. Ez egy antiklinálismagnak tekinthető, amelyet a Tatai Mészkő vesz körbe, és kisebb rátolódás vág le északon (XVI. tábla, 1.), mivel a jura itt hiányzik. Ettől délre, a Szép Ilonka-kút mellett ismét északra dőlő triász–jura–kréta sorozat jelenik meg, amit a Kapberek K–1-es fúrás harántolt (17. ábra) (FÜLÖP et al. 1965). Így a Vértessomlói-rátolódás déli blokkjában több redő térképezhető ki (XVI. tábla, 1., 2.). A Vértessomlói-vonal a Vitány várra délkeletről vezető völgyben bukkan ki ismét, ahol az északnyugatra dőlő Dachsteini Mészkövet északi irányban hasonlóan dőlő Fődolomit követ. A kontaktus egy kis mellékvölgyben érzékelhető; breccsazónában az átmeneti rétegekbe (Fenyőfői Tagozatba) sorolt kőzetek jelennek meg 50 m szélességben. Ezen a ponton

169 117. ábra. A Vértessomlói-rátolódás szerkezetei a Terv út mentén (Tatabánya) a) Sematikus szelvény a triász, kihengerelt jura és gyűrt kréta mészkövön keresztül. b) Szoros, helyenként átbuktatott redők crinoideás Tatai Mészkőben, közvetlenül a ferde jobbos Vértessomlói-rátolódás alatt, a tatabányai Terv út bevágásában. c) Rámparátolódás-párok és kapcsolódó rámpa-antiklinálisok a Terv úttól délre, az értelmezés MAROS (1988) munkájához hasonló. d) A jura és kréta kőzeteken (a) és (c) pontban mért rátolódások sztereogramjai Figure 117. Strucutures along the Vértessomló thrust near the Terv road, Tatabánya a) Sketch of the imbricated Triassic limestone, deformed Jurassic limestone and folded Aptian limestone. b) Closed, locally overturned folds just below the Vértessomló thrust (a) in the curve of the Terv road. c) Ramp faults and associated ramp anticlines south from the Terv road near Szarvas-kút. The Vértessomló thrust is ca. 200m to the north, interpretation is similar to those of MAROS (1988). d) Stereograms of revese faults in the Jurassic (a) and Cretaceous (c) sites, respectively a Vértessomlói-vonalhoz egy ÉNy felől húzódó jobbos eltolódás csatlakozik, ami a vonalat metszve, a Nagy-Csákány északi letörésében (a Csalános-árokban) folytatódik. A vonal maga a Körtvélyes déli oldalán húzódhat, ahol a redukált vastagságú Fenyőfői Tagozat jelenik meg északi dőlésű Fődolomit és Dachsteni Mészkő között. Hasonló geometria térképezhető a vonal keleti szakaszán, a Csákánypuszta melletti Mária-szurdoknál. A szurdoktól északra megjelenő, közepes meredekséggel északra dőlő Fenyőfői Tagozat legalja először a tagozat meszesebb (fiatalabb) részére, majd a szurdok déli oldalán levő Dachsteini Mészkőre tolódik. Ez utóbbi enyhe redőkbe gyűrődött (BÍRÓ 2003), és a szurdok talpán kisebb duplexek tagolják (118. ábra a). Az egyik szinklinálisban őrződhetett meg az a kis jura folt, amit már KNAUER (1973) is leírt. A vonal legkeletibb nyomozható szakasza Csákánypusztától északra, a Kis-Csákány-hegyen húzódik. A hegyet alkotó Dachsteini Mészkő egy enyhe antiklinálisba gyűrt, amely északon egy kis szinklinálisba vált át (118. ábra b). Ezt a csukló közelében, attól északra vágja el a rátolódás. Ennek két ága van, amely között a Fenyőfői Tagozat közepesen délre dőlő mészkőpadjai és meszes dolomitrétegei vannak becsípve. Utóbbiakat az 1-es út nyugati bevágásában már TÁLAS (1983) is felismerte. BÍRÓ (2003) olyan rátolódáspárokat azonosított, amelyek a kibillenés előtt keletkeztek, ÉÉNy–DDK-i kompresszió hatására (119. ábra). Ezek még a gyűrődés előtt jöttek létre, és a D3 fázis legkorábbi eseményét (D3a) jellemzik. A rátolódástól északra északnyugatias dőléssel Fődolomit következik. Még tovább keletre, a Hosszú-hegyet észak felé dőlő Fődolomit, majd az arra következő Fenyőfői Tagozat alkotja, amelyet észak felé ismét Fődolomit követ a kainozoikum alatt. A Vértessomlói-rátolódás itt már nem látható, de a képződmények elterjedése alapján azonosítható. Tovább keletre, a Nagyegyházától nyugatra levő kőfejtőben kisebb déli vegenciájú rátolódásokat figyeltünk meg, de itt a D3 fázisba sorolható elem már nem térképezhető. Végül, a vonal hatásával lehet kapcsolatos a Lófingató-hegy déli részén látható szerkezet. A Fődolomitban lapos és meredek dőlésű blokkok váltakoznak, melyek egy déli vergenciájú rámparátolódást és rámpaantiklinálist alkothatnak. A Vértessomlói-rátolódás a Lófingató-hegy északi peremén haladhatott, de a későbbi mozgások felülírták a kréta elemet. A kréta rátolódásokhoz köthetők a mezozoos képződmények azon ismétlődései, amelyeket VÉGHNÉ (1978) ismertetett az eocén medencék aljzatából.

170 118. ábra. Rövidüléses szerkezetek a Vértessomlói-rátolódás mentén, Csákánypuszta környékén (FL) a) Délre dőlő rétegek a rátolódástól közvetlen délre, a Mária-szurdokban. A kiemelés duplexeket mutat. b) Szinklinális-mag a Kis-Csákányos-hegyen Figure 118. Contractional structures along the Vértessomló thrust near Csákánypuszta (FL) a) South-dipping Dachstein Limestone banks just south from the thrust, int he Mária gorge. Inset shows small duplexes. b) Core of a syncline just south from the fault, on the Kis-Csákányos Hill A vonaltól északra a Vitány vár körzetében további, D3 fázisba sorolt elemeket térképeztünk. Több redő gyanítható a dőlésadatokból; egy szinklinális a vonaltól közvetlen északra, majd egy boltozat a Vitány vár körül (XVI. tábla, 2., XVII. tábla). A dőlés a vár alatt DDNy-i, míg a Meny- asszony déli végén már ÉNy-i. Ez a nagyobb boltozat nyugat felé jól követhető, és a nyugatra lejtő csukló körül kirajzolódik az átmeneti rétegek sávja. Egy további boltozatot azonosítottunk az Eper-hegyen, ahol a redő mindkét szárnyán még egy redukált jura sorozat és a Tatai Formáció is megvan. A redők tengelye nyugat felé lejt, iránya Ny és NyÉNy között változik. A redők gyakran ÉNy–DK-i csapású jobbos eltolódásokkal szabdaltak. Az egyik ilyen elem két 119. ábra. A rétegek délies billentése (D3b c gyűrődési fázis) előtt keletkezett ága körbeveszi a Vitány vár keskeny gerincét, majd rátolódás-párok (D3a) a Vértessomlói-rátolódás közelében (1-es út DK felé a völgyben tovább haladva, eléri a Vértes- nyugati oldala, a Birka-csárdától É-ra 400 m-re) (FL) somlói-vonalat. A másik ilyen elem az eper-hegyi és Figure 119. Pre-tilt (pre-folding) conjugate reverse faults (D3a event) near the Vitány vári boltozatok közötti szinklinálist metszi el Vértessomló thrust, westen side of the No. 1 road, 400 m north of az Orosz-kútnál. Birka-csárda (FL)

A Vértessomlói-vonal modellje, kinematikája, időzítése

A fenti leírás, valamint a prekainozoos térkép szerkesztése alapján a következő kép rajzolódik ki az Északi-Vértes szerkezetéről: a Vértessomlói-vonal egy adott pontjában az északi oldalon idősebb, északias (északnyugatias) dőlésű egységek, déli oldalon fiatalabb formációk találhatók (XVII. tábla). Ez a szerkezeti vonal menti ismétlődést jelent, amelynek legegyszerűbb esete az, amikor monoklinálisan dőlő rétegsor ismétlődik (120. ábra a). A Vértes északi részén a szerkezet összetettebb, mivel a vonaltól északra a Vitány vár környékén és az Eper-hegyen olyan boltozatok rajzolódnak ki, melyek tengelye nyugat felé lejt, és ezeket több kisebb redő tagolja. A magban a képződmények nyugat felé fiatalodnak. A boltozat déli szárnyát metszi a Vértessomlói-vonal. A déli blokk kőzetei gyengén vagy erősebben gyűrtek, és alapvetően egy nagyobb redőteknőt alkotnak, amelyben kisebb redők fejlődtek ki. A Szarvas-kútnál két keskeny szinklinális és egy antiklinális jelenik meg, amelyek NyDNy felé szélesednek, és további redőkkel társulnak a kainozoikummal fedett aljzatban (FODOR et al. 2005c). Csakúgy, mint északon, a redőmagokban egyre fiatalabb kőzetek lépnek fel. Mivel a redőteknő nyugat felé szélesedik, tengelye nyugat felé lejt (XVII. tábla). A 120. ábra b részének egyszerű modelljén látható, hogy a nyugatias tengelylejtés miatt a boltozat csuklózónájában a képződményhatárok nyugatra vannak a redőteknőben megjelenő képződményhatárokhoz képest. Tehát, ha nem lenne diszkrét töréses elem, akkor is látszólag balos „elugrást” látnánk bármely képződményhatáron. A gyűrődést figyelmen kívül hagyva a teljes, látszólag balos eltolódást a töréses elemnek lehetne tulajdonítani, holott az a kissé lejtő redőtengelyek következménye is lehet.

171 Ha eltekintünk a gyűrődéstől, és csak mereven ÉÉNy-ra dőlő, vetővel ismétlődő testeket veszünk figyelembe, a látszólagos balos elmozdulás több- féleképen, még jobbos eltolódással is előállhat (120. ábra c). Az elmozdulás valós irányát ugyanis egy vetődés előtt összefüggő markernek a két vető- blokkban való azonosítása adja meg (BALLA 1984). Egy ilyen jelző a dőlő réteg és a vetősík metszetvonalának elmozdulása (Ai–Bi szakasz a 120. ábra c részén). Ha az elmozdulásvektor vízszintes, akkor tisztán jobbos elvetést észlelünk (BBi=BMi vektor a 120. ábra c részén). A látszólagos elvetés azonban balos eltolódásra változik egy vízszin- tes síkon, ha az elmozdulás a vető dőlés- egyenese mentén történik, azaz tiszta rátolódásról van szó (BMiv a 120. ábra c részén). A látszólagos jobbos és balos elvetés között az az elmozdulás a határ, amely párhuzamos a metszetvonallal; ha az elmozdulásvektor a metszet- vonalnál laposabb, akkor jobbos(BMii, ha meredekebb, balos elmozdulást látunk a síkon (BMiii, BMiv), annak ellenére, hogy a valós kinematika min- den esetben jobbos-rátolódásos (Bii és 120. ábra. Szerkezeti modellek a Vértessomlói-vonalnál fellépő látszólagos balos elmozdulás Biii az 120. ábra c részén). magyarázatára a) rátolódással, b) redőződéssel, c) elmozdulásvektorok és látszólagos elmozdulások vízszintes síkon, d) tömbábra Mivel a kb. 30°-ban ÉÉNy-ra dőlő jobbos-rátolódásos vetőre, melynek látszólag balos elvetése van. Bi (i=1–5) jelöli a vízszintes látszólagos elvetést rétegek szöget zárnak be a Vértessom- Figure 120. Structural model to expalain apparent sinistral slip along the Vértessomló trust lói-vonallal, ezért a rétegek és a vető a) with reverse fault, b) with folding, c slip vectors and apparent displacements on horizontal plane, d) 3D diagram for metszetvonala Ny-ra fog dőlni. A kö- i dextral-reverse fault, with apparent sinistral slip. B (i=1–5) indicate the apparent horizontal displacement zepes dőlésű Vértessomlói-vonal eseté- ben van lehetőség olyan elmozdulás- vektorra, mely ennél a metszetvonalnál meredekebben dől nyugatra, és amely látszólag balos elmozdulást okoz valós rátolódásos vagy jobbos-rátolódásos kinematika ellenére (120. ábra, d). A valós és a térképi látszólagos elvetés közötti különbség figyelmen kívül hagyása vezethetett el a balos kinematika feltételezéséhez (BALLA, DUDKO 1989). MAROS (1986, 1988) a vonalnak éppen azon szakaszát vizsgálta, amely az átlagos K–Ny-i iránytól eltér. Ezen a szakaszon a vonal komolyabb jobbos mozgásösszetevőt mutathat; ez vezethetett az eltolódás hangsúlyozásához. Ugyanakkor munkánk két független adatot is szolgáltatott a vonal mozgástípusára. Egyrészt, a Terv út kanyarja fölött közvetlenül is észlelhetők jobbos-rátolódásos karcok a vető keskeny zónájában. Másrészt, a környező feltárások alapján ÉÉNy–DDK-i összenyomásos feszültségmezőt lehetett meghatározni (110., 116., 117., 118. ábra, BÍRÓ 2003, FODOR, BÍRÓ, 2004, FODOR et al. 2005c). Mind a vértessomlói templom alatt, mind az 1-es út menti feltárásban a gyűrődés előtti feszültségtengelyek irányai is ismertek, és azok is párhuzamosak a gyűrődés utániakkal. A meghatározott ÉÉNy–DDK-i, É–D-i összenyomás pedig a Vértessomlói-vonalra merőleges, vagy kissé ferde. A tengelyek helyzetéből becsülhető elmozdulás tehát rátolódásos, vagy kissé jobbos összetevőjű ferde rátolódás. A jobbos mozgáskomponens meglétére utal a sík közepesen meredek volta, illetve az északi blokkban megjelenő több eltolódás is. Elemzésünk tehát kimutatta, hogy a Vértessomlói-vonal leginkább rátolódás, valószínű jobbos mozgásösszetevővel. Ez megegyezik CSÁSZÁR et al. (1978) térképen tükrözött véleményével. A mozgás időzítése szintén eltért az egyes szerzőknél. BALLA, DUDKO (1989) véleménye szerint a Vértes körüli szerkezeti elemeknek nem volt érdemi eocén és oligocén mozgásuk; ennek alapján a szerkezeti elemet miocén eltolódásnak vették. Térképezésünk viszont kimutatta, hogy a vonalat Vértessomlónál az oligocén képződmények lefedik, illetve a miocénbe sorolt vetők elmetszik. E mellett TÁLAS (1983) és BÍRÓ (2003) részletes észlelései, valamint reambulációs térképezésünk kimutatta, hogy a paleogén kőzetek Csákánypusztánál lefedik a vonal egyes szakaszait, ami igazolja a Vértessomlói-vonal eocén előtti (kréta) korát. FODOR, BÍRÓ (2004) elemzése megállapította, hogy a vonal

172 Szarvas-kút menti szakasza még az eocén előtt jött létre, mivel az eocén abráziós part a rátolódott triász mészkő mentén alakult ki. A krétán belüli pontosabb kor megadása nehézségbe ütközik. POCSAI, CSONTOS (2006) a vonal apti–kora- albai aktivitására következtetett a Tatai Formáció üledékföldtani jellegei alapján. Ugyanakkor a CSÁSZÁR (1995) által a Vértessomló Vst–8 fúrásban kimutatott rétegismétlődés a Vértessomlói Formáció lerakódása után történt, legkorábban a kora-albai végén vagy a középső-albaiban. Utóbbi adattal egyezik FODOR et al. (2005c) javaslata is. Ez azt jelenti, hogy a rátolódás mozgása már a D3a alfázisban is elkezdődhetett, és a D3b alfázisban is tartott, és a mozgás befejeződése részben vagy egészben a Pénzeskúti Márga lerakódása után, a cenoman–coniaciban történhetett (D3c alfázis).

KÉSŐ-APTI–PALEOCÉN(?) Csapásváltás a Vértes északkeleti részén

A mezozoos kőzetekben mért dőlésirány tág határok között változik, nyugatra és északra dőlő rétegek is gyakoriak. Ez a változás nem mindig jelenik meg körülhatárolható blokkokban, és a D3 fázis redőinek helyi geometriáját tükrözheti. A Vértes északkeleti oldalán azonban a csapásváltás egy eléggé jól lehatárolható kőzettestben lép fel, így diszkusszióra szorul. A legmarkánsabb csapásváltozás a Fáni-völgy kijáratától a szári Szálláskútpusztáig (a Nagy-Csákány DK-i orráig) észlelhető, ahol a dőlés egységes blokkban ÉÉK-i. A változás a térképi dőlésadatok alapján igen rövid távon következik be. A csapásváltozáshoz köthetők a Vinya-bükki-völgyben levő breccsás zónák, kalciterek. A szerkezet kinematikai értelmezése és korolása nem könnyű. A csapásváltozás környezetében karcos vetőfelületeket nem sikerült mérni. A térképi geometria többféleképpen értelmezhető: egyrészt, lehet ÉK-i dőlésű normálvetőkre gondolni, ahogyan pl. a Móri-peremvető mentén és a tóhely-dombi kőfejtőben is fellép egy jelentős csapásváltás (121. ábra), ekkor a szerkezet a D3 fázisban jött volna létre. A csapásváltás legegyszerűbben ÉNy–DK-i csapású, jobbos eltolódások mentén jöhetne létre. Ebben az esetben É–D-i összenyomással számolhatnánk, ami a Vértessomlói-rátolódás déli előterében, a D3d

121. ábra. Lehetséges szerkezeti modellek a Vértes ÉK-i részében megjelenő csapásváltásra Figure 121. Possible structural models to explain the change in strike of strata in the NE Vértes Hills alfázisban logikus. Végül lehetséges ÉNy-i csapású, ÉK-i vergenciájú rátolódásokkal, flexúrákkal értelmezni a dőlésirányváltást. E kompresszió elvileg a gyűrődés után (D4 fázis) és az előtt (D2? fázis) is felléphetett. A szükséges ÉK–DNy-i összenyomás nyomai azonban meglehetősen gyengék, csak kisebb karcos rátolódások lépnek fel Csákánypusztánál, amelyeket a D4 fázisba soroltunk (BÍRÓ 2003). Az utóbbi deformációs stílus megfelelne annak a geodinamikai modellnek, amelyet TARI (1994, 1995), valamint CSÁSZÁR, ÁRGYELÁN (1994) dolgozott ki a kora-krétára, és amelyet POCSAI, CSONTOS (2006) javasolt az aptira. Ugyanakkor, e modellekben az ÉK–DNy-i kompresszió az első deformációs esemény, ami az elcsavarodás esetében nem igazolható. E mellett a csapásváltás csak lokális, kis területen dokumentálható, és nem köthető egy olyan deformációhoz, mely a teljes Vértesben kibillentette volna a rétegeket. Ezért úgy tűnik, hogy az elcsavarodás inkább a szinklinális kialakulása végén vagy az után jött létre. Ennek lehetséges időpontja középső–késő-albai, turon–coniaci vagy maastrichti–paleocén lehetett.

KÉSŐ-KRÉTA–PALEOCÉN(?) D4 fázis: (K)ÉK–(Ny)DNy-i kompresszió

A Vértes területén több helyen is mérhetők KÉK–NyDNy-i kompresszióval jellemzett rátolódások vagy eltolódások, melyek közül leginkább NyÉNy-i irányú balosak ismerhetők fel (122. ábra). Ilyen pl. Csákánypuszta környéke (BÍRÓ 2003)

173 122. ábra. A D4 fázis szerkezeteinek sztereogramjai a) billentés utáni (mai) helyzetben, b) billentésteszt az Éles-kőn mért adatokon: a törések billentés utániak Figure 122. Stereograms of the D4 phase a) in post-tilt (actual) position, b) tilt test for data of the Éles-kő site: faults are post-tilt in origin

és a Terv út alatti triász kibúvások (FODOR, BÍRÓ 2004). Kiegészítő rátolódások láthatók az Éles-kőn, a Csóka-hegy kőfejtőjében és a Harmatos-völgyben. A KÉK–NyDNy-i kompresszióhoz kapcsolható eltolódások időzítése problematikus. Ilyen szerkezeteket és feszültségmezőt MAROS (1989) és BADA et al. (1996) határozott meg a Gerecsében, de pontos kort nem sikerült megadniuk. A legfiatalabb kőzet, amelyen a fázisba sorolt törések megjelennek, az apti crinoideás mészkő. A Terv út alatti triász sziklákon mért balos eltolódások és az Éles-kőnél mért rátolódáspárok esetében a csúszások a kibillenés (gyűrődés) utániak, ezért a D3 fázisnál fiatalabbak. FODOR (1998) a késő-kréta–paleocénbe helyezte az ide tartozó szerkezeteket. Bár a kérdés nem zárható le, magyarázónkban ezen besorolás mellett maradunk (XXIV. tábla).

KÉSŐ-KRÉTA(?)–KORA-EOCÉN D5 fázis: telérképződés

Térképezésünk a Vértes több pontján mutatott ki változó színű, leggyakrabban vörös, barna kalcitteléreket (PEREGI, KORPÁS 2002, FODOR et al. 2004, KERCSMÁR 2004). Ezek szélessége néhány centimétertől 1–2 méterig terjed (III. tábla, 4.). A leghosszabb teléreket Kápolnapusztától É-ra és Kőhányástól 2 km-re É-ra találtuk, ahol 200–300 méter hosszban is követhetők. A telérek iránya változatos, leggyakrabban ÉNy–DK-i csapásúak, de K–Ny-i, É–D-i és ÉK–DNy-i irány is előfordul. Az egyszerű kőzetmechanikai megfontolások alapján a leggyakoribb irány merőleges lehet arra az ÉK–DNy-i húzásra, mely a teléreket létrehozta (123. ábra). Ebben az esetben a húzás irányához képest ferde telérek hibrid törések (HANCOCK 1985) lehetnek, ahol a szakításos és nyírásos eredet kombinálódik. Ez a húzásos feszültségtengely a szinklinális szerkezet csapásával párhuzamos, és a redőződés alatt valóban felléphet a tengellyel párhuzamos lokális húzás. A fő telérirányra merőleges ÉK–DNy-i irányt TARI (1995) és KERCSMÁR (2004) a telérekkel egyidős kéreghajlásos (flexurális) medence peremén fellépő helyi húzásnak tulajdonítja. A telérek és így a deformáció korának kérdését a rétegtani fejezetben tárgyaltuk. A lehetséges keletkezési kor a szinklinálisszerkezet kora-albai kialakulásától a bartoni mészkő lerakódásáig tart. Az irodalomban leginkább a „késő-kréta” megjelölés szokásos (XXIV. tábla). Az önálló fázist a bizonytalan besorolás, a tágulásos (transztenziós) jelleg, és az indokolja, hogy a következő, középső-eocén fázistól biztosan elhatárolható.

174 123. ábra. A késő-kréta–kora-paleogén vöröskalcittelérek sztereogramjai Figure 123. Stereograms of the red calcite dykes, which are Late Cretaceous – Early Paleogene in age

KÖZÉPSŐ–KÉSŐ-EOCÉN D6 fázis: eltolódás, transzpresszió

A hosszú késő-kréta–paleocén–kora-eocén szubtrópusi lepusztulási időszak alatt csekély deformáció érintette a Vértes környezetét. Ugyanakkor az eocén üledékképződéssel egy időben, vagy közvetlenül azt megelőzően a D6 fázisba sorolt szerkezetek jöttek létre. Bár a fázis szerkezeteit a későbbi események felülírták, az üledékképződéssel való szoros kapcsolat alapján több helyen sikerült igazolnunk az eocén kort, és így a fázishoz való tartozást. A szinszediment szerkezetek azonban nem mindig engedik meg a pontos kinematikai meghatározást, így az eocén feszültségmező főtengelyeire gyakran csak becslésünk van. Ezek a becslések eltolódásos, tenziós és ritkán kompressziós feszültségmezőt mutatnak, melynek maximális vízszintes főtengelye ÉNy–DK és NyÉNy–KDK között volt, a legkisebb tengely pedig erre merőleges (124. ábra). Az üledékképződés általános geometriája alapján egyértelműen kijelölhettük a főbb üledékképződési területeket, és így a kapcsolódó eocén szerkezeteket is (XVIII. tábla). A Környe–Zsámbék-vonaltól északra a Tatabányai- és Nagyegyházai- medence, továbbá a Mányi-medence csücske esik a térképezési területre. A vonaltól délre, a Vértes ÉNy-i és DK-i előterében alakult ki az Pusztavám–Oroszlányi-medence és a Csákberény–Magyaralmási-medencerész. Ezt a két üledékképződési területet a Vértes hegység mezozoos képződményekből álló, igen kismértékben kiemelt tömege, a Paleo- vértesi-hát választotta el egymástól. Az Pusztavám–Oroszlányi-medencét ÉNy-ról a Dadi-hát határolta, ettől tovább ÉNy- ra az eocén képződmények lepusztultak. Az Pusztavám–Oroszlányi-medence DNy felé kapcsolatban lehetett a balinkai területtel, de az átmenetet Mór környékén nem ismerjük. A Csákberény–Magyaralmási-medencerész eredeti határai ÉK felé lepusztultak, DNy felé viszont a Kincsesi-medencerész felé az átmenet folyamatos; mindkét terület (ide értve a gánti bányákat is), a Kincses–Magyaralmási-medence része (KOPEK 1980). A két hátságon vékonyabb, sekélyebb vízben lerakódó és kevesebb időt reprezentáló a rétegsor, míg a két medenceterületen mélyebbvízi, folyamatosabb üledékképződés zajlott a középső-eocén során. A feszültségmező főtengelyeit figyelembe véve, a medencék és hátak kompressziós szerkezeteknek, azaz szinklinálisoknak és antiklinálisoknak értelmezhetők (XVIII. tábla). A Paleo-vértesi-hát vagy egységes lapos boltozatnak vagy két oldalán flexurákkal határolt antiformnak tekinthető. Az antiform szárnyain rátolódásokat nem tudtunk igazolni, és a szárnyakon az eocén képződmények dőlésszögének változása sem számottevő. Viszont a hát két oldalán eltérő az üledékvastagság. A vastagságeltérés mértéke jelentős az északi medence Dorogi (és Csernyei) Formációja és a déli medence Fornai Formációja között annak ellenére, hogy mindkét rétegsor a tengerszinthez közeli lápi/sekélytengeri környezetben képződött. A déli oldal nagyobb vastagságát jelentősebb mértékű, folyamatosabb süllyedés okozta, ami talán a Csákberény feletti flexura mentén ment végbe. A Paleo-vértesi-hát mélyebb szerkezetéről nincs közvetlen információnk, de TARI et al. (1993) és FODOR et al. (1992a) modelljei vak rátolódásokkal számolnak. A vak rátolódások egyszerre idézték elő a hát emelkedését és a medencék süllyedését. A kiemelkedés nyomán a boltozat medenceperemi részei felrepedtek, és a hátak csapásával párhuzamos szinszediment normálvetődések és üledékes telérek jelentek meg pl. Tatabánya környékén (KERCSMÁR 1995, 2004). A háttól délre és északra fellépő eltérő üledékvastagság utalhat a vak vetők aszimmetriájára, de nem tektonikus magyarázat is lehetséges (lásd a Fejlődéstörténet című fejezetet). A legidősebb eocén szerkezeteket a gánti bányákban sikerült igazolni. MINDSZENTY, FODOR (2002) munkája kimutatta, hogy a bányát átszelő, kissé erodált vetők egy részét nem deformált vasas kéreg fedi, míg alsó részükön a kéregdarabok a

175 124. ábra. A D6 fázisba sorolt eocén szerkezeti elemek sztereogramjai A Katonacsapás adatai részben KÓTA (2001), Felsőgalla adatai, részben Kercsmár Zs. méréseit tartalmazzák Figure 124. Stereograms of Eocene structures classified into the D6 phase Data from Katonacsapás are partly by KÓTA (2001), from Felsőgalla partly by Zs. Kercsmár vetők mentén szétszaggatódtak (125. ábra). Mivel a vasas kéreg a bauxit képződése alatt, vagy a kezdeti eocén transzgresszió során jött létre (GERMÁN-HEINS 1994), a vetősíkok kissé korábban keletkeztek. A bauxit képződésével egyidejű szerkezeti mozgásra a bauxit áthalmozott jellege, üledékrogyásos redő és a bauxitban lévő kisebb vetők engednek következtetni. Az eocén mozgás igazolása a bagoly- hegyi bánya déli nagyvetőjén biztos, az Angerrét balos eltolódásánál és az Újfeltárás vetőjénél lehetséges. Az eocén mozgás kinematikájára nincsen pontos adat. A Vértes déli részén Szépvízér mellett, a Katonacsapáson sikerült eocén vetőt igazolni (KÓTA 2001). Az erdészeti útra néző bányában a Dachsteini Mészkövet egy ÉK-re dőlő lapos vető metszi, amelyen a dőlésirányú karcos vetőlap bioperforált (126. ábra). A perforált vetőt kisebb, ellentétes dőlésű normálvetők metszik. A talpi blokkban számos, a fővetővel párhuzamos vagy arra merőleges repedés falán szintén bioeróziós nyomok vannak, és helyenként sárga, szürke agyagkitöltés észlelhető, amely a Csolnoki Formációból származhat (126. ábra). A feszültségmező széthúzásos jellegű, a tágulás közel É–D-i irányú (124. ábra). A triászra laposan

125. ábra. Eocén bauxit lerakódása alatt keletkezett vető, amelyet eocén vasas kéreg fed, és a miocén során (a D8 fázisban) reaktiválódott (MINDSZENTY, FODOR 2002; FODOR et al. 2005d). (FL) Figure 125. Fault formed during the deposition of Eocene bauxite, covered with Eocene Fe-crust. The fault was reactivated in the Miocene, by D8 dextral-normal slip, which disrupted the former Fe-crust (MINDSZENTY, FODOR 2002; FODOR et al. 2005d). (FL)

176 126. ábra. Eocén szinszediment de- formáció Szépvízér–Katona- csapás környékén a) Bartoni mészkővel fedett középső- eocén fúrt vetők, kőzetrések, üledékes telérek a Katonacsapás kőfejtőjében. b) A szinszediment vetődés, üledékes deformáció és az üledékképződés mo- dellje Figure 126. Eocene synsedimentary deformation near Szépvízér– Katonacsapás a) Bioperforated fault planes, joints covered by Bartonian limestone in the quarry of Katonacsapás. b) Model for the syn-sedimentary faulting, sediment deformation and sedimentation dőlő eocén mészkő (Szőci F.) települ, majd ezt és a vetőlapot egyaránt a lejtő felé lehajló eocén rétegek fedik. A legfelső szinten az eocén mészkőben kőhurkásodást, illetve a lejtő felé dőlő töréseket lehet észlelni; az utóbbit a lejtőn való kismértékű üledékkúszásként értelmezzük. A kőfejtő környezetében, a fúrások alapján szerkesztett szelvényen több normálvető figyelhető meg. A kőfejtőben leírt vető a Pusztavám Pv–675 és –656-os fúrások közelében léphet fel (127. ábra). A levetett oldalon, a Pv–677-es és különösen a Pv–682-es fúrásokban a Dorogi, Csernyei és Csolnoki Formációk vastagabbak, mint a talpi blokkban, ahol a Szőci Mészkő Antalhegyi Tagozata is csak vékonyan őrződött meg. Közvetlen a kőfejtőnél a vastagságváltozás még drámaibb, hiszen itt a normálvető talpi blokkjában hiányzik a teljes szenes összlet, a Csernyei és a Csolnoki Formáció is. Az árok ÉK-i peremén újabb szinszediment vető lehet, mivel a triász a felszínre bukkan, és a fennmaradt blokkban a Dorogi, Csernyei és Csolnoki Formáció nagyon redukált vastagságú (127. ábra, Pusztavám PvS–58, Oroszlány O–1783- as fúrások).

177 Cross section in the Katonacsapás, verifying Eocene motion and smaller post-Eocene reactivation and smaller post-Eocene Eocene motion verifying section in the Katonacsapás, Cross Szelvény a Katonacsapásnál, amely eocén alatti és kis részben fiatalabb amely eocén alatti és kis részben a Katonacsapásnál, mozgásokat igazol Szelvény A fúrások részben vetítettek A fúrások részben partlyBoreholes projected 127. ábra. 127. 127. Figure

178 A fenti megfigyelések alapján egy modellt állíthatunk fel, amely egy szinszediment eocén árok peremét mutatja (126. ábra b). A lezökkent blokkban a Szőci Formációnál idősebb rétegek is megmaradtak vagy sokkal vastagabbak. A mészkő lerakódása előtt közvetlenül a tektonikus repedésekben és a vetőlapokon fúrószervezetek éltek. A Felsőgallai Tagozatra jellemző karbonátanyag a vetőmenti lejtőn a mélyebb medencébe szállítódott, akár izolált szemcsék, akár koherens üledék mozgása révén (126. ábra b). Ez a gravitációs áthalmozás növelhette a Csolnoki Formáció vastagságát és a mészkő-márga többszöri üledékes ismétlődéséhez vezetett. A vetődés a mészkő lerakódása alatt még biztosan folyt, erre utalnak a mészkőben levő különféle szindiagenetikus deformációs bélyegek, mint pl. csuszamlás, üledékkúszás, rétegvékonyodás (boudinage). A levetett blokkban ekkor jelenhettek meg az Antalhegyi Tagozatba sorolható mészkőrétegek (126. ábra b). Szépvízértől északabbra, a később elemzendő Zámoly-bükki-eltolódás mentén az erősen kibillentett eocén mészkő puha üledékes deformációja utalhat arra, hogy az elmozdulás már az eocén alatt megkezdődhetett. Az eltolódás nyugati részén levő Kő-hegyen az eocén mészkő a triászra települ, míg ettől délre az eocén rétegsor más litológiájú, ami szintén magyarázható szinszediment mozgással. A Csáki vár melletti kőfejtőben ugyancsak eocén fúrószervezetekkel érintett vetősíkokat ismertünk fel, az egyik elvetése méternél nagyobb. Az eocén mészkőben több helyen ún. „puha karcok” láthatók. Ezek keresztmetszete nem éles, a karcok lapos vályúk, melyek pereme lekerekített. A vályúk közötti hátak karcirányban is hullámosak, azokat kitüremkedések tagolják (136. ábra, d). Ezek alapján feltételezzük, hogy a vetők mozgása az eocén mészkő teljes kőzetté válása előtt megkezdődött. A Várgesztesi-süllyedék déli és északi peremvetőjének esetleges szinszediment mozgására az utal, hogy a süllyedék közepén a mészkő alatt több tízméteres sorozat húzódik (GIDAI 1976), ami a peremen hiányzik; ennek lerakódása aktív vetők között vagy egy nagyon enyhe szinklinálisban történhetett. A Várgesztesre vezető út menti domboldalban ÉÉK-re néző lapos normálvető van feltárva, amelyen bioerózió igazolja az eocén mozgást. A Vértessomló melletti Somlyó-hegy mindkét oldalán eocén szerkezetek nyomozhatók. A délnyugati oldalon található kis Dachsteini Mészkő kibukkanást laposan DNy-ra dőlő csúszási sík választja el a fedő vékony eocén márgától (128. ábra), amire feljebb a lejtőn mészkő következik. A lapos sík megfúrt, és azt kisebb, ellentétes dőlésű fúrt vetők tagolják, amelyek mentén eocén márgakitöltés is megjelenik. Kisebb, K–Ny-i eltolódás ismerhető fel a Nagy-Somlyó északnyugati oldalán levő kőfejtőben. Itt a triász mészkő széttört darabjai egy breccsazónát alkotnak, amelyben a klasztok nagy része vetőkarcos. A mátrixot sárga és vörös bauxitos(?) agyagmárga adja, melyet eocénnek tekintünk. A Somlyó-hegy északkeleti letörése mentén, a lejtő alján triász mészkő felett eocén konglobreccsa 128. ábra. A triász mészkő tetején húzódó lapos eocén fúrt csúszási sík, amelyet bukkan ki, melynek klasztjai eocén fúrószervezetek ellentétesen dőlő kisebb fúrt vetők tagolnak. E vetők mentén a tágulást nyomait viselik. A lejtőn felfelé a triász és eocén eocén márga beszüremkedése is jelzi. Vértessomló (FL) mészkő többször váltakozik. Egyes esetekben a Figure 128. Low-angle Eocene, bored slip plane, which is dissected by small triász mészkő egyértelműen tömbként van jelen az antithetic bored faults. Extension along these faults is also indicated by the eocén mészkő mátrixában, máskor ez nem dönthető filtration of Eocene marl. Vértessomló (FL) el. A triász kőzetanyag általában erősen töredezett, egyes repedések mentén eocén mészkő, mészmárga kitöltés jelenik meg. A bioperforált triász felszínek szinte a hegy tetejéig előfordulnak. A kibukkanás egy eocén vetőletörésnek értelmezhető, amely kismértékben lepusztult (129. ábra). A triász mészkő lepusztult tömbjei kisebb-nagyobb mértékben mozdultak a lejtőn el. A lejtő felé kinyíló repedések falát fúró-maró szervezetek támadták meg, és eocén üledék szivárgott le a lejtőn. A széttöredező triász blokkok a réteglapok mentén is megcsúsztak. Az eocén fedő mészkőben a lejtő felé irányuló csúszólapok, plasztikus kúszásra utaló jegyek a diagenezis alatti mozgásra utalnak. A lejtőt meghatározó szerkezet látszólag normál jellegű, de a pontos kinematikájára nincs elég adat. Az értelmezés hasonló a Keselő-hegy remekül feltárt vetőletöréséhez (BADA et al. 1996, KERCSMÁR 2005a, b), csak a blokkok kisebbek. Ennek a vetőletörésnek és a déli oldal szerkezeteinek alapján a Nagy-Somlyó blokkja már az eocénben is kiemeltebb helyzetű lehetett — a két oldal ellentétes dőlése alapján —, és egy vetőkapcsolt boltozatként értelmezhető (XVIII. tábla). A hegy északi letörése több kulisszás lépcsőben halad kelet felé. A Menyasszony északi előterében egy flexura értelmezhető a fúrások alapján; az eocén talpfelszín 10–20 fokban északra dől, és a peremen tapasztalható kisebb normálvetődéseket leszámítva nincs igazán elvetve (XVI. tábla, 2.). Ugyanakkor a rétegsor észak felé fokozatosan

179 vastagodik; amíg a felszínen a triászra Csernyei Formációba sorolható osztrigás mészkő települ, északabbra a formáció alatt megjelenik a szenes összlet. Ezt a geometriát FODOR et al. (2005c) eocén szinszediment flexuraként értelmezte. Ez a szerkezet nyugat felé a felszín alatt tovább követhető. A Menyasszonytól keletre, a Mészáros-hegy előterében KERCSMÁR (2005a, b) azonosított több kisebb szinszediment vetőt, amelyek a kibillentett rétegekkel együtt egy kissé elvetett flexurát alkotnak. Törésekkel kissé tagolt, szinszediment flexurák több esetben, pl. a Rajna-árokban határolnak vastag rétegsorral jellemzett árkot (FORD et al. 2007); e szerkezetek analógok a Tatabányai-medence peremével. A Tatabányai-medence déli peremén szintén a szin- szediment mozgás valószínű, hiszen a rétegsorok a medence belsejében idősebb tagokkal kezdődnek és teljesebbek, mint a peremi meszes sorozatokban. Az itteni szinszediment mozgások bizonyítékait KERCSMÁR (1995, 2005a, b) és BADA et al. (1996) szolgáltatta. A fentiek alapján a Tatabányai- medence déli, keleti és északkeleti peremén szinszediment 129. ábra. Modell a Nagy-Somlyó északi lejtőjén levő eocén lejtőkre, azaz erodált vetőletörésekre települ az eocén Szőci szinszediment vetőletörésről Mészkő. A letörések alatt flexurák, eltolódások vagy Figure 129. Model for the synsedimentary Eocene fault scarp on the normálvetők gyaníthatók. A kisebb szinszediment szerke- northern slope of the Nagy-Somlyó Hill zeteket telérek, megfúrt vetők, kőzetrések, illetve eocénen belüli plasztikus nyírási síkok képviselik. A mélyebb szerkezetek kinematikája nem mindig azonosítható, de a K–Ny-i szegmensek jobbos, az ÉÉNy–DDK-iek balos eltolódások lehettek. A Nagyegyházai-medence déli peremtörésétől délre az eocén rétegsor nincs jelen. Ez úgy is értelmezhető, hogy az egykor meglévő rétegek a kora-oligocénben lepusztultak volna. Ugyanakkor VÉGHNÉ (1978) és FÁY-TÁTRAI (1984) munkái szerint a medence déli pereme lepusztulási térszín volt, ahonnan dolomittörmelék hordódott a medencébe, és hordalékkúpok formájában rakódott le (Nagyegyházai Tagozat). Ez a déli peremvető szinszediment mozgására utal. A medence nyugati és keleti felén szinszediment mozgásokat az eocén rétegsor kezdő tagjainak hiánya mutatja, a vetők azonban gyakran felújultak. Szinszediment vetőt azonosított FODOR (1995) a csordakúti fejtésben. A fúrási és bányabeli adatok a rétegsor jelentős vastagodására utalnak (GOMBKÖTŐ 2007). A nyugati peremen észleltük az eocén mészkő és a triász dolomit fúrókagylókkal perforált üledékes kontaktusát, de eocén szerkezet a felszínen nem igazolható. A déli peremvető, illetve az ÉNy–DK-i csapású vetők kinematikája, a feszültségteret figyelembe véve, jobbos eltolódás, illetve normál jellegű lehetett. A Tatabányai-medence déli peremvetőjét és a folytatásában levő nagyegyházai déli peremvetőt Környe–Zsámbék- vonalként definiáljuk, a keleti részre megtartva BALLA, DUDKO (1989) meghatározását. A Tatabányi-medencében azonban a Vértessomlói- és Környei-vonal eltér egymástól, ezért van szükség új név bevezetésére. A fontos vetőzóna egyes szakaszai diszkrét eltolódásként, más részei inkább eltört flexuraként értelmezhetők. A szerkezeti adatok alapján az eocén deformációs fázisban a Környe–Zsámbék-vonal jobbos eltolódás lehetett. E peremvetőtől északra az eltolódáshoz kapcsolódó transztenziós szerkezetek és medencék jöttek létre. A vonaltól délre igen enyhe redőkkel számolhatunk (XVIII. tábla). A Paleo-vértesi-hátat több, K–Ny-i jobbos és (É)ÉNy–(D)DK-i balos eltolódás metszi, továbbá (Ny)ÉNy–(K)DK-i normál vetős árok tagolja. Ezek a szerkezetek jól azonosíthatók, míg a nagy redőkre inkább az üledékek elterjedésének rajzolata utal. A Vértesre is igaz tehát az a budai-hegységbeli megállapítás (FODOR et al. 1994), hogy az eocén kompressziós hátakat és medencéket határoló legfontosabb szerkezeteket nehéz megfigyelni, és inkább a kisebb, gyakran lokális jelentőségű „haránt” szerkezeteket elemezhetjük.

OLIGOCÉN A D7 fázis szerkezetei

Az orondpusztai külfejtésben több normálvető metszi a triász dolomitot és a fedő oligocén törmelékes sorozatot (VII. tábla, 3.). A legnagyobb vető elvetése 10 méternél nagyobb, a kisebbeké 0,5–2 m. A nagy vetőt sárga, vasas kéreggel bevont, 10 cm széles, vetőbreccsa kíséri, ami cementált finomszemű dolomitporból áll. A vető mentén az oligocén üledékek roncsoltak és elvonszolódtak. A kisebb vetők metszik az Óbaroki Formációt és a Szápári Tagozat üledékeit, de feljebb nem követhetők (130. ábra). Ráadásul, az Óbaroki Formáció bauxitja a vetőktől távolodva vékonyodik, majd kiékelődik, és

180 130. ábra. Szinszediment normálvetők és félárkok az orondpusztai dolomitfejtőben a) Szerkezeti vonalak a kőfejtőben. A vetők az oligocén közepén működtek, a fiatalabb oligocén rétegek lefedik. b) Mágneses anizotrópia-tengelyek.c–d) Oligocén vetők sztereogramja billenés előtti (c) és mai helyzetben (d). e) Későbbi D12–13 vetők sztereogramja (BENKŐ 2005) Figure 130. Synsedimentary faults and half-grabens in the Orondpuszta dolomite quarry ó c a) Structural lines in the quarry. The faults moved in the middle Oligocene (during the deposition of Óbarok Fm ( Ol1) and Szápár Mb sOl) and were covered by younger Oligocene sediments. b) magnetic anisotropy axes, stereograms of faults before (c) and after (d) tilting, e) shows young faults of D12–13 phase (BENKŐ 2005)

Szápári Tagozat rétegei is vékonyodnak. Így a vetők olyan kis félárkokat határolnak, amelyek az üledékképződés alatt jöttek létre. A vetőkőn általában ferdecsúszású karcok jelennek meg. A rétegdőléssel visszabillentve a csúszási irányok dőlésirányúvá válnak. Így a billenéspróba a vetők korai, vízszintes rétegdőlés állapotában történt keletkezését támasztja alá (130. ábra c, d). A visszabillentett vetők alapján ÉK–DNy-i húzásos feszültségmező állapítható meg (BENKŐ 2005). Ez a húzási irány közel megegyezik a mágneses anizotrópia mérések egy részével, amennyiben az anizotrópia legnagyobb tengelye a feszültségmező legkisebb (húzásos) tengelyének irányával közel párhuzamos. Tehát a mágneses szövet is rögzítette a szinszediment deformációt. Logikus kapcsolatot keresni az orondpusztai kis szerkezetek és a Móri-peremvető között. Mivel utóbbi a miocén fázisokban is többször felújult, így a mozgás időzítésére éppenséggel az orondpusztaihoz hasonló mezotektonikai adatok adnak alapot. Ilyennek tekinthetjük a móri kőfejtőben a Tatai Mészkőben látható vetősíkokat, melyek mentén, a kréta gyűrődést követően, normál mozgás történt (131. ábra). Hasonló megfigyelést a vetőletörés mentén több helyen, így a

181 131. ábra. Oligocén szerkezetek a Móri-peremvető mentén a) A Móri-peremvetőhöz közel húzódó, kissé hullámos normálvető síkja a móri csóka-hegyi kőfejtőben (FL). A normál mozgás a kréta gyűrődés után lépett fel, amit az egymásra rakódott karcok is bizonyítanak (b, 2, 3 számok). c), d), e) Közel É–D-i széthúzást jelző mezovetők a móri letörés metén Figure 131. Oligocene structures along the Mór Fault a) Slightly undulating fault plane in the quarry of Csóka Hill, close to the Mór boundary fault (FL). The normal slip postdates the Cretaceous folding, indicated by superposed striae (numbers 2, 3 on b). c), d), e) Show N–S tension along the Mór fault

„Csöves-völgyben” és a csókakői kőfejtőkben is tettünk, bár utóbbiakban a mozgást jelző karcok a krétában is keletkezhettek. Minden esetben a széthúzás iránya — az orondpusztaihoz hasonlóan — közel É–D-i volt. A Móri-peremvetőre vonatkozó további igen fontos adat az ELGI által mért reflexiós szeizmikus szelvényekben látható (RÁKÓCZY 1988). Két, a vetőre merőleges szelvényből készült „kompozit-szelvényen” jól azonosítható a Móri-peremvető (132. ábra). A levetett oldalon a prekainozoos aljzat a mintegy 700 ms kétutas terjedési időnél levő reflexióval adható meg. A kainozoos rétegek döntő többsége oligocén, amit a Mór M–3-as fúrás igazol. A prekainozoos reflexió legalább 800, de inkább 1000 m oligocén üledéket jelent a szelvény vonatkoztatási szintjéig. A Mór területén mélyült Mór M–16-os fúrás 816 méterben oligocén üledékekben állt le (Bernhardt B. szóbeli közlés), tehát ez a vastagságérték reális becslés. Ehhez hozzávehetjük a szelvény vonatkoztatási szintjétől a Csóka-hegy tetejéig terjedő mintegy 300 m lepusztult üledékvastagságot. Így a Móri-árok legmélyebb pontján akár 1000–1200 m is lehetett az oligocén üledék vastagsága. Mivel nem valószínű, hogy ilyen vastagságú rétegsor a Vértest is befedte, így a nagy üledékvastagságot a Móri-peremvető mentén

182 132. ábra. Szeizmikus szelvény a Móri-árok északi részén keresztül (RÁKÓCZY 1988) TWT = kétutas terjedési idő Figure 132. Seismic section accross the northern part of the Mór graben (RÁKÓCZY 1988) TWT = two way travel time történt szinszediment süllyedés hozta létre. Így térképezésünk és elemzésünk mutatta ki a Móri-peremvető oligocénben újrakezdődött mozgását. Az eddig bemutatott széthúzásos-transztenziós szerkezetek mellett a Vértes ÉNy-i előterében folytatódhatott az eocénben megindult enyhe ÉNy–DK-i rövidülés. Ennek következtében az eocénben létrejött redőteknő tovább növekedhetett az oligocén üledékképződés alatt (XXIV. tábla). Erre az utalhat, hogy az egykori betemetettséggel kapcsolatban levő vitrinitreflexió-értékek a Vértes ÉNy-i előterében nagyobbak, mint a DK-i oldalon, az Alcsútdoboz Ad–3-as fúrásban (BECHTEL et al. 2007 és Hámorné Vidó M. szóbeli közlés). Lehetséges azonban, hogy az ÉNy-i előtér oligocén üledékeinek deformációja csak a következő, D8-as eltolódási fázisban történt. Mindezek alapján a D7 fázis eltolódásos-transzpressziós jellegű lehetett.

MIOCÉN–KORA-PLIOCÉN Késő-egri–eggenburgi D8 fázis: eltolódások

A Vértes legmarkánsabb szerkezeti elemei közé tartoznak a K–Ny-i csapású jobbos és ÉNy–DK-i csapású balos eltolódások, amelyek eltolódáspárokat alkotnak. Helyenként az eltolódásokhoz kapcsolódó lapos rátolódások, meredekebb ferdecsúszású vetők is fellépnek. Általános a szakításos ásványos erek és kisebb normálvetők megjelenése is; a teljes vetőgeometria az eltolódásos deformációra jellemző komplex törésmintát mutatja (BIDDLE, CHRISTIE-BLICK 1985). A kiegészítő eltolódáspárok NyÉNy–KDK-i vagy ÉNy–DK-i nyomással jellemzett eltolódásos feszültségmezőben jöttek létre, amelyben a húzás iránya a nyomásra merőleges és vízszintes volt (133. ábra). Mint az előző fejezetekben láttuk, az eltolódások némelyike esetleg már a krétában (D3a, b, c alfázisok) vagy a középső-eocénben (D6 fázis) is kialakulhatott. A legnagyobb elvetések azonban az oligocén után jöhettek létre. A miocénen belül több fázisban is mozoghattak a nagyjából K–Ny-i, jobbos eltolódások. Alább azokat elemezzük, melyek mozgásának fő ideje a kora-miocénre esett. A legdélebbi eltolódásos zóna Magyaralmástól délre húzódik. Mivel az eltolódás a késő-miocénben is felújult, ezért a térképen ábrázoltuk a felszíni vetületét is. Az eltolódásra az utal, hogy néhány fúrásban az eocén rétegsor vastagsága jelentős, míg a szomszédosakban jóval csekélyebb vagy nulla (Magyaralmás Ma–48/a: 130 m, Ma–39: 118 m, Ma–55: 13 m, Ma–36: 0 m). A nagy vastagságú rétegsorok egy keskeny háromszög vagy rombusz alakú süllyedékben lépnek fel, ami eltolódásos deformációra utal. Nyugat felé a Keleti-Bakonyban, a Gaja-szurdok mentén várható az eltolódás folytatása. A fedő képződmény bizonytalan korától függően az elmozdulások a kora-oligocénben és/vagy kora- miocénben történtek. Lehetséges, hogy a Móri-peremvető is felújult ebben a fázisban, ekkor a peremvető ÉNy–DK-i irányú szegmensei balos vagy balos-normál kinematikával mozoghattak, erre utaló jelet a csókakői kőfejtőben találtunk. A Móri-peremvető a mezozoos képződményekben a D8 fázishoz illeszkedő, látszólag balos elmozdulást mutat, ilyen helyzetben van pl. a csókakői Vár-hegy alatti, Dachsteini Formációt és jurát tartalmazó kőzetszelet a harmatos-völgyi normális rétegsorokhoz

183 133. ábra. A D8 eltolódásos fázis szerkezeti elemeinek sztereogramjai Figure 133. Stereograms of structures of the D8 strike-slip phase képest. Ez a látszólagos elmozdulás azonban normál elmozdulással is létrejöhetett (amint azt a D3 fázisnál elemeztük), tehát nem kizárólagosan balos mozgást igazol. Ezért a Móri-peremvető mozgásának kora-miocén fázisát egyértelműen nem tudjuk bizonyítani, a mozgást jelző karcok a krétában és az oligocénben is keletkezhettek. A gánti bauxitbányákat ÉNy–DK-i balos és K–Ny-i jobbos eltolódások vagy ferdecsúszású vetők határolják (134. ábra). ALMÁSI (1993), MINDSZENTY et al. 1995, FODOR et al. (2005d) és FODOR (2007) részletesen bemutatták az egyes zónákat, amelyek önmagukban is összetett kulisszás elemekből állnak. Erre az egyik legszebb példa a Harasztos és az Újfeltárás közötti többszörösen átfedő eltolódás-rendszer, ahol az átlépő vetők között a távolság 100-200 m. Az átfedő szakaszok között átkötő vetőket nem lehet egyértelműen igazolni (ez az ún. „puha kapcsolódás”), de a vetők közötti kőzetblokkok kismértékben kibillentek és váltórámpát alkotnak (134. ábra a). Kisebb méretben kulisszás rendszerű a Bányamúzeum alatti „Múzeum-eltolódás”, ahol az átlépés csak néhány méter (134. ábra b; XX. tábla, 1.). Az eltolódásos szegmensek közötti váltórámpában a kőzettestek erősen kibillentek és töredezettek, létrejöttek a váltórámpákat metsző átkötő vetők („szoros kapcsolódás”). Mivel a szegmensek összekapcsolódtak, mozgásuk nem független egymástól. Ennek következtében csak a vetőzónára jellemző helyi feszültségmező alakult ki (FODOR 2007), így a regionális rendszerbe való besorolás kissé kérdéses (csak a feszültségtengelyek alapján a riftes fázishoz is sorolhatnánk a vetőt). Az Angerrét alsó szintjének balos eltolódása olyan kulisszás szegmensekből áll, amelyek között „szoros” és „puha” kapcsolódás egyaránt jelentkezik (135. ábra). Úgy tűnik, a kapcsolat milyensége az átfedő vetők közötti távolságtól és az elvetés nagyságától függ. A legtöbb eltolódásnak jelentős normál vetést okozó mozgásösszetevője van, így az átmenet a ferdecsúszású normálvetők felé folyamatos, amelyeket a térképen és az 134. ábrán is ferdecsúszású vetőként jelöltünk. Erre a jelenségre már ALMÁSI (1993) is felhívta a figyelmet. A ferdecsúszások általában balos-normál jellegűek, de a Bagoly-hegy legdélebbi vetője jobbos-normál mozgású (134., 125. ábra). A legtöbb vetőt a későbbi miocén mozgások felújították, de az Angerrét fejtőjének eltolódása nem változott, és az eredeti kora-miocén geometriát őrizte meg (135. ábra). A Vértes középső részén, Mindszentpuszta tájékán húzódik a Zámoly-bükki-eltolódás (XIX tábla, 1., XXI. tábla)). Ez a K–Ny-i eltolódás az ÉNy-i előtérben az Által-értől kezdve fúrások alapján követhető, bár több fiatalabb normálvető szétdarabolja. Az eltolódás délről határolja a dobai külfejtéseket, a déli, relatíve levetett oldalon az eocén széntelep talpa néhány tíz méterrel lesüllyed. Az eltolódás K felé a mindszentpusztai Kő-hegy déli oldalán lép a felszínre. A kis Mindszentpusztai-süllyedékben a triász tetőfelszín elvetését fúrások és geofizikai adatok igazolják (TÓTH, SZABADVÁRY 1978). A hegy K-i részén lófarok-szerkezetben szétseprűződik, néhány ága DK felé fordulva elveti, illetve jelentősen megbillenti a triász dolomit feletti eocén mészkőlencséket (XIX. tábla, 1.).

184 134. ábra. a) Gánt környékének fedetlen földtani térképvázlata, amely a D8–12 fázisok mozgástípusait mutatja az egyes vetők mentén A számok a szövegközi ábrákat jelzik. A, AN, B, BI, G, H, M, U: Angerrét alsó szint, Angerrét felső szint, Bagoly-hegy, Bagoly-hegy déli vetője, Gánt-buszmegálló, Harasztos, Múzeum- gödör, Újfeltárás mérési helyek. Koordináták EOV rendszerűek b) Térképvázlat a bagoly-hegyi Múzeum-vetőről (ALMÁSI 1993 és FODOR 2007 alapján) A normál-jobbos vető szorosan kapcsolt átlépő szegmensekből áll, amelyek átkötő vetőkkel kapcsolódnak Figure 134. a) Map without Quaternary formations of the vicinity of Gánt, showing D8–12 kinematics of the faults Numbers refer to figures in the text. A, AN, B, BI, G, H, M, U: Angerrét lower level, Angerrét upper level, Bagoly Hill, Bagoly Hill southern fault, Gánt bus stop, Harasztos, Múzeum pit, Újfeltárás measurement sites. Coordinates in Hungarian grid EOV system b) Sketch map of the Museum Fault (after ALMÁSI 1993, FODOR 2007) The normal-dextral strike-slip fault is composed of overstepping, hard-linked fault segments connected by linkage faults

185 135. ábra. Kulisszás szegmensekből álló balos eltolódás a gánti Angerrét külfejtésében (FODOR 2007) a) térképi nézet, b) a vetőzóna létképe Figure 135. Sinistral strike-slip fault consisted of en echelon oversteping segments in the Angerrét open pit mine, Gánt (FODOR 2007) a) map of the fault zone, b) view of the fault zone. Note “soft-” and “hard-linkage” between overlapping fault segments

Az eltolódás K-re nyúló ága a Zámolyi-bükk északi oldalának meredek letörését okozza, a sziklafal késélesen követhető pontosan K–Ny-i csapásban (136. ábra a). A fallal párhuzamosan számos kőzetrés felelhet meg e mozgásfázisnak. Az eltolódásról déli irányban több kis normálvető ágazik ki, amelyek az eltolódás segédvetőiként értelmezhetők. Az eocén mészkő helyenkénti meredek dőlése (45°) jelzi, hogy az eltolódás flexurával kombinálódik (136. ábra b). Az eltolódáshoz így vetőkapcsolt redő tartozik. Ennek boltozati részében már a triász aljzat is fel van tárva (XIX. tábla, 1.). Kelet felé a Zámoly- bükki-eltolódás triász dolomit és eocén mészkő között húzódik, az egyenes síkú tektonikus érintkezés fel van tárva. Az eocén mészkő legkeletibb kibukkanásánál a K–Ny-i eltolódás egy másik, ÉNy felől jövő vetővel találkozik. Ez utóbbi kis szöget zár be a déli Zámoly-bükki-eltolódással, és annak kiegészítő eleme lehet, amely mentén az eocén mészkő 10–15 méteres sziklafalat alkot. A vetőtalálkozásnál, a két vetőág között az eocén mészkőben egy kis szinklinális (vetőkapcsolt redő) húzódik. Tovább kelet felé az eltolódás a dolomitban nehezen nyomozható, de a vetőbreccsa megjelenik. Az eltolódás jobbos kinematikája a terepi mérések alapján több ponton is igazolható. Jobbos vetőkarcok mérhetők a Kő- hegy nyugati bányájában, a középső szakaszon (133. ábra), és keleten, az eocén–triász érintkezési síkján. A jobbos jelleget erősítik a kiágazó másodlagos vetők és flexurák is. Jobbos látszólagos elmozdulást mutatnak a Fenyőfői Tagozat alsó és felső képződményhatárai is (XIX. tábla, 1.). Az eltolódás vízszintes nagyságát ezen markerek alapján 200-300 méterre becsülhetjük. Az eltolódás több ütemben is mozgott. Míg a vetőzóna körül a felszínen mindig eocén mészkő települ a triász karbonátokra, addig a Mindszentpusztai-süllyedékben márgás betelepülések is vannak; ezt jelzik a fúrások és a geoelektromos szelvények ellenállásadatai is (TÓTH, SZABADVÁRY 1978). Az eltolódás keleti részén, a flexuráknál a meredeken dőlő eocén mészkő kőhurkásodásra (boudinage-ra) emlékeztető jegyeket mutat, ami még diagenezis alatt jöhetett létre. Ez a két megfigyelés középső-eocén alatti mozgásra utal. A dobai külfejtéseknél a fúrások alapján úgy tűnik, hogy az eocén rétegsor eltérő mértékben pusztult le az eltolódás két oldalán. Ez egy lepusztulás előtti, késő-eocén–kora- oligocén mozgásfázisra utal. Végül, a teljes eocén rétegsor deformációja, illetve a fedő oligocén formációkban meglévő elmozdulás alapján kora-miocén lehetett a mozgás fő fázisa, és — észak-magyarországi analógiák alapján — a késő- egri–eggenburgi időintervallumban mehetett végbe (MÁRTON, FODOR 1995). A Zámoly-bükki-eltolódáshoz ÉNy–DK-i irányú másik vető csatlakozik, amely az Öreg-bükk nyugati letörését okozza (XIX. tábla, 1.). E vető mentén az eocén mészkő déli elterjedési határa mintegy 100-150 méterrel balosan el van vetve. Az eocén–triász érintkezés fel van tárva, és balos kinematikát mutat. A kontaktus mellett, az eocén mészkőben kisebb rátolódásos duplexek lépnek fel az eltolódásos mozgáshoz köthetően (136. ábra c). A Kő-hegy északi oldalán egy másik K–Ny-i vető nyomozható, amely a Zámoly-bükki-eltolódással való párhuzamossága és terepen mért kis vetők alapján szintén jobbos eltolódás. Ezt az eltolódást az előzőekben említett balos eltolódás elveti, és keleti szegmense inkább egy vetőkapcsolt redőnek fogható fel. A következő K–Ny-i szerkezeti elem a Csáki vári eltolódás, amely a vártól északra levő völgyben halad. Az eocén eróziós határa, valamint a Fődolomit és a Fenyőfői Tagozat határa 350-450 méteres jobbos elmozdulást mutat. Ennél kisebb, mintegy 150 méteres elvetés mutatható ki az ÉK-i csapású peremvető elvetése alapján. A térképi elvetéssel összhangban, a várral szembeni kőfejtőben számos jobbos eltolódás mérhető. A szerkezet azonban összetett; az észak felé

186 136. ábra. Kora-miocén eltolódások és kapcsolódó szerkezetek a Vértesben a) A Zámoly-bükki-eltolódás képe. b) Vetőkapcsolt flexura meredek szárnya a Zámolyi-bükki-eltolódás mentén. A deformáció részben a diagenezis alatt történt. c) A Zámolyi-bükki- eltolódás balos párja, és kapcsolódó duplexek. d) Diagenezis alatt kialakult jobbos eltolódás hullámos vetőlapja és kalcitlépcsői a Csáki várral szembeni kőfejtőben. (FL) Figure 136. Early Miocene strike-slip faults and related structures in the Vértes Hills a) View of the Zámoly-bükk strike-slip fault. b) Steeply dipping limb of a monoclinal flexure along the Zámoly-bükk fault. Note that part of the deformation occurred during the diagenesis of the limestone. c) Sinistral conjugate fault to the Zámoly-bükk dextral fault. Note fault contact, and related duplexes. d) Undulating fault plane and calcite steps along a dextral fault plane formed during the diagenesis, in the quarry in front of the Csáki vár (FL) néző fő eltolódáshoz képest, a kőfejtőben levő szerkezetek ellentétesen dőlnek, így a vetőminta virágszerkezetre emlékeztet (137. ábra). Ezen eltolódáshoz vetőkapcsolt redő tartozik, a rétegek erősen kibillentek. Több esetben gravitációsnak tűnő csúszások jelennek meg. Egyes esetekben a csúszások az eocén mészkő puha állapotú deformációjához kötődnek; a karcok hullámos-púpos vetőlapokon lépnek fel (136. ábra d). Diagenezis alatt keletkezhetett az a flexura, amely a kőfejtő déli oldalát az eltolódás felé billenti. Ezek a jellegek, illetve a kőfejtőben néhány fúrókagylóval megtámadott vetőlap eocén mozgásra utal. A kőzetté vált eocén mészkő elmozdulása és a többi eltolódás analógiája azonban a fő mozgásfázist itt is a késő-egri–eggenburgi időtartamra teszi. A Csáki vártól északra több ÉNy–DK-i és K–Ny-i csapású vető található, ilyen pl. Hosszú-hegy DNy-i oldala, a Kőhányási-árok ÉK-i peremvetője és a Nagy-tiszta É-i letörése. Ezek kinematikája és időzítése nem egyértelmű. Ha feltételezzük, hogy már a D6–D8 fázisban is működtek, akkor előbbi balos, utóbbi jobbos mozgástípusú lehetett. 137. ábra. Elvi metszet a Csáki vári eltolódáson keresztül f d A kisebb szerkezetek együtt egy virágszerkezetre emlékeztetnek. T3 = Fődolomit, fT3 = d s Fenyőfői Tagozat, T3 =Dachsteini Mészkő, E2 = Szőci Mészkő Figure 137. Schematic cross section across the Csáki vár strike-slip fault The structures seem to form a flower structure. Part of the movement occured during the s diagenesis of the Eocene Szőc Limestone ( E2), and, together with the bored fault plane, f d indicate Eocene initial slip. Abbrevations: T3 = main Ddolomite, fT3 = Fenyőfő Mb, d T3 = Dachstein Limestone

187 A Vértes egyik legjelentősebb eltolódása a Várgesztestől délre haladó Várgesztesi-eltolódás (XIX. tábla, 2.; XXI. tábla). A vető lefutásának megadása, illetve jobbos mozgástípusának, az elvetés mértékének felismerése GYALOG (1992) nevéhez fűződik. Az eltolódás nyugati felszíni szakasza az Űző-hegy északi peremén halad, itt Dachsteini és eocén Szőci mészkő becsípett blokkjai vannak elvetve a Fődolomittal szemben. Az eltolódás a Mészáros-hegynél szétágazik, és vetőágai a Gesztesi-vártól délre egy 2 km hosszú, 150 m széles kis pull-apart medencét fognak közre (XIX. tábla, 2.). A vérteskozmai úttól keletre, a Vörös-hegytől délre egy nagyobb, összetettebb szerkezet következik. A K–Ny-i és KDK felé hajló vetőágak szinte fonatos mintát alkotnak, amelyben kisebb kiemeltebb triász börcök és süllyedékek váltják egymást. Utóbbiak kis pull-apart medencéknek tekinthetők, és oligocén kitöltésüket GYALOG (1992) a Várgesztes Vgt–2 térképező fúrással igazolta (XIX. tábla, 2.). A zóna itt egyértelműen szétágazik; az északi ág az Ebijesztő-tetőtől délre a Kis-Fáni- völgyig követhető. A déli ág fokozatosan DK felé kanyarodik, és a Boglári-hegynél tovább bomlik; legdélebbi ága a Boglári-hegy DNy-i peremvetőjét adja. Más ágak a Hirczy-tető sziklagerincét fogják közre, és a Fáni-völgy torkolatáig nyomozhatók. Az eltolódás kinematikájára kevés terepi mérés ad egyértelmű bizonyítékot, inkább a környező pontokban meghatározott feszültségmezőből adódik a jobbos jelleg. A Gesztesi-vár környékén az eocén talpfelszín 1,1 km-es, a Dachsteini–Fenyőfői képződményhatár 1,3 km-es, a Fenyőfői–Fődolomit képződményhatár 0,8 km-es jobbos elvetést mutat. Ez jó összhangban van GYALOG (1992) által becsült 1–1,2 km-es értékkel. Kelet felé további marker nincs, de a szétseprűződő rendszerből következően, az elvetés egyre inkább csökkenhet. A Vértes keleti vetőrendszerének elemei elvetik a Várgesztesi-eltolódás ágait, vagyis azoknál fiatalabbak. Ettől az eltolódástól 0,8-1 km-re északra, a Lófő-völgyből kilépve, Várgesztes falu alatt, majd a Kő- és Mészáros- hegyek között húzódik a következő eltolódás, melynek jobbos jellegét a kő-hegyi mérések igazolják (133. ábra, XIX. tábla, 2.). Valószínűleg e szerkezet korábbi eocén mozgásával magyarázható a Várgesztesi-süllyedékben fúrással feltárt, eocén rétegsorok eltérő megjelenése (GIDAI 1976). A Várgesztesi-eltolódás mentén eocén mozgásra nincs bizonyíték. A kis pull- apartok oligocén kitöltése alapján az elvetés megkezdődhetett a kiscelli végén, de a nyugati részen elvetett oligocén üledékek alapján a késő-egri–eggenburgi (kora-miocén) időzítés a legbiztosabb. Várgesztestől északra Vértessomlóig az előzőektől csak kissé eltérő vetőminta rajzolódik ki. Az itteni NyÉNy–KDK-i és ÉNy–DK-i vetők már mozoghattak a D6–D8 fázisban, de erre kevés az egyértelmű bizonyíték. Az ÉNy–DK-i vetők balos elmozdulására a vértessomlói kőfejtőben, illetve a felhagyott szénfejtésben mért mezovetők utalnak. Kisebb K–Ny-i, jobbos eltolódások lépnek fel a tatabányai Csákánypuszta környékén (BÍRÓ 2003), és ilyen metszi a szárligeti Hosszú- hegyet. Utóbbi a Zuppától északra halad tovább. A következő fontos jobbos eltolódás a Tatabányai-medence déli peremén húzódik. Amint a korábbi fejezetben tárgyaltuk, a Környe–Zsámbék-vonal az eocénben kezdte meg a mozgást. A vetők egy része itt valójában flexura lehet, mivel az eocén talpon fellépő komoly térszíni különbséget az eocén jelentős dőlése és hajlítása kompenzálhatta (XVI. tábla, 2.). Az eltolódás a Nagyegyházai-medence déli oldalán folytatódik, ahol a fúrási adatok több száz méteres, oligocén utáni függőleges elvetést igazolnak (VÉGHNÉ et al. 1986). A Lófingató-hegy nyugati peremvetője ezt kissé elmozdítja, de a vetőzóna fúrások alapján kelet felé tovább követhető a Szent-László-vízig (Csabdiig). Ez a vetőszakasz része a BALLA, DUDKO (1989) által definiált Zsámbéki-vonalnak. E szerkezeti vonal jelenti a Gerecse DK-i eocén szénmedencéinek déli tektonikus peremét. A vető kinematikájára nincs közvetlen adatunk. A feltételezhető jobbos mozgás a környező mérési pontokból és regionális tanulmányokból, valamint a vetőzónának kelet felé való folytatásából származik (BALLA, DUDKO 1989, FODOR et al. 1992a, 1994). A vértesi eltolódások kora a deformált üledékek alapján oligocén utáni, bár több esetben szinszediment eocén, illetve késő-oligocén mozgás is történt, vagy annak léte nem zárható ki. Az eltolódásokat a legtöbb esetben a riftesedéshez kapcsolt normálvetők egyértelműen elvetik. Ezek alapján az eltolódásos mozgás nagy része a kora-miocénben történt, és a riftesedés idejére becsült ottnangi korszak előtt következett be. Ez a korolás a paleomágneses adatokkal összhangban van: az első kainozoos forgás a riftesedés (D9 fázis) előtt következett be (XXIV. tábla).

Ottnangi–középső-badeni D9 fázis: riftesedés

A Vértes szerkezetalakulásában is fontos szerepet játszott a Pannon-medence kialakulását okozó tágulásos deformáció. Ezt a fázist a medence esetében tradicionálisan „riftesedési fázisnak” vagy „szinrift fázisnak” nevezzük, ami a Vértesre vonatkoztatva is megtartható, még akkor is, ha e beosztást újabb eredmények megkérdőjelezték (GYÖRFI 2007). A fázist közel ÉNy–DK-i irányú húzásos feszültségmező jellemezte, amelynek iránya ÉK–DNy körül volt (138. ábra). Legjelentősebb szerkezeti elemek a húzásra merőleges normálvetők és a hozzájuk kapcsolódó billentett blokkok. A Vértes esetében valószínű, hogy a fázishoz helyenként eltolódások tartoznak, amelyeket a széthúzás mellett ÉNy–DK-i kompresszióval jellemzett feszültségmező határozott meg. Ehhez a feszültségtípushoz (Ny)ÉNy–(K)DK-i jobbos és É–D- i balos eltolódások tartoznak. Ezek elkülönítése a D8 és D11 fázis eltolódásaitól nem egyértelmű. Az ebbe a fázisba sorolt

188 138. ábra. A D9 szinrift fázis szerkezeti elemeinek sztereogramjai A fázist tisztán széthúzásos (a) és eltolódásos (b) feszültségmező jellemzi Figure 138. Stereograms for structures of the syn-rift (D9) phase It is characterised by purely tensional (a) and strike-slip type (b) stress field fő normálvetőket a korábbi munkákban is felismerték (TAEGER 1909), azonban a vetők kinematikájára pontos adat nem volt, és a mozgás korát sem tisztázták kielégítően. A terület legdélibb, térképi méretű, a D9 fázisban is működő szerkezete a Móri-peremvető (139. ábra, XXI. tábla). Ez a több fázisban is mozgó vető a riftesedési fázisban normálvetőként működhetett. Erre utaló dőlésirányú vetőkarcok a csókakői bányákban ismertek, habár itt idősebb, kréta vagy oligocén besorolás is lehetséges (KÓTA 2000, BENKŐ 2005). A szinrift fázisban számolhatunk a Csákberényi-árok jelentős süllyedésével. Az árok ÉK-i peremvetőjét harántolta a Csákberény Csbr–83 fúrás, mivel oligocén alatt triász kőzetet ért el, mintegy 10 méter tektonikus zóna alatt, ~145-160m mélységben. Míg a levetett oldalon vastag oligocén rétegsor is megmaradt, addig a vetőtől ÉK-re ez legfeljebb nyomokban lép fel. Ugyanakkor a vető mindkét oldalán igen vékonyan pannóniai üledékek, jelennek meg, melyek talpa legfeljebb 20 méteres elvetést mutat. Ez igazolja, hogy a peremvető a kora- és középső-miocénben, a D9 és esetleg a D10 fázisban mozgott. A vető kinematikájára nincs közvetlen adat, a törések ÉNy–DK-i széthúzásos mezőben normál mozgást jeleznek. A Csákberényi-árok DNy-i peremén is vetővel számolhatunk, de az elvetés itt kisebb volt, mint az ÉK-i peremen, ezért az árok aszimmetrikus, DNy felé emelkedik. Az árkot annak északi részén két, közel K–Ny-i vető zárja le, amely a

139. ábra. A Móri-peremvető látványa dél felől A szinrift csúszás kréta és oligocén vetőrendszert újíthatott fel (FL) Figure 139. Panoramic view of the Mór boundary fault The syn-rift slip probably reactivated Cretaceous and Oligocene fault zone (FL)

189 feszültségmező figyelembevételével normál-jobbos eltolódás vagy ferdecsúszású vető lehetett. A déli eltolódás a DNy-i peremvetővel átfedő-átlépő szegmenseken keresztül kapcsolódik. Az északi vető a „pernás pad” feltárásánál fel van tárva, majd nyugat felé haladva, a Csóka-hegynél levő vetőkhöz kapcsolódhat. A gánti bauxitbányákban számos ÉNy–DK-i csapású vető jelenik meg. Mint a D8 fázisnál elemeztük, ezek mentén gyakran történt eltolódásos deformáció. Ugyanakkor a legtöbb vető fő mozgása normál jellegű volt, és a D9 szinrift fázisban mehetett végbe. Ilyen normálvetők a Harasztos, Újfeltárás, Meleges, Angerrét (felső szint) és a Bagoly-hegy ÉNy-i fő vetői (134., 140. ábra). Az első négy nagy peremvető esetében mindenhol megfigyelhetjük, hogy az íves vagy egymásra rakódott vetőkarcok közül a vetőmozgás balos-normál csúszással kezdődött, majd az itt tárgyalt, dőlésirányú normál mozgással folytatódott, végül jobbos-normál mozgással zárult (95. ábra b). Ez a konzisztens relatív kronológia a D8–D10 és D12 fázis sorrendjének meghatározásában alapvető az egész Vértesre vonatkozóan (ALMÁSI 1993, MÁRTON, FODOR 2003, FODOR 2007). A csákvár–oroszlányi út mentén húzódik a Vértes középső részének legnagyobb vetője, amely a riftesedés alatt normálcsúszású lehetett. Ezt a jelen munkánkban Eperjesi-vetőnek nevezzük (141. ábra). A vető mentén egy kisebb vetőlencsében eocén mészkő van becsípve. A vető látszólag balosan veti el a triász Fenyőfői Tagozat keskeny sávját és az eocén talpfelszínt. Ez a látszólagos elmozdulás tisztán normálcsúszással is előállhatott a D9 fázis alatt (az ÉNy-i dőlést figyelembe véve), de szerepet játszhatott benne egy korábbi, normál-balos csúszás is. A fennmaradt blokk tetején egy lepusztulási felszín követhető, amely a normálmozgás során deformálódhatott; északi része erősebben ÉNy felé billent. Ennek következtében az Eperjesi-vető elvetése ÉNy felé csökkenhet (141. ábra). A lepusztulási felszín DK felé is billentett kb. 2°-kal. A vető DK felé haladva elfordul, és csökkenő elvetéssel fokozatosan K-i irányban halad Kőhányáspusztától keletre. Tovább É-ra a Vértes gerincét kettészeli az a normálvető, amely a Vitány vártól a Körtvélyes mentén a Nagy-Széna- hegyig követhető (XXI. tábla). Az ÉNy-i végén az elvetés szétoszlik több kisebb vetőág mentén, a DK-i végén a későbbi normálvetők miatt a folytatás nem elemezhető. Az elvetés nagysága 100–120 m a Körtvélyes és a Nádas-kút között, ahol vékony kainozoos rétegsor jelenik meg a levetett oldalon.

140. ábra. Az Újfeltárás (Gánt) nagy vetője, mely mentén a legnagyobb elmozdulás a D9 szinrift fázis alatt jött létre. (FL) A teljes függőleges elvetést a triász-eocén diszkordancia-felszín mutatja. A normál vető a D8 fázis jobbos eltolódásait elveti Figure 140. Large fault of the Újfeltárás bauxite mine (Gánt), along which the largest separation occurred as dip-slip during the D9 syn-rift phase. (FL) The Triassic-Eocene discordance surface shows the complete vertical separation. The normal fault displaces dextral strike-slip faults of the D8 phase

141. ábra. Az Eperjesi-vető látképe délkelet felől (FL) A vetőletörés változó magassága az elvetés változását tükrözheti. A Fenyőfői Tagozat látszólag balosan van elvetve, de ez normál elvetéssel is f d d C lehetséges. Jelek: T3 = Fődolomit, fT3= Fenyőfői Tagozat, T3=Dachsteini Mészkő, s = Szőci Mészkő, Ol = Csatkai Formáció Figure 141. View of the Eperjes Fault from SE (FL) d The varying height of the fault scarp may reflect the changing displacement. The Fenyőfő Member (fT3) shows apparent sinsitral separation, but it f d d C can also be caused by pure normal slip. Abbrevations: T3 = Main Ddolomite, fT3= Fenyőfő Mb, T3=Dachstein Limestone, s = Szőc Limestone, Ol = Csatka Formation

190 A Vértes északnyugati részén olyan kiegészítő eltolódások jelennek meg, amelyek ÉNy–DK-i összenyomás és merőleges széthúzás hatására keletkeztek. Ilyen figyelhető meg Vértessomló kis kőfejtőjében, illetve Várgesztesnél (138. ábra). Az eltolódások ugyan a D8 eltolódásos fázisban is keletkezhettek, de a széthúzás tengelye a szinrift fázishoz áll közelebb, ezért feltételesen ide soroljuk azokat. Lehetséges, hogy ekkor keletkeztek a tatabányai Vitány vártól északra, a Menyasszony mellett észlelt eolikus homokkő törései (IV. tábla 4., 138. ábra). A 0,5-3 cm széles kovás törészónák deformációs szalagok, melyek létrejötte a kovás oldatok vándorlásával egyidejű(XVI. tábla, 2.). A deformációs szalagok egy része ÉNy–DK-i csapású, közel függőleges. Jelen van egy meredek dőlésű kiegészítő töréspár, amely mentén néhány kis elvetés eltolódásra utal. A széthúzás becsült iránya ÉK–DNy-i, a szinrift fázisra jellemző. A laposan dőlő törések ebben a rendszerben nem értelmezhetők. A legészakibb szinrift szerkezetek Szárliget és Óbarok táján jelennek meg. A leghosszabb a Sátor-hegy mentén, a Zuppa-tetőtől DNy-ra, a Sas-hegyig nyomozható, amelyre a Zuppa-vető nevet használjuk. A levetett oldal oligocén és vékony eocén képződményei a vető felé dőlnek. Ez látható a szárligeti Hosszú-hegyen is, amelyen a triász feletti, kora- oligocén lepusztulási felszín a Zuppa-vető felé dől (142. ábra). A Zuppa-vetőt egyértelműen elveti egy ÉÉK-i irányú normálvető Szártól északra, igazolva ezzel annak relatíve idősebb korát. A Hosszú-hegy maga is kibillent blokk, DNy-i oldalán normálvető húzódik. A Hosszú-hegyi-vető esetében jól látszik, amint az elvetés mértéke DK felé csökken (a hegy tetején a kiemelt lepusztulási felszín magassága csökken), és a normál vető több ágra oszlik, amelyek maguk is rövidek, kis elvetésűek. A Hosszú-hegyi-vetővel szemben, a Kis-Csákány gerincét mindkét oldalról szinrift normálvetők harántolhatják; ezek közül az ÉK-i peremvető már fordítva, ÉK felé dől. A kis Csákányos-árkot bonyolult, kis elvetésű, átlépő szegmensekből álló vetőrendszer határolja. Innen származik az egyetlen jó kinematikai megfigyelés, Csákánypusztától É-ra 1 km-re egy triász kőfejtőben ÉNy–DK-i irányú normálvetők mérhetők (138. ábra, BÍRÓ 2003).

142. ábra. Szinrift normálvetők és aszimmetrikus kibillent blokkok és lepusztulási felszínek a Zuppán és a Hosszú-hegyen (Szárliget) (FL) f m Jelek: T3 = Fődolomit, Ol = Mányi Formáció Figure 142. Syn-rift normal faults, asymmetric tilted blocks and denudation surfaces on the Hosszú and Zuppa Hills, Szárliget (FL) f m Abbrevations: T3 = Main Dolomite, Ol = Mány Formation

A Zuppa-vetővel párhuzamosan, attól keletre halad a következő normálvető. Ez ÉNy-on a Nagyegyházai-medence keleti peremvetője, majd a Környe–Zsámbék-vonaltól délre a Lófingató-hegy oldalában halad. Közvetlen kinematikai adatok csak a laphatártól közvetlen északra levő csordakúti külfejtésből vannak, ahol igazolható a normál csúszás (FODOR 1995). A vető elvetése dél felé csökkenni látszik, iránya KDK felé változik, de úgy tűnik, a szarmata és pannóniai üledékek sávja a vetőt lefedi. Hasonló a helyzet a Csabdin áthaladó normálvető esetében is. A D9 fázis korolását nehezíti, hogy a Vértes környezetében nincsenek meg a szintektonikus üledékek. Az oligocén üledékek ugyan mindenütt elvetettek, de ez nem elégséges a pontos korolásra. A riftesedés és más fázisok közötti relatív kor megadására több esetben is van lehetőség. A gánti területen az egymásra rakódott karcok alapján a riftesedés az eltolódások (D8) utáni, és a nagyjából K–Ny-i húzással jellemzett fázis(ok)nál (D10, D12) korábbi (95. ábra c). Utóbbi állítható a Körtvélyes melletti vetőről is. A Zuppa-, és a Lófingató-vetőket a szarmata összlet lefedi, és az előbbi vetőt D10–D12 fázisba tartozó fiatalabb vető metszi. A kőhányáspusztai Eperjes-vető és a Várgesztesi-eltolódás (D8) egymáshoz való időbeni viszonya azonban nem egyértelmű. Ezek az adatok kora-miocén–badeni korolást tesznek lehetővé. Ez alulról tovább pontosítható, ha a gánti vetők esetében, az első fázis befejezésére elfogadjuk MÁRTON, FODOR (1995, 2003) vizsgálatai alapján bevetített kora-miocén, pontosabban késő-egri–eggenburgi kort. A riftesedés ugyanis az első kainozoos óramutató járásával ellentétes blokk-forgás után, vagy a forgás alatt kezdődött (XXIV. tábla). A forgás mértéke 30–40°, ami megegyezik az eltolódásos és széthúzásos feszültségmezők tengelyének különbségével. Így a forgás eggenburgi utáni,

191 késő-ottnanginál idősebb kora behatárolja a D9 szinrift fázis kezdetét. A Pannon-medence története során a tágulás fő ideje a kárpáti–kora-badeni időszakra esett, de helyenként átnyúlhatott a középső-badenibe vagy akár a késő-badeni elejére is. A kezdeti események pedig már az ottnangiban is megtörténhettek (FODOR et al. 1999). A helyi adatok és a távolabbi környezet figyelembevételével az ottnagi–középső-badeni kort tartjuk elfogadhatónak a széthúzásos fázis időzítésére.

Késő-badeni–szarmata A D10 „késői szinrift” fázis szerkezetei

A riftesedés első szakaszához hasonló tágulásos deformáció a középső-miocén fiatalabb részében is tovább folytatódott. A megváltozott húzási irányok azonban egy önálló fázis elkülönítését indokolják, amit „késő szinrift fázisnak” nevezünk. A feszültségteret jelző szerkezetek alapján K–Ny-i széthúzás volt a jellemző, amely KÉK–NyDNy és KDK–NyÉNy között változott (143. ábra). A késő-miocén–pliocén deformációk feszültségtere igen hasonló a D10 fáziséhoz; a szerkezeti elemek leginkább korukban térnek el. A D10 és a D12 fázis elkülönítését a közbeiktatódó D11 transzpresszió helyenkénti jelenléte, és a késő-miocén üledéksor talpán elvégződő szerkezetek léte indokolja. A D10 és D12 fázisok hasonló feszültségtere, vetőmintája miatt alább csak azokra az elemekre térünk ki, amelyek biztosan a D10 fázisba illeszthetők. Azoknak az elemeknek a leírása, amelyek esetében ez a pontos korolás nem volt lehetséges, illetve a fiatalabb aktivitás is igazolható volt, a D12 fázishoz került.

143. ábra. A D10 késői szinrift fázis szerkezeti elemeinek sztereogramjai a) szinszediment szarmata telérek, egyéb törések, b) a tágulásos feszültségmező szerkezetei Figure 143. Stereograms of structures of the late syn-rift (D10) phase a) syn-sedimentary Sarmatian dykes and other fractures, b) stereograms of the tensional stress field

A térképlap ÉK-i sarkánál, Csabditól nyugatra, a Dobogó kőfejtőiben és a térképezett területtől keletre, Gyúrónál szinszediment telérek jelennek meg, amelyek hasonlóak a Zsámbéki-medence többi feltárásainak töréses elemeihez (FODOR et al. 2000), és azokhoz, melyeket BERGERAT et al. (1983) publikált a Tétényi-platóról. Az üledékes telérek kitöltése mésziszap, mely a befogadó kőzet anyagához hasonló, de annál finomabb, és a diagenezis során jobban cementálódott, mint a befogadó kőzet (VIII. tábla, 5.). A telérekhez hasonló irányú szinszediment vetőket dokumentált BADA (1994) és BADA et al. (1996) a térképezett területhez közel eső Gyermely szarmata mészkő, mészárga feltárásában (143. ábra). Márgakitöltésű teléreket és azzal párhuzamos töréseket a szomori Kakukk-hegy kőfejtőjében mértünk. Ezek az üledékes telérek, szinszediment vetők a töréses deformáció korát pontosan rögzítik, de a feszültségtengelyek iránya csak becsülhető; a húzás K–Ny és KDK–NyDNy között volt (143. ábra).

192 A Móri-árok déli részén É–D-i és ÉNy–DK-i irányú szegmensekből álló, kanyargó vetőrendszer jelenik meg az Orondi- hát nyugati peremén. Ezen É–D-i peremvető az aszimmetrikus Sörédi-árkot határolja (XX. tábla, 2.; XXI. tábla). A félárok legmélyebb részén, a Fehérvárcsurgó Fcs–160, –4, Fcst–5 fúrásokban olyan badeni formációk fordulnak elő, melyek a szomszédos fúrásokban nem jelennek meg (Hidasi F., Badeni[?] F., Perbáli F.). Így valószínű, hogy elterjedésüket a közelben húzódó vető határolja le, melyet az Fcs–4 és –160-as fúrások mélyebb szakaszukon metszettek is (XX. tábla, 2.). A vető mozgása az üledékek pontos korától függően a középső(?)- vagy késő-badeni alatt folyt. E fővetőkről DNy felé húzódó vetőágak alkotják a magyaralmási Segg-hegy DNy-i peremét, egyiküket a Ma–60 fúrás harántolta is. A fennmaradt szárnyon triászra közvetlenül késő-miocén üledék települ (Malt–1 fúrás), míg a levett szárnyon megjelenik a Gyulafirátóti Formáció. A Ma–60 fúrással metszett vető működhetett a szarmatában, a Gyulafirátóti Formáció lerakódása alatt szinszediment módon, vagy esetleg a késő-miocén előtt közvetlen, miután a triász felől a szarmata lepusztult. A Sörédi-árok peremvetőjének közvetlen szomszédságában, a magyaralmási Bot-hegyen több méter széles, homok, kavics, agyag kitöltésű, többgenerációs, É–D-i csapású üledékes teléreket észleltünk (VIII. tábla, 4., 143. ábra). Bár az üledék kora bizonytalan, a szarmata besorolást (Gyulafirátóti F.) tartjuk lehetségesnek. A telérek iránya K–Ny-i húzást jelez. A Vértes keleti peremén és előterében a fázishoz tartozó normálvetők jelennek meg. Szelvények szerkesztésével igazoltuk, hogy a szarmata üledékek vetővel határolt süllyedékekben rakódtak le (XX. tábla 3.). Amíg a Csákvár Csv–21, –22, –23a , –25 fúrásban nincs szarmata üledék, addig a közeli Csá–1 és Csv–29 fúrásban vastag szarmata rétegsor lép fel; közöttük szinszediment szarmata vetők haladnak. A vastagságváltozás alapján a süllyedékek nagy része aszimmetrikus félárok, míg a Felcsúti-hát előtt közel szimmetrikus árok jelenik meg; utóbbi lehet transztenziós is (XXII. tábla, 4.). A késő- badeni(?)–szarmata vetőket a szeizmikus reflexiós szelvények is tükrözik. A késő-miocén talpi reflexiója alatt több szelvényen vetőkkel határolt árkok jelennek meg. Ezek a vetők csak a szarmata alatt voltak aktívak (CSILLAG et al. 2004). A szerkezetek időzítését éppenséggel a szelvényekben felismert szinszediment szerkezetek és az üledékes telérek adják. A Vértes keleti előterében a szarmata mozgás igazolható, míg a Móri-árokban ez már a badeni közepén megkezdődhetett. A megelőző szinrift fázis kora miatt a D10 fázis korát a késő-badeni–szarmata időszakra tesszük. A fázis korolását és értelmezését a paleomágneses adatok is segítik. MÁRTON, FODOR (2003) szerint a badeni alatt kb. 10-15°-os, óramutató járásával ellentétes forgás történt. Ez közel van a D9 és D10 fázisok széthúzási irányainak eltéréséhez. Így a D10-es fázis önálló voltát és késő-badeni kezdetét a közvetlenül megelőző forgásos deformáció adja meg (XXIV. tábla).

Késő-szarmata D11 fázis: transzpresszió

A miocén tágulásos deformációt egy eltolódásos-transzpressziós jellegű töréses fázis szakította meg. Feltárás-méretben NyÉNy–KDK-i, ÉNy–DK-i jobbos és É–D-i balos eltolódások, illetve ÉK–DNy-i csapású rátolódások jellemzik a vetőgeometriát (144. ábra). A fázis egyik legjobb igazolása a gánti Bagoly-hegy külfejtése, ahol a Múzeum-vető ágait több kisebb, ÉK-i irányú rátolódás veti el, maximum 1 m-rel (XX. tábla, 1.) (ALMÁSI 1993; MÁRTON, FODOR 2003). A rátolódás egyértelműen a normál-jobbos elmozdulás után következett be, amelyet a D8 fázisba sorolhatunk. A rátolódásokat ÉNy–DK-i kompresszió hozta létre (FODOR 2007). A terület más részein olyan, jórészt NyÉNy–KDK-i csapású eltolódások lépnek fel, amelyeket több fázisba is besorolhatunk. Mivel a D9 riftesedési fázisban lehetséges lokális eltolódásos tér fellépte, ilyenkor a maximális feszültségtengely (s1) helyzete eléggé közeli a D9 és D11 fázisban, ezért a két fázis megkülönböztetése (eltolódások esetén) nem könnyű. A bizonytalanság ellenére a D11 fázisba sorolhatjuk pl. az Antal-hegy keleti oldalán haladó jobbos eltolódást,

144. ábra. A D11 fázis (késő-szarmata transzpresszió) szerkezeti elemeinek sztereogramjai Figure 144. Stereograms of structures of the D11 phase (late Sarmatian transpression)

193 amely mintegy 150 m-rel elveti az Antalhegyi Tagozat kibukkanásait. Feltételesen ebbe a fázisba sorolhatjuk a magyaralmási Bot-hegyen megfigyelhető rátolódásokat is. Itt a D10 fázisnál említett üledékes teléreket deformálnak kisebb (<0,5 m) elvetésű feltolódások, egyik mentén a triász dolomit a kainozoos üledékre került (VIII. tábla, 4.). Hasonló szerkezetet harántolhatott a Magyaralmás Ma–10 fúrás a közvetlen szomszédságban; a triász eocénre való rátolódása azonban korábban is létrejöhetett. A feltolódások pontos kinematikája nem ismert, és ÉNy-i irányuk alapján akár a D13 neotektonikus fázisba is sorolhatók. A jobbos transzpresszió a Dunántúli-középhegység más területein jól ismert jelenség. Legmarkánsabb példája a Telegdi Roth-vonal, amely mentén több mozgásfázis léphetett fel. Ennek egyik eleme a badeni után, a szarmatában történt mozgás, amely során a triász a badeni fölé került (MÉSZÁROS 1981, KÓKAY 1976b, 1996). Másik hasonló, a vértesi területhez közelebbi, közel K–Ny-i csapású szerkezet a Cseszneki-zóna (KISS, FODOR 2007), amely mentén a jobbos transzpresszió az eocén rétegek átbuktatásához, illetve az oligocén képződmények triász alá tolódásához vezetett. A vértesi transzpressziós fázis elemeit is ezen jól ismert szerkezetekhez soroljuk. MÁRTON, FODOR (2003) és KISS, FODOR (2007) szerint az összenyomódás mértéke a Bakony felől É felé csökken, és a Vértesben csak kisebb szerkezetek jelennek meg. A fázis korolása a Vértesben problematikus. A Telegdi Roth-vonal esetében a szarmata mozgás igazolt, így a vértesi szerkezetekre is ezt tartjuk lehetségesnek. Az is elképzelhető, hogy a Vértes déli részén inkább a transzpressziós jelleg dominál, míg északabbra már a szarmata folyamán végig széthúzásos-tágulásos a deformáció jellege. Ebben az értelmezésben a D10 és D11 fázisok részben vagy egészben egyidősek.

KÉSŐ-MIOCÉN–KORA-PLIOCÉN D12 fázis: normálvetők, eltolódások

A fázis feszültségtere alapvetően nem tér el a D10-es fázistól, egy K–Ny és ÉNy–DK közötti húzás állt fenn, amely lokálisan eltolódásos (transztenziós) is lehetett. Ez utóbbi esetben a maximális főfeszültségtengely nagyjából É–D-i irányú volt. A fő szerkezeti elemek a normálvetők, melyek csapása a húzásnak megfelelően É–D és ÉK–DNy között változik (145. ábra). Az ÉK–DNy-i és főleg a KÉK–NyDNy-i csapású vetőknek eltolódásos mozgáskomponense is lehet, így ezek várhatóan balos-normálvetők vagy normál-balos eltolódások lehetnek.

145. ábra. A D12 poszt-rift fázis szerkezeti elemeinek sztereogramjai a) szinszediment késő-miocén telérek, b) késő-miocén–pliocén? breccsatelérek, c) eltolódásos feszültségmező törései, d) tágulásos-transztenziós feszültségmező törései Figure 145. Stereograms of structures of the post-rift (D12) phase a) synsedimentary late Miocene dykes, b) late Miocene-Pliocene? breccia dykes, c) fractures of the strike-slip stress field, d) fractures of the tensional-transtensional stress field

194 A D12 (és részben a D10) fázis szerkezeti elemei igen jól látszanak a Vértes K-i és DK-i peremén. A fázis vetői több késő-miocén szinszediment medencét és posztszediment süllyedéket határolnak, amelyek a Bouguer-anomália térképen igen jól azonosíthatók (XXI., XXIV. tábla). A Vértes ÉK-i, K-i, DK-i előterében ilyen szerkezet a Bodméri-árok, a Felcsúti- hát, a Csákvár–Zámolyi-medence, a Móri-árok részeként a Sörédi-árok, a Móri-medence, míg ÉNy-on az összekapcsolódó Pusztavámi- és Bokodi-árok, majd a Kecskédi- és a Majki-árok. A Bokodi-árkot ÉNy felől a Dadi-hát határolja, amit BERNHARD (1974) is leírt (XXI. tábla).. Ez a szerkezeti elem már az eocénben létezett, de mai alakját a badeni után nyerhette el. A háttól tovább ÉNy-ra a Császári-árok jelenik meg. Ezt egy kisebb hát választja el a Kisalföld fő medencéjének (Kenyéri-medence, TARI 1994) K-i, enyhén NyÉNy-ra dőlő oldalától, amelynek csak kis része jelenik meg a terület ÉNy-i csücskében. A D12 fázis egyik látványos szerkezete a Vértes keleti peremét alkotó vetőrendszer, amely meghatározza a Vértes keleti morfológiai letörését. Térképezésünk részletesen kimutatta ezen vetőrendszer belső felépítését, amely 4 fő irányba csoportosuló szegmensekből áll, amelyek részben átfednek, elágaznak vagy vetősarokban találkoznak (CSILLAG et al. 2001, 2004; FODOR et al. 2005b). Szintén jelentős a Kelet-Vértesi-hát Ny-i peremvető-rendszere, amely a csákberényi Lóállási- hegyektől a csákvár–oroszlányi műútig, majd ellépve a Fáni-völgyig nyomozható. Ez a vetőrendszer a Gánti- és a Vérteskozmai- süllyedéket határolja DK-ről. A Kelet-Vértesi-hát keleti vetőrendszere főleg É–D-i, Ny–K-i, ÉNy–DK-i és ÉK–DNy-i csapású szegmensekből áll, míg a nyugati oldalon főleg az ÉK–DNy-i csapás dominál. Az előbbiek közül külön említendő a Csákvár feletti hegyperem, ahol az É–D-i peremvető-szegmens dél felé csökkenő elvetésű lehet, mivel a hegytetőt alkotó lepusztulási felszín dél felé dől (146. ábra). Északon a vetőszegmens ÉNy felé kanyarodik, és átlép a Kotló-hegy vetőszegmensébe. A K–Ny-i szegmensek közül említhető a Vaskapu–Badacsony-hegy és a Közép-hegy déli oldalán haladó elem. A különféle irányú vetőszegmensek találkozása és időbeli relatív viszonya nem mindig elemezhető, mivel gyakran a lehetséges folytatások negyedidőszaki képződmények alatt húzódnak. Az É–D-i szegmensek több helyen ÉNy felé elkanyarodnak. A K–Ny-i szegmensek több helyen elvetni látszanak az É–D-i irányúakat (pl. Badacsony-hegy), de pl. a Közép-hegytől keletre a fúrások adatai arra mutatnak, hogy a K–Ny-i irányú szegmens nekifut egy É–D-i csapású normálvetőnek. Az is gyakori, hogy a vetőtalálkozásoknál mindegyik szegmens szétágazik, elvetése csökken, és átlépések alakulnak ki. Ilyen tapasztalható Csákvártól ÉNy-ra, ahol az oroszlányi út egy ilyen, két egymással szembedőlő vetőszegmens közötti vetőátlépésen keresztül metszi az É–D-i peremvetőrendszert. E megfigyelések alapján a vetőrendszer különféle irányú szegmenseit egykorúnak (egy fázisban keletkezettnek) tartjuk.

146. ábra. A Kelet-Vértesi-vetőzóna csákvári szakaszának látványa keletről (FL) A lepusztulási felszín geometriája a vetőletörés magasságának és így a vető elvetésének csökkenését jelzi Figure 146. Panoramic view of the Eastern Vértes Fault Zone near Csákvár, looking from the east (FL) The geometry of the denudation surface indicates gradual lowering of the fault scarp and smaller displacement of the fault

A negyedidőszaki hegylábfelszín alatt a Csákvár–Zámolyi-medence további peremvetői azonosíthatók (CSILLAG et al. 2004). A Zámolyi-medence DK-i peremét egy (K)ÉK–(Ny)ÉNy csapású vetőrendszer alkotja, amelynek legkeletibb elemei már a Velencei-hegység peremét adják (XXI. tábla, GYALOG, HORVÁTH 2004). A két vetőrendszer Zámolynál, illetve Sárkeresztesnél találkozik. A Csákvár–Zámolyi-medencét északon a Felcsúti-hát határolja. Ez a KÉK–NyDNy-i csapású hát mintegy 100–150 méterrel magasabb, mint a környező medencék, amit a fúrások és a gravitációs térkép egyértelműen igazolnak (XXI. tábla). A Csákvár–Zámolyi-medence keleti pereme nem adható meg pontosan, de néhány fúrás alapján két, É–D-i csapású vetőszegmens valószínűsíthető a Vértesacsai-víz mentén, a Haraszt-erdő környékén. A Felcsúti-hát északi peremvetője mintegy 100–140 méterrel zökkenti le a Bodméri-árkot (XXI. tábla). Ez aszimmetrikus szerkezetű, és talpa észak felé fokozatosan emelkedik, míg a szári Kálvária- és Zsidó-hegyen a triász aljzat

195 a felszínre kerül. Ezen a peremen a kvarter alatt egy kisebb, 50–70 m elvetésű vető is valószínű. A Bodméri-ároktól északra több É–D-i csapású vető lép fel; ezek közül egy a Kelet-Vértesi-peremvető folytatása, a Vadorzó-hegy és Nagy-Széna-hegy keleti peremén. A Vinya-bükki-völgytől északra a peremvető több ágra szakad, és rákapcsolódik a Nagy-Csákány és a Kő- hegy keleti vetőrendszerére, amely már a szinrift fázisban is működhetett; itt tehát a késői működés csak sejthető. A fő vértesi peremvető levetett oldalán további É–D-i normálvetők és kisebb gerincek azonosíthatók (XXI. tábla). Az egyik a szálláskútpusztai Kerek-domb gerince, a másik a Szártól északnyugatra húzódó triász dolomitból álló dombsor. Előbbiben több olyan vető mérhető, amely közvetlenül a térképi vetők mellett van, és jól igazolja azok normál mozgástípusát (145. ábra). Ez a gerinc a Kelet-Vértesi-peremvető felé dől, amit a Szálláskútpuszta melletti feltárás késő-miocén–pliocén rétegeinek enyhe kibillenése is igazol. Ugyanebben a fejtőben több kisebb normálvető érinti a rétegsort (XXII. tábla, 2.) (FODOR et al. 2005a). A szári hegyek és a Zuppa tömbje között egy keskeny, de akár 150 m mély árok is megjelenik, amely mai formájában talán a D12 fázisban jött létre. A Kelet-Vértesi-medence és ezen belül a Csákvár–Zámolyi-medence peremvetői összességében egy rombusz alakú süllyedéket rajzolnak ki, amely valószínűleg transztenziós deformáció hatására jöhetett létre. A medence DDK-i és É-i határa balos eltolódás vagy normál-balos ferdecsúszású vető lehetett, míg nyugati és keleti peremvetője közel tisztán normál mozgástípusú volt (XXI., XXIV. tábla). A kissé eltérő vetőkinematika nem tükröződik élesen, mivel a mérési pontok jórészt az É–D-i szegmensek közelében vannak. A medence belső felépítése eltér egy egyszerű eltolódásos (pull-apart) medencétől, mivel több belső süllyedék és kisebb hát tagolja. A csákvári peremvető-szegmens azért fontos elem, mivel itt igazolni tudjuk a vető működésének szinszediment jellegét. A vető síkja ugyanis erodálódott, vetőletöréssé (scarp) alakult, amelyet a morfológiai lépcső kétharmadáig késő-miocén abráziós konglomerátum, míg a felett késő-miocén breccsa fed (Diási F.). Az abráziós konglomerátum és a triász dolomit közötti eróziós diszkordanciafelszín több helyen látható, és mintegy 30°-ban kelet felé dől. Ez a felszín a késő-miocén alatt működő vető lepusztult formájának fogható fel. A perem mentén az abráziós képződmények még öt helyen biztosan jelzik a szinszediment mozgást, a csákvári dolomitfejtőben, Csákberénynél, a Bucka-hegy déli lejtőjén, míg északon a Kis-Somló- hegyen és a Nagy-Szénás-hegyen. A Kis-Somló-hegyen mintegy 70 m magasságig követhető az abráziós kongomerátum és breccsa, míg az utóbbinál az előtérben abráziós breccsa és a Kállai Formáció homokfeltárásai egyaránt pannóniai lepusztulási felszínt (abráziós színlőt) fednek. Hasonló abráziós színlő azonosítható a Kotló-hegytől ÉK-re, ahol az enyhén dőlő felszínen a Diási Formáció üledéke bukkan ki a triász dolomiton. Ezek az előfordulások azt jelzik, hogy a Kelet-Vértesi- peremvető a pannóniai üledékképződés alatt jött létre, fokozatosan lepusztult, és előterében abráziós színlő alakult ki. A szinszediment mozgásokat sárga kvarchomokkővel, dolomitliszttel kitöltött üledékes telérek is igazolják, melyek fokozatosan nyíltak ki (XXII. tábla, 1.). Ilyen található a csákvári Szőlő-hegy keleti orrán és a Gánt-128-as foltban a csákvári Zöld-hegytől ÉNy-ra (CSILLAG et al. 2001, FODOR et al. 2005a). A fúrásokon keresztül fektetett földtani és szeizmikus reflexiós szelvények alapján egyértelmű, hogy egyes vetőszegmensek a késő-miocén üledékképződés alatt végig működtek, mivel az üledékvastagság jelentős módon változik a vető két oldalán. A Csákvári Formáció lerakódása alatti mozgásra utal pl. a Csv–22 és a Csá–1, Csv–23a fúrás közötti rétegvastagodás (XX. tábla, 2.) Ez a vető a Vértesacsai Formációt alig érinti, tehát működése a késő-miocénre korlátozódik, míg tőle közvetlen nyugatra, a Csv–22 és –21 fúrás között haladó vető a Vértesacsai Formációt is deformálja, így annak működése a pliocén elején is tartott. Ilyen a Felcsúti-hát déli peremvetője is, amely a morfológiailag magasabb Csaplári- erdő felé veti le a Vértesacsai Formációt (XXII. tábla, 4., FODOR et al. 2005a). A késő-miocén szerkezetek közé tartozik a Gánti- és a Vérteskozmai-süllyedék is. Mindkettőre jellemzők az ÉK–DNy-i csapású peremvetők, amelyek aszimmetrikus, DK felé lejtő félárkot határolnak (XV. tábla, 1.). A levetett oldalon mindkét helyen késő-miocén–kora-pliocén üledékek jelennek meg fúrásokban és a felszínen, és a kvarter fedő alatti pannóniai üledékkitöltést elektromos geofizikai szelvények is alátámasztják. A maximális normál jellegű elvetést 300-400 méterre becsülhetjük. A normálvetőzónák ÉK felé mindkét süllyedékben szétseprűződnek, és elvetésük csökken. A déli vetőzóna a Gánti-nyiladék mentén egészen Csákberényig nyomozható (XXI. tábla). A süllyedékeket KDK–NyÉNy-i csapású, ferdecsúszású vetők tagolják, amelyek a fő peremvetőt el is vethetik; ilyen vetők húzódnak a Kotló-hegynél és a Gánti-barlang sziklájánál. A Kelet-Vértesi-hát nyugati peremvetője mentén igen jellemzőek a breccsás törészónák. Legszebb feltárása a Fáni- völgy menti erdészeti úton, egy kis murvafejtő mellett az útbevágásban van, ahol több, 0,1–0,5 m széles, 10–12 m magasan követhető breccsazóna jelenik meg (147. ábra). Elvetést a dolomitban nem észleltünk, így üledékes teléreknek tartjuk a breccsazónákat. A szögletes kőzettörmelékek kalcittal cementáltak, de a cementfilmek között üregek vannak; a korábbi kitöltő anyag kioldódhatott. Hasonló telérek jelennek meg a Kelet-Vértesi-peremvető északi részén, a Vinya-bükki- völgynél, a Tamás-kútnál, valamint a Boglári-tető csúcsa alatt is. Itt helyenként sárga dolomitpor is megjelenik kitöltésként vagy a dolomitmurva mátrixaként. Breccsatelérek lépnek fel a gánti bányák közelében, az angerréti bányától keletre. A Gánttól keletre húzódó vetőletörés mentén, több helyen is előfordulnak dolomitbreccsa avagy -homok kitöltésű telérek, törészónák. Egyes függőleges kitöltések vízszintes településű, helybenálló vagy kissé mozgatott anyagú breccsaleplekhez kapcsolódnak, azokkal egyidősek lehetnek. Ezen testeket bizonytalanul a Diási Formációba soroltuk, ezek a peremvetők szinszediment mozgására utalnak.

196 Markáns breccsazóna lép fel a Bucka-hegytől délre, az Öreg-hegy északi letörésénél. Itt 10 méternél szélesebb zónában breccsát, breccsásan széttört dolomitot lehet észlelni. A törések mentén üregek is kialakultak. A befogadó dolomit gyakran porlott, illetve átalakult, ami a törések mentén mozgó fluidumoknak tulajdonítható. Az eredeti rétegek mentén dolomitlisztből álló fiatal, cementált üregkitöltések is megjelentek. A breccsatest a hegyperemen haladó vetőhöz kapcsolható. A breccsa besorolása bizonytalan. A telérek, breccsazónák párhuzamosak vagy csak kis szöget zárnak be a kiemelt Kelet-Vértesi-hát nyugati peremvetőjével, a gánti breccsatestek pedig kifejezetten a peremvető mentén helyez- kednek el. Az Anger-réti és bucka-hegyi előfordulások pedig a hátra szintén jellemző ÉNy–DK-i irányúak. A szerkezetek — irányuk és a tágulásos jellegük alapján — (K)DK–(Ny)ÉNy-i húzásra jöhettek létre. Mivel jórészt az üledékképződéssel egyidős szerkezetek, ezért az üledék a deformáció korát adja. Sajnos, a telérek kora nem egyértelmű, negyedidőszak, pliocén is lehetséges és a Diási vagy Vértesacsai Formációval való korrelá- ció esetén késő-miocén is szóba jöhet. A lehetséges kor és a geomeriai jellegek alapján a szerkezetek a D12 vagy D13 fázisba sorolhatók. A Gánti-süllyedéket tagoló eltolódásos-normál kinematikájú vetők kapcsolatot teremtenek a következő fontos szerkezeti elemtípussal, az eltolódásos medencékkel. Ennek legszebb példája a Kápolnapusztai-süllyedék, amelyet térképezésünk során részletesen dokumentáltunk (FODOR et al. 2004). A süllyedék két párhuzamos, jobbos eltolódás között jött létre, amelyek elvetése fokozatosan jobbos-normál típusúra vált (148. ábra). Az északabbi peremvető jobbos kinematikáját három független marker, két elvetett képződményhatár és egy keskeny meredek állású triász dolomittest határozza meg (111. ábra). Az elmozdulás mértéke északnyugatról délkelet felé 170 méterről 70 méterre csökken, míg az elvetés dőlésmenti összetevője 20 méterről 120 méterre nő. A vetőkinematikát a karcok és a paleo-feszültségmező adatai is alátámasztják (148. ábra b, c). A medence belső szerkezete össze- tett, azt belső hátak tagolják, amelyek önállóan billentődtek. Az eltolódásos (pull-apart) medence északi végén levetve késő-miocén üledék csípődött be. A medence kinyílása a késő-miocén üledékképződés alatt is megkezdődhetett, de jórészt a Vértesacsai Formáció képződése után ment végbe, esetleg még a negyed- időszakban is tovább folyt (FODOR et al. 2004). 147. ábra. a) Felső-triász dolomitban húzódó üledékes breccsa- A következő eltolódásos süllyedék Kőhányáspusztától délre 1 telér a Fáni-völgyben. b) Részlet a kalcittal cementált km-re található. A rombusz alakú morfológiai süllyedéket a breccsáról (LZ) felszínen negyedidőszaki eolikus-deluviális üledék tölti ki. Figure 147. a) Breccia dyke in Upper Triassic dolomite in the Északi peremvetője a korábban kialakult Zámoly-bükki-eltoló- Fáni Valley. b) Detail of the breccia dyke cemented by calcite (LZ) dásig követhető. Kőhányáspuszta környékének süllyedékét szintén ÉNy–DK-i csapású vetők határolják. Bár itt közvetlen kinematikai adatunk nincsen, a feszültségmező általános jegyei alapján azonban itt is jobbos-normál peremvetőkre gondolunk. A medence kitöltése itt jórészt lepusztult. A Móri-árok szerkezetének egy része is a D12 fázisban jött létre. A fúrások adatai és a gravitációs anomália-térkép, továbbá az árokban haladó szeizmikus szelvények egyértelműen igazolják, hogy a Móri-árok két önálló szerkezetből áll. A Sörédi-árok a morfológiai értelemben vett Móri-árok déli, eltemetett szerkezete, mely a D10 fázisban jöhetett létre. Keleti peremvetője a csókakői vártól dél felé a sörédi Szőlő-hegy mellett halad, majd rákapcsolódik a Tóhely-domb keleti peremére. Itt találkozik az Orondi-hát nyugati peremvetőjével, majd rögtön szétágazik, és a Bot-hegy felé húzódik. Ennek nyugati oldalán a Fehérvárcsurgó Fcs–160 fúrás valószínűleg metszette a vetőt, mivel a fúrás az oligocén törmelékes sorozat alatt közvetlenül triászt ért, a környezetben ismert eocén képződmények egyidjű kimaradásával (BENKŐ 2005). A peremvető innen délnyugatnak fordul, illetve egy ága DK felé, a magyaralmási Segg-hegy felé halad. A peremvető mentén a levetett szárnyon késő-miocén képződmények a legfiatalabbak, amelyek vastagsága a legmélyebb ponton 142 m

197 148. ábra. a) Szerkezeti modell az eltolódásos Kápolnapusztai-süllyedékre, FODOR et al. 2004 után. b) A fázishoz tartozó törések, c) a karcos vetőkre számolt feszültségtengelyek Figure 148. a) Structural model for the pull-apart Kápolnapuszta depression after FODOR et al. (2004). b) Stereograms of fractures and c) faults with striae and stress axes of the post-rift (D12) phase

(Fcs–160). Ezek alapján a késő-miocén utáni mozgás biztos. A késő-miocén alatti esetleges mozgásra a Tóhely-domb déli oldalán fellépő abráziós kavics utalhat. A Sörédi-árkot keletről határoló Orondi-hátat az orondpusztai kőfejtőben és a Tóhely-dombon, továbbá a magyaralmási Segg-hegyen kibukkanó triász dolomit alkotja, amelyet vékony eocén és lokálisan megjelenő felső-miocén üledékek fednek. A hát keleti peremén a D12 fázisban reaktiválódó vetők azonosíthatók. A Móri-medence északi részében csak oligocén üledékek azonosíthatók, így nehéz igazolni a Móri-peremvető mozgását a D12 fázisban. Erre leginkább a csókakői kőfejtőkben megfigyelt, egymásra rakódott vetőkarcok utalnak (KÓTA 2001), hiszen a legfiatalabb csúszás jobbos-normál típusú volt a vetőlapokon és e karcokat jellemző feszültségmező a D12 és/vagy a D10 fázisra jellemző. A Móri-peremvető az Antal-hegy nyugati csücskén elágazik és két ága élesen ÉÉK felé tart (XXI. tábla). A két ág körbeveszi a vértesszentkereszti kolostorrom dombját, majd a Kopasz-hegyet. Ez úgy értelmezető, hogy a kiemelkedések nyugati oldalát a vető preformálja, míg a keleti oldalon morfológiai inverzió lép fel, és bár a hegyek levetett helyzetben vannak, az eróziónak ellenállóbbak voltak, mint a legkeletibb talpi blokk. A vetőt több fúrás is harántolta, amelyekben az eocén rétegsor hiányzik vagy redukált vastagságú. Pusztavám táján az árok a keleti peremvetők felé dől, ez a tendencia azonban észak felé változik, és a fővető egyértelműen a nyugati oldalra, a Tehén-hegy morfológiailag is kiálló keleti oldalára kerül, habár a keleti oldalon is jelentős marad az elvetés (XXI. tábla). A vetőt itt is több fúrás harántolta, melyek alapján a maximális elvetés 500 m körüli. Az eltérő dőlés miatt a két medencerész elkülöníthető egymástól, azokra Pusztavámi- és Bokodi-árokként hivatkozunk. A Bokodi- árok peremvetője az Erzsébet-értől északra csökkenő elvetésű, és átlép a Dadi-hát keleti peremvetőjére. A két átlépő vető közötti váltórámpát egy átkötő vető tagolja. A Dadi-hát észak és dél felé túlterjed a térkép területén, és mindkét oldalon vetők határolják . A hát a Tehén-hegynél kelet felé szélesedik, és ezen a részen aszimmetrikusan nyugat felé lejt. A hát nyugati peremvetőjének levetett oldalán a Császári-árok lép fel, amelynek rétegsorát a Császár Cá–1 fúrás tárta fel (XXI. tábla). Ettől északnyugatra a prekainozoos aljzat egy keskeny gerincet határoló vetők mentén ismét a tengerszintig emelkedik. E kis gerinc nyugati peremvetője délnyugati irányban egy ellentétesen dőlő vetőre lép át. Ezt a vetőt a terepi megfigyelések alapján a felszínen is azonosítani lehet, mivel a Csatkai Formáció kis kibukkanása mellett levetett helyzetben felső-miocén üledék van, amelynek dőlése a vető menti mozgások miatt délies (BERNHARDT et al. 1974). E terület normálvetőihez hasonlókat tár fel a durdóhegyi oligocén kibukkanás (VII. tábla, 4.). A Bokodi-árok ÉK felé, több kisebb háton keresztül a Kecskédi-árokba vált át. Ennek fő peremvetője É–D-i csapással a keleti oldalon van (XXI. tábla). A legnagyobb elvetés kb. 400 m lehet. Ettől keletre egy aszimmetrikus árok, a Majki-árok

198 következik, amelynek keleti peremvetője részben a vértessomlói Nagy-Somló-hegy nyugati oldalán halad, majd kvarter fedi. Lehetséges, hogy rákapcsolódik az oroszlányi út menti D9 szinrift Eperjes-vetőre. A maximális elvetés 250 m körüli lehet. A Majki-ároktól még keletebbre egy újabb É–D-i normálvető húzódik, amely nyugatról határolja a Menyasszonyt, majd metszi a Tatabányai-medencét.

KÉSŐ-PLIOCÉN–NEGYEDIDŐSZAK D13 fázis: neotektonikus deformációk

A neotektonikai fázishoz tartoznak azok a deformációk, amelyek a földtani közelmúltban kezdődtek, és megegyeznek a jelenleg is aktív deformációs folyamatokkal. A Pannon-medence kérgére ható mai deformációs folyamatok jellemzését számos tanulmány tárja elénk (HORVÁTH 1995, BADA, HORVÁTH 2001, BADA et al. 2007), így erről átfogó szinten pontos képpel rendelkezünk. Ezek szerint a Pannon-medence mai feszültségterében változás állt be, és a korábban uralkodó széthúzás helyett összenyomásos vagy eltolódásos feszültségmező és deformációs stílus vált jellemzővé. Ezt jelzik a recens feszültségmező-adatok (GERNER et al. 1999, BADA et al. 2007), a földrengések fészekmechanizmusai (TÓTH et al. 2002), és erre utalnak a numerikus modellezések eredményei (BADA et al. 1998). Ilyen deformációval van összhangban az űrgeodéziai adatsor, amely évi 1,3 mm közeledést jelez a Pannon-medence nyugati és központi része között (GRENERCZY 2005). A Pannon-medence egészében és részterületein a neotektonikai fázis kezdetének meghatározása nem könnyű, és ma is folyó elemzések tárgya. A szerkezeti változás, az úgynevezett „szerkezeti inverzió” legmarkánsabb gyűrődéseinek megjelenése a miocén legvégére vagy a pliocén elejére tehető a Dunántúl DNy-i részén (HORVÁTH 1995). Az inverzió fellépése azonban a Dunántúl más részein egy időben elhúzódó folyamatnak tűnik, és az átmenet magában foglalhatja a pliocént és esetleg a kvarter elejét is (TARI 1994, BADA et al. 2005, FODOR et al. 2005b). Az Alföld középső részén, illetve keleti felén biztosan azonosított konkrét negyedidőszaki szerkezeti elemek (TÓTH et al. 1997, WINDHOFER et al. 2005) transztenziós deformációval vannak összhangban; ezek elválasztása a korábbi tenziós elemektől nehéz. A szerkezeti stílus megváltozása tehát nem mindenhol éles, és annak időzítése több problémába ütközik. Ez a helyzet áll fenn a Vértesben is. Térképünk, korábbi munkáink (CSILLAG et al. 2001, 2002; FODOR et al. 2004, 2005d) és jelen elemzésünk számos bizonyítékot ad a késő-miocén üledékek deformációjára. Ugyanakkor, a mozgások pontos kora, illetve a deformáció stílusának megváltozása csak ritkán nyomozható (CSILLAG et al. 2002, FODOR et al. 2005a). A neotektonikus deformációk nyomozásához komplex eszköztár használata szükséges. Ennek elvi alapját és néhány hazai példán való alkalmazását FODOR et al. (2001, 2003, 2005a, b) munkái adják. Ezek a munkák egyértelműen jelzik, hogy középhegységeinkben a késő-miocén utáni nagy üledékhézag és a vékony kvarter fedő miatt neotektonikus szerkezetek deformációja közvetlenül (feltárásban) ritkán látható, és még ezekben az esetekben is felmerül a szerkezeti elemek atektonikus (legtöbbször gravitációs csuszamlásos) eredete. A neotektonikus deformáció igazolásához először tehát egy olyan szerkezeti elem létét kell igazolni, amely működhetett a legfiatalabb fázisban. Ehhez legjobban a reflexiós szeizmikus szelvények használhatók (amelyek a Vértes keleti és déli előterében rendelkezésre álltak). A fúrások és a rajtuk átfektetett szelvények használata fontos, ugyanakkor korlátozott is, mivel a fúrások sűrűsége általában nem elég nagy a feltételezhetően kicsiny mértékű neotektonikus deformáció egyértelmű igazolásához. A neotektonikai elemek felderítésében szerepet játszhatnak deformált felszínformák, pl. lepusztulási felszínek. Meggyűrt felszínformákat a Vértes környezetében nem sikerült igazolni, de a kibillenés több esetben valószínű. Morfotektonikai jegyek, vízhálózati anomáliák szintén jelezhetik neotektonikus szerkezet (felszín alatti) jelenlétét, de ezt mélyföldtani adatokkal kell igazolni, és ki kell zárni, hogy a megfigyelt morfológiai jelenség tisztán a lepusztulás során jött volna létre. A fentiek alapján neotektonikus szerkezet teljesen egyértelmű bizonyítása a Vértesben is igen nehéz, egyes konkrét elem esetében meggyőzően ma még nem is lehetséges. Az alábbi összegzés számba veszi és kritikusan elemzi azokat a jegyeket, amelyek neotektonikus deformációra utalnak, de nem kíván végleges véleményt alkotni, fennhagyva a lehetőséget későbbi, jobban célorientált neotektonikai kutatás számára.

A Vértes keleti előterének és peremének neotektonikai elemei Neotektonikus deformációra utaló jegyeket főleg a Vértes keleti peremén és előterében, valamint a Móri-árok északi részén és az Által-ér felső szakaszán tapasztaltunk. A keleti előtér egyik legjelentősebb vízrajzi anomáliája a Vértesacsai- víz északias folyásiránya, mely szemben áll a többi vízfolyás konzekvens DK-i lefolyásával. A Vértesacsai-víz a Boglári- vízfolyással egyesülve kerüli meg a Csaplári-erdő meredek oldalát és a Váli-vízbe torkollik. A Csaplári-erdőtől délre, a Haraszti-erdő környékén a Vértesből származó dolomittörmelék található, amely egyértelműen jelzi, hogy a hegytető egy egykori hegylábfelszín része volt a mai patakmedrek bevágódása előtt. A vízfolyásokkal párhuzamosan szerkesztett földtani szelvény és a Bouguer-anomália-térkép rögzíti, hogy a Csaplári-erdő–Haraszti-erdő tömbje levetett helyzetben van a Vértesboglár alatti Felcsúti-háthoz képest, a levett tömbben ugyanis 100-150 méter vastagon megvan a Vértesacsai

199 Formáció (Csv–17 fúrás, TÓTH 1971), míg ez a fennmaradt szárnyon hiányzik vagy igen vékony (XXII. tábla, 4.). A vető a D12 fázis feszültségtere alapján balos-normál kinematikájú (FODOR et al. 2005a) és kora-pliocén korú lehet. A szelvény mentén rekonstruáltuk a Haraszti-erdő tetején feltételezhető hegylábfelszín geometriáját is (XXII. tábla, 3.). Mivel ez az idős lepusztulási felszín a szelvény mentén sehol máshol nem maradt meg, ezért a fiatalabb (pII, pIIIa, pIII, és pIV) hegylábfelszínek dőlésszögeivel végeztünk vetítést a dolomittörmelék leülepedési helyétől a vértesi forrásterület felé. Az adódott, hogy a megfigyelt hegylábfelszínek adatával történő vetítéskor a forrás a mai Vértes-plató fölé kerülne, és csak a völgyi helyzetű, terasz jellegű hegylábfelszín esetén érintené a Vértes keleti letörését. A Vértes-plató felett dolomitkavicsot szolgáltató forrás viszont nem lehetséges, mivel azt felső-miocén és/vagy oligocén üledék fedte legkésőbb a pannóniai kezdetétől fogva. Ezért feltételezhetjük, hogy a Felcsúti-hát déli peremvetője mentén olyan mozgás történt, ami a korábban levetett Haraszti-erdő blokkját megemelte. E mozgás közben a blokk enyhén észak felé is billenhetett, ami ellentétesre, a mai északias irányra fordíthatta a Vértesacsai-víz eredetileg délkeleties folyását. A kiemelt és enyhén billentett Csaplári-erdő–Haraszti-erdő blokkot nyugatról is vető határolhatta a Vértesacsai-víz mentén (XXII. tábla, 3.). Erre utal a völgyoldal számos csuszamlása, és a B–6 és Cs–17 fúrások közötti kisebb elvetés. A Felcsúti-hát déli vetője felújulásának kinematikája a mai feszültségmező alapján tisztán balos vagy balos-rátolódásos lehetett. A megemelt hegylábfelszín kora nem ismert, de annak kialakulása és a reaktiváló mozgás is negyedidőszaki lehet. A Felcsúti-hát déli peremvetője esetében tehát valószínűleg fennáll a neotektonikus deformáció minden ismérve; adott a stílus megváltozása, amely megegyezik a Pannon-medencében általános ’inverzió’ stílusával, és annak időzítése negyedidőszaki. Mint a korábbi fejezetekben kimutattuk, a Vértes keleti peremvető-rendszere a szarmatában jöhetett létre, a késő- miocénben többször is felújulhatott, és elveti a tavi-delta sorozatot (CSILLAG et al. 2002, 2004). A sorozat legfelső részének, illetve a Vértesacsai Formációnak elvetése azonban nem mindig igazolható. A peremvetők mai aktivitására talán legjobban a földrengések utalnak. Számos történeti és műszeresen regisztrált rengés ismert Csákvár és Gánt térségében. Az epi- centrumok meghatározásának bizony- talansága miatt azonban a Kelet-Vértesi- peremvetők és a földrengések össze- kapcsolása nem egyértelmű.

A Kelet-Vértesi-hát nyugati peremvetője A vetőrendszer északi és déli végén észleltünk olyan szerkezeteket, amelyek a neotektonikai fázisban jöhettek létre. Ide sorolható a Fáni-völgy felett haladó erdé- szeti út mentén egy kisebb kőbányában feltárt vető. A rétegtani fejezetben ismertetett, 5–8 m vastag pliocén–kvarter laza dolomitmurvát és a triász dolomitot egy ÉK–DNy-i csapású vető választja el, amely 20–30 cm széles, kalcittal cemen- tált vetőbreccsa kísér (149. ábra). A 60–70°-ban dőlő vető levetett DK-i blokkjában jelenik meg a laza kőzet- törmelék, amelyben több, néhány cm széles vetőzóna mentén cm-es elmoz- dulások figyelhetők meg. A kőzet- törmelék a vető felső részének támasz- kodik, ezért kialakulása a vetőmozgással egyidőben történt. A deformáció kora

149. ábra. Negyedidőszaki(?) vető a Fáni-völgy feletti erdészeti út menti murvafejtőben (FL) a) A vető és a támaszkodó breccsa képe. A levetett oldalon dolomitmurva jelenik meg, melynek felhalmozódása a vető mozgása miatt történhetett meg. b) Cementált vetőbreccsa. c) Kiegészítő vetőpár (D13) gyengén cementált breccsazónával Figure 149. Quaternary(?) fault in the quarry above the forest road of the Fáni Valley (FL) a) Picture of the fault and related breccia body. In the hanging wall, dolomite debris occurs, which was deposited during the fault slip. b) Cemented fault breccia, and c) conjugate fault (D13) with poorly cemented breccia zone

200 150. ábra. Látkép a Bucka-hegy nyugati peremvetőjére (LZ) A levetett oldalon a mai felszín alatt eltemetett negyedidőszaki patakmedrek lehetnek, amelyek elvetett folytatásai a fennmaradt blokk szárazvölgyei Figure 150. View to the western boundary fault of the Bucka Hill (LZ) In the hanging wall Quaternary valley-filling sediments occur below the surface, which could continue before faulting into wind gaps valleys of the footwall bizonytalan, de a Vértesacsai Formáció képződése után történhetett. A vetőrendszer déli végén, a Csákberény melletti Bucka-hegy, Lóállási-hegy előterében a földtani és vízhálózati adatok együttes értelmezése segít az alacsonyodó, keskenyedő Kelet-Vértesi-hát nyugati peremvetőjének neotektonikai elemzésében (150. ábra). A vető nyugati előterőben több fúrás is vastag kvarter rétegsort írt le, melyek egykor kelet felé haladó vízfolyásokban rakódhattak le. A völgyeket ma proluviális hordalékkúp fedi. A kvarter képződmények talpát elektromos geofizikai szelvényekkel is leképeztük. Ez a talpfelszín alacsonyabban van, mint a háton meglevő 151. ábra. Látkép a Bucka-hegy keleti lejtőjére keletről, a Közép- legmélyebb völgyek talpa. A háton olyan völgyek jelennek hegyről (FL) A lejtőt olyan völgyek tagolják, amelyek nyugati forrásuktól elvágott a hát nyugati meg, amelyek gyakorlatilag a Bucka-hegy nyugati (takart) peremvetője vetőletörésétől indulnak kelet felé (151. ábra), ma vízfolyás Figure 151. View to the eastern slope of the Bucka Hill looking from the nincs bennük. Nyugati folytatásuk szükségszerű, de ma east, from the Közép Hill (FL) már nem látszik. Feltételezzük, hogy a kiemelt száraz The slope is dissected by wind gaps, which correspond to former valleys cut away völgyek és az eltemetett, kitöltött medrek egykor from the source area by the western bondary fault of the hill (not seen in the picture) összefüggtek, és a nyugati peremvető szakította szét azokat. A mozgás negyedidőszaki, látszólag normál, bár pontos kinematika itt sem áll rendelkezésre. Talán e mozgásokhoz köthető, hogy a Horog-völgy kijáratában levő fejőben a II. szintbe sorolt proluviumban számos tört kavics, kőzettörmelék mérhető; a kavicstörések egy része párhuzamos a Kelet-Vértesi-hát peremvetőivel (Fodor et al. 2007).

A Móri-árok északi része – Által-ér

A Móri-árok északi része, illetve az Által-ér forrásvidéke morfológiai szempontból az egyik legösszetettebb terület. Neotektonikai szempontból a legfontosabb jelzés a híres 1810-es móri földrengés. A korabeli, igen pontos leírások elemzésével a rengés intenzitása és epicentruma elég jól megadható (lásd a Földrengések a Vértes környezetében fejezetet, ill. SZEIDOVICZ 1987). Mivel a szóban forgó területen viszonylag kevés szerkezeti elemről igazolható, hogy a késő-miocén üledékeket deformálja, így joggal feltételezhetjük, hogy a földrengés a Vértes délnyugati nagy letöréséhez, a Móri- peremvetőhöz kapcsolható (XXIII. tábla). Érdemes azonban számba venni más földtani-morfológiai adatokat is, és a neotektonikus deformációt beilleszteni a felszínfejlődés menetébe. Mint a korábbi fejezetekben leírtuk, a Móri-peremvető 1–1,2 km-es elvetése részben az oligocénben (D7), illetve több miocén–kora-pliocén fázisban ment végbe. Az Antal-hegy nyugati csücskén a peremvető szétágazik; fő ága ÉNy felé, Árkipuszta felé húzódik, míg egy másik ág ÉÉK felé fordulva a Márkus-hegytől délre halad (XXIII. tábla). A főág az Által-ér nagy kanyarjától északra többfelé ágazik. A legkeletibb ág metszi a Szőke-hegy gerincét és a pusztavámi Száraz-hegy mentén halad. A középső ág a Szarvas-hegy keleti előteréig követhető. A nyugati ág egy ideig a felső Által-ér mentén, a Szőke-hegy délnyugati oldalán halad, majd a hátat metszve, a Szarvas-hegy fő csúcsa felé húz. A Szárazhegyi-vetőág szinte érintkezik a D12 fázisnál leírt Tehénhegyi-vetővel, amely az eddigiekkel ellentétben nem délnyugat felé, hanem keletre dől (XXIII. tábla).

201 A fent leírt vetők végpontjainak közeléből, a Bársonyos legmagasabb pontjának, a Kopasz-hegynek a tájékáról három, DK felé lejtő geomorfológiai felszín indul ki. A felszíneket borító üledék kavicsfoszlányai rossz feltárásokban sok helyen kibukkannak a fiatal lösz és futóhomok alól. A legdélibb felszín (a Szőke-hegy gerince) az Által-ér kanyarján túl, a Márkus- hegyi szőlőkben is folytatódik (XXIII. tábla). A Tehén-hegy táján a lepusztulási felszínek közel vízszintesek vagy enyhén északnyugat felé dőlnek. A Tehénhegyi-vető levetett K-i szárnyán csak jóval fiatalabb, az ős-Által-érhez köthető proluviális-fluviális felszínek találhatók, és ezek szinte vízszintesek. A vetőágak és a Bársonyos lepusztulási felszínei között összefüggés fedezhető fel. A hosszan délkelet felé dőlő felszínek az Antal-hegy peremvetői felé lejtenek. Több feltárásban ismert a proluvium anyaga, amelyben eocén és Dachsteini mészkőtömb is előfordul. Ezek származása a mai lejtésviszonyok között nem lenne megoldható, hiszen a Vértesen (és esetleg a távoli Bakonyon) kívül más forrásterület nem jöhet szóba. Feltehetjük tehát, hogy a hegylábfelszínek eredetileg a Vértes felől ÉNy-ra lejtettek, amint ezt északabbra, Oroszlány és Dad táján tapasztalhatjuk a pQ szintbe sorolt felszíneknél. Ez az egykor egységes lepusztulási felszín a Kopasz-hegynél metszi az oligocén–pannóniai üledékes határfelszínt, majd pannóniai üledék felett halad ÉNy felé. E felszíneken szállítódtak ÉNy felé a vértesi eredetű kőzettömbök. A hegylábfelszínek később, tektonikai hatásra billentődtek DK felé, feltehetően az Antal-hegy peremvetőinek működése következtében. A kibillenés folyamatát a Móri-peremvető ágainak működése irányíthatta. A felszínek dőlésiránya közel párhuzamos ezen ÉNy-i irányú vetőágakkal. Bár egyes ágak a lepusztulási felszíneket átvágják és a felszínen deformáció nem igazolható, a keleti vetőágnál más a helyzet; a Száraz-hegynél a keleti vetőág elmozdítani látszik eme lepusztulási felszínek egyikét, amely a vetőtől keletre, a mai Által-ér felé az átlagosnál kiemeltebbé és meredekebbé válik. A délkeleties kibillenéssel kapcsolatos szeizmikus eseményekhez köthetők a pusztavámi szeméttelep kvarter fedőjében észlelt kavicsredők és kavicsnyelvek, amelyek üledékfolyósodás révén keletkezhettek és a mai lejtő irányába mozogtak (XI. tábla, 2.). Az is lehetséges, hogy talajfolyás történt, kombinálódva periglaciális jelenségekkel. Végül több tényező együttes hatására is gondolhatunk, ahol a földrengés távoli hatása közvetve idézi elő a (fagyott) talaj instabilitását és megfolyását. Földrengés (tektonikus deformáció) szerepét hangsúlyozza, hogy a kavicsok egy része törött. A törési síkok közel párhuzamosak a Pusztavámi-árok peremvetőivel, tehát a kavicstörés kialakulásáért a fagyás egyedül nem tehető felelőssé (FODOR et al. 2007). Az Antal-hegyi északnyugati peremvető esetleges kvarter aktivitásával kapcsolatos a hegy oldalának csuszamlásokkal teljesen átformált képe; ez azonban pusztán a fedő eocén mészkő és fekü eocén márga felépítésből is következhet. A lepusztulási felszínek kibillenése Pusztavámtól északra már nem nyomozható, mivel azok innen valószínűleg lepusztultak. A kibillenésért alapvetően felelős Antal-hegyi északnyugati peremvető már nem volt aktív a Tehén-heggyel szemben, a vértesszentkereszti kolostor táján. Itt ugyanis a fiatalabb IIIa–IIIb szintbe sorolt proluviális-eolikus képződmények a vetőkön átlépnek. Ezzel szemben, a Tehénhegyi-vető kisebb felújulása nem kizárt; a vető menti süllyedés több száz méter széles lapos völgyek (teraszfelszínek) kialakulását tehette lehetővé. Érdemes elemezni az Által-ér nagy kanyarjának („áttörésének”) és a Móri-árok északi részének DK-i irányban folyó vízfolyásainak neotektonikai értelmezését. A Móri-peremvető ÉNy–DK-i csapású szakasza párhuzamos az árok északi részének vízfolyásaival, a Móri-vízzel, a Móron át folyó Káposzta- és Kút-érrel, illetve az Által-ér legfelső szakaszával: gyanítható tehát a vízfolyások passzív vagy aktív szerkezeti kontrollja. A vízfolyások völgye jellegzetesen aszimmetrikus, meredek ÉK-i és lapos DNy-i oldalak határolják. A meredek oldalakon számos kisebb völgybevágódás és csuszamlás jelenik meg, míg a lapos völgyoldalak morfológiailag alig tagoltak. A völgyek ezen aszimmetrikus alakját a kvarter alatti oligocén üledékek geometriája (is) befolyásolja; a szeizmikus szelvényen jól látható, hogy a rétegek kissé a Móri-peremvető felé dőlnek, ami már az oligo-miocén deformációs fázisokban is létrejhetett. Ha nem tételezünk fel szerkezeti mozgásokat, akkor a párhuzamos vízfolyások azonos topográfiai szinten jöttek létre. Ezután a mai Móri-víz fölött levő völgy valamilyen okból jobban bevágódott, és így a völgy egy alacsonyabb ellenálló rétegcsoport fölé került. Ez a folyamat többször megismétlődött, és mindig hasonló völgykeresztmetszetet eredményezett. Alternatív megoldásként lehetséges, hogy a DNy felé fokozatosan alacsonyabb helyzetű, párhuzamos völgyek eredetileg egy szinten alakultak ki, majd vetők mentén süllyedtek mélyebbre (az Által-ér ma mintegy 50 méterrel magasabban folyik, mint a Móri-víz) és a vetők felé billentek. A Káposzta-ér esetében ezt a megoldást ábrázoltuk, habár konkrét bizonyítékunk a vetőre nincs (XXIII. tábla). Az Által-ér felső szakasza esetében más a helyzet, mivel e patak a valószínűleg aktív Móri- peremvetővel jórészt párhuzamos, másrészt a móri földrengés miatt van közvetett utalás annak negyedidőszaki aktivitására. A móri szeméttelep falában a vető felé billentett kvarter képződményekben észleltük azokat az üledékes redőket, amelyek szintén kapcsolhatók földrengéshez (XI. tábla, 4.). A deformációk talajfolyás hatására is előállhattak, és a redők kialakulásában szerepet játszhatott a fagyhatás, illetve a fagyás-olvadás ciklikus ismétlődése is. Még ha a deformáció közvetlenül atektonikus is, a talajfolyás kapcsolatban lehet azzal kibillenéssel, ami a Móri-peremvető felé döntötte a blokkot. A fenti komplex érvrendszer alapján úgy véljük, a Móri-peremvető és annak ágai a negyedidőszakban is aktívak voltak. Mozgásuk váltotta ki egyes geomorfológiai felszínek és rajtuk települő üledékek kibillenését, ami üledékes deformációkhoz vagy üledékfolyósodás révén szeizmitek kialakulásához vezetett. A kvarter kavicsok törésének egy részét is kapcsolhatjuk szeizmikus eseményekhez. A feltételezett vetőműködés kinematikájára és nagyságára nincsenek adataink. A Móri-peremvetőt a regionális feszültségmezőbe illesztve jobbos eltolódás vagy rátolódás becsülhető annak mentén.

202 FÖLDRENGÉSEK A VÉRTES KÖRNYEZETÉBEN

A földrengések eloszlásának megértése jelentősen hozzájárul a neotektonikai defor- mációról alkotott elképzelésekhez. A Vértes területén több történeti és műszeresen re- gisztrált földrengés ismert. Ezek konkrét neotektonikai szerkezettel való kapcsolatának vizsgálata a jelen térképezés során megkez- dődött (FODOR et al. 2007) és az eredmények- ről a Szerkezetföldtan fejezetben írtunk. A leírt értelmezés azonban nem lenne teljes a földrengések ismertetése nélkül. Bár pusztító méretű földrengések ritkán pattannak ki a Kárpát-medencében, mégis hosszú történelmi múltra tekintenek vissza a rájuk vonatkozó feljegyzések. A rengések egy része komoly 152. ábra. KITAIBEL és TOMTSÁNYI térképe (1960, faximile) ami a legerősebben károkat is okozott, az egyik legerősebb épp megrázott területeket jelöli Mór térségében pattant ki 1810. január 18-án Figure 152. The map of KITAIBEL, TOMTSÁNYI (1960, faximile) showing the most este 6 óra körül. Erőssége a Richter skálán 5,4 damaged are due to the Mór earthquake volt, intenzitása pedig a 12 fokos EMS skálán elérte a 8. fokot. Néhányan meg is sérültek, és haláleset is volt. Az épületekben súlyos károkat okozott Mór és Isztimér környékén, valamint a Móri-árok szűk sávjában. A rengés Budán pánikot okozott, de érezték Bécsben, Sopronban, Debrecenben és Baja területén is. A királyi Helytartótanács kérésére egy Tudós Bizottság alakult azzal a céllal, hogy kiderítsék a földrengés okait. Kitaibel Pál és Tomtsányi Ádám a pesti egyetem professzorai és Novák József megyei főorvos bejárták a rengés által érintett területet. 1814-ben megjelent kiadványukban (KITAIBEL, TOMTSÁNYI 1814) a rengés okait és hatását tudományos módszereket használva vizsgálták. Egy térképet is szerkesztettek, amin vonallal jelölték a legerősebben megrázott területeket, és ábrázolták a földrengés során keletkezett töréseket, valamint a rengés fő lökésirányát (152., 153. ábra). A térképet 1960-ban az Akadémiai Kiadó újra kiadta. Ez a térkép a világon az első, tudományos vizsgálaton alapuló izoszeiszta-térkép. A szerzők két lehetséges okot adtak a földrengés eredetére. Az egyik szerint a felszínalatti szenek begyulladtak, és az üregekben gőz képződött, amelynek nyomása hirtelen szétfeszítette a felette levő rétegeket. A másik elképzelés szerint felszín alatti elektromos kisülések hozták létre a rengéseket. A főrengést körülbelül 1000 utórengés követte, amit egy leleményes kertész Csákváron a faágakra helyezett csengők segítségével figyelt meg. A feljegyzései 153. ábra. Az izoszeiszta térkép egy nagyított része. A nyilak sajnos elvesztek. a főrengés irányát mutatják A felszíni jelenségek megfigyelése alapján készült izoszeiszta- Figure 153. Enlarged detail of the isoseismal map. The térképek lehetővé teszik a földrengés helyének és mélységének arrows show the direction of the main shock körülbelüli meghatározását. A móri földrengés esetén SZEIDOVITZ

203 154. ábra. A móri földrengés izoszeiszta térképe az MSK skálán 155. ábra. A Vértes hegység és környékének földrengései (Mercalli–Sieberg-Cancani skála) meghatározott intenzitás értékek- Figure 155. Epicenter location of earthquakes in the Vértes and kel (átdolgozva SZEIDOVITZ 1987) surrounding regions Figure 154. Isoseism of the Mór earthquake with the signs of intensity on MSK 64 scale (revised by SZEIDOVITZ 1987) (1987, 1990) összegyűjtötte az erre vonatkozó korabeli adatokat (Kitaibel, Tomtsányi és Novák adatait is) és 18±5 km-ben határozta meg a földrengés mélységét (154. ábra) RÉTHLY (1952) gyűjtötte össze Magyarország történelmi rengéseit, és egy jól dokumentált katalógust szerkesztett. Ma már rendelkezésünkre áll a Magyar földrengés katalógus (ZSÍROS 2000), amely 371 történelmi és műszerekkel regisztrált eseményt említ a Vértes hegység területéről (155. ábra). A történelmi adatok nagyon pontatlanok, sokszor a rengés kipattanási ideje csak napra pontos, a rengés epicentruma pedig a legközelebbi településhez kapcsolja. Pontosabb adataink 1996-tól vannak. 1995-ben egy jelentős fejlesztés keretében a Nemzetközi Atomenergia Ügynökség javaslatára a Paksi Atomerőmű Rt. az atomerőmű telephelyének tágabb környezetében jó minőségű digitális szeizmográfokkal felszerelt, új földrengés-regisztráló hálózatot hozott létre. Az évente kiadott évkönyvek (TÓTH et al. 1996–2007) 156. ábra. A földrengések fészekmélység eloszlása 1800 és 2007 között már az ezzel a hálózattal kiegészült földrengés- Figure 156. Hypocenter depth distribution of earthquakes over the period from adatokat tartalmazzák. A hálózat egyik állomását 1800 to 2007 Csákvárra telepítették 1996-ban, amelyet 2001-ben Gántra helyeztek át. Az elmúlt évtizedben a Vértes területén 64 földrengés pattant ki. Több olyan esemény is történt, amelyeket csak a gánti állomás regisztrált, ezért nem lehetett pontosan meghatározni azok epicentrumát, így kimaradtak a katalógusból. A legutóbbi földrengés 2007. december 21-én volt. Az epicentrum meghatározási pontossága 34 esetben 10 km alatti (háromszöggel jelölve a 155. ábrán), és több mint 30 esetben 10 km fölötti (körrel jelölve a 155. ábrán). Az epicentrumok eloszlása a Móri-árok körül főleg a Vértes hegység keleti oldalára és előterére terjednek ki. A 156. ábrán feltüntetett földrengések mélységének meghatározása nagyon pontatlan az 157. ábra. A földrengések magnitúdóeloszlása 1800 és 2007 között állomások kis száma miatt. A korábbi fészekmélység Figure 157. The magnitude distribution of earthquakes over the period from 1800 számítások RICHTER (1942) és BLAKE (1941) képletét to 2007 használták. KÖVESLIGETHY (1907) pedig egy

204 egyszerűsített képletet használt a makroszeizmikus adatokból való fészekmélység kiszámításra. Ezek a számítások sokszor nagyon bizonytalanok. A műszeres adatokból meghatározott mélységértékek is pontatlanok. Az állomáshálózat fejlesztésével lehetne a helyzeten javítani, akár 2–4 km-es pontosság is elérhető lenne. A fészekmélységértékek alapján a rengések jelentős része körülbelül 10 km mélyen pattan ki (156. ábra). A Kárpát-medencében a földrengések nagy része 6 és 15 km mélyen keletkezik (ZSÍROS 1989; TÓTH et al. 2002). A Vértes hegységi rengések 11%-ának mélységadatát ismerjük. A magnitúdóeloszlás alapján az ML2–3 erősségű rengések a leggyakoribbak. Csak 11 rengésnek volt 158. ábra. A földrengések havi eloszlása 1800 és 2007 között erősebb ML4,0 értéknél (157. ábra). Ezek Mór és Figure 158. Monthly distribution of earthquakes over the period from 1800 to Várpalota nagyobb rengéseivel, és utórengésivel 2007 kapcsolatosak. A földrengések havi eloszlásának (158. ábra) márciusi kiemelkedő csúcsa a várpalotai (1927. 03. 04. ML3,4) főrengés és az azt követő sok utórengés eredménye. A kis rengéseket nagyon nehéz elkülöníteni a bányarobbantásoktól. A Vértes hegység területén több bánya is működik, és a szeizmológiai állomások ezek robbantásait is regisztrálják. A földrengések napi eloszlásában rendszerint meg- jelenik egy nappali csúcs 11 és 14 óra között. Ez a csúcs a bányák működésének köszönhető, kiszűrésére többféle módszer létezik (KISZELY 2001). A legegyszerűbb a következő módszer. A kőbányák rendszerint hétköznapokon nappal dolgoznak, és mindig hasonló méretű robbantást alkalmaznak. Ezek alapján ki tudjuk szűrni a robbantások nagy részét a katalógusból, és a 159. ábra szerint a rengések órák 159. ábra. A földrengések napi eloszlása 1900 és 2007 között szerinti eloszlása változó képet mutat, de egyértelmű Figure 159. Diurnal distribution of earthquakes over the period from 1900 to 2007 maximumot nem jelöltünk ki. Csak két rengés esetén sikerült fókuszmechanizmust meghatározni (TÓTH et al. 2002a). Az egyik ÉK–DNy, a másik ~K–Ny irányú maximális horizontális feszültségtengelyt mutat, ami jól illeszkedik a Kárpát-medence helyi feszültség- mezejéhez (BADA et al. 1998, 2007). Összegzésként elmondhatjuk, hogy a terület ma is aktív, kisebb rengések a mai napig is előfordulnak Mór környékén. A történelmi rengések azt mutatják, hogy az ML5-nél erősebb rengésekre 200 év a visszatérési idő.

205 FEJLÕDÉSTÖRTÉNET

Prealpi fejlődéstörténet

A Vértes kaledóniai és variszkuszi fejlődéstörténetéről meglehetősen hézagos ismeretek állnak rendelkezésre a földtani adatok szórványos jellege és a képződmények bizonytalan besorolása miatt, ezért arról csak nagyvonalú ismertetés adható a Dunántúli-középhegység prealpi történetén belül (FÜLÖP 1990, CSÁSZÁR in BUDAI et al. 1999, GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004, CSÁSZÁR 2005 alapján). Az ópaleozoikum túlnyomó részben nyílt, pelágikus medencében zajló üledékképződését finomszemű sziliciklasztos üledékek lerakódása jellemezte, amelyet a késő-ordovícium, majd a szilur–devon során időről időre vulkáni események szakítottak meg. A devonban jelentősen megnőtt a sekélytengeri platformok kiterjedése, amelyek a pelágikus régióba is szolgáltattak karbonátiszapot. A kora-karbonban folytatódott a karbonátok és szilici- klasztitok lerakódása a különböző üledékképződési környezetekben. A variszkuszi orogenezis folyamán a kőzeteket anchi–epizónás regionális metamorfózis érte és — a balatonfői területhez hasonlóan — takaróképződés is történhetett (DUDKO 1988, DUDKO in GYALOG, HORVÁTH szerk. 2004). Az orogenezis végső szakaszához, vagy már az alpi fejlődéstörténet kezdeti eseményéhez köthető a hipabisszikus mész- alkáli gránitplutonizmus a késő-karbonban, amely- nek kihűlési fázisa a kora-permbe is átnyúlt.

Alpi fejlődéstörténet

Szárazulati és sekélytengeri üledékképződés a késő-permben

A Dunántúli-középhegység alpi fejlődés- 160. ábra. A Vértes és környéke üledékképződési környezetének főbb fejlődési történetét a perm során zajló kontinentális riftesedés szakaszai a késő-paleozoikumtól a középső-juráig és az azzal párhuzamosan zajló savanyú vulkanizmus 1. sziliciklasztit; 2. evaporit; 3. lagúna fáciesű dolomit; 4. platform fáciesű dolomit; 5. platform b fáciesű mészkő; 6. medence fáciesű mészkő; 7. neptuni telér; 8. szinszediment vető, P2–3 = vezette be. Az ezt követő késő-permi transzgresszió t d mt Balatonfelvidéki Homokkő, P3 = Tabajdi F., P3 = Dinnyési Dolomit, T2 = Megyehegyi és nyomán a szemiarid klímájú szárazföldi alluviális f d c Tagyoni F., T3 = Fődolomit, T3 = Dachsteini Mészkő, J2 = Csókakői Mészkő síkságot (Balatonfelvidéki Homokkő) a mai irány Figure 160. Major evolutionary phases of the depositional environment of the szerint ÉK felől előrenyomuló sekélytenger borította Vértes and its surroundings from the Late Palaeozoic to the Middle el (160. ábra). A szárazföld és a sekélytenger határán Jurassic kialakult peritidális szebka (Tabajdi Evaporit) és 1. siliciclastite; 2. evaporite; 3. dolomite of lagoon facies; 4. dolomite of platform facies; 5. limestone of platform facies; 6. limestone of basin facies; 7. neptunian dyke; 8. synsedimentary sekély szubtidális lagúna (Dinnyési Dolomit) a b t d mt fault, P2–3 = Balatonfelvidék Sandstone, P3 = Tabajd Fm, P3 = Dinnyés Dolomite, T2 = f d c Keleti-Bakony és a Velencei-tó között, a Vértes déli Megyehegy and Tagyon Fm, T3 = Maindolomite, T3 = Dachstein Limestone, J2 = Csókakő Limestone előterében alakult ki (MAJOROS 1980, 1983; HAAS et

207 al. 1988; FÜLÖP 1990; HAAS, BUDAI 1995). Ehhez hasonló a késő-permi ősföldrajzi környezetek kapcsolata a Déli- Alpokban, ahol a lombardiai területet uraló alluviális síkságot (Verrucano Lombardo, Val Gardena-i Homokkő) KÉK felé parti szebka (Bellerophon F. „fiamazza fácies”), majd sekélytengeri nyílt lagúna váltotta fel (Bellerophon F. „badiota fácies”) a Dolomitok területén (PASINI et al. 1986, BROGLIO LORIGA et al. 1990).

Törmelékes-karbonátos sekélytengeri rámpa a kora-triászban A perm-triász határon lezajlott tengerszint-emelkedés nyomán a mai irány szerint DNy felé terjedő transzgresszió elérte a bakonyi szárazulatot is, ennek megfelelően a késő-perm ősföldrajzi határok is DNy felé mozdultak el az enyhe lejtésű, sekélytengerrel borított rámpán (HAAS, BUDAI 1995). A Vértes előterében az indusi során viszonylag nyílt külső self medence jött létre (Alcsútdobozi Mészkő), amelyet a bakonyi belső self lagúnától (Arácsi Márga) ooidos homokzátonyok sora választott el (HAAS et al. 1988). Az indusi-olenyoki korszakhatár környékén felerősödött a sziliciklaszt beáramlása az üledékgyűjtőbe (Zánkai Homokkő). Ez, az úgynevezett „campili esemény” a Nyugati-Tethys jelentős területein azonosítható, amelyet egyes szerzők a klíma humidabbá válásának (HAAS, BUDAI 1999), illetve a pusztuló háttér tektonikus kiemelkedésének tulajdonítanak (BROGLIO LORIGA et al. 1990, HAAS et al. 2002). A vízszint ezt követő relatív csökkenésének és a klíma szárazabbá válásának eredményeként sekélytengeri, bepárlódó vizű lagúna alakult ki (Hidegkúti Dolomit). Az olenyoki második felében ismét erőteljesen emelkedett a tengerszint, ennek nyomán szubtidális nyílt selfmedencében zajlott az üledékképződés (Csopaki Márga). A sziliciklaszt mennyisége és a szemcseméret növekedése arra utal, hogy a kora-triász végére a medence feltöltőésével a törmelékes–karbonátos rámpa sekéllyé vált (BROGLIO LORIGA et al. 1990, BUDAI, HAAS 1997).

Sekélytengeri karbonátplatform fejlődése a középső- és a késő-triászban A Vértes középső-triász fejlődéstörténetének anisusi és kora-ladin szakaszáról meglehetősen hézagos ismeretek állnak rendelkezésre. A kora-anisusi sekélytengeri karbonátok képződése feltehetően itt is sekély szubtidális arid (Aszófői Dolomit), majd rosszul szellőzött mély szubtidális lagúnában zajlott (Iszkahegyi Mészkő), akárcsak a Bakonyban. A kora- anisusi végén kialakult sekélyszubtidális karbonátrámpa (Megyehegyi Dolomit) a középső-anisusi szinszediment blokktektonika hatására feldarabolódott (BUDAI, VÖRÖS 1992, HAAS, BUDAI 1995), és a Dunántúli-középhegység területén kisebb-nagyobb kiterjedésű, félárok- vagy árokszerű, hemipelágikus medencék alakultak ki (Felsőörsi Mészkő). A Vértes területe (160. ábra) valószínűleg kiemelt helyzetben maradt blokkhoz tartozott (BUDAI 2004), ahol az anisusi és a ladin során folyamatosan épült a sekélytengeri karbonátplatform (Tagyoni és Budaörsi Formáció). A riftesedést követően, a késő- triász folyamán a Vértes is a Neo-Tethys passzív kontinentális peremén helyezkedhetett el, ahol a jelentős kéregsüllyedést a korábbi riftesedést kiváltó szerkezeti esemény térben és időben távoli utóhatásának tekinthetjük. A tengerszint relatív emelkedése nyomán a vértesi platform rövid időre kissé mélyebb szublitorális környezetbe került a karni korai szakaszában (Hajdúvágási Tagozat), ezzel egy időben metamorf kőzetekből és vulkanitokból felépülő szárazulati térszínen lepusztulás is zajlott (BUDAI et al. 2005). A platformlagúna környezet fejlődése ezt követően ismét zavartalan volt a késő-karniig (Sédvölgyi Dolomit), amelyet ekkor egy újabb kimélyülési esemény szakított meg átmenetileg (Csákberényi Tagozat). Az intraplatform medencék kialakulását kisebb szerkezeti mozgások is kísérhették, de erre konkrétan csak igen kevés üledékes telér és korai (billenés előtti) törés utal. A karni platformok közötti medencék végső feltöltődésének eredményeként nagy kiterjedésű árapálysíkság jött létre a karni utolsó szakaszában, amelyen a sekélytengeri karbonátok lerakódása kezdetben arid (Fődolomit), később humidabb klímán (Dachsteini Mészkő) zajlott a triász végéig.

A tenger alatti hátságok és medencék kialakulása a kora-jurában Az Atlantikum, ezen belül is a Közép-Atlantikum kezdődő kinyílásával kapcsolatos lemezmozgás következtében (ZIEGLER 1987) az alpi Tethys tágabb térségében is húzófeszültség lépett fel. E folyamat hatása az alpi Tethys területén belül legmarkánsabban a késő-triász–kora-jura tágulásos deformációban majd a Piemonti–Liguriai (Pennini) óceáni ág középső- jura kinyílásában nyilvánult meg. Ennek során megkezdődött a triász (Dachsteini típusú) karbonátplatform(ok) feldarabolódása és részleges lesüllyedése. A dunántúli-középhegységi üledékgyűjtő területén belül jelentős mérvű környezeti különbségek alakultak ki a jura elején. A Déli-Bakonyban és az Északi-Bakony DNy-i részén a relatív vízszint csekély mértékben emelkedett a platform területén (Kardosréti Mészkő), míg a Vértes területén nem történt üledékképződés. A Móri-peremvető környezetében ismert kora-jura hasadékkitöltések (Pisznicei Mészkő, Hierlatzi Mészkő) arra utalnak, hogy a Vértes területén már ekkor megkezdődött a tenger alatti hátság kialakulása. A kialakulóban levő Vértesi-hátság a Csóka-hegy környezetében ritkán előforduló Hierlatzi Mészkő, a mélyebb üledékgyűjtőben megjelenő Pisznicei Mészkő és az Isztiméri Mészkő egyértelműen jelzi az üledékképződési környezetben beállt további változást (mélyülést), valamint egy tagolt aljzat- domborzat létrejöttét. Ez együttesen utalhat arra, hogy a karbonátplatform feldarabolódását eredményező, kismértékű

208 töréses deformáció már a kora-jurában megkezdődhetett, de erre egyértelmű szerkezeti bizonyítékot (telért, vetőt) csak keveset találtunk. A Vértes hátságától délnyugatra viszonylag mély (Isztiméri Mészkő), míg attól északra és északnyugatra sekélyebb mélységű medence jött létre a kora-jurában (Törökbükki Mészkő). Ezt követően a hátságtól kissé távolabb nyílt medenceterületen zajlott az üledékképződés az oroszlányi térségben (Tűzkövesárki Mészkő), majd a tengerszint jelentős mértékben tovább emelkedett a toarci folyamán, ezzel párhuzamosan a karbonátprodukció is lecsökkent (Kisgerecsei Márga).

A medence mélyülése majd sekélyülése, hátsági üledékképződés és hátságperemi hasadékképződés a középső–késő-jurában A középső-jura korai szakaszában a Dunántúli-középhegység teljes területén folytatódott a toarci folyamán kialakult mélytengeri üledékképződés (Tölgyháti Mészkő, Eplényi Mészkő). Ugyanakkor, a Liguriai óceáni ág létrejöttével egy időben, a felerősödő tágulásos deformáció hatására nagymérvű hasadékképződés, illetve félárokképződés zajlott a mediterrán térség nagy részén (SCHMIED et al. 2004). A Vértes hátságának DNy-i peremén mély (160. ábra), a Fődolomitba is mélyen lehatoló hasadékrendszer (esetleg kis árok?) jött létre a D1 deformációs fázis során (Csókakői Mészkő), amelynek aktivitása az őslénytani adatok alapján valószínűleg két fázisra különült el (GALÁCZ 1995, FERENCZ 2004). A deformációt jellemző feszültségmezőt ÉÉK–DDNy-i vagy helyenként erre merőleges széthúzás jellemezte (XXIV. tábla). Ez a közel kétirányú széthúzás a riftes területeken felléphet, főleg a transzform vetőkkel sűrűn tagolt rifteknél. A jura medence a callovi–kimmeridgei korszakok idején érhette el legnagyobb mélységét, a Vértes szűkebb környezetében a Móri-árok egykori területén (Lókúti Radiolarit). A késő-jura során a Vértes környezetében a tengermedence fokozatosan vált egyre sekélyebbé, a tenger alatti hátság közelségét jelzi a crinoideás közbetelepülések megjelenése a medenceüledékekben (Pálihálási Mészkő, Szentivánhegyi Mészkő). Ezen üledékképződési folyamatokat kis mértékű tágulásos deformáció kísérte, mint azt a Móri-peremvető letörési zónájában megfigyelt, Szentivánhegyi Mészkő kitöltésű telér és az Éles-kő alatti kis vetők jelzik.

Felboltozódás és a medence kettészakadása a jura végén és a kora-krétában A Neo-Tethys mellétei ágának bezáródását (szubdukcióját) az óceáni kéreg egy részének obdukciója jellemezte a jura közepétől kezdődően. Bár ezek a folyamatok a Dunántúli-középhegységtől ÉK-re történhettek, a kőzettestek rátolódásának hatása azonban a Dunántúli-középhegység ÉK-i térségében nyilvánult meg. A kompressziós folyamatok eredményeként a Vértestől ÉK-re, a Gerecse térségében tagolt aljzatú, mélyülő, flis jellegű sziliciklasztos medence alakult ki, amelynek É-i, a mai Magyarországon kívül eső határát az óceáni aljzat obdukált anyagát is tartalmazó szigetív szabta meg (BALLA 1981). E szigetívnek, valamint az obdukálódott ultrabázitoknak, bázitoknak és más mezozoos kőzeteknek, leginkább a radiolaritnak áthalmozott törmeléke a gerecsei flisvályúba szállítódott (Lábatlani Homokkő). Ezzel párhuzamosan a Déli- Bakonyban tovább folytatódott a karbonátok lerakódása (Sümegi Márga). A két medence közötti tengeralatti hátság (az ún. forebulge) nagyobbik részén széles övben, így a Vértesben is szünetelt az üledékképződés az apti korszak fiatalabb szakaszáig, a Tatai Mészkő lerakódásának kezdetéig. Ezek az üledékképződési jellegek a kéreghajlásos előtéri medencékre (foreland flexural basin) jellemzőek, amely modellt több tanulmány választotta a Gerecse és a Vértes kora-kréta történetének értelmezéséhez (ÁRGYELÁN 1993; CSÁSZÁR, ÁRGYELÁN 1994; CSÁSZÁR 1995; TARI 1994, 1995, MINDSZENTY et al. 2001; CSÁSZÁR 2002). A kéreghajlásos medence fejlődését POCSAI, CSONTOS (2006) a Tatai Mészkő lerakódásnak idejére is kiterjesztette. Az általuk és LELKES (1990) által korábban megfigyelt üledékképződési jegyek valóban arra utalnak, hogy a Tatai Mészkő lerakódása alatt jelentősebb szerkezeti mozgások történhettek. Az albai elején a felboltozódó hát (forebulge), azaz a Vértes déli része és az attól DNy-ra eső terület szárazulattá vált, ahol jelentős mérvű erózió zajlott, amely a Vértesben még az apti képződményeket is érinthette. A Vértestől DNy-ra az ún. albai bauxitok bakonyi megjelenése e hosszantartó szárazulati periódust jelezné (MINDSZENTY et al. 1994, 2001). Térképezésünk nem tudott kimutatni olyan térképi méretű szerkezeteket, amely e kéreghajlásos medencefejlődéshez lenne kapcsolható (XXIV. tábla). A D2(?) fázisba sorolt, csak feltárás-méretben jelentkező szerkezetek kis számúak, feszültségterük sem igazán kompressziós, és értelmezésük kétséges. POCSAI, CSONTOS (2006) már a Tatai Mészkő kialakulása alatt belső rátolódásokat tételez fel a Vértesen belül. Az erre felhozott konkrét szerkezeti példákat (a Vértessomlói-vonalat és a Móri- peremtörést) térképezésünk alapján a fiatalabb, D3 fázisba soroltuk, és a Móri-peremvető esetében vizsgálataink nem igazolták a rátolódásos kinematikát sem; utóbbi esetben inkább egy gyűrődés alatti (albai) normálvetőt valószínűsítünk.

Transzgresszió és gyűrődéses deformáció a kréta középső szakaszában

Térképezésünk adatai (összhangban FODOR 1998 modelljével) azt mutatják, hogy a kora-albaiban kezdődött meg a Vértes legjelentősebb mezozoos deformációja, amit D3 fázisként tárgyaltunk (XXIV. tábla). A Dunántúli- középhegység (és ezen belül a Vértes) ÉK–DNy-i tengely mentén, ÉNy–DK-i összenyomás hatására meggyűrődött

209 (FÜLÖP 1989, TARI 1995; FODOR 1998). A vértesi Tatai Mészkő legkorábbi deformációja a D3a fázisban, ÉNy–DK-i összenyomás hatására következett be. Az ősföldrajzi, geodinamikai modellek szerint a kora-kréta kéreghajlásos medencét kialakító, nagyjából ÉK–DNy-i (esetleg É–D-i) kompresszió az albai során is éreztette hatását. Erre utal az albai fáciesek DNy felé való eltolódása (áthelyeződése) (CSÁSZÁR 1995, 2002). A kora- és a középső-albai folyamán a Vértes térségében a mai orientáció szerint ÉÉNy–DDK-i csapású övezetes üledékképződési környezet alakult ki (161. ábra). A peremeken létrejött sekélytengeri platform (Környei Mészkő) KÉK felé korlátozottan szellőzött medence irányában progradált, amelyben finom sziliciklasztit és karbonátos üledék rakódott le (Vértessomlói Aleurolit). A középső-albai idején a bizonyos mértékig kiegyenlítettebbé vált térszínen, valószínűleg csapadékosabbá vált körülmények között folyóvízi, mocsári, tavi, egyes területeken tengeri pelites üledékképződés kezdődött (Tési Agyagmárga). A folyóbeömlés környezetében kialakult delta kavicsos homok és kőzetliszt üledéke időnként a sekélytengeri platformot is elborította, ugyanakkor a szinklinális tengelyétől délkeletre dominánsan tengeri üledékképződés zajlott. A progradáló delta sziliciklasztitja és a környei karbonátplatformról származó biogén törmelék egyre nagyobb mértékben töltötte fel a medencét, amely végül a környei karbonátplatform megfulladásához vezetett. Az éghajlat szárazabbá válásával függhet össze, hogy rövid időn belül visszaszorult a sziliciklasztikus üledékképződés a Vértes térségében (majd a Dunántúli-középhegységnek ettől délnyugatra eső területein is), és sekélytengeri karbonátplatform jött létre jelentős területeken (Zirci Mészkő). A késő-albaiban megindult, súlypontjával azonban a cenomanra eső globális érvényű, kb. 150 m-es vízszintemelkedéssel járó transzgressziót (Pénzeskúti Márga) a Vértes északnyugati előterében rövid idejű szárazra kerülés és karsztosodás előzhette meg, erre utalnak a glaukonitos márgával kitöltött karsztos üregek a Zirci Mészkő alsó és középső tagozatában. Egy másik modell szerint ebben a környezetben a szárazföldinél valószínűbbnek tűnhet a tenger alatti karszto- 161. ábra. A progradáló karbonátplatform és kapcsolódó fáciesek a Vértes előterében sodás. Mindazonáltal nagyon kiterjedt jelle- nagyvíz idején csökkenő vízszint mellett, a középső-albai folyamán a) foltzátony (korallok, stromatoporoideák), b) rudista kagylók, c) Dasycladace algák ge, törésekhez nem rendelhető volta erősen Figure 161. Block diagram showing prograding carbonate platform and related facies at megkérdőjelezhetővé teszi ezt a modellt. high stand with decreasing water level in the Vértes Foreland during Middle Albian A cenoman folyamán markáns tenger- a) patch-reef (corals and stromatoporids), b) rudists, c) Dasycladaleans, 1 — Vértessomló Siltstone Fm, 2 — szint-emelkedésre utal a bioturbáció által Környe Limestone Fm, 2a — Kecskéd Mb, 2b — Kocs Mb, 3 — Tés Clay Fm, 3a — Bokod Mb lerontott rétegződés. A Pénzeskúti Márga felső tagozata, amelyet a Bakonyban már a homokkő-betelepülések fölfelé növekvő gyakorisága jellemez, a Vértes előtérben már nem őrződött meg. Mindazonáltal egykori itteni jelenléte aligha lehet kétséges. Ennek és más kréta képződmények nagy részének lepusztulása számos jel szerint a D3c szerkezetalakulás és az azt követő denudációs fázis következménye. A középső-albai–cenoman időszakban tovább folytatódhatott a „középhegységi szinklinálissal” párhuzamos, ÉK–DNy-i csapású redők, flexurák és vak rátolódások (pl. a csákberényi krokodil-szerkezet) létrejötte (XXIV. tábla). A D3b, D3c alfázisok összenyomási irányai alig változhattak, legfeljebb a kompresszió É–D felé való fordulásával számolhatunk. Utóbbi eredménye lehet pl. a csapásiránynak a Vértes ÉK-i részén tapasztalható elcsavarodása is. Az egymásba kapcsolódó D3 deformációs alfázisok együttes hatását tükrözhetik a két legnagyobb szerkezeti elem, a Vértessomlói-rátolódás és a Móri- peremvető letörési zónáját kísérő kompressziós szerkezetek. A deformáció mindkét helyen megkezdődhetett már az albai legelején, de folytatódhatott az albai későbbi szakaszában, valamint a cenoman–coniaciban(?) is. Alpi keretben szemlélve, mindezen belső deformációk a Dunántúli-középhegységi-egység takarós áttolódásához kötődtek a fent jelzett időszakban (HORVÁTH 1993, TARI 1994, FODOR, KOROKNAI 2000, FODOR et al. 2003), melynek eredményeképpen az egység a legmagasabb kelet-alpi takaróvá vált. A kárpáti takaróegységek felé a helyzet látszólag nem ez, mivel éppen északkelet felől történő rátolódás miatt tapasztalunk terheléses meghajlást, aminek alapján a Dunántúli- középhegység a legalsó egységnek tűnne. Valószínű azonban, hogy a kéreghajlásos süllyedést kisebb szerkezeti egységek terhelő hatása váltotta ki, amelyek inkább egy hátratolódás (backthrust) felett mozoghattak az általános takaróképződés irányával ellentétesen dél(kelet), azaz a Dunántúli-középhegység felé.

Lepusztulási időszak a késő-krétától a kora-eocénig A cenoman korszak vége felé a Vértesben és tágabb térségében jelentős mérvű lepusztulással járó általános kiemelkedés zajlott, amely minden valószínűséggel — legalábbis részben — kompressziós erőtérben folyt. A fiatalabb kréta rétegek

210 hiánya ellenére valószínűsíthető, hogy a campani, esetleg a maastrichti korszakban zajló transzgresszió során ez a terület is víz alá került, erre utalnak a paleogén képződményekben ismert késő-kréta nannoplankton-maradványok (BÁLDI- BEKE 1984). A késő-kréta–paleocén során léphetett fel a D4 fázis, amely kisebb eltolódásokat hozott létre (XXIV. tábla). Ugyancsak egy tág időintervallumban, a késő-kréta–kora-eocén során jöhettek létre a Vértesben fellépő vörös vagy barna kalcittelérek (D5 fázis). E tágulásos szerkezetek geodinamikai értelmezése vitatható, lehetséges, hogy a kompressziós szerkezetalakulás végső fázisát jelzik, vagy esetleg a paleogén deformáció kezdeti szakaszán, gyakran helyi tágulásos irányhoz kötötten léptek fel. A paleogén kezdeti szakaszában az egész Dunántúli-középhegység területe szárazulattá vált, ahol jelentős mértékű lepusztulás történt. Ennek következtében trópusi tönkfelszín (etchplain) jött létre (KAISER 1997), amelynek maradványai a Vértesben is kimutathatók. A denudáció típusából, és a tektonikai stabilitásból (nagyon lassú kéregmozgásból) adódóan a lepusztulás minden kőzetfajtát nagyjából egyenlő mértékben érintett. A (szub)trópusi tönkfelszín így a teljes Vértes területén egy meglehetősen elegyengetett felszín lehetett, amelyen valószínűleg nem voltak 10–20 méternél nagyobb kiemelkedések. A triász karbonátok (főleg dolomitok) kismértékben karsztosodtak, és sekély, lapos töbrök alakultak ki, amelyek főleg a gánti bauxitfejtésekben vannak a felszínen (MINDSZENTY et al. 1989, 1995). A denudációval együtt járó (szub)trópusi mállás termékei ezekben a mélyedésekben halmozódtak fel, illetve alakultak bauxittá feltehetően a középső-eocén elején, de nem kizárt, hogy a felhalmozódásig vezető folyamatok (mállás, korábbi mállástermékek áthalmozódása) már a kora-eocénben megkezdődtek. A bauxitképződéssel közel egy időben a terület szomszédságában vulkáni tevékenység folyhatott, hiszen a bauxitban olyan ásványegyüttes található, amely ehhez köthető. A cirkonszemcsék hasadványnyom-vizsgálata egyértelműen rögzíti a vulkanizmus korát, és igazolja annak létét is (DUNKL 1992). A gánti bauxit jórészt korábbi, néhány méterrel magasabban létrejött mállástermékek áthalmozásából és további átalakulásából jött létre a karsztvízszinthez közeli sekély karszttérszínen (MINDSZENTY et al. 1989). A szubtrópusi növényzet esetleges lepusztulása és a szemiarid klíma heves esőzései, valamint a szinszediment deformációs események együttese nagy mértékű talajeróziót okozott, ezért a kissé magasabb karszttérszínen elhelyezkedő bauxitképződmények (Gánti F., Csabpusztai Tagozat) mélyebb szintre halmozódtak át (Oszlopi Tagozat). A tanulmányok valószínűsítették, hogy a gánti felhalmozódást szinszediment szerkezeti vonalak határolják. A bauxiton belül több kisebb szinszediment vető is létrejött (MINDSZENTY, FODOR 2002). A vetőket kísérő szeizmikus események üledékrogyásos redőket (slump fold) is létrehoztak, és további talajáthalmozást válthattak ki. Az allochton és paraautochton bauxitos képződmények a későbbi középső-eocén transzgresszió bázisát alkotják. A transzgresszióhoz köthető az a vasas kéreg, amely a bauxit talpán, illetve a bauxit lerakódásával egyidős vetőlapok mentén jött létre (GERMÁN-HEINS, 1994). A kora-eocén szárazulati esemény alatt jöhetett létre a tatabányai Menyasszony-hegy közelében ismert eolikus homokkő.

Medencék és sekélytengeri karbonátos rámpák kialakulása a középső-eocénben A vértesi eocén üledékképződési területek a Dunántúli paleogén medence részeiként értelmezhetők, amelynek szerkezeti-geodinamikai jellegét illetően több álláspont látott napvilágot, konkrét vértesi adatok elemzése nélkül. BÁLDI, ROYDEN (1988) eltolódásos medencének értelmezte, amit a Budai-hegységben felismerni vélt balos eltolódás is alátámasztani látszott (NAGYMAROSY, BÁLDI 1990). MINDSZENTY et al. (1988) ettől eltérően, félárkokban, azaz extenziós szerkezetekben képzelte el a rétegsor legalján a bauxit lerakódását. TARI (1994) és TARI et al. (1993) ívmögötti flexurális medencének értelmezte a Dunántúli paleogén medencét, amelynek lesüllyedését egy mai helyzetben DK-i irányban rátolt kőzetblokk terhelő hatása váltotta volna ki, de a határoló rátolódást nem tudták azonosítani. FODOR et al. (1992a, 1994) a budai-hegységbeli tektonoszedimentológiai adatokat vetített a Dunántúlra, és az eocén medenceképződést transzpressziós stílusúnak, (Ny)ÉNy–(K)DK-i kompresszió hatásának tulajdonították. A vértesi térképezés a korábbi elméletekkel szemben számos konkrét szerkezeti, tektonoszedimentológiai adatot szolgáltatott az üledékképződés geodinamikai keretének megértéséhez. Elsősorban a vetőminta elemzése igazolta a fő feszültségirányokat, azok σ1 (Ny)ÉNy–(K)DK-i, és σ3 erre merőleges helyzetét. A tektonoszedimentológiai adatok, pl. megfúrt vetőlapok, plasztikus üledékcsúszások, üledékes telérek révén számos eltolódás, normálvető eocén korát igazoltuk, amelyeket a D6 fázisba soroltunk. A térkép alapján ősföldrajzi vázlatokat készítettünk, amelyek alapján a következő kép rajzolódik ki (XVIII., XXIV. tábla). Az ÉNy–DK-i csapású Dadi-hát és a Vértes ma felszínen levő triász gerince az eocénben is kezdetben szárazföldi hátként, majd sekély, tenger alatti küszöbként határolta az Oroszlány–Pusztavámi- és Kincses–Magyaralmási-medencét. A hátak nagyon enyhe kompressziós boltozatoknak tekinthetők. Elemzésünk nem igazolta DK-i vergenciájú rátolódások létét, inkább flexurákkal számolhatunk. Ezek alatt lehettek vak rátolódások, azonban azok esetleges vergenciájára nincs adatunk. Ugyanakkor a medencék kompressziós jellege elég világos, a mélyebbvízi rétegsorok egy igen lapos szinklinálisban jöhettek létre. E mellett a vértesi hátat és lejtőit K–Ny-i csapású eltolódások és ÉNy–DK-i csapású normálvetők szabdalták (KERCSMÁR 2005, KERCSMÁR et al. 2006, PÁLFALVI et al. 2006 stb.). Az eltolódások közül a

211 legfontosabb a Tatabányai-medence déli peremén induló, majd a Nagyegyházai-medence déli peremén haladó, K–Ny-i csapású Környe–Zsámbéki-vonal (XVIII., XXIV. tábla). Ettől északra a Tatabányai- és a Nagyegyházai-medence jött létre, amelyeket ÉNy–DK-i csapású, kiemelt triász hátak választottak el egymástól. A fent vázolt geodinamikai-szerkezeti környezetben a késő-lutetiai–kora-bartoni korszakban (Np–16 nannoplankton zóna) indult meg az üledékképződés az Oroszlány–Pusztavámi-medencében (KOLLÁNYI et al. 2002; BÁLDI-BEKE 2003a, b), az addigra bathiális mélységbe süllyedt DNy-i (bakonyi) paleogén medence szárazföldi, partmenti majd sekélytengeri részét képezve (BÁLDI-BEKE, BÁLDI 1990). A vértesi hát ÉNy-i előterében kezdetben folyóvízi (Dorogi Formáció Bajnai Tagozatának alsó része), majd tavi–mocsári környezetben (Dorogi Formáció Bajnai Tagozatának felső része) zajlott az üledékképződés, később mangrove vegetációval (RÁKOSI 1978, KEDVES 1986) jellemezhető paralikus kőszénképződés folyt (Dorogi Formáció Annavölgyi Tagozata). Az enyhe gyűrődéses deformáció az üledékképződés alatt is folyhatott, mivel az egyes képződmények a peremekre rálapolódnak. Hasonló a helyzet a Tatabányai-medence déli szegélyén, ahol a széntelepes üledékképződés fokozatosan érte el a Környe–Zsámbéki-vonal menti flexura magasabb részeit. Az üledékgyűjtő továbbra is kissé kiemelt helyzetű É-i, ÉK-i, DK-i peremi területeiről ugyanakkor durva törmelék behordódása történt időszakos vízfolyások révén (Dorogi Formáció Nagyegyházai Tagozata), amely a főbb tektonikai vonalak (főleg a Környe–Zsámbéki-vonal) mentén szinszediment szerkezeti mozgásokhoz kötődött. Ezeken a területeken a törmeléklegyezők mocsári, tavi környezetbe torkolltak (Bajnai és Nagyegyházai Tagozat összefogazódása). A hegység ÉNy-i előterében (Pusztavám–Oroszlányi-medence) a paralikus mocsári üledékképződési környezetet fokozatosan csökkent sós, majd normál sós sekélytenger váltotta fel a vízszint emelkedésével (Csernyei Formáció). A DNy- i irányban mélyülő medence mélyebb részén korallok és nagyforaminiferák (pl. az endemikus Nummulites subplanulatus) megjelenése jelzi a normál tengeri viszonyokat. Ugyanekkor a Vértes K-i, DK-i hátterében szárazföldi, tavi, később elzárt lagúnában képződött mocsári, majd váltakozva csökkent sós, normál sós vízi tengeri képződmények rakódtak le (Fornai Formáció). A vízszint további emelkedése során a Vértes Ny-i, DNy-i előterében — az ÉK-i Bakony mélymedencéjével határos — sekély- vagy mély-szublitorális medence alakult ki a bartoni korszak elején (Csolnoki és Padragi Márga), míg a medenceperemeken karbonátos rámpa jött létre (Szőci Mészkő). A Vértes DK-i és K-i részén (Kincsesbánya– Magyar- almás–Csákberény–Gánt) változó mértékben elzárt, bonyolult morfológiájú, sekély lagúnákban meszes üledékképződés zajlott. (Kincsesi Formáció). A Magyar paleogén medence egyéb területein is kimutatható (HORVÁTH-KOLLÁNYI, NAGY-GELLAI 1989; KOLLÁNYI et al. 1997, KERCSMÁR 2005a, PÁLFALVI 2007) középső-bartoni végi globális tengervízszintesés (HAQ et al. 1988), illetve a kiemelt hátak és medenceperemi területek (pl. a Gerecse területe) tektonikus emelkedése lokális eróziót hozott létre a sekély vízmélységű medenceperemeken a Vértes környezetében. Az É-i és ÉK-i területeken jelentős mennyiségű terrigén sziliciklaszt (Tokodi Formáció) áramlott a Vértes É-i részén elhelyezkedő medencékbe, amely a karbonátrámpa időszakos megfulladását okozta. A törmelékanyag nagy része a Vértes É-i peremén csapdázódott (Tatabányai-medence), és csak kis mennyisége jutott el a Ny-i medencerészekbe, ahol tovább folytatódott a pelágikus márga képződése (Csolnoki Formáció). A peremek felől ezzel egy időben a karbonátrámpa épült a medence irányába (Szőci Mészkő Felsőgallai Tagozata). Az ezt követő késő-bartoni vízszintemelkedés és a medencék, valamint a medenceperemek további süllyedését okozó szinszediment deformáció következtében a középső-eocén végi karbonátrámpa viszonylag gyors agradációja következett be, az addig szárazulaton lévő vértesi területeken is sekélytengeri karbonátos üledékképződést hozva létre. Eközben a DK-i előtéri medencében (Csákberény környékén) is megindult az eddig csak a Ny-i, ÉNy-i medencére jellemző aleuritos, homokos márga, mészmárga képződése (Kincsesi Formáció felső harmada, átmenet a Csolnoki Formáció felé) annak jeleként, hogy a korábban morfológiai gátat képező központi vértesi szárazulatot is elöntötte a tenger, és az addig jelentősen elkülönült ÉNy-i és DK-i üledékképződési környezet összeolvadt. A DK-i medencét ugyanakkor továbbra is sekély- szublitorális mélység jellemezte, amelyben a nagyobb mérvű beszállítódásnak köszönhetően sziliciklasztok és a közeli Velencei-hegység vulkáni tevékenysége nyomán áthalmozott vulkáni üledékek rakódtak le. A középső-eocén legvégén csökkent a sziliciklasztok behordódása, ennek következtében a nagy produktivitású karbonátrámpa a korábbiaknál jóval kiterjedtebb területen progradált (Szőci Mészkő Felsőgallai és Antalhegyi Tagozata). Az üledékképződés az Antal-hegy területén a késő-eocénba is átnyúlt, de máshol ezt nem tudtuk igazolni. Az üledékképződés alatt zajló tektonikai események a szerkezeti zónákban a karbonátos képződmények szinszediment és szindiagenetikus deformációját, helyenként gravitációs tömegmozgással való áthalmozódását okozták. A nagy hullámhosszú, de kismértékű szinszediment gyűrődéssel lehet összefüggésben, hogy a kezdeti karbonátrámpa fokozatosan nagyobb dőlésszögű rámpává alakult át (KERCSMÁR 2005, PÁLFALVI 2007). A késő-eocén elején történt lepusztulásnak, majd az üledékképződés ismételt megindulásának nyomai a Vértes DK-i előterében jelentkeznek Lovasberény környékén, ahol a Szőci Mészkő Formáció rétegei felett eróziós diszkordanciával, homokos, kavicsos rétegek után a felső-eocénbe tartozó sekélytengeri, szublitorális képződmények következnek (Szépvölgyi Mészkő). A sekélytengeri mészkőképződést folyamatos vulkáni tevékenység kísérte, amelyet a mészkőben települő andezittufa rétegek jeleznek (Nadapi Andezit).

212 Szárazulati és sekélytengeri üledékképződés az oligocén–középső-miocén során

A Magyar paleogén medence eocénben megindult süllyedését követően az üledék-felhalmozódás központi területe DNy-ról ÉK-re helyeződött át az eocén végétől, az oligocén és a kora-miocén folyamán. Az oligocén során a Budai-vonaltól (BÁLDI, NAGYMAROSY 1976, FODOR et al. 1992a) Ny-ra eső területeken az eocén rétegsorok kisebb-nagyobb hányada lepusztult a kiemelkedés és az azt követő infraoligocén denudáció következtében (TELEGDI ROTH 1927). A lepusztulás eredményeként áthalmozott bauxit csapdázódott a triász karbonátok karsztos mélyedéseiben (Óbaroki Formáció), illetve idősebb képződmények lepusztult anyagából keletkezett mállástermékek jöttek létre (Sárisápi Tagozat). A lepusztulást követően a Vértes környezetében szárazföldi üledékképződés indult meg. A Vértes környéki nagy vastagságú fluviális rétegsort (Csatkai Formáció) a Dunántúli-középhegységtől DNy-ra levő forrásterületről ÉK-i irányba tartó, Rába méretű folyó rakta le az oligocén során (BENEDEK et al. 2001), bár kisebb méretű üledékszállítás D felől is történhetett. Az oligocén medence létrejöttének geodinamikáját TARI et al. (1993), TARI (1994) munkája és térképezésünk eredményei alapján körvonalazhatjuk. Utóbbi szerint a Csatkai Formáció lerakódásának kezdete valószínűleg egybeeshetett a Kiscelli Formáció lerakódásának kezdetével. Ez a késői kora-oligocén esemény követte a Vértes keleti előterében még meglevő Tardi Formáció lerakódását, az azt követő vízszintesést és azzal együtt járó lepusztulást. A kezdődő tengerelöntés eredményeképpen maradhatott meg a folyóvízi üledéksor a süllyedésnek indult csatkai üledékgyűjtőben. Elzártabb üledékképződési környezetekben széntartalmú rétegsorok is lerakódtak (Szápári Tagozat). A süllyedést a tengeri kiscelli és a szárazföldi csatkai medencerészben ugyanaz a kompressziós erőtér határozhatta meg, amely a Vértesben a D7 fázisként jelentkezett (XXIV. tábla). Ennek egyik eleme a Vértes ÉNy-i előterében kialakult redőteknő, míg egy másik, kapcsolódó szerkezet a Móri- peremvető lehetett. Utóbbi szinszediment mozgására feltárás-méretű adatok és főleg a Móri-medence oligocén rétegsorának igen nagy vastagsága utal. A kisszámú szerkezeti adat szerint a Vértes területén nem a TARI et al. (1993) által feltételezett közel É–D-i, hanem (Ny)ÉNy–(K)DK-i kompresszió volt jellemző. Az oligocén szárazulatot (Csatkai Formáció) ÉK felől sekélytenger borította el a Vértes ÉÉNy-i előterében kialakult parti-síkságon. A kelet felől fokozatosan előrehaladó tengerelöntés következtében már a kiscelli végén (KORPÁS 1981, BÁLDI 1998), elegyes vízi-sekélytengeri környezet alakult ki (Mányi Formáció), helyenként kisebb mocsarakkal (Mogyorósi Tagozat). A miocén elején a Vértesben és környezetében szárazföldi üledékképződés folyhatott, bár konkrét adatunk erre alig van. Az ÉNy-i előtéri területeken vastag kontinentális-fluviális rétegsor rakódott le (Somlóvásárhelyi Formáció), amely a kora- miocén végén lezajlott vulkanizmus („alsó”-riolittufa szórás) nyomait őrzi. A kora-miocén szerkezetalakulás következtében a Vértes DK-i és K-i előtere kiemelt helyzetbe került, ahol a paleogén képződmények jelentős területen pusztultak le (JÁMBOR 1977, KÓKAY 1989). A kora-miocén deformációt jelentős eltolódások fellépése jellemezte a D8 fázisban (XXIV. tábla). A K–Ny-i csapású jobbos és az ÉNy–DK-i irányú balos eltolódások legnagyobb elmozdulása 1,2 km lehetett. A legnagyobb jobbos vető a Gesztesvári-, Zámoly-bükki-, Csáki vári eltolódás volt, míg balos mozgás pl. a gánti bauxitbányák területén lépett fel. E fázis szerkezeti elemei jelentősen befolyásolták a későbbi szerkezetalakulást és felszínfejlődést. A Pannon-medence riftesedése jelenti az egyik legnagyobb volumenű deformációt a Kárpátok és belső medencéinek területén. A Vértesben a D9–D10 fázisba sorolt szinrift elemek alapvető jelentőségűek a mai morfológia kialakulásában, bár a szerkezetek a későbbi fázisokban is gyakran felújultak. A riftesedés korai fázisa az ottnangi–kora-badeniben mehetett végbe, amelyhez nem kapcsolódott számottevő üledékképződés a Vértes területén. Az ÉNy-DK-i húzásos feszültségtérben főleg ÉNy–DK-i csapású normálvetők alakultak ki, de eltolódások is létrejöttek — részben a kora-miocén eltolódások felújulásával. A kárpáti korszak idején a Vértes DK-i előterébe behatoló tengerben öblök alakultak ki, amelyben karbonátos- törmelékes üledékek rakódtak le (Fóti Formáció). A kárpáti tenger visszahúzódását követően a Vértes DK-i és K-i előtere kontinentális üledékképződés színtere volt a késő-badeniig (Perbáli Formáció). A Börzsöny és a Visegrádi-hegység területén a kora-badeniben lezajlott andezitvulkanizmushoz kapcsolható a terresztrikus üledékegyüttes mélyebb részén közbetelepülő andezittufa (pl. Perbál–6). A Mány–Zsámbéki-medence szárazulati összletében észlelt lagunáris betelepülések valószínűleg a dél felől érkező középső-badeni transzgresszióhoz köthetők (KÓKAY 1989). Talán ehhez az eseményhez köthető a Móri-árokban feltételesen azonosított Bádeni Agyag lerakódása is, amelyhez a kitölthető teret az árok déli részmedencéjét határoló vető működése biztosíthatta. A badeni közepén megváltozott a tágulásos feszültségtér húzásiránya, amely K(ÉK)–Ny(DNy)-i irányúvá vált (D10 fázis). A feszültségtengelyek ezen forgása azonban valószínűleg látszólagos, és jórészt a kőzetblokkok ~10-15 fokos, óramutató járásával ellentétes forgásának a következménye. A megváltozott húzásirány csak kismértékben változtatta meg a vetők kinematikáját, amely pl. tisztán normál csúszásból jobbos-normál mozgássá változott. Ugyanakkor újabb vetők létrejöttével is számolhatunk, mint pl. a Sörédi-félárok keleti peremvetőjének esetében. A késő-badeni folyamán a tenger ismét D-i irányból nyomult be a Vértes D-i és DK-i előterébe, az üledékgyűjtő pereme Alcsútdoboz környékén húzódott. A partközeli-partszegélyi régióban — a korábbi üledékgyűjtő partvonalát több helyen

213 túllépve — sekélytengeri karbonátok lerakódása zajlott (Lajtai Mészkő), míg a partvidéktől távolodva sziliciklasztos üledékképződés folyt (Szilágyi Agyagmárga). A badeni végén lerakódott, és a K-i Paratethysből származó faunát bezáró üledékek keletkezése KÓKAY (1985) „konkien” esztuarin áramlási modelljével magyarázható. A szarmata transzgresszió a badeni képződményeken túlterjedő brakk vízi üledékegyüttest rakott le a Vértes K-i előterében (Tinnyei és Kozárdi Formáció). A szarmata tenger sótartalma a brakk és hiperszalin között ingadozott. A Vértes K-i és DK-i előterében kimutatható hiperszalin öblözetek jelenléte is (JÁMBOR 1975). A lagúnák bepárlódása során dolomit- , kén-, gipsz- és anhidritzsinórokat, -rétegeket tartalmazó összlet keletkezett (Budajenői Formáció). A szarmata során ÉNy felől történt a szárazföldi törmelékek beszállítódása, amelynek eredményeként a Vértes D-i és DK-i előterében — a Móri- ároktól a Zsámbéki-medencéig — szárazföldi-folyóvízi üledéksor rakódott le (Gyulafirátóti Formáció). A szarmata riolitos vulkanizmus nyomai (Galgavölgyi Formáció) a Vértes tágabb térségében is kimutathatók. A szarmata üledékképződés szerkezetileg meghatározott árkokban vagy félárkokban ment végbe. Bár nem kizárt, hogy a Vértes mai keleti morfológiai pereme már ekkor létrejött, de a markáns üledékvastagság-változás ettől kissé keletre húzódó, közel É–D-i normálvetők mentén lép fel. A D10 szarmata deformációhoz köthető a Felcsúti-hát kialakulása is (XXII. tábla, 4.; XXIV. tábla). A szerkezeti mozgások következtében létrejött morfológiai különbségek az üledékképződés jellegében is tükröződtek; a vetők mentén kiemelt blokkokon karbonátos, a levetett árkokban agyagos rétegsorok keletkeztek. A szarmata során fellépett egy rövid eltolódásos-transzpressziós esemény (D11 fázis). Ennek következtében kis rátolódások keletkeztek, melyek közül némelyik átvágta a riftes fázisok normálvetőit (gánti Bagoly-hegy), illetve deformálta annak üledékes teléreit. A fázis hatása a Bakonyban igen jelentős, ide sorolható a Cseszneki-zóna (KISS, FODOR 2007), mely talán a Móri-árok déli végéig követhető. Ugyanakkor, a fázis erőssége a Vértesben csökkenni látszik, és észak felé teljesen el is halhat.

Tavi üledékképződés a késő-miocén során A késő-miocén során a Vértes délkeleti előtérében az üledékképződés a szarmatától szinte folyamatosnak tekinthető. Ez nem zárja ki kisebb réteghiány, esetleg eróziós diszkordancia jelenlétét, de a Pannon-tó legidősebb szervesvázú mikroplankton zónájában (Ultima zóna) már megindult a finomszemcsés törmelékes üledékek lerakódása (SÜTŐNÉ SZENTAI 1991). A legidősebb képződmények (a Csákvári Agyagmárga és a terresztrikus Ősi Tarkaagyag) elterjedése alapján a nyugati partvonal a Móri-árok déli részén, és a Gánti-medencében feltételezhető. A Csákvári Formáció Felcsút melletti előfordulásától északra nehezen követhető az idős pannon képződmények elterjedésének határvonala. A Dunántúli-középhegység kiemelt térszínén folytatódott a lepusztulás, amely helyenként a teljes paleogén rétegsort erodálta. Az üledékgyűjtőben felhalmozódott terrigén törmelék (Zámori Kavics) anyaga a Vértes délkeleti előterében elsősorban a terresztrikus oligocén rétegsor (Csatkai Formáció) lepusztulásából származtatható. A kialakulóban levő medencében a vízmélység változó volt. A szervesanyagban dús mocsári üledékek, lignitrétegek, édesvízi mészkő közbetelepülés (Strázsahegyi Mészkő) igen alacsony vízszintre utalnak, ugyanakkor a diatoma-együttes alapján időnként kialakulhatott néhányszor 10 m-es mélység is (HAJÓS 1971). A késő-miocén vulkanizmus nyomai a térképezési terület közelében számos fúrásban kimutathatóak voltak, a térképezési területen azonban csupán a Bicske B–1 fúrásban említ JÁMBOR (1980) egy 2 mm-es riolittufa-réteget a Csákvári Agyagmárgában. A Pannon-tó üledékképződésének kezdeti szakaszában a Dél-Vértes területe vízzel volt borítva (162. ábra a) Gánt és Csákvár között. A hegység délkeleti előterében, a Zámolyi-medence területén az üledékképződéssel egy időben, a D12 fázis során tovább folytatódott a D10 fázisban jellemző tágulásos deformáció. Egyes vetők esetében igazolni lehetett a szarmata működés továbbélését, míg máshol új normálvetők jöttek létre. A késő-miocén elejének szerkezeti mozgásaira Zámoly és Vértesboglár környékén a Csákvári Agyagmárga jelentős kivastagodása utal a fedőképződmények egyenletes vastagsága mellett. A következő transzgresszió eredményeként a Vértes mai tetőszintje is üledékképződési területté vált (162. ábra a) csakúgy, mint a nyugati előtér (Kállai és Kisbéri Kavics). Ezt követően megindult a Vértes további feldarabolódása a D12 fázis szerkezeti elemei mentén (162. ábra b), amely legerőteljesebben a Gánt és Csákvár közötti Kelet-Vértesi-hát peremein játszódott le (FODOR et al. 2005d). A keleti és nyugati oldal meredek vetőlépcsőin durva törmelékek rakódtak le: a nyílt víznek kitett keleti peremen abráziós kavics és terresztrikus breccsa (Diási Kavics), míg a Gánti-medence felé néző nyugati perem környezetében terresztrikus breccsa halmozódott fel (Vértesacsai Formáció). A Gánti- és a Kápolnapusztai- medencében és a Vértes főtömegének felboltozódó(?), sekély vízzel borított felszínén a Tihanyi Formáció képződményei települtek. A Vértes nyugati előterében a Kisbéri Kavics fölött a kisalföldi medence lejtőüledékei (Száki Formáció) a hegység felé feltehetően gyorsan kiékelődtek, így ennek heteropikus fácieseként is megjelenhetett a Somlói és Tihanyi Formáció a Vértes gerince felett. A keleti oldalon a sekélytavi állapotot és a feltöltődést jelző delta üledékeit a Somlói és Tihanyi Formáció képviseli (162. ábra c). Az üledékképződéssel egyidős szerkezeti mozgások igen jelentős vetőket eredményeztek, melyek közül a leglátványosabb a Vértes keleti morfológiai letörése. A Vértes keleti oldalán az összetett Csákvár–Zámolyi-medence transztenziós eredetű lehet. A Móri-árok déli részének (Sörédi-ároknak) a kialakulása a késő-miocénben tovább folyt. A

214 162. ábra. A Vértes és környéke főbb fejlődési szakaszai a késő-miocéntől a ) A Csákvári Formációnak, a Somlói Formáció aljának és a Kállai Formációnak a képződési időszaka; b) A Somlói F. képződési időszaka a Kállai F. lerakódását követően; c) A Somlói F. felső szakaszának és a Tihanyi Formációnak a képződési időszaka; d) A Vértesacsai F. képződési időszaka; e — A mai állapot Figure 162. Main stages in the development of the Vértes and its surroundings from the late Miocene onwards a) Depositional period of the Csákvár Formation, the lower part of the Somló Formation and the Kálla Formation; b) Depositional period of the Somló Formation after the deposition of the Kálla Formation; c) Depositional period of the upper part of the Somló Formation and the Tihany Formation; d) Depositional period of the Vértesacsa Formation; e) — Present situation nyugati előtérben a Pusztavámi- és Bokodi-árok besüllyedése is valószínűleg a D12 fázis szerkezetei mentén ment végbe, a késő–miocén legelején vagy esetleg a szarmatában.

Szárazulati üledékképződés és felszínalakulás a pliocén és a negyedidőszak során

A Pannon-tó feltöltődése a Vértes környezetében kb. 8 millió éve zárult le (MAGYAR et al. 1999a). A tavi üledékképződés megszűnését követően megindult a pannóniai képződmények lepusztulása. A denudációs folyamat eredményeként lepusztulási felszín alakult ki, amelyet a hegységi területen jelentős részben már az exhumált mezozoos–paleogén képződmények, míg a keleti előtérben pannóniai üledékek alkottak. Erre a nyesett felszínre terresztrikus törmelékes összlet települt (Vértesacsai Formáció, 162. ábra d). A hegységi területen az uralkodóan deluviális képződmények viszonylag tagolt térszínt jeleznek, ahol elsősorban helyi átülepítés zajlott a lejtőfolyamatok hatására (Kápolnapusztai Tagozat). Ennek

215 a folyamatnak az intenzitását szerkezeti mozgások is fokozhatták, erre utal a hegységen belüli kis medencékben kimutatható vörösagyag és törmelék. Kápolnapuszta környékén valószínűsíthető, hogy a pannóniai képződmények áthalmozódásával keletkezett terresztrikus összlet horizontális mozgások (jobbos eltolódások) hatására felnyílt pull-apart medencében rakódott le (FODOR et al. 2004). A hegység előterében a több 10 m vastag folyóvízi összlet (Vértesacsai Tagozat) a kelet felé visszahúzódó Pannon-tó felé tartó felszíni vízfolyások üledéke (UHRIN 2006). A vízfolyások medrei széles, viszonylag nagy kiterjedésű alluviális síkságon alakultak ki, erre utal a paleotalajokkal váltakozó ártéri üledékek nagyobb gyakorisága a mederfáciesekhez képest. A Vértesacsai Formációt deformáló vetők egyértelműen igazolják, hogy a D12 fázis a terresztrikus összlet lerakódása után, valószínűleg még a pliocénben is tartott. A Vértes hegységi területének negyedidőszaki fejlődéstörténetéről viszonylag kevés adat áll rendelkezésre, akár csak a legidősebb hegylábfelszínekről. A hazai geomorfológiai irodalom a pliocén egyes periódusait tartja számon, mint a hegylábfelszín-képződés legjelentősebb időszakait (KRETZOI, PÉCSI 1982, PÉCSI 1991, SCHWEITZER 1997). A Vértes előtereiben a hegylábfelszín-képződés — hasonlóan a hazai hegységperemek mindegyikéhez — megindulhatott ebben az időszakban. A Vértes keleti előterének késő-miocén–kora-pliocén folyóvízi-terresztrikus üledékképződése (Vértesacsai Formáció) azonban jelentősen eltérő más hazai hegységelőterekéhez képest. Ez arra utal, hogy a pedimentáció ezen a területen valamivel később kezdődött, mint másutt. Jelentheti azonban azt is, hogy az ártéri, alluviális környezetben kisebb volt a relatív szintkülönbség, mint más területeken, ami ugyancsak a pediment-képződés hatékonyságát csökkentő tényező lehetett az akkumulációs időszakot követően megindult lepusztulás során. A kérdés csupán az, hogy a legmagasabb topográfiai helyzetű felszínek (Bársonyos, Csaplári-erdő) ennek a pliocén hegylábfelszínnek a részei, vagy annál fiatalabbak, és az idősebb felszínek teljes mértékben erodálódtak. A jelenleg rendelkezésünkre álló földtani–geomorfológiai ismeretek nem adnak lehetőséget ennek a kérdésnek az egyértelmű eldöntésére. A Dunántúli- középhegység néhány területéről az elmúlt években publikált kutatási eredmények azonban közvetett módon, de megkérdőjelezik az idős, pliocén hegylábfelszín-maradványok jelentős mértékű előfordulását (CSILLAG 2004, NÉMETH et al. 2007, WIJBRANS et al. 2007), és ez vonatkozhat a vértesi térképezés által érintett területre is. Az eddig elkészült kozmogén izotópvizsgálatok adatai arra utalnak, hogy a legidősebb felszínek — illetve a datálható deflációs esemény — pleisztocén korúak (RUSZKICZAY et al. 2007). A Vértes környékén több feltárás rétegsorából végeztünk OSL (lumineszcens) kormeghatározást. Ezek közül a negyedidőszaki fejlődéstörténet szempontjából legfontosabb eredménnyel a Mór melletti régi szeméttelep feltárásának vizsgálata járt. Az V. szintbe sorolt felszínre települő hegylábfelszíni rétegek leöblítésből származó (sheet wash jellegű) homok kora kb. 100 000 év, tehát az V. szint képződményei is a késő-pleisztocénben keletkeztek. A feltárás 235 m körüli tengerszint feletti magassága a Móri-árok talpa és a Bársonyos tetőszintje közötti kb. 150 méter szintkülönbséget megfelezi, tehát anélkül, hogy adatokkal alátámasztanánk, nem indokolható, hogy a VII–VIII. szintet a pliocén–kora-pleisztocén idejére tegyük. Ezzel ugyanis azt tételeznénk fel, hogy a pliocén végétől a késő- pleisztocén elejéig (kb. 2 millió év alatt) ugyanakkora lepusztulás történt, mint az azóta eltelt időben (100 ezer év alatt). A Vértes — késő-pliocéntől elválaszthatatlan — pleisztocén fejlődéstörténete a Tengelici Formáció rétegeinek lerakódásával kezdődik. Az eluviális–deluviális vörösagyag és a helyi kőzetanyag együttes lerakódása a formáció előfordulási területén tagolt domborzatra utal. A legidősebb vértesi hegylábfelszínek (VII–VIII) és a Tengelici Formáció képződésének kapcsolatát jelenleg nem ismerjük, mivel egyikről sincs pontos koradatunk a vizsgált területre vonatkozóan. A Vértes hegységi területén a késő-miocén képződmények lepusztulása már a miocén legvégén, illetve a pliocén elején megindult (Vértesacsai Formáció Kápolnapusztai Tagozata). Ennek az időszaknak a Vértes területén megmaradt lepusztulástermékei csak bizonytalanul választhatók el a Tengelici Formáció hasonló fáciesű üledékeitől. Annyi azonban egyértelműen megállapítható, hogy a hegységi területről a fedő pannon képződmények a pleisztocén végére szinte teljesen lehordódtak, megtörtént a prepannóniai felszín exhumációja és a mai völgyhálózat kialakulása. A hegységi terület mai morfológiájának kialakulása szorosan kapcsolódik a hegylábfelszín területének négy szakaszra osztható negyedidőszaki fejlődéstörténetéhez. A Vértes környékének legidősebb hegylábfelszínei (VII–VIII) — a vértesi hegylábfelszínekre jellemző igen kicsi, 1o alatti dőlést is figyelembe véve — a Vértes mai csúcsmagassága körüli szintben rekonstruálható térszínt jeleznek. Ezek a felszínek jelentős részben a Vértes hegységi területét ekkor még sok helyen fedő pannóniai képződményeken alakultak ki, tehát a glacis-k képződésének ebben a korai szakaszában a miocén összletből származó sziliciklasztos laza üledékek a glacis-n lerakódott rétegsorban nagyobb arányban voltak jelen, mint a fiatalabb hegylábi összletekben. Talán ezzel is, és nem csupán a kiemelt helyzetben megőrződött idős felszínek utólagos lepusztulásával magyarázható, hogy felszínükön durva hegylábi képződmények alig fordulnak elő. A völgyek bevágódása a hegységi területen ebben az időszakban már megindult — amit az előtéri proluviumok is igazolnak — de az alaphegységet valószínűleg még nem érte el. A VII–VIII. szintek a Vértes (és a Bakony) ÉNy-i oldalán a Kisalföld, a DK-i oldalon a Mezőföld irányában feltételezhető általános lejtésiránynak megfelelően alakultak ki. Csupán a DK-i előtérben már ekkor is kiemelt helyzetben lévő Velencei-hegység módosíthatta kis mértékben a kialakult hegylábfelszín lejtésviszonyait (163. ábra a). A Bársonyos területén a két idős felszín elkülönítését a területen kimutatott neotektonikus vető indokolta. Az V–VI. szintek az idősebb felszínekhez hasonlóan, azokkal megegyező erózióbázisokhoz igazodva jöttek létre. Az ekkor kialakult hegylábi térszínből a mai Bársonyos és Csaplári-erdő területét alkotó két idősebb szint maradványa már 20-

216 163. ábra. A lepusztulás irányának változása a pleisztocén során a Vértes előtereiben (Az a–d fázisok jellemzését lásd a szövegben.) 1. Neotektonikus szerkezeti vonalak; 2. A II–III. szintek lehordási irányai; 3. A IV. szint lehordási irányai; 4. Az V–VI. szintek lehordási irányai; 5. A VII–VIII. szintek lehordási irányai; 6. A IV. szint maradványai; 7. Az V–VI. szintek maradványai; 8. A VII–VIII. szintek maradványai; 9. Hegységi terület prekvarter felszínmaradványokkal; 10. A térkép határa Figure 163. Changes of erosional directions in the forelands of the Vértes Hills in the Pleistocene (For description of a–d phases see in the text.) 1. Neotectonic lines; 2. Erosional transport directions of levels II and III; 3. Erosional transport directions of level IV; 4. Erosional transparent directions of level V and VI; 5. Erosional transportt directions of levels VII and VIII; 6. Remnants of level IV; 7. Remnant of levels V and VI; 8. Remnants of levels VII and VIII; 9. Hilly areas with remnants of pre-Quaternary denudation surfaces; 10. Contour of the map 50 méterrel kiemelkedett (163. ábra b). Lehetséges, hogy ezek nem a mai formájukban emelkedtek ki környezetükből, hanem a Vértes hegységi területéhez fizikailag kapcsolódtak és a lefutó vízfolyások között vízválasztó hátként több részre osztották az alacsonyabb szinteket. Az V–VI. szint proluviális maradványai is csak a felszínt borító szórványkavicsként fordulnak ma elő, néhány ritka kivételtől eltekintve. A durva hordalékanyagban azonban már jelentős elem a triász dolomit. Az egykori lehordási irányokra utal a hordalékanyag szórványos előfordulása a Rovákja északi részén, valamint a Csaplári- erdő vonulatának déli végében, ami a Velencei-hegység és a Csaplári-erdő közötti vértesi hegylábfelszínt jelez. A Móri- árok területén az V–VI szint alkotja a legidősebb, legmagasabb helyzetű felszíneket. Ezek azonban még a hegység általános lejtésirányának megfelelően ÉNy és D–DK felé dőlő domborzatra utalnak, vagyis a mai ároknak megfelelő morfológia még nem alakult ki ebben az időszakban. A hordalékanyagban uralkodóvá váló triász kőzetanyag a hegységi területen a paleogén–neogén fedő arányának csökkenését, a prepannóniai, preoligocén felszínek exhumációját jelzi. A legjelentősebb morfológiai változások a Vértes környezetében ezt követően kezdődtek. Az ÉNy-i előtérben kialakult az Ős-Által-ér völgye (163. ábra c). Ez a széles völgy választotta el a Bársonyos területét a Vértes központi tömegétől. A Vértes és a völgy teraszrendszere között több kilométer széles hegylábfelszín-rendszer kialakulása kezdődött meg. Az Ős- Által-ér széles, nagy méretű teraszainak jelenléte, valamint a Dobai-külfejtés pleisztocén folyóvízi rétegsorának viszonylag jelentős folyóra utaló szedimentológiai bélyegei kizárják, hogy a mai Által-érnek a Bársonyos területéről induló, innen mindössze néhány kilométerre található forráságai táplálhatták volna a mai Által-érnél sokkal nagyobb méretű Ős-Által-ér vízrendszerét. PÉCSI (1959, 1991) véleményével egyetértve, a Bakony felől érkező, a mai Által-érnél jelentősen nagyobb vízgyűjtő területtel bíró folyót kell ebben az időszakban feltételeznünk ezen a területen. További részletes vizsgálatok

217 nélkül csak feltételezhető, hogy a Tési-fennsíkot É-ról határoló Gaja-patak völgye lehetett az Ős-Által-ér völgyének felső szakasza (163. ábra c). Ez természetesen egyben azt is jelenti, hogy a Móri-árok kialakulása e völgy kialakulását követően kezdődött csak el. Az Ős-Által-ér és a mai Által-ér völgye is meredek szögben metszi a Móri-fővetőt. A vető aktivitása jelentős mértékben befolyásolhatta az Által-ér völgyének alakulását. Nem zárható ki, hogy a vető mozgása már a IV. teraszszint kialakulása során is elgátolhatta a völgyet, ami időszakosan tó kialakulásához vezethetett. A víz túlcsordulva áttörhette a gátat, de időszakosan akár már dél felé is utat találhatott a mai Móri-árok megmaradt legmagasabb tetőszintjein időszakos völgyet kialakítva. A mai Által-ér völgye és a mai Móri-árok kialakulása tehát az Ős-Által-ér bifurkációjával kezdődhetett meg a IV. szint kialakulásának időszakában. Ennek maradványaként értelmezhető az Árkipuszta melletti, völgytorzóra emlékeztető nyereg. Az északnyugati hegylábfelszínekhez hasonlóan jelentős változások történtek a Vértes délkeleti előterében is a IV. szint kialakulásának, a kapcsolódó üledékek felhalmozódásának időszakában. Az V–VIII. szintek kialakulása egy, a térképezési területünkön kívül eső, távolabbi, a Kisalföld és a Mezőföld területén található erózióbázishoz igazodott. A IV. és fiatalabb felszínek azonban már részben helyi erózióbázisokhoz igazodva formálódtak. A Móri-árok területéről D–DK felé kialakuló felszínekről nincs ismeretünk, csupán annyi állapítható meg, hogy ezt a területet ÉK felől a Magyaralmási-rög, és attól délre a Magyaralmás és Zámoly közötti területen az V–VI. szintek maradványából kialakult hát (Magyaralmási-hát) választotta el a hasonló korú, tőle északkeletre kialakult felszínektől. A délkeleti előtérben a Magyaralmási-hát, a Mikósmajori-hát, a Rovákja V–VI. korú hegylábfelszíne — a Bársonyoshoz hasonlóan — önálló kiemelkedéssé alakult, amelyek dél–délkelet felől határolják ettől fogva az ekkor kialakuló Zámolyi- medencét. A medence létrejöttében és további fejlődéstörténetében a szél jelentős szerepet játszhatott. A Vértes alacsony gerincén átbukó szél lapos mélyedést hozhatott létre, hasonlóan a nagyobb kiterjedésű Balatonhoz (CHOLNOKY én. b). A domborzat és a felszínen előforduló szórványkavicsok arra utalnak, hogy a IV. szint képződményeinek lerakódása során a Csákvártól keletre fekvő terület vize a Miklósmajori-hát és a Rovákja között közvetlenül dél felé talált lefolyást, ez a terület ekkor még nem volt része a kialakuló Zámolyi-medencének (163. ábra c). A szórványos dolomithordalék- és kavics-előfordulások arra mutatnak, hogy a Császár-víz vezette le már ekkor is a medence vizeit, tehát a hegylábfelszín- képződés erózióbázisa már közvetlenül a Vértes hegységi területe előtt alakult ki. A Rovákja dombhátát K–DK felől a Boglári-vízfolyás és a Vértesacsai-víz ekkor még D–DNy felé irányuló völgye határolta el a Csaplári-erdő vonulatától. Ez a völgy a vizsgált területen kívül, Pátka mellett egyesült a Császár-víz völgyével. A dombság oldalában megindult a völgyképződés, a völgykitöltés durva frakciójában egyaránt megtalálható a hegylábfelszínről áthalmozott vértesi eredetű dolomithordalék és a helyi rétegsorok eróziójából származó kalkréttörmelék, több esetben a szélmarás nyomaival. A Csaplári-erdő és a Velencei-hegység közötti átfolyás megszűnését a Csaplári-erdőt DNy és É felől határoló szerkezeti vonalak menti relatív emelkedés is kiválthatta. A Csaplári-erdő tetőszintje és a Vértesacsai-víz közötti enyhe lejtésű felszínen halmozódott fel a Vértes környezetében ismert legvastagabb, és legtöbb paleotalajjal tagolt, legnagyobb időtartamot átfogó löszösszlet (XI. tábla, 5.). A Vértes délkeleti előterének északi részén, a Csaplári-erdő vonulatának északkeleti oldalán alakult ki a Váli-víz völgyének rendszere. A Vértes hegységi területén elsősorban a völgyek bevágódása kapcsolható a IV. szinthez. A hegység délkeleti peremén, a Kelet-Vértesi-hát területén számos völgy haladt keresztül, amelyek a hegység központi részéről szállítottak hordalékot a Zámolyi-medencébe. Az idősebb felszínek erősen lepusztult, letarolt térszínein található eolikus homokok és ventifaktok keletkezésének pontos kora jelenleg nem ismert. A IV. szint nagy kiterjedésű hegylábfelszínein a folyóvízi és proluviális üledékeket több- kevesebb eolikus hatás érte, az eolikus és folyóvízi–proluviális képződmények egymástól szétválaszthatatlanok. Ez a IV. szint képződményeinek keletkezése idején lezajlott deflációs eseményre utal. A legfiatalabb, II–III. szintbe sorolt teraszok, hegylábfelszínek kialakulása során nyerte el a vizsgált terület mai formakincsét. Az ÉNy-i előtér területén kialakult az Által-ér mai vízgyűjtője, az attól független Móri-árok, valamint attól nyugatra a Gaja-pataknak a Móri-ároktól független vízgyűjtője. Ekkor alakult ki a Móri-árok és a Kisalföld közötti széles, lapos, gyengén tagolt vízválasztó Bakonysárkány környékén, az Ős-Által-ér feltételezhető völgyétől néhány kilométerrel északabbra (163. ábra d). A mai morfológia kialakulásában a Móri-fővető jelentős szerepet játszott, a vetővel párhuzamosan kialakuló domborzati pászták feltehetően befolyásolták az Ős-Által-ér folyásirányát (XXIII. tábla). A Móri-árok domborzatát a lineáris erózió mellett a defláció is alakította. A IV. szintnél fiatalabb térszínen alakultak ki a térképezett terület legnagyobb yardangjai. A Csatkai Formáció, valamint az idősebb pleisztocén képződmények bőséges mennyiségben biztosították a szélerózióhoz nélkülözhetetlen homokanyagot. A deflációval ellentétben a löszfelhalmozódás az északnyugati előtér területén alárendelt volt. A Vértes délkeleti előterében a II–III. szint kialakulása során jelentős mértékben megváltozott a vízhálózat. A Vértes délkeleti blokkja az azt ÉNy-ról határoló vető mentén relatíve megemelkedett. A Vértes felől lefutó vízfolyások egy része a vetőlépcsővel párhuzamosan alakított ki új völgyszakaszt, mások áttörték a vetőlépcsőt (150. ábra). Utóbbiak egy része nagy kiterjedésű hordalékkúpot épített a hegység peremén. Ezek közül legjellegzetesebb a Horog-völgy és a Gánti-medence vizeit levezető völgy hordalékkúpja. Előbbi képződése 48-50 ezer évvel ezelőtt zajlott az OSL-mérések adatai szerint.

218 A Zámolyi-medence kelet felé terjeszkedett: a Rovákja és a Miklósmajori-hát között megszűnt az átfolyás, a vízfolyás délnyugat felé térült el és a Zámolyi-medence vízgyűjtőjének lett része. A Zámolyi-medencét lecsapoló Császár-víz fokozatos bevágódását a II. szint teraszai jelzik, a vízfolyás eróziós jellege máig fennmaradt. A Császár-víz azonban nem tudott folyamatosan áttörni a Magyaralmási-hát és a Miklósmajori-hát között, amit Fornapusztánál a IIa. terasz kavicsainak feküjében települő homok és agyagos homok állóvízre jellemző kagylófaunája (Anodonta sp.) igazol. A Zámolyi-medence területén a tavi környezet kialakulását alapvetően a defláció segítette oly módon, hogy a száraz periódusokban a medence talpát kimélyítette. A kivésés az akkori talajvízszintig hatolhatott, ami a kifolyó Császár-víz talpszintje alatt lehetett. A területet felépítő neogén rétegek jelentős részét homok alkotja, ami igen kedvező feltételeket biztosított a széleróziónak. A Császár-víz újbóli áttörése akkor volt lehetséges, amikor a Zámolyi-medencét elfoglaló tó feltöltődött és vize túlcsordult a délkeleti küszöbön. Ebben az időszakban a Vértes délkeleti előterének É-i részén történtek a legjelentősebb változások. A Vértesacsai-víz korábban DNy felé tartó völgye a Csaplári-erdő menti vetőt elérve ÉK felé fordult, és a Váli-víz völgyébe csatlakozott. Ennek eredményeként völgyi vízválasztó alakult ki Vértesacsától délre, amelytől délre a lefolyás megőrizte eredeti irányát, északra pedig visszafordult a Váli-víz felé. Ez a folyamat erős völgybevágódással járt a Vértesacsától északra eső szakaszon, ahol a völgy közvetlenül a Csaplári-erdő tetőszintje alatti meredek lejtő tövében folyik. Ezen a területen — a Vértes északnyugati előterével és a Móri-árokkal ellentétben — jelentős volt a löszképződés a deflációs folyamatok mellett a II–III. szint kialakulásának időszakában. A Rovákja déli részén és a Velencei-hegység északi előterében 10 métert is meghaladó vastagságú löszösszlet rakódott le, a lovasberényi szelvény OSL-adatai szerint 16 ezer évvel ezelőtt (MÉSZÁROS 2007). A löszképződést követő, késő-pleisztocén–holocén időszakban zajlott le az utolsó, jelentős deflációs esemény. Ennek során a Vértes északnyugati előterében jelentős vastagságban futóhomok képződött, a Császár környéki OSL-adatok szerint mintegy 9 ezer évvel ezelőtt. A Vértes délkeleti előterében ugyancsak jelentős volt a defláció, ahol a Rovákja és a Lovasberény környéki vastag löszösszlet felszínén nagyméretű deflációs formák alakultak ki (XIV. tábla, 3.). A Vértes fejlődéstörténetének elválaszthatatlan részét képezi a karbonátos kőzetekből álló területek karsztjainak kialakulása. Ezek folyamatok a szárazulati időszakok során, több fázisban zajlottak. A hévizes eredetű Vértessomlói-barlang kialakulása — budai-hegységi analógiák szerint — az oligo-miocén fedett karsztos fázis idejére tehető, a járatok egy részét bélelő baritkristályok alapján. A késő-miocén szerkezeti mozgásokhoz kapcsolódhat a csákvári Bárácházi-barlang keletkezése. A Vértesre általában jellemző egyéb karsztjelenségek, karsztformák kialakulása a negyedidőszakra tehető. A Vértes karsztjelenségei a karbonátos alaphegység uralkodóan dolomitos összetétele miatt kevéssé jellegzetesek és fejlettek. A kb. 400-450 m tszf. magasságú karsztfennsíkokon kevés jellegzetes karsztformát ismerünk, a dolomitkopárokon zömében felszíni, biogén eredetű oldási formák uralkodnak. A vékonyabb-vastagabb lösztakaróval, eolikus homokkal, eluviális üledékkel nagyrészt még fedett fennsíkokon 5–30 m széles, 1–5 m mély, tál alakú, töbör jellegű, felszíni lefolyással nem rendelkező objektumokat ismerünk (164. ábra). Ezekben a szálkő elvétve található meg, itt barlangkutatók által kibontott, keskeny és eltömődött barlangjáratok vezetnek a mélybe. Feltételezhető, hogy ezek az inkább berogyásként leírható formák fedett karsztos körülmények között keletkeztek, és képződésük napjainkban is tart. A Vértes területén ritkaságnak számító víznyelők közé tartozik az „Ördög konyhája” nevű beszakadás és a Média-barlang omladékos víznyelője. A hegység területén összesen 115 barlang található. Ezek zöme dolomitban, néhány közülük Dachsteini Mészkőben, illetve Szőci Mészkőben keletkezett. A járatrendszerek ismert hossza max. 130 m, legnagyobb mélységük 72 m. Többségük a 10 m hosszúságot, illetve mélységet sem éri el. A legtöbb járat a déli lefutású, dolomitban kialakult völgyekben található, amelyek a szivárgó vizek oldó és a dolomitra jellemző fagyaprózódás hatására keletkeztek. Formakincse alapján néhány barlang freatikus, ún. keveredési korróziós folyamat során jött létre (Gánti-, Borostyán-barlang), míg hévizes barlangot csak egyet ismerünk Vértessomló mellett (Vértessomlói-barlang). Viszonylag jelentős tektonikus hasadékbarlangok találhatók a Gánt melletti bauxitbányákban, a bauxit feküjét alkotó dolomitban. Ezek kialakulásának kora még nem tisztázott. Érdekesség, hogy egyedül itt ismerünk cseppköveket, sőt, egyedül itt található az egykori karsztvíz felszínén kivált, ún. kalcitlemez-törmelék. A freatikus barlangok kialakulását — a budai-hegységi analógiák szerint — a pleisztocén fiatalabb szakaszára tehetjük az üregek karsztvízszint feletti jelenlegi 164. ábra. Sekély töbör a Vértes fennsíkján (SL) helyzete alapján. Figure164. Shallow dolina on the Vértes Plateau

219 220 A VÉRTES HIDROGEOLÓGIAI VISZONYAI

Bevezetés

A Vértes hidrogeológiai szempontból a Dunántúli-középhegység nagy hidraulikai rendszerének része, de különálló egységként tekinthető. A Vértes felszín alatti vizeit érő hatások érzékelhetőek a hegység földrajzi határain túl is, ugyanakkor a hegység területén kívül eső vízkitermelés befolyásolja a terület vízkészletét. A Vértes vízkincsének jelentős része a hegységet felépítő mezozoos karbonátos képződményekben, azaz a főkarsztvíz illetve a függőkarsztvíz tároló rendszerében található. A felszín alatti vizek kisebb hányada azok fedő-, illetve alárendelt mértékben feküképződ- ményeiben tárolódik. A hegység peremein folyó szén- és bauxitbányászattal kapcsolatos hosszú távú és nagymértékű vízkitermelés drasztikusan csökkentette a felszín alatti vízkészletet. A karsztos kőzetekkel határos bányák vízbetörés elleni védelmét a környezetükben végrehajtott jelentős vízszintsüllyesztéssel oldották meg. A nagymértékű vízkitermelés az egész hegység területére hatással volt. A karsztvízszint jelentős mértékben lesüllyedt, amelynek következtében számos forrás hozama csökkent vagy elapadt, és vizes élőhelyek száradtak ki. A kitermelt karsztvíz egy részét ivóvízként hasznosították, nagyobb hányada hasznosítatlanul elfolyt. A bányászati tevékenység fokozatos megszüntetését a karsztvízrendszer lassú visszatöltődése kísérte és kíséri, a karsztvízszint emelkedik, és a források hozama növekszik. A karsztvízrendszer teljes rehabilitációja azonban nem történt meg, hiszen több korábbi kiemelési helyet ivóvízellátásra használnak. Sőt, egyes területeken a nyíltszíni bányászat úgy megváltoztatta a hidrogeológiai viszonyokat, hogy az eredeti vízáramlási rendszer már valószínűleg nem is áll helyre, és a környező források egy része végérvényesen elapadt.

A Vértes hegység vízföldtani kutatása

A Vértes első átfogó vízföldtani leírását SCHMIDT et al. (1962) kötete tartalmazza, amely az ország egész területét jellemzi vízföldtani szempontból. Számos vízföldtani kutatás kapcsolódott a területen folyó bányászathoz, amelyek a bányák és azok közvetlen környezetére koncentrálódtak. A bányászati vízkitermelés és a karsztvízszint regionális csökkenésével, jelentős karsztforrások elapadásával számos kutató foglalkozott (pl. SÁRVÁRY 1971). A Dunántúli- középhegység karsztvízszintjét megfigyelő kúthálózat adatsorai és a Vituki által évenként szerkesztett karsztvízszint térképek segítették a terület karsztvízföldtani eseményeinek nyomon követését (BÖCKER et al. 1958, 1990, 1998). A MÁFI- ban, az 1980-as években kezdődött meg egy földtani alapú vízföldtani kutatás, amelynek részeként LORBERENÉ SZENTES (1981, 1986) a földtani formációk vízföldtani jellemzését végezte, DÉR (1987) a Dunántúli-középhegység északkeleti részén a felszíni vízfolyások vízháztartását vizsgálta, míg ERHARDT (1988) vízföldtani felmérést végzett a területen. A Dunántúli- középhegység karsztvízáramlását leíró új szemléletű, a földtani–szerkezetföldtani felépítésen alapuló és a vízmegfigyelő kutak vízszintidősorát felhasználó kutatás 1990-ben kezdődött el a MÁFI-ban (JOCHÁNÉ EDELÉNYI et al. 1996, JOCHÁNÉ EDELÉNYI 1997). E kutatás folytatásaként az intézet vízföldtani csoportja a hegység vízfolyásainak, vízfakadásainak és forrásainak évente kétszeri felmérését végezte el 2000–2004. között. A kutatás ezen időszakában számos nyilvántartott forrás (IZÁPY 1997a, b) elapadt, vagy vízhozama jelentősen csökkent. A 20. század végétől hazánkban is az ivóvízkincs felértékelődése tapasztalható. Magyarországon a 123/1997 (VII. 18) Kormányrendelet hatására elkezdődtek a vízbázisvédelmi munkák, és a veszélyeztetett vízbázisok értékelése. E munka kapcsán megtörtént a Vértes peremén lévő vízbázisok értékelése. A Magyarországra is kötelező érvényű Európai Unió Vízkeretirányelve a mennyiségileg és minőségileg fenntartható víztermelés elérését és a víztestek jó állapotba hozását írja elő. A MÁFI részt vállalt a víztestek jellemezésében, és komplex földtani-, hidrogeológiai térinformatikai alapú adatbázist hozott létre szelvényekkel, rétegoszlopokkal és földtani, vízföldtani leírásokkal. A Vértes-hegység területe több víztesthez tartozik. A hegyvidéki víztest a HU_h.1.3., a Vértes dél–délnyugati a HU_k.1.1., az északnyugati a HU_k.1.2., míg az északkeleti része a HU_k.1.3. karsztos víztesthez tartozik. A térképezési területen kívül esik a HU_kt.1.2. mély termálkarszt víztest, amely a

221 165. ábra. A Vértes forrásainak, valamint termelő és vízszintmegfigyelő kútjainak elhelyezkedése (lásd 6. táblázat) Figure 165. Springs, water level monitoring and production wells in the Vértes Hills (see Table 6)

Vértesből áramló felmelegedett karsztvizet tárolja. (165. ábra). A víztestek kijelöléséhez és leírásához kapcsolódó munkák számos új információt szolgáltattak a Vértes hidrogeológiai viszonyainak megértéséhez (CSERNY et al. 2008).

A Vértest felépítő kőzetek vízföldtani jellemzése

A hegység keleti előterében fúrásban előforduló paleozoos képződmények közül az ópaleozoos Balatoni Formációcsoport anchimetamorf képződményei vízzárónak tekinthetők. A lokális előfordulású Tabajdi Evaporit vízzáró, míg a Dinnyési Dolomitnak csekély a vízadó képessége. A permi Balatonfelvidéki Homokkövet csekély mértékű mátrixporozitás jellemzi, másodlagos porozitása csak a repedezett, mállott zónákban, a fellazult részeken jelentős. A hegység vízföldtani jellegét a mezozoos, főleg triász karbonátos kőzetek határozzák meg, ezek alkotják a főkarsztvíztározót. A jelentős vastagságú mezozoos rétegsor vízföldtani szempontból nem egységes. Még a majdnem tisztán karbonátos képződmények sem teljesen homogén kőzettestek, így víztároló és vízvezető képességük egy-egy formáción belül is változik. A ciklusos felépítésű Fődolomit és Dachsteini Mészkő Formáción belül például a különböző

222 fáciesű ciklustagok egymástól eltérő elsődleges porozitással rendelkeznek. A karbonátos kőzetek másodlagos üregrendszerének kialakulását utólagos tektonikai események és karsztosodási folyamatok szabták meg. Az alsó-triász rétegsor vízadó és víztározó képessége csekély, vastagsága 300 m. Az Alcsútdobozi Mészkő alsó 10 méteres meszes egysége karsztosodhat, az összlet egésze törések mentén vezeti a vizet. A Csopaki Márga Formáció márgás rétegei közé települt mészkőpadok karsztosodhatnak, de az összlet egészében vízzáró. A középső-triász sekélytengeri karbonátok közepes vízadó és közepes tározó képességű képződmények. Együttes vastagságuk elérheti a 400 métert. Az Aszófői Dolomit vékony lemezes rétegei között áramolhat víz. A lemezes bitumenes Iszkahegyi Mészkő réteglapjai mentén vezeti a vizet, míg a platformfáciesű Megyehegyi–Tagyoni Dolomit és Budaörsi Dolomit jó vízadó és víztározó képességű. A mintegy 2500 méter vastagságú felső-triász összlet alsó szakaszát a vízzáró Veszprémi Márga és a kiváló vízvezető és tározó képességű Sédvölgyi Dolomit összefogazódó kőzettestei alkotják. A terület legjelentősebb karsztvíztározó összletei a felső-triász felsőbb szakaszát alkotó nagy vastagságú platformkarbonátok, a Fődolomit és a Dachsteini Mészkő Formáció, amelyek vízvezető, víztároló és vízadó képessége kiváló. A rideg dolomit a szerkezeti hatások következtében összetört, kataklázos szövetű hasadékvíztároló, porlódásra hajlamos kőzettípusai pórusvíztárolók. A Dachsteini Mészkő vetők mentén karsztosodott. A hegység szinklinális szerkezetének délkeleti szárnyán lévő, rossz vízvezető Veszprémi Márga és idősebb triász képződmények gátolják a karsztvíz délkelet irányba történő áramlását. A Vértes területén előforduló jura karbonátos képződmények magas agyagtartalmúak, gyengén vagy egyáltalán nem karsztosodnak, vastagságuk csekély. Vízföldtani szempontból a főkarsztvíztározó rendszerhez tartoznak. Az általánostól eltérően, az alsó-jura Hierlatzi Mészkő gyengén karsztosodhat, míg az Isztiméri Mészkő vetők mentén vízvezető. A vékonypados felső-jura–alsó-kréta Szentivánhegyi Mészkő Formáció a rétegek mentén vezeti a vizet. A kréta rétegsor üledékhézaggal települ a jura, illetve triász korú kőzetekre a hegység nyugati, északnyugati zónájában. A karsztosodott alsó-kréta biogén mészköveket vízzáró törmelékes márgás rétegek választják el egymástól. A Tatai Mészkő közvetlenül települhet a triász főkarsztvíztározóra, így azzal egy rendszert alkothat. A Környei Mészkő Formáció a Tatai Mészkő rétegeire üledékfolytonossággal települ, függőkarsztvíz-tározót alkot. Az agyagos, márgás vízzáró rétegek a Tési Agyagmárga (tK1) és a fedőt alkotó Pénzeskúti Márga elszigetelik a jó vízadó képességű Zirci Mészkövet az idősebb kréta, illetve a fiatalabb eocén mészkövektől. A Vértessomlói Aleurolit Formáció lokális vízrekesztő képződmény. A kainozoos üledékciklus az eocén képződményekkel indul, amelyek vízvezető és -tározó képessége változékony. Ezek a képződmények két sávban, a hegység északnyugati és a déli részén jelennek meg. A karsztosodott mezozoos karbonátos összlet töbreiben elhelyezkedő agyagos vízzáró Gánti Bauxit elterjedése igen korlátozott. Vízföldtani jelentősége a bányászatával kapcsolatos, hiszen a bányajáratok és a nyílt bányagödrök megváltoztatták az eredeti áramlási rendszert, és a karsztvízrendszer sérülékennyé vált a felszíni szennyeződésekre a fedetlen karsztos üregek környezetében. A szénrétegeket tartalmazó változatos összetételű Dorogi Formáció egészében vízzáró, de a homokos rétegei és a dolomittörmelékes kifejlődései vízvezetők lehetnek. A karsztosodott biogén Szőci Mészkő és a Szépvölgyi Mészkő jó vízadó és víztározó képességű. Általában önálló függőkarsztvíz-tárolót alkotnak az alattuk települő idősebb vízrekesztő eocén képződmények fedőjében. A hegység észak–északnyugati részén azonban az eocén mészkő közvetlenül települ a triász kőzetek fölött, így azokkal egy vízföldtani egységet alkot. A törmelékes, márgás kifejlődésű Kincsesi, Tokodi, Csolnoki és Padragi Formáció vízzáró. Az oligocén képződmények vízadó és víztároló képessége csekély. Alsó része vízrekesztő, felső része lokális jelentőségű hasadék-, illetve pórusvíztároló. A változatos kifejlődésű Csatkai Formáció a Vértes hegység területén főleg agyagos–homokos kifejlődésű, de jó vízadó kavicsos testei jelentős vastagságot is elérhetnek. A Mányi Formáció homokos rétegei jó vízadók és vízvezetők. Nagyvastagságú középső-miocén képződmények csak a hegység távolabbi környezetében ismertek. A biogén mészhomokos, mátrixporozitású Lajta Mészkő és a Tinnyei Formáció rétegei jó vízvezető képességűek, míg a Kozárdi Formáció vízzáró, illetve féligáteresztő képződmény. A késő-miocén rétegsor vízföldtani jelentősége elsősorban a hegység déli előterét képező medencékben érvényesül, ahol homok és agyag sűrű váltakozásából épül fel az összességében közepes vízvezető képességű összlet. A vízzáró Csákvári Formáció vastagsága elérheti a 100 métert. Jelentős vastagságú a vízzáró Száki Agyagmárga, illetve a gyenge vízvezető képességű Somlói Formáció, míg a kis vastagságú és nem jelentős elterjedésű Kállai és Kisbéri Kavics a nyugati előtérben lokálisan jó vízadó képességű. A hegység délkeleti részén a változatos vízvezető és vízadó tulajdonságú Vértesacsai Formáció az eocén és triász aljzaton kialakult medencéket tölti ki. A Vértes hegyvidéki területein a negyedkori üledékek kis vastagságúak, változatos felépítésűek, a közepes vízvezető lösz kivételével többnyire vízrekesztők. Csökkentik a felszínre hulló csapadék beszivárgásának mértékét, és a szennyeződések lejutását a karsztvízrendszerbe. A hegységperemi lejtőtörmelék, futóhomok, kavics talajvíztárolók, jelentőségük a hegység északnyugati előterén nagyobb. A területen előforduló formációk vízföldtani jellegét a 5. táblázat foglalja össze.

223 5. táblázat. A Vértes földtani felépítésében szerepet játszó formációk vízföldtani jellege Table 5. Hydrogeological feature of the formations of the Vértes Hills

Felszíni és felszín alatti vizek, források

A Vértes hegység mérsékelten száraz éghajlatú, északi lejtői csapadékosabbak, hűvösebbek. A területen az évi átlagos csapadék mennyisége 600-700 mm, de a csapadék eloszlása nem egyenletes. A tavaszi és őszi hónapok szárazabbak, a június és július hónapok a legcsapadékosabbak. Az évi átlaghőmérséklet 8-9 °C; 1 °C a téli, míg 20 °C a nyári középhőmérséklet. Az uralkodó szélirány északi, északnyugati.

224 A lehulló csapadék a fedetlen karszt területén közvetlenül beszivárog a karsztvíztározóba, ezt jelzi a felszíni vízfolyások hiánya is. Az erdővel borított felszínen a lehulló csapadék egy részét az erdő visszatartja, másik részét a vékony laza talaj lejuttatja a karsztos kőzetekbe. A beszivárgás aránya a meredek lejtőkön mérséklődik. A beszivárgás feltételei a Vértes délkeleti és észknyugati peremén és előterén jók. A laza homokos, kavicsos, dolomittörmelékes kőzeteket vékony laza talaj fedi, amelyen rövid idő alatt szivárog keresztül a csapadékvíz. Az enyhe lejtők segítik a beszivárgást. Különösen jelentős a domborzat szerepe a Vértes délkeleti peremén, a hegylábfelszín felső részén, a dolomittérszín közelében, ahol a talaj igen vékony, dolomittörmelékes. Nagy intenzitású csapadék esetén a dolomittérszín erdeiből érkező felszíni víz áramlása a lejtő mérséklődése következtében lelassul. A laza, köves, művelt talaj könnyen elnyeli a vizet, és az bejut a dolomitösszletbe. A fedett karsztterületeken, a felszínt borító homokos, kavicsos rétegek és a lösz csökkentik, a márgás fedőrétegek pedig megakadályozzák a felszíni víz beszivárgását és leáramlását a karsztos tározóba. A terület felszíni vízfolyásokban szegény, állandó jellegű patakok csak a peremektől kezdődően vannak. Az Által-ér a terület északnyugati részét csapolja meg, míg keleten a Szent László-víz, Váli-víz, délen a Zámori-patak vezeti el a csapadék- és talajvizet. A hegység fedetlen karsztos területén csak időszakos, míg az északnyugati, oligocén rétegekkel fedett területeken kisebb állandó vízfolyások találhatók. A hegység területén a legjelentősebb felszín alatti vízkészletet a karsztvíz jelenti. A főkarsztvíz a tároló kőzetek nagy vastagsága és a vízzáró feküképződmények nagy mélysége miatt mélykarszt jellegű (a Vértes délnyugati részén), és nyílt tükrű a fedetlen karszt területeken. Ahol a kréta és eocén korú karsztos képződmények nem kapcsolódnak a főkarsztvíz- tároló-rendszerhez, ott függőkarsztvíz-tározók alakulnak ki. A Tatabányai-medence eocén függőkarsztvíz-rendszerei elhanyagolhatóak, azokból forrás nem fakad. Az Pusztavám–Oroszlányi-medencében az eocén függőkarszt víztározó szerepe jelentős. Jelentősebb mennyiségű rétegvizet az oligocén, miocén vízvezető rétegek tárolnak, jelentőségük a hegységperemeken van. A felettük települő vízzáró rétegek következtében nyomás alatt állnak. A karsztvíz áramlásában szerepet játszik a Dunántúli-középhegység szinklinális szerkezete. A Vértes dél–délkeleti oldalán a rossz vagy gyengén vízvezető alsó-triász képződmények gátolják a víz délnyugat–déli irányba történő áramlását. A hegység északnyugati–északi oldalán a karsztvíztározó kőzetek fiatalabb vízvezető és vízzáró kőzetekkel fedettek, így itt a porózusvíztározó a karsztvíztározóval kapcsolatban áll. A kelet–nyugati és az északkelet–délnyugati irányú vetőkhöz kapcsolódó törésrendszerek kitűnő vízvezető képességű zónákat hoznak létre, de helyenként vízzáró hatásúak is lehetnek. Vízföldtani jellege alapján a Vértessomlói-rátolódás két szakaszra osztható. Nyugati, Vértessomlóhoz közel eső szakaszán a rossz vízvezető jura és kréta képződmények a felső-triász karsztvíztározó karbonátok alá tolódtak, így gátolják a víz északi irányba történő áramlását. A rátolódás keleti szakaszán viszont a késő-triász karsztvíztároló képződmények tolódtak fel egymásra, így a szerkezeti zóna vízmozgást gátoló hatása nem jelentős. A felszínalatti vizek természetes megcsapolási pontjai a források és fakadások. A források többsége a hegységperemen és az előtér dombvidékén található (165. ábra és 6. táblázat). Ezek közül jelentős karsztforrások a magyaralmási és a zámolyi források. A magyaralmási karsztterület dolomitból felépülő kisebb rög, amely a mélyebb karsztvizet vezeti a felszínre. A Vértes hegység területén az ismert források többségének a vize a karsztot fedő fiatalabb üledékekből (Csatkai és Kállai Formáció, lösz) fakad (pl. a gánti községi forrás, Bugér-forrás, Szálláskúti-forrás). A triász karbonátos

6. táblázat. A vértesi források és vízszintmegfigyelő kutak főbb adatai Table 6. Information on the springs and the monitoring wells of Vértes Hills

225 6. táblázat folytatása Continuation Table 6.

kőzetekből álló vonulatok közötti szűk, oligocén vagy miocén vízvezető üledékekkel kitöltött völgyekben fakadó számos további forrás vize részben a főkarsztvíztározóból pótlódhat (pl. Orosz-kút, Tamás-forrás, Szári-kút és Szép Ilonka-forrás). Az eocén képződmények települési határán szintén találhatók források (pl. Mátyás-forrás, Luca-kút, Vályuskúti-forrás).

226 A 2000-től 2004-ig tartó forrásfelméréseink időszakában számos nyilvántartott forrás (IZÁPY 1997a, b) elapadt vagy vízhozama jelentősen csökkent. Pusztavám és Gánt körzetében az eocén mészkövekből táplálkozó (függőkarsztvíz) források a külszíni bányászat következtében szá- radtak ki, ilyen például a Csukatói-forrás, a Lépa- kút, és a Béka-kút. A bányagödrök megcsapolják a környék felszín alatti vízkészletét, és végérvé- nyesen megváltoztatják az eredeti áramlási pá- lyákat. A hegységtől északnyugatra zajló tatabányai kőszén-, illetve a délnyugati kincsesbányai bauxit- bányászat az eredeti karsztvízszint alatt történt. A vízbetörés elleni védekezés a karsztvízszintnek a bányászat szintje alá csökkentésével, a karsztvíz kitermelésével történt. A bányászati területeken létrehozott depressziók hatása az egész hegységre kihatott. Az eredeti, 1960 előtti karsztvízszint 160 mBf volt. A tatabányai depresszió kiterjedése na- gyobb volt, mélyebben nyúlt be a hegységi terü- letre, mint a kincsesbányai depresszióé. A bányá- 166. ábra. Karsztvízszint változása a Tatabánya–10, –12, Vértesboglár–1 Óbarok–1 szat 1990-ben történt befejezésére a karsztvíz- megfigyelőkutakban szint 100 mBf alá süllyedt a hegységi területen. A Figure 166. Karst water level changes in Tatabánya–10, –12, Vértesboglár–1 Óbarok–1 depressziók megváltoztatták a karsztvíz eredeti monitoring wells áramlási rendszerét, mivel ezek váltak a térség fő megcsapolási területévé. A források jelentős része elapadt vagy vízhozamuk lecsökkent, többek között az eredetileg túlfolyó zámolyi forrás is időszakossá vált. A fiatalabb rétegek felé történő vízátadás elmaradása a felszíni vizes- lápos területek kiszáradását eredményezte. A felszín alatti bányászati tevékenység felhagyása, s ehhez kapcsolódóan a nagyméretű bányászati vízkiemelés abbamaradása eredményeképpen az 1990-es években megkezdődött a karsztvízszint rehabilitációja. A karsztvízszint emelkedése kezdetben a korábbi vízkiemelések szűkebb térsé- gében indult meg igen erőteljesen, majd kiterjedt a térség egészére. A rehabilitációs folyamat befe- jeződése csak évek múlva várható. Az eredeti karsztvízszint visszaállása azonban akkor sem fog bekövetkezni, mert a korábbi bányászati vízki- emelő helyekre kiépültek a regionális ivóvíz- hálózatok, így a vízkiemelések nem szűntek meg teljesen. A rehabilitációs folyamat nyomon követését jól szolgálják az Országos Vízmeg- figyelő Törzshálózat vízszintmegfigyelő kútjai. A hegység területén Vérteskozma–1 és –2, Vértesboglár–1, míg a peremeken Csókakő–1, 167. ábra. Karsztvízszint változása a Csákvár–1, Vérteskozma–1, –2, Zámoly–1 Zámoly–1, Csákvár–1 és a Csákberény–86/a jelű megfigyelőkutakban kutak, és a bányászati területeken például Figure 167. Karstwater level changes in Csákvár–1, Vérteskozma–1, –2, Tatabánya–10, illetve Zsámbék–7 kutak Zámoly–1 monitoring wells tartoznak. (166., 167. ábra) A bányászati célú vízkiemelés befejeződése óta a hegység karsztvizét ivóvízként hasznosítják (1991). A legjelentősebb víztermelés a tatabányai XIV/A és a XV/C vízaknákban történik, amelyre regionális vízellátó hálózat települ. Szintén eredetileg bányászati vízkitermelésre alapozott a kincsesbányai vízbázis, amely ugyancsak regionális vízellátásban vesz

227 részt. A csákvári vízbázis 5 db szűrőzött karsztkútra épült ki. Gánt-Bányatelepen egy 120 méter mélységű karsztkút szolgáltatja a vizet. Kisebb hozamú vízműkutak vannak a hegység északi (Tata, Tatabánya), déli (Csákberény, Gánt, Zámoly), északnyugati (Oroszlány, Szépvizér) és délkeleti (Vértesboglár, Bodmér, Óbarok, Szár) peremén, amelyek a főkarsztvíztározót csapolják meg. Kisebb települések helyi jellegű ellátása, rétegvízből történik.

Vízgeokémia

A hegység területén a MÁFI által 2000–2005 között évente kétszer (tavasszal és ősszel) végzett forrásfelmérés során a helyszínen víz- és levegőhőmérséklet, a víz vezetőképesség-, pH-, és vízhozammérése történt a megfigyelési pontokon (166. ábra, 6. táblázat). A kifolyó vizű foglalt forrásokból vízmintázás történt, további részletes kémiai laboratóriumi vizsgálatokra. A MÁFI forrásfelmérése és a korábbi fúrásokból mért adatok alapján megállapítható, hogy a Vértes felszín alatti vizeinek kémiai jellege általában kalcium-magnézium- vagy magnézium-kalcium-hidrogénkarbonátos. Az alkáli- hidrogénkarbonátos víztípusok szerepe alárendelt. A kalcium-magnézium-hidrogénkarbonátos, közepes oldottanyag-tartalmú és keménységű típusok közé tartoznak a karsztvizek, a pleisztocén képződményekből fakadó vizek, továbbá az alaphegység közvetlen szomszédságában található pannóniai üledékek rétegvizei. Alkáli-kalcium-magnézium-hidrogénkarbonátosak a Móri-árok felső-oligocén képződményeinek rétegvizei és a kőszenes összlet fedővizei.

228 This volume is published as an explanatory supplement for the 1:50 000-scale regional geological map of the Vértes Hills (Figure 1).

GEOLOGICAL BUILD-UP

“The geological build-up of the Vértes Mountains is rather monotonous. The predominant part of its surface is made up of Upper Triassic rocks, such as dolomite and Dachstein limestone. From a tectonic point of view the Vértes range belongs to the faulted mountains” (JUHÁSZ 1987). The authors of the present book do not share this view and they hope they can persuade readers to agree with their opinion. The Vértes Hills belong to the northeastern part of the Transdanubian Range (Figure 2). Considering its stratigraphy and tectonics, this range is of a transitional character between its southwestern part (i.e. the Bakony) and its northeastern parts (i.e. Gerecse, Pilis and Buda Hills). The mass of the Vértes comprises Middle and Upper Triassic dolomite and limestone overlain by younger Mesozoic (Jurassic and Lower Cretaceous), Palaeogene (mainly Eocene), and Neogene (predominantly Upper Miocene) formations with a smaller spatial extent and thickness (see the theoretical geological profile on the back cover of the book). The Vértes is divided from the Bakony by the tectonic structure of the Mór Graben along a sharp boundary (Figure 3). The morphological separation from the Gerecse is less spectacular and obvious; the boundary can be drawn mainly along the southern rim of the Tatabánya basin and the structural zone between Tata and Szár. The southeastern foreland of the Vértes comprises the Zámoly and Bicske Basins, which are filled with Palaeogene and Neogene sediments. The thickness of the latter increases from the hills towards the basin areas. In the northwestern foreland of the Vértes Hills the Pusztavám–Oroszlány Basin can be found; this is filled with Palaeogene sediments. Neogene deposits can be detected northwest of this basin and they gradually thicken towards the Kisalföld (Little Hungarian Plain). The structure of the Vértes is characterized by a SW–NE strike of the formations, similar to that of in the predominant part of the Bakony Mountains. The oldest formations known in the Vértes and belonging to the southeastern flank of the synclinal structure of the Transdanubian Range comprise Upper Permian and Lower Triassic sequences; the latter have been exposed by boreholes in the Bicske Basin. The range located between Csákberény and Csákvár is built up predominantly of a Ladinian and a Carnian dolomite succession of platform facies, and these successions are separated by successions of basinal facies of smaller and larger thicknesses. The mass of the uplands and peaks of the Vértes Hills is made up of the Main Dolomite Formation. On the northwestern margins it is overlain by the Dachstein Limestone and this develops from it with a transitional succession. The spatial extent of Jurassic and Lower Cretaceous formations is restricted to a smaller area in the southwestern part of the Vértes Hills (i.e. on the Csóka Hill at Mór and in its vicinity), and in the area between Vértessomló and Kapberekpuszta. A significant part of the basement in the Pusztavám–Oroszlány Palaeogene basin (which is located in the axis of the synclinorium) comprises Jurassic and Lower Cretaceous formations; locally these reach a considerable thickness. Eocene formations were deposited with a greater thickness in the Palaeogene basins located in the forelands of the Vértes. Here they are represented predominantly by clayey and marly lithofacies, whereas the uplifted parts of the hills are covered mainly by carbonate rocks of shallow marine facies. Oligocene siliciclastites are almost exclusively restricted to the forelands of the Vértes. There are only a few erosional fragments of uncertain identity in the area of the hills and they can also be found in smaller tectonic troughs (e.g. along the Várgesztes strike-slip fault). The extent of the Neogene formations is also restricted to the area of tectonic troughs and smaller basins, such as the Kápolnapuszta and Vérteskozma Basins. The significant spatial extent of the Quaternary sediments is characteristic on the piedmonts and in the forelands. On the northwestern side of the Vértes mainly drift sands can be found, whereas on the other margins and on the uplands, loess is the characteristic deposit. The piedmonts and the margins of the surrounding basins are covered with the re-deposited material of the basement rocks and the loose Tertiary sediments. These were derived from the denudation that took place during the uplift of the Vértes, and were transported downwards through valleys. The structure of the Vértes — beyond the SW–NE strike of the formations — is determined by a characteristic and complex tectonic type. Among the longitudinal structures which are parallel to the strike of the hills, the Gánt fault is the

231 most striking. This fault forms the southeastern rim of the Gánt Depression and can be followed along the Kőhányáspuszta structure where, after an almost 2 km-step, it can be detected at the southeastern rim of the Vérteskozma basin. Longitudinal compressional structures such as the thrusts at Litér, Veszprém and Bakonykút (well-known at the southeastern margin of the Bakony synclinal structure) cannot be identified on the surface of the Vértes Hills; however, foldings of smaller and larger amplitude are known from several places in the Vértes (e.g. Csóka Hill, in the vicinity of Vértessomló etc.). According to the structural analysis of BALLA,DUDKO (1989), the Bakonykút reverse fault detected at the northwestern edge of the Iszka Hill block may continue in the basement of the southeastern foreland of the Vértes towards the NE. A significant number of the valleys in the Vértes Hills have a NW–SE strike; in some of the cases this is probably due to tectonic activity. The most spectacular of these valleys is the Mór boundary fault, which forms the southwestern margin of the Vértes. E–W striking tectonic structures play a significant role in the structure of the hills, albeit they are less obvious in surfacial morphology. Among these there are the Várgesztes displacement and the Vértessomló Line, which is one of the dominant structural elements of the Trandanubian Range.

232 STRATIGRAPHY

PALAEOZOIC LOWER PALAEOZOIC B B ALATON G ROUP ( P Z 1) —BPZ 1

The oldest formations in the geological build-up of the area can be found relatively close to the surface, along the axial zone of the anticlinal structure that extends lengthways in the southeastern foreland of the Vértes Hills. Borehole Csákvár–31 exposed folded calc-schist with calcareous albite-phyllite that can be correlated with the Balatonfőkajár Quarzite-phyllite Formation (BUBICS 1977, LELKESNÉ FELVÁRI 1981, FÜLÖP 1990). In borehole Alcsútdoboz Ad–2 (Figure 4), under the Balatonfelvidék Sandstone Formation, the surface of the Palaeozoic basement comprises an approximately 1.5m-thick weathering zone made up of the mixed debris of red clay shale and sandstone. This overlies a 5.6m-thick, well-bedded slate–metaaleurolite and this has been oxidized, as is evident from its red colour. Underlying the latter (down to the base of the borehole) a dark grey, well-bedded slate– metaaleurolite can be found, with flaser-bedded, fine-grained sandstone interbeddings in certain horizons (MAJOROS in FÜLÖP 1990). Based on thin-section analyses (KOROKNAI 2004), the main bulk of the rock is composed of fine-grained (<0.025mm) phyllosilicates. Additionally, small (0.05–0.2mm) and mostly angular, scattered mineral fragments can be seen in the fine-grained matrix. These fragments are partly quartz and partly plagioclase feldspar. The orientation of the texture of the rock corresponds to the original bedding; there is no evidence of an angle, which would indicate cross-foliation. The lithostratigraphic position of this formation is ambiguous. It can be correlated with the Lovas Shale, however, it cannot be excluded that it belongs to the Carboniferous molasses known in the Balatonfő area (Füle Fm). According to BUBICS (1977) borehole Csákvár Csv–1 (which has been deepened in the southeastern foreland of the Vértes Hills) intersected epidote-chlorite schist and amygdaloidal diabase (Litér Metabasalt Fm). Based on the thin-section examinations of LELKES-FELVÁRY (1981), can be regarded as epidote-clinozoisite greenschist with a characteristic volcanic relict texture in certain horizons. Age. No data have been provided with respect to the fossils of the embedding sedimentary rocks of the formation and the age of the basic magmatites. Based on the correlation with the analogous Austroalpine and Southern Alpine areas, the basic magmatites of the Variscan metamorphic sequence are known from the Ordovician to the Devonian (LELKES-FELVÁRI 1998). Sedimentary environment. The pelitic succession characterized by high organic content in the Alcsútdoboz Ad–2 borehole may refer a poorly ventilated sedimentary environment. In the Transdanubian Range there is a great variety of forms derived from the volcanism which took place in a marine environment.

UPPER PALAEOZOIC PERMIAN B BALATONFELVIDÉK SANDSTONE FORMATION ( P2–3) — bP3

The Balatonfelvidék Sandstone Formation comprises an upward-fining siliciclastic sequence; this overlies the basement with erosional and angular unconformity. Its lower section is made up of conglomerate, the middle section consists of sandstone, whereas the upper section is built up predominantly of siltstone. It has a continuous transition toward the overlying Tabajd Evaporite Formation; laterally, this formation also interfingers with it. In the key-section borehole Alcsútdoboz Ad–2 (Figure 4), the lower, so-called Badacsonyörs Conglomerate Member of the formation is made up of a 23m-thick, cyclic succession. The average grain size shows an upward-fining trend not only

233 within the cycles but in the whole member. In the lower part of the member the largest diameter of the pebbles of the conglomerate forming the base of the cycles is 7cm; the average diameter is 1 cm, and the thickness of the sandstone beds is some tens of centimetres. Upwards, within the member the maximum diameter of the conglomerate grains decreases to 2cm – 3cm. Simultaneously, the thickness of the sandstone beds increases to 2m – 4m. At the base of the member, there is a material comprising quartzite, quartzporphyry, vein quartz, microcline-orthoclase gneiss, phyllite, siltstone, sandstone, bedded quartzite and chert; further up in the succession the predominance of phyllite and quartz increases. The roundness of the grains varies between 0 and 3. The middle member of the formation is 67m-thick and is characterized by the predominance of sandstone. The 2m – 12m-thick cycles start with fine-grained conglomerate or coarse-grained sandstone, which overlie a ravinement surface. The succession above the basal bed is made up of medium-, then fine-grained sandstone and sandy siltstone. In the latter, anhydrite nodules are frequent. The sand grains consist mainly of quartzite, quartz, biotite and muscovite; magnetite, amphibole and turmaline are also present. The upper, approximately 60m-thick member of the formation comprises an alternation of red sandstone and siltstone; siltstone is predominant. The upward-fining cycles overlie a plane or undulating ravinement surface with sandstone beds that contain clasts, which appear to have been ripped up. The thickness of the cycles ranges between 3m and 12m. Fossils and the age of the formation. The Balatonfelvidék Sandstone Formation intersected by borehole Alcsútdoboz Ad–2 yielded no fossils. Sedimentary environment. The cyclic, siliciclastic succession of the Balatonfelvidék Sandstone was deposited in a terrestrial fluvial environment. The coarse-grained basal conglomerate is probably the deposit of an alluvial fan; the sandstone (which alternates with conglomerate) can be interpreted as a fluvial channel deposit, whereas beds made up of silt and pelite can be regarded as sediments deposited between the branches and on the floodplain.

t TABAJD EVAPORITE FORMATION ( P3) — tP3

The Tabajd Evaporite Formation is built up of an alternation of siltstone, dolomite, anhydrite and gypsum (Figure 5). Based on the proportion of the four rock types, the formation can be divided into three sections: — The lower, approximately 39m-thick section of the formation is made up of red and red–variegated siltstone and within this the interbeddings of dolomite and anhydrite lenses can be observed. — The middle, approximately 25m-thick section of the formation is characterized by the rapid, cyclic alternation of dark grey dolomite and variegated siltstone laminae, with the occurrence of anhydrite and gypsum layers in certain sections. — The upper, approximately 32m-thick section of the formation is characterized by red siltstone; the siltstone alternates with dolomite of a micritic or microsparitic texture, and with anhydrite that has a laminated-lenticular structure. The formation gradually develops out of the Balatonfelvidék Sandstone Formation, which is partly heteropic with it. It also shows a continuous transition towards the overlying Dinnyés Dolomite Formation. Fossils and the age of the formation. The less oxidized beds of the formation yielded a pollen assemblage characteristic of the Upper Permian: Klausipollenites schaubergeri, Lueckisporites wirkkiae, L. mikrogranulatus, Nuskoisporites dulhuntyi (BARABÁSNÉ STUHL 1975, FÜLÖP 1990). Additionally, in the uppermost section of the formation, a poor microfauna was found, characterized by primitive agglutinated foraminiferans (Glomospira elegans, G. vulgaris, Lipina sp., Earlandia sp.). Sedimentary environment. The characteristic peritidal facies of the Tabajd Evaporite indicates a terrestrial sebkha environment, which may have been a transitional zone between the coastal plane and shallow water lagoon during an arid climate (MAJOROS 1980, 1983). The primitive foraminiferans, which appear in the upper part of the succession, indicate that stabilization of the shallow marine environment occurred. The formation corresponds to the “fiamazza” facies of the Bellerophon Formation in the Southern Alps, which is made up of cellular dolomite.

d DINNYÉS DOLOMITE FORMATION ( P3) — dP3

The Dinnyés Dolomite Formation indicates conformity in that it overlies the Tabajd Evaporite. The two formations are partly interfingered with each other in their lateral zones. The lower and upper part of the Dinnyés Formation is built up of carbonate, whereas the middle part is made up of an alternation of carbonate and siliciclastite (FÜLÖP 1990). In borehole Alcsútdoboz Ad–2 (Figure 4) the following features are evident: — The lower part of the formation is 120m-thick and is built up of dark grey, slightly bituminous, aphaneritic dolomicrite. Its lower boundary (towards the Tabajd Evaporite) is indicated by a relatively striking change in colour. It is bedded and, locally, it is laminated within the beds. The anhydrite and the gypsum occur generally in the form of small, white, spherical bodies and only rarely in cloud-like masses.

234 — In the overlying cyclic succession each cycle starts with sandy or silty marl, and with the increase of the carbonate content it passes into gypsum- and anhydrite-nodular, and ooidic-microsparitic dolomite. Within the approximately 150m-thick succession, 7 cycles can be distinguished. Their thicknesses range from 10m to 35m. — The upper, approximately 60m-thick part of the succession is made up of an alternation of yellowish-grey, porous, dolomitized algal limestone (which has a bird’s eye-type structure), dark grey calcareous dolomite and light grey limestone. Above this succession light grey oolitic limestone can be observed and this forms the basal bed of the overlying Alcsútdoboz Formation (HAAS et al. 1988). Fossils and the age of the formation. Compared to other Permian formations, the Dinnyés Dolomite is relatively rich in fossils. The dolomite of the lagoon-facies is dominated by dasycladacean algae (Atractyliopsis lastansis, Myzzia velebita, M. cf. cornuta, Vermiporella nipponica) and red algae (Gymnocodium bellerophontis). The relatively rich foraminiferal assemblage is characterized by great diversity but is dominated by taxa belonging to the Globivalvulina and Hemigordius genera. Additionally, ostracods, gastropods (Bellerophon sp.) and echinoderm fragments also occur. The characteristic “Zechstein-type” Nuskoisporites–Lueckisporites and upwards the Tympanocysta–Punctatispirites–Calamospora- dominated sporomorph association, as well as the Colaniella parva foraminiferan species, are indicative of the Changhsingian Stage of the Upper Permian (HAAS et al. 1986, 1987; GÓCZÁN et al. 1987). Sedimentary environment. The Dinnyés Dolomite was deposited during the Late Permian in an euhaline lagoon environment near the seashore, which temporarily may have been suspended due to dry climatic conditions. With respect to its facies, it shows transitional characteristics between the “fiamazza” and “badiota” facies of the Bellerophon Formation of the Southern Alps.

MESOZOIC TRIASSIC LOWER TRIASSIC INDUAN al ALCSÚTDOBOZ LIMESTONE FORMATION ( T1) — alT1

The Alcsútdoboz Limestone Formation is a characteristic Lower Triassic (Induan) facies in the southeastern foreland of the Vértes Hills; its stratotype is borehole Alcsútdoboz Ad–2 (Figure 6). The succession of the formation can be divided into the following three parts according to the rank of the member (HAAS et al. 1988, BROGLIO LORIGA et al. 1990, HAAS, TÓTHNÉ MAKK 1993): — The lower member starts with ooidic-bioclastic limestone and upwards this passes into the alternation of micritic limestone and micronodular marl (its thickness is 35m – 40m). In the lower part of the succession the size of the ooid grains shows an increasing trend from the bottom (0.15mm – 0.4mm) to the top (0.7mm). — The middle member of the formation is built up of grey, thin-bedded marl, which is intercalated by bioclastic limestone laminae (the thickness of the member is 45m). Small bivalves (Claraia) and inarticulate brachiopods (Lingula) are characteristic. — The upper part of the formation, which forms almost half of the succession (its thickness is approx. 110m), is built up of light grey, thick-bedded, massive limestone. Its boundary towards the red, marly siltstone succession of the overlying Hidegkút Formation is well-defined. The texture of the limestone intercalations is generally micritic. A characteristic type of these intercalations is represented by the reddish-grey “gastropod-oolite”, in which the small gastropods (Holopella sp., Natica sp., Naticopsis sp.) and the ooid grains have a red, ferruginous coating. The thickness of the formation is 150m – 200m. Fossils and the age of the formation. The Alcsútdoboz Limestone is relatively rich in fossils (GÓCZÁN et al. 1986, 1987; HAAS et al. 1986, 1988; ORAVECZ-SCHEFFER 1987; BROGLIO LORIGA 1990). The oolite forming the lower part of the formation contains macrofauna (e.g Naticopsis sp., Unionites sp.) but their occurrence is sporadic. The lower part of the succession is characterized by Permian foraminiferans (Paraglobivalvulina septulifera, P. gracilis, Globivalvulina sp., Hemigordius sp., Lunucammina sp., Nankinella sp., Staffella sp. Pachyphloia sp.), calcareous algae (Mizzia, Gymnocodium) and sporomorphs. Triassic macrofauna appears at the base of the middle member (Claraia gr. wangi- griesbachi, Lingula sp.); going upwards Claraia clarai and Unionites fassaensis occur. The first appearance of a Triassic foraminiferal association with very low diversity (Cyclogyra mahajeri, Rectocornuspira kalhori, R reschi) can be observed 50m higher, above the base of the formation. In the lowermost, several metres-thick part of the formation, sporomorphs are represented by the Upper Permian Calamospora–Tympanicysta assemblage. Above this part can be observed the Lapposisporites–Kraeuselisporites assemblage, and higher in the succession the Cyclogranisporites–Sphaeripollenites assemblage; these are indicative of the Lower Triassic. In the upper part of the formation a diverse macroflora represents the proliferation of the Early Triassic floral associations.

235 Sedimentary environment. The Induan succession above the lagoonal facies of the Dinnyés Dolomite indicates the evolution of a low-angle, shallow-marine ramp characterized by carbonate- and siliciclastic deposition (HAAS et al. 1988, BROGLIO LORIGA et al. 1990). The oolite that forms the basal part of the succession is believed to represent a part of a thin “veil” which has a remarkable areal extent. This was deposited during the transgression of the Western Tethys at the beginning of the Early Triassic. Its equivalent in the Southern Alps is the “Tesero horizon”. During the Induan, sedimentation took place on the high-energy ooidic calcareous sand hummocks and in the protected lagoons, which were separated by them from the sea. The “gastropod oolitic” and bioclast beds within the marly succession can be interpreted as tempestites.

INDUAN–OLENEKIAN h HIDEGKÚT FORMATION ( T1) — hT1

h The lower part of the formation (ZÁNKA SANDSTONE MEMBER — zT1) is built up of red siltstone and it has a thinly bedded or laminated structure (Figure 6). Within it can be seen intercalations of fine-grained sandstone and limestone lenses which appear as thin (5cm – 10cm thick) layers. The Zánka Sandstone overlies the Alcsútdoboz Limestone and it indicates a striking lithologic change. The thickness of the Zánka Sandstone member is 65m. h The upper part of the formation (HIDEGKÚT DOLOMITE MEMBER — hT1) is made up of light grey, greenish-grey and, on the top, reddish dolomite and clayey dolomite; in the lower part of the member calcareous dolomite, dolomitic limestone and oolitic limestone are predominant. The rocks are generally thin-bedded. The dolomite is usually porous and the clayey types show an authigenic breccia-like structure. The most frequent minerals among the evaporites are anhydrite and gypsum; the enrichment of baryte is also significant. The member is overlain by the Csopak Formation, and more precisely this formation overlies the uppermost, red dolomite bed with a light grey limestone layer. The thickness of the Hidegkút Dolomite is about 35m. Fossils and the age of the formation. The formation is poor in fossils. The quantity of the foraminiferans occurring in the lower part of the Zánka Sandstone (Glomospira regularis, Glomospirella sp., Erlandia sp.) decreases upwards. In the upper part of the formation echinoderm fragments, ostracods and worm burrows can be observed, but even then only sporadically. In the microflora association of the formation marine organic microplankton is predominant; the first pteridophyte spores (Densoisporites nejburgii) appear in the topmost part of the Zánka Sandstone. Based on the two dominance-zones (Reductum–spinulosa and Nejburgi–reductum) distinguished within the formation, the Induan–Olenekian boundary can be drawn approximately at the boundary of the two members, within the uppermost part of the Zánka Sandstone (GÓCZÁN et al. 1986, HAAS et al. 1988, BROGLIO LORIGA et al. 1990). Sedimentary environment. The Zánka Sandstone was formed in a low-energy depositional environment: i.e. beneath the wave-base of the Early Triassic shallow marine ramp. The intensification of siliciclastic input into the sedimentary basin is partly due to the emergence of the retrograding hinterland, and partly due to the climate, which became more humid at this time. Subsequently, due to the relative decrease of the sea level and the prevailing climate (which became arid), a hypersaline sebkha environment evolved, and it was within this environment that the formation of the Hidegkút Dolomite took place at the beginning of the Olenekian (HAAS et al. 1988, BROGLIO LORIGA et al. 1990, BUDAI, HAAS 1997, HAAS, BUDAI 1999). The equivalent of the Zánka Sandstone in the Southern Alps is the Campil Member of the Werfen Formation, whereas the Hidegkút Dolomite can be correlated with the lower, evaporitic part of the Val Badia Member.

OLENEKIAN c CSOPAK MARL FORMATION ( T1) — cT1

The Csopak Formation can be divided into three members (Figure 6) in borehole Alcsútdoboz Ad–2, which was deepened in the southeastern foreland of the Vértes Hills. Based on lithologic and sedimentologic characteristics the formation can be interpreted as one sedimentary cycle (sequence), (HAAS et al. 1988, BUDAI, HAAS 1997). The lower member overlies the Hidegkút Dolomite with light grey or reddish-brown, oolitic limestone, and on the lower part with dolomitic limestone. Upwards, with the increase of the pelite-content, a very well-bedded dark greenish-grey marl occurs; this is divided by limestone and calcareous sandstone beds of molluscan biomicrite and crinoidal biosparite microfacies. Bioturbation is characteristic. The lower and upper parts of the middle member of the formation are built up of greenish-grey marl with red mottles. Within this member limestone intercalations of foraminiferal micrite and crinoideal sparite microfacies occur, forming thin layers or laminae. The middle part of the member is made up of homogeneous, red siltstone, which is characterized by the almost total absence of bioturbation.

236 It can be stated that the upper member of the formation can be regarded as a mirror image twin of the lower member; it is built up of greenish-grey marl, calcareous marl and limestone with upwardly-increasing carbonate content. Fossils and the age of the formation. Among the Lower Triassic formations, the Csopak Marl has the richest fossil content. The lower member is characterized by Lingula sp., Natiria costata and pectinid bivalves, whereas the upper member is characterized by Costatoria costata, as well as Bakevellia gr. exporrecta and microgastropods (BROGLIO LORIGA et al. 1990). Bioturbation and worm burrows indicate a rich inbenthic biocoenosis. The significance of foraminiferans is subordinate in the lower member. In the limestone lenses of the middle member, Meandrospira pusilla occurs locally in great abundance; in the upper member it is replaced by Meandrospira gigantea (ORAVECZ-SCHEFFER 1987, HAAS et al. 1988). The microflora of the formation is dominated by Densoisporites nejburgii; the species Punctatisporites, Cycloverrutriletes, Verrucosisporites are also present and, subordinately, Triadispora, Neojugasporites and Voltziaceaesporites species are characteristic (GÓCZÁN et al. 1986, HAAS et al. 1988). Sedimentary environment. The Csopak Marl accumulated during the maximum flooding period of the Early Triassic shallow-marine ramp. The marl which forms the overwhelming part of the succession indicates a low-energy depositional environment; bioclastic limestone interbeddings are interpreted as tempestites. At the beginning of the deposition of the formation, the environment beneath the foreshore deepened relatively rapidly and it reached its maximum depth during the deposition of the red siltstone; afterwards it gradually became shallower until the end of the Early Triassic (HAAS et al. 1988, BUDAI, HAAS 1997). The Csopak Marl corresponds to the Val Badia Member of the Werfen Formation in the Southern Alps.

MIDDLE TRIASSIC ANISIAN a ASZÓFŐ DOLOMITE FORMATION ( T2) — aT2

The Aszófő Dolomite Formation is built up of thin-bedded or laminated yellowish-grey, porous dolomite. In its lower section, which overlies the Csopak Formation, marl and limestone interbeddings can be found; moving in an upwards direction the succession becomes rather monotonous (in some parts it is heavily crushed and friable). Its microfacies is represented by dolomicrite, dolopelmicrite–dolopelsparite and anhydritic dolomicrite. Its thickness is about 250m. Fossils and the age of the formation. The Aszófő Dolomite is rather poor in fossils. Occassionally, in its lower part, echinoderm fragments and foraminiferans (Meandrospira gigantea, Glomospirella elbursorum, Tolypammina cf. gregaria) occur, but the overwhelming part of the formation is characterized by the total absence of fauna. Sedimentary environment. Based on the characteristic textural and structural features and the rather vestigial fossil association of the Aszófő Dolomite, the sedimentary environment may have been a shallow sublittoral–intertidal hypersaline lagoon or it may have been related to the neighbouring sebkha (BUDAI et al. 1993). Both in its lithofacies and in its stratigraphic position, and from palaeogeographic and evolutional aspects as well, the Aszófő Dolomite should be considered completely analogous to the Lombardian Carniola di Bovegno, to the Lower Serla Formation of the Dolomites, and to the Reichenhalle Beds of the Eastern Alps (BUDAI, HAAS 1997).

ISZKAHEGY LIMESTONE FORMATION (iT2) — iT2

The succession that is considered as belonging to the Iszkahegy Formation could be identified on the basis of the documentation derived from borehole Csá–1; this borehole was deepened in the Vértes Foreland. The friable dolomite, which forms the upper part of the basement under the Miocene succession, overlies an almost 4m- thick authigenic breccia. The material of the 0.5cm – 5cm large, angular clasts consists of laminated dolomite. It develops from a succession built up of an alternation of grey laminated dolomite and limestone. It is unlikely that the thickness of the formation in the Vértes Foreland exceeds 60m, and this is characteristic in the area around Iszka-hegy (Iszka Hill). Fossils and the age of the formation. The formation yielded no fossils in the Vértes Foreland; based on stratigraphic analogues the age of the formation is Lower Anisian (Bithynian). Sedimentary environment. The bituminous laminated facies of the Iszkahegy Limestone is characterized by the absence of inbenthic communities and the lack of high organic matter content. This indicates a poorly-ventilated, anoxic sedimentary environment. The succession between the Iszkahegy Limestone and the Megyehegy Dolomite – which is built up of laminated dolomite, limestone and marl, contains authigenic breccia and shows mud slump structures – may have been deposited on the slope of the inner shelf lagoon located on the carbonate ramp side (BUDAI et al. 1993). Facies similar to the Iszkahegy Limestone occur all over the territory of the Tethys-shelf in the early Anisian; such facies are the Angolo Limestone in the Southern Alps (Lombardia), the Gracilis Limestone in the Dolomites and the Gutenstein Limestone in the Eastern Alps (BUDAI 1992, BUDAI et al. 1999).

237 m–t MIDDLE ANISIAN SHALLOW MARINE CARBONATES ( T2) — m–tT2

The dolomite of the shallow marine carbonate ramp facies of the Megyehegy Formation, and the dolomite of the Pelsonian carbonate platform facies belonging to the Tagyon Formation, may have developed in the Vértes Foreland. However, based on data provided by the documentation derived from drillings, these dolomites cannot be distinguished from the Budaörs Dolomite, which forms the southern range of the hills. According to the data recorded from the Eastern Bakony, the total thickness of the two formations is about 250m – 300m (BUDAI et al. 2001b).

MIDDLE–UPPER TRIASSIC UPPER ANISIAN–LOWER CARNIAN bö BUDAÖRS DOLOMITE FORMATION ( T2–3) — böT2–3

The oldest formation of the Vértes, which can be observed on the surface, is the Budaörs Dolomite (Figure 7). It is built up of an alternation of light grey, thick-bedded and bedded-laminated dolomite (Plate I, 1). The overwhelming part of the succession is made up of thickly-bedded, biodetrital subtidal C members (Figure 8; Plate I, 2). Within the beds, lamination can be observed, which — together with bird’s eye structures — indicates intertidal facies (B member). In the Vértes nothing is known about the formation which directly underlies the Budaörs Formation; it is overlain by dolomite with clayey intercalations (Veszprém Formation, “Hajdúvágás Member”). Its exact thickness is unknown, but it is probably about 500 metres. Fossils and the age of the formation. The subtidal C members in the lower part of the Budaörs Dolomite yielded a dasycladacean flora containing Diplopora annulata and D. annulatissima species (Figure 9). This indicates that the formation passes down to the Anisian stage. In the upper part of the formation a Lower Carnian dasycladacean association was found (Figure 10) and this contains the species Teutloporella herculea, Poikiloporella duplicata and Zornia obscura (BUDAI et al. 2005). Sedimentary environment. The Budaörs Dolomite is a typical cyclic, shallow marine lagoonal deposit of the Lofer facies, and it accumulated on the Wetterstein-type carbonate platform that covered a large area in the western region of the Tethys. Similar facies are common in the Dolomites (Sciliar=Schlern Dolomite), in Lombardia (Esino Limestone), in the Northern Limestone Alps (Wetterstein Limestone), as well as in the Bükk Mountains (Berva Limestone, Fehérkő Limestone, Bükkfennsík Limestone) and in the Aggtelek Karst Area (Wetterstein Limestone).

UPPER TRIASSIC CARNIAN v VESZPRÉM MARL FORMATION ( T3)

v *HAJDÚVÁGÁS MEMBER (hT3) — hT3

The lower, Hajdúvágás Member of the Veszprém Formation overlies the Budaörs Dolomite and its best exposure is the rubblestone quarry at Gánt-Bányatelep. The well-bedded succession is 40m–50m thick and is characterized by some several cm-thick, green or red clay intercalations. Beside the thick-bedded C members and the laminated A members (Figure 11), these intercalations alternate with purplish or reddish, generally dark grey dolomite beds which have a microcrystalline or aphanitic texture (Plate I, 3). Its fracture is conchoidal or splintery. The lithofacies can be interpreted as a dolomitized variation of the limestone of a deeper subtidal basin facies, and it is also characterized by a rock-forming quantity of brachiopod valves in certain beds; locally, the original filament texture has been preserved from subsequent dolomitisation. The Hajdúvágás Member is overlain by the Gémhegy Member of the Sédvölgy Dolomite Formation. The borehole Csákvár Csá–3 transected the Hajdúvágás Member with a thickness of about 60m (GYALOG et al. 1993). Fossils and the age of the formation. The brachiopod fauna of the member is dominated by species belonging to the Cruratula genus: Cruratula eudora, C. faucensis, C. beyrichi, C. damesi, Rynchonella pichleri, Terebratula debilis, Spiriferina cf. halobiarum, Ampiclina amonea, Adygella julica (DETRE in GYALOG et al. 1993). The conchoidal fracturing micritic dolomite yielded the following radiolarian association (BUDAI et al. 2005, Figure 12): Archeospongoprunum sp., Spongostylus cf. tortili, Paleosaturnalis cf. zapfei, Hungarosaturnalis sp., Paronaella sp., Ruesticyrtium sp., Oertlispongus sp., Pseudostylosphaera sp., Heliosoma sp., Spumellaria (genus indeterminate), Triassocampe sp., Nasselaria (genus indeterminate) In addition to the radiolarians the formation yielded some foraminiferans which could not be identified and one specimen of the gastropod Eucyclus sp. (det.: J. SZABÓ). It is Lower Carnian.

* Newly defined lithostratigraphic units.

238 Sedimentary environment. The basin facies of the subtidal succession of the Hajdúvágás Member indicates that the maximum deepening in the Vértes platform environment occurred during the Early Carnian. Mineral examinations of the clay interbeddings proved that during the deposition of the succession the input into the sedimentary basin was partly derived from (a) terrigenous debris made up of metamorphic rocks (or perhaps of their siliciclastic debris) and (b) partly from volcanic material which occurred due to the coeval denudation of volcanic rocks.

v *CSÁKBERÉNY MEMBER (csT3) — csT3

The Csákberény Member comprises a well-bedded, thick-bedded–laminated succession consisting of cherty dolomite, dolomarl and limestone. The laminated, bituminous, cherty dolomite (Plate I, 4) is intersected by dark brown chert strings and interbeddings containing allodapic clasts. In the upper part of the succession the dolomite passes into fine- crystallized–micritic, thin-bedded–laminated limestone. Northeastwards, the Csákberény Member shows a gradual transition into the platform carbonate of the Gémhegy Dolomite and this is partly heteropic with it. In the quarry of Tóhely Hill near Magyaralmás the well-bedded dark grey dolomite of the Csákberény Member overlies the Gémhegy Member of the Sédvölgy Dolomite (Plate II, 1). The uppermost part of the Csákberény Member is built up of limestones, marly limestones and dolomites in the southwestern part of the Vértes. These include the following facies types (Figure 13): — light brown limestone, which cleaves along thinly-bedded, marly bedding plains, and is characterized by calcitized bivalve shells of a size of 1cm–2 cm; certain layers showing rauhwacke-like structures indicating desiccation; — laminated stromatolite with teepee structures; — thinly-bedded calcarenite containing well-sorted, oval to round grains of a size of 0.5 mm; poorly bedded limestone with 2–4 cm-sized cavities caused by Megalodont shells which were once present there. The upper, dolomitized part of the limestone sequence is overlain by the Sédvölgy Dolomite. The lower part of the latter is characterized predominantly by B-members, whereas in an upwards direction C-members occur with scattered Megalodont cross-sections. Fossils and the age of the formation. The limestone of the lower part of the Csákberény Member on the Bucka Hill yielded a relatively poor and poorly-preserved foraminiferan fauna with the following species: Tolypammina gregaria, Gsollbergella spiroloculiformis, Ophthalmipora sp., Ophthalmipora? sp., Aulotortus praegaschei, Meandrospirella sp., Pseudonodosaria phoechingeri, Nodosaria ordinata, Variostoma? sp. (ORAVECZ-SCHEFFER 2004). The foraminiferal association is indicative of the upper part of the Lower Carnian (Julian substage). The fauna in the upper part of the Csákberény Member contains the following taxa (VÉGH-NEUBRANDT 1982): Pteria sp., Gervilleia sp., Mysidioptera sp., Palaeonucula strigillata., Myoconcha sp., Cuspidaria gladius, Anodontophora sp., Zygopleura hybrida, Neomegalodon vertesensis, Neomegalodon elegans, Neomegalodon guembeli guembeli, Neomegalodon hoernesi bullatus, Neomegalodon mediofasciatus, Neomegalodon pannonicus, Neomegalodon triqueter acuminatus, Gemmelarodus amplus rotundatus, Gemmelarodus hungaricus, Gemmelarodus seccoi seccoi, Gemmelarodus seccoi baconicus. Sedimentary environment. Based on biostratigraphic data, the deposition of the succession of basinal facies of the Csákberény Member may have been the consequence of the greater extension of the Carnian basin during the Late Julian (BUDAI et al. 2005). This basin might have been located southwest of the Vértes, and it may have covered a significantly smaller area and been shallower than the Carnian basins in the Bakony. Moreover, there is a difference between the Vértes and the Bakony area with respect to the siliciclast input: it played a less important role in the filling-up of the Carnian basin of the Vértes than that of the Bakony, whereas the carbonate mud derived from the platforms may have been more significant here than in the Bakony.

SV SÉDVÖLGY DOLOMITE FORMATION ( T3)

The Sédvölgy Dolomite comprises a part of the Upper Triassic platform carbonate succession of the Vértes; laterally, the latter interfingers with sediments of basinal facies belonging to the Veszprém and the Sándorhegy Formations.

sv *GÉMHEGY DOLOMITE MEMBER ( gT3) — gT3

The Gémhegy Dolomite Member of the Sédvölgy Formation is made up of the grey–purplish-grey, thick dolomite succession that overlies the Hajdúvágás Member of the Veszprém Formation. The predominantly purplish (locally, speckled and variegated) beds of the shallow subtidal facies, which are present in most parts of the succession, cyclically alternate with yellowish-brown layers. The purplish-grey dolomite has a brecciated structure in several horizons. Clasts are generally held together by yellowish-white, clayey dolomite. The yellowish-white layers are normally laminated;

239 desiccation cracks and bird’s eye structures are also characteristic. In the southern areas of the Vértes the Gémhegy Dolomite is overlain by the Csákberény Member of the Veszprém Formation, whereas in an overwhelming part of the hills it is overlain by the Sédvölgy Dolomite Member. Its thickness is about 400m –500m. Fossils and the age of the formation. In certain beds of the Gémhegy Dolomite 1cm – 4cm-sized fossil casts of Megalodont bivalves can be found in rock-forming quantities (GEDEON 1931, VÉGH-NEUBRANDT 1982): Neomegalodon angulatus, Neomegalodon boeckhi, Neomegalodon carinthiacus, Neomegalodon hoernesi rotundatus, Neomegalodon laczkoi, Neomegalodon triqueter dolomiticus, Neomegalodon triqueter pannonicus, Neomegalodon vertesensis, Gemmelarodus hungaricus, Gemmelarodus paronai praenoricus. The algal flora of the biodetrital C members consists of the Poikiloporella duplicata and Physoporella leptotheca species, which indicate the Julian substage of the Lower Carnian (BUDAI et al. 2005).

sv SÉDVÖLGY DOLOMITE MEMBER ( sT3) — sT3

The Sédvölgy Dolomite Member is built up of a mostly white or light-grey, cyclic dolomite succession, which overlies the Gémhegy Dolomite and is overlain by the Main Dolomite. The lower part of the member is made up of thick-bedded C members composed of fine-crystalline dolosparite. Upwards in the succession, B members with increasing thicknesses can be observed. The thickness of each stromatolite bed reaches 40cm–50cm (Figure 14A). Teepee structures are frequent in the laminites (Figure 14B). In certain horizons intraformational breccia layers occur with a thickness of 10cm–15cm. The Sédvölgy Dolomite overlies the Gémhegy Dolomite and in a southwestwards direction it interfingers with the Csákberény Member of the Veszprém Formation. In the Horog-völgy (Horog Valley) section its upper boundary is indicated by the appearance of the oncoidal facies of the Sándorhegy Formation (Figure 15). Northeast of this area, its boundary towards the Main Dolomite cannot be exactly marked. The thickness of the member is 800–1000 m. Fossils and the age of the formation. Megalodonts known from several different points of the Vértes — in the same way as from different parts of the Horog-völgy section — may have their origins either in the upper section of the Sédvölgy Dolomite or the lower part of the Main Dolomit (DANK 1953, VÉGH-NEUBRANDT 1982): Myoconcha sp., Neomegalodon vertesensis, Neomegalodon elegans, Neomegalodon guembeli guembeli, Neomegalodon hoernesi bullatus, Neomegalodon mediofasciatus, Neomegalodon pannonicus, Neomegalodon triqueter acuminatus, Gemmelarodus amplus rotundatus, Gemmelarodus hungaricus, Gemmelarodus seccoi seccoi, Gemmelarodus seccoi baconicus. The age of the member is late Julian–Tuvalian. Facies, correlation. The Sédvölgy Dolomite Formation represents the Carnian platform carbonates in the Transdanubian Range. It corresponds to the Cassian Dolomite in the Southern Alps, which forms the composition of the classic Carnian platforms of the Dolomites (Sella, Giusella, Lagazuoi etc.). Based on a sequence-stratigraphic correlation between the Southern Bakony and the Dolomites, the Gémhegy Member can be correlated with the first building-up process and progradation of the Cassian platform, whereas the Sédvölgy Member can be correlated with the second building-up process and progradation of it (HAAS, BUDAI 1999, BUDAI et al. 2004).

CARNIAN–NORIAN f MAIN DOLOMITE FORMATION ( T3) — fT3

The formation is made up of light grey or grey, fine to coarse crystalline dolosparite. The cyclic succession is built up of an alternation of predominantly intertidal B and subtidal C-members. The lower part of the Main Dolomite succession usually consists of predominantly thick-bedded C members, whereas its upper part is characterized by the dominance of laminitic B members. Beds built up of porous rocks along the laminae frequently alternate with compact beds of a microcrystalline texture in the well-bedded succession. In the uppermost part of the succession the thickness of stromatolites having a laminated structure may even reach 3 metres (Plate II, 2); this is in contrast to the relatively low thickness of the C members, which range from 0.5m to 1.5m. Intraclastic sediments are frequent and some of them can be interpreted as storm-breccia. Across an overwhelmingly greater part of the Vértes the Main Dolomite continuously develops from the Sédvölgy Dolomite. However, it is quite difficult to draw the boundary precisely between the two formations. In the vicinity of Csákberény the Main Dolomite overlies the Sándorhegy Formation. The transition from the Main Dolomite into the overlying Dachstein Limestone is continuous with the upwardly-increasing dominance of limestone beds replacing the dolomite. The thickness of the main Dolomite in the Vértes region is about 1500 m. Fossils and the age of the formation. The subtidal C members of the Main Dolomite locally yield rich Megalodont fauna with other accompanying taxa (VÉGH-NEUBRANDT 1982): Pinna transdanubica, Gervilleia sp., Mysidioptera cainalli, Mysidioptera marginata, Mysidioptera woehrmanni, Placunopsis alta, Costatoria caroli-rivai, Costatoria chenopus, Costatoria inaeqicostata, Costatoria laevigata, Costatoria picta, Costatoria whatelayae, Myoconcha bassani, Myoconcha, Neomegalodon complanatus complanatus, Neomegalodon complanatus segestanus, Neomegalodon elegans, Neomegalodon guembeli guembeli, Neomegalodon hoernesi bullatus, Gemmelarodus amplus rotundatus, Gemmelarodus

240 elymus, Schafhäutlia cingulata, Unionites sp., Pleuromya infida, Pleuromya lata, Pleuromya loeschmanni, Worthenia escheri, Worthenia subgranulata, Ampullospira sp., Zygopleura hybrida. Facies, correlation. The Main Dolomite has a large surficial extent. In certain estimations its several km-wide peritidal carbonate platform developed on an even terrain after the final filling-up of the Carnian basins. This process took place under relatively arid climatic conditions, on the western shelf region of the Tethys. The Main Dolomite of the Vértes can be correlated with the Dolomia Principale of the Southern Alps.

NORIAN–RHAETIAN d DACHSTEIN LIMESTONE FORMATION ( T3)

d FENYŐFŐ MEMBER ( fT3) — dfT3 The Dachstein Limestone develops continuously from the underlying Main Dolomite through transitional successions which are some hundred metres-thick. The alternation of 0.2 m–1.0 m-thick dolomite, calcareous dolomite, dolomitic limestone and limestone beds is characteristic of the sequence. The limestone is brown, buff or yellow, and frequently shows a micrite texture, which is a typical feature of Dachstein Limestone. The colour of the dolomite ranges from dark brown to white and has a micrite or microsparite texture. Its most characteristic rock type is the yellow, brown and subordinately greyish-brown calcareous marl or dolomarl.

d DACHSTEIN LIMESTONE S. STR. ( T3 ) — dT3 The Dachstein Limestone itself is light brown, yellow or white. The thickness of its beds is about 1 m. In some rare instances marly intercalations can be observed. In natural exposures it is generally represented by large blocks or limestone pavements (karrenfelds) on the surface. Macroscopically, its texture ranges from fine microcrystalline to cryptocrystalline while its fracture is conchoidal-splintery. The colour of the laminated limestone is greyish and pinkish. Greenish or yellow clay and travertine (palaeosol) intercalations frequently occur. The microfacies of the thick-bedded C members is represented by peloidic pelmicrosparite, oobiomicrite (Figure 16A) containing tiny bivalve cross-sections and gastropod casts, and pelsparite with clotted micrite containing ostracod cross-sections. The thickness of the Fenyőfő Member can be estimated to be 200m while the thickness of the s. str. Dachstein Limestone is about 500-700m. Fossils and the age of the formation. In the rocks of the Fenyőfő Member no fossils have been found so far. The beds of the subtidal facies of the Dachstein Limestone observed in the quarry in the southwestern mouth of the Bükkös-völgy (Bükkös Valley) yielded Heteroporella zankli (Figure 16B) green alga (O. Piros, personal communication) and the following foraminiferans (ORAVECZNÉ SCHEFFER A. 2004): Aulotortus sp., Aulotortus sinuosus, Aulotortus cf. communis, Ammobaculites sp., Austrocolomia sp., Thaumatoporella parvovesiculifera. The green algal flora and the presence of Aulotortus sinuosus in the foraminiferal assemblage, as well as the lack of Triassina hantkeni characteristic of the Rhaetian stage indicate that it is probably of Norian age. Facies, correlation. Dolomitisation of the shallow lagoonal carbonate sediments initially took place under arid conditions on a large peritidal platform, which developed during the Carnian. Due to the increasing humidity of the climate in the Norian, a thick limestone sequence was formed on the western shelf of the Tethys under the same, shallow marine sedimentary conditions. The Dachstein Limestone corresponds to the Zu Limestone in the Southern Alps in Lombardia, and to the Dachstein Formation in the Northern Alps (HAAS, BUDAI 1999).

JURASSIC LOWER JURASSIC SINEMURIAN–PLIENSBACHIAN p PISZNICE LIMESTONE FORMATION ( J1) — pJ1

In the vicinity of Vértessomló the succession of the Pisznice Limestone contains the following rock types: (a), light red, compact limestone with a few brachiopods and occasionally with crinoidal fragments and cross-sections of ammonites; and (b), light red limestone with small nodules of manganese encrustation and with intra- or bioclasts in their centre. In the upper part of the limestone small crinoidal fragments and ammonites can be observed. In the vicinity of Mór, in the southwestern tributary valley of the Harmatos-völgy (Harmatos Valley), a non-typical variant of the formation occurs in large boulders: the rock is red, purplish-red, pinkish or brown, greyish-brown with a micritic texture, and it contains some fine-grained crinoidal fragments and occasionally some small brachiopods.

241 The formation generally overlies the Dachstein Limestone, but in the vicinity of the Mór boundary fault, it usually occurs in fissure fills. In the Harmatos-völgy exposure at the base of the succession, angular clasts of the Dachstein Limestone are cemented by it. In borehole Kapberek K–1 its thickness is 18m (Figure 17), whereas its maximum thickness in the Oroszlány basin is about 40m. Fossils and the age of the formation. The age-marker fossils of the formation are represented by brachiopods (Nucleata beyrichi) and ammonites (Arieticeras sp.). Based on the palaeontological data available so far, the age of the formation is Sinemurian–Pliensbachian. Sedimentary environment. The formation was deposited in a deeper sublittoral environment beneath the euphotic zone. The basin was slightly dissected at that time, and was generally swept by gentle currents. However, the currents had enough energy to the splitting up and spreading of the crinoid ossicles.

h HIERLATZ LIMESTONE FORMATION ( J1) — hJ1

The Hierlatz Limestone occurs in several variants in the Southwestern Vértes: its colour varies from pale-red to greyish-white and grey with red mottles. It contains a considerable amount of coarse-grained crinoid ossicles, brachiopods and small ammonites. It occurs in fissure fills in the underlying Dachstein Limestone; locally it occurs together with Dogger(?) limestone. Fossils and the age of the formation. Based on the brachiopod found in the rock and determined as Liospiriferina sp. by A. VÖRÖS, the age of the formation is Early Sinemurian(?)–Pliensbachian. Sedimentary environment. The formation was deposited in the deeper sublittoral zone of an environment characterized by a slightly dissected morphology on the leeward side of a relatively uplifted block.

i ISZTIMÉR LIMESTONE FORMATION ( J1) — iJ1

The pale-grey and pale-flesh coloured, thick-bedded limestone of a predominantly fine-crystallized or aphaneritic texture (and transsected by borehole Oroszlány O–2360) belongs to the Isztimér Formation. It is thick-bedded, contains red clay films and 3–10cm-thick dark grey chert nodules or bands, and is locally stylolitic. In borehole Mór–3, which has been deepened in the Mór Trough, its thickness exceeds 38 m. The microfacies of the formation is characterised by spicules (Figure 18); sponge colonies also occur (Figure 19). The fieldwork carried out up until now indicates that the Vértes seems to be the easternmost occurrence of the formation in the Transdanubian Range. Fossils and the age of the formation. Benthic foraminiferans, Globochaete, as well as ostracod and crinoidal fragments are frequent in the pelmicrosparitic or pelbiomicritic matrix. Furthermore, in the upper part some Bositra bivalves are present, whereas in the lower part a great amount of sponge spicules occurs. The age of the formation has been specified as Sinemurian–Pliensbachian, however, — based on the few Bositras — even Toarcian age cannot be precluded. Sedimentary environment. Based on the model of VÖRÖS (1997) and VÖRÖS, GALÁCZ (1998), the Isztimér Limestone was formed close to a developing submarine ridge on a basement that became more and more disintegrated.

tö *TÖRÖKBÜKK LIMESTONE FORMATION ( J1)

The Törökbükk Formation comprises red, or dark grey limestone; this latter occurs near the upper boundary of the formation, and its colour is derived from the significant manganese content. It contains fossil shells with manganese encrustation and crinoids in a varying quantity. The limestone is generally clayey and shows a nodular structure. In the Vértes Hills the Törökbükk Limestone is known only from the vicinity of Vértessomló, where its thickness is 8–10m. Fossils and the age of the formation. The faunal association of the formation contains crinoids, ammonites, brachiopods, gastropods and numerous foraminiferans. Its age is Pliensbachian. Sedimentary environment. The depositional environment of the formation may have been a predominantly calm basin. Occassionally, the basin was intensely agitated by currents and this resulted in the transportation of crinoidal fragments into it from the more protected step-like slopes.

t TŰZKÖVESÁROK LIMESTONE FORMATION ( J1)

The Tűzkövesárok Limestone is a formation of typical ammonitico rosso facies. Its exposures on the surface are unknown in the Vértes. Based on drill-core descriptions of the boreholes, the red, slightly clayey limestone of nodular

242 structure and upwards with scattered crinoid remnants, can be identified as occurring in the three boreholes, between the Pisznice Limestone and the Kisgerecse Marl. The thickness of the formation in the Mór Trough (borehole Mór M–3) is 9.2m, whereas in borehole Környe–24 it is only 0.4m. Fossils and the age of the formation. Fuciniceras sp. and Phylloceras sp. are mentioned in the documentation of borehole Mór–3, (i.e. among the boreholes that transsected the formation). The age of the formation is Pliensbachian. Sedimentary environment. The type locality of the formation can be found in the Tűzköves-árok (Tűzköves Ditch) near Bakonycsernye. It suggests a basin environment located far from the submarine ridge, which was not controlled by currents. The basin at the Mór Trough seems to be a similar sedimentary environment; it may have been in connection with the type- locality of the formation. The Liassic basin at Oroszlány was in connection with the Tatabánya basin (CSÁSZÁR et al. 1998), moreover, it was provided with a small quantity of crinoidal fragments derived from the close submarine ridge of the Vértes.

TOARCIAN kg KISGERECSE MARL FORMATION ( J1)

The red, considerably clayey ammonitic marl with small chert nodules overlies the Tűzkövesárok, Törökösbükk and Pisznice Limestone Formations. It is overlain by the Tölgyhát Limestone and the transitional beds of the Eplény and Tölgyhát Limestone Formations. Its average thickness varies between 0.4m and 1.0m in the boreholes at Oroszlány. Fossils and age of the formation. The fossil assemblage of the formation contains almost exclusively nektonic (ammonites) or planktonic organisms — i.e. fragments of tiny bivalves (Bositra). Based on the preliminary examination of the ammonites (mostly Phylloceras and Lytoceras), it may belong to the Toarcian Stage (GALÁCZ, personal communication). Sedimentary environment. The Kisgerecse Marl was deposited at bathyal depth. Due to a sea-level rise at the end of the Pliensbachian, it was wide-spread all over the Jurassic facies realm of the Transdanubian Range, except on the palaeo- highs.

LOWER–MIDDLE JURASSIC TOARCIAN–BAJOCIAN th TÖLGYHÁT LIMESTONE FORMATION ( J1–2)

The Tölgyhát Limestone is built up of thin-bedded and, (locally) thick-bedded red limestone with variably occurring clay interbeddings and with rich ammonite fauna (Dogger “ammonitico rosso”) in the vicinity of Vértessomló, in the Oroszlány basin and in the Mór Trough. It is generally overlies the Kisgerecse Marl, and it is overlain by the Tölgyhát- Eplény Formation and the Lókút Radiolarite. In cases where there is a continuous transition into the overlying formations, its thickness reaches approximately 40m. Fossils and age of the formation. Its characteristic fossils can be more easily observed in thin-section. For the most part, fragmentary Bositra valves are present; however, crinoidal fragments (locally), calcareous benthic foraminiferans, and brachiopods can also be seen. Its age is Toarcian–Bajocian. Sedimentary environment. The formation was deposited in a basin of mid-bathyal depth. It is absent on the palaeohighs.

TOARCIAN–CALLOVIAN e EPLÉNY LIMESTONE FORMATION ( J1–2)

The Eplény Limestone Formation is made up of red and grey, generally thin-bedded or laminated limestone with tiny Bositra bivalves in rock-forming quantities; they give a laminated character to the rock, which has an unctuous lustre. In general, it can frequently be found alternating with the Tölgyhát Limestone, whereas in borehole Kapberek-1 it appears as a 7.5 m-thick interbedding (Figure 17). In the uppermost layers of the formation, Bositra bivalves are missing, and radiolarians appear even in those areas where the Lókút Radiolarite has not developed. Fossils and the age of the formation. The typical Eplény Limestone contains planktonic bivalves in rock-forming quantities (Figure 20). In certain horizons interbeddings or lenses containing radiolarians can be observed; locally they are present in the form of chert nodules. The age of the formation is Toarcian – Callovian (perhaps Oxfordian). Sedimentary environment. The sedimentary environment was basically the same as that of the Tölgyhát Limestone. According to some opinions, the rock-forming accumulation of the Bositra bivalves refers to environments sheltered from currents.

243 MIDDLE JURASSIC BAJOCIAN–BATHONIAN c CSÓKAKŐ LIMESTONE FORMATION ( J2) — cJ2

The Csókakő Limestone Formation is built up of pale or darker red, generally massive or poorly bedded, locally slightly nodular limestone. It occurs in crevices of the southwestern edge of the Vértes (CSÁSZÁR, PEREGI 2001). It is characterized by a micritic texture, and occasionally, scattered crinoid ossicles are present (Figure 21). In some exceptional cases, it contains white lenses made up of coarse crinoid skeletal fragments. Along fissure margins it contains Dachstein Limestone or Main Dolomite clasts or boulders ranging from 1 or 2 centimetres to some metres (Figures 22 and 23), as well as angular clasts of Jurassic crinoidal limestone (Plate II, 3). Fossils and age of the formation. The significant fossil content of the formation is concentrated in lenses. In exposures close to Éleskő, it contains almost exclusively ammonites (FÜLÖP et al. 1960). The fauna-revision of GALÁCZ (1995) resulted in the identification of the following taxa belonging to the Upper Bajocian substage: Phylloceras trifoliatum, Phylloceras kudernatschi, Adabofoloceras belinskyi, A. cf. besnosovi, Holcophylloceras zignodianum, Ptychophylloceras longararae, Lytoceras adeloides, Nannolytoceras polyhelictum, N. pygmaeum, Lissoceras oolithicum, Sphaeroceras sp., Parkinsonia sp. (indet.); and the following taxa belonging to the Upper Bathonian substage: Ptychophylloceras flabellatum, Ptychophylloceras sp. Lytoceras adeloides, Oxycerites sp. indet., Eohecticoceras sp. indet. Prohecticoceras retrocostatum, Cadomites rectelobatus, C. compressus, “Dimorphinites” nodifer, sp., Choffatia pseudoannu”Morphoceras” gignouxi, Epistrenoceras sp., Bullatimorphites sp., Parapatoceras distans, Procerites laris. In contrast to this, in the vicinity of the tectonic contact, each lens yields mostly large-size brachiopod fauna in considerable quantities: “Terebratula” cf. fylgia (OPPEL), Apringia cf. atla (OPPEL), Apringia alontina (DI STEFANO), Striirhynchia ? sp. indet., Linguithyris ? sp., Papodina ? cf. recuperoi (DI STEFANO), Cardinirhynchia galatensis (DI STEFANO), Septocrurella ? sp. According to the examinations of GALÁCZ (1995) the age of the two-generational fissure fill is Late Bajocian (Parkinsonia parkinsoni Zone) or Late Bathonian (Oxycerites orbis Zone). Sedimentary environment. In the opinion of FERENCZ (2004), fissures — related to the opening of the Ligurian Ocean — have developed along the margin of the Vértes Ridge. Their depth may have reached 1000m, and they penetrated into the Main Dolomite (Plate II, 4) to a depth of at least 100m. The fissures were filled with sediments transported by currents from the ridge. Similar fissures are known from the Southern Alps (FERRARI 1982).

MIDDLE–UPPER JURASSIC CALLOVIAN–KIMMERIDGIAN l LÓKÚT RADIOLARITE FORMATION ( J2–3)

This formation is built up of red, reddish-brown chert beds and greenish pale-grey, greyish-green and reddish-brown, variably siliceous marl and clay marl, occasionally with a laminated inner structure. The rock consists of large quantities of radiolarians (Figure 24); their number increases within the laminae. The thickness of the Lókút Radiolarite in the Oroszlány basin ranges from only 2.0m to 7.5m, whereas in the Mór Graben the formation is known to be of a significant thickness. Fossils and age of the formation. The basic component of the radiolarite is the mass of calcitizated radiolarian skeletons. The most likely age of the formation is Oxfordian–Early Kimmeridgian; however, in the deeper basin (e.g. Mór Trough) its deposition may have started already in the Callovian. Sedimentary environment. The deep-bathyal Lókút Radiolarite represents the deepest pelagic facies of the Jurassic succession.

UPPER JURASSIC OXFORDIAN–TITHONIAN P PÁLIHÁLÁS LIMESTONE FORMATION ( J3)

In the Oroszlány basin the red, crinoidal Pálihálás Limestone contains a great bulk of the two characteristic fossils of the formation beside the crinoidal fragments: Saccocoma fragments and Globochaete. In cases where there is a significant mass of planktonic crinoids, the rock has an unctuous lustre on its fresh fracture plane. On the southwestern slope of the Csóka- hegy (Csóka Hill) the colour of the Pálihálás Limestone is mostly light red, and it has a micritic texture. It contains scattered crinoid ossicles, and has a medium- to thick-bedded appearance. Ammonites and belemnites may occur in large amounts. Based on the data of boreholes, the thickness of the formation in the Oroszlány basin ranges from 3.0m to 5.7m. Fossils and the age of the formation. From the Kapberek borehole details of the following macrofauna were published

244 by FÜLÖP et al. (1965): Perisphinctes sp., Phylloceras sp., Pygope diphya (COLONNA), Rhynchonella aff. capillata ZITTEL, Nucleata sp., és Anomydae sp. The age of the formation is Kimmeridgian–Early Tithonian. Sedimentary environment. The formation is of bathyal facies; it can be found both in the basinal areas and on the ridges.

JURASSIC–CRETACEOUS UPPER JURASSIC–LOWER CRETACEOUS TITHONIAN–BERRIASIAN sz SZENTIVÁNHEGY LIMESTONE FORMATION ( J3-K1) — sJK

In the northern part of the Vértes (borehole Kapberek–1) the Szentivánhegy Formation is built up of light red and yellowish-white, occasionally purple-mottled, normally laminated or medium- to thick-bedded limestone. Locally, a dark red, silty or fine-grained sandy and considerably clayey crinoidal intercalation of a nodular structure occurs in the schlieren- or lenticular-shaped crinoidal limestone; the latter has a micritic texture (Figure 25). It is usually overlain by the Tata Limestone albeit with a considerable hiatus. Small patches of the Szentivánhegy Limestone may occur in several places on the slope of the Csóka-hegy (Plate II, 5), which makes up the southern margin of the Vértes. In borehole Kapberek–1 its thickness is 4.8m, whereas in the Oroszlány basin it may reach 18.4m. Fossils and age of the formation. On the Csóka-hegy (Csóka Hill) large, white crinoid ossicles and locally, fragments of belemnite or ammonite shells occur in the Szentivánhegy Limestone. Based on examinations of the rich calpionellid assemblage of borehole Kapberek–1, the Tithonian–Berriasian boundary can be drawn exactly within the formation (FÜLÖP et al. 1965). Sedimentary environment. The sedimentary environment of the Szentivánhegy Limestone may have been a bathyal basin with a gently elevating basement provided with carbonate sediments; these sediments were transported from the neighbouring submarine ridges (Figure 26). Similar to the Northern Bakony and the Gerecse, the crinoidal intercalations occur along the slopes, near the ridge margins (i.e. of the Vértes Ridge). On the other hand, the uppermost Jurassic “Hierlatz-type” limestone, which occurs in the Gerecse, is unknown from the surroundings of the Vértes.

CRETACEOUS LOWER CRETACEOUS

Relationship of the Lower Cretaceous formations in the Vértes Hills and in its foreland is represented by Figure 27.

HAUTERIVIAN–APTIAN LÁBATLAN SANDSTONE FORMATION (lK1)

The Lábatlan Formation is known only in the Tatabánya Basin where two drillings penetrated grey sandstone, clayey or silicious sandstone. The age of the formation is Hauterivian to Aptian based on biostratigraphic data of the adjacent Gerecse Mts.

APTIAN–ALBIAN TATA LIMESTONE FORMATION (taK1) — taK1

In the southwestern part of the Vértes the Tata Formation is generally represented by a medium- or thick-bedded, occasionally laminated, grey, brownish-grey limestone, normally made up of small- or fine-grained crinoidal ossicles. Its beds near the base are built up of reddish-purple or greenish pale-grey limestone with coarse crinoidal fragments. It contains a considerable amount of several-mm-large limestone grains of variable (red and yellow) colour, which are derived mostly from Jurassic beds. The thickness of the beds ranges from thick-bedded to massive. Upwards in the succession grain size gradually decreases. Simultaneously, the clasts gradually disappear, and the colour of the rock turns to grey. In the northern part of the Vértes, the formation is represented by a thick-bedded, light grey, coarse-grained limestone made up of crinoidal fragments. Near the church of Vértessomló, the succession can be found in an almost vertical position, and, locally, it forms folds. In borehole Vst–8 it can be observed both in a normal stratigraphic position and thrust over onto the succession of the Vértessomló Siltstone (Figure 28). In the Kapberek area (along the road), not only the above-mentioned lithotype, but slightly glauconitic and sandy interbeddings can also be seen frequently. Here the limestone shows low angled cross

245 stratification (Plate III, 1). Silicification is frequent in the rock, especially in its lower half. In certain boreholes, which have been deepened in the Oroszlány–Pusztavám basin, the intraformational breccia interbedding occurs in one or two horizons within the transitional beds passing into the Környe Limestone. In the same environment the glauconite content may increase, whereas in other parts orbitolinids can be observed. Silicification seems to be characteristic in certain parts of the basin. In the western part of the basin the formation shows a continuous transition towards the Környe Limestone; upwards in the succession, fragments of rudist bivalves become predominant beside crinoidal fragments. In the northeastern part of the Oroszlány-Pusztavám basin, the Vértessomló Siltstone Formation develops from the Tata Limestone with a continuous transition involving an increase in the clay and silt content. Along the Mór boundary fault, the mostly thick-bedded limestone overlies either the Dachstein Limestone or the Upper Jurassic limestone. The maximum thickness of the Tata Limestone in the Oroszlány-Pusztavám basin is 84.9m. Fossils and the age of the formation. The most frequently occurring fossils of the formation are crinoids; however, brachiopods and benthic forams also occur in significant quantities (Figure 29). According to the observations of LELKES (1990), the quantity of bivalves also increases locally in the succession. Detailed palynological investigation and the examinations of dinoflagellates, nannoplanktons and benthic foraminiferans of borehole Vértessomló Vst–8 indicated that the Aptian–Albian boundary can be drawn within the Tata Limestone (LEEREVELD 1992 and CSÁSZÁR et al. 1995). Its age is Late Aptian. Sedimentary environment. The deposition of the Tata Limestone in the Vértes area started after a long pause in sedimentation. Scientific research carried out during the last few years (SZIVES 1999a, b) has proved that the hiatus cannot be attributed to terrestrial denudation; rather, it is due to submarine sediment-flows and, subordinately, abrasional erosion induced by submarine solution and tectonic movements. The vertical facies distribution, which would have been influenced by water depth (based on research, carried out by LELKES 1990), can be explained by block segmentation at the end of the Early Cretaceous. This resulted in the development of several sedimentary environments ranging from deep sublittoral to shallow bathyal, and also to deep bathyal. Meanwhile, the general trend indicates a process of a deepening in a northeasterly direction.

ALBIAN v VÉRTESSOMLÓ SILTSTONE FORMATION ( K1) — vK1

The main lithotype of the Vértessomló Siltstone Formation is dark grey siltstone marl. Locally it contains glauconitic, silty clay marl, marl, occasionally calcareous marl, and also limestone and sandstone intercalations. Upwards, in the succession penetrated by borehole Vst–8, chert nodules and siliceous impregnations gradually disappear at first. After this, the size and frequency of the crinoidal grains decrease and, meanwhile the rock begins to show a rather nodular character with the increase of the clay- and siltstone interbeddings (Figure 28). At the top of the 50 m-thick lower part — which can be regarded as a transitional section — the rock becomes more glauconitic and typical at the same time. Westwards the Vértessomló Siltstone shows a gradual transition towards the Környe Limestone. The occurrence of the formation in the Vértes area is restricted to the “Vértessomló Inlet” of the Oroszlány basin. Its maximum thickness does not exceed 200m. Fossils and age of the formation. The most characteristic elements of the fossil content of the Vértessomló Siltstone are ammonites and belemnites (FÜLÖP 1975): Leymeriella revili, L. romani, Kossmatella jacobi, which indicate the Leymeriella tardefurcata zone. In addition to the above-mentioned fauna, small bivalves and gastropods, and, in exceptional cases, brachiopods occur. Microfossils are represented by benthic and planktonic foraminiferans, nannoplankton, palinomorphs and dinocysts (CSÁSZÁR et al. 1995). Based on the above details, the age of formation is Early Albian. Sedimentary environment. The gel-pyrite content characteristic of the formation unambiguously indicates anaerobic bottom-water conditions. The latter developed in a semi-restricted shallow-bathyal or partly deep-sublittoral basin between the foreland basin of the Lábatlan Sandstone and the prograding carbonate platform of the Környe Limestone.

KÖRNYE LIMESTONE FORMATION (kK1) — kK1

k Two members can be distinguished within the Környe Limestone Formation (Figure 30): the Kecskéd Member (kK1) of k allodapic origin and the autochtonous Kocs Member (koK1). The Kecskéd Member (which normally developed continuously from the Tata Limestone), is light brown, light grey or yellowish pale grey. The prevailing part of the small and coarse grains, predominantly of bioclast origin, is composed of fossil fragments derived from the carbonate platform (Figure 31). Disregarding the lowermost, transitional beds, the debris consists mainly of rudist skeletons and, subordinately, other bivalves, gastropods and thallophyta organisms; the quantity of large foraminiferans (Orbitolina) is also significant. It predominant textures are intraclastic and pellet-bearing biosparitic grainstone and rudstone.

246 The upper, Kocs Member of the formation is a real platform-type deposit of the so-called Urgonian facies (Figure 32). It developed within a few metres from the Kecskéd Member. Rich rudist and chondrodont bivalve assemblages of variable composition are characteristic of the member; however, locally it appears that there is an increase in the respective proportions of colonial corals and stromatopores. Vertically, the formation can be found between the Tata Limestone and the Tés Clay Marl (Figure 30, Plate III, 2–3); horizontally it is located between the Vértessomló Siltstone — which has a poorly-oxygenated basin facies — and the Tés Clay Marl. The latter suggests that there was a mostly fluviatile–alluvial, partly delta environment. The average thickness of the formation in the Oroszlány basin is 50m to 100m, but it frequently exceeds 100m. Fossils and the age of the formation. According to the investigations of CZABALAY (1995) and BARTHA (1995) the most significant elements of the macrofauna of the formation are rudist bivalves (Agriopleura, Toucasia, Eoradiolites, Pseudotoucasia), other bivalves (e.g. Chondrodonta) and gastropods (e.g. Nerinea). In patches corals, Stromatopora and Chaetetopsis are also present. The most frequent elements of the microfauna are orbitolinids (GÖRÖG 1995) and other benthic foraminiferans (Figures 33 and 34); orbitolinids can be found in rock-forming quantities only in the topmost part of the formation, which can be regarded as comprising the transitional beds, which eventually pass into the Tés Clay Marl Formation. Planktonic foraminiferans are present only in the transitional beds leading towards the Vértessomló or the Tata Limestone Formations (BODROGI 1992). Dinocysts (LEEREVELD 1992) and palynomorphs (JUHÁSZ 1978) are also frequently present in the formation. The most probable age of the formation is late Early Albian and early Middle Albian. Sedimentary environment. The sediments of the Kecskéd Member may have been deposited on the slope of the prograding platform (locally, a ramp), whereas the upper member of the formation — the Kocs Member — comprises the so-called Urgonian-type facies. The latter belongs to the real platform environment (CSÁSZÁR 2002).

t TÉS CLAY MARL FORMATION ( K1) — tK1

The Tés Formation develops from the Környe Limestone with a transition of alternating layers. In the surroundings of the Vértes, two units of member rank can be distinguished within the formation. The 40m–50m-thick lower, *Meszesvölgy t Member (mK1), which develops from the Környe Limestone, is basically made up of grey marl, clay marl, siltstone marl and Ostrea-bearing calcareous marl, in which, subordinately, variegated and less calcareous interbeddings can be seen (Plate III, 2 and Figure 30). Upwards in the succession beds of brackish-water and lacustrine-paludal facies appear. They contain gastropods and Munieria and they increase in number in an upwards direction. There is an oscillational transition from the lower member into the reddish-brown, purplish-red, greyish-blue variegated t clay, clay marl, siltstone and (Fe-Mn-pisolitic) sandstone succession of the Bokod Member (bK1). Upwards the Bokod Member rapidly — i.e. within a few metres — passes into the Zirc Limestone. In the Oroszlány–Pusztavám basin the Tés Clay Marl has been penetrated by several drillings; some of them transsected it in its full thickness (Figure 30). In the eastern part of the basin the succession is built up of finer sediments and consists of more calcareous rocks, whereas in the western part it contains coarse-grained sandstone interbeddings, which can be observed on several horizons. In the western part of the basin only terrigenous, fluviatile, variegated sediments are known (Bokod Member – CSÁSZÁR 2002), whereas in the eastern part an unambiguously marine facies came into being. The thickness of the formation increases westwards in the basin. Its maximum thickness exceeds 200m. Fossils and age of the formation. Owing to the frequent change of the palaeoenvironment, the fossil-content of the formation is diverse. Some elements, especially Ostreas, often occur in rock-forming quantities. Based on the investigations mostly of borehole Mór Mt–7, the following fossils are mentioned by FÜLÖP (in HAAS 1997): Mollusca — Ostrea sp., Mytilus sp., Nucula sp., Cardita sp., Cardium sp., Pecten sp., Tellina sp., Aptyxiella sp., Phaneraptyxis sp., Metacerithium sp., Ostracoda — Candona subangulata, Cythereis bekumensis, Cythereis sp., Stravia brevis, Asciocythere sp., Dolocythere bosquetiana, Dusormidea div. sp., Cytherella ovata, Cythereis büchlerae, C. semiaperte, Gomphocythere baconica, Schuleridea div. sp., Foraminifera — Ammobaculites sp., Haplophragmoides sp., Cuneolina div. sp., Flabellamina sp., Globorotalites sp., Osangularia sp., Patellina div. sp., Qunqueloculina sp., Triloculina sp., Marssonella sp., Pseudotextulariella sp., Orbitolinopsis sp., and Chara oogoniums. Plant remnants are uncommon in the Bokod Member, whereas the frequently occurring grey beds of the Meszesvölgy Member often contain different plant imprints; in several exceptional cases root remnants can also be observed. Characteristic microfossils include: Munieria baconica alga, which locally occurs in rock-forming quantities, and indicates a fresh-water and slightly salt-water (brackish water) environment. The ostracod association contains marine, brackish- water and fresh-water species (MONOSTORI 1990). Furthermore, marine and brackish-water foraminiferans and sporomorphs occur regularly in the grey, pelitic rocks (JUHÁSZ 1979, 1983). Based on palynologic examinations, the age of the formation is early Middle Albian (JUHÁSZ 1983). Sedimentary environment. The sedimentary environment of the Tés Clay Marl in the studied area ranged from a flat fluviatile-alluvial environment through a delta plain to a flat coastal marine–brackish-water environment. The changes of

247 the sedimentary environment may have been controlled by small-scale sea-level changes and the changes in precipitation patterns. Simultaneously with the deposition of the formation, there took place the building-up of the carbonate platform belonging to the Környe Limestone Formation.

z ZIRC LIMESTONE FORMATION ( K1) — zK1

z In the surroundings of the Vértes Hills, the lower Eperkéshegy Member ( eK1) of the Zirc Limestone Formation comprises thick-bedded or massive greyish or slightly yellowish limestone containing rudist — especially Agriopleura — bivalves in rock-forming quantities. It passes into the greyish-white, bedded limestone of the Mesterhajag Member with the abrupt disappearance of rudists. This member rarely contains macrofauna, notwithstanding the fact that it is rich in microfauna (especially foraminiferans) and red algae. The thickness of the formation ranges from 20.0m–26.5m in the Oroszlány-Pusztavám basin. Fossils and age of the formation. Based on orbitolinids found in the Bakony area, the age of the formation is considered to be Late Albian (GÖRÖG 1995). Sedimentary environment. The accumulation of the Zirc Limestone, which commenced on a plain coastal environment, can be related to a climatic change (CSÁSZÁR 1997) that triggered at significant decrease in precipitation, the consequence of which was a decrease of siliciclastite input.

LOWER–UPPER CRETACEOUS UPPER ALBIAN–LOWER CENOMANIAN PÉNZESKÚT MARL FORMATION (pK1–2) — pK2

At the base of the lower, Zsidóhegy Member of the Pénzeskút Marl, the 1m–2m-thick Nána Beds (made up mostly of glauconite) occur as fills of karst cavities; here the debris of the underlying Zirc Limestone can also be observed. Upwards p in the succession, the glauconite content rapidly decreases. The lower, Zsidóhegy Member ( zK2) of the Pénzeskút Marl is p built up of variably silty, grey marl beds containing dolomitic marl nodules; whereas the overlying Esztergár Member ( eK2) is made up of grey marl showing no structure and containing no nodules. The formation was preserved from erosion only in the central zone of the Oroszlány-Pusztavám basin, where its maximum thickness is 190m. Fossils and age of the formation. Within the lower, so-called Zsidóhegy Member of the formation, echinoids and ammonites become more frequent in an upwards direction, whereas belemnites, bivalves and gastropods are subordinate. The frequency of ammonites and echinoids in the Esztergár Member nearly keeps up with that of the lower member, whereas the frequency of bivalves and gastropods shows a small-scale increase (FÜLÖP in HAAS [ed.] 1997). The following species of ammonites are present: Hamites H. virgulatus, Hemiptychoceras gaultinum, Lechites gaudini, L. moreti, Anisoceras (A.) perarmatum, A. (A) arrogans, Ostlingoceras (O.) puzosianum, Paraturrilites (Bergericeras) bergeri, Scaphites (Scaphites) meriani, Scaphites (S.) simplex, Stoliczkaia dispar, Hyphoplites cf. Campichei, Mortoniceras (M.) nanoides, M. (Cantabrigites) cantabrigense, Neophlycticeras sp. Bivalves: Arca sp., Avicula sp., Corbula sp., Gervilia sp., Lima sp., Linearia cosnensis, Neithea sp., Nucula sp., Plicatula gurgilis, Tapes sp., Tellina sp., Gastropods: Aporrhais sp., Metacerithium trimonile, Rostellaria cf. robinaldinus, Rostellaria sp. The benthic foraminiferal and spore–pollen content of the formation is extremely rich, and the plankton foraminiferal and nannoplankton associations are also diverse (FÜLÖP in HAAS [ed.] 1997). The age of the formation in the Vértes is indicated by plankton foraminiferans; based on the investigations of KOVÁCSNÉ BODROGI (1984), BODROGI (1985, 1992), its age is regarded as Late Albian (Acrozone Rotalipora appenninica) or Early Cenomanian (Acrozone Rotalipora brotzeni). This age is also confirmed by ammonites (e.g. Stoliczkaia dispar) (HORVÁTH 1985). Sedimentary environment. The stratification of the Nána Beds indicates that a small-scale sea-level drop occurred at the end of the deposition of the Zirc Limestone (KNAUER 1966). This was followed by a considerably intensive sea level rise, at least of 150m.

UPPER CRETACEOUS – LOWER EOCENE

bk ck BUDAKESZI PICRITE FORMATION ( K2) AND CALCITE VEINS (K2–E1 ) — kc

The Budakeszi Picrite formation contains alkali basic and ultrabasic rock bodies which appear in small subvolcanic bodies and dykes (HORVÁTH I. in GYALOG L. [ed.] 1996). Rocks belonging to this formation can be found in the southeastern

248 part of the Vértes mapping area, in borehole Alcsútdoboz Ad–2 (which was drilled in 1977–1978). From this borehole 12 magmatic dykes have been recognised from the section between 455.7m and 694.7m (OLAJOS [ed.] 1979, KUBOVICS, SZABÓ 1988); these dykes penetrated the Csopak and the Hidegkút Formations. The dykes are composed of monchiquite, camptonite, sannaite and alnoite (KUBOVICS, SZABÓ 1988). The centre of the dyke comprises a greenish-grey, dark grey rock with a porphyric-panidiomorphic texture, whereas, along the rims, the rock type has a vitroporhyric and trachytic texture. Light-green or red olivine phenocrysts (or carbonate, serpentine, or occasionally green mica pseudomorphs following them) and pyroxene phenocrysts (e.g. augite and Ti-augite), and black mica (e.g. phlogopite and biotite along the rims) can be seen with the naked eye. The groundmass of the rock is made up of feldspar (sanidine and orthoclase joining carbonate nodules) and — as regular accessory components — it consists of opaque minerals and apatite; the latter appears exclusively in the central part of the dykes. In the material between the aforementioned components, glass, carbonates and — in a few dykes — analcime can be recognised. Some mm-thick fissure-filling calcite veins can also be observed and these frequently cross each other. Locally, they can be traced in the host rock as well. A significant characteristic of the dyke rock is that it contains 2 to 9 volume per cent of ocelli (crystal globules) with a carbonate-rich or silicate-rich groundmass; in this groundmass acicular mica, sanidine, analcime, and locally opaque minerals can be seen. The ocelli of the silicate groundmass are dominated by spherolitic feldspar that has been recrystallised from the glass which occurs in the groundmass of the dyke rock. Among the alkaline lamprophyric dykes a volatile-rich differentiation product occurs, the bulk of which contains more than 50 volume per cent of carbonate. Presumably this is derived from the alteration of the olivine. The composition of the rock is similar to the dolomitic carbonatite described by HORVÁTH et al. (1983) from borehole St–1 drilled in the Velence Hills. The latter is of a belforsitic composition, 47 to 51 per cent of which is carbonate. The alkaline lamprophyric dykes mentioned from borehole Ad–2 are not present on the surface and they are absent from the borehole sections in the Vértes Hills and in its forelands. Nevertheless, calcite dykes (WEIN 1977, GATTER 1984, HAAS et al. 1985, DEMÉNY 1992, DEMÉNY, KÁZMÉR 1994, DEMÉNY et al. 1997) reported from several places in the Transdanubian Range can be mapped in a few areas in the Vértes Hills (PEREGI, KORPÁS 2002, KERCSMÁR 2004). Their material precipitated in the fissure fillings of Mesozoic rocks. Their colour is flesh pink and based on their geochemical characteristics and separation temperature they are related to the alkaline lamprophyric and carbonatitic dykes which belong to the same separation phase. The dykes occur in the Norian Main Dolomite or in the lower, so-called Fenyőfő Member of the Dachstein Limestone. The colour tones of the red calcite veins in the Vértes range from whitish pale-pink to deep red. The respective sizes of the calcite crystals range from small to large: some cm-large, tabular or radiaxially radial crystals can be seen. The crystals are elongated, acicular and fibrous. Due to the variance in the size and colour of the crystals, the dykes show a zonal habit. They often contain thin, white or transparent calcite veins, too. Based on the electonmicroscopic, EDS and fluid inclusion analysis carried out by NÉMETH (2007), the crystals comprise one- or two-phase fluid inclusions, opaque components (iron oxide and iron sulphide), different phosphate minerals (apatite, monazite and xenotime), zircon and other minerals (ilmenite, rutile, barite, spinel and sphalerite). The strike of the fissure network comprising the red calcite veins — which generally dip with an angle of 75 to 90o— is basically perpendicular to the line of strike of the Transdanubian syncline structure: it has a NW–SE strike. Alongside this, in the northern part of the Vértes, KERCSMÁR (2004) mentions red calcite veins with a NE–SW strike. The latter is perpendicular to the above-mentioned direction and thus is also perpendicular to the direction of the main, late Cretaceous compressional tension, which existed during the development of the dykes. More red calcite-bearing rock occurs in non-dyke structures and it is present on the Kálvária Hill at Tatabánya (Plate III, 4), situated between the Vértes and the Gerecse Hills. The dripstone formation made up of reddish-brown calcite can be detected in palaeokarstic cavities — subsequently filled with limestone belonging to the Middle Eocene Szőc Limestone Formation — in the direct vicinity of red calcite veins. Age. Based on the K/Ar age determination carried out on the fresh phlogopite derived from the dolomitic carbonatite dyke of borehole St–1, and given that it is similar to the alkaline lamprophyric dykes of borehole Ad–2, the ’absolute’ age of the alkali basic and ultrabasic dykes occurring in the NE-Transdanubian region is 77.6+3 (HORVÁTH et al. 1983). Therefore these magmatic dykes were formed in the Campanian Age of the Late Cretaceous. The supposed age of the red calcite veins — which occur in connection with the Upper Cretaceous alkaline lamprophyre dykes — can be assessed indirectly. In the Vértes Hills the redeposited material of the red calcite veins can be observed at the base of the upper Lutetian–Bartonian Szőc Limestone Formation; the latter overlies the eroded surface of the Upper Triassic limestone. Thus the relative age of the dykes must be pre-Lutetian. This is also evident in the case of the Keselő- hegy (Keselő Hill) situated between the Vértes and the Gerecse Hills, where the Szőc Limestone Formation partly covers the red calcite veins and partly penetrates them, forming sedimentary dykes (Plate III, 5). Sedimentary environment. Based on the mineralogical-petrographical and geochemical studies of KUBOVICS, SZABÓ (1988), dyke rocks belonging to the alkaline lamprophyric – carbonatitic association and known from borehole Ad–2, were formed from basic and ultrabasic magma of mantle origin. The formation of the red calcite dripstone described from Kálvária Hill could possibly be related to the palaeokarstic

249 cavities of Early or, perhaps early Middle Eocene age. The colour of the dripstone is derived from iron-oxide dissolved by water, which percolated through bauxitic formations or lateritic soils.

CENOZOIC PALEOGENE EOCENE LOWER–MIDDLE EOCENE g GÁNT BAUXITE FORMATION ( E1–2) — gE1–2

In the Gánt type-area the bauxite rests on the erosional surface of the Upper Triassic Sédvölgy Dolomite accentuated by denudational remnants. The bedrock is generally brecciated, friable and it is cemented by calcite. Due to the enrichment of haematite and siderite, which occur in the fissures of the rock, it has faded to a slightly reddish colour at points where there is contact. The small-scale karst-forms beneath the bauxite are characterized by a vertical amplitude of less than 5 metres and they are usually coated with a 10cm to 15cm-thick, Fe-Mn-rich crust of siderite, limonite and pirolusite (Plate IV, 1). The cover-beds of the Gánt Formation belong to the Middle Eocene transgressive deposits. Six bauxite types can be distinguished within the formation; differences between the pink, pisolitic, white, red, yellow and mottled types can be attributed to the Fe- and alumina-content, which is the cause of the colour of the bauxites. The bauxite is characterized by regular vertical changes in quality (BÁRDOSSY 1961) and is made up of an alternation of pinching-out bauxitic conglomerate bodies. The latter are of a peculiar light ochre colour with an orange tint, and reddish-coloured (i.e. shades of pink, purple, russet and also yellow-spots), hard pelitomorphic beds, which disintegrate into polyhedral fragments and are characterized by sliding planes (Plate IV, 2–3). The thickness of the beds ranges from 10cm to 60cm, and their average thickness is 30cm–50 cm. The size of the reddish bauxite pebbles, which have dark brown centres, does not exceed a diameter of 1cm (the average diameter is 5mm). The mineral composition of the bauxite pebbles of the vadose facies is represented by boehmite haematite, goethite, kaolinite and anatase. Additionally, gibbsite and chlorite occur in the matrix. The mineral composition of the semi- phreatic–semivadose pelitomorphous bauxite is the following: Al2O3: 49.2 per cent; SiO2: 10.55 per cent; Fe2O3: 20.5 per cent; Ti O2: 2.8 per cent; loss of ignition: 16.4 per cent. The mineral composition of the conglomeratic bauxites of the phreatic–semivadose facies is: pebbles — Al2O3: 31.6 per cent; SiO2:1.5 per cent; Fe2O3: 44.4 per cent; Ti O2: 21.7 per cent; loss of ignition: 17.8 per cent. The respective figures for the matrix are Al2O3: 46.9 per cent; SiO2:11.3per cent; Fe2O3: 20.95 per cent; Ti O2: 2.1 per cent; loss of ignition: 18.2 per cent. The texture of the bauxite beds containing clasts is non-oriented, whereas both normal and reverse grading have been noted as characteristic sedimentologic feature. While the normally high matrix-content of the beds, and the reverse grading of the clasts in them may have been formed by cohesive debris flow, normal grading may have developed due to debris flows arriving into depressions filled with water (MINDSZENTY et al 1989). Beds consisting of coarse-grained clasts and occurring within the bauxite ore body are regarded as channel fillings, often having a base level. The approximately 2m-thick topmost part of the bauxite beds is represented by a mottled horizon, which shows a gradual decoloration pattern downwards. Locally, this horizon contains palaeosol beds, and is characterized by vertically and subvertically elongated, grey, yellow and orange-red pale spots. Also locally, the mottled horizon is associated with cylindric, dark-red rhizoconcretions having a diameter of 0.5cm to 0.8cm. Based on the characteristics of its facies the Gánt Bauxite Formation can be divided into two units: paraautochthonous, pelitomorphic deposits of almost original bedding belong to the Csabpuszta Bauxite Member, whereas conglomeratic bauxite deposits alternating with re-deposited, pelitomorhic bauxites, and forming pinching-out, tongue-like projections in them, belong to the Oszlop Bauxite Member (KNAUER 1994, GYALOG, BUDAI 2004). A great variety of cover beds of the bauxite was formed during the Middle Eocene transgression, which occurred at the end of the Lutetian. The bauxite which underwent decoloration at its point of contact with the cover beds is overlain by a generally 15cm-20cm-thick Characea-bearing calcareous mud, thinly laminated limestone and a several-metres-thick calcareous marl containing small gastropods in numbers indicating an increasing frequency. The cover beds are indicative of a fluvial, ingressive lacustrine, slightly saline or hypersaline coal swamp facies, as well as environments of such as those of brackish water, normal salinity (MIHÁLYI 1975) and lagoonal facies (e.g. Forna and Kincses Formations). A considerable occurrence of the formation on the surface is characteristic of the southeastern part of the Vértes, in the vicinity of Gánt (Plate IV, 2). The average thickness of the deposits ranges from 3m to 5m although it may vary over a short distance. Fossils and the age of the formation. The Gánt Bauxite Formation yielded no valuable fossils except five pollen species determined by DEÁK (1957, 1967). Based on the fission-track data of the volcanogenic zircon crystals (DUNKL 1990, 1992), the age of the sediments belonging to the Gánt Bauxite Formation is Middle Eocene. According to the biostratigraphically valuable fossil-content of

250 the Middle Eocene formations directly overlying the bauxite, the upper boundary of the possible age of the Gánt Bauxite Formation is in the uppermost part of the nannoplankton Zone NP 16 — i.e. at the end of the Lutetian Age and at the beginning of the Bartonian Age; this is equivalent with the nummulite Zone Nummulites perforatus–Nummulites millecaput (KECSKEMÉTI 1998). Sedimentary environment. The Gánt Bauxite Formation belongs to the so-called upper horizon of the bauxite deposits in the Transdanubian Range, which occur in a stratigraphic gap between the Triassic and Eocene (MINDSZENTY et al. 1989, SZINTAI et al. 1991). The allochtonous and paraautochthonous sediments were deposited in asymmetric halfgrabens bordered by tectonic lines, forming the base of a later, Middle Eocene transgression. Accumulations of the bauxite can be regarded as the products of episodic mud flows (debris flows) triggered by synsedimentary tectonic movements and these flows formed part of a large alluvial fan (MINDSZENTY et al. 1989, GERMÁN-HEINS 1994).

MIDDLE EOCENE hk MIDDLE EOCENE (?) AEOLIC SAND (eE2 ) — Ehk

On the southern area of the Menyasszony-hegy (Menyasszony Hill) north-northwest of the ruins of the Vitány-vár (Vitány fortress) a dolomite-crest runs in an East–West direction. On the northern side of this crest, blocks of sandstone of a very characteristic lithology can be found in a 2 to 3m-wide and about 20 to 30m-long strip. The monomict sediment is made up of quartzite grains. The size of the grains is about 0.5mm and the well-rounded grains are very well-sorted (Figure 35). It is a very hard sandstone with siliceous cement. On the rock surface weathered-out siliceous veins form a pattern similar that of a diamond grid (Plate IV, 4). The dyke-like appearance is also characteristic; this can be concluded from the shape of the occurrence. The surface of the rocks is fresh because the aeolic sand — which covers large areas in the vicinity — has not scrubbed it. It can be concluded that the formation cropped out to the surface sometime during the Holocene. The sediment consists of wind-blown (aeolic) sand. No valuable data concerning its age are available. The diamond-grid pattern of the siliceous veins characterising the surface of the sandstone blocks indicates a multiphase tectonic impact; this suggests that the sediment was formed earlier than the Miocene. The E–W strike of the sandstone dyke seems to confirm this assumption. Its Oligocene origin is precluded because of the humid climate of this age (as indicated by the lack of xerophil vegetation). Therefore this aeolic sand is classified as belonging to the Eocene. The silicification may have happened after the Oligocene.

Lutetian–Bartonian d DOROG FORMATION ( E2) — dE2

The lower part of the Dorog Formation is built up of variegated and grey clay and silty, sandy clay, whereas its upper part is made up of a succession consisting of coal seams and grey, sandy, clayey interbeddings often rich in mollusc fragments. d The BAJNA MEMBER ( bE2) represents the lower part of the formation. It usually starts with variegated clay, calcareous concretionary clay and clayey siltstone of different thicknesses (5m – 25m) containing debris derived from the basement that it unconformably overlies. Upwards in the succession a 10m – 20m-thick grey clay, clayey siltstone or sand can be observed with frequent brown coal indications and thin coaly clay stringers. In the surroundings of Oroszlány kaolinic clay intercalations are frequent, and (locally) travertine interbeddings can be seen. In the Tatabánya basin and in areas East of it the variegated clay beds are overlain by freshwater clay and limestone. The Bajna Member pinches out towards the southeastern rim in the Tatabánya basin, where the coal seams directly overlie the Triassic basement. d The average thickness of the ANNAVÖLGY MEMBER ( aE2) is 4m–8m in the Oroszlány–Pusztavám basin. It contains 1 to 3 mineable coal seams divided by grey sand, clay and clay marl interbeddings and beds rich in mollusc shell fragments. Along the Mór Trough and in the vicinity of Bokod, there are three coal seams, whereas in the Oroszlány–Pusztavám basin generally two coal seams can be distinguished; these gradually pinch out towards the Vértes margin and the village of Dad. The lowermost two coal seams are made up of clayey brown coal and coaly clay of inferior quality. With respect to the two upper coal seams, the lower one is generally of high quality, whereas the upper one is represented by clayey brown coal with frequent thin coaly clay and sandy clay intercalations. In the vicinity of Vértessomló the coal seams show a fishtail structure; the seams are divided by several, thin barren layers. In the Tatabánya and Nagyegyháza basins the Member normally consists of 1 or 3 seams. The thickest one is the lowermost main seam and it, which contains travertine interbeddings. Upwards, mollusc-bearing beds of a thickness of 1m–2m can be observed. They are overlain by the accompanying coal seam, which has a thickness between 0.3m–0.8m. In the southeastern half of the basin, the minor seam (which has a maximum thickness of 2m) developed above the 10m–12m-thick barren interbedding. The overwhelming part of this minor seam has already been exploited. In the Nagyegyháza basin the main seam is overlain by travertine and clay marl having a thickness between 20m–30m; above this the several metre-thick upper seam can be found (SÓLYOM 1953, GERBER 1978).

251 d The NAGYEGYHÁZA FANGLOMERATE MEMBER ( nE2) — dnE2 can be observed in small exposures (e.g. East of Vértessomló, in the vicinity of Szarvas-kút) and in boreholes near Csákberény and Gánt at the southeastern edge of the Vértes, which transsected it in various thicknesses. It is made up of re-worked, unsorted, angular clasts of Triassic limestone and dolomite and of bauxitic clay and bauxite lenses (Plate IV, 5). The formation overlies the Mesozoic basement or the Gánt Bauxite Formation with a hiatus. The Bajna Member usually overlies the Middle Cretaceous basement. In the northwestern edge of the Vértes it overlies the Dachstein Limestone, whereas in the western part of the Oroszlány basin and South of Vértessomló, locally it overlies Jurassic rocks. The Nagyegyháza Fanglomerate Member overlies Triassic rocks or the Gánt Bauxite Formation. In the northwestern foreland of the Vértes there is a continuous transition from the Dorog Formation into the Csernye Formation; the boundary can be drawn at the uppermost coal seam. In the Csákberény and Gánt area the Forna Formation overlies the Nagyegyháza Fanglomerate, whereas in the Vértes range the Szőc Formation is its stratigraphically overlying unit. In the vicinity of Pusztavám and in the internal part of the Oroszlány basin — where the formation generally overlies the Middle Cretaceous Pénzeskút Marl — its thickness may reach 50m–60 m. Towards Dad and going southeastwards, it becomes thinner, and at the edge of the Vértes it pinches out. The thickness of the Bajna Member ranges from 0m to 50 m. The thickness of the Annavölgy Member does not reach 10m in the surroundings of Oroszlány–Pusztavám, whereas in the Tatabánya and Nagyegyháza basins it may reach — moreover it may exceed — 50m. The debris of the Nagyegyháza Member occurs in small outcrops in the Vértes. Moreover, it can be observed in some smaller, 1m–2m-thick exposures. Fossils and the the age of the formation. The Bajna Member is very poor in fossils; its lower beds, built up of variegated clay, generally have yielded no organic remnants. Its upper part has yielded only pollens. However, the clay, clay marl intercalations of the Annavölgy Member occasionally yield mollusc shells in large quantities. In the surroundings of Oroszlány and Várgesztes, the fauna is less diverse; characteristic species are Brachyodontes corrugatus and Anomia gregaria. The Mór–Pusztavám area yields a richer mollusc fauna. Apart from the above-mentioned fossils, Dreissena eocaena, Arca vertesensis, Tivelina pseudopetersi, Melanatria auriculata, Ampullina patulina, Globularia incompleta, Cantharus brongniartianu are significant. In addition to these, in the Tatabánya basin Melanopsis doroghensis and Pyrgulifera hungarica are significant (SZŐTS 1956). Besides the molluscs, coalified plant remnants and pollens are also present. The age of the formation is Middle Eocene. Based on the zone marker nannoplankton Reticulofenestra placomorpha, it belongs to Zone NP16 (BÁLDI-BEKE 1984, 2003, KOLLÁNYI et al. 2003). Rib and vertebra remains of Sirenia indet. — probably representing two taxa — are known from the barren ground which intercalates the coal seams in shaft known as “Ikerakna” at Pusztavám and from different areas of the open-pit mines. Formerly, these remains were considered to be among the oldest mammal remains in Hungary (KRETZOI 1953, KORDOS 2002). Sedimentary environment. The accumulation of the Dorog Formation was in connection with the Late Lutetian–Bartonian transgression in the Transdanubian Range. The Nagyegyháza Fanglomerate and the lower part of the Bajna Member comprise continental sediments overlain by freshwater and brackish-water oscillatory beds. The deposition of the coal-bearing layers commenced in a marshland characterized by palm tree vegetation; later it was followed by a semi- terrestrial environment or mangrove swamp (RÁKOSI 1978, KEDVES 1986, BÁLDI-BEKE 2003).

f FORNA FORMATION ( E2) — fE2

In the southeastern part of the Vértes the Forna Formation can be divided into three parts. The lowermost part comprises a 5m – 7m-thick succession of variegated clay, grey clay and marl with no evidence of fauna. On the Bagoly-hegy (Bagoly Hill) and in the northern foreland of the Gránási-hegy (Gránási Hill), limestone interbeddings of a characteristic red colour are significant (Figure 36). Dolomite debris is frequent at the base. The above-mentioned succession is overlain by 3m – 5m- thick dark grey, thick-bedded, bituminous marl with the mass occurrence of Brotia distincta (Figure 37). The uppermost part —which contains the classic “Forna fauna” — is characterized by an alternation of grey, silty clay or marl beds rich in molluscs, and Miliolina-bearing calcareous marl (Figure 38). All the three parts are characterized by thin, clayey brown coal, coaly clay and huminitic clay intercalations. The coal beds have a lens-like appearance; the thickest ones occur in the upper part but their respective thicknesses do not reach 1m. The formation unconformably overlies the Middle Triassic Budaörs Dolomite, the Upper Triassic Veszprém Marl and Main Dolomite, or the Gánt Bauxite Formation and the Nagyegyháza Member of the Dorog Formation. It is conformably overlain by the Kincses Formation, generally along a sharp boundary. The formation is known from the vicinity of Gánt and Csákberény (Plate IV, 6; Figures 39 and 40). Both occurrences represent erosional remnants among the dolomite blocks of the southern part of the Vértes, and within the southern foreland of these blocks; no physical connection can be established between them. The maximum thickness of the formation (40m) is indicated near Bagoly-hegy.

252 Fossils and the age of the formation. The most characteristic fossils of the Forna Formation are molluscs. In certain beds the number of taxa exceeds 30 (SZŐTS 1953). The most frequent one in the lower part is Brotia (formerly Melania) distincta, whereas upwards Tympanotonus hungaricus, T. calcaratus, Cerithium subcorvinum, Pyrazus focillatus, Ampullina perusta, Cantharus brongniarti, Arca vértesensis, Brachyodontes corrugatus, Anomia gregaria, Pteria trigonata, Ostrea roncana, Dreissena eocaena are common. Miliolinas are also significant and they appear in a large numbers. Alongside these other foraminiferans (sporadically, also large foraminiferans), spores and pollens, Charophyta and ostracods are frequent. Some layers contain corals, too. The overlying Eocene beds in the open-pit bauxite mine at Gánt (i.e. Bagolyhegy, the “Museum mine”) yielded the ribs of a Sirenia indet. (KORDOS 2002); these are probably derived from the Forna Formation. The age of the formation is Late Lutetian – Early Bartonian (KOLLÁNYI et al. 2003). Sedimentary environment. In the vicinity of Gánt the lowermost part of the formation is built up of lacustrine and terrestrial deposits overlain by oscillatory successions, (which are also characteristic of the Csákberény area). These successions were deposited in a variably restricted brackish-water or marine lagoonal environment.

CS CSERNYE FORMATION ( E2) — CSE2

The succession of the Csernye Formation is built up of an alternation of beds of variable lithology: grey clay marl (laminated or with conchoidal fracture), marl, calcareous marl, sandy marl, siltstone and sandstone. Its lower section has a brownish colour and in parts it is rich in organic matter. It also contains coal stringers. Mollusc shells, which have accumulated in a great mass (lumachelles), often occur. In the surroundings of Mór and Pusztavám, the succession ends with an Ostrea horizon, which has a thickness of several metres. Towards the Vértes Hills the formation becomes thinner and more calcareous, and it is built up mainly of Ostrea marl and calcareous marl beds. In the internal parts of the Pusztavám, Oroszlány, Tatabánya and Nagyegyháza basins respectively, the Csernye Formation conformably overlies the Dorog Formation: a continuous transition can be observed with the disappearance of coal-bearing beds upwards. Towards the edge of the Vértes the formation overlaps the Dorog Formation and directly overlies the Triassic Dachstein Limestone with a hiatus. The Csolnok Formation continuously develops from the Csernye Formation (Plate V, 1): the great mass of molluscs can no longer be observed, and large foraminiferans become predominant with the appearance of the Csolnok Formation. Along the northwestern edge of the Vértes, the upper, Ostrea-bearing beds are overlain by the Szőc Limestone. The thickness of the formation ranges from 5m to 20m and, on the northwestern edge of the Vértes it pinches out. Fossils and the age of the formation. The macrofauna of the Csernye Formation comprise mollusc shells or shell fragments, which occur in a great mass, forming lumachelle-like accumulations. The most frequent species are the following: Brachyodontes corrugatus, Anomia gregaria, Meretrix vértesensis, Tivellina pseudopetersi, Melanatria auriculata, Tympanotonus hantkeni, T. aculeatus, Ampullina perusta, A. patulina, Cantharus brongniarti, Velates schmideli, Cerithium subcorvinum, Ostrea roncana (SZŐTS 1956). Apart from the molluscs, corals and large foraminiferans (e.g. N. striatus, N. subplanulatus N. perforatus) can also be found, especially in the vicinity of Mór and Pusztavám. The formation is relatively poor in microfossils; in addition to the small foraminiferans, ostracods and a poor nannoplankton assemblage are characteristic. Foraminiferans are represented mainly by Miliolids and other benthic forms. Planktonic species are totally absent. Based on nannoplankton studies (BÁLDI-BEKE 1984), the significant species of the formation is Reticulofenestra placomorpha, which belongs to Zone NP16. Sedimentary environment. The oscillatory succession of the formation is made up of an alternation of beds deposited in a brackish-water and normal marine lagoonal environment. Brachyodontes corrugatus and Anomia gragaria may have lived in a coastal habitat, which had an unbalanced salinity and was probably characterized by mangrove vegetation (BÁLDI- BEKE 2003). In the vicinity of Mór and Pusztavám the frequent occurrence of corals and nummulites indicates that normal marine conditions were prevalent. The presence of N. striatus and N. subplanulatus suggests that there was a nutrient-rich environment of “dirty seawater”. The locality in the former open-pit mine near the mine shaft XXIII/D, which is located next to the depository of the Geological Institute of Hungary at Szépvízér, yielded fossil vertebrate remnants. From the 60–80cm-thick laminated clay marl of marine facies (the so-called “mollusc-bearing bed”), superimposed on the brackish water succession which overlies the brown coal-bearing sequence, a rich shark and ray fauna was found by SOLT (1978): Notidanus (Hexanchus) microdon, Squalicorax falcatus, Carcharodon leptodon, Carcharodon sp., Scapanorhynchus rhapiodon, Anomotodon plicatus, Lamna sp., Pliocatalamna crassidens, Cretolamna appendiculata, Oxyrhina sp., Cretoxyrhina mantelli, Otodus aff. obliquus, Striatolamnia whitea, Galeorhinus aff. giradoti, Hemipristis serra, Raja sp., Aetobatis sp., Myliobatis sp., and Trtygonidae sp. Bony fish are represented by a few teeth of Phyllodus and Spaerodus. The skeleton fragment and upper

253 dentition of a new Sirenia species (Anisosiren pannonica) was described by KORDOS (1979) from the same locality. The presence of the marine fish fauna and the Sirenians may indicate there was a seashore nearby suggesting a direct connection with the open marine realm.

Bartonian c CSOLNOK FORMATION ( E2) — cE2

The Csolnok Formation is built up predominantly of thin-laminated, grey, greenish-grey, monotonous, slightly silty clay marl or marl, which is often yellow in exposures on the surface. It contains a diverse assemblage of large foraminiferans and small, thin-shelled molluscs. On the western rim of the Oroszlány basin it contains 5cm–15cm-size, angular chert pebbles at its base. The lower part of the formation is considerably glauconitic; (in fact the whole succession is characterized by some glauconite). Some several metres-thick tuffitic, sandy intercalations may also occur. Its facies is rather variable at the basin margins, where the deposits are more calcareous and contain more sand (especially in the upper part of the successions). In the Mór–Pusztavám–Oroszlány area, in the Tatabánya basin and in the erosional remnants in the vicinity of Kocs (BERNHARDT et al. 1988) it conformably overlies the Csernye Formation; a gradual transition with the disappearance of mollusc lumachelle and the appearance of large foraminiferans can also be observed. In the surroundings of Dad (borehole Dad–1) it overlies the Szőc Limestone Formation. Along the northwestern edge of the Vértes, the Csolnok Formation interfingers with the Szőc Limestone (Plate V, 2). In the Oroszlány–Pusztavám basin the Oligocene Csatka Formation overlies it with erosional discordance. In the succession of the Antal-hegy (Antal Hill) at Mór, upwards there is a continuous transition into the Padrag Marl Formation. In the centre part of the Tatabánya basin it is overlain by the Tokod Formation. The thickness of the formation is variable. In the vicinity of Mór and Pusztavám it does not exceed 2m – 3m. In the Vértes forelands and in the Csákberény basin and the Oroszlány–Pusztavám basin its total, original thickness is unknown; its upper part has been eroded to a variable degree, and its maximum thickness is 67.7m. Fossils and the age of the formation. The most significant fossils of the Csolnok Formation are large foraminiferans (Nummulites, Discocyclina, Operculina, Assilina), which locally appear in large numbers. Additionally, poorly-preserved, thin-shelled molluscs (Arca, Tellina, Tivellina, Pteria, Cardium, Pecten, Ostrea, Turritella, Tubulostium spirulaeum) occur, accompanied by pteropods in the Oroszlány basin. In the upper part of the formation, in the vicinity of Pusztavám and at the edge of the Oroszlány basin, a horizon with the frequent occurrence of Assilina exponens can be observed. It is characterized by a rich microfauna and -flora; nannoplankton, planktonic foraminiferans, small benthic foraminiferans and ostracods are present, and there are large numbers of species- and specimens. In the 3–4.5m-thick laminar, bluish-grey clayey bed with conchoidal fracturing —which overlies the previously- mentioned layer of the section near the mine shaft XXIII/D — the teeth of some small-sized and rare shark species — Notidanus (Hexanchus) microdon, Notidanus (Hexanchus) loozi, Pseudocorax affinis, Plicatolamna venusta, Paleohypodotus rutoti, Paleogaleus vincenti — were found and identified by SOLT (1978). Based on recent analogues, some of them — especially the two Notidanus species and the Paleogaleus — indicate there was a connection with the open waters of warmer oceans. The same locality yielded rays (Trigonidae sp.) which inhabited muddy shallow water, some bony fish (Sphaerodus) remains, as well as turtle shells (Testudinata indet.). From Vértessomló, the teeth of shark (Oxyrhina desori, Oxyrhina sp., Carcharodon megalodon; inventory number: MÁFI Ob. 3345–3348) have been found. These were collected in 1911 and were identified by P. SOLT. The formation belongs to nannoplankton Zone NP16–NP17 and to the Morozovella lehneri, Orbulinoides beckmanni, Truncorotaloides rohri planktonic foraminiferan Zone (KOLLÁNYI et al 2003). Based on these data it belongs to the Bartonian stage. Sedimentary environment. The sediments of the Csolnok Formation accumulated under normal conditions in a shallow or deep sublittoral basin. Towards the margins, the basin was bordered by the carbonate ramp of the Szőc Limestone, whereas towards the Northeastern Bakony it had a connection with the basin of the Padrag Marl.

t TOKOD FORMATION ( E2) — tE2

The succession of the Tokod Formation - which is built up mainly of siliciclastic rocks - can be divided into three parts. In its type area the lower part of the formation is represented by grey, brownish-grey clay and clay marl, and (locally) sandy clay marl beds. The occurrence of quantities of Nummulites perforatus skeletons is frequent and this gives the appearance of a clast-supported breccia. The middle part of the formation is well-bedded and locally is made up of finely laminated greyish-brown clay and clay marl beds; these beds contain large numbers of molluscs and Nummulites striatus skeletons. In

254 the upper part of the Tokod Formation fluvial sand layers (i.e. Tokod Sandstone) containing clayey coal seams (i.e. the Lencsehegy Formation) can be observed. This upper part is overlain by marl or sandy marl rich in mollusc shells, and it contains solitary corals which increase in number upwards. At the northern edge of the Vértes, the upper part of the Tokod Formation discordantly overlies the underlying layers. At the eastern rim of the Tatabánya basin, about 1km from the border of the mapped area, the succession which is built up of coaly clayey layers, beds containing concretions with crustacean chelae and fine-grained sandy deposits passing upward into coral-bearing sandy-marly beds overlies the lower section of the Szőc Limestone Formation with a noticeable unconformity. The section comprises siliciclastic and calcareous rocks with large molluscs, hard, purplish Miliolina- bearing sandy marl layers and coral- and Ostrea-bearing beds occurring at the southern margins of the basin and in its foreland. These beds overlie the Csolnok Formation or the sandy beds covering the Mesozoic basement, or they directly overlie the Mesozoic basement (KERCSMÁR 2005) (Figure 41). The formation is overlain by beds representing the upper section of the Szőc Limestone Formation. At the northern edge of the Vértes the latter is made up of Orbitolites-bearing, coral- and Alveolina-bearing, and small-nummulitic limestone (containing Nummulites hottingeri) (KERCSMÁR 2005). In boreholes that have been deepened in the basin areas the Tokod Formation is overlain either by the sandy, glauconitic, Discocyclina-, Nummulites millecaput- and echinoid-bearing calcareous marl belonging to the upper section of the Szőc Limestone Formation, or by the mollusc-bearing clay marl beds of the recurring Csolnok Formation. The thickness of the Tokod Formation is 55m–601m at the northern rim of the Vértes. The thickness of the lower part varies; its maximum thickness is 30 m. Due to the erosion that took place in the Bartonian, and to the syn- and post-Eocene tectonic movements, the succession is fragmentary near the basin rims. Fossils and the age of the formation. Based on its stratigraphic position, the common occurrence of Nummulites perforatus and Nummulites striatus, and the Orbulinoides beckmanni content of the Keselő-hegy section (KERCSMÁR 1995), the Tokod Formation belongs to the Lower–Middle Bartonian. This is confirmed by the fact that it is partly overlain by the marly limestone (previously mentioned as “Nummulites böckhi limestone”), which contains a large number of Nummulites hottingeri skeletons (KERCSMÁR 2005) and represents coastal facies. So far, the latter species has been mentioned only from the lower part of the Bartonian stage (GY. LESS personal communication). The deposits are characterized by an extremely rich mollusc-, coral- and foraminiferan fauna. One of the most complete faunal lists can be found in the monography of SZŐTS (1956). Sedimentary environment. The well-bedded, silty, clayey-silty sediments of the of the lower section of the Tokod Formation (which at this stage develops from the Csolnok Formation), were deposited in the course of a gradual increase of the sea level and a siliciclastic influx, and under maximum water depth conditions. This high-stand can be correlated well with that of the formations in the Bakony; it is a result of a change in the plankton/benthos ratio and it can also be correlated well with the Bartonian high-stand (KOLLÁNYI et al. 1997), which coincides with the global sea level curve of HAQ et al. (1988). Furthermore, it can also be correlated with the southwestward spreading of the endemic nannoplankton species Reticulofenestra tokodiensis determined from the Tokod and Dorog basins (BÁLDI-BEKE 2003). The faunal and floral associations of shallower-water facies occurring in the fine-clastic sediments may have been redeposited. A fall in the sea- level after the high-stand resulted in erosion of the marginal successions, and this generated an increased siliciclastic influx and redeposition in the formerly deeper-water facies. The subsequent shallow marine clastic sedimentation was initially took place in a marshy, paralic environment, which was relatively rapidly substituted by a siliciclastic ramp- sedimentary environment with sandy lagoons and near-shore patch reefs. This environment was favourable for the proliferation of large molluscs and several coral species. The surface between the two sections can be regarded as a sequence boundary, above which a new transgressive sedimentary cycle — characteristic of the middle and upper part of the Bartonian stage — could commence.

ki KINCSES FORMATION ( E2) — kiE2

In the Gánt and Csákberény basins the Kincses Formation overlies the Forna Formation, whereas in the vicinity of Magyaralmás it directly overlies the Triassic basement. With respect to its lithologic composition, the Kincses Formation is rather variable. This is due to the accentuated surface of the palaeogeographic environment, which once existed. Its lower part is built up of a hard, yellowish-white, bedded Miliolina-bearing limestone and calcareous marl (Figure 42), which can be observed in the “Újfeltárás” exposure at Gánt (Figure 39). The succession here contains some Alveolina-bearing beds (Figure 43) and locally yields small, striated nummulites. In the surroundings of Csákberény large bivalves of different species occur in nests (Plate V, 4). The upper part of the succession is less calcareous; marl, sandstone and tuffaceous sandstone are the significant rock-types; moreover, its faunal content is different. Beside Miliolinas, Alveolinas and bivalves, nummulites and Discocyclinas are predominant, coralls also occur (Plate V, 3). At the top of the succession the glauconite content increases, which — beside the faunal and lithologic character —

255 indicates, that this section of the formation shows a transition into the Csolnok Formation. The upper part of the formation has been more or less eroded; no drillings have intersected it together with its overlying sedimentary rocks. Its known maximum thickness is 133m in the borehole Csákberény Csbr–89 (Figure 40). Fossils and the age of the formation. The Kincses Formation yielded no planktonic organisms. Among foraminiferans, the scattered appearance of large nummulites and the presence of Alveolinas undoubtedly indicate Middle Eocene age; they might be indicative especially of the upper part of the Bartonian stage. Sedimentary environment. The Kincses Formation accumulated in a shallow-marine, lagoon-like inlet located at the Eastern Bakony and the southwestern side of the Vértes, at the end of the Middle Eocene. Temporarily, the sedimentation was interrupted by brackish water periods, a relatively accelerated subsidence of the basement, a significant terrigeneous influx and tuff explosions.

s SZŐC LIMESTONE FORMATION ( E2) — sE2

Three members of the Szőc Limestone Formation can be distinguished in the Vértes. The lowermost SŰRŰHEGY s MEMBER ( hE2) — shE2, ppears to directly overlie the Mesozoic basement or the Csernye Formation. The Sűrűhegy Member is made up of thick-bedded, whitish-yellowish-grey bioclastic limestone containing some bioperforated debris derived from the basement (Plate V, 5). Its characteristic fossils are the thin-shelled, Ostrea-like bivalves; locally, their number may reach a rock-forming quantity (Plate V, 6). Small, striated nummulites, echinoids, bivalves and gastropods (e.g. Velates, Campanile), coralls (Plate VI, 1 and 2), red-algae encrustion (Plate VI, 3) may also occur, ewhile chinoid spikes are rather frequent (Figure 44). s The middle part of the Szőc Limestone is represented by the FELSŐGALLA MEMBER ( fE2) — sfE2, which continuously develops from the Sűrűhegy Member, or directly overlies the Triassic basement, and occassionally the Csernye or the Csolnok Formations. The Felsőgalla Member is the most significant sediment of the Szőc Limestone (Figure 45). Its type- rock is a whitish-yellowish-grey, slightly nodular, bedded limestone (Plate VI, 4) containing Nummulites perforatus in rock- forming quantities (Figure 46). This species is usually represented by both generations, and in the upper part it is accompanied by N. millecaput (Plate VI, 5, Figure 47), nodules of red algae also occur (Plate VI, 6). s The uppermost part of the Szőc Limestone is made up of the *ANTALHEGY MEMBER ( aE2) — saE2, which gradually develops from the Felsőgalla Member, or — overlapping the latter — it may overlie the Csolnok Formation or the transition of the Csolnok and Tokod Formations. The Antalhegy Member is built up of thick-bedded, bio- and lithoclastic, red-alga- bearing, bryozoan limestone (Plate VI, 7; Figure 48). Locally it is rich in glauconite. Though large foraminiferans are present in rock-forming quantities, large nummulites are absent. The two, most significant foraminiferans are Orthophragminas and Operculina gomezi. The overlying sedimentary rocks of the Szőc Limestone are unknown from the Vértes; everywhere they have been subjected to erosion. The average thickness of the Sűrűhegy Member does not exceed 10m–15m. The average thickness of the Felsőgalla Member ranges from 15m to 20 m, whereas the thickness of the Antalhegy Member may reach 30m–40m (Figure 49). Fossils and the age of the formation. Fossils of the Sűrűhegy Member (molluscs, echinoids and small, striated nummulites) are not indicative of age. The large nummulites of the Felsőgalla Member became extinct at the end of the Middle Eocene. The age of the Antalhegy Member is undoubtedly Bartonian, given that the first appearance of the Operculina gomezi group can be noted at the beginning of the Bartonian in the Mediterranean Eocene. From the Eocene limestone of the quarry located at the northern part of the village of Csákberény (the quarry is now situated in the inner area of the village), a tooth of the shark Odontaspis sp. was found and placed in the Collection of the Geological Institute of Hungary in 1876 (inventory number: MÁFI, Ob. 3358). Sedimentary environment. The characteristic fossil association (molluscs, echinoids, and subordinately striated nummulites) of the Sűrűhegy Member is indicative of a shallow-marine, well-oxygenated, nutrient-rich (eutrophic) environment. The monospecific N. perforatus fauna of the Felsőgalla Member indicates the development of an oligotrophic environment and a decrease in nutrient supply. Due to the lack of competition, this resulted in the autarchy of large foraminiferans bearing symbionts, which were able to carry out photosynthesis. The monospecific N. perforatus-bearing deposits suggest an environment having a high nutrient level all over the Mediterranean region. Here the nummulite banks acted like wave-breaking structures and formed a barrier between the internal calm inlets (lagoons) and the outer shelf. The increase in water depth and the submersion of the area below the wave base is indicated by the N. millecaput assemblage, which favoured calm water. Further deepening is indicated by the appearance of Orthophragminas and Operculina gomezi. The accumulation of the Antalhegy Member may have taken place in a deeper sublittoral environment and, however, even in the photic zone, where the high-energy character of the environment is due to currents (Figure 50). The continuous subsidence of the area resulted in more frequent sediment slides and re-depositions. This, which may provide an explanation for the mixed fossil assemblage of the limestone at Antal-hegy as well as the admixture of red algae to deeper-water large foraminiferans.

256 MIDDLE–UPPER EOCENE Bartonian–Priabonian p PADRAG MARL FORMATION ( E2–3)

The Padrag Marl Formation is made up of grey, greenish-grey, rather monotonous silty clay marl yielding small, thin- shelled molluscs and a rich small foraminiferan fauna (“foraminiferal marl”). The greenish colour of the rock is derived from finely-dispersed glauconite. Alongside the biotite flakes, which occur locally in large numbers, thin tuffite intercalations can also be seen. The Padrag Marl Formation gradually develops from the Csolnok Formation; towards Pusztavám the two formations laterally interfinger with each other. Based on borehole data, the thickness of the formation ranges from 20m to 40m (Figure 51). Fossils and the age of the formation. The formation does not have a rich macrofauna and in general contains thin- shelled molluscs, which in rare instances accompanied by pteropods. Its significant fossils are the small foraminiferans, ostracods and nannoplanktons. The formation can be dated on the basis of planktonic foraminiferans and the nannoplankton flora. In borehole M–13 the formation belongs to the upper part of the Middle Eocene (GIDAI 1971). Sedimentary environment. In the study area, in the vicinity of Mór, the Padrag Marl Formation represents shallow bathyal, open marine basinal facies. Northeastwards, towards Pusztavám it interfingers with the Csolnok Formation, which represents shallow marine deep neritic facies.

n NADAP ANDESITE FORMATION ( E2–3)

The Kápolnásnyék Member of the Nadap Formation comprises vulcanites (Less, Gyalog in GYALOG, HORVÁTH, eds. 2004) intersected by boreholes Lovasberény LB–I, –II and –III. In the boreholes these rocks alternate with Middle and Upper Eocene shallow marine sediments. According to the original drilling documentation, the mineral composition of the amphibole- andesitic tuff and tuffaceous breccia is characterized by plagioclase (andesine–labradorite), augite, magnetite, zircon and apatite, and fragments of volcanic glass (SCHRÉTER, MAURITZ 1952, SZÉKYNÉ FUX, BARABÁS 1952). The thickness of the layers ranges from several centimetres up to a maximum thickness of 22.4m (as indicated by borehole LB-II). Age. The K/Ar age of the Middle Eocene andesitic tuff penetrated by borehole Csákvár Csv–18, which was deepened in the vicinity of the mapped area, is 41.9±1.6 Ma (GYALOG, HORVÁTH eds. 2004, Table 6). Facies, correlation. As a result of the volcanic activity, which produced andesite at the end of the Bartonian, a stratovolcano came into being in the surroundings of the Velence Hills. The exploded material was deposited in a shallow- marine environment, and mixed with deposits of calcareous mud and siliciclastic debris. The volcanic activity lasted for a relatively short time as is indicated by Late Eocene sediments containing only minerals derived from the redeposition of the pre-existing vulcanites (LESS, GYALOG in GYALOG, HORVÁTH ed. 2004).

UPPER EOCENE Priabonian s SZÉPVÖLGY LIMESTONE FORMATION ( E3)

In borehole Lovasberény Lb–II the lower part (301m to 400m) of the Szépvölgy Limestone, which overlies the Szőc Formation, is composed of an about 25m-thick sandstone and conglomerate succession (Figure 52). Upwards, white, yellowish-white limestone and calcareous marl beds can be observed. Red algae occur locally in the limestone (“Lithothamnium-bearing limestone”) accompanied by large foraminiferans, and mollusc- and echinoid fragments. The wash residue of the sample taken from 308m also contained augite-andesite clasts; from this depth it became clear that andesite tuff traces are characteristic throughout the whole Eocene succession (SCHRÉTER, MAURITZ 1952). The section between 187.3m and 192.8m in borehole B–6 (Lb–I) (VENDL 1914, ZALÁNYI 1915), in which pebbly limestone and nummulite-bearing sandy gravel were exposed, also belongs to the Szépvölgy Limestone. This part could be the base of the formation. The succession overlies the Szőc Limestone with a tuff intercalation (between 192.8m and 207.3m) (SZÉKYNÉ FUX, BARABÁS 1952). In the vicinity of Lovasberény, Miocene formations overlie the Szépvölgy Limestone but with no sign of any conformity. In the mapped area the Szépvölgy Limestone Formation is known only from boreholes deepened in the surroundings of Lovasberény; in this area its thickness is about 100m. Fossils and the age of the formation. The most significant fossils of the formation are red algae, large foraminiferans (Nummulites, Operculina, Orthophragmina, Spiroclypeus) and bryozoans. Echinoids, molluscs and corals are also frequent. Based on the occurrence of N. fabianii the age of the succession is Late Eocene.

257 Sedimentary environment. Based on its characteristic fossil association, the Szépvölgy Limestone Formation indicates that there once existed a shallow marine, sublittoral sedimentary environment. Large foraminiferans bearing symbionts, which are able to carry out photosynthesis, need light. Therefore their mass occurrence requires oligotrophic conditions. The sandy, pebbly beds at the base of the formation indicate a nearshore sedimentary environment.

OLIGOCENE ó ÓBAROK BAUXITE FORMATION ( Ol1) — óOl1

The Óbarok Bauxite Formation comprises redeposited, pelitomorphic bauxites or bauxites containing redeposited bauxite clasts and pebbles embedded in a bauxitic matrix. Locally the formation contains coalified plant remnants (MINDSZENTY 1969, GYALOG, BUDAI eds 2004). The youngest bedrock of the bauxite belongs to the Szőc Limestone Formation. Stratigraphically the Óbarok Bauxite is overlain by the Csatka Formation and the Mány Formation. In the western foreland of the Vértes the Óbarok Bauxite Formation overlies the Dachstein Limestone, and it is covered by the sediments of the Csatka Formation. In borehole Szend–3 it is overlain by the Szápár Member of the Csatka Formation. In the vicinity of Óbarok the bauxite overlies the eroded, karstified surface of the Upper Triassic Main Dolomite (Plate VII, 1), and is overlain by the Mány Formation (Plate VII, 2). The bedded bauxitic clay occurrence — with a max. thickness of 2m — observed at the base of the Oligocene sediments, which are exposed in the Quarry at Orondpuszta, can probably be classified as belonging to this formation (Plate VII, 3). Variegated clay and red clay deposits in the vicinity of Kőhányás-puszta and Vérteskozma (TAEGER 1909, SZŐTS 1957) also belong to this lithostratigraphic unit. In “Vörös-förtés” ditch, North of Vérteskozma the red clay is overlain by brown coal of Oligocene age (SZŐTS 1957). Considering the largest bauxite pit ‘Óbarok–XI‘ of the occurrence, the chemical composition of the bauxite — beside the low Al2O3 content — is characterized by the enrichment of Mn (with an average MnO2 content of 46.6 %) and an unfavourably high value of Corg (with an average of 0.69%) (JANKOVICS, DIÓSZEGI 2002, MINDSZENTY et al. 2002). On the surface, deposits belonging to the Óbarok Formation are mostly known from the vicinity of Óbarok–Újbarok– Szár–Bicske, whereas in other parts of the area they are known from boreholes. The thickness of the formation is normally 1m to 2m, whereas in the deeper karstic dolines its thickness may exceed 30m. Fossils and the age of the formation. The Oligocene gastropod Brotia escheri was identified by SZŐTS (1957) from the overlying sediments of the red clay found in the “Vörös-förtés” ditch, which is located North of Vérteskozma. MINDSZENTY et al. (2002) mentioned a haematitized tree trunk found in the upper part of the Óbarok-XI. bauxite deposit. It can be regarded as a relict of a persistent pine tree belonging to the Dacrydioxylon genus. The age of the formation is considered to be Early Oligocene.

t k TARD AND KISCELL CLAY FORMATIONS ( Ol1, Ol1)

Lower Oligocene marine sediments are known in the Alcsútdoboz Ad–3 borehole, which was drilled near Gyúró in the t close vicinity of the mapped area. The dark grey laminated clayey silt of the Tard Clay Formation ( Ol1) is of a shallow bathyal euxinic facies characterized by fish remains and Pteropodes. It is underlain by the Buda Marl Formation and covered k by the terrestrial sediments of the Csatka Formation. The normal marine shallow bathyal Kiscell Clay Formation ( Ol1) is built up of light grey, fine-grained silty sand, sandy silt and clay marl. It lies above the Csatka Formation and is covered by the Mány Formation.

c CSATKA FORMATION ( Ol1–2) — cOl

In the vicinity of the Vértes, the Csatka Formation is composed of an alternation of variegated clay, clay, clay marl, sand and sandstone and, subordinately, of pebbles and conglomerate. It is made up of upward-fining sedimentary cycles of fluvial facies. In the clay beds unctuous sliding planes can be observed. Sand beds are frequently cross-bedded. The material of the pebbles is predominantly quartzite, quartzphyllite, quartz porphyry, Permian sandstone, Triassic limestone and dolomite, Eocene limestone, as well as andesite and granite. Nevertheless, metamorphic and sedimentary pebbles of unidentified origin also occur. Based on the gravel composition, the formation can be divided into three horizons (BERNHARDT, INCZE 1989): the pebbles of the lower horizon are derived from a source area located Southwest of the Vértes (Mura–Zala Basin or Alpine areas). Eocene carbonate pebbles (Nummulites–Alveolina–Assilina-bearing limestone) are frequent. Andesite pebbles are also characteristic of the lower horizon. The middle horizon is characterized by the lack of carbonate and andesite

258 pebbles and the dominance of pebbles of metamorphic rocks. The upper horizon is dominated by carbonate pebbles again. The Csatka Formation overlies the Mesozoic basement with erosional unconformity, and it is overlain with conformity by the Mány Formation or discordantly by younger rocks. In the deep zone of the Oroszlány basin the formation laterally interfingers with the Mány Formation; the marine interbedding of the latter unit can be found in the middle part of the Csatka Formation and it is characterized by the dominance of metamorphic pebbles. The interbedding thickens northeastwards, exceeding 100m at Kecskéd. A characteristic exposure of the formation can be found on the Durdó Hill near Bakonysárkány. The 5-m-thick succession comprises gravel beds and lenses with a thickness of 0.1–3m, intercalated by sand beds and lenses. 0.1–1m-thick sand bodies show trough cross-stratification (Plate VII, 4). c The coal-bearing SZÁPÁR MEMBER (sOl1–2) — sOl, can be detected at the base of the Csatka Formation in some boreholes that have been deepened in the northeastern foreland of the Vértes, where it overlies the Óbarok Formation or the basement. This member was also exposed in the quarry of Orondpuszta close to Csákberény (Plate VII, 3). Chert debris and cherty clay (“spiculite”) occurring 100–500m to the E and ENE of the look-out-tower on Csóka Hill at c Csókakő, were optionally classified into the SÁRISÁP MEMBER (ssOl1) — ssOl, of the Csatka Formation. “White clay”, sand and gravel transsected by boreholes and exposed in small test pits 1800m to the NNE of Csákberény also belong to this lithostratigraphic unit. As a result of the re-evaluation of the Oligocene succession in borehole Alcsútdoboz Ad–3 we identified a terrestrial succession resting on the Tard Clay Formation and comprising upward-fining cycles, between 507m and 620m. The starting gravel and sand beds are overlain by silt and variegated clay or red clay (Table VIII 3), locally comprising organic rich silt or coal stringers. Upwards, the terrestrial succession gradually (but rapidly) — with the alternation of sand and silt — passes into the Kiscell Formation. According to our present interpretation and to the personal communication of B. BERNHARDT, the terrestrial sediments — which were formerly classified into the Hárshegy Formation (BÁLDI 1983) — belong to the Csatka Formation. In the mapped area the thickness of the Csatka Formation ranges from some metres to some hundred metres; in the Mór Trough it exceeds 1000m. Fossils and the age of the formation. The formation is poor in fossils. Based on the malacological studies of BÁLDI (1985) and BÁLDI, TARI (1989) the Csatka Formation yielded the following freshwater taxa: Unio inaequiradiatus GÜMB., Unio sp., Sphaerium sp., Theodoxus sp., Brotia escheri Lam., Melanopsis sp., Pomatias antiquum Brongn., Pomatias sp., Radix sp., Planorbis sp., Physa (?) sp., Succinea (?) sp., Archaeogopis imbricatus SANDB., Archaeozonites sp., Miozonites cf. algiroides REUSS, Helicidae. In a few beds there are a lot of plant remnants, such as leaves and there is a slightly more frequent occurrence of fruit remnants. Sandstone beds (Figure 53) exposed near a dump site 5km to the South of Oroszlány and 550m to the North-Northwest of Gerencsérvár, yielded the following predominant angiosperm taxa (identified by HABLY): Daphnogene bilinica, Daphnogene lanceolata, Daphnogene sp., Lauraceae gen. et sp., Eotrigonobalanus furcinervis, Leguminocarpon sp., Leguminosae gen. et sp., Quercus sp., cf. Platanus neptuni, cf. Engelhardia orsbergensis (Figure 53). Eotrigonobalanus furcinervis and Leguminocarpon sp. are predominant. According to HABLY Eotrigonobalanus furcinervis has a chronostratigraphic importance, since this species occurs only in the Kiscellien and is not present in the Egerian. This outcrop yielded mainly poorly-preserved molluscs. Locally, Brotia escheri can be observed in large numbers. Planorbis sp. also occurs. Bivalves play a subordinate role; Unio inaequiradiatus shells can be found, accompanied by the above gastropods. According to KÓKAY (personal communication) the paludal gastropod fauna found in the dark beds with high organic content at Orondpuszta indicates Oligocene age. The sporomorph content of these beds (almost exclusively Nymphaeacea remnants) may be indicative of the Upper Miocene (NAGY-BODOR, personal communication). Based on the mammal fauna of the beds, the deposition of the layers took place before the Late Miocene. A new rodent species Heterocricetodon (Alsocricetodon) telonii was described by KRETZOI (in JÁMBOR et al. 1971) from the core sample taken from a depth between 109.6m and 112.0m of borehole Pusztavám Pv–980 (KORDOS 1992). The terrigeneous variegated clay, which fills in the fissures of the Eocene limestone in the Csákberény quarry, yielded tooth remains of a rhinoceros belonging to the Protaceratherium albigense (ROMAN) species. The remains were described by KRETZOI (1940). (The finds are housed at the Department of Geology and Palaeontology of the Hungarian Natural History Museum with the following inventory numbers: V.60.184-294). In connection with the upper Oligocene coal-bearing beds, a tooth of Anthracotherium magnum was found at Vértessomló (VITÁLIS 1939, SZENTES 1968); this animal was well-adapted to paludal environments. The greenish-grey, laminated clay marl of Oligocene age, which was found at a depth of 180m in borehole Oroszlány 2433, yielded the distal fragment of the tibia of a small-size artiodactyl (Artiodactyla indet.) and also its impression (collected by I. WENCZEL and S. PLATSCHEK, inventory number: MÁFI V. 15838). Our results gave a proof that the deposition of the Csatka Formation started already during the Late Kiscellian; both the plant remnants and the succession in borehole Ad–3 confirm this.

259 The marine intercalation in the terrestrial sediments detected in boreholes in the northwestern foreland indicates the heteropic relationship with the Mány Formation, however its relation to the Kiscellian –Egerian boundary is not clear, yet. The time when the deposition ended is not determined. It is still unknown whether the deposition of the formation started at the beginning of the Oligocene. The age of the formation — suggested by us — is Late Kiscellian – Egerian. Sedimentary environment. The formation is made up of a cyclic, fluvial succession with lacustrine and paludal interbeddings. The coarse-grained sediments may indicate river-bed, whereas the silty and clayey beds were deposited in a floodplain environment. The habitat preferences of the gastropod Brotia escheri include stagnant and slow-flowing freshwater environments (e.g. rivers). A limnic facies is indicated by the presence of the Planorbis and Radix species.

m MÁNY FORMATION ( Ol1–2) — mOl

The Mány Formation is basically composed of an alternation of fine-grained clastic sedimentary rocks (sand–silt–clay and their cemented variants). Subordinately, gravel, conglomerate and variegated clay beds and also coal stringers occur. Pebbles are present but their size is relatively small. The colour of the rocks is grey, greenish-grey or yellowish-grey (Plate VIII, 1–2). The thickness of the beds ranges from 10cms–20cms up to some metres. An upward-coarsing trend can often be observed within the beds. The Mány Formation occurs either as a continuous development from the Eocene rocks of the basin facies or overlaps formations older than Oligocene. In the western deep zone of the Oroszlány brown coal basin and in the Oroszlány–Bokod–Pusztavám area, it laterally interfingers with the Csatka Formation. In the lower third of the succession, at the basal part of the formation, local coal-bearing beds may occur. The MOGYORÓS m MEMBER ( mOl1) — mmOl — is made up of brown coal, coaly clay and mollusc-bearing marl (GYALOG, BUDAI eds 2004). In the northwestern foreland of the Vértes the formation can be traced up to the Oroszlány–Kocs–Nagyigmánd area, where its exact thickness is unknown. Fossils and the age of the formation. In the predominantly brackish-water facies which occur in the lower part of the succession Polymesoda convexa, Tympanotonus margaritaceus, Potamides and Pirenella species are significant (“Cyrena beds”). The fresh-water interbeddings contain a Brotia–Viviparus assemblage. In the “Pectunculus sand” facies occurring in a higher stratigraphic position Glycymeris (Pectunculus) obovatus is predominant. Sedimentary environment. The formation represents a shallow lagoonal facies characterized by the alternation of brackish-water and marine facies. The lower part of the succession is of a transgressive character and indicates the presence of a prevailingly brackish-water facies, whereas in the upper part a marine facies becomes predominant.

NEOGENE MIOCENE LOWER MIOCENE Eggenburgian(?)–Ottnangian sv SOMLÓVÁSÁRHELY FORMATION ( M1)

Previously, the formation was known as “Helvetian gravelly sediments” (JÁMBOR, KORPÁS 1971), “Helvetian redeposited terrestrial gravel and silicified conglomerate, sandy clay with variegated clay intercalations, petrified tree trunks (KÓKAY in DEÁK ed. 1972, p. 160), and “Csatka Pebble Formation, Noszlop Browncoal-bearing Member” (KORPÁS 1981). The formation comprises sediments (gravel, sand, silt, clay, variegated clay with coaly clay–argillaceous lignite and bentonitic clay interbeddings) of continental-fluvial and -freshwater marsh facies (SELMECZI 1989). Sediments belonging to this formation were transsected by several boreholes (e.g. Kocs–3, –4, –5, Csép–1) located outside the mapped area in the northwestern foreland of the Vértes Hills. These sediments can be found overlying the Csatka Formation. Since the separation of the two lithosratigraphic units in borehole sections is problematic, the presence of the Somlóvásárhely Formation in the northwestern foreland of the Vértes belonging to the mapped area, is only presumable.

Karpatian f FÓT FORMATION ( M1)

In the southeastern foreland of the Vértes, Karpatian deposits of marine facies can be assumed. Beyond the mapped area, in the vicinity of Gyúró, marine Karpatian sediments have been found. Borehole Alcsútdoboz Ad–3, which was deepened northwest of this village, intersected a “Bryozoa–Balanus-bearing” succession made up of pebbly limestone,

260 conglomerate, sandstone and sand. It also yielded a rich Pectinidae fauna (KÓKAY 1988). The succession unconformably overlies the Oligocene. Karpatian marine deposits of the same facies are also known from borehole Gyúró–1.

LOWER–MIDDLE MIOCENE Karpatian–Badenian pe PERBÁL FORMATION ( M1–2)

The Perbál Formation is composed of terrigenous clay, variegated clay, bentonitic clay, clay marl, sand and gravelly sand with tuff and tuffite interbeddings. The Perbál Formation rests with erosional and angular unconformity upon the Mány Formation. The upper, 5m to 30m thick, highly oxidized section of the Oligocene succession indicates that the deposition of the first Miocene sediments was preceded by a long terrestrial period (JÁMBOR 1977, KÓKAY 1989). In the Mány basin, the Perbál Formation is conformably overlain by the Upper Badenian Szilágy Clay Marl Formation, or unconformably overlain by a cover sequence made up of Sarmatian sediments. The formation could be detected in the vicinity of Fehérvárcsurgó, and its occurrence is presumable at the northeastern border of the mapped area, in the Mány basin. (Its thickness in borehole Mány M–4, located outside the mapped area, was 46 m.) Fossils and the age of the formation. The formation is poor in fossils. Leaf imprints from the foliage of trees and infillings of worm tubes are characteristic. Sponge spicules and foraminiferans (which give no indication of age) re- deposited from older sediments are mentioned by JÁMBOR (1967, 1977). Due to the lack of age-marker fossils the chronostratigraphic classification is based on pyroclastic intercalations. The latter can be correlated with the “Middle Rhyolite Tuff” (Tar Formation), and the andesite tuff interbedding observed in borehole Perbál–6 (Mány Basin) and derived from the explosion that took place in the Börzsöny–Visegrád mountains. The deposition of the Perbál Formation may have taken place during the early and middle Badenian; a part of the unit may have been deposited in the Late Karpatian. Sedimentary environment. The formation is of continental origin. It was deposited in a shallow, freshwater — temporarily brackish water — environment, which occasionally was completely dried out.

MIDDLE MIOCENE Badenian b BADEN FORMATION ( M2)

The Baden formation is made up of grey, greenish-grey clay and clay marl, (and, locally, sand), and another characteristic is that in some places it is enriched with mollusc and foraminiferan fauna. The presence of the formation can be presumed in the southeastern margin of the mapped area. Uncertain data for the occurrence of the Baden Formation are available from borehole Csv–18 drilled near Vál (which is located outside the area examined), (GYALOG, HORVÁTH eds 2004, p. 215). According to the foraminiferal investigations of SCHRÉTER and MAURITZ (1952, p. 251), in borehole Lovasberény Lb–II the underlying beds of the Pannonian sediments —made up of grey clay and sandy clay— possibly belong to the “Tortonian” (=Badenian). Similar beds in borehole Lb–III drilled at the southern end of the village have also been classified as belonging to this formation, although their stratigraphic position is uncertain (SELMECZI, KÓKAY in GYALOG, HORVÁTH eds. 2004, p. 88). Fossils and age of the formation. The sandy clay beds of borehole Lovasberény Lb–II contain remnants of Robulus cultratus, R. inornatus, R. sp., Miliolina sp., Textularia carinata, Uvigerina pygmea, Bolivina sp., Triloculina sp., Dentalina filiformis, Gyroidina soldanii, and Globigerina bulloides; echinoderm remnants are also present. All these were identified by SCHRÉTER and MAURITZ (1952). Amphistegina foraminiferans and echinoid spikes were recorded by KORECZNÉ (1968) in the glauconitic sandstone overlying the Oligocene in borehole Csákvár Csv–18. Sedimentary environment. The Baden Formation is an example of an open marine basinal facies. In the neighbourhood of the studied area, boreholes drilled in the Little Plain transsected the formation to a thickness of several hundred metres. This unit can also be distinguished in the successions of the Várpalota Basin.

h HIDAS LIGNITE FORMATION ( M2)

The Hidas Formation is known from some boreholes drilled near Fehérvárcsurgó. Its sediments developed in this area and they can be correlated with those of the Várpalota Basin: both the lignite-bearing succession (Várpalota Lignite Member) and the alginite-bearing succession (Loncsos Alginite Member) can be distinguished (descriptions of the

261 members can be found in GYALOG, BUDAI eds. 2004). The formation overlies Eocene rocks, the Perbál Formation and the Baden Formation. It is overlain by the Gyulafirátót Formation. In the vicinity of Fehérvárcsurgó the thickness of the formation is about 20 metres; in borehole Fcst–5 it is 27.3m. Fossils and the age of the formation and sedimentary environment. Fossils with stratigraphic value from the succession of Fehérvárcsurgó Fcst–5 borehole, are unknown. The underlying and overlying formations and data concerning analogous sediments in the Várpalota basin (KÓKAY 1967, 1996) suggest that the age of the formation is late Badenian. Badenian successions at Fehérvárcsurgó can be correlated well with similar sediments of the Várpalota basin. Based on the mollusc fauna, the coal measures and the thick alginite-bearing succession are of freshwater origin (KÓKAY 1996, 2006); the possible age of the sediments at Fehérvárcsurgó is also late Badenian.

sz SZILÁGY CLAY MARL FORMATION ( M2)

In the geological build-up of the area examined, the Szilágy Formation plays a subordinate role. Based on uncertain data, its occurrence can be presumed at the edge of the Mány Basin in few boreholes. The grey, greenish-grey foraminiferan and mollusc bearing clay marl (“Turritella-Foraminifera clay marl”) unconformably overlies the Mány Formation, and is covered by the Kozárd Formation. In boreholes located in the mapped area, its thickness — according to uncertain data of descriptions — ranges from 35 to 62 metres (Mány M–24: 61.2m). The deposits exposed by the drillings and consisting predominantly of sandy clay marl, sand and sandstone, locally contain poorly preserved marine mollusc remnants. The age of the formation is considered to be late Badenian. The deposition took place in a nearshore open-marine environment (shallow neritic zone).

l LAJTA LIMESTONE FORMATION ( M2)

The Lajta Formation is made up of shallow marine limestone, corallinacean limestone, mollusc-bearing corallinacean limestone, calcarenite and calcareous limestone. Locally, in the limestone succession of the Mány basin there is evidence of thin dolomite beds. In the area examined, the formation overlies the Middle Miocene terrestrial deposits (Perbál Formation) or discordantly overlaps the basement. It is covered by Sarmatian beds (i.e. of the Kozárd and Tinnye Formations). l In the mapped area the RÁKOS MEMBER of the Lajta Formation can be found ( rM2). The geological composition of the area is characterized by the subordinate occurrence of Badenian calcareous sediments; they are known only from successions in the vicinity of Alcsútdoboz, and from borehole Gyúró–1 (which is located outside the mapped area). Fossils and the age of the formation. Samples examined by GY. LELKES and derived from the borehole successions of the Mány basin, contained no red algae (LELKES personal communmication). The microfauna recovered from the strata frequently contains benthic foraminiferans (among others Peneroplis, Borelis and Miliolina species), whereas in the macrofauna molluscs, bryozoans, echinoderms, decapods and Ditrupa remnants are predominant. Based on the investigations carried out by KÓKAY (1969) the limestone beds transsected by borehole Gyúró–1 yielded the following fauna: Miliolidea sp. (frequent), Borelis melo, Calliostoma sp., Theodoxus pictus, Rissoa sp., Cerithium europaeum, C. crenulatum communicatum, Cerithiopsis sp., Hinia sp., Conus sp., Bulla sp., Glycymeris obtusata, Modiolus sp., Taras rotundatus, Trachycardium multicostatum, Venus tauroverrucosa and Gastrana fragilis. The deposition of the Rákos Member of the Lajta Limestone Formation took place during the late Badenian. Sedimentary environment. The main bulk of the Lajta Limestone Formation represents a shallow marine, nearshore facies which occurred in conditions of normal salinity, whereas the uppermost beds existed in an environment of brackish- water.

Sarmatian k KOZÁRD FORMATION ( M2) — kM2

Successions belonging to the Kozárd Formation are composed predominantly of: grey, greenish-grey clay marl; silty clay marl; micaceous, fine-sandy silt and, subordinately, of calcareous marl, sand, loose sandstone, and (locally) with clayey lignite stringers or intercalations. Certain successions contain diatomaceous clay marl, and laminated Cystoseirites-bearing and bryozoan marl (Mány Basin). The formation is generally well-bedded. Mollusc remnants embedded in the rock, frequently occur parallel to the

262 bedding plane; bivalve species frequently occur with both valves having been preserved. Locally, shell fragments washed together on the bedding planes (coquina) can be observed. The clay marls frequently show atectonic deformation and mud flow-patterns. The Kozárd Formation overlies the eroded basement or older Miocene deposits. In several boreholes its alternation with the Tinnye Formation can be detected, and the Kozárd Formation is often overlain by the latter (Mány Basin). The Kozárd Formation is also overlain also by Pannonian beds (belonging to the Csákvár Clay Marl Formation, and the Somló and Zámor Formations) and by Quaternary sediments. In successions of the Mány basin the maximum thickness of the formation exceeds 100 m. Fossils and the age of the formation. Sedimentary environment. The macrofauna is dominated by Cardium–Abra, Cerithium–Hydrobia, and Musculus–Ervilia–Hydrobia associations. Characteristic taxa are the following: Cardium vindobonense, C. latisulcum, Musculus sarmaticus, Abra reflexa, Cerithium rubiginosum, Pirenella picta, and Hydrobia frauenfeldi. In certain beds Irus, Mactra, Mohrensternia, Rissoa and Calliostoma species are also frequent. The microfauna is represented by a foraminiferan fauna of low species number, but high specimen number. Species belonging to the Elphidium, Miliolina and Rotalia genera are also frequent. The beds of the Kozárd Formation were deposited in a brackish-water marine environment.

bj BUDAJENŐ FORMATION ( M2)

The formation is composed of a laminated silt–silty clay marl–marl succession containing dolomite-, sulphur-, gypsum and anhydrite nodules, stringers and layers. In its type area it can often be found at the base of the Sarmatian, but it can also be observed interfingering with Sarmatian marine sediments (Kozárd Formation). In the vicinity of Vértesacsa, it is overlain by the Lower Pannonian (Upper Miocene) Csákvár Clay Marl Formation. There was no evidence of the bedrock in the two boreholes that have been deepened in this area. In successions near Vértesacsa, the thickness of the formation (together with sediments belonging to the Kozárd Formation) is about 70 m. Fossils and the age of the formation. In its type area its chronostratigraphic position was established on the basis of its interfingering with beds of the Kozárd Formation. Based on this, the Budajenő Formation is classified as belonging to the Sarmatian. Sedimentary environment. The beds of the formation were deposited in a lagoonal environment that developed along the margins of the hills. Sediments indicate that hypersaline environmental conditions existed.

g GYULAFIRÁTÓT FORMATION ( M2) — gM2

The formation is made up of greenish-grey or variegated clay with calcareous mud content and calcareous concretions, bentonitic clay, silt, sandy silt, sandstone, pebbly sandstone, gravel and conglomerates (Plate VIII, 4). The formation unconformably overlies the basement and also Eocene rocks. In the vicinity of Söréd and Csákberény it usually overlies the Csatka Formation. In the area examined it is generally overlain by Pannonian s.l. (Upper Miocene) sediments or Sarmatian brackish-water sediments (i.e. of the Tinnye and Kozárd Formations); it interfingers with the latter. In some successions the unit is covered by Quaternary formations. In the mapped area the formation can be traced from the Mór Trough up to the Zsámbék basin. Its thickness is some tens of metres. Fossils and the age of the formation. The formation lacks age-marker fossils but due to its interfingering with brackish- water deposits which contain age-indicator fauna, the deposition of the formation can be assigned to the Sarmatian. Sedimentary environment. The Gyulafirátót Formation consists of sediments of fluvial, lacustrine and paludal facies and, subordinately, of deltaic facies. The river channel facies is represented by gravel, conglomerates, sandy gravel and sand, whereas the floodplain facies contains variegated clay, clay with calcareous concretions, bentonitic clay and silt. The floodplain-estuary facies is represented by the locally occurring lignite stringers and coaly clays. In transitional successions towards the deltaic facies, brackish-water interbeddings of the Tinnye and Kozárd Formations can be observed.

t TINNYE FORMATION ( M2) — tM2

The main bulk of the formation is made up of grey, whitish-grey, yellowish-grey biogenic limestone, i.e. mollusc- bearing coarse limestone, oolitic limestone, Cerithium limestone (Plate VIII, 5 and 6). Mollusc-bearing sand and calcareous sandstone are also characteristic. In general, the formation overlaps the basement with a calcareous conglomerate.

263 In the Mány basin it develops from the sediments of the Kozárd Formation, and on the margins it unconformably overlies the basement. Depending on facies conditions it is frequently covered by the Kozárd Formation. In several successions it is overlain by Pannonian (i.e. Csákvár Clay Marl and deposits from the Somló and Zámor Formations) or Quaternary deposits. It can be traced on the surface along the coast of the Sarmatian sedimentary basins in the Mány area and in the southeastern foreland of the Vértes Hills (i.e. in the vicinity of Felcsút and Vértesboglár). Fossils and the age of the formation. In the macrofauna — characterized by low species numbers and high specimen numbers — Cardium, Irus, Mactra and Cerithium species are dominant. In sediments showing reef-like features, bryozoans and worms (Spirorbis, Hydroides) become predominant. The microfauna is more frequently represented by a Miliolina–Elphidium benthic association. Alongside the two genera mentioned, Nonion and Cibicides also occur with higher specimen numbers. Sedimentary environment. The sediments of the formation were deposited along the coast of a brackish-water sea, as well as in marginal lagoons under hypersaline conditions. The limestones in the Mány basin represent the supratidal, intertidal and subtidal facies of the inner shelf. The latter is characterized by a restricted circulation, and the inner barrier and barrier bar environments of the outer shelf in the open sea (LELKES in JÁMBOR et al. 2003).

gv GALGAVÖLGY RHYOLITE TUFF FORMATION ( M2)

The formation comprises rhyolite- and dacite tuff and bentonitic tuffite intercalations, which can be observed mainly in the lower third of the Sarmatian sequence. In most cases the tuff is present in some-tens of centimetres-thick interbeddings in the Sarmatian succession (Mány Basin). The formation is known from the Mány and Bicske basins, as well as in the vicinity of Csákvár. Its average thickness is some tens of centimetres. Age. The radiometric age of the “Upper Rhyolite Tuff” is 13.7+0.8 Ma (HÁMOR et al. 1980). Its chronostratigraphic position can be assigned to the lower third of the Sarmatian. Sedimentary environment. The Galgavölgy Formation is characterized by its a wide territorial extent in Hungary. The fine volcanic ash was transported by wind into the sedimentary basins.

UPPER MIOCENE

Stratigraphic correlation between the near sore and pelagic Pannonian formations is shown in Figure 55.

y “POROSERDŐ DEBRIS” (M3 ) — M3y

In boreholes (chiefly in Gp-marked boreholes) drilled in the Gánt basin, in several cases, coarse debris and breccia of a considerable thickness and comprising dolomite clasts were transsected above the Triassic dolomite. The dolomite debris appears between the Triassic basement and the Vértesacsa Formation mainly in the eastern and southeastern part of the basin. Its maximum thickness is 46.2m in borehole Gp–365. Based on the descriptions, the dolomite debris can hardly be distinguished from the bedrock; it comprises in situ weathered, eluvial deposits. Its age is uncertain and it can only be estimated. The most common conception is to consider it as the basal bed of the Vértesacsa Formation. Nevertheless, in some boreholes it is not yet clear whether the overlying deposits belong to the Vértesacsa or the Tihany Formation. Therefore, it is classified as a “Pannonian” formation, representing an older lithologic unit than the Tihany Formation. Considering the Late Miocene geologic history of the Vértes, its older “Prepannonian” age cannot be excluded and thus it can be regarded as a part of the Gyulafirátót Formation. It was named after the Poros-erdő (Poros Forest) located Northeast of Gánt, where a lot of Gp-marked boreholes were drilled and cut the formation.

ő ŐSI VARIEGATED CLAY FORMATION ( M3) — őM3

The Ősi Variegated Clay Formation can be found at the base of the “Pannonian” succession. It overlies the Triassic or Eocene rocks with erosional unconformity, and it may have developed from the Sarmatian Gyulafirátót Formation continuously. It is overlain by the Csákvár Clay Marl Formation and younger Pannonian formations may also occur above it. The greater part of the deposits, which belong to the formation is pelitic. It comprises predominantly grey layers with

264 yellow mottles, as well as green, greenish-grey and frequently variegated beds. Beside clay deposits clay marl, silt, sandy and pebbly clay, and sand beds are frequent. Its texture is often brecciated, and it shows angular jointing and granular or nodular characteristics. Desiccation cracks, and crack-infillings composed of gypsum and rootmarks are characteristic. Layers are generally penetrated by unctuous sliding planes. Its carbonate content is represented by tiny (2mm – 30mm), white or yellowish-white concretions in the beds. According to JÁMBOR (1980) the Ősi Variegated Clay is an upward-fining succession; pebbles and pebbly sand are characteristic of its lower section. The pebbles are made up of quartz, quartzite, chert, and occasionally weathered, green phyllite also occurs. The size of the pebbles ranges from 2mm to 10mm. In some of the boreholes that were drilled at Magyaralmás (Ma–129, –130, –131) the succession starts with a basal bed comprising clayey dolomite debris. Its thickness ranges between 1m and 9m. The maximum thickness of the Ősi Variegated Clay in the Mór Trough is about 90m. Fossils and the age of the formation. Due to the lack of fossils, the age of the Ősi Variegated Clay could only be determined the underlying and overlying beds. It is overlain by the Csákvár Clay and — in the Fehérvárcsurgó area — the quartz sand (i.e. that was classified as belonging to the the Kálla Formation by JÁMBOR 1980). According to JÁMBOR (1980) the terrestrial beds overlying the Csatka Formation in the Mór Trough may fill the succession from the older part of the Miocene up to the “Upper Pannonian” Kálla Formation. Sedimentary environment. The Ősi Variegated Clay represents a typical nearshore–terrestrial facies which could have developed only at the margins of the sedimentary basin, indicating the closeness of the subaerial terrain.

z ZÁMOR GRAVEL FORMATION ( M3) — zM3

The formation is built up of sand, pebbly sand and (rarely) of clayey or silty sand beds. Its colour is usually grey, whitish- grey or yellowish-grey. The formation is characterized by generally loose, predominantly fine-grained and generally muscovite-rich sand. Based on borehole descriptions it is generally well-sorted. In sections located relatively far from the shore it is usually calcareous. Contrary to its name, it is made up predominantly of sand beds. Gravel is subordinate and in fact gravel beds are quite rare. The gravel fraction is present mostly in the pebbly sand beds. The size of the pebbles normally does not exceed 3cms; the most frequent grain-size ranges from 0.5cm to 1.0cm (JÁMBOR 1980). Quartz, quartzite and chert pebbles are predominant. Occasionally, dolomite pebbles and clasts are present in the basal beds of the lower part of the formation, which covers the Middle–Upper Triassic dolomite (e.g. Csv–21). The underlying rocks of the formation are frequently represented by “Prepannonian” formations, nevertheless in some boreholes it overlies the Ősi Variegated Clay. It is overlain by the Csákvár Clay Marl Formation and in some cases it can be found within the beds of the Csákvár Clay Marl. Its thickness is about 10 to 20m. Fossils and the age of the formation. The Zámor Gravel Formation is poor in fossils. In the vicinity of the area studied (Tinnye), Congeria ornithopsis was mentioned by JÁMBOR (1980) as a characteristic faunal element. It is the name-giving taxon of the oldest horizon in the littoral molluscan zonation (MAGYAR et al. 1999b). The reddish-brown, slightly horizontally bedded sand — which overlies the cross-bedded sand in the vicinity of Magyaralmás — yielded the following vertebrate remnants: turtle shell fragments, tooth and a jaw fragments of pigs (KORDOS, personal communication). Sedimentary environment. The delta-plain, shallow shore depositional environment of the Zámor Gravel corresponds with that of the Kálla Gravel; the latter was accurately studied in the Balaton Highlands and in the Southern Bakony. The occurrence of the Zámor Gravel in the surroundings of the Vértes indicates source areas which were independent from the northwestern source area, and which were responsible for the filling up of the Pannonian Basin of the Transdanubian region.

c CSÁKVÁR CLAY MARL FORMATION ( M3) — cM3

c *ZSÁMBÉK MARL MEMBER (zM3): The Zsámbék Marl can be distinguished from the other sediments of the formation based on its 1-11 rhyodacite tuff interbeddings, the thickness of which ranges between 1mm – 150mm. c *CSÁKVÁR CLAY MARL MEMBER (cM3): It is made up predominantly of grey, light grey clay marl, clayey-marly silt comprising thin silt, fine-grained sand and huminitic clay intercalations. In the lower section light grey, greyish-white diatomite layers can also be observed in some boreholes (HAJÓS 1971, JÁMBOR 1971). The beds have laminated or conchoidal fracturing. Fibrous pyrite concretions frequently occur in the rock. The underlying rocks show a great variety. The formation overlies “Prepannonian” formations and also the Ősi Variegated Clay and Zámor Gravel. In the internal part of the Zámoly basin located between the Vértes and the Velence Hills, it conformably overlies the Sarmatian Kozárd Formation. It is overlain generally by the Kálla Gravel or the Somló

265 Formations, and occasionally by the Csór Silt Formation. c STRÁZSAHEGY LIMESTONE MEMBER (sM3): The Strázsahegy Limestone comprises greenish-white, unbedded calcareous marl and (subordinately) white compact limestone beds. The limestone and calcareous marl layers are both characterized by rootmarks. c *CSÓR SILT MEMBER (rM3): The Csór Member is made up of grey, light grey silt, which is thinly-bedded and shows conchoidal fracturing. The beds may contain fine muscovite mica in medium quantities. Scattered quartz pebbles may also occur. The whole member is characterized by lebensspurren. The Csákvár Clay Marl is a significant formation of the southeastern foreland of the Vértes. Its thickness varies from area to area with the maximum thickness being about 130m. The Csór Silt is present all over in the vicinity of the Vértes; usually its thickness is about 30m. Fossils and the age of the formation. In the southeastern foreland of the Vértes, the mollusc fauna of the “Lower Pannonian” deposits belonging to the Csákvár Clay Marl were studied and determined by TÓTH (1971). He described 30 species from the bed belonging to the formation. Based on his investigations on the distribution of the frequent and abundant species, he distinguished three horizons: lower or Melanopsis-bearing horizon, middle or Parvidacna tinnyeana horizon and an upper horizon characterized by Dreissenomya cf. aperta. He referred to the two upper units as the “Congeria czjeki zone”. Based on the determinations of Széles he described the most frequent ostracod species collected from the borehole cores. In the coquina bed transsected between 387.8m and 388.0m in borehole Z–2, Congeria ornithopsis juv. are present (KORPÁSNÉ in KORPÁS 1970). Based on the latter, this section of the succession belongs to the oldest littoral mollusc zone. Between 398.5 and 399.2m from the surface the succession yielded specimens of the species Congeria scrobiculata, and Orygoceras cf. filocinctum (KORPÁSNÉ in KORPÁS 1970). According to macroscopic descriptions, the section between 429.1 and 431.0m contains Congeria banatica; however, no macrofaunal determination has been made from this bed. Fossils of the Csákvár Clay Marl Member in borehole Csv–1 drilled near Lovasberény include: Mollusca (based on the manuscript/report of F. Bartha): Congeria czjzeki, Gyraulus radmanesti, Hydrobia sp., Lymnocardium secans, L. sp., L. nov. sp.?, Melanopsis bouei sturi, and Paradacna abichi var. Among the fossils Pectinaria sabulosa presence of trace fossils (JÁMBOR 1980) should be emphasized; these are characteristic of the formation and occur in large numbers, especially in the Csór Silt. The Forms most frequently occurring in the Csákvár Clay Marl were described as Pectinaria ostracopannonicus by JÁMBOR, RADÓCZ (1970) Based on the organic-walled microplankton zonation made by SÜTŐNÉ SZENTAI (1991), the Csákvár Clay Marl Formation ranges from the pannonicus Zone through the oblongus zone up to the pecsvaradensis Zone. Based on the studies of MAGYAR et al. (1999b) the age of these zones ranges from 12 Ma to 10.5 Ma. Sedimentary environment. The Csákvár Clay Marl was deposited in the small basins derived from the articulated morphology of the marginal area of the hills. In the off-shore areas the heteropic Endrőd Formation of basinal facies can be found. The diverse lithology of the Csákvár Clay Marl, the huminitic clays, thin lignite intercalations and the pedogenic characteristics of the Strázsahegy Limestone indicate a nearshore environment. Microplankton and sporomorph data derived from the Felcsút exposure indicate that the environment was relatively unsettled. Based on the studies of SÜTŐNÉ SZENTAI, SELMECZI (2004), the fossil-assemblages of the two samples are separated from each other by a 2-m-thick succession and indicate different salinity and different distance from the shore. Based on the investigations of diatom-assemblages HAJÓS (1971) described a brackish-water environment and estimated that the water depth may have been about 60m. Sedimentation may have taken place in a relatively restricted/closed part of the basin bordered by the Eastern Bakony and the Gerecse (?)–Pilis–Buda Hills, or in an inlet.

k KÁLLA FORMATION ( M3)

k *KÁLLA GRAVEL MEMBER (klM3) — klM3

The member is built up of brown and light grey fine-grained and coarse-grained sand (Plate IX, 2–4). Sorting is variable; besides the well-sorted beds, argillaceous sand beds are also frequent. Several drillings have not transsected any gravelly layers at all. The proportion of the gravelly layers compared to the total thickness of the member is relatively small. The composition of the pebbles is quartz and quartzite; their maximum size in the boreholes is 15mm. In numerous boreholes pebbles occur in the lowermost, argillaceous sand beds of the formation. In the sandpit at Porkoláb-hegy (Porkoláb Hill) — located 3.5km to the NNW of Vértesboglár —, a 10m to 12m-thick sand, gravelly sand, sandy gravel bed was exposed (Figure 56; Plate IX, 4). The gravelly sand is cross-bedded, horizontally bedded, and the lower part (which contains gravel lenses) is overlain by horizontally-bedded sand. It is underlain by the Csákvár Clay Marl and in the western part of the area the Ősi Variegated Clay also occurs. It is overlain by the Somló Formation and (locally) it can be presumed that the Tihany Formation is present. Its thickness usually ranges from 10m to 20m.

266 k *KISBÉR GRAVEL MEMBER (kM3) — kM3

This is made up of gravel and, sand and comprises a different composition of the two components. In outcrops it has a limonite-stained yellowish-grey colour; yellowish-brown, brown, black, and (subordinately) greenish stringers frequently occur in it, with a thickness of some centimetres. The gravel shows “pea-gravel” characteristics. The grain-size of the sediment ranges generally from 3mm to 6mm. It is well-sorted; pebbles larger than 1cm are subordinate. Grains are better rounded than Oligocene and Lower Miocene pebbles. They are formed from white and grey quartz, lydite and, subordinately, chert pebbles and a yellowish-brown, red and white crust can also be observed. The matrix between the pebbles is made up of small- to coarse-grained, moderately to poorly-sorted sand. The material of the sand is predominantly quartz; additionally magnetite, garnet, pyrite and epidote occurs in it (BERNHARDT et al. 1974). In each case the Kisbér Gravel overlies the clay–sand–gravel succession of the Oligocene Csatka Formation and the gravel of the Lower Miocene Somlóvásárhely Formation with erosional unconformity. The upper part of the succession is grey, well-sorted, fine-grained sand, and grades into the overlying Szák Clay Marl, showing a gradual fining-upward trend in grain-size. The thickness of the member ranges from 6m to 15m. Fossils and the age of the formation. In the cut of the road towards the cemetery hill East of Kömlőd, the sand belonging to the Kisbér Gravel is exposed to a maximum thickness of 2.5m. It yields a large number of Congeria partschi, C. czjzeki, C. sp., and Lymnocardium secans, L. sp. remnants. The reddish-brown, slightly horizontally-bedded sand near Magyaralmás yielded fragments of a turtle shell (which have not yet been identified exactly), and a jaw fragment belonging to a Suidae. The formation redeposited from the saltwater sediments and exposed in the episodically mined sand and gravel pit located North of Csákvár, on the eastern side of the road to Környe, has yielded shark teeth and the worn tooth remains of bony fish (Sparidae). According to the palaeontological and stratigraphic investigations the Kálla Gravel Formation — like the Kisbér Gravel — represents the upper part of the Conjungens Zone of the Late Miocene littoral molluscan zonation (MAGYAR et al. 2000). This agrees with the age of the overlying Szák Clay Marl (Paradoxus Zone) determined by SÜTŐNÉ SZENTAI (1991). Sedimentary environment. The accumulation of the Kisbér Gravel is due to the abrasional action of the lake which rapidly invaded the flat, belted-outcrop plain, and is also a result of nearshore currents and the developing deltas of watercourses running into the lake.

S SZÁK CLAY MARL FORMATION ( M3) — SM3

The characteristically homogenous Szák Formation comprises clay marl and silt and their various transitional rock types. It is grey but it has a bluish tint when wet. Due to oxidation, near the surface, its colour turns into a limonite-stained yellowish-brown colour. It is laminated but the finer-grained variants are characterized by laminated–conchoidal fracturing. Generally, it is well-sorted. In the more argillaceous parts tiny mica flakes — usually in moderate quantities — are embedded in the material and positioned parallelly to the cleavage planes In each case it conformably overlies the Kisbér Gravel, from which it develops with a gradual upward-fining trend. Stratigraphically its cover-beds belong to the Somló Formation. The overlying formation develops from it with a gradual coarsening of the average grain size, and shows cycle-start patterns with an increasing quantity of sand. Its maximum thickness in the study area is about 100m. Fossils and the age of the formation. The Szák Clay Marl yields a medium quantity of characteristic molluscs. The following taxa (derived from the clay pit of the Kisbér brick factory) were determined by HALAVÁTS (in HORUSITZKY 1912): Valenciennesia pauli, Planorbis tenuistriatus, Lymnocardium triangulatocostatum, Lymnocardium fragment (similar to L. schmidti), and Congeria sp. STRAUSZ (1951). Besides the above mentioned taxa the presence of Congeria czjzeki M. Hörn., C. partschi Cžjž., Lymnocardium abichi, L. cf. lenzi, L. kosiciforme, and Valenciennesia reussi were also detected by the same person. The exposure yielded Congeria zsigmondyi and Lymnocardium secans bivalves, too. The clay of the brick factory near Kisbér yielded the remains of a pair of horn-cores and a metatarsal belonging to an antelope; it was described as a new taxon by KRETZOI (1976), and named as Pliodorcas splendens (inventory number: MÁFI V.10898). Based on the studies of JÁMBOR (1980) the trace fossil Spirosiphonella pannonica occurs in significant masses in a 20–30cm-thick bed in successions near Tata, and this bed is appropriate for correlation (“Kocs Bed”). Based on the organic-walled microplankton zonation (SÜTŐNÉ SZENTAI 1991), the deposition of the Szák Clay Marl in the western foreland of the Vértes took place in the Paradoxus Zone. According to the investigations of MAGYAR et al. (in press) the accumulation of the Szák Clay Marl in the area finished about 8.9 Ma ago. According to traditional biostratigraphy the Szák Clay Marl can be classified into the upper part of the

267 Lower Pannonian and it is characterized by the Congeria czjzeki – Congeria partschi assemblage In line with the correlation of MAGYAR et al. (1999b) the younger half of the “czjzeki Zone” is coeval with the paradoxus zone. Sedimentary environment. The Szák Clay Marl Formation comprises sediments which were deposited in an open epicontinental sea – delta environment. Its facies is shallow-sublittoral. In areas of open water it gradually passes into the Algyő Formation, representing a deeper slope facies, and perhaps, into the Endrőd Formation of a deep-water facies. In the northwestern margin of the Transdanubian Range it can be traced in a several-km-wide stripe (JÁMBOR 1980).

d DIÁS FORMATION ( M3) — dM3

The Diás Formation is made up of well-rounded gravel (Figures 57 and 58) and conglomerate or breccia (Figure 59 and Plate IX, 5–6). Moving away from the shore area, it gradually passes into pebbly sand, and then it pinches out. Occurrences in the Vértes are dominated by very well-rounded dolomite pebbles and conglomerates, and subordinately dolomite breccia. Its spatial extension is mainly in connection with the Late Miocene synsedimentary tectonic movements. Gravel, conglomerate and breccia beds are cemented on the steps on fault scarps, and in the vicinity of the latter (FODOR et al. 2004, CSILLAG et al. 2005). In these areas, on the steep surface, the sediments of the Diás Formation can be traced in a several tens of metres vertical extension. They can be observed on the solid rocks located in the tectonically less active or inactive Late Miocene shoreline. In the Vértes, narrow, several metre,, or several tens of metres-wide abrasion platforms can be seen, under which can be found the accumulation of the abrasional gravel derived from local bedrock.. Sediments occurring along the abrasion shoreline comprise both loose, noncemented, and moderately to well-cemented beds. The covering and partly heteropic facies of the Diás Formation comprise the Somló Formation and Tihany Formation. In the basin areas the Békés Formation represents similar facies to the Diás Formation. Exposures of the Diás Formation can mainly be found in the southeastern margin of the Vértes. Its maximum thickness is 3m. Fossils and the age of the formation. The beds of the Diás Formation yielded no fossils. The development of the synsedimentary fault, which triggered its formation, took place after the accumulation of the Kálla Gravel Formation and its beds interfinger with the Somló Formation. The most significant — and internationally recognized —fossil vertebrate fauna of the Vértes was found in the cave named Csákvári-barlang (=Esterházy- or Báracháza-barlang) during the excavations carried out between 1926 and 1953 (KADIĆ, KRETZOI 1926–1927, KRETZOI 1954). At the base of the vertical fissures —which played a role in the formation of the cave and which represents multigenerational speleogenesis (BÁRDOSSY, KORDOS 1989) — in phosphoritic sandy, calcareous marl, the so-called “Hipparion fauna-bearing” deposit can be found. From this sediment 85 vertebrate taxa were identified by KRETZOI (1954). The faunal phase (i.e. biochronological unit) “Csákvárium” denominated by KRETZOI (1959), is characterized by a forest-steppe fauna, with the dominance of Hipparion (Anchitherium did not exist at that time), Cervavitus and Miocene-type deers, as well as Microstonyx and Tragocerina species characteristic of forest habitats. Species of Gazelle from a grassland environment are rare. Besides Hipparion, new immigrants are present in the fauna, such as Parapodemus and Miohystrix; moreover, a hamster (Neocricetodon), which existed from the early Miocene, is also represented. On the basis of the above data, KRETZOI (1969) correlated the fauna from Csákvár with the Congeria ungulacaprea association of the lighter and looser clayey and sandy sediments of the lower member of the upper Pannonian, which was followed by the fauna of the Sümegium. Due to stratigraphic revisions carried out later, the Csákvárium was correlated with the period ranging from 10 to 8.5 Ma and Zone MN 11 by KRETZOI (in KRETZOI, PÉCSI 1982). The most recent taxonomical studies of the vertebrates have made it clear that — especially on the basis of the presence of Parapodemus and the phylogenetic position of the hamster species “Neocricetodon schaubi”, as well as the ecological characteristics of the fauna — it can be correlated with the period ranging from 9 Ma to 8.2 Ma of Zone MN 11. Furthermore, the fauna of the Csákvárium is younger than that of the Sümegium (KORDOS 1992, DAXNER-HÖCK et al. 1997). Magnetostratigraphic studies of rocks comprising the Baltavár fauna provided a more exact chronological classification; formerly, this fauna was thought to represent Zone MN 13, and it was recently classified into Zone MN 12, which ranges from 8.5 Ma to 8.1 Ma and corresponds to Zone C4n (MAGYAR et al. 2007). The stratigraphic correlation of the most important middle and upper Miocene vertebrate faunas and the position of the “Csákvárium” — according to the present knowledge — can be seen in Table 1. From the Congeria ungulacapraea horizon of the sand pit located to the South of the Csákvári-barlang, a tooth of Hipparion sp. was found (Museum of the Geological Institute of Hungary, inventory number: V. 13223). This makes it possible that there is a correlation between the local cave filling and the lacustrine sediments. Sedimentary environment. The smaller proportion of the pebbles is composed of the material of the underlying rocks, whereas the larger part is composed of a coarse load, which has been transported into the surf zone by abrasion and by the areal erosion of the surrounding shore areas.

268 SO SOMLÓ FORMATION ( M3) — SOM3

The cyclic succession of this formation comprises upward-coarsening half-cycles made up of an altermnation of sand–silt–clay marl beds. The thickness of the half-cycles range from some decimetres to some metres. Two-thirds of the succession comprises clay marl and silt layers. Their colour is grey, with a bluish tint when wet, and near the surface they have a limonite-stained, yellowish-grey–yellowish-brown colour. The delicate alternation in grain size has resulted in the occurrence of darker and lighter grey laminae with a thickness ranging from some millimetres to some centimetres. Their presence gives the rock a finely-bedded appearance. The rock has a laminated structure but the clay marl rock types have laminated-conchoidal fracturing. In the silty parts, large numbers of oriented muscovite crystals and less chlorite and biotite crystals could be observed situated parallel to the fracture plane. One-third of the succession comprises sandy deposits. The sandy rock types generally have lighter grey colours than the clayey types. Near the surface they have a yellowish or brownish-grey fade. These types are fine- and small- grained, they are well-sorted, and the grains are poorly rounded. The grains are composed of quartz as well as muscovite, chlorite, more or less chloritized biotite, garnet, epidote, limonite and pyrite. In the northwestern foreland of the Vértes it conformably overlies the Szák Clay Marl, from which it has developed by the gradual increase of sand, thus showing cycle- start patterns. It is stratigrafically overlain by the Tihany Formation. In the southeastern foreland of the hills it is underlain by the Csákvár Clay Marl and locally, the Kálla Gravel. The lower part of the Somló Formation interfingers with the latter; nevertheless, lense-like intercalations of the Kálla Gravel can also be observed in the Somló Formation. The Somló Formation is overlain by the Tihany Formation; however, in most cases it is overlain by the Vértesacsa Formation with an erosional unconformity. In the western and eastern forelands of the Vértes, its thickness increase up to 100–150m from the shores towards the centre of the basin. Fossils and the age of the formation. The sandy beds of the Somló Formation contain a characteristic mollusc fauna. Many of the species are exclusively known from these beds, and these include the following: Lymnocardium varicostatum, the early form of Lymnocardium penslii, Lymnocardium hantkeni, “Lymnocardium” priscae and the early form of Melanopsis caryota. The mass occurrence of Dreissena auricularis and the occurrence of Unio mihanovici are also characteristic. Based on the most frequent taxon, this stratigraphic unit was named Congeria ungulacaprae zone by STRAUSZ (1942), albeit this species covers a larger stratigraphic span. In the western foreland of the Vértes the sediments of this horizon yield a medium quantity of fossils, and this is normally enough for separating it from its underlying and overlying units. Fragments of Congeria ungulacaprae beaks can be found in large quantities on the fields. Complete valves are rare and the ventral rim of the valves is broken. Notwithstanding, their size reaches up to 6–7cm. In many cases other fossils do not occur. The fossil-bearing rocks are generally clay marl and silt. In a ditch located southwest of Nagyparnakpuszta, in borehole cores and in exposures of clastic rocks on the field, it can be observed that the ungulacaprae beaks can be found in large quantities forming 5–20cm-thick beds. Under and above this enrichment of shells they occur only sporadically. In exposures the relatively thin layers have yellowish-brown pigmentation due to limonite. The same fauna can be found in the silty sand exposed in the road cut between Nagyparnakpuszta and Virághtanya. The collection of the Geological Institute of Hungary contains Congeria ungulacaprae fossils from Kömlőd, Környe, Kisbér, Csép and Császár. The large, thin-shelled bivalve collected by LIFFA (1911) in the vicinity of Kocs was described by VITÁLIS (1951) as a new species: Lymnocardium variocostatum. Relatively rich fauna were mentioned from exposures near Kömlőd and Kocs (Duc-tanya, Badacsony-hegy) by HORUSITZKY (1915), SZÁDECZKY-KARDOSS (1938) and STRAUSZ (1951). Well- preserved fossils collected from a sand pit near Szák by HORUSITZKY (1915) and determined by Halaváts can be observed in the collection of the Geological Institute of Hungary. The fossils collected previously and by the present authors are the following: Congeria sp., Dreissenomya unioides, Dreissena auricularis, Lymnocardium penslii, L. apertum, L. hantkeni, Caladacna steindachneri, Euxinicardium schreteri, Melanopsis pygmaea, Goniochilus schwabenaui, Micromelania tricarinata, M. laevis, Gyraulus kimakoviczi, and Valvata kupensis, Radix sp. Exposures in the eastern foreland of the Vértes yielded a rich fossil record. In the collections of the Hungarian Natural History Museum and the Geological Institute the following species can be observed: Congeria ungulacaprae, C. partschi, Dreissena auricularis, Lymnocardium variocostatum, Melanopsis caryota, M. pygmaea, M. fossilis constricta (from the sandpit at Göböljárás near Alcsút); Congeria ungulacaprae, C. partschi, Dreissena auricularis, Dreissenomya sp., Lymnocardium penslii, L. variocostatum, L. cf. apertum, L. hantkeni, Euxinicardium cf. schreteri, Parvidacna sp., Melanopsis caryota (from exposures near Felcsút, such as “Paptói szőlő” and “alsó malom”); Congeria ungulacaprae, Lymnocardium variocostatum, Melanopsis fossilis constricta from Bicske, Congeria partschi, Dreissena auricularis, Lymnocardium penslii, Unio mihanovici, Melanopsis pygmaea, M. caryota from Tabajd, Melanopsis caryota from Csabdi and Lymnocardium penslii from Csákvár. The fauna derived from Csv-marked bauxite-prospecting boreholes, which were deepened in the eastern foreland of the Vértes were studied by TÓTH (1971). According to the present lithostratigraphic classification the succession referred to as

269 “Upper Pannonian beds” by TÓTH belongs to the Somló Formation. A 0.5 to 2.0m-thick sand bed in the upper part of the formation yielded the following species: Dreissena auricularis, D. auricularis simplex, Lymnocardium decorum (according to the published photo: L. ponticum), L. majeri, L. penslii, “L.” priscae, L. vicinum, and Planorbis sp. At the border of the area the Fehérvárcsurgó sandpit can be found. The fauna of the Somló Formation overlying the Kálla Formation was studied by MAGYAR (1992). All over the Vértes the Somló Formation is characterized by the occurrence of Arenicola-bearing beds. Sedimentary environment. The Somló Formation was deposited near the area of the shore in shallow water, on a submerged delta plain. Terrestrial intercalations (palaeosols) occur only rarely. Ripples and arcuate cross-bedding also occur.

t TIHANY FORMATION ( M3) — tM3

This formation comprises a clastic succession with cyclic characteristics and it is made up of clay, clay marl, silt and sand beds, and an alternation of their transitional types. The thickness of the beds ranges from some centimetres to 10–15 centimetres. In most cases the boundaries between different grain-sized beds are sharp; this is why the electric well-log profiles of the drillings show irregular variations. Similar to the Somló Formation, the pelitic sediments of this formation make up two-thirds of the total thickness of the succession. Due to the variability in composition their proportion is not so extreme, ranging from 50% to 80%. The clay marl beds and calcareous silt beds are grey, with a violet tint when wet. Near the surface they are yellowish grey or yellowish-brown. These beds are laminated, although the clay-marly parts have laminated-conchoidal fracturing. Due to fine changes in grain size, the sediments are bedded. In contrast to older Pannonian layers, here (i.e. within the pelitic sediments) non-calcareous clay and silt horizons also appear. These horizons differ in colour: they are greenish-grey and often coloured with organic matter. In these cases their colour is brownish-grey or dark grey. They have conchoidal fracturing and they look grainy and (albeit rarely) nodular. Their thickness ranges from several millimetres to 2 metres and their average thickness is 20 to 40 centimetres. Under these non-calcic beds, in almost every case, a light-grey, significantly calcareous zone can be found and this is rich in carbonate nodules. The thickness of the calcic horizon (i.e. zone of carbonate accumulation) is usually proportional to that of the overlying, non-calcic part of the section. The alternation of zones of eluviation and zones of carbonate accumulation developed due to the former soilification process. Non-calcareous sediments can be observed in the middle and upper parts of the formation, frequently in large numbers. Among the clays coloured with pelitic carbonaceous material coaly clay and woody brown coal stringers can also be seen (albeit rarely). The thickness of the latter never exceeds 1cm. The sandy rock types comprise about one-third of the succession. Their colour is paler than that of the pelites and near the surface they have a yellowish and brownish tint. Generally, they are fine- to small grained, well.sorted and poorly or moderately rounded. The grains are composed of quartz; and beside this quartz muscovite, chloryte, garnet, epidote, potassium feldspar, green amphibole and pyrite also occur. Muscovite and chloryte flakes — the latter occurring locally in very large numbers — make the sand considerably lustrous. Locally the sand is arcuate cross-bedded. In the southeastern foreland of the Vértes Hills the main bulk of the succession of the Tihany Formation is made up of clay, sandy clay, and clayey sand. These often contain deposits coloured with organic matter and containing mollusc fragments. In the internal parts of the hills the Tihany Formation overlies the basement or the Kálla Formation. Nevertheless, in the foreland of the eastern margin of the Vértes, the Tihany Formation can be found in its usual stratigraphic position: i.e. it overlies the Somló Formation. Everywhere there is an erosional unconformity between the Tihany Formation and the overlying sediments. From a stratigraphical point of view its cover-beds are not known in the area. The maximum thickness of the formation in the northwestern foreland of the hills is about 200m to 220m, whereas in the southeastern foreland it is several tens of metres only. Fossils and the age of the formation. The fossils of the Tihany Formation can most frequently be found on the fracture planes of the pelitic rock types. The shells (i.e. those that have been washed together) can be observed in large numbers. The most frequent taxa are the following: Lymnocardium decorum, Melanopsis fuchsi, Dreissena auricularis, Congeria neumayri, Unio mihanovici, Planorbis sp., and gastropods of the Amnicola genus. In significantly less numbers Congeria balatonica, Theodoxus radmanesti, Lymnocardium penslii, Melanopsis sturi and Planorbarius grandis can also be found in the formation. The occurrence of the Lymnocardium decorum shells is frequent. These have a size of 1cm to 2cm, and are escorted by a lot of small shells belonging to the Micromelania, Hydrobia and Amnicola genera and some small Planorbis sp. They can be seen along the fracture planes. The dating process with respect to the Tihany Formation yielded an age of 8 Ma (measured at Tihany). This age is approximately coeval with the deposition of the youngest beds of the Tihany Formation in the eastern foreland of the Vértes and it anticipated the filling up of this part of the Pannonian Lake.

270 Sedimentary environment. Sediments of the Tihany Formation were deposited on the delta plain, in paludal and occasionally fluvial environments. It is a characteristic shoreline and nearshore succession, indicating a shallower sedimentary environment than that of the Somló Formation. In the basin areas a similar sedimentary environment and similar stratigraphic conditions are represented by the succession of the Újfalu Formation (which developed above successions of slope-facies, i.e. the Algyő Formation).

MIOCENE–PLIOCENE v *VÉRTESACSA FORMATION ( M3–Pl1) — vM3–Pl

The Vértesacsa Formation comprises two definitely different successions; they differ both in composition and facies. One of them is built up of coarse clasts occurring in the internal parts of the hills and, partly, of re-deposited red clay (i.e. the Kápolnapusztai Member). The other unit represents an alluvial plane succession deposited in the foreland of the hills (i.e. the Vértesacsa Member). The succession of the *KÁPOLNAPUSZTA MEMBER is made up of re-deposited Pannonian gravel, sand, clay, bauxite, and rock material derived from Oligocene beds, and coarse clasts of Triassic dolomite. It comprises poorly-bedded, yellow, red- mottled beds, characterized by oxidized colours. It often contains calcareous concretions in large quantities. Grains of sand size are composed of quartz, limestone and dolomite. Locally, the clay fraction contains bauxite grains. It overlies Triassic dolomite, Eocene formations and the Csákvár Clay Marl Formation with a sharp unconformity. It is unconformably overlain by Quaternary sediments and the contact is sharp. The sediments of the *VÉRTESACSA MEMBER have larger spatial extensions and thicknesses than those of the Vértesacsa Formation differs significantly from that of the Kápolnapuszta Member. The main bulk of the formation comprises sand, silt and clay beds (Plate X, 1). This indicates an alluvial plane depositional environment with (locally) a few intercalating pebbly sand layers. Palaeosols comprise brownish-grey, greyish-brown, and generally nodular-columnar non-calcareous clay beds (Plate X, 3). Carbonate accumulation zones, 0.2m to 1.0m-thick, have developed under them. Locally, the zones of carbonate accumulation comprise rigid beds cemented with carbonate as well as thinner or thicker zones with loess kindchen-like concretions (Figure 63). The colour of the sand beds of the member is usually light yellow, yellowish-brown, and light greyish-brown. Their grain size usually ranges from small to medium size, although in thin layers and lenses coarse-grained sand and stringers of small- size pebbles also occur (Plate X, 2). The pebbles are predominantly composed of quartz and quartzite; dolomite and limestone pebbles cab also be observed (albeit rarely). The thickness of the sand beds ranges from some 10 centimetres to several metres. Horizontal and cross stratification can be detected (Figure 61; Plate X, 2). The thicker sand beds — which are characterized by a thickness of some metres — are cross-bedded and in several exposures trough cross-bedding can be seen. The thickness of the bundles ranges from 20cm to 90cm. These sand beds are the relicts of the former channel-fill deposits and point bars. The sand layers with a maximum thickness of 2 metres and which intercalate with the fine siliciclastics (mostly clay) may have been accumulated as floodplain deposits. In the small basins located in the internal parts of the Vértes Hills, the Vértesacsa Formation occurs on the surface of smaller, tectonically downfaulted blocks. It is made up of red clay containing dolomite clasts (i.e. the Kápolnapuszta Member). Its average thickness is about 10m. A significantly larger area in the eastern foreland of the Vértes is covered by a succession comprising clay, calcareous mud and calcarereous concretions of a fluvial–floodplain facies (Vértesacsa Member). Here, its thickness exceeds 100m. Fossils and the age of the formation. Due to the lack of exact data the age of the Vértesacsa Formation can only be estimated on the basis of the underlying and overlying formations, and conclusions drawn from the denudational horizons. The formation overlies Upper Miocene formations of different ages. On the basis of the afore-mentioned criteria, a denudation period can be presumed to have occurred between the infilling of the Pannonian Lake and the deposition of the Vértesacsa Formation. By the end of this period a belted-outcrop surface had developed and this is overlain by the formation. This denudation period may have come to an end before the end of the Miocene; the deposition of the Vértesacsa Formation may have started in the Late Miocene – in fact, it may even have come an during that period.. The time of the end of its accumulation can only be roughly estimated. The pediment system comprising several horizons with a large territorial extension and which developed in the Vértes Foreland cuts off the rocks of the formation. In the Carpathian Basin the main period of pedimentation was the Pliocene; in the middle of the Pliocene a significant pedimentation took place on the loose sediments (KRETZOI, PÉCSI 1982). The eastern foreland of the Vértes also belonged to this uniform pediment system and thus its development might have been started in the middle of the Pliocene. This indicates the time frames for the accumulation of the Vértesacsa Formation. The most likely age of the fluvial sequence deposited in the foreland of the Vértes is Late Miocene – Early Pliocene. In the mountain region it can be presumed (theoretically) that the younger Pliocene and, perhaps, the Early Pleistocene

271 deposits should be classified into this formation, based on their characteristics. However, at present we have no data in connection with the age of this deposit. Sedimentary environment. The mountain facies of the Vértesacsa Formation is built up of an assemblage of slope sediments, torrential sediments and, probably, fluvial deposits. Its facies is close to that of the tengelic Formation. Nevertheless, based on their ages, the two sequences cannot be correlated. In the fluvial succession deposited in the foreland, both channel facies and alluvial plane facies can be detected. Besides the channel-fill sand bodies and the fine-grained sediments of the alluvial plane, palaeosols also occur and they can be traced over a large area. The 1m –1.5m-thick palaeosols observed in some sections indicate relatively long depositional hiati The thick and frequently well-cemented carbonate accumulation horizons under the strong decalcification levels indicate a drop in groundwater level.

PLIOCENE–QUATERNARY

Fossil vertebrate remains derived from the caves played an important role in the interpretation of the Quaternary evolution of the Vértes. From the yellow clayey fillings containing limestone clasts in the side corridor of the Csákvári-barlang, a rich mammal fauna of the early late Pleistocene age was reported by KRETZOI (1954). Its stratigraphically significant species are the following: Hystrix, Asinus and Dama. Based on these data, this fauna can be correlated with 5a MIS (Marine Isotope Stage), at about 80 kyr, and with the Varbó Phase in the biochronological scheme for the Carpathian Basin. The terrestrial mammal fauna, ranging from 25 ky and 40 ky, which was characterized by the cave bear (Ursus spelaeus) and woolly rhino (Coelodonta antiquitatis) — of the characteristic upper Pleistocene “mammoth steppe” or “Mammuthus- Coelodonta Faunal Complex” (KAHLKE 1999) — was reported by KRETZOI (1954), also from the Csákvári-barlang. Fossils were found in the light greyish-brown cave clay containing limestone debris and underlying the humus layer of the main passage of the cave. With respect to the evolution of the vertebrate fauna in the Carpathian Basin, the vertebrate remains derived from the Csákvári-barlang, both from the loose, yellow clay of early Holocene age (characteristic species: Eliomys quercinus, Spalax sp., Rattus sp., Ursus arctos), and from the black humus layer, which has been deposited since the Neolithic era, yielded important data. These sediments contain the bones of both wild and domesticated animals (KRETZOI 1954). The members of the “Alba Regia Cave Research Group” from Székesfehérvár collected New Holocene fossil vertebrate remains from a few caves located in the Vértes Hills (Nagy-barlang at Gánt, Gánti-barlang, Felső-barlang at Gánt, the caves “Vértes No. 25 and No. 282, Gömbfülkés-barlang at Kápolnáspuszta, caves “Csákvár No. 13/c, 17/a and No. 19” and Lábasbükk cave). The fossil record contained the following vertebrate taxa: Rana sp., Bufo sp., Pelobates sp., Lacerta sp., Ophidia indet., Aves indet., Talpa europaea,Erinaceus europaeus, Crocidura leucodon, Rhinolophus hipposideros, Cricetus cricetus, Apodemus sylvaticus, Glis glis, Myodes glareolus, Microtus arvalis, Spalax sp., Citellus citellus, Lepus europaeus, Canis lupus, Vulpes vulpes, Meles meles, Mustela sp. Martes sp. Felis silvestris, Capreolus capreolus, Ovis seu Capra, Bos sp., and Sus scrofa (KORDOS 1982).

TRAVERTINE (Pl–Qpfm) — fm

A travertine cone (Plate X, 4) made up of reddish-brown calcite and located on the hillside of the Köves-völgy (Köves Valley) was mentioned by PEREGI and KORPÁS (2002). Its appearance differs from the red calcite veins although it can be found in their vicinity. It overlies the surface of the Norian Main Dolomite. The 22m-long and 7m-tall travertine cone has an elliptical layout and is built up of reddish-brown crystalline carbonate laminae with porous zones intercalating them. These laminae make up layers of a thickness ranging from 2 to 50cm, which bow in accordance with the cone-form (Plate X, 5). Locally, botryoidal stalactites occur along the joint surfaces. Based on the petrographic, electron microprobe, trace element and stable isotope analyses of SIKLÓSY et al. (2006), the central part of the spring cone is made up of reddish-brown, elongated or acicular, rhomboedric calcite crystals (“sparic zone”). In many cases these have redissolved and, on the erosional surface, are encrusted by iron-oxide. The marginal part is built up of an alternation of red, micritic zones with iron pigmentation (also having definite zones), and clearer crystalline calcite or porous, fine-crystalline carbonate laminae (the “micritic zone”). Beside calcite, the most common mineral is Fe oxide, frequently accompanied by monazite with a high U and Th content, xenotime, and (in low quantities) cracked zircon. Pyrite, ilmenite, rutile and barite are accessory minerals. Among the trace elements, the U content of the calcites in the travertine cone is noticeably high whereas, in contrast to the analogous data for red calcite veins, oxygene isotope values are lower. Age. Based on data derived from the geochemical analyses of SIKLÓSY et al. (2006), the reddish-brown spring cone in Köves-völgy and the rock debris found in the Vértes Hills (which is similar to the Köves-völgy occurrence) are considered

272 to belong to the same hydrothermal system as the red calcite veins; a Late Cretaceous age has been suggested for the red calcite veins. In this case, the problem is that the age of the Köves-völgy (Köves Valley), as a morphologic form, should also be Late Cretaceous. Given this assumption the valley must have been preserved in an unchanged form throughout 85 million years and throughout several periods of denudation. The tectonic studies of FODOR et al. (2004) pointed out that — based on its geomorphological situation — the development of the present Köves-völgy is in connection with the youngest provable tectonic movement and also with the northern scarp of the Kápolnapuszta Trough (as a rejuvenated, older secondary fault). The latter, together with the southern scarp at Gánt, created a pull-apart basin (i.e. the Kápolnapuszta Trough) along a dextral strike-slip fault during the late Pliocene and the Quaternary. In this case, the age of the formation of the reddish-brown spring cone on the side of the Köves- völgy and in the vicinity of the Late Cretaceous red calcite veins should be considered as Quaternary. Sedimentary environment. Based on the studies of SIKLÓSY et al. (2006) the spring cone in the Köves-völgy belongs to the Upper Cretaceous hydrocarbonate system and represents a product precipitated from solutions at the lowest temperature; this product ascended directly to the surface or into the palaeokarstic cavity. According to KERCSMÁR et al. (2007) the magmatogene primary fluid system —which triggered the formation of the spring cone in the palaeokarstic cavity — may have evolved in connection with the Eocene volcanism. There are several analogies for the freshwater travertine formation, albeit none of them corresponds perfectly to that of the spring cone in the Köves-völgy. Travertine with a spring cone appearance — in a significantly larger extension — is known from the Pilis Hills, and its age is early Pleistocene. Smaller, similar occurrences can be found in the Tihany Peninsula; these are deposits caused by hot springs, developed in the late phase of basaltic volcanism. Spring deposits on hillsides are known from the Bükk Mountains; nevertheless, these show different structure, and their formation is still going on. The Vértes occurrence is different from other well-known occurrences in its composition as well: i.e. it has a fibrously crystalline structure. Such rocks can be detected as calcareous tuff deposits in caves (Baradla, Béke-barlang = Béke Cave).

y SLOPE DEBRIS (gPl–Qp ) — gPlQ

The only exposure of the formation can be found in a smaller quarry, located near the forestry road going to the Fáni- völgy (Fáni Valley). The Triassic dolomite is bordered by a NE–SW-striking fault. In the downthrown southeastern block of the fault dipping at 60–70°, loose dolomite debris of a thickness of 5 to 8 metres occurs beside the dolomite. The debris is slightly bedded and is dissected by smaller troughs, oblique erosional surfaces and beds impregnated with red clay. Along the few-cm-wide fault zone, cm-scale dislocations can be observed in the debris. Concerning the age of the sediments, there are no direct data available. The formation is undoubtedly older than the valley-fill deposits and the slope debris classified into the upper-Pleistocene–Holocene; therefore it is classified into the Pliocene or into the Quaternary.

t TENGELIC FORMATION ( Pl–Qp2) — tQ

The geological mapping revealed the occurrence or the alternation of red clay, rock debris-containing clay and sand. The formation generally occurs upon Triassic basement, nevertheless, in case of the Szárliget occurrence it is presumably underlain by Oligocene sand. A part of the red clays is derived from the redeposition of Eocene or Oligocene bauxites, or is the degraded variant of these sediments. It cannot be excluded, that they can be regarded as young weathering products.

QUATERNARY PLEISTOCENE

FLUVIAL SEDIMENTS (fQpII, fQpIIa) — fII, fIIa

This unit comprises beds of young, Pleistocene terraces, which can be found in certain reaches of larger valleys, and these reaches are located farther away from the mountainous region. In exposures rounded dolomite and quartz pebbles — ranging from 1cm to 3cm — are characteristic; the pebbly beds alternating with sand layers form gravel, sandy gravel and gravelly sand beds. The pebbles are relatively well-sorted, larger sizes than the average are subordinate. The sediments are characterized by different types of stratification. In the gravel pit at Fornapuszta (fQIIa), some beds show gradation, and both matrix-supported and clast-supported beds occur (Figure 64). The sand in the lower part of the succession is slightly bedded or poorly bedded. The exposure near Mór shows a variety of beddings; horizontal bedding and trough cross-bedding can also be observed, and significant washout surfaces can be seen (Plate XI, 1). Fauna is known only from the Fornapuszta gravel pit. Based on the investigations of KROLOPP (personal communication), the presence of Anodonta sp. (Figure 65) in the sand underlying the pebbly beds indicates limnic environment (lake, abandoned channel). The surface of the pebbles often indicates aeolian effects; nevertheless, really characteristic

273 dreikanters are rare. In an abandoned gravel pit in the valley of the Császár-víz, windblown calcrete clasts (Figure 66) are frequent in the underlying beds of the gravel. The thickness of the fluvial succession is not exactly known. The maximum thickness of the exposed sediments in the studied sections ranges from 3m to 4m. ű

FLUVIAL–PROLUVIAL SEDIMENTS (fpQpII–IV) — fpII, fpIIa, fpIIb, fpIII, fpIIIa, fpIIIb, fpIV

Concerning sediments related to surfaces older than IIa, we cannot reckon with undoubtedly fluvial deposits. Due to poor outcrops and heavy denudation these sediments are mostly represented by poorly rounded, large-size pebbles and other sediment loads. These generally indicate rather proluvial than fluvial sedimentation; nevertheless, considering the long distance from the source area, it is presumable that constant watercourses also took part in the deposition of the loads. A succession, which is older than terrace level II. and comprises partly fluvial sediments is known only from the Doba open pit brown coal mine (Figure 67) near Oroszlány. Nevertheless, in this section — especially in the lower part — proluvial interbeddings are also known. The age of the succession, marked with an fpQIII sign on the map, cannot be exactly determined. Based on its stratigraphical position it can be classified into level III, whereas — based on Semilimax kotulai, one specimen of which was found 8m above the base of the section — KROLOPP (2001) classified the succession into the Semilimax kotulai subzone of the Bithynia leachi–Trichia hispida biozone. Its age ranges from 25ky to 12 ky BP. This is rather analogous with level IIa than level III. One of the thickest Pleistocene successions of the Vértes region can be divided into three, upward fining cycles. The coarsest, proluvial succession can be observed at the base of the section. The overlying beds are fluvial, albeit the composition of the fauna is not indicative of this sedimentary environment. A great variety of bedding features can be found in this fluvial environment. In case of relatively high fluid velocities horizontal lamination evolved, whereas a low-energy facies resulted in trough cross-bedding or climbing-ripple cross-lamination. However, according to KROLOPP (2001) the aquatic fauna indicates limnic environment or slightly flowing water. Moreover, Galba truncatula may occur even on wet, squelchy meadows. The thickness of bundles increases in cycle No. 2; it may attain even some metres. This cross-lamination with a minimum thickness of 1m required a water depth of 3 to 4 m. 500 to 800 metres from the northern end of the village Pusztavám, in an abandoned gravel pit, reddish-brown gravel and gravelly sand beds overlie the Csatka Formation. The direction of redeposition was northeast, deposits moved towards the Által-ér, in accordance with the present-day dip and the palaeodip (Plate XI, 2). Redeposition took place by solifluction.

The areal distribution of the youngest Pleistocene fluvial–proluvial sediments (fpQII, fpQIIa, fpQIIb) is generally in close connection with the previously mentioned three large valleys. Partly their material builds up the terraces, which developed at the rim of the main valleys, partly they occur in connection with tributary valleys on pediment surfaces in the mountain foreland. Fossils were collected in the Doba open pit mine. Taxa determined by KROLOPP (2001) are the following (X = 5–10 pieces; XX = 10–20 pieces, XXX = more than 20 pieces):

Wall K1: Radix peregra, Succinea oblonga (XXX), Cochlicopa cf. lubricella, Pupilla muscorum, Pupilla sterri, Pupilla triplicata, Columella columella, Orcula dolium, Vertigo alpestris, Vallonia costata, Vallonia tenuilabris, Clausilia dubia, Vitrea crystallina, Nesovitrea hammonis, Euconulus fulvus, Punctum pygmaeum, Helicopsis striata, Trichia hispida (X), Arianta arbustorun. 3m from bottom: Succinea oblonga (XX), Pupilla muscorum, Orcula dolium Vallonia tenuilabris, Nesovitrea hammonis, Trichia hispida, Arianta cfr. arbustorum. 8m from bottom: Radix peregra, Galba truncatula, Succinea oblonga (XXX), Cochlicopa lubricella, Columella columella, Vertigo parcedentata, Pupilla muscorum (XXX), Pupilla sterri, Pupilla triplicata, Orcula dolium, Vallonia costata (X), Vallonia tenuilabris (X), Chondrula tridens, Clausilia dubia, Punctum pygmaeum, Vitrea crystallina, Semilimax kotulai, Trichia hispida (XX), Arianta arbustorum. 10–15m from bottom: Radix peregra, Succinea oblonga (XXX), Cochlicopa lubrica, Pupilla muscorum (X), Pupilla sterri (X), Pupilla triplicata, Orcula dolium, Vallonia costata (X), Vallonia tenuilabris, Chondrula tridens, Vitrea crystallina, Euconulus fulvus, Trichia hispida, (X), Arianta arbustorum.

PROLUVIAL SEDIMENTS (pQpII–VIII) — pII, pIIa, pIIb, pIII, pIIIa, pIIIb, pIV, pV, pVI, pVII, pVIII

The youngest Pleistocene proluvial fans (pQII, pQIIa, pQIIb) are the most characteristic formations of the Vértes Hills. Both their material and their forms are the dominant elements in the marginal areas of the Vértes, predominantly at the eastern rim of the hills. It seldom has natural outcrops, generally, the coarse debris can be seen, which covers the surface. Artificial exposures are also rare, however, the material of level II. is exploited by pits of large horizontal extent. The fine fraction is

274 predominantly made up of sand, and its dominant mineral grains are made up of quartz. The material of the granule–pebble–boulder-sized fractions representing the coarse-sized fraction is predominantly dolomite. Dolomite types characteristic of the catchment area can be identified. Occasionally, dolomite is accompanied by Eocene limestone; moreover well-preserved macrofauna can also be recognized in the load. Well rounded pebbles derived from the Upper Miocene Diás Formation also frequent (Figure 68). The largest boulders as well as the beds made up of the coarsest grains can be found in the valley mouths. The farther we move from here, the finer the grain-size of the load becomes. The maximum size of the boulders exceeds 50–60cm (Figure 69). The proluvial succession is generally poorly-bedded and usually comprises more or less sand. The succession is dissected by 30 to 50cm long, horizontally stratified or planar stratified lenses of medium or coarse grained sand (Figure 70). The layers are thin, with a maximum thickness ranging from 10 to 20cm. The different types of ventifacts occur with different prevalence in the vicinity of the Vértes Hills. The bulk of the pebbles are dolomite, quartz, metamorphic rocks, Triassic, Jurassic and Eocene limestone. Silicified remnants of woody plants and calcrete derived from the Vértesacsa Formation are also represented in the material of the pebbles. Uneven, but strongly smoothed, polished surfaces are characteristic. Tiny, frequently irregular dimples resulted from deflation can frequently be seen on the nonhomogenous rock surfaces of different hardness (e.g. calcrete). Primarily, silicified tree remnants are characterized by a slightly undulating (protruding and recessed) surface due to the selective erosion of the consecutive annual rings of different hardness. The thickness of the proluvial fans is different. Data are available only from level II, since older fans are significantly eroded. The maximum thickness of the proluvial fans exceeds 25m in the eastern foreland of the Vértes (Csákvár, Csv–3: 26.5m). The stratigraphic conditions of the fans, their relation to each other can be compared to the usual position of the terraces, namely fans located at topographically lower altitudes are younger than those of at higher altitudes. Nevertheless, fans of different stratigraphic position can also be observed. At the eastern margin of the Vértes, there are some young (Qh, QII) fans, which were formed directly at the rim of the hills, in the mouth of smaller valleys located at topographically high altitudes. Under these fans older load successions can also be identified. Sediments of level II surround the Vértes Hills. The largest areal extent of proluviums belonging to level III can be detected at the western margin of the Vértes, between the rim of the hills and the Által-ér. However, a part of these proluvial successions are of fluvial origin, as it is unambigously indicated by the profile in the Doba open pit mine. Proluvial sediments belonging to level III could be detected in the Mór Trough and at the eastern margins of the hills. Proluvial sediments of horizon IV and horizon V cover a much smaller area than the remnants of the younger fans. In the western foreland of the Vértes, sediments of level IV occur associated to the Által-ér valley, whereas in the eastern foreland they can be observed in the vicinity of local flat summit surfaces at the southern and eastern rim of the Zámoly Basin. Analysing the two levels together, the largest occurrence is represented by sediments of level V, in the vicinity of Környe and Császár. A good outcrop revealing the proluvial succession of level V. can be found North of Mór, at the rim of a former pit at the northern end of the Róka-hegy (Róka Hill) (Plate XI, 4). Currently, this pit is filled with waste. On the surfaces of the oldest levels, i.e. levels ranging from VI to VIII, only sporadic occurences of deposits can be seen, and these are usually represented by dolomite boulders. These sediments can be found on the the highest flat summit surfaces of the foreland.

FLUVIAL–AEOLIC SEDIMENTS (feQpII, feQpIIa, feQpIIb) — feII, feIIa, feIIb

In the course of the mapping of the Vértes, in the mapped area, fluvial-aeolic sediments could have been detected only in connection with the youngest Pleistocene terrace. Their occurrence is mainly in connection with the terrace II. of the Által-ér, but they can be detected the northwestern margin of the Bársonyos (e.g. Kisbér, Vérteskethely). Both aeolic characteristics of the sand (occasionally of the pebbles) and frequently occurring arheic deflation areas (blowouts) — which were interpreted as wind holes —, and whalebacks with approximately NW–SE direction, which were interpreted as yardangs. The thickness of the fluvial-aeolic sediments may reach some metres.

PROLUVIAL–AEOLIC SEDIMENTS (peQpII–IV) — peII, peIII, peIIIa, peIIIb, peIV

In the studied area, proluvial-aeolic sequences classified into level II and level III are concentrated to the valley of the Által-ér and to its tributary valleys. Sediments belonging to this unit and classified into level IV cover the surface of a glacis- remnant South of Csákvár in the eastern foreland of the Vértes. In the vicinity, in connection with this level, dolomite pebbles and load derived from the Vértes also occur. Sand made up of well-rounded and frequently polished grains and quartz and dolomite granules–small-sized pebbles, which cover the surface, were interpreted as proluvial–aeolic sediments.

275 l LOESS (eQp3) — el

The oldest deposits of loess successions known in the Vértes region are represented by the section in the roadcut near Cérna-völgy (Plate XI, 5). The loess exposed at the base of the profile is the oldest one in the vicinity of the Vértes. At the lowermost horizon the hard, strongly calcareous loess is revealed. Upwards unbedded loess —containing some cm-sized loess dolls — can be seen. These features are are not characteristic for the younger loesses represented by the upper part of the profile. The loess doll-bearing section is overlain by a reddish-brown palaeosol layer (Palaeosol horizon No. 1). Its thickness ranges from 0.5m to 0.8m. Under this layer there is a definite calcareous horizon (Plate XI, 5c). Upwards the palaeosol is followed by loess with a thickness ranging from 1m to 1.5m and overlain by a 0.8–1.0m-thick dark brown soil layer (Palaeosol horizon No. 2, Plate XI, 5b). It is covered by loess (1.5m thick, poorly pedogenized and locally dissected by redeposited soil). Above this loess there is a lighter brown soil (Palaeosol horizon No. 3), with a thickness ranging from 0.3m to 0.4m (thinner than the dark brown soil). This palaeosol is covered by a 1m-thick redeposited soil horizon, which contains calcrete and quartz pebbles. Their size usually ranges between 0.3cm and 0.5cm, their maximum size reaches 1.5cm (Plate XI, 5a). The latter is overlain by loess with a thickness of 2.5m to 3m, divided by a palaeosol layer. It is about 0.25m to 0.45m thick, slightly pedogenized, and densely penetrated by animal burrows (Palaeosol horizon No. 4). In exposures located at the rim of the Vértes Hills the presumably youngest, typical loess beds — which comprise no palaeosols — are accompanied by redeposited loesses. These contain clasts, and occur as intercalations, as underlying deposits of the above-mentioned loesses (Plate XII, 2). Loess successions are also dissected by intercalations comprising coarse, dolomite debris in the marginal areas of the hills (Figure 73).

PLEISTOCENE–HOLOCENE

ELUVIAL–DELUVIAL SEDIMENTS (eldQp–h) — eld This unit comprises the regoliths associated with the remnants of former surfaces of different ages. These regoliths are made up of predominantly autochthonous material which was partly redeposited on slopes. The usually poorly exposed sediments seldom occur in the mountaineous region, whereas on the dissected pediment-remnants they can be observed more frequently.

SLIDES (SQP–H) — S

There are only poor exposures in the Vértes and in its vicinity representing gravitational slope movements. Their presence can only be presumed based on the morphology. In areas densely covered by vegetation their surficial extent and their boundaries can be defined only by means of maps and DTM . The age of the movements is different. Some — hardly identifiable slides — must be classified into the Pleistocene. Other slides — for example the slide on the slope fronting on the creek named Vértesacsai-víz — join the level of the recent valley floor, and their age can be correlated with the Holocene age of the alluvium. There are evidences for recent movements, as well. A part of the steep escarpment of the Kőlik-völgy (Kőlik Valley) above Csákvár slid down between the autumn of 1999 and the spring of 2003 (Figure 74). Recent processes take place South of Lovasberény, where slides repetitively occur in the 8–10m-high loess walls (Figure 75). These loess walls can be found along the active gully descending westward from the János-hegy (János Hill). The latest slides may have taken place at the beginning of the year 2007; its remnants could have been seen even at the end of March 2007. Slides took place recently in the surrounings of Csabdi (Plate XII, 3). The size of the slides is variable (they can be depicted between 200m and 1000m); frequently entire hills are effected. The largest one is probably the Sörédi-szőlőhegy.

UPPER PLEISTOCENE–HOLOCENE y SLOPE DEBRIS (gQp3-h ) — g

This unit comprises debris accumulated at the foot of slopes, which are covered with coarse debris due to the disintegration of hard rocks, predominantly of Mesozoic limestone and dolomite. Its age cannot be exactly determined. Its thickness can reach some metres.

h AEOLIC SAND (eQp3–h ) — eh

In a significant part of the mapped area, both in the inner parts of the Vértes and in the forelands, in many cases, loess and aeolic sand cannot be unambigously separated. Such surfaces, which are covered with mixtures of varying proportions 276 of sand and loess, can be found in large areas in the western foreland of the Vértes, SE of the village of Császár, in the “Bársonyos” region, in the Által-ér valley. This type of sediments is characteristic in the vicinity of Vérteskozma and Várgesztes in the inner part of the Vértes. Their areal extent is smaller and they are less significant in the eastern foreland; here a large area is covered with a relatively thick loess succession, albeit loess and sand cannot be separated everywhere. In areas covered with sand exposures are poor. A profile of the aeolic sand succession appropriate for observations — considering the present exposure conditions —can only be found in the surroundings of Császár. In the sand pit used for seasonal mining activities and located 2kms to the NW of Császár, the visible thickness of the aeolic sand succession ranges between 5m and 6m. Its cross stratification is not characterized by high (approximately 30°) dip angles of laminae, as it is generally described in the literature, but by significantly lower angles of dip (Plate XII, 4). The dip of only some thinner, mm-thick laminae reached 30° in a few beds (Figures 76, 77). Beds preferentially dip eastward, dips ranges from NE to SE. This dip is equal with that of the slope of the sand hill. The grain-size distribution and sorting of the sand is variable. Beds made up of relatively poorly sorted and only sporadically well- rounded grains and containing a varying quantity of muscovite mica also occur. However, there are relatively well sorted horizons containing a lot of well-rounded and polished grains; the proportion of definitely aeolic grains is not predominant even in these horizons. Few mollusc shell fragments can also be observed in the sand. From 1 to 2cm-thick lenses and layers (which can be followed to a length of 1 to 2 metres) made up of granule- and small pebble-sized, prevailingly quartz pieces often intercalate the sand succession (Figure 78). The enrichment of the pebbles can probably be explained by the blow-out of the finer fraction. Burrows (Figure 79) and slumps (Figure 80) are also common in the sand. The thickness of the aeolic sand beds is significantly variable. It ranges from 10cm to 6–8m (this latter value occurs in the succession of the dunes).

PROLUVIAL–DELUVIAL SEDIMENTS (pdQp3–h) — pd

Sediments of dry valleys without constant water flow belong to this unit. The age of the sediments is upper Pleistocene–Holocene. The accumulation of valley-fill sediments is due to the linear transport of intermittent water flows and the areal erosion of the valley slopes. The sediments are made up of clay, sand, silt, rock debris and pebbles. The maximum thickness of this unit is a few metres. In the foreland areas the characteristic proluvial–deluvial sediments are represented by the mixture of slope sediments and redeposited soil (Plate XII, 5).

SLOPE SEDIMENTS (dQp3–h) — d

Sediments belonging to this group are made up of fine-grained deposits (clay, silt and sand), which subordinately contain coarse debris or contain no coarse components. Their beds were redeposited by sheet wash. Slopes in loose rocks are characterized by surface wash, rill erosion (Figure 83) resulting in the significant redeposition of sediments. Partly, these processes are responsible for transporting the formations of erosional-derasion valleys to the valley floors (see Plate XII, 5). Solifluctional processes taking place after the development of loess also took part in the accumulation of these sediments (Plate XI, 5d).

AEOLIC–DELUVIAL SEDIMENTS (edQp3–h) — ed

Aeolic-deluvial sediments have their largest areal extent in the western foreland of the Vértes can be seen. However, they occur in the inner part of the Vértes Hills and in the eastern foreland, as well. Since these deposits cannot be exactly encompassed on the field and on the map, no exact data concerning their age are available. These sediments were deposited during the late Pleistocene and Holocene.

HOLOCENE

FLUVIAL SEDIMENTS (fQh) — f

Fluvial sediments are marked in valleys in which flowing water is depicted on the topographic maps. Fluvial beds are made up of the varying mixture of silt, sand and pebble fractions. Their colour is usually grey, and they are thickly humificated containing a large quantity of organic matter. In certain horizons they contain shell fragments of molluscs. The pebbles are generally quartz and dolomite, however, Eocene limestone and other rocks may also occur. The size of the

277 pebbles ranges from 0.2 to 2 cm. The thickness of the fluvial sediments is approximately some metres; we do not have exact data about the succession of purely fluvial facies.

PROLUVIAL SEDIMENTS (pQh) — p

The distribution of Holocene pediment fans is more restricted than those of accumulated during the Pleistocene. Their discrimination from older pediment fans located in the vicinity could have been carried out based principally on morphology and stratigraphical conditions. Flat alluvial fans of a relatively small areal extension and characterized by finer granulometric composition, and frequently overlying older alluvial fans can be recognized predominantly at the southern rom of the Vértes, at the mouth of valleys descending from the dolomite hills.

LIMNIC–PALUDAL DEPOSITS (lbQh) — lb

Deposits of unambigously limnic origin are unknown from the Holocene. Conditions for open-water lacustrine sedimentations may have been existed only in a 9–10km2-large area, located in a lower part of the Csíkvarsai-rét, Southeast of Csákvár (Plate XII, 6), and in some other, larger, arheic deflation areas (blowouts) located relatively lower. In the vicinity of Császár, in certain periods of the Holocene, conditions could have permitted the development of open-water limnic areas. Limnic–paludal sediments deposited in the Holocene; limnic environments could have been developed during wet periods of the Holocene.

FLUVIAL–PALUDAL DEPOSITS (fbQh) — fb

The recently broad, flat valley bottoms of low-gradient valleys, in many places fluvial and paludal deposits cannot be distinguished from paludal deposits. A manual drilling, which was deepened in the Által-ér valley, stopped at 10 metres, in a fluvial–paludal succession. Based on our present knowledge, this succession exceeding 10 metres represents the maximum thickness of the formation.

PALUDAL SEDIMENTS (bQh) — b

This group of sediments comprises layers rich in organic matter and thick meadow soils. In most cases they have been distinguished on the base of the morphology of the area. Their occurrence is partly in connection with deflational wind-holes. In the watery areas of the drainless deflational depressions paludal successions of a thickness ranging between 10cms and max. 1–1.5m have been formed.

ANTROPOGENEOUS DEPOSITS — af, asz

A remarkable mining activity have taken place in the area of the Vértes, and it still persists locally. The mine dumps of these and the landfills of the reclaimed open pit mines and quarries are marked with an af sign on the map. Several smaller, abandoned open pit mines were sites of rubbish dumping and they still exist as dumpsites; these are marked with an asz sign on the map (Figure 84).

278 GEOMORPHOLOGY

Beside the geological formations, geomorphological forms are also depicted on the geological map of the Vértes Hills and its vicinity. Concerning the geological build-up and the geological history of the studied area, the most important landscape elements are the geomorphological surfaces and deflation forms.

Geomorphological surfaces of the Vértes Hills Pre-middle Eocene etchplain The most significant and largest etchplain of the Transdanubian Range is the geomorphologic surface of pre-middle Eocene age, which is covered by bauxite (Gánt Bauxite) and dolomite breccia (Nagyegyháza Fanglomerate). Based on the examination of the open-pit mine at Bagoly-hegy (Bagoly Hill) a shallow karst terrain of a large areal extent was described by MINDSZENTY et al. (1989, 1997); the depth of the small karstic cavities of this area seldom exceeds several metres. The estimated difference between the highest and lowest points of the karst terrain is not more than 10–20m. Due to the system of fissures filled with the bauxitic succession and terminating at the surface, this value is increased by a few more tens of metres beyond the weathering front. Based on the above, the thickness of the succession affected by etchplanation above the weathering front is not more than 30m to 50m (Plate XIII, 1). Pre-“Pannonian” polygenetic surface During the Palaeogene, Eocene and Oligocene, successions of significant thicknesses were deposited in the area of the Vértes Hills. The Eocene formations were eroded before the deposition of the Oligocene Csatka Formation, during the so- called ”infra-Oligocene denudation”. At the beginning of the Miocene, almost the entire area of the Vértes was covered by Oligocene sediments of different thicknesses. Denudation of the thick siliciclastic succession of the Transdanubian Range started in the Miocene. The first step in this process was the accumulation of the Somlóvásárhely Formation during the course of the Eggenburgian, Ottnangian and Karpatian. As a result of the planation processes, a flat, truncated terrain developed by the late Miocene (Figure 85). Oligocene sediments were eroded from uplifted areas — except from some smaller tectonic depressions; a surface — intersecting both the thin remnants of the Eocene formations and the Triassic surface — developed in the course of the Miocene deformational phases and this tilted mainly towards the E–SE (Figure 86). In the course of the post-rift and neotectonic phases during the late Miocene and the Quaternary, the Vértes tilted towards the S by 2–3ş. This is primarily represented by the general inclination of the surfaces. Due to tectonic effects, smaller blocks with the remnants of denudational surfaces tilted locally in directions different from those mentioned above (Figure 87; Plate XIII, 2). Surfaces situated in relatively higher altitudes in the internal areas of the Vértes were qualified as “polygenetic” surfaces, because their development was triggered partly by the truncation which occurred during a tropical climate (this actually took place in the early-middle Miocene, from about the Ottnangian to the early Badenian), and partly by other land- forming processes; the latter took place in a drier and cooler climate. Due to the common effect of the selective denudation of Mesozoic and Palaeogene formations and the vertical movements of Miocene structures, a significant morphological difference evolved. With respect to the Palaeogene formations, this involved the total morphologic change of the etchplain; furthermore, it meant its disappearance over a significant area. Due to vertical movements, the surfaces which developed on Mesozoic formations were dissected and were moved into different altitudes without any significant reshapement. In the central area of the Vértes the upper Miocene sediments overlie this truncated, flat surface (Figure 88).

279 Glacis in the forelands of the Vértes

The glacis in the forelands of the Vértes are characterized by several levels, each developed above the other, and the vertical difference between the levels is remarkably small. Glacis in the Vértes are also characterized by slopes with extremely small general inclinations — i.e. of less than 1° (Figure 89). According to the measurements of FODOR et al. (2005a, d), the slope angles range between 50’ and 30’ downslope (i.e. related to level V and level III as reference levels). It is clear that glacis occur in the forelands of the Vértes, and only the truncated surface— i.e. which developed on Miocene limestone (the Tinnye Formation) in the northern part of the mapped area, W of Csabdi, and sloping from the top level of Lófingató Hill towards the Bicske Basin — can be regarded as a pediment (Figure 90). However, even this surface cannot be unambiguously regarded as a pediment, since the surface of the Triassic rocks, which merges into the pediment, represents an old, exhumed surface. Miocene limestone is a soft, porous rock and therefore it is a question whether it can be regarded as a “hard rock” in the above interpretation; the lower part of this denudation surface is a glacis developed on loose Pannonian sediments. Along the rim of the Vértes Hills the ever-increasing glacis — which are built one upon the other and which lean on the hills — can be found in a strip, the width of which varies. The dissected, old remnants of the glacis can be traced both in the western and in the eastern forelands of the Vértes, 15–16km from the hills. In the eastern foreland of the Vértes Hills glacis are in contact with the Mesozoic block of those hills along late Miocene faults. The mountainous and the piedmont areas are divided by the Mór boundary fault. The connection between the glacis of the western foreland and the Triassic and Eocene carbonate rocks of the mountainous region can also be observed in many cases along the faults, but the morphologic change here is not so spectacular. In the eastern foreland of the Vértes, the largest, uninterrupted remnant of old glacis (level VII) is represented by the Csaplári-erdő, which is bordered by steep slopes (Figure 91). It has been elevated from its surroundings due to subsequent neotectonic movements, at distances between 8–9km from the rim of the Vértes Hills. At present, sediments derived from the Vértes are unknown on its surface, but the re-deposited horizons of the thick loess succession (on its slope) comprise dolomite pebbles; this can be seen in the Cérna-völgy section (Plate XI, 5). These pebbles are presumably derived from level VII. It is probably the case that these movements also played a role in the development of the glacis – i.e. glacis younger than level VI but already developed in accordance with the two separate base levels. These surfaces may have been the following: the Váli-víz in the northern areas; the valley of the Rovákja-patak under Lovasberény; and the appropriate terraces of the Császár-víz under Pátka. The latter two occurred in the southern areas. Narrow glacis of level IV in the catchment area of the Zámoly Basin – Császár-víz region occur in the southeastern side of the basin. Therefore, the evidence indicates that glacis corresponding to level VI became inactive and turned into the morphological heights of topographic divides which are of local importance, and their morphologic evolution slowed down (similarly to Bársonyos, see above). The base level of level IV and the lower surfaces represent the Zámoly Basin and the valley of the Császár-víz.

Deflation forms Yardang Yardangs can be found on the surfaces of different lithological sites in the vicinity of the Vértes. This form has been developed on the surfaces of the Csatka Formation (Plate XIV, 1) and the Mány Formation of Oligocene age; it is also present on surfaces belonging to the Szák Clay Marl Formation, the Kálla Formation, the Somló Formation (Plate XIV, 2), and also on the Vértesacsa Formation and on several Pleistocene formations (i.e. aeolic sand, loess, fluvial–proluvial and fluvial–aeolic beds). With regards to the Quaternary sediments, their general occurrence is characteristic on level II and level III; nevertheless, yardangs were also formed (by the wind) from rocks of older levels. In many cases the nature of the formation which builds up the hill is unknown, because it is covered by younger deluvial and aeolic–deluvial deposits. The respective sizes of the yardangs are different. The largest one is the Látó-hegy (Látó Hill) in the Mór Trough. It is 2900m long and its greatest width is almost 60m. On its windward side it rises to about 40m above the recent valley floor. On the mapped area there are a lot of forms which exceed 1km in length. So far no detailed examination of these forms has been carried out, yet; their width/length ratio is generally 1:4 or 1:5. Among forms developed on loess, the largest and most characteristic one is the Kazal-hegy (Kazal Hill). This can be found close to Lovasberény. Its surface is almost flat, and it is about 1km long. Its width ranges between 100 and 140m from foot-slope to foot-slope (Plate XIV, 3). The orientation of the forms also confirms its deflationary origin. Comparing rose diagrams — showing the direction of yardangs depicted on the map — with similar diagrams representing the recent wind directions and tectonic lines depicted on the map, the following observations can be made: the connection between the direction of the yardangs and the

280 wind direction can clearly be seen, whereas the direction of the yardangs is independent of the tectonic lines (Figure 92). The geographic distribution of the yardangs on the mapped area is not even. These forms do not occur in the mountainous region of the Vértes. Yardangs which developed in the vicinity of the Csákány-patak (Csákány Brook) — N–NW of Szárliget — can be regarded as forms which occur almost entirely in the mountainous area. They are most frequent in the area located NW of the Által-ér. The largest forms — the material of which is derived from Oligocene beds –– can be found in the Mór Trough, whereas the eastern foreland of the Vértes is characterized mainly by forms redeposited from sandy successions of Late Miocene age or loess. In the two latter areas their occurrence is sparse, even if we consider that the depiction of the forms on the map was more or less subjective. Windhole The other characteristic landform assemblage is made up of various — frequently areic —depressions. For every depression, which is depicted on the map, and — according to the opinion of the authors — is considered to be of a deflationary origin, we used the denomination “windhole”. Their distribution is in connection with the glacis of the foreland of the Vértes. In the internal part of the Vértes Hills windholes are absent. Similarly to yardangs, these forms can be observed on upper Miocene and upper Miocene – Pliocene formations, as well as on Pleistocene formations. Due to the geological buildup of the southeastern foreland of the Vértes, deflationary depressions formed by geomorphological inversion can also be found in the mapped area. Their development is due to the bare or covered rock surfaces of the glacis (the latter is covered by sediments of different thicknesses). In the southeastern foreland of the Vértes, the upper Miocene Kálla Formation and the Somló Formation, and the upper Miocene–Pliocene Vértesacsa Formation — which form the basement of the Pleistocene formations — were overlain by proluvial fans of different thicknesses or — locally — the higher levels of the glacis were not covered at all. During deflationary periods, surfaces covered with proluvium were not disrupted by the wind, whereas the beds of the underlying formations (made up predominantly of sand), were blown away. Therefore, locally, the uncovered surfaces at altitudes which are slightly higher were deepened below the level of surfaces covered by proluvial sediments; these formerly occurred at a relatively lower altitude, and formed arheic depressions. The best example can be found 4.5km NE of Csákvár, where the wind hole developed on the Somló Formation. This forms the base of the glacis deposits and is encircled by the proluvium of level III. The groundwater level reached the depression and the recent surface is a wet, marshy terrain (Figure 93). Locally, deflationary hollows also developed on loess surfaces. The largest one among these can be found NE of Lovasberény, in the area of the Rovákja. Its length exceeds 600m and its width ranges from 100m to 130m. Its depth — compared to the hill bordering it on the SW — is about 3m and, compared to the environs in the Northeast, this represents a 7m to 8m difference. The development of windholes may have taken place over several phases during the Pleistocene and Holocene. Deflationary forms which have developed on young terraces and on loess surfaces also prove the activity of deflation during the Holocene.

281 STRUCTURAL GEOLOGY

Introduction

General remarks for the presentation of the structural elements

The Vértes Hills include a great number of variable types of structural elements and these are shown on the map. Most of the elements are brittle structures; folds or flexures are not so common. There are no ductile structural elements in the Vértes Hills, but low-temperature continuous deformation has affected the soft sediments during the diagenesis. The mapping and the structural analysis of the study aimed to determine whether the contact of two neighbouring formations of different ages would indicate the presence of normal stratigraphic or tectonic contact. Classical “observed faults”, whose fault planes can be directly seen in the field, are very scarce; these elements are mostly located in quarries. On the other hand, the presence of structural elements (i.e.mostly faults) could frequently be established on the basis of diverse criteria; for example: the relative position of different formations, the morphology (i.e. presence of steep slopes), anomalies in the drainage network, borehole data, and geophysical sections. In a traditional classification these features would be considered to be “established faults”, but we present them together with “observed faults”. In most cases the fault trace in the morphology is covered by Quaternary sediments (e.g. slope debris, loess), but the fault still runs in the close to the pre-Quaternary outcrops (Figure 94). The distance is very small (around 1mm in the 1:50 000 scale) and thus the faults were located at the boundary of the pre-Quaternary and Quaternary formations with no narrow belt of Quaternary between the fault and the pre-Quaternary formation. This type of presentation is not claiming that the fault displaces the Quaternary but rather it indicates that this latter was accumulated on the hanging wall block. Most of the structural elements are presented in the Vértes Hills proper, where they are on the surface. In the forelands the Quaternary sediments are relatively thick. Only the main faults are figured on the map and, presumably, these reached the basal surface of the Quaternary formations. The geometry of such faults is determined by the Bouguer anomaly map, seismic reflection profiles, and boreholes; however, the use of morphotectonic indices requires considerable caution (FODOR et al. 2005a). The location and existence of some structural elements are not certain; these are presented as supposed structures. 13 structural phases have been defined, the structures of which were formed over the same time span, and the structural pattern is the same (i.e. with respect to the type of stress field, direction of stress axes, and fold axes). The study also established the relative chronology of phases. The exact time-span of a given phase was determined on the basis of syn- sedimentary structures and the projection of data from wider regions. Deformation phases comprise long-lasting processes although the rate of deformation could be faster or can even be suspended during shorter periods. The analysis shows that most of the deformation phases occurred during the sedimentation and these phases were not restricted to any particular time spans marked by denudation processes; however, the effect of deformation appears to be more pronounced (i.e. in the form of discordance surfaces) in connection with the denudation events. The kinematics of the faults were analysed and presented carefully. The normal, reverse and strike-slip and oblique-slip faults were differentiated. In addition to kinematics there was the challenging task of separating the structures of different age. Of course, the process of separation involved considerable subjectivism (i.e. relative to the recognition of the structure itself) and it is quite likely that the temporal classification will change as further research is carried out in the future. However, to minimize the error, the 13 phases were merged into four major categories. The Cretaceous structures (D2–D4 phases) are shown together; the main boundary in the Cenozoic structural evolution represents the rifting phase (D9) which is separate from the pre-rift phases (D6–D8) and from the post-rift and younger phases (D10–13). The reactivated faults are represented in two ways: in some cases all different fault kinematics and all timing periods are shown along the fault line, in other cases (along short fault segments) only the dominant fault kinematics is shown.

282 Methods of structural mapping and analysis

The methods of field identification of structural elements include: the morphotectonics, the surface occurrence of different formations, the dip of strata, the observation of cross-sections, and careful walking along, and observation of formation boundaries. Steep, linear or curved morphological slopes often correspond to faults, which in general separate older footwall and younger hanging wall formations (Plate XV, 1). In the footwall block a sub-horizontal denudation surface often occurs; this is often present below young cover formations at a displaced position in the hanging wall; this surface represents the reference plane for the estimation of displacement. The structural mapping was carried out in accordance with the field measurements. The measurement technique and the criteria for kinematic determination (Figure 95a) followed international standards (ANGELIER 1979a, D¯U IÑSKI, KOTLARCZYK 1965, HANCOCK 1985, and PETIT 1987). Structural elements are shown on a stereographic projection using the Schmidt net, lower hemisphere (the signs of which are on Figure 96). Fractures were used for the determination or estimation of the characteristic principal stress axes. The stress field analysis was based on the rock mechanical assumptions of ANDERSON (1951) and BOTT (1959) and used the method developed by ANGELIER (1979b, 1984, 1990), and the software package of ANGELIER (1984). For the separation of different fault sets, the software of ANGELIER, MANOUSSIS (1980) and the process of manual separation were used. The possible tilt event was strongly considered and the effect of tilt was checked by the tilt test, provided by the software of ANGELIER (1984). The superimposed structures — like crosscutting slickenlines (Figure 95b), or curved striae (Figure 95c) — were classified in different stress fields and their relative chronology was taken into account in calculating the timing of the phases.

Structural elements of the map Normal and oblique-slip faults Normal faults are the most frequent structural elements of the area. Their footwall contains Triassic formations and the hanging wall less resistant Cenozoic formations; the former occupy a more elevated position (Figure94a). The normal faults are marked by steep slopes and only the eroded fault scarp (and not the fault plane) can be seen. The intersection line of the fault plane and the surface are generally located at the inflexion point. In the footwall block different denudation surfaces were exhumed; these are, together with the faults, slightly tilted (Plate XV, 1). Normal fault kinematics was rarely demonstrated in the field by the striae themselves, but the type of stress field often indicated extensional deformation. The geometry of a normal fault is quite complex. All geometrical characteristics that are typical for rifts occur in the Vértes Hills. These include: change in strike, splaying, overlapping fault segments, and T-shaped fault junctions. Relay ramps between overlapping faults can be classified in the scheme of PEACOCK, SANDERSON (1994). It was also possible for fault termination and tip points to be mapped in accordance with the fieldwork. The fault displacement is generally between 20m – 500m but the largest (1200m) is along the Mór Fault. Clearly observable oblique-slip faults occur in the Gánt mines. In addition to such field data, oblique-slip faulting was indicated in cases where the fault strike is about 15 with respect to the maximum horizontal stress axis. Such oblique-normal faults were frequent during the syn-rift and post-rift phases. Oblique-reverse faults are less frequent but the important Vértessomlyó Thrust could belong to this class. Strike-slip faults Strike-slip faults also play important role in the structure of the Vértes Hills. Fault planes can rarely be seen but the kinematics was established along some prominent faults (e.g. Zámolybükk, Csákivár, Gesztesvár Faults). Strike-slip faults are steep but rarely sub-vertical because they often reactivated normal fault planes. Horse-tail termination can be best seen along the Gesztesvár Fault. The change in strike is in line with the change in fault kinematics, as is the case with the Kápolnapuszta Depression. Relay ramps also occur, as in the Gánt mines (ALMÁSI 1993, FODOR 2007). The smallest map-scale displacement measured is 50m – 170m (i.e. the Kápolnapuszta Depression, FODOR et al. 2004), while the 1–1.2km separation of the Gesztesvár Fault (GYALOG 1992) appears to be the largest one. The E–W striking faults are in general dextral, but the NW–SE striking ones also occur as dextral or sinistral. Strike-slip faults are the most typical in the D8 early Miocene phase, but they also occurred in the Eocene and syn-rift phases, and during the D3 Cretaceous phase. Reverse faults Reverse faults are rare on the surface but several structures can be observed on the pre-Cenozoic surface. The Vértessomló Line was recognised by TAEGER (1909) as the Szár-Somlyó Line. The boundary of the Dachstein and Main Dolomite Formations is sinistrally displaced by 6 km; this was interpreted as reverse fault CSÁSZÁR et al. (1978) or true sinistral strike-slip fault by BALLA, DUDKO (1989). The mapping work documented in detail the surface segments of the fault

283 and imaged it on the pre-Cenozoic surface (FODOR et al. 2005c). On the basis of our structural analysis the line belongs to reverse faults and has a Cretaceous age. Two reverse faults were identified on the slope of the Csóka Hill which had not been recognised earlier (Figure 94). Along the E–W striking structures the Triassic (and Jurassic) rocks thrust upon the Cretaceous Tata Limestone. In the SE Vértes Hills, BUDAI et al. (2005) identified a NE-striking reverse fault. All these elements are Cretaceous. Some of the small but important reverse faults have a Cenozoic age, like at Gánt and Magyaralmás. Flexures Flexures often occur in pairs — e.g. the steeply dipping blocks change back to moderately dipping. Such are the double flexures of Cretaceous age that can be found near Csákberény, and along the southern margin of the Kápolnapuszta Depression. The southern margin of the Tatabánya Basin consists of an Eocene flexure combined with discrete strike-slip faults. Wide flexures can be interpreted along the NW and SE slope of the Vértes morphological plateau. The flexures occurred during the early evolution of the faults and represent fault-related folds (FAULDS et al. 2002). Upward propagation of deep-seated faults resulted in breached monoclines (WILLSEY et al. 2002). Several faults figured on the Vértes map may represent an earlier evolutionary step — such as flexure or faulted flexure — but the identification of an exact separation would need better outcrop conditions. Folds Some of folds were formed due to shortening while others are related to strike-slip or extensional faults. True folds are often associated with reverse faults; this is the case with folds related to the Vértessomló Line. On the basis of the surface and subsurface distribution of Mesozoic formations, the Vértes Hills are part of a large syncline (the so-called ‘Transdanubian synclinal structure’). In the core of this fold — i.e. below the Oroszlány Basin — several smaller folds were deduced from borehole data (FODOR et al. 2005c). The interlimb angle of the folds is large and the dip of the limbs rarely exceeds 30°. The Cretaceous Tata Limestone is the most intensively folded rock, probably due to the small bed thickness and thin clay intercalations. In this rock the folds are closed or almost isoclinal. Fold axes are generally subhorizontal. Folds connected to strike-slip and normal faults belong to the fault-related folds (KHALIL, MCCLAY 2002) and are not compressional features. The best examples have been identified along the Zámolybükk Fault, where the Eocene was dragged up to a dip of 50, and fault-related folds occur between the en echelon or conjugate fault segments. Fault-related synclines occur in the SE corner of the Tatabánya Basin and south of Csákberény.

Structural phases

TRIASSIC Syn-sediment structures

In the Gánt dolomite quarry BUDAI et al. (2005) identified structural elements which are certainly Triassic in age. 1cm – 5 cm-thick sedimentary dykes cut across the lowermost Carnian dolomite beds. Small normal faults occur NW from Csákberény where the displacement of faults decreases upward and was accommodated by brecciation (Figure 102). The faults could be either Triassic or Jurassic in age, pre-dating the Cretaceous tilting.

JURASSIC–BERRIASIAN D1 phase: extensional structures

Jurassic structures were identified in 4 major outcrops along the SW scarp of the Csóka Hill: (i) at the Éles-kő (“Sharp stone”), (ii) 300m SE in the “Csöves Valley”, (iii) at another 600m in the next valley (at the “megadykes”), and (iv) near the Csókakő castle. Small Jurassic dykes occur north from the Csóka Hill, near the Dült-kút Valley (Figure 103a). Jurassic structural elements comprise sedimentary dykes and small syn-sedimentary faults with WNW–ESE, N–S (NNE–SSW), NW–SE and E–W strikes, respectively (Figure 103). The fill of the dykes indicates variable lithology and age, and the dykes probably belong to temporally separated episodes. However, they are small in number and similar in structural style and geometry, thus all are classified as belonging to the D1 phase. 300m SE form the Éles-kő, the Dachstein Limestone is directly covered by the Upper .Jurassic Pálihálás and the Cretaceous Tata Formation. They probably seal Jurassic structures just SE from this outcrop, where narrow belts of Jurassic rocks are of several metres thickness (Plate XV, 2; Figure 104). At the Jurassic-Triassic contact, gently south-dipping syn- sedimentary faults are present, and their conjugate faults are steep (Figure 104). The tiilt test verified that these faults were formed before the tilting and originally had a southeastern dip direction (Figure 104c).

284 A few reworked, pre-Bajocian (Liassic?) clasts and the presence of Hierlatz limestone point to Liassic dykes but their geometry cannot be reconstructed. The oldest dykes are filled with the Csókakő Formation which is of Bajocian to Bathonian age (GALÁCZ 1995, FERENCZ 2004). The largest dykes (called “megadykes”), which occur in a wide valley between the Csóka Hill and the Csókakő castle, were recognised by CSÁSZÁR, PEREGI (2001), and have been analysed in detail by FERENCZ (2004). Jurassic rocks are in contact with Dachstein and Main Dolomite Formations, as demonstrated by Jurassic breccias with dolomite clasts (Plate II, 4). The complex geometry of the thin veins suggests that the soft sediment was pressed into the fissures of the host rock by overpressured fluids, the latter due to seismic shocks related to slip events along Jurassic faults. The dykes are wavy, they are often associated with the Jurassic breccia zone (Figure 105), and they rarely show en echelon- overstepping geometry. The Jurassic and Triassic rocks frequently alternate in WNW–ESE and NNE–SSW striking belts. This geometry can be shown in detailed maps (in scales of 1:10 000-1:20 000, Plate XV, 2) however, it was simplified for the 1:50 000 map. Conformably to the westerly dip, the Main Dolomite is overlain by Dachstein Limestone, without the presence of the transitional member. The sub-perpendicular fault contacts meet in a T-shaped junction, and the dominant direction cannot be determined; the two sets could be coeval. The sub-perpendicular belts of Jurassic rocks were interpreted as huge dykes (“megadykes”) by CSÁSZÁR, PEREGI (2001). Considering the large width of the dykes, they could have been formed by several earthquakes. Although a multiple dyke opening was observed, the Jurassic sediments are not chaotic: they have a regular stratified structure and do not show a steep dip. The Triassic blocks between the Jurassic belts cannot be olistolithes in all cases, because their dip is consistent. Thus these Triassic belts are in situ and have tectonic contact toward the Jurassic rocks. It is thus possible that the Jurassic belts represent small grabens with a syn–sedimentary normal slip or oblique slip at their boundary. In the largest Jurassic outcrop an upward decreasing dip degree was observed, as well as changing dip direction (Figure 106). Palaeomagnetic data (e.g. from negative fold tests) suggest that the magnetisation occurred at the presently observable variable dip. This upward shallowing effect can be attributed to an episodic syn–sedimentary slip along the Jurassic graben-bounding faults. Just south from the megadykes another E–W striking tectonic contact was observed between the beige Jurassic limestone and the Main Dolomite. In the 1m-thick contact zone the Jurassic matrix gradually decreases towards the host dolomite (Figure 107). Except for the opening of a 1–3cm red Jurassic dyke, the fault contact is fossilised in its Jurassic geometry indicating that it was not reactivated. This fault continues towards the Csókakő castle. On the northern side of the narrow ridge, the Main Dolomite is in fault contact with greyish beige Jurassic limestone FERENCZ (2004). A fault breccia with small dolomite clasts is present, but the contact was later reactivated by dextral slip. Further to the east, in the quarries of Csókakő, a similar contact is not associated with Jurassic breccias and thus it can be considered to be younger than Jurassic. In the Éles-kő, the late Jurassic–Berriasian layers (Szentivánhegy Fm) are intercalated between the Triassic and Cretaceous limestones to a thickness of 0–100cm (Plate XV, 2; Figure 103). The thickening is connected to small faults which do not continue into the overlying late Aptian–earliest Albian crinoidal limestone. These faults and small dykes of the Szentivánhegy Formation are of late Jurassic–earliest Cretaceous age (i.e. Tithonian–Berriasian or Valanginian–early Aptian). Some other faults cut through the Aptian limestone but tilt testing demonstrated that they were formed in sub- horizontal bed position by NE–SW tension, before the Albian tilt event. West from the Csöves valley a 15 m-wide late Jurassic to Berriasian sedimentary dyke or a small graben occurs (Plate XV, 2; Figure 103). Within the tectonic zone the thickness of the Jurassic rocks is more than 5 m, while on the margins it is completely lacking or very thin. Kinematic interpretation of the Jurassic structures is difficult due to the lack of precise markers, but the following working hypothesis can be formulated. The Triassic carbonate platform was subjected to a tensional stress field whose minimum axis was NNE–SSW; some of the fractures were formed perpendicular to the tensional axis, while others were formed parallel to it (Figure 103, 108). The formation of tension-parallel structures is not typical for a continental rift, where relay ramps are more typical between overstepping normal faults (MORLEY et al. 1990, Figure 108). Several hypotheses can be put forward for the formation of the cross-faults. First, the value of the σ3 and σ2 stress axes could be almost the same, thus resulting in a bidirectional tensional field (showed by two pairs of arrows on Figure 103). The fractures perpendicular to the main faults could be transfer faults separating blocks with different amounts of extension. The fault geometry of the Vértes Hills could be similar to an oceanic transform fault system (Figure 108). A perpendicular system of dykes and volcanic edifices occur in the Thyrrenean Sea (ACOCELLA, FUNICIELLO 2006), where the transfer faults are marked by oblique slip and bounded small grabens (Figure 108). In summary, the Vértes Hills could be located on a thinned continental crust, where bidirectional extension and a perpendicular fracture system could have formed due to the Middle Jurassic rifting of the Piemont–Ligurian Ocean. The model does not account for the presence of NW–SE and E–W trending structures. They probably represent shear or hybrid fractures (HANCOCK 1985). Similar geometry and kinematic interpretations have been documented for the Gerecse Hills LANTOS (1997). The Middle, and partly the Late Jurassic structures are parallel to the Mór Boundary Fault. Because this fault has reduced the Jurassic sequence in its footwall with respect to a more developed and thicker succession in the hanging wall,

285 Jurassic activity was suggested by CSÁSZÁR, PEREGI (2001) and FERENCZ (2004). However, all the potential map-scale structures were reactivated in the later deformation phases, thus the Jurassic activity of the Mór Fault cannot be proved conclusively.

CRETACEOUS–EARLY EOCENE General problems of the D2(?)–D5 deformation phases

One of the most important deformation phases of the Vértes Hills was the folding and related faulting of the Mesozoic formations. Although the mapping work identified a great number of surface and subsurface pre-Bartonian structures, the type of stress field, the number and the timing of the phases cannot be determined with certainty. Their classification into the D2–D5 phases also bears some uncertainty and needs the formulation of hypotheses and alternative solutions. Major difficulties for the exact separation and characterisation of Cretaceous structures are due to the reactivation in the Cenozoic phases, the presence of an inhomogeneous stress field, the presence of vertical-axis rotation, and the problem of estimating age due to a lack of outcrops.

Valanginian–Aptian Structures of the D2(?) phase

Mesozoic successions of in the Vértes Hills generally lack Valanginian–Barremian members and therefore no information can be gained about the syn-sedimentary structures. Because of tectonic overprint, it is difficult to analyse and find out more about the original contact of the pre-Valangianian and the Aptian Tata Formation. However, the scattered data suggest that there is a lack of angular discordance at the base of the Aptian, as is the case with other parts of the Transdanubian Range (CSÁSZÁR 1986). This means that the observable deformation started only during the Aptian sedimentation or after it; up to that time the strata had remained horizontal. The presence of the Aptian deformation was suggested by the sedimentological data of POCSAI, CSONTOS (2006); however, the present study did not find corresponding structures. On the other hand, fractures were identified of Aptian and older formations which were formed in a horizontal bed position, both due to a compressional and tensional stress field (the former are described in the next chapter). The latter type comprises shear fractures, breccia dykes and tensional gashes (Figure 109). Except for one Aptian site near the Vértessomló church, the other deformed sites are older. The direction of tension varies between ESE–WNW and SE–NW. Structures due to pure NE–SW compression were not recognised. The timing and classification of these rare structures is questionable, thus we separated a D2(?) phase. Some of the structures might even belong to the D1 phase. Tension gashes are parallel to the fold axis of the D3 phase and could have been formed on the external side of the D3 anticlines. Finally, ESE to SE tension could have occurred before the Albian folding, during the early Cretaceous (i.e. Valanginian–Aptian). This time span corresponds to a compressional deformation phase further north. After the model of TARI (1994) and CSÁSZÁR, ÁRGYELÁN (1994), a NE–SW compressional stress field induced the subsidence of the flexural basin in the Gerecse. POCSAI and CSONTOS (2006) connected the suggested Aptian deformation of the Vértes to this long tectonic phase. They assumed the existence of a reverse slip along the Vértessomló and Mór Faults. The fractures of the D2(?) phase could belong to this regional deformation, taking into account a spatial change from the NE–SW compression to the SE–NW tension. Although this connection between the Gerecse and Vértes deformation field is possible, it should be noted that the mapping did not demonstrate true D2 compressional structures and thus it appears that the timing of the Vértessomló and Mór faults are younger and belong to the D3 phase.

Late Aptian(?)–Coniacian(?) D3 phase: shortening (folds, thrust faults)

The geological mapping and structural analysis demonstrated a complex series of deformation events; this led to the formation of the syncline structure of the Transdanubian Range. Folds and thrust faults which belong to the D3 phase. However, normal and strike-slip faults also occur, albeit in a smaller size. Most structures belong to a shortening phase. The orientation of compression was estimated on the basis of fold axes and calculated using fault-slip data (Figure 110). The direction of compression is generally NW–SE but it demonstrates changes towards NS. In the analysis here it is suggested that most of the structures with N–S or even NE–SW compression could originally have been formed by NW–SE compression. The deformation events could have occurred in a continuous manner but in this study 4 sub-phases or events have been differentiated. The D3a event occurred before the folding, but was marked by a stress field similar to that of the folding. The

286 first part of the folding represents the D3b event, while the completition of the folding belongs to the D3c event. The post- folding structures have been classified with a NW–SE compression to D3d event, although such structures could also have been formed in the D6D8, D9 and D10 phases. Pre-tilt and post-tilt events mainly indicate coaxial deformation (Figure 110, Vértessomló site), but a change of the compression in a clockwise sense could have occurred locally during the D3d event. The separation of the D3b and D3c folding events is based on the presence of a discordance surface at the base of the Tés Formation. However, the Albian outcrops are very scarce; the succession is continuous in the northern Vértes Hills and noticeable angular unconformity cannot be expected if D3b and D3c occurred in a syn-sedimentary way.

General features of the D3a event

Pre-tilt conjugate reverse, and strike-slip faults were observed in a few outcrops in the Vértes Hills (Figure 110c). Data were registered in Triassic and Aptian rocks and they indicate NW–SE to N–S compression. As a consequence, all observed compressional structures of post-Berriasian age indicate a compression related to the main synclinal structure and to other deformation phase, like D2(?). Along the Mór Fault pre-tilt normal faults were also observed (Figure 110b). In the Éles-kő site, few of them could be pre-Aptian in age (Figure 103b), while most of them cut the Aptian. These normal faults may indicate a local tension, parallel to the fold axes. On the other hand, these structures do not support the idea (POCSAI, CSONTOS 2006) that the Mór Fault would have had reverse sense during the Aptian or earlier time span. The beginning of the pre-tilt D3a event could be placed in the deposition phase of the Aptian Tata Formation, or somewhat later, during the early Albian.

Characteristic features of the D3b–3d structures

The most important deformation of the Vértes Hills is the folding which resulted in the tilt of the Mesozoic succession. The formations are mostly dipping in a NW direction, which indicates the south-eastern limb of a syncline. This large fold corresponds to the “synclinal structure” of the Transdanubian Range (HAAS et al. 1996). The opposite limb of this large fold was encountered in the borehole Dad–1. The dip of the surface Triassic strata is around 25–30°. In the hinge zone of the large syncline the youngest formation, the Pénzeskút Formation, occurs below the Palaeogene of the Oroszlány Basin. However, the older formations (i.e. Zirc, Tés) frequently occur in a symmetrical position with respect to the Pénzeskút Formation (e.g. near boreholes Oroszlány O–2519, –2266, –2499, –2203, –2264). This repeated occurrence was interpreted as being due to faults (CSÁSZÁR et al. 1978, FÜLÖP, DANK 1987) but here it is considered as signs of folds with NE–SW axes (ALBERT et al. 2002, FODOR et al. 2005c). The folds belong to the open fold category and the interlimb angle is 120–140°. The folds are upright, asymmetric or overturned and they only occur near large thrust faults. Fold axes strike in a NE–SW direction both on the surface and sub- surface. In the north-eastern part of the Vértes Hills, and along the Vértessomló Line fold axes show a certain bend. The first part of the folding (i.e. the D3b event) could have occurred during the deposition of the Tata Limestone, or slightly after it, but before the deposition of the Tés Formation. The second folding event (D3c) could have happened during the deposition of the Tés, Zirc and Pénzeskút Formations, but the folding could have continued after the sedimentation. This two-stage folding is reflected on the section of the map. The D3a-D3b events could already have started in the late Aptian, and continued in the early Albian; the D3cd events might have occurred during the middle Albian to Cenomanian. On the other hand, it is possible that the continuation of folding and the D3d event occurred during the Turonian–Coniacian(?). The main faults related to the folds — like the Vértessomló Line — could have been active during the whole D3 phase.

D3 structures of the southern and central part of the Vértes Hills

Several flexures can be attributed to the D3 phase. A good example can be seen NW from Kápolnapuszta, where the Triassic beds dip steeply with an angle of 55–60° (Figure 111) in a 50–150m wide zone; however, the direction does not change (FODOR et al. 2004). East of Csákberény a flexure can be detected in the Gémhegy Member, while beds of the Csákberény Member are strongly folded (BUDAI et al. 2005). The folds are asymmetric, and the NW limb is sub-vertical (Plate I, 4) or overturned, while the SE limb is gently dipping. The folded layers are cut by a moderately SE dipping thrust fault (Figure 112). In a small quarry below the thrust the SE dipping, probably overturned beds represent the strongest deformation. The whole structure could have been formed by NW–SE compression, as indicated by small-scale faults and the dip data (Figure 112b). On the basis of the moderate dip of the thrust fault, the structure belongs to the D3d event (BUDAI et al. 2005).

287 On the cross-section the Csákberény surface structure is connected to another sub-surface D3 phase structure. The distance between the surface Ladinian dolomite and the Permian in the Zámoly Z–2 borehole is too large for a hypothetic monocline. Thus the existence of a thrust fault with flat-and-ramp geometry is assumed. The upper flat fault (tentatively placed in the Iszkahegy Formation) could be connected to the surface Csákberény structure; the two thrusts would have formed a crocodile structure, while the deep ramp fault remained blind. This “crocodile” could correspond to the continuation of the Litér Thrust of the Balaton Highland, although the displacement would be small in the Vértes Foreland. In the quarry of the Tóhely-domb (near Magyaralmás) small-scale reverse faults occur in layers of the general NW dip (Figure 113a, e). In the northern part of the quarry open to tight folds with planar limbs but curved hinge zone occur between gently dipping detachment horizons. The folds and associated reverse faults could have formed due to NE–SW compression. On the other hand, the quarry is cut by several important faults associated with clay infilling of probably Cenozoic age. The faults were formed by NE–SW tension. If the faults had a large enough displacement, they could have distorted the folds up to the point that fold axes would have become parallel to the faults themselves. In that scenario, the folds with NE–SW compression would belong to the D3 phase. Alternatively, if they were not distorted, they represent structures of the D4 phase. On the western slope of the Csóka Hill, the Triassic and Aptian formations are repeating (Figure 94b, Table XV, 2). West of the quarry and below the largest Triassic outcrop, the Aptian shows open to closed folds with (W)NW plunging hinges (Figure 114a). The vergency of the folds is to the south. Associated small-scale reverse and strike-slip faults measured in the quarry indicate NNWSSE compression (Figure 110e). South from the quarry FERENCZ (2004) observed a smaller Triassic block. During the mapping it was found that the Triassic thrust over the Cretaceous (Figure 114b). All these observations suggest that the Triassic thrust over Aptian rocks in the form of several scales, while the incompetent Aptian limestone was folded. The compression varies from NNW–SSE to N–S although the latter could have been distorted by the thrust movement. The structures could belong to the Db-c events, although the attribution to the D3d event is also possible. Complex Cretaceous structures occur between the Csóka Hill and Bükkös Valley. Pre-tilt reverse and strike-slip faults (certainly of the D3a event) were observed in the Aptian (Harmatos Valley, KÓTA 2001) and Triassic rocks (Bükkös Valley) (Figure 110c). Two major map-scale faults are present: one dextral fault cut the Harmatos Valley, while a N–S trending sinistral fault occurs between the Harmatos Valley and the Jáger-akasztó. The thickness of the Tata Formation changes considerably, being very thick in the south (Csóka Hill) and absent in the Bükkös Valley quarry. In the latter, the middle Albian Tés and Környe Formations were directly deposited onto the Triassic limestone. These data suggest that the strike- slip faults could have been active during the deposition of the Tata Limestone (Late Aptian) or just after it — i.e. during the early Albian — before the middle Albian formations. One important structure of the Vértes Hills is the Mór boundary fault, which passes along the SW morphological scarp of the Csóka Hill from Mór to Csókakő. The fault at the bottom of the scarp was reactivated in the Cenozoic. The other fault branch passes at the top of the slope from the norhtwestern end up to the megadyke locality, further to the SE at the lower part of the slope. The two faults bound a fault lens composed of Dachstein and Jurassic limestones, exposed in the Csókakő castle and quarries (Figure 115). These fault segments show normal or normal-sinistral slip (Figure 115c) (KÓTA 2001, BENKŐ 2005). This suggests that the Jurassic rocks were not slipped to the Csókakő area from the NW tip of the Csóka Hill, via a sinistral strike-slip fault, but were simply down-faulted by normal or oblique slip (Figure 115b). The calculated separation is around 1.25–1.5km. The fault could have played the role of a transfer fault between the Vértes and Bakony segments of the Transdanubian synclinal structure. The Mór boundary fault could have been formed before the formation of the extensive etchplane of the Transdanubian Range, which brought the whole area to a sub-horizontal level (KAISER 1997). The age of this etchplane is pre-Santonian and thus the Mór fault belongs to the D3 phase.

The Vértessomló Line and the folds of the northern Vértes Hills

The most important structure of the northern part of the Vértes Hills is the Vértessomló Line (BALLA, DUDKO 1989) or Szár-Somlyó Line (TAEGER 1909). In this work the more precise Vértessomló Thrust name has been used. The fault can be clearly traced in the Mesozoic rocks (often below Cenoizoic formations) from Szár up to the church hill in Vértessomló. In its eastern continuation the fault runs within the Main dolomite and was reactivated or cut during the Cenozoic deformation phases. The fault is covered by Palaeogene deposits west from Vértessomló and this part can be imaged on the basis of the works of CSÁSZÁR (1995, 2002), completed by FODOR et al. (2005c). In the westernmost part, the E–W striking fault places Triassic rocks of the northern block against the Cretaceous Környe and Tés formations in the south. The westernmost surface outcrop of the fault is near the Vértessomló Vst–8 borehole, in which the Cretaceous Tata Formation is thrust upon the Vértessomló Formation (Figure 28). On the surface, the crinoidal limestone shows moderately closed folds with a slightly overturned southern limb (Figure 116). This limb is

288 cut by reverse ramp faults, which were formed before the main folding, at the first increment of deformation (Figure 116). The calculated stress axes indicate N–S compression during the entire deformation (Figure 110). The next surface segment of the fault is found near the Terv road, Tatabánya (MAROS 1986, 1988) (Plate XVI, 1). In the valley, and along the road, the north-dipping Cretaceous limestone is followed by Jurassic and then by Triassic limestones. The younger formations dip below the older ones in each case (Figure 117a; Plate XVI, 2). At the Jurassic-Triassic boundary surface dextral-reverse slickenlines represent the most direct kinematic data for the Vértessomló Line (Figure 117d), which is thus interpreted as an oblique-slip thrust. The rocks in the footwall are strongly folded (MAROS 1986). The fold shape changes suddenly (Figure 117, c), and, northwards, overturned limbs occur. Fold hinges vary between E–W and NW–SE; this feature was interpreted as sign of several folding phases by MAROS (1988). On the other hand, SE plunging fold hinges occur at a place where the fault itself changes its strike from E–W to NW–SE (Plate XVI, 1). Thus this short segment may represent a lateral ramp, whose kinematics was dextral or reverse-dextral. Some of the folds could have been distorted along this lateral ramp from an original, EW direction. Small Jurassic rock slivers are involved in the zone of the Vértessomló Thrust, as is the case on the western slope of the 433m high hill (Plate XVI, 1). In a small quarry below the Terv road reverse ramp faults were described by MAROS (1986, 1988). Striae indicate NW–SE compression (Figure 117c, d). Further to the south near the Szarvas-kút a small anticline with a Triassic core occurs. Near the Szép Ilonka well the Mesozoic succession dips to the north. Thus the area south from the Vértessomló Thrust is marked by E–W trending folds (Plate XVI, 1 and 2). The Vértessomló Thrust emerges to the surface in the valley heading towards the Vitány castle (Plate XVI, 1). Dachstein Limestone dips below the Main Dolomite. Here and in the eastern continuation, the transitional Fenyőfő Member is always triggered into the shear zone. In the Mária gorge, the southern footwall block is slightly folded and small duplexes developed parallel to the main thrust (Figure 118a). The easternmost occurrence of the Vértessomló Thrust is NE form Csákánypuszta. A syncline in the southern footwall block (Figure 118b) is followed by two fault segments, which bound a south-dipping block of the Fenyőfő Member as noticed by TÁLAS (1983). Within this block BÍRÓ (2003) distinguished conjugate reverse faults which pre-date the formation of the fold itself (Figure 110c, 119). North of the Vértessomló Thrust additional structural elements of the D3 phase were mapped. Several folds can be reconstructed on the basis of dip data acquired near the Vitány castle. Such an anticline was detected in the Eper Hill (Vértessomló) where the reduced Jurassic sequence and the Cretaceous Tata Formation occur on both fold limbs. Fold axes plunge to the W to WNW. The folds are dissected by NW–SE striking dextral faults. One such fault constitutes the narrow ridge of the Vitány castle, the other occurs near the Orosz-kút.

The kinematics, timing and the model of the Vértessomló Thrust

The northern block of the Vértessomló Thrust consists of older formations wich dip to the N or NW, while in the south the NW-dipping formations are younger. This geometry would mean a tectonic repetition, in the simplest case due to reverse faults (Figure 120a). In addition, the northern block is marked by anticlines. Because of the west-plunging axes, the formations become younger in a westwards direction. The southern block is also folded, and the formations basically form a syncline with smaller parasitic anticlines. The westward axial plunge resulted in the formations becoming younger in a westwards direction within the block and a widening of the fold core. Figure 120b shows that the formation boundaries in the northern anticline jump westwards with respect to the same boundaries in the syncline. As a consequence, the apparent sinistral separation of the formation boundaries can be produced uniquely by folds, without a brittle fault, and the lack of details about the folds may lead to misinterpretation of the map-scale separation. Disregarding the folds, the apparent sinistral separation could have been produced by different kinematics, including dextral slip (Figure 120c). The true separation is uniquely based on the recognition of two displacement markers on two sides of the fault (BALLA 1984). One such marker is the intersection line of the fault and the displaced beds. In the case of pure dextral slip, the apparent displacement is also dextral on a horizontal plane (BBi=BMi vector on Figure 120c). However, the apparent displacement would be sinistral if a dip-slip reverse separation had occurred (MBiv vector on Figure 120c). The boundary between the apparent dextral (BMii) and sinistral (BMiii, BMiv) displacement is the displacement vector which is parallel to the intersection line (Figure 120c). Despite apparent sinistral displacement, the real slip is dextral- reverse in all cases between Biii and Biv. If the difference between the real and apparent displacement is ignored, this could lead to the supposition of sinistral slip (BALLA, DUDKO 1989). On the other hand, MAROS (1986, 1988) investigated the short segment of the fault, which shows a local strike-slip character and not the general reverse slip. The research of this study resulted in two independent arguments for the dextral-reverse kinematics of the Vértessomló Line: (i) direct fault kinematic data above the Terv road, and (ii) the determination of a NNW–SSE compressional stress field (Figure 110, 116, 117, 118; BÍRÓ 2003, FODOR, BÍRÓ, 2004, FODOR et al. 2005c). The pre-tilt stress axes are known at a few locations, and show coaxial deformation. The direction of

289 compression was perpendicular or oblique to the Vértessomló Line for the whole phase and induced a pure reverse or oblique dextral-reverse slip. The timing of the Vértessomló Line varies among authors. Because BALLA, DUDKO (1989) did not observe large Palaeogene deformations, they assumed Miocene slip. However, the mapping work demonstrated that the fault is covered by Eocene near Csákánypuszta and by Oligocene near Vértessomló. FODOR, BÍRÓ (2004) demonstrated that the central segment of the Vértessomló Thrust was formed before the Eocene. POCSAI, CSONTOS (2006) suggested Aptian slip on the basis of sedimentological features. CSÁSZÁR (1995) demonstrated that tectonic repetition in the Vst–8 borehole is not older than middle Albian. The mapping work suggests that the activity of the Vértessomló Thrust started in the D3a event — i.e. in the early Albian — and continued during the D3b-d events during the Albian and possibly CenomanianConiacian(?).

LATE APTIAN–PALAEOCENE(?) Changes in strike in the NE Vértes Hills

The strike of the Mesozoic formations shows considerable variation; west and north dipping strata frequently occur. This change does not occur in well-defined blocks and can thus be considered as local variations in D3 fold geometry. On the other hand, in the NE Vértes, between the Fáni Valley and Szálláskútpuszta, the dip direction is systematic, oriented towards the NNE, and occurs in a coherent block; the change from the general NE strike is quite sharp. The kinematic interpretation and timing of this structure cannot be estimated with certainty, partly because it was not possible to measure the striated faults in the vicinity of the strike change. The map-scale structure can be interpreted in different ways (Figure 121). First, a NW striking normal fault can be supposed and this induced the change in strike; this suggestion is postulated in the case of some large D3 normal faults (e.g. Mór Fault, Tóhely-domb, Figure 115, 113). The strike change could most easily have been produced by NW–SE trending dextral faults; logically, such faults could have occurred in the southern vicinity of the Vértessomló Thrust, during the D3d sub-phase. Finally, a NW strike flexure could also provide an explanation for the strike change. Such a flexure could have been formed during both the D2 and D4 phases. However, in the area only slight traces of such a compression could be observed and these are attributed to the D4 phase. This deformation may correspond to the geodynamic models of TARI (1994, 1995) and CSÁSZÁR and ÁRGYELÁN (1994) (which explain the Early Cretaceous scenario), and also to that of POCSAI and CSONTOS (2006) (which refers to the Aptian). On the other hand, in all of these assumptions the NE–SW compression is the first deformation event; this relative chronology cannot be verified for the strike change deformation event. In addition, the strike change occurs only locally and cannot be considered as a widespread tilting of layers throughout the Vértes Hills. Thus, it is suggested here that the strike change formed after the synclinal structure, during the late stage of the D3 phase (possibly during the Middle–Late Albian, Coniacian–Turonian or eventually in the Maastrichtian–Palaeocene).

LATE CRETACEOUS–PALAEOCENE(?) D4 phase: (E)NE–(W)SW compression

In the Vértes Hills, strike-slip and reverse faults can be observed which are characterised by (E)NE–(W)SW compression. The most prominent faults are WNW striking sinistral faults and NW–SE striking reverse faults (Figure 122). Similar structures were measured in the Gerecse Hills by MAROS (1989) and BADA et al. (1996), but their age remains uncertain. The youngest formation to have been affected by these faults is the Aptian crinoidal limestone (i.e. Tata Formation). In a few sites (e.g. Terv road and Éles-kő on Figure 122) the faults post-date the tilting (folding) of the layers, thus indicating that they are younger than the D3 phase. Although the question cannot be answered unambiguously, this present study accepts the opinion of FODOR (1998) who places this phase in the late Cretaceous–Palaeocene.

LATE CRETACEOUS(?) – EARLY EOCENE D5 phase: Vein formation

In several parts of the Vértes the occurrence of red and brown calcite veins has been demonstrated (Plate III, PEREGI, KORPÁS 2002, FODOR et al. 2004, KERCSMÁR 2004). Their thickness ranges from 1–2cm up to 1–2 m, and the veins can be followed up to 200-300m near Kápolnapuszta and Kőhányás. The veins have a variable, most frequently NW–SE orientation, while E–W, N–S and NE–SW striking veins are also present. On the basis of simple rock mechanical assumptions, the NW–SE trending veins can regarded as being perpendicular to the tension which created them (Figure 123). In that scenario, the veins oblique to this tension can be represented as hybrid fractures (HANCOCK 1985), where the tensile and shear origin are combined. The tensional direction

290 parallel to the axes of the “synclinal structure” of the Vértes, and local, axis-parallel extension could really have occurred during folding. The age of the veins and the deformation are usually considered as “Late Cretaceous”, although the field data indicate a larger time span; the formation can be ranged between the early Albian formation of the Transdanubian syncline structure and the deposition of Bartonian limestone; the latter covers the veins and contains fragments of the veins in the form of pebbles (see Stratigraphy).

MIDDLE TO LATE EOCENE D6 phase: strike-slip faulting, transpression

During the long period of the late Cretaceous–Palaeocene terrestrial denudation phase, the Vértes was only slightly affected by structural deformation. On the other hand, structures of the D6 phase were formed during or just before the Eocene sedimentation. Although the structural elements of this phase were frequently reactivated during the younger phases, their relationship to the Eocene sedimentation permitted the verification of their Eocene age. However, the character of Eocene syn-sedimentary structures does not allow their precise kinematic determination and thus only estimations have been made for the stress axes. These estimations indicate a strike-slip, tensional or (albeit rarely) compressional stress field, whose maximum horizontal stress axis was oriented between WNW–ESE to NW–SE while the minimum axis was perpendicular to it (Figure 124). On the basis of the geometry and general characteristics of the Eocene sedimentation it was possible to delineate the main sedimentation areas and thus the main Eocene structural elements (Plate XVIII). North of the Környe-Zsámbék Line, the Tatabánya and Nagyegyháza Basins and the corner of the Mány Basin occupy the northern part of the Vértes map. South of the Line, the Oroszlány-Pusztavám Basin and the Csákberény-Magyaralmás basin fragment were formed on the NW and SE sides of the Vértes, respectively. These two basins were separated by the Palaeo-Vértes Ridge, a very slightly elevated topographic high consisting of Mesozoic rocks. At one time the Oroszlány-Pusztavám Basin was bordered by the Dad Ridge on the NW, while further westward the Eocene sediments have been eroded. The Oroszlány-Pusztavám Basin could be connected to the Balinka area, but due to lack of data the connection (situated below Mór) cannot be identified with certainty. The NE boundaries of the Csákberény-Magyaralmás basin fragment have been eroded, while to the SW it was connected to the Kincses basin fragment; both areas belonged to the Kincses–Magyaralmás Basin (KOPEK 1980). During the Middle Eocene thinner sedimentary piles — representing a shorter period of time and a more shallow marine depositional setting — were deposited on the two ridges, while the sedimentation was longer and more continuous in the basins. Taking into account the direction of the main stress axes, the basins and ridges can be interpreted as compressional structures — namely, synclines and anticlines (Plate XVIII). The Palaeo-Vértes Ridge corresponds to either a uniform gentle anticline, or a broader antiform bordered with two flexures on its limbs. There is no direct data for the internal (deeper) structure of this antiform, but the models of TARI et al. (1993) and FODOR et al. (1992a) suggest the presence of a blind reverse faults. This study could not verify such reverse faults on the two limbs, and the change of dip degree between the Eocene formations is not significant. On the other hand, the sediment thickness is considerably different on the two sides of the ridge. A more pronounced subsidence — probably induced by movements along a blind reverse fault below the flexure of Csákberény — could have produced the larger sediment thickness on the south-eastern side of the antiform. The oldest Eocene structures occur in the Gánt bauxite mines. MINDSZENTY, FODOR (2002) demonstrated that an undeformed, ferruginous crust covers parts of some faults (Figure 125). While the crust was formed during the formation of the bauxite or during the Eocene marine transgression (GERMÁN-HEINS 1994), the faults were formed slightly earlier — i.e. during the deposition of the bauxite, in which syn-sedimentary faults and slump folds also occur. In the southern part of the Vértes, near Szépvizér, faults of Eocene age were identified. In the quarry of Katonacsapás, the gently dipping fault cuts the Triassic Dachstein Limestone. The fault plane shows traces of bioerosion, as is the case with several other fractures and dykes filled with Eocene marl and which occur in the footwall of the main fault (Figure 126). The Eocene stress field was tensional, with N–S tension (Figure 124). The fault is covered by the Eocene Szőc Limestone. This fault can be traced on a cross-section (Figure 127), between the boreholes Pv–677 and Pv–656. In the hanging wall of the main structure, the Dorog, Csernye and Csolnok Formations are thicker, while in the footwall only the thinner succession of the Antalhegy Member of the Szőc Formation was preserved. A similar syn-sedimentary normal fault can be postulated on the NE side of the graben, where the Triassic is on the surface in the footwall, and the thicknesses of the Dorog, Csernye and Csolnok Formations are very small. These observations made it possible to propose a model for the margins of syn-sedimentary grabens (Figure 126b). In the hanging wall, block formations (which are older than the Szőc Formation) were deposited or preserved in a greater thickness. Bioperforating organisms settled on the syn-sedimentary fault planes or fissures. Carbonate material, typical for the Felsőgalla Member, was transported across active faults (as isolated grains or as a cohesive sediment mass) by gravity mass flows from the footwall to the hanging wall. This redeposition increased the thickness of the Csolnok Formation. Fault

291 movement was still active during the deposition of the Szőc Formation, as is indicated by the syn-diagenetic deformation features (such as slide, creep or boudinage) and the presence of Antalhegy Mb. in the hanging wall block. Several E–W strike-slip faults can be recognised north of Szépvizér, along the Zámolybükk and Csákivár Faults, on the basis of biopreforated fault planes, syn-diagenetic deformation features, and more complete hanging wall sequences (Figure 124). The Gesztes Depression could be a syn-sedimentary syncline, while in its central part a several dozen metres-thick Eocene succession occurs, which is missing in the rims (Table XVIII). Eocene structures can be traced along both sides of the Somlyó Hill near Vértessomló. On the SW side, a biopreforated fault and smaller antithetic faults occur at the contact zone of the Triassic limestone and Eocene marl (Figure 128). The northern slope of the Somlyó Hill can be interpreted as an Eocene fault-controlled scarp (Figure 129), similar to the better exposed Keselő Hill further to the north (BADA et al. 1996, KERCSMÁR 2005). The disrupted blocks of the Triassic limestone were slightly redeposited along slope and cemented by Eocene limestone. The fissures and faults facing the palaeo-slope were invaded by bioperforating organisms, and Eocene sediments filtrated along them deeply into the Triassic limestone. Plastic creeping of Eocene limestone and sliding planes facing the slope indicate syn-diagenetic slopeward motion. The fault controlling the scarp has an apparently normal character although the precise kinematics data are insufficient. This scarp on the north side, and small structures on the south side indicate that the Nagy-Somlyó block could already have been in an elevated position in the Eocene, and can be interpreted as a fault-related anticline, on the basis of the opposite dip of the beds and faults. The northern scarp of the Nagy-Somlyó Hill can be followed eastwards, along the southern border of the Tatabánya Basin. North from the Menyasszony Hill a flexure can be interpreted (Plate XVI, FODOR et al. 2005c), where the Eocene succession has a dip of 10-20°; it is more complete towards the centre, where the Dorog Formation occurs below the Csernye Formation. Further to the east, north from the Mészáros Hill, KERCSMÁR (2005) identified several smaller syn-sedimentary faults which, together with the tilted layers, form a slightly faulted flexure. Synsedimentary deformations are also very likely on the eastern margin of the Tatabánya Basin, where the Eocene susccession starts with older formations and is more complete in the basin centre than on the margins. Small-scale occurrences of syn-sedimentary deformations (Figure 124) were presented by KERCSMÁR (1995, 2005) and BADA et al. (1996). On the basis of the above-mentioned arguments, it follows that the Szőc Limestone was deposited on eroded fault scarps all along the southern, eastern and northern margins of the Tatabánya Basin. Although the exact kinematics of the deep structures cannot be determined, the E–W and NNW–SSE oriented segments could be dextral and sinistral strike-slip faults, respectively. The publications of VÉGHNÉ (1978), FÁY-TÁTRAI (1982, 1984) demonstrate that the southern vicinity of the Nagyegyháza Basin represented an erosional area, from where dolomite debris was transported away and deposited in the basin in form of alluvial fans (Nagyegyháza Mb); this process suggests syn-sedimentary motions along the southern boundary fault. The kinematics of this fault could be a dextral strike-slip, taking into account the stress field (Figure 124). On the eastern and western margins of the basin, syn-sedimentary motions are marked by the lack of the first members of the Eocene succession on the footwall and the thickening tendency in the hanging wall (FODOR 1995, GOMBKÖTŐ 2007). In this study the southern boundary fault of the Tatabánya Basin and its continuation at the southern margin of the Nagyegyháza basin is defined as the Környe-Zsámbék Line, while the original definition of BALLA and DUDKO (1989) is kept for the eastern segment. This fault is part of the Vértessomló-Nagykovácsi Fault system, but in the Tatabánya Basin the Környe and Vértessomló Faults are different; this is the reason for the introduction of a new name. During the D6 Eocene phase the Környe-Zsámbék Line was a dextral strike-slip fault. North of this fault the basins are connected to the fault as transtensional depressions. South of the fault the Eocene structural geometry is marked by gentle folds of NE–SW strike. The Palaeo-Vértes Ridge was dissected by several E–W trending dextral and (N)NW–(S)SE trending sinistral faults and (W)NW–(E)SE trending grabens. These local “cross-structures” are clearly identified on the map, but the folds can be detected mostly by the geometry of the sedimentary pattern; this presents a picture similar to that of the Buda Hills (FODOR et al. 1994).

OLIGOCENE Structures of the D7 phase

Several faults cut across the Triassic dolomite and the covering Oligocene clastic sequence in the Orondpuszta quarry near Söréd (Plate VII, 3).The largest fault has a more than 10m separation and the smallest a 0.5m – 2m separation. The small faults cut the sediments of the basal Óbarok Formation and the overlying Szápár Member. but cannot be followed upwards. In addition, the bauxite (of the Óbarok Formation) thins away and pinches out from the faults, and the beds of the Szápár Mb. also thin away. In this way the faults bound small half-grabens, which were formed during the Oligocene sedimentation. The fault planes exhibit oblique-slip striae. Applying the tilt test, the striae have become dip-slip, suggesting an early faulting at a sub-horizontal bed position (Figure 130c, d). A NE–SW tensional stress field was identified on the basis of

292 back-tilted faults (BENKŐ 2005). This direction is the same as part of the maximum axes of the magnetic anisotropy and thus the magnetic fabric reflects this early syn-sedimentary deformation (Figure 130b). These syn-sedimentary structures serve as a basis for determining the period of activity of the Mór Fault, which was reactivated several times after the Palaeogene. Thus the major normal fault in the Mór quarry can be considered as Oligocene, and this fault cut through folded Aptian limestone (Figure 131). Similar faults occur in other sites along the Mór fault scarp (e.g. “Csöves Valley”, Csókakő on Figure 131), although a Cretaceous dating of the occurrence is also possible. The tension was ~N–S in all cases. A composite seismic reflection profile clearly depicts the Mór Fault, which consists of two fault steps (Figure 132). In the hanging wall the pre-Cenozoic base can be placed along a prominent reflection at 700 ms two-way-travel time. The overlying sediment package is mostly Oligocene, it is penetrated by the Mór M–3 borehole, and it represents an 800m or 1000m thickness up to the datum plane (i.e. 50m above sea level). This estimate is realistic, as is shown by the Mór M–16 borehole (BERNHARD, personal communication) which indicates an Oligocene thickness of more than 816m in the basin centre below Mór. ~300m of partly eroded thickness can be added above the datum plane up to the Csóka Hill, and there is also another 100m – 150m package downlapping from the M–3 borehole toward the basin centre. In this way the total thickness of the Oligocene in the deepest part of the basin may be estimated as between 1000m – 1200m. Because it is unrealistic that such a sediment package was present on the top of the Palaeo-Vértes Ridge, this great thickness was almost certainly created by the syn-sedimentary subsidence along the active Mór Fault, whose motion started in the Oligocene. In the NW foreland of the Vértes, the gentle NW–SE shortening continued in the Oligocene. As a consequence the gentle syncline — having been formed in the Eocene — continued to grow. This is indicated by the vitrinite reflectance data, which show higher values (i.e. larger burial depth) on the NW side than on the SE side, near the Alcsútdoboz Ad–3 borehole (BECHTEL et al.2007, HÁMOR-VIDÓ, personal communication).

MIOCENE–EARLY PLIOCENE LATE EGERIAN–EGGENBURGIAN D8 phase: strike-slip faults

Some of the most remarkable structural elements are the E–W striking dextral and NW–SE striking sinistral strike-sip faults, which represent conjugate fault pairs. Gently dipping reverse and steeper oblique-slip faults occur locally. Tension cracks with mineral veins and small normal faults are widespread, such that the fault geometry shows the complex pattern of strike-slip zones (BIDDLE, CHRISTIE-BLICK 1985). The conjugate strike-slip faults were formed in a stress field with WNW–ESE or NW–SE compression, where the tensional axis was perpendicular and horizontal (Figure 133). Some of the strike-slip faults could already have been formed in the Cretaceous (phase D3a, b, c) or in the Eocene (phase D6), but the larger displacements occurred after the Oligocene. Within the Miocene, E–W striking dextral strike-slip faults were active in several phases; these are presented below. They were mainly active in the early Miocene. The southernmost strike-slip fault is located south from Magyaralmás. The faulting is indicated by variable Eocene thicknesses below the Middle(?) or Late Miocene (Ma–48/a: 130 m, Ma–39: 118 m, Ma–55: 13 m, Ma–36: 0 m). The thick sequences occur in a triangular or rhomb-shape graben, characteristic for strike-slip faults. It is probable that the fault continues westwards to the Gaja gorge (KISS, FODOR 2007). The Gánt bauxite mines are bounded by E–W dextral and NW–SE sinistral strike-slip faults (Figure 134). ALMÁSI (1993), MINDSZENTY et al. (1995), FODOR et al. (2005d) and FODOR (2007) presented the individual faults in detail and these consist of en echelon segments. An excellent example of multiple overstepping en echelon strike-slip faults is the fault array between the Harasztos and Újfeltárás mines, where the distance between the fault segments is 100m – 200m. Connecting fault splays cannot be verified between the overlapping segments (this would mean “soft linkage”) but the blocks between segments were tilted and form relay ramps (Figure 134a). The Múzeum Fault below the mining museum represents a small- scale en echelon fault array, where the distance between segments is only a few metres (Figure 134b, Plate XX). Here the relay ramp has been breached by connecting linkage faults (i.e. “hard-linkage”). As a consequence, the slips on the connected segments are not independent of each other and thus a local stress field has developed around the relay ramps (FODOR 2007); this is difficult to fit into the regional evolution of the stress field. In the lower level of the Angerrét mine “hard-linked” and “soft-linked” strike-slip segments consist of a sinistral fault array (Figure 135). This fault preserves the regional fault geometry and was not reactivated during later phases. Most of these faults have a normal slip component and show a transition towards an oblique-slip fault, as indicated on the map of Figure 134, and also as mentioned by ALMÁSI (1993). The Zámolybükk Strike-Slip Fault is located in the middle part of the Vértes Hills (Plate XIX, 1). The fault can be traced from the Által Creek and along the southern side of the Doba mine. The fault reaches the surface in the Kő Hill, where the Triassic is downfaulted on the southern side, as indicated by geophysical data (TÓTH, SZABADVÁRY 1978). Further to the east

293 the fault forms a horse-tail branching, and forms the sharp northern slope of the Zámoly-Bükk Hill (Figure 136). Several en echelon normal faults are associated with the main fault. Steeply dipping Eocene beds also occur along the fault (Figure 136b), suggesting the presence of fault-related flexures. Oppositely dipping Eocene strata form fault-related synclines and anticlines, in the core of which the Triassic crops out locally. Field measurements (i.e. of small striated fault planes) clearly document the dextral kinematics of the Zámolybükk Fault (Figure 133).The en echelon normal faults and fault-related folds also corroborate with a dextral fault slip. The boundaries of the Fenyőfő Mb. show dextral map-scale separation, on the basis of which the horizontal displacement can be estimated as between 200m – 300m (Plate XIX). The Zámolybükk Fault has gone through several periods of activity. In the Mindszentpuszta depression, the facies pattern indicates middle Eocene activity, like the syn-diaganetic boudinage of beds in the fault-related flexures (Figure 136b). Near the Doba mine the displaced Eocene sequence was eroded to a different degree, prior to the Oligocene sedimentation (thus indicating the earliest Oligocene slip). On the basis of disrupted Eocene and Oligocene formations, the main activity was post-Oligocene and — using the analogy from North Hungary (MÁRTON, FODOR 1995) — most probably late Egerian to Eggenburgian. A NW–SE striking strike-slip fault forms the conjugate pair of the Zámolybükk Fault and occurs on the western slope of the Öreg Hill (Plate XIX). The fault displaces the Eocene-Triassic boundary by 100-150m in a sinistral way. The fault contact is visible and is associated with small-scale reverse ramp faults (Figure 136c). The Csákivár Strike-Slip Fault passes north from the ruins. The boundaries of the Main Dolomite Formation – Fenyőfő Mb. and the Triassic–Eocene boundary show 350m – 400m and 150m dextral separation, respectively. The dextral striae measured in the quarry are in agreement with map-scale displacement. The internal structure is more complex. In the quarry the Eocene beds dip to the south, opposite to the north-dipping main fault; the geometry resembles a fault-related fold and a negative flower structure (Figure 137). The fault-related folding occured during the diagenesis of the limestone, because the fault planes are strongly undulating and the striae are “soft-type” (Figure 136d) These structures, and also a few bioperforated fault planes, indicate an early phase of slip during the D6 Eocene phase; nevertheless, it is possible that the main part of the slip occurred after the diagenesis of the Eocene limestone in the early Miocene (i.e. late Egerian to Eggenburgian), as is the case along the Zámolybükk Fault. One of the largest strike-slip faults of the Vértes is the Gesztesvár Fault which runs south from Várgesztes village (Plate XIX). The recognition of its dextral character, the amount of slip and the description of the overall map-scale fault geometry is attributed to GYALOG (1992). Along the western segment of the fault the Eocene and Dachstein Limestones are found in fault blocks that are in contact with the Main Dolomite. Further eastwards, the fault splays off and the anastomosing branches form several small pull-apart depressions, the sizes of which range between ca. 0.5km – 1km to 100m – 150m (Plate XIX). The Várgesztes Vgt–2 borehole verifed the Oligocene infilling of these depressions (GYALOG 1992). In the eastern part of the fault zone it splays off into E–W striking segments (i.e. the Fáni Valleys) and NW–SE trending branches (Boglári-tető). There are practically no direct kinematic data along the Gesztesvér Fault, but the overall character of the stress field, and field data to the north (i.e. Kő-hegy site, Figure 133) support its dextral type. Near the Gesztes castle the Eocene basal surface shows 1.1km dextral displacement; the equivalent figures for the Dachstein Formation–Fenyőfő Mb and the Fenyőfő Mb–Main Dolomite surface are 1.3km and 0.8km, respectively. This is in good agreement with the earlier estimation of 1km – 1.2km by GYALOG (1992). Eastwards, near the vicinity of the eastern boundary fault of the Vértes Hills, the splays of the Gesztesvár Fault may have very reduced displacement, and are cut by the younger boundary fault. There is no evidence for Eocene slip along the Gesztesvár Fault. The Oligocene filling of the small pull-apart would suggest the initiation of a fault slip in the late Kiscellian, but a late Egerian to Eggenburgian (early Miocene) timing is the more likely. The next important dextral fault zone occurs along the southern margin of the Tatabánya Basin. As we have discussed in earlier chapters, this Környe–Zsámbék Line was initiated in the D6 Eocene phase. In fact, the structure frequently represents a fault-related fold (flexure) because the vertical difference in the height of the basal Eocene surface was accommodated by the considerable tilt and bending instead of discrete fault planes (Plate XVI). The strike-slip fault continues on the southern margin of the Nagyegyháza Basin where boreholes verify several hundred metres of post-Oligocene displacement (VÉGHNÉ et al. 1986). The fault is slightly displaced by a younger normal fault of NW–SE strike but can be followed up to the Szent László Creek. This segment is part of the Zsámbék Line, as defined by BALLA, DUDKO (1989) and it represents the southern boundary of the SE Gerecse Palaeogene basins. Due to the lack of direct field evidence, the dextral kinematics of the Környe-Zsámbék fault was established on the basis of field measurements from nearby sites, from regional studies and projections from data along the eastern part of the fault zone (BALLA, DUDKO 1989, FODOR et al. 1992a, 1994). As an overall conclusion, the age of the strike-slip faults of the Vértes Hills can be reckoned as post-Oligocene, based on displaced formations; however, the occurrence of a syn-sedimentary Eocene slip and/or the Oligocene motion cannot be excluded. In most cases the strike-slip faults are cut by normal faults, which belong to the syn-rift phase. This indicates that the strike-slip faulting occurred before the rifting — i.e. before the Ottnangian.

294 Ottnangian–middle Badenian D9 phase: rifting

Extensional deformation, which resulted in the birth of the Pannonian Basin, played an important role in the structural evolution of the Vértes Hills. This phase was traditionally called the “rifting phase” or the “syn-rift phase”, although new researches have challenged this classification (GYÖRFI 2007). The phase was characterised by a tensional stress field with a tensional axis in a NE–SW direction (Figure 138). The most important structural elements include normal faults and connected tilted blocks. In the Vértes Hills strike-slip faults were probably connected to the normal faults and were marked by a NW–SE compressional stress axis in addition to a horizontal tensional axis. This type of deformation incorporated (W)NW–(E)SE striking dextral and N–S striking sinistral faults; their separation from the strike-slip faults of the D8 and D11 phases cannot be determined with certainty. Normal faults of this phase have already been recognised by earlier research (e.g. TAEGER 1909) but there was no direct data for the kinematics and timing of the faults. The southernmost and most prominent fault of the Vértes Hills is the Mór Fault (Figure 139). This fault was already active in the Cretaceous and in the Oligocene, but could have had a dip-slip normal motion during the syn-rift phase, as indicated by dips-slip striae in the Csókakő quarry (KÓTA 2001, BENKŐ 2005). The Csákberény trough subsided considerably in the syn-rift phase. The north-eastern boundary fault was encountered by the Csákberény Csb–83 borehole. While the base of the late Miocene (Pannonian) was slightly deformed, the Oligocene shows large displacement. Likewise, although a smaller normal fault can be postulated along the SW margin of the trough, E–W striking faults bound the trough in its northern end. On the basis of the stress-field data these faults could be dextral strike-slip or oblique-slip faults (Figure 138). Several NW–SE trending faults occur in the Gánt mines. Direct kinematic data clearly show the normal slip of the D9 syn-rift phase along most of these faults (Figures 134, 140), although the motion was initiated in the D8 phase. Along most of the fault planes curved or superimposed striae could be observed; the oldest generation had a normal-sinistral motion, the second a dip-slip motion, while the last slip event represents dextral-normal or dextral motion (Figure 95b). This relatively consistent chronology is of primary importance in the determination of the succession of D8–D9–D10/D12 phases in the whole Vértes and can be projected in the Transdanubian Range (ALMÁSI 1993, MÁRTON, FODOR 2003, FODOR 2007). The largest NW striking fault of the middle Vértes Hills runs along the Csákvár–Oroszlány road and probably represents a D9 syn-rift normal fault (Figure 141). This Eperjes Fault displaces the Fenyőfő Mb. and the basal Eocene surface in an apparently sinistral way. Although this separation could be the result of a pure sinistral slip of the D8 phase, normal faulting of the D9 phase is also possible. The fault displacement decreases towards both ends, as is indicated by the geometry of the deformed denudation surface in the footwall (Figure 141). Another important normal fault crosses the northern Vértes Hills, from the Vitány castle to the Nagy-Széna Hill. The largest displacement is between 100m – 120m. Conjugate strike-slip faults occur in the northwestern Vértes Hills; these were formed by NW–SE compression and perpendicular NE–SW tension (Figure 138). These strike-slip faults could have formed during the D8 phase, but the tensional axis is closer to that of the D9 tensional phase (which is where they have been classified in this study). This is the possible time span when conjugate fractures were formed in the sandstone of the Mennyasszony Hill (Plate IV, 4, Figure 138). The 0.5cm – 3cm-wide fracture zones are deformation bands related to the cementing fluid flow. The northernmost syn-rfit structures occur near the Szárliget and Óbarok villages. The largest fault is called the Zuppa Fault and it runs along the SW side of the Zuppa Hill. Thin Eocene and thick Oligocene sequences of the hanging wall are asymmetrically tilted towards the fault. Tilted blocks are seen in the Hosszú Hill where an early Oligocene denudation surface represents the reference plane (Figure 142). The Zuppa Fault is cut by a younger NNE striking normal fault and this can be attributed to the D12 phase. East from the Zuppa Fault a parallel normal fault occurs. This represents the eastern boundary fault of the Nagyegyháza Basin and bounds the Lófingató Hill on its southern part. Just north of the area shown on the map sheet, direct kinematic data verify the normal kinematics of the fault (FODOR 1995). Although the displacement of the fault decreases southwards, this segment seems to be covered by younger Sarmatian and late Miocene sediments. Estimation of the timing of this phase is hampered by the lack of syn-tectonic sediments in the Vértes area. The Oligocene sediments are always deformed but this does not provide enough evidence to state a precise timing. On the other hand, there are several relative chronology data with respect to other phases. Superimposed striae in the Gánt mines indicate that the rifting post-dates the strike-slip faulting phase (D8), while the younger phases (i.e. D10, D12) are marked with E–W tension (Figure 95c). In line with the map scale structures, the NW striking syn-rift faults are cut by the N to NNE striking faults of the D10–12 phases. On the other hand, strike-slip fault could be coeval with normal faults. These data could indicate an early Miocene–Badenian timing. The initiation of rifting can be estimated with greater certainty if the Eggenburgian termination of the previous D8 phase is accepted (MÁRTON, FODOR 1995, 2003). The rifting phase started during or after the first phase of a vertical axis counterclockwise rotation. The extent of this rotation was 30–40°, which is similar to the value between the stress axes of the D8 and D9 phases. In fact the rotation induced a change of stress axes and

295 thus its age serves as a lower time constraint for the rifting phase. On the other hand, the next phases started in the late Badenian or Sarmatian. To summarize, using the data and analogy from the Pannonian Basin the Ottnangian–middle Badenian is accepted as the period of the D9 syn-rift phase.

Late Badenian–Sarmatian Normal faults of the D10 “late syn-rift phase”

The extensional deformation continued in the second part of the Middle Miocene. However, the change in the tensional direction led to the separation of the D10 phase (here referred to as the “late syn-rift phase”). The stress field was characterised by E–W tension but the minimum stress axis varied between ESE–WNW and ENE–WSW (Figure 143). This stress field is similar to that which marks the D12 late Miocene–Pliocene but the structures are different in their age. The intercalated D11 transpressional phase and the termination of some structures at the base of the Pannonian also account for the separation of the D10 and D12 phases. Here only those structures are presented which provide evidence for pre- Pannonian timing. In the north-eastern corner of the map sheet, and east from it, syn-sedimentary dykes are show as occurring in the Sarmatian limestone. These are similar to those structures from the Zsámbék Basin (FODOR et al. 2000) and from the Tétény plateau (BERGERAT et al. 1983). The infilling of the dykes is similar to the host rock but it has finer grain size and became more resistant during the diagenesis (Plate VIII, 5). Close to the area on the map sheet, sedimentary dykes were also surveyed in Szomor while syn-sedimentary faults from Gyermely have been identified by BADA (1994) and BADA et al. (1996). All these structures indicate precisely the Sarmatian age of the deformation but the direction of the stress axes can only be estimated between E–W and ESE–WNW (Figure 143). In the southern part of the Mór Graben a fault system — consisting of N–S to NW–SE striking segments — borders the western boundary of the Orond Ridge. This fault represents the eastern boundary of the Söréd Graben (which is part of the Mór Graben). Boreholes Fehérvárcsurgó Fcs–160, Fcs–4, and Fcst–5 encountered some Badenian formations, such as the Hidas, Baden(?) and Perbál Formations in the deepest part of the graben; these are missing on the margins (Plate XX, 2). The presence and lateral extension of these formations could be connected to syn-sedimentary subsidence along the boundary fault. The initial fault movement could be middle or late Badenian. Other fault segments could have been active during the Sarmatian Gyulafirátót Formation or just before the Pannonian sedimentation. This possibility can be stated because the thick, poorly dated clastic sequence of the hanging wall is missing from the footwall (Plate XX, 2). Several- metre wide syn-sedimentary dykes with sand, gravel and clay infilling were observed in the vicinity of the Söréd graben boundary fault – namely,, in the Bot Hill of Magyaralmás (Plate VIII, 4). The age of the sediment is not known but this study classifies it to the Gyulafirátót Formation. The dykes indicate an E–W tensional stress field (Figure 143). Several normal faults of this phase occur in the eastern margin and foreland of the Vértes Hills. Cross-sections show that the Sarmatian sediments were deposited in fault-bounded half grabens (Plate XX, 3). While the Sarmatian is lacking in the Csákvár Csv-21, –22, –23a, and –25 boreholes, the thickness of Sarmatian is considerable in the surrounding Csá–1 and Csv–29 boreholes; thus syn-sedimentary faults have been postulated as being present between the boreholes. A symmetric graben occurs near the Felcsút Ridge (CSILLAG et al. 2001). Seismic reflection profiles image these half grabens and their boundary faults are sealed by the late Miocene (Pannonian) sequence (Plate XX, 3, CSILLAG et al. 2004). The D10 structures can be dated by the described syn-sedimentary structures. In the eastern Vértes Foreland Sarmatian movement can be demonstrated and it could already have started in the middle Badenian in the Söréd Graben. Palaeomagnetic data help in interpreting and estimating the timing of the structures. MÁRTON, and FODOR (2003) described the occurrence of a 15-20° counterclokcwise rotation during the Badenian. This value is close to the angular difference between the stress axes of the D9 and D10 phases; the stress field change is strongly connected to the rotation, as with the earlier rotation event. Thus the rotation event strongly supports the independence and late Badenian initiation of the D10 phase.

Late Sarmatian D11 phase: transpression

The Miocene tensional deformation was disrupted by a transpressional deformation. WNW–ESE to NW–SE striking dextral, and N–S striking sinistral faults characterise the fault geometry in the outcrop scale, while NE–SW trending reverse faults also occur (Figure 144). One of the best arguments for this phase involves the reverse faults in the Gánt mines which displace the Múzeum Fault by up to 1m (Plate XX, 1) (ALMÁSI 1993, MÁRTON, FODOR 2003). The reverse fault clearly post- dates the strike-slip fault, which has been attributed to the D8 strike-slip phase. The reverse faults are marked by NW–SE compression (FODOR 2007).

296 Some other WNW–ESE striking dextral faults can also be attributed to the D10 phase, like that one that has a 150m separation on the Antal Hill. The maximum horizontal stress axes of these faults are similar to the stress axes of the D9 phase, but the mimimum axis could be closer to the E–W direction of the D11phase. In this study some reverse faults of the D10 phase in the Bot Hill (Figure 144) have been conditionally classified to the D11 phase. These faults displace sedimentary dykes by up to 0.5m (Plate VIII, 4). In the vicinity of the outcrop, in the borehole Ma–10 similar reverse faults were encoutered but the thrust of the Triassic over the Eocene could also be older. Dextral transpression is well known in the Transdanubian Range. The most remarkable structure is the Telegdi Roth Line which has a polyphase motion history. After the Badenian, during the Sarmatian, the Triassic thrust over the upper Badenian (MÉSZÁROS 1981; KÓKAY 1976, 1996). The other structure is the Csesznek Zone (KISS, FODOR 2007). The D11 structures of the Vértes Hills can be attributed to this transpressional phase. After MÁRTON, FODOR (2003) and KISS, FODOR (2007) the transpressional shortening decreases northwards and in the Vértes Hills only minor structures are present. Estimating the timing of this phase is problematic in the Vértes Hills. The transpressional deformation of the Telegdi Roth Line is Sarmatian (which in this study is what was projected for the D11 phase). It is also possible that transpression dominated only the southern Vértes Hills, while northwards only tensional deformation occurred during the whole Sarmatian; given these details, the D10 and D11 phases could be partly coeval.

LATE MIOCENE–EARLY PLIOCENE D12 phase: normal and oblique-slip faults

The stress field of this phase is similar to that of the D10 phase; it is characterised by a tension between E–W and NW–SE, and locally it shows a transtensional character; in this latter case the maximum horizontal stress axis was approximately in a N–S direction (Figure 145). The main structural elements were normal faults whose direction varied between N–S to NE–SW. It is possible that the NE–SW and particularly the ENE–WSW striking faults have a strike-slip component and presumably they were sinistral-normal or normal-sinistral faults. The faults of this phase bound late Miocene syn-sedimentary basins or younger post-sedimentary depression, and these faults are clearly visible on the Bouguer anomaly map (Plate XIX). The structures of this phase dominate the eastern and south-eastern margin of the Vértes Hills and have had a decisive influence on the morphological scarps. The mapping work imaged in detail the fault system and differentiated four main fault segments: i.e. striking N–S, E–W, NW–SE, and NE–SW (CSILLAG et al. 2001, 2004; FODOR et al. 2005b). The faults segments are overlapping and show variable displacement, as can be seen in the tilted denudation surface in the footwall of the fault near Csákvár (Figure 146). The western fault system of the Eastern Vértes Ridge bounds the Gánt and Vérteskozma Depressions. The relative chronology of the four fault sets is not clear. Cross-cutting relationships suggest that they are coeval. Oversteps are frequent at fault junctions, like the one NW from Csákvár (Figure 146), where the Csákvár-Oroszlány road runs between two oppositely dipping, overlapping faults. Several boundary faults of the Zámoly basin are under Quaternary cover. A N–S to NNESSW striking fault zone was identified earlier using borehole data (Plate XX) (CSILLAG et al. 2004). The south-eastern margin of the Zámoly Basin trends (E)NE–(W)SW and marks the north-western boundary of the Velence Hills (GYALOG, HORVÁTH eds 2004). On the basis of borehole data the eastern faulted margin of the Zámoly Basin can only be tentatively placed along the Vértesacsa Brook. The northern boundary of the Zámoly Basin is the Felcsút Ridge, which is 100m – 150m higher than the surrounding depressions; this is verified both by borehole data and the Bouguer gravity map. The northern boundary fault of the Felcsút Ridge displaced the pre-Cenozoic basement of the Bodmér Graben by 100m –140m. This graben is asymmetric and its Triassic basement emerges at the surface in the north. The northern part of the Eastern Vértes Boundary Fault, at the western margin of the Bodmér Graben, splays off and bounds several small ridges of Triassic dolomite between Szár and Szárliget. Here the faults of the D12 phase join NW–SE-trending D10 faults. Near Szálláskútpuszta outcrop-scale normal faults can be measured in the vicinity of the map-scale fault and these verify the normal kinematics (Figure 145). The blocks are slightly tilted towards the main faults, as indicated by faulted late Miocene/Pliocene sediments (Plate XXII, 2). The Zámoly Basin with the Bodmér Graben constitutes a rhomb-shape depression which was formed by a transtensional deformation. The south-eastern and northern boundary could represent a strike-slip or oblique-slip boundary, while the N–S segments are normal faults (Plate XXI). The Csákvár segment of the Eastern Vértes Boundary Fault is important because it makes possible to verify the syn- sedimentary nature of the fault. The fault changed to an eroded fault scarp and the latter was covered by abrasional conglomerate and breccia (at their higher part) of the late Miocene Diás Formation. Similar sediments cover the scarp in 5 other places along the Eastern Vértes Boundary Fault; the highest scarp is 70m (on the Kis-Somlyó Hill). The fault scarps are covered by abrasional sediments, thus indicating the late Miocene formation of the boundary fault system. The evidence

297 for synsedimentary motions is also supported by the presence of sedimentary dykes filled with sandstone and dolomite silt (Plate XXII, 1; CSILLAG et al. 2001, FODOR et al. 2005a). Cross-sections and seismic sections clearly indicate that certain segments were active during the late Miocene sedimentation. The sediment thickness of the Csákvár Formation changes considerably between boreholes Csv–22 and Csá–1, Csv–23a (Plate XX, 2). This fault has had no effect on the Vértesacsa Formation and it was active only during the late Miocene. On the other hand, the fault segment between the boreholes Csv–22 and –21 deform the Vértesacsa Formation and thus it was still active at least in the Early(?) Pliocene. A similar age can be assigned to the faults of the Felcsút Ridge (FODOR et al. 2005a). The Gánt and Vérteskozma Depressions belong to the D12 phase. Their boundary faults strike NE–SW and bound SE- tilted half grabens (Plate XV, 1). The basin fill consists of late Miocene to early Pliocene(?) sediments. The maximum separation could be 300m – 400m. The normal fault zones terminate in splays and indicate decreasing displacement. The depressions are cut by WNW–ESE striking oblique-slip faults. Fractures with breccias are typical along the western boundary faults of the Eastern Vértes Ridge. The best outcrop is in the Fáni Valley, where brecciated zones are 10m –12m high and 0.1m – 0.5m thick. Due to the lack of displacement these structures are considered to be sedimentary dykes. Near Gánt several dykes with dolomite breccia or dolomite sand filling follow the boundary fault. In some cases the vertical filling is connected to (presumably) coeval sub-horizontal breccia bodies. These sediments could be part of the Diás or Vértesacsa Formation. The brecccia dykes or fault zones are sub-parallel to the boundary fault system of the Eastern Vértes Ridge and were formed by E(SE)–W(NW) tension. The infilling sediments would provide evidence for the age of the deformation but unfortunately little is known about these. Classification of the dykes either to the D12 late Miocene–early Pliocene or to the D13 late PlioceneQuaternary phases is also possible. Normal faults are connected to strike-slip depressions. The best example is the Kápolnapuszta Depression (FODOR et al. 2004), which was formed between two parallel dextral strike-slip faults. Fault kinematics and the displacement character change gradually along the strike as the faults turn from an ESE to SE direction (Figure 148). Dextral separation, decreasing from 170m to 70m, is constrained by three independent markers: i.e. steeply dipping dolomite layers, and displaced two different formation boundaries. The fault kinematics is indicated by a few fault-slip data (Figure 148b, c). The depression resembles a pull-apart basin with more complex internal geometry. The fault motion could have started in the late Miocene but continued in the Pliocene or Quaternary. Similar small, pull-apart depressions occur south of, and near Kőhányáspuszta. The formation of the Mór Graben could have taken place partly during the D12 phase. The morphological Mór Graben consists of two distinct tectonic depressions (Plate XXI). The southern Söréd Graben was formed during the D10 middle Miocene phase. The fault zones between this graben and the Orond Ridge to the east trending ~NS. These faults displace the late Miocene sediments (as demonstrated by boreholes); the maximum preserved thickness is approximately the same as the D12 phase displacement. The existence of synsedimentary motions can be suspected on the basis of late Miocene abrasional gravel on the Tóhely Hill. In the northern part of the Mór Graben the Mór Basin is filled by Oligocene sediments. The late Miocene activity of the Mór boundary fault can only be suspected on the basis of superposed fault striations. The youngest of the superposed slip events was dextral-normal (KÓTA 2001), which would be in agreement with the D10 or D12 phase fault kinematics. The Mór Fault turns NNE at the Antal Hill; this fault represents the main fault of the slightly asymmetric Psuztavám Graben (Plate XXI). The fault continues in a NNE direction with decreasing separation and it has been penetrated by several boreholes. Parallel to this, another NNE–SSW-trending fault is clearly evident east of the Tehén Hill. The maximum displacement was around 500 m, as is shown by the borehole data. Because the southern and northern grabens have different respective polarities they can be separated and referred to as the Pusztavám and Bokod Grabens (Plate XXI). The western boundary fault of the Bokod Graben steps towards the eastern side of the Dad high in its northern part with the interaction of a relay ramp The Dad Ridge existed already in the Eocene but its structure was completed after the Badenian, in the D12 phase. The ridge extends over the boundary of the map sheet (Plate XXI) and was recognised by BERNHARD et al. (1974). West of the ridge the Császár Graben follows and evidence for this was provided by the Császár Cá1 borehole (Plate XXI). Further to the NW, the pre-Cenozoic basement rises up to sea level in a narrow ridge. One of the boundary faults of this ridge was detected on the surface by BERNHARD et al. (1974); the geological reason for this is that south-tilted late Miocene is juxtaposed to a small outcrop of Oligocene. Similar faults were measured in the Durdó Hill outcrop (Plate VII, 4). The northwestern corner of the map sheet belongs to the Kenyéri Basin (TARI 1994). The Bokod Graben steps in the direction of the Kecskéd Graben, which has its main boundary fault to the east (Plate XXI). Further to the east, the asymmetric Majk Graben follows; this has a boundary fault with a maximum 250m separation. The boundary fault partly occurs on the surface at the Nagy-Somló Hill. The next fault to the east cuts the northern Vértes Hills and reaches the Tatabánya Basin.

298 LATE PLIOCENE–QUATERNARY D13 phase: Neotectonic deformations

Neotectonic deformation started in relatively recent times and has involved processes which are still active today. Several studies describe the present-day deformation processes acting in the Pannonian Basin (HORVÁTH, 1995, BADA, HORVÁTH 2001, BADA et al. 2007). The deformation pattern and the stress field of the Pannonian Basin changed from the formerly dominant extensional type to a compressional or strike-slip type, as indicated by in situ stress data, earthquake focal mechanisms and numerical models (GERNER et al. 1999, BADA et al. 2007, TÓTH et al. 2002, BADA et al. 2001). GPS data also indicate a 1.3 mm annual shortening in the western and central Pannonian Basin (GRENERCZY 2005). The neotectonic phase is frequently referred to as an ’inversion’ in the literature (HORVÁTH 1995). The estimation of the timing of the onset of the neotectonic phase is problematic within the basin. The change in structural style is not always very sharp and the timing of the change is frequently not precise. In addition, the onset of the inversion indicates a younger age as it progressed in a northeastern direction within the basin (TARI 1994, BADA et al. 2005, FODOR et al. 2005b). The deformation of the late Miocene sediments in the Vértes Hills has been demonstrated (CSILLAG et al. 2001, 2002; FODOR et al. 2004, 2005d), but the change of deformation style is subtle and difficult to date (CSILLAG et al. 2002, FODOR et al. 2005a). A theoretical basis and some concrete examples of neotectonic research were presented in earlier studies by FODOR et al. (2001, 2003, 2005a, b). The basic theses of these publications and the basis of the mapping work suggest that the demonstration of a neotectonic structural element needs the use of both subsurface data (in the best case seismic reflection profiles) and surface data, like morphotectonic indices. Neotectonic analysis involves the understanding of the surface processes, denudation events, drainage network evolution and the “pre-neotectonic” geological structure. Undoubtedly the verification of neotectonic structural elements in the Vértes is quite difficult but, in the some cases, we can suggest the existence of such structures. The following description lists and critically analyses those features which indicate such neotectonic activity; however, these details do not represent definite results, thus leaving possibilities for more concentrated neotectonic research in the future. Neotectonic structures in eastern boundary and foreland of the Vértes Hills In the eastern Vértes Foreland the most remarkable drainage anomaly is the north-western flow of the Vértesacsa Brook, which runs opposite to the consequent SE flow. This brook, together with the Boglár Brook, skirt the Csaplári-erdő. South from this area dolomite debris — derived from the Vértes Hills — is present on the Haraszti-erdő. This indicates that the Csaplári-erdő-Haraszti-erdő area was part of a continuous denudation surface (glacis) before the incision of the brooks. In this study this former denudation surface has been reconstructed (Plate XXII, 3). A surface from the depositional site (Haraszti-erdő) was projected towards the possible dolomite source (i.e. the Vértes Plateau) using the dip of preserved younger denudation surfaces (i.e. pII, pIIIa, pQIII, pIV). It was found that only the usage of the lower pII terrace surface resulted in a projected surface, which reaches the dolomite. The dip of all other surfaces resulted in a projection over the Vértes dolomite plateau where a source for dolomite clasts was not possible. As a consequence of these observations, the suggestion is made here that the southern boundary fault of the Felcsút Ridge was reactivated and it uplifted the Csaplári- erdő–Haraszti-erdő block. During this motion the block was slightly tilted to the northwest and induced the reversal of the flow of the Vértesacsa Brook. Boreholes and the gravity map clearly indicate that the Csaplári-erdő is still structurally lower than the Felcsút ridge in the north. In the southern hanging wall the 100m – 150m Vértesacsa Formation is present (which is lacking in the footwall). This fault was active during the D12 phase as sinistral-normal faults. The section shows that the D12 separation is much larger than a possible D13 reverse slip. During the neotectonic phase this transtensional deformation changed to a sinistral or sinistral-reverse slip, as indicated by the present-day stress field. It is assumed here that the uplifted, deformed denudation surface is Quaternary in age and thus the deformation could also be Quaternary. Thus, the southern boundary fault of the Felcsút ridge can be considered as a neotectonic element because it underwent a Quaternary reactivation in the style of the “inversion phase” of the Pannonian Basin. Western boundary fault of the Eastern Vértes Ridge Neotectonic elements were observed at the northern and southern end of the fault zone. A NE–SW-trending, 60–70° fault was observed in a small quarry above the Fáni Valley (Figure 149). The fault is associated with a 20–30 cm-thick calcite- cemented fault breccia (Figure 149a). In the hanging wall the loose Pliocene(?)–Quaternary dolomite breccia is dissected by small faults with cm-size displacement (Figure 149c). The hanging wall breccia lies against the fault and was probably deposited during the faulting process. Its age is uncertain but it seems to be younger than the Vértesacsa Formation. North of Csákberény, near the Bucka and Lóállási Hills, borehole data and the drainage pattern help to demonstrate the neotectonic activity of the western fault of the Eastern Vértes Ridge (Figure 150). In the hanging wall of the fault several

299 boreholes — and also newly-prepared electric resistivity curves — suggest the presence of buried Quaternary valleys with a more than 10 m-thick infilling. The bottom surface is lower than the bottom of the valleys in the eastern footwall block. These dry valleys start right at the fault and thus it can be assumed that their former western upstream sections should exist (Figure 151). It is presumed that the western buried valleys in the hanging wall were the continuation of the dry valleys (wind gaps) of the footwall in the east. The valley segments were disrupted by the neotectonic reactivation of the western boundary fault. The motion could be Quaternary and with normal kinematics, although direct data are lacking. Fractured pebbles occurring within the proluvium of the Horog Valley could be connected to this deformation (FODOR et al. 2007). Northern Mór Valley and Által Creek region The northern part of the Mór Valley and the upstream section of the Által Creek represent one of the most complicated areas from a geomorphological point of view. The historical 1810 Mór earthquake represents the most important neotectonic signature. The thorough analysis of historical descriptions and the early isoseista map (Earthquake chapter) enabled the localisation of the epicentre to be studied in detail. Given this, there are indications that the earthquake could be connected to the Mór boundary fault. The Mór Fault was active in the Oligocene (D7 phase) and in several Miocene–Pliocene phases. The fault splays off at the Antal Hill; the main branch continues towards the NW, while the other goes NNE and then passes south from the Márkus Hill (Plate XXIII). The main strand splays off again at the curve of the Által Creek into three branches. The eastern branch approaches the Tehén Hill Fault, but these two dip oppositely. From the north-western part of these 3 segments, which forms the highest point of the Bársonyos Hill, a denudation surface dips to the southeast. The gravel carpet occurs at several places below the loess cover. This surface continues over the Által Creek in the Márkus Hill. On the other hand, in the footwall of the Tehén Hill Fault the denudation surfaces dip gently to the NW or are sub-horizontal. In the hanging wall, large sub-horizontal surfaces can be considered as proluvial surfaces or as terraces of the Által Creek (Plate XXIII). The different dips of the morphological surfaces seem to correlate with the fault pattern. The south-east dipping surfaces head towards the Antal Hill Fault. The gravel contains Eocene and Triassic clasts derived form the Vértes Hills. These clasts could not have been deposited onto the denudation surface at the present-day dip, thus it can be assumed that the surfaces originally had a north-westward dip direction, like the surfaces of pV near the Tehén Hill and further to the north. The denudation surfaces were tilted back towards the Vértes Hills by the activation of fault(s) at the Antal Hill (Plate XXIII). In addition, the easternmost branch of the main Mór Fault seems to cut the back-tilted surfaces near the Száraz Hill. This deformation might have induced soft-sediment deformation features in the Pusztavám Quaternary gravel pit (Plate XI, 2). The observed pebble folds can be directly or indirectly linked to the neotectonic motions of the boundary fault of the Pusztavám Graben. Seismic shocks could have directly induced fluidisation of the sediments. Sediment deformation could also be related to periglacial effects (i.e. gelisolifluction). Seismic shocks could have indirectly caused instability that influenced the slope-ward glide of the sediment. Fractured pebbles are present in the deformed sediment and the fractures are parallel to the faults of the Pusztavám Graben; this emphasizes the direct effect of the seismic waves (FODOR et al. 2007). The activity of the boundary fault of the Antal Hill is not evident in front of the Tehén Hill (near the Vértesszentkereszt church) where proluvial-eolian surfaces cover the fault. Given the lack of an active fault, there are no more south-eastward tilted surfaces. On the other hand, neotectonic activity might have shifted to the Tehén Hill Fault and the motion of the latter could have resulted in the relative subsidence and widening of this segment of the Által Creek. The drainage pattern near the curve of the Által Creek shows a south-eastward flow direction, parallel to the Mór fault (Plate XXIII). The uppermost reach of the Által Creek could really have been controlled by the active fault. The other creeks flow in asymmetric valleys gently dipping NE, towards the Mór Fault. This asymmetry could be connected to secondary faults, parallel to the Mór Fault; or it could simply be in association with the regular repetition of more resistant lithological units in the Oligocene bedrock, which were passively eroded during the gradual incision. In the case of the Káposzta Creek the apparent tectonic control along the north-eastern margin of the valley has been accepted as valid (Plate XXIII), but there is no direct evidence for the fault. Soft-sediment folds were found in the Quaternary layers of the Mór waste dump (formerly a clay pit) (Plate XI, 4). The layers tilt gently to the north and are probably related to the movement of the Mór Fault. The tilt could have induced liquefaction and the formation of seismite directly or due to the destabilisation of the liquefied soil (with the possible interaction of freezing-thawing cycles). Taking into account the complex analysis it can be assumed that the Mór Boundary Fault and its segments were active during the Quaternary. The motions could have induced the tilting of the denudation surfaces; this could have resulted in soil creep and soft-sediment deformation (probably assisted by solifluction and gelisolifluction), or directly in the formation of seismites. Pebble fracturing could at least be partly connected to seismic events. There is no direct data for the kinematics of the proposed faulting. The regional, present-day stress field would suggest a dextral-normal or reverse slip.

300 EARTHQUAKES IN THE VÉRTES HILLS REGION

Although catastrophic earthquakes were (and are) rare in the Pannonian Basin, it has a long history of earthquakes. Some of them have caused substantial damage; one of the biggest occurred on the 14th January 1810 at Mór at 18 h Local Time. The intensity of this earthquake reached the 8. Degree on the EMS-scale (that is the equivalent of ML=5.4 on the Richter scale) and it caused some casualties. Heavy damage to buildings occurred in Mór and Isztimér, and in the narrow strip of the Mór graben. The earthquake caused panic in Buda and Wien, and was felt in Sopron, Debrecen and Baja. In order to examine the cause of the earthquake – which, as mentioned, claimed human life and caused heavy damage to buildings — in 1814 the Royal Council of the Governor-General sent P. Kitaibel and A. Tomtsányi (professors of Pest University) and J. Novák (the chief medical officer) to carry out investigations. Their map (here given as a facsimile from 1960) shows the isoseismal line circumscribing the area where the damage was strongest, and also shows fault lines generated by this earthquake and the direction of the main shock (Figures 152 and 153). The original map is the oldest known isoseismal map. The investigators expounded two ideas for the origin of the earthquake. According to one, subsurface fires emanating from coal beds resulted in the formation of vapour in certain holes, and the emerging pressure suddenly blew up the layers above it. According to the other idea, subsurface electronic discharges caused the earthquake. The main earthquake was followed by thousands of post-event tremors. (A local gardener observed these by hanging little bells on branches of trees in Csákvár. He registered that more tremors took place at night than during the daytime. Unfortunately the notes he took have been lost.) In the case of historic events such as the earthquake under consideration, for the estimation of the focal depth and location of epicentres the value of the isoseismal maps can be enhanced with the application of macroseismic data. In the case of the Mór earthquake, SZEIDOVITZ (1987, 1990) summarized the historical macroseismic data (including those of Kitaibel, Tomcsányi, Novák) and calculated a focal depth of 18±5 km. (Figure 154). RÉTHLY (1952) collected the first catalogue containing well-documented historical material about earthquakes that have occurred in Hungary. Recently, the Hungarian Earthquake Catalogue (ZSÍROS 2000) lists 371 historical and instrumentally recorded earthquakes throughout the Vértes region (Figure 155). The historical data are very inaccurate (in many cases even lacking data about the exact time of the event). And, for instance, epicentral coordinates are connected to the name of closest settlement. However, more correct data for this region have been collected since 1996. Since 1995, substantial progress has been made with the development of the Hungarian earthquake monitoring network. Alongside considerable investment, the Paks Nuclear Power Plant Ltd. established a network of high-quality digital seismographs, following the recommendations of the International Atomic Energy Agency. The earthquakes observed by this network are published annually (TÓTH et al. 1996–2007). The network established a seismological station in Csákvár in 1996, and later this station was moved to Gánt in 2001. There were 64 earthquakes in the Vértes Hills and surrounding region in the last decade. In addition, on many occasions only the Gánt station detected the events, so these have been left out of the catalogue. The last event occurred on 21st December 2007. The standard error of the epicentre was below 10km in 34 cases (indicated with triangles), and above 10km in approximately 30 other cases (indicated with circles in Figure 155). The epicentres are scattered around the Mór graben and in the eastern Vértes Foreland. Even nowadays, in many countries the density of seismological stations is not sufficient for the depth calculation. The earlier focal depth calculations used the GUTENBERG, RICHTER (1942) and BLAKE (1941) formula. These are the simplified forms of the KÖVESLIGETHY (1907) method and use macroseismic data. Many focal depth values have considerable degrees of uncertainty. The focal depth determinations from instrumental data are also regarded as lacking accuracy. However, the situation has been improved since high sensitivity digital networks came into operation and the typical error associated with depth determination has been reduced to about 2–4km. The distribution of focal depths suggests the majority of events occurred primarily about 10km below ground level (Figure 156). In the Pannonian Basin the majority of earthquakes have

301 occurred primarily between 6 and 15km below ground level (ZSÍROS 1989, TÓTH et al. 2002). In the Vértes Hills region information about depth is available in less than 11% of earthquake cases. The magnitude distribution of earthquakes shows a peak between ML2-3 ranges. Only 11 earthquakes have ML=4.0 values (Figure 157). These events are connected to earthquakes which happened at Mór and Várpalota. The monthly distribution of earthquakes (Figure 158) shows a peak in March, this being the result of numerous aftershocks of the main earthquake, which occurred at Várpalota (04.03.1927, ML3.4). The small-magnitude earthquakes are difficult to separate from quakes caused by explosions. Because mining activity is still considerable in the Vértes, explosions are frequent and have been regularly registered by the seismic monitoring network. The identification and separation of man-made and natural quakes was carried out using special filters (KISZELY 2001). The diurnal distribution of blasts shows a midday peak. The quarry activity is high between 10:00 a.m. and 2:00 p.m. Quarry explosions are usually detonated during daylight hours on a regular basis and they are usually of the same size. The mines operate during normal weekday workdays. The diurnal distribution appears to be relatively homogenous (Figure 159), especially if consideration of the blast is omitted. There are only 2 focal mechanism solutions in the Vértes region (TÓTH et al. 2002a). One shows a NE–SW maximal horizontal stress axes, in the other the axes are E–W; this fits into the regional picture of the stress field of the Pannonian Basin (BADA et al. 1998, 2007). To summarise, it can be said that the area is seismically active at present, and small shocks burst out from time to time mostly in the environment of Mór. The historical record suggests that earthquakes with a magnitude of 5 or larger could occur in future, with a recurrence time of 200 years.

302 GEOLOGICAL HISTORY

Pre-alpine history

Due to scattered geological data and the uncertain classification of the formations little is known about the Caledonian and Variscan geological history of the Vértes. Therefore only an incomplete introduction can be given in connection with the pre-alpine geological history of the Transdanubian Range (FÜLÖP 1990, CSÁSZÁR in BUDAI et al. 1999, GYALOG, HORVÁTH eds 2004, based on CSÁSZÁR 2005). The sedimentation of the Early Palaeozoic — which took place predominantly in an open, pelagic basin — was characterized by the deposition of fine-grained siliciclastic sediments. From time to time this was interrupted by volcanic events in the Late Ordovician and in the Silurian and Devonian. The areal extent of shallow-marine platforms — resulting in carbonate mud moving into the pelagic region — significantly increased during the Devonian. In the Early Carboniferous deposition of carbonates and siliciclasts continued in different sedimentary environments. During the Variscan orogeny rocks were affected by anchi- to epizonal metamorphism and — similarly to the Balatonfő area — nappes may also have been formed (DUDKO 1988 and DUDKO in GYALOG, HORVÁTH eds 2004). Hypabyssic calc-alkaline granite plutonism in the Late Carboniferous can be related to the last period of this orogeny or to the first step of the alpine evolutional history; its cooling phase may also have been extended into the Early Permian.

Alpine history

Continental and shallow-marine sedimentation in the Late Permian

The alpine history of the Transdanubian Range was initiated by continental rifting — which took place in the Permian — and simultaneously acidic volcanism. As a result of the subsequent Late Permian transgression the continental alluvial plain (Balatonfelvidék Sandstone), with its semi-arid climate was covered by a shallow-water sea, which flooded the area from the northeast (in accordance with the present direction) (Figure160). The peritidal sabkha (Tabajd Evaporite) — located on the boundary of the continental terrain and the shallow sea — and the shallow subtidal lagoon (Dinnyés Dolomite) developed between the Eastern Bakony and the Velence Lake, in the southern foreland of the Vértes (MAJOROS 1980, 1983; HAAS et al. 1988; FÜLÖP 1990; HAAS, BUDAI 1995). The connection between palaeogeographical environments in the Southern Alps during the Late Permian is similar to the above-mentioned one: going towards the East-Northeast the alluvial plain environment dominating the Lombardian area (i.e. Verrucano Lombardo, Val Gardena Sandstone) was followed by a coastal sebkha (Bellerophon Formation “fiamazza facies”), and a shallow-marine open lagoon (Bellerophon Formation “badiota facies”) in the area of the Dolomites (PASINI et al. 1986, BROGLIO LORIGA et al. 1990).

Early Triassic siliciclastic-carbonate shallow-marine ramp

Due to the sea-level rise at the Permian/Triassic boundary, the south-westward-verging transgression (in accordance with the present directions) reached the Bakony continental terrain; therefore Late Permian palaeogeographical boundaries were shifted south-westward, on the gently-sloping ramp covered by a shallow-water sea (HAAS, BUDAI 1995). In the course of the Induan a relatively open outer shelf basin was formed in the Vértes Foreland (Alcsútdoboz Limestone). This was separated by a range of oolitic sand reefs from the inner shelf lagoon (Arács Marl) (HAAS et al. 1988). Around the Induan/Olenekian boundary the siliciclastic influx into the sedimentary basin increased (Zánka Sandstone). This so-called “campil event” can be identified on significant parts of the Western Tethys, and it is explained by the occurrence of a more humid climate (HAAS, BUDAI 1999) and the tectonic uplift of the hinterland (BROGLIO LORIGA et al.

303 1990, HAAS et al. 2002). Due to the relative sea-level fall — which occurred after the above-mentioned event — and the onset of a more arid climate, a shallow-marine, hypersaline lagoon was formed (Hidegkút Dolomite). As a result of a considerable sea-level rise during the second half of the Olenekian, sedimentation took place in a subtidal open-shelf basin (Csopak Marl). The increase of siliciclasts and the grain-sizes indicate that the siliciclastic–carbonate ramp became shallower and the basin was infilled (BROGLIO LORIGA et al. 1990, BUDAI, HAAS 1997).

Formation of a shallow-marine carbonate ramp in the Middle and Late Triassic

With respect to the Anisian and early Ladinian periods of the Middle Triassic history of the Vértes only poor data are available. The formation of the shallow-marine carbonates of early Anisian age may also have taken place in a shallow, subtidal environment under the conditions of an arid climate (Aszófő Dolomit), and subsequently in a poorly-ventilated, deep, subtidal lagoon (Iszkahegy Limestone), just like in the Bakony. The synsedimentary block-tectonics in the middle Anisian resulted in the segmentation of the shallow subtidal carbonate ramp (Megyehegy Dolomite), which had developed by the end of the early Anisian (BUDAI, VÖRÖS 1992, HAAS, BUDAI 1995), half-graben or graben-like, hemipelagic basins (ranging from small to large) were formed in the area of the Transdanubian Range (Felsőörs Limestone). The area of the Vértes (Figure160) probably belonged to the uplifted block (BUDAI 2004) and here the evolution of the shallow-marine carbonate platform was continuous during the Anisian and Ladinian (Tagyon Formation and Budaörs Formation). After the rifting episode, during the Late Triassic, the Vértes may have been located on the passive continental margin of the Neo-Tethys. The dramatic subsidence can be regarded as the remote temporal and spatial after-effect of the tectonic event; it was this that had triggered the former rifting. Due to the relative sea-level rise the Vértes platform was in a relatively deeper sublittoral environment for a short time – i.e. in the early period of the Carnian (Hajdúvágás Member). Coevally, denudation took place on the continental terrain; the latter was built up of metamorphic rocks and volcanites (BUDAI et al. 2005). Afterwards, the evolution of the platform lagoon environment was undisturbed again, until the late Carnian (Sédvölgy Dolomite); during the Late Carnian it was temporarily interrupted by a new deepening event (Csákberény Member) The development of intraplatform basins was probably accompanied by small-scale tectonic movements as well; nevertheless, this is indicated by only a few sedimentary dykes and other faults (which were formed earlier, before the tilting). As a result of the final filling-up of basins which were situated between the Carnian platforms, a tidal flat of great areal extent was formed in the last period of the Carnian. The deposition of shallow-marine carbonates on this tidal flat took place at first in an arid climate (Main Dolomite), and later in a more humid climate (Dachstein Limestone) up to the end of the Triassic.

Development of submarine highs and basins in the Early Jurassic

Due to the plate movements (ZIEGLER 1987) caused by the opening of the Atlanticum ZIEGLER 1987) and the Middle Atlanticum respectively, tensile stress also occurred in the sensu lato environment of the Alpine Tethys. This process was manifested by extensional deformation during the Late Triassic – Early Jurassic and the opening of the Piedmont–Ligurian (Penninic) Ocean Branch in the Middle Jurassic. In the course of this process segmentation and partial subsidence of the Dachstein-type Triassic carbonate platform(s) commenced. Within the sedimentary basin located in the area of the Transdanubian Range, strongly different environments came into being. In the Southern Bakony and in the south-western part of the Northern Bakony, a small-scale rise in the relative sea-level occurred in the platform area (Kardosrét Limestone), whereas in the area of the Vértes, no sedimentation took place. Fissure fillings of Early Jurassic age (Pisznice Limestone, Hierlatz Limestone), which are known from the vicinity of the Mór boundary fault, indicate that the development of the submarine high had already started in the Vértes. The developing Vértes High, the Hierlatz Limestone (with a scattered occurrence in the vicinity of the Csóka Hill), the Pisznice Limestone (occurring in the deeper sedimentary basin) and the Isztimér Limestone unambiguously indicate a further change (i.e. deepening) in the sedimentary environment and the development of the dissected morphology of the basement. These together may indicate that the small-scale fault deformation — which resulted in the segmentation of the carbonate platform — may already have started in the Early Jurassic, albeit few clear evidences of tectonic movement (e.g. dykes, faults) can be observed. Southwest of the Vértes submarine high, a relatively deep basin evolved (Isztimér Limestone), whereas North and Northwest of this basin a shallower one was formed in the Early Jurassic (Törökbükk Limestone). Afterwards sedimentation took place a bit farther from the high in the area of an open basin in the Oroszlány region (Tűzkövesárok Limestone). From this time, during the Toarcian, a significant sea-level rise occurred; simultaneously the carbonate production dicreased (Kisgerecse Marl).

304 Deepening then shallowing of the basin, sedimentation on the submarine highs, and the formation of troughs along the highs in the Middle and Late Jurassic

In the early period of the Middle Jurassic, deep-sea sedimentation — which started in the Toarcian — continued all over the area of the Transdanubian Range (Tölgyhát Limestone, Eplény Limestone). At the same time, coevally with the development of the Ligurian Ocean Branch, the extensional deformation process underwent intensification and this led to the formation of fissures and half-grabens in most parts of the Mediterranean area (SCHMIED et al. 2004). On the southwestern margin of the Vértes High (Figure160) a fissure network (or perhaps a small trough?) — which also penetrated deeply into the Main Dolomite — came into existence in the course of the D1 deformation phase (Csókakő Limestone); its activity can probably be separated into two phases (GALÁCZ 1995, FERENCZ 2004). The stress field of the deformation was characterized by tension in a NNE–SSW direction or, locally, by tension perpendicular to the latter direction. This roughly two-directional tension may have occurred on areas characterized by rifts, especially in case of rifts frequently dissected by transform faults. The Jurassic basin may have reached its maximum depth during the Callovian and Kimmeridgian Ages in the close vicinity of the Vértes – i.e. in the one-time area of the Mór Trough (Lókút Radiolarite). In the Late Jurassic the sea basin gradually became shallower in the surroundings of the Vértes; the closeness of the submarine high is indicated by the appearance of crinoidal intercalations in the basinal sediments (Pálihálás Limestone, Szentivánhegy Limestone). These sedimentary processes were accompanied by a small-scale extensional deformation, as is indicated by the dyke filled with the Szentivánhegy Limestone. The deformation is also evident in the escarpment of the Mór boundary fault and in the small faults under the Éles-kő.

Doming- up and the dissection of the basin at the end of the Jurassic and in the Early Cretaceous

The subduction of the Meliata Brach of the Neo-Tethys was characterized by the obduction of a part of the oceanic crust, from the middle of the Jurassic onwards. Although these processes may have taken place northeast of the Transdanubian Range, the effect of the overthrusting of rock bodies was manifested in the northeastern area of the Vértes. As a result of the compressional processes, a deepening, flysch-type basin was formed in the area of the Gerecse Hills. It was characterized by a dissected basement and siliciclastic deposits. Its northern boundary — which is now located outside the Hungarian border – was determined by an island arc comprising the obducted material of the oceanic crust as well (BALLA 1981). The material of this island arc and the redeposited material of the obducted ultrabasic and basic rocks, as well as other Mesozoic rocks (especially radiolarite) were transported into the flysch trough (Lábatlan Sandstone). Simultaneously, carbonate sedimentation went on in the area of the Southern Bakony (Sümeg Marl). On the larger part of the submarine high located between the two basins (i.e. in a larger zone and including the Vértes area) there was a pause in sedimentation until the younger period of the Aptian Age — i.e. the start of the deposition of the Tata Limestone. At the beginning of the Albian the forebulge (i.e. the southern part of the Vértes and the area located southwest of it) became a continental terrain and here considerable erosion took place. This erosion may even have affected Aptian formations in the Vértes. Southwest of the Vértes the appearance of the so-called Albian bauxites in the Bakony Mountains may indicate a long continental period (MINDSZENTY et al. 1994, 2001).

Transgression and fold deformation in the middle period of the Cretaceous

The most significant deformation in the Mesozoic commenced in the early Albian; as a result of NW–SE compression, the Transdanubian Range was folded along a SW–NE axis (FÜLÖP 1989, TARI 1995, FODOR 1998). During the early and middle Albian a zonal sedimentary environment of NNW–SSE strike (in accordance with present directions) came into being in the area of the Vértes (Figure 161). The shallow-marine platform, which developed on the margins (i.e. Környe Limestone) prograded east-southeastward, towards the poorly-ventilated basin in which fine- siliciclastic and carbonate sedimentation took place (Vértessomló Siltstone). During the middle Albian — on a relatively more even surface, and probably under more humid conditions — fluvial, paludal and lacustrine and (in certain areas) marine sedimentation commenced (Tés Clay Marl). The shallow-marine platform was temporarily covered by the pebbly sand and silt deposits of the delta, which had accumulated in front of the river mouth. Simultaneously, southeast of the axis of the synclinorium, predominantly marine sedimentation took place. The siliciclastites of the prograding delta and the biogenic detritus derived from the carbonate platform at Környe filled up the basin to an ever-increasing degree. Finally, this led to the drowning of the carbonate platform. It could be in connection with the transition to a more arid climate that, within a short time, the siliciclastic sedimentation decreased in the Vértes region (and thereafter in other areas of the Transdanubian Range located Southwest of this region), and a shallow-marine carbonate platform came into existence over a large area (Zirc Limestone). The global

305 transgression — with a sea-level rise of about 150m — which started in the late Albian, nevertheless culminated in the Cenomanian (Pénzeskút Marl). It was preceded by a short-term subaerial period and karstification. During the middle Albian–Cenomanian Periods the development of NE–SW-striking folds, flexures and blind reverse faults (e.g. the crocodile structure at Csákberény), which are parallel to the “Transdanubian Syncline Structure”, may have continued (Plate XXIV).

Denudation period from the Late Cretaceous until the early Eocene

By the end of the Cenomanian a process of uplifting had taken place all over the Vértes, and this resulted in a significant denudation process in the Vértes and its wider region. This probably took place — at least partly — in a compressional stress field. In spite of the absence of younger Cretaceous beds it can be presumed that as a result of the Campanian and perhaps the Maastrichtian transgression this area was covered by water; this is indicated by nannoplankton remains of Late Cretaceous age known from Palaeogene formations (BÁLDI-BEKE 1984). The D4 phase may have been occurred in the Late Cretaceous–Palaeocene, and it resulted in smaller displacements (Plate XXIV). Over a long period of time, during the Late- Cretaceous–Lutetian, extensive structures may have been formed and the red or brown calcite dykes appeared in the Vértes (D5 phase). In the initial phase of the Palaeogene, the whole area of the Transdanubian Range became a continental terrain and was characterized by significant denudation. This led to the development of a tropical etchplain (KAISER 1997). Its remnants can also be studied in the Vértes. Triassic carbonates were karstificated to a low degree, and shallow, flat dolines were created (MINDSZENTY et al. 1989, 1995). Products of (sub)tropical weathering, which accompanied denudation, accumulated in these depressions or were transformed into bauxite, respectively. This process may have taken place at the beginning of the middle Eocene. Coevally with the bauxitization process volcanism also took place in the neighbourhood of the area (DUNKL 1992). For the most part, the bauxite at Gánt was formed in a shallow karst terrain, near the karst water level, by the redeposition and further alteration of former weathering products which accumulated some metres higher (MINDSZENTY et al. 1989). The joint effect of the possible denudation of the subtropical vegetation and the heavy rainfalls of the semi-arid climate, as well as the synsedimentary events, led to an increase in soil erosion. Consequently, bauxites occurring in a somewhat higher karst terrain (i.e. Gánt Formation, Csabpuszta Member) were redeposited at a lower level (Oszlop Member). The aeolic sandstone known from the Menyasszony near Tatabánya may have been formed during the continental period in the early Eocene.

Formation of basins and shallow-marine ramps in the middle Eocene

The Dad Ridge, with a NW–SE strike, and the Triassic comb of the Vértes (which is still on the surface) functioned as a threshold between the Oroszlány–Pusztavám Basin and the Kincses–Magyaralmás Basin (Plates XVIII and XXIV). The ridges can be regarded as very gentle compressional anticlines; in the basins developed in the area of the flat syncline, successions of deeper-water facies were deposited. The Vértes Ridge and its slopes were dissected by strike-slip faults with an E–W strike and normal faults with a NW–SE strike (KERCSMÁR 2005, KERCSMÁR et al. 2006, PÁLFALVI et al. 2006, etc.). The most important among the strike-slip faults is the Környe–Zsámbék Line which has an E–W strike; the latter starts from the southern margin of the Tatabánya Basin and runs along the southern rim of the Nagyegyháza Basin. The Tatabánya Basin and Nagyegyháza Basin were formed North of this line (Plates XVIII and XXIV); these basins were divided by uplifted Triassic ridges having a NW–SE strike. Sedimentation in the Oroszlány–Pusztavám Basin started in the above-described geodynamic-tectonic processes in the late Lutetian–early Bartonian Ages (Zone Np–16), (KOLLÁNYI et al 2002, BÁLDI-BEKE 2003a, b). This basin represented the continental, coastal and subsequently shallow-marine part of the Southwestern (Bakony) Palaeogene Basin. By that time the basin had subsided to a bathyal depth (BÁLDI-BEKE, BÁLDI 1990). In the northwestern foreland of the Vértes Ridge initial sedimentation took place in a fluvial environment (i.e. the lower part of the Bajna Member of the Dorog Formation); it was followed by a lacustrine–paludal sedimentation (i.e. the upper part of the Bajna Member of the Dorog Formation), and afterwards a paralic coal-forming environment developed (i.e. Dorog Formation Annavölgy Member) with mangrove vegetation (RÁKOSI 1978, KEDVES 1986). Due to temporal water flows the coarse sediment influx came from the northern, northeastern and southeastern margins of the sedimentary basin, which henceforward remained in a slightly uplifted position (i.e. Dorog Formation Nagyegyháza Member). The sediment influx was in connection with synsedimentary movements, which occurred along the main tectonic lines (especially the Környe–Zsámbék Line). In these areas the alluvial fans were built in paludal and lacustrine environments (this refers to the interfingering of the Bajna Member and the Nagyegyháza Member). Due to the sea-level rise, in the northwestern foreland of the Vértes (Oroszlány–Pusztavám Basin) the paralic swamp- sedimentary environment was gradually shifted to a brackish-water environment and it was followed by a shallow-marine

306 environment of normal salinity (Csernye Formation). In the deeper part of the southwestward-deepening basin the appearance of corals and large foraminiferans (e.g. the endemic Nummulites subplanulatus) indicates normal marine conditions. Coevally, in the eastern and southeastern hinterland of the Vértes continental, lacustrine sedimentation took place, and it was followed by the accumulation of paludal sediments in a restricted lagoon. Afterwards the alternation of brackish-water and normal-salinity marine deposits is characteristic (Forna Formation). As a result of a further sea-level rise, in the western and southwestern foreland of the Vértes a shallow- or deep- sublittoral basin — adjacent to the deep basin of the Northeastern Bakony — was formed at the beginning of the Bartonian Age (Csolnok Marl and Padrag Marl); on the margins of the basin a carbonate ramp was formed (Szőc Limestone). In the southeastern and eastern part of the Vértes (Kincsesbánya–Magyaralmás–Csákberény–Gánt) carbonate sedimentation took place in shallow lagoons, each having different degrees of restriction and, altogether, showing a complicated morphology (Kincses Formation). The global sea-level drop (HAQ et al. 1988) which occurred in the late middle Bartonian can be observed in other territories as well as in the Hungarian Palaeogene Basin (HORVÁTH-KOLLÁNYI, NAGY-GELLAI 1989, KOLLÁNYI et al. 1997, KERCSMÁR 2005a, PÁLFALVI 2007). Furthermore, the tectonic uplifting of the elevated ridges and areas on the marginal zones of the basin (such as the area of the Gerecse Hills) led to local erosion on the shallow-marine basin margins in the vicinity of the Vértes. The strong terrigeneous siliciclast influx on the northern and northeastern areas, which was transported into the basins located in the northern part of the Vértes (Tokod Formation), led to the temporal drowning of the carbonate ramp. Most parts of the debris were trapped on the northern rim of the Vértes (Tatabánya Basin); only small amounts of it reached the western parts of the basin, where the formation of the pelagic marl (Csolnok Formation) continued. Simultaneously, a carbonate ramp prograded from the margins towards the basin (i.e. the Szőc Limestone Felsőgalla Member). The subsequent sea-level in the late Bartonian and the synsedimentary deformation — which was responsible for the further subsidence of the basin margins — resulted in the relatively rapid agradation of the carbonate ramp; the latter existed in the final period of the middle Eocene. This led to carbonate sedimentation even on those areas of the Vértes, which were formerly continental terrains. Meanwhile, the deposition of silty, sandy marl and calcareous marl commenced (that is, the upper third of the Kincses Formation, transition towards the Csolnok Formation) in the basin located in the southeastern foreland (i.e. in the surroundings of Csákberény); formerly these sediments were characteristic only of the western–northwestern basin; they indicate that the central continental terrain, which previously existed as a morphologic barrier, was flooded by the sea, and the two different sedimentary environments located in the Northwest and in the Southeast were merged into each other. However, the southeastern basin was henceforward characterized by a shallow-sublittoral depth, in which — due to the increased terrigeneous input — siliciclasts and reworked volcanic rocks were deposited; the latter had their origins in the volcanic activity in the neighbouring Velence Hills. Terrigeneous siliciclastic influx decreased during the final period of the middle Eocene, and it resulted in the progradation of the carbonate ramp over a larger territory than it formerly had been (i.e. the Szőc Limestone, Felsőgalla Member and Antalhegy Member). Tectonic movements, which occurred during the process of sedimentation, led to the synsedimentary and syngenetic deformations of carbonate sediments in the tectonic zones and, occasionally, their redeposition due to gravitational mass movements. The transformation of the former, gently sloping carbonate ramp to a gradually steeper one may be in connection with long-wavelength but small-scale synsedimentary folding (KERCSMÁR 2005, PÁLFALVI 2007). Traces of the denudation (which took place at the beginning of the late Eocene) and the renewal of sedimentation can be studied in the southeastern foreland of the Vértes near Csákberény. Here there is an erosional unconformity between the Szőc Limestone and the overlying succession, which comprises sandy and pebbly beds initially covered by upper Eocene shallow-marine sublittoral deposits. The formation of the shallow-marine limestone was accompanied by permanent volcanic activity and the effects of this upon the limestone can be observed as an andesite tuff intercalation (Nadap Andesite).

Continental and shallow-marine sedimentation during the Oligocene–middle Miocene

The subsidence of the Hungarian Palaeogene Basin started in the Eocene; from the end of the Eocene and during the early Miocene the depocenter was shifted from the Southwest to the Northeast. Due to the uplift and the subsequent “infra- Oligocene denudation” (TELEGDI ROTH 1927) in the Oligocene, various parts of the Eocene successions were eroded in areas located to the West of the Buda Line (BÁLDI, NAGYMAROSY 1976, FODOR et al. 1992). As a result of the denudation, redeposited bauxite was trapped in the karstic cavities of the Triassic carbonates (Óbarok Formation), and weathering products —derived from the eroded material of older formations— were formed (Sárisáp Member). In the vicinity of the Vértes, denudation was followed by terrestrial sedimentation. In the surroundings of the hills a fluvial succession of considerable thickness was deposited by a river (as big as the present Rába river) during the Oligocene (Csatka Formation). The headwaters of this river were to be found Southwest of the Transdanubian Range and it flowed towards the Northeast (BENEDEK et al. 2001). However, transportation with less capacity may also have taken place from the South.

307 The Oligocene continental terrain was covered by a shallow sea; this sea invaded the coastal plain of the north- northwestern foreland of the Vértes from the Northeast. Due to the gradual transgression from the East a brackish-water, shallow-marine environment had already come into existence (i.e. the Mány Formation) — locally with smaller swamps (Mogyorós Member) — by the end of the Kiscellian (KORPÁS 1981, BÁLDI 1998). At the beginning of the Miocene continental sedimentation may have taken place in the Vértes and its surroundings. The northwestern forelands were covered by a thick continental-fluvial succession (Somlóvásárhely Formation), which comprises the traces of volcanism (i.e. the “lower rhyolite tuff” explosion); the latter probably occurred at the end of the early Miocene. As a result of the early Miocene tectonic activity the southeastern and eastern forelands of the Vértes were uplifted; Palaeogene sediments were eroded here over a considerable area (JÁMBOR 1977, KÓKAY 1989). The early Miocene deformation was characterized by remarkable strike-slip faults in the D8 phase (Plate XXIV). The largest displacement of right-lateral strike-slip faults of East–West strike, and left-lateral ones of Northwest–Southeast strike, may have been as much as 1.2km. The largest right-lateral faults comprise the Gesztesvár, Zámolybükk and Csákivár strike-slip faults, whereas left-lateral displacement occurred, for example, in the territory of the bauxite mines at Gánt. The structural elements of this phase had a great effect on the further structural development and morphological evolution. The rifting process of the Pannonian Basin was one of the most remarkable deformations in the area of the inner basins of the Carpathians. Synrift elements in the Vértes, classified into D9–D10 phases, were essential in the development of the present-day morphology, albeit the structures were often renewed in subsequent phases. The early phase of the rifting process may have taken place in the Ottnangian–early Badenian; this was not accompanied by a notable sedimentation in the area of the Vértes. Normal faults of Northwest–Southeast strike occurred mainly in the tensional stress field; nevertheless, strike-slip faults also occurred and these were partly due to the reactivation of the early Miocene strike-slip faults. During the Karpatian Age, inlets were formed in the sea and these invaded the southeastern foreland of the Vértes; in these inlets carbonate-siliciclastic sediments were deposited (Fót Formation). After the regression of the Karpatian sea, the southeastern and eastern forelands of the Vértes were the sites of continental sedimentation until the late Badenian (Perbál Formation). The andesite tuff which is interbedded in the lower section of the terrestrial succession is in connection with the andesite volcanism. This volcanism occurred in the early Badenian in the area of the Börzsöny and the Visegrád Mountains. Lagoonal intercalations in the terrigeneous succession of the Mány–Zsámbék Basin are probably in connection with the transgression, which reached the area from the South (KÓKAY 1989). It is possible that this transgression was responsible for the deposition of the Baden Clay, the presence of which was identified as being likely in the Mór Trough; the sedimentary space for its deposition was generated by the activity of the fault, which bordered the southern basin of the Trough. The tensional direction of the stress field changed in the course of the Badenian: its direction changed to East(Northeast)–West(Southwest) (i.e. the D10 phase). During the late Badenian the sea invaded the southern and southeastern forelands of the Vértes from the South; the margin of the sedimentary basin was located in the vicinity of Alcsútdoboz. In the near-shore and coastal region — prograding over the coastline of the former sedimentary basin in several places — shallow-marine carbonate sedimentation took place (Lajta Formation); however, moving away from the coastal area, siliciclastic sediments were deposited (Szilágy Clay Marl). The formation of the strata deposited at the end of the Badenian, and containing a fauna derived from the Eastern Paratethys, can be explained by the “Konkian” estuarine circulation model of KÓKAY (1985). As a result of the Sarmatian transgression a brackish-water succession (i.e. the Tinnye Formation and Kozárd Formation) was deposited in the eastern foreland of the Vértes, overlapping the Badenian formations. The salinity of the Sarmatian sea fluctuated between brackish-water and hypersaline. Hypersaline inlets can also be detected in the eastern and southeastern forelands of the Vértes (JÁMBOR 1975). In the course of the evaporation of lagoons, successions comprising dolomite-, gypsum and anhydrite stringers and beds were formed (Budajenő Formation). During the Sarmatian Age there was a terrigeneous influx coming from the Northwest, from the Transdanubian Range. This led to the deposition of a continental-fluvial succession (Gyulafirátót Formation) in the southern and southeastern forelands of the Vértes — that is, from the Mór Trough up to the Zsámbék Basin. Traces of the Sarmatian rhyolithic volcanism (Galgavölgy Formation) can also be found in the wider environs of the Vértes. Sarmatian sedimentation took place in tectonically determined grabens or half-grabens. The present-day, eastern morphological rim of the Vértes may have been formed by that time; however, the significant change in the thickness of the sediments can be observed along the N–S normal faults, which occur somewhat to the East of it (i.e. the rim). The formation of the Felcsút Ridge is in connection with the D10 Sarmatian deformation (Plate XXII, 4 and Plate XXIV). Morphologic differences due to tectonic movements are evident in the features of sedimentation; on the uplifted blocks carbonate sedimentation took place, whereas in downfaulted grabens clayey successions were deposited.

Lacustrine environment during the late Miocene

During the late Miocene, from the Sarmatian onwards, sedimentation was probably continuous in the southeastern foreland of the Vértes. On the basis of the areal extension of the lower Pannonian formations (i.e. Csákvár Clay Marl and

308 the terrestrial Ősi Variegated Clay), the western shoreline can be presumed to have existed on the southern part of the Mór Trough and in the Gánt Basin. In uplifted areas of the Transdanubian Range denudation continued; locally, the complete Palaeogene succession was eroded. The material of the terrigeneous debris in the southeastern foreland of the Vértes, which accumulated in the sedimentary basin (Zámor Gravel), primarily occurred due to the denudation of the terrestrial Oligocene succession (Csatka Formation). The water depth was variable in the formation process of the Zámoly Basin; paludal deposits (which are rich in organic matter), lignite beds and the travertine intercalation (Strázsahegy Limestone) indicate a very low water level, whereas — based on diatom assemblages — it seems likely that in some places the depth of the water may have been around 10 metres (HAJÓS 1971). In the initial period of the sedimentary history of the Pannonian Lake the area of the Southern Vértes between Gánt and Csákvár was covered by water (Figure 162). In the southeastern foreland of the Vértes Hills (in the Zámoly Basin) extensional deformation was characteristic of the D10 phase continued during the D12 phase, coevally with the sedimentation. It has been proved that, with respect to certain faults, Sarmatian activity persisted, whereas in some areas new normal faults came into being. In the vicinity of Zámoly and Vértesboglár structural movements during the initial period of the late Miocene are indicated by the remarkable thickening of the Csákvár Clay Marl; nevertheless, the overlying formations are characterized by equal thicknesses. As a result of the next transgression the present-day summit of the Vértes became a depositional terrain (i.e. the Kálla Gravel and Kisbér Gravel) — similar to that of the western foreland (Figure 162a). Subsequently the further dissection of the Vértes started along the structural elements of the D12 phase; the most dynamic process took place at the rim of the Southern Vértes Ridge, between Gánt and Csákvár (FODOR et al. 2005d). On the steep fault scarps of the eastern and western sides, coarse clastic sediments were deposited: on the eastern side — exposed to the open water — abrasional gravel and terrestrial breccia (Diás Formation) were deposited, whereas in the vicinity of the western margin (looking on to the Gánt Basin) terrestrial breccia accumulated (Vértesacsa Formation). In the Gánt Basin and in the Kápolnapuszta Basin, and on the surface of the upwarping main mass of the Vértes (which was covered by shallow water) the beds of the Tihany Formation were deposited. In the western foreland of the Vértes, above the Kálla Gravel, the slope sediments of the Kisalföld Basin (Szák Formation) were probably pinched out rapidly towards the hills. Thus the Somló and the Tihany Formations — as heteropic facies of the above-mentioned formations — could develop above the Vértes Ridge. On the eastern side, the shallow-lake period and the deltaic sediments (indicative of the filling up) are represented by the Somló Formation and the Tihany Formation (Figure 162c). Structural movements coeval with the sedimentation resulted in faults of great significance. Among these faults the most spectacular is the eastern morphological escarpment of the Vértes. The complex Zámoly Basin on the eastern side of the Vértes Hills can be regarded as of transtensional origin. The development of the southern part of the Mór Trough (Söréd Trough) continued in the late Miocene. The subsidence of the Pusztavám Trough and the Bokod Trough in the western foreland may have taken place along the structures of the D12 phase, at the very beginning of the Pannonian or maybe during the Sarmatian.

Continental sedimentation and morphologic development during the Pliocene and the Quaternary

The filling up of the Pannonian Lake finished about 8 million years ago in the surroundings of the Vértes (MAGYAR et al. 1999). When the lacustrine sedimentation came to an end, denudation of the Pannonian formations started. As a result of the denudation process an erosional surface was formed. In the mountainous region a significant part of this was made up of already exhumed Mesozoic–Palaeogene formations, whereas in the eastern foreland it was built up of Pannonian sediments. This truncated surface was overlain by a clastic succession of continental origin (i.e. the Vértesacsa Formation). Also in the mountainous region, the predominantly deluvial deposits indicate a relatively dissected surface where — due to slope processes — in situ deposition primarily took place (that is, the Kápolnapuszta Member). In the foreland of the hills, the some 10-metre-thick fluvial sequence (i.e. the Vértesacsa Member) comprises the deposits of surface-water flows, which ran into the Pannonian Lake; the latter retreated towards the East (UHRIN 2006). The channels of the water flows were formed over a wide alluvial plain, the extent of which was large. It is unambigously proven by faults (which deformed the Vértesacsa Formation) that the D12 phase continued after the deposition of the terrigeneous succession, probably in the Pliocene as well. In the course of the Pleistocene history of the Vértes — which is inseparable from the late Pliocene history — the Pannonian cover-beds were almost completely eroded from the hilly areas; the pre-Pannonian surface was exhumed and the present-day valley network developed. The present-day morphology of the hilly region was formed in connection with the evolutional history of the area of the glacis. This history can be divided into four periods. The oldest glacis (VII–VIII) in the surroundings of the Vértes were mostly formed on Pannonian formations; these covered a large part of the mountainous area at that time. Incision of valleys had already started in this period, albeit the basement probably had not been affected by them at that time. On the northwestern side of the Vértes (and the Bakony, as well), levels VII–VIII were formed in accordance with the general inclination towards the Kisalföld, whereas on the southeastern side the inclination was towards the Mezőföld (Figure 163a).

309 Similarly to the older surfaces, levels V–VI were formed in accordance with the same base levels. Remnants of the two older levels, which form the area of the Bársonyos and the Csaplári-erdő, rose to heights above the more recently developed glacis surface. These heights ranged from 20 to 50 metres (Figure 163b). The scattered occurrence of the load sediments in the northern part of the Rovákja and at the southern end of the Csaplári-erdő range indicates the directions of the one-time removal; the latter suggests that a Vértes glacis existed between the Velence Hills and the Csaplári-erdő. In the area of the Mór Trough the oldest and highest surfaces belong to levels V–VI. However, these indicate a northwestward- and south- southeastward-inclining relief, which is in accordance with the general inclination of the hills. In other words, the morphology, which corresponds to the present grabens did not exist in that period. The fact that Triassic rock material becomes predominant in the load and the decrease in the proportion of the Palaeogene and Neogene rock cover in the mountainous area indicate the exhumation of pre-Pannonian and pre-Oligocene surfaces. Subsequently, the most significant morphologic changes in the vicinity of the Vértes commenced. In the northwestern area the valley of the Ősáltal-ér (=Palaeo-Által-ér) was formed (Figure163c). This wide valley divided the area of the Bársonyos from the central mass of the Vértes. Between the Vértes and the terrace system of the valley the development of a few km-wide glacis system commenced. Based on the presence of the wide and large-sized terraces of the Palaeo-Által- ér and the sedimentological features of the Pleistocene fluvial succession in the Doba open-pit mine, the one-time existence of a river — significantly larger than the present Által-ér and flowing from the Bakony — must be presumed (Figure163c). The activity of the Mór boundary fault probably had a considerable influence on the development of the formation of the Által-ér valley and the Mór Trough. This may have commenced with the bifurcation of the Palaeo-Által-ér in the period of the formation of level IV. The morphology and the scattered pebbles on the surface indicate that surface drainage from the area East of Csákvár occurred directly towards the South, through the area located between the Miklósmajor Ridge and the Rovákja; at that time this area was not a part of the nascent Zámoly Basin (Figure163c). In the mountainous area of the Vértes, the incision of valleys is mainly in connection with level IV. Several valleys — which were involved in the transportation of the load from the central part of the hills towards the Zámoly Basin — crossed the southeastern rim of the hills (i.e. the the Eastern Vértes Ridge). The present morphological forms of the study area were formed during the development of the glacis and the terraces belonging to levels II–III; these are the youngest levels. In the northwestern foreland the catchment area of the Által-ér and the Mór Trough (which was independent of the Által-ér) was formed; west of the Mór Trough the catchment basin of the Gaja-patak (Gaja Brook) — independent of the Mór Trough — came into being. The wide and flat, slightly dissected watershed between the Mór Trough and the Little Plain in the surroundings of Bakonysárkány was also formed in this period. It was located some kilometres north of the valley (i.e. presumed to have existed valley) of the Palaeo-Által-ér (Figure 163d). The Mór boundary fault played an important role in the development of the present morphology. Relief tracts — developed in parallel to the fault — may have influenced the direction of the flow of the Palaeo-Által-ér (Plate XXIII). The relief of the Mór Trough was formed both by linear erosion and deflation. The largest yardangs in the mapped area were formed on a surface younger than level IV. In the southeastern foreland of the Vértes the drainage network significantly changed during the development of levels II–III. The eastern block of the Vértes was uplifted relative to, and along the fault, which borders the area on the Northwest. A few water flows running down from the Vértes formed a new channel section running which ran parallel to the fault scarp, whereas others broke through the fault scarp (Figure 150). Some of the latter formed an alluvial fan of large areal extent at the edge of the hills. The most characteristic alluvial fans are those of the Horog Valley and those of the water flows of the Gánt Basin. Based on the data of thermoluminescent measurements their formation had already taken place 48–50 thousand years earlier. The gradual incision of the Császár-víz, which drains the Zámoly Basin, is indicated by the terraces of level II; the erosional character of the water flow can be still observed. Nevertheless, the Császár-víz could not permanently pass through the area between the Magyaralmás Ridge and the Miklósmajor Ridge. The development of a lacustrine environment in the area of the Zámoly Basin was predominantly aided by deflation; this deepened the basin-floor down to the one-time ground water level. The further break-through of the Császár-víz could take place when the lake — occupying the Zámoly Basin — was filled up with water and its water overflowed into the southeastern threshold. In this period, the most significant changes took place in the northern part of the southeastern foreland of the Vértes. As the valley of the Vértesacsai-víz (which formerly ran towards the Southwest) reached the fault at Csaplár-erdő, it turned northeastward to merge with the valley of the Váli-víz. This process resulted in a heavy incision along the section north of Vértesacsa, where the valley runs at the bottom of the steep slope under the summit of the Csaplár-erdő. In contrast with the northwestern foreland of the Vértes and the Mór Trough, in this area a remarkable aeolic deposition took place beside the deflational processes: i.e. a loess sequence with a thickness exceeding 10m accumulated 16 thousand years ago (MÉSZÁROS 2007). The last deflation event of great importance took place after the formation of the loess, in the late Pleistocene–Holocene. As a result of this a thick sheet of drift sand was deposited in the northwestern foreland of the Vértes; this occurred about 9 thousand years ago. A deflation process was also significant in the southeastern foreland of the Vértes; in this area large-sized deflational forms came into existence on the surface of the loess succession (Plate XIV, 3).

310 A significant part of the geological history of the Vértes includes the development of the karst terrains on areas built up of carbonate rocks. These processes took place in several phases during the continental periods. On the basis of analogies with the Buda Hills, the development of the Vértessomló cave (of thermal water origin) may have taken place during the covered karst phase in the Oligocene and Miocene. The forming of the Báracháza Cave at Csákvár is probably in connection with the late Miocene tectonic movements. The karst phenomena and karst forms are believed to have developed during the Quaternary. Due to the mainly dolomitic composition of the carbonate basement, the karst phenomena of the Vértes are not impressive and well-developed. Only a few karst features are known on the karst plateau (which is about 400–450m asl). Biogenic solution forms on the surface are predominant on the barren dolomite terrains. 5–30m wide and 1–5m deep, dish-shaped, doline-like areic depressions are known on the plateau. The latter is mostly covered with a loess sheet of various thicknesses, aeolic sand and eluvial deposits (Figure 164). In the area of the Vértes the collapse-structure referred to as the “Ördög konyhája” (“Devil’s kitchen”), and the breakdown ponor of the Media Cave belong to the ponors, which are rarities in the the Vértes Hills. In the area of the Vértes there are 115 caves. Most of these caves are made up of dolomite, while some of them are Dachstein Limestone and Szőc Limestone Formations. The currently known cave system has a maximum length of 130m, whereas its maximum depth is 72m. Most of the caves do not exceed 10m in length and depth and they can be found in southward-running valleys, which are also dolomite formations. These caves developed as a result of the solution, which arose due to downward- percolating water and freeze and thaw disintergration; such processes characteristically occur with dolomite. Based on the variety of forms, some caves came into existence due to freatic corrosion, or the so-called mixing corrosion (i.e. Gánt Cave, Borostyán Cave). On the basis of analogies with the Buda Hills and the position of the caves above the present-day karst water level, the caves considered here may have been formed in the younger period of the Pleistocene.

311 HYDROLOGY OF THE VÉRTES HILLS

Introduction

Hydrogeologically, the Vértes Hills can be classified as part of the Transdanubian Range hydraulic regime. However, it could also be considered as a separate hydraulic unit. The hydrogeologic border and the geographic border of the mountains are not the same. The majority of subsurface water is stored in the Mesozoic carbonate rocks, in the main-karstwater reservoir or in the perched-karstwater reservoirs. A smaller part of the subsurface water is stored in porous aquifers. Long-term, large-scale water extraction related to coal- and bauxite-mining on the margins has decreased subsurface water resources drastically. Flood protection of mines bordered by karstified rocks was solved due to significant karstwater level subsidence in the mining areas. The large-scale water extraction in the mining areas affected the water regime of the whole area of the hills. The karstwater-level declined drastically and — due to numerous springs — has dwindled away, and the wetlands have dried up. One part of the extracted karstwater was used as drinking water; however, its larger part was left to run away without utilization. Slow refill of the karst-system has accompanied the gradual cessation of mining, hence the karstwater level is gradually rising and the yield of some springs is increasing. The total rehabilitation of the karst system has not happened yet because of the former extraction sites are still used for supplying drinking water. Furthermore, some open-pit mines have changed the hydrogeologic situation, so the original water-flow has never recovered and the surrounding springs have disappeared forever.

Previous hydrogeological research in the Vértes Hills

The first hydrogeological description of the Vértes can be found in the comprehensive work of SCHMIDT et al. (1962). It describes the whole country hydrogeologically. There are numerous hydrogeological studies related to mining in the area; however, these researches concentrated on the area of the mines and its surroundings. There are also studies about the relationship between water extraction in the mines and regional karstwater-level decrease and the disappearance of springs (for example SÁRVÁRY 1971). Water-level data provided by the the karstwater monitoring system of the Transdanubian Mountains and yearly karst water level maps edited by Vituki have helped to track events influencing the karstwater system (BÖCKER et al. 1958, 1990, 1998). In the Geological Institute of Hungary, a geology-based hydrogeology research started in 1980. In this research LORBERERNÉ (1981, 1986) described the hydrogeological behaviour of the formations, DÉR (1987) evaluated the water budget of the north-eastern part of the Transdanubian Mountains and ERHARDT (1988) carried out a hydrogeological assessment on the area. In the early 1990-ies, the description of regional karstwater flow in the Transdanubian Range started. The research used detailed geological and structural maps and used the continuous water level data of the monitoring wells installed during the mining activity in the area (JOCHÁNÉ EDELÉNYI et al. 1996, JOCHÁNÉ EDELÉNYI 1997). As a continuation of this work, in 2000 a hydrogeologic research began in the Geological Institute of Hungary and it focused on the north-eastern part of the hills. In this work relevant information (e.g. geological maps, data of monitoring wells, production wells, springs, streams and so on) was used to create a computer-aided information system of the Vértes. Since the end of the 20th century appreciation of, and concern about drinking water resources has increased all over the World. In Hungary, as a consequence of the 123/97 (VII. 18) Government decree, water aquifer protection studies and the assessment of vulnerable aquifers have started. Subsurface water reservoirs in the Vértes and its surrounding area have been evaluated. The European Union Water Framework Directive requires member states to reach levels of qualitative and quantitative sustainable water extraction, and to maintain the aquifers in good condition. The Geological Institute of Hungary has participated in this work, creating the necessary geological and hydrogeological databases and the linking geographical information system (Figure 165). Other work (related to this work) has supplied valuable information on the hydrology of the Vértes (CSERNY et al. 2008).

312 Hydrogeological characterization of the formations

Among the Palaeozoic formations found in boreholes in the eastern foreland of the Vértes, the lower Palaeozoic-Balaton Group is impermeable. The locally occurring Upper Permian Tabajd Evaporite is aquiclude, while the Dinnyés Dolomite has low permeability. The Balatonfelvidék Sandstone has minimal matrix porosity, and it has some secondary porosity in the weathered and loose zones. Among Mesozoic rocks, mostly Triassic carbonate formations determine the main hydrogeologic character of the hills given that they form the “main-karstwater aquifer”. The thick Mesozoic sequence is not uniform from a hydrogeological point of view. Not even the almost pure carbonate layers are homogeneous; their transmissivity and storage capacity can differ within one formation, as well. For example, within the cyclically formed Main Dolomite and Dachstein Limestone there are cyclic members with different facies and these have different degrees of porosity. The subsequent tectonic events and karstification processes determined the formation of the secondary porosity and cavity of the carbonate rocks. The Lower Triassic sequence has low storage capacity and specific yield, and its thickness is 300m. Limestone pads, which intercalated the Csopak Marl, could be karstified; however, the main part of the formation is impermeable. The lower 10-meter carbonate-rich layer of the Alcsútdoboz Limestone could be karstified — even so, the whole sequence transmits water along the fractures. The Middle Triassic carbonates have moderate storage capacity and specific yield. Their thickness can be as much as 400 meters. The Aszófő Dolomite transmits water between its thin laminas, whereas the Iszkahegy Limestone transmits it along the layers. The Megyehegy–Tagyon Dolomite and the Budaörs Dolomite have good storage capacity and transmissivity. The thick (about 2500 metres), Upper Triassic sequence starts with the interfingering of the aquiclude Veszprém Marl and the excellent aquifer Sédvölgy Dolomite. The most significant karstwater aquifer is the Main Dolomite and Dachstein Limestone. Both of them have excellent storage capacity and transmissivity. The brittle dolomite is fractured — it is a cataclastic fractured aquifer and some layers are porous aquifers. The limestone has been karstified along the fractures. The Veszprém Marl and older impermeable formations on the south-eastern wing of the Vértes syncline structure impede subsurface karstwater movement to the southeast. In the Vértes, the Jurassic carbonate formations have a high clay content and they are not (or only partly karstificated. Furthermore their thickness is negligible. From a hydrogeologic point of view they belong to the main-karstwater system. However, the Lower Jurassic Hierlatz Limestone is poorly karstified, while the Isztimér Limestone conducts water along fractures. The Upper Jurassic–Lower Cretaceous, thin-layered Szentivánhegy Limestone conducts water along the layers. The Cretaceous sequence discordantly covers the older formations on the northern and northeastern part of the hills. The Lower Cretaceous permeable biogenic limestone layers are separated by impermeable clastic marl layers. The Tata Limestone may directly cover the Triassic main-karstwater aquifer, so it could act as one reservoir system with the main- karstwater aquifer. The Környe Limestone is a perched-karstwater-aquifer. The clayey, marly impermeable layers of the Tés Marl and Pénzeskút Marl separate the permeable Zirc Limestone from the older and younger Eocene limestone aquifers. The Vértessomló Siltstone has local significance and it is impermeable. The Cenozoic sedimentary sequence starts with Eocene formations of variable permeability. These formations occur in two zones: in the north-western part and in the southern part of the hills. The clayey, impermeable Gánt Bauxite is in the sinkholes of the karstified Mesozoic carbonates. Its extent and its occurrence are limited and its hydrological importance lays in its mining qualities (including open-pit mining). First of all, during the mining activity, karstwater extraction caused a decline in the water level; secondly, the abandoned mine sites (some of which are open-pit mines), have not been refilled yet, so the original flowpath has been changed. Furthermore, the karstwater has become vulnerable to pollution due to the mine pits being uncovered. The variable Dorog Formation, which contains clay layers, is generally impermeable. However, its sandy or dolomite clastic layers are capable of conducting water. The biogenic karstified Szőc Limestone and Szépvölgy Limestone have good storage capacity and conductivity. Usually they are independent perched karstwater aquifers, because they cover older impermeable Eocene formations. However, on the north-northeastern part of the Vértes they were deposited directly on the Triassic carbonate rocks, so here they are part of the main-karstwater system. The clastic, marly Kincses, Tokod, Csolnok, and Padrag Formations are impermeable. The Oligocene sequence has low permeability and storage capacity. Its lower layers are impermeable; its upper layers are porous aquifers and are of local significance. The variegated Csatka Formation is mostly clayey–sandy in the Vértes, but its somewhat gravelly development can reach a significant thickness. The sandy layers of the variegated Mány Formation are moderately good aquifers. Miocene formations of significant thickness occur further in the foreground basins. The biogenic Lajta Limestone and Tinnye Formation of calcareous sand have matrix porosity and they have good storage capacity and conductivity. The Kozárd Formation is impermeable and in parts semi-permeable. The Pannonian (Upper Miocene) sequence has hydraulic significance in the basins on the southern forefront; in general, its densely alternating layers of sand and clay have moderate storage capacity and conductivity. The impermeable Csákvár

313 Formation can be as thick as 100 meters. The aquitard Száki Formation, and the slightly permeable Somló Formation are of significant thicknesses respectively, while the thickness and the extent of the permeable Kálla Formation are not significant. In the mountainous areas, thin, variable Quaternary sediments are mainly aquicludes , except for the loess, which has medium conductivity. These sediments decrease the rate of infiltration and they prevent the pollution of karst system. In the margins, deluvial sediments, sand and gravel are constitute unconfined aquifers; they are more important in the north- western margin. The aquiclude illustrated on Table 5. contains the hydrogeological characterizations of the formations.

Surface and subsurface water, recharge, discharge and flow of the ground water

The Vértes has a moderately arid climate and the northern slopes are cooler and more humid than the southern ones. The average yearly precipitation is 600 to 700 mm, but the distribution of it is not even. Spring and autumn are drier than summer and winter, with the greatest precipitation falling in June and July. The yearly average temperature is 8-9 °C. In the karst terrains precipitation infiltrates directly to the karst, as it is indicated by the lack of surface flow. On the forest-covered terrain, one part of the precipitation is retained by the foliage while the other part infiltrates through the thin soil cover. The infiltration ratio is lower on the steep slopes. The conditions of infiltration are good in the south-eastern and north-western margins and forelands, where the loose, gravely, sediments (containing dolomite clasts) are covered by a thin layer of soil. The role of morphology in the infiltration is enhanced in the southeast margin of the Vértes where the dolomite terrain is covered by thin gravelly (dolomite) soil. Here, in case of intensive rainfall, surface overflow slows down as the gradient of the slope decreases and the loose, gravelly cultivated soil easily absorbs the water. On the covered karst terrains, the sandy/rocky or loess layers decrease, while the marly layers impede water infiltration to the karst. There are almost no surface flows in the hills. On the terrains there are some intermittent flows, perennial flows and streams running down from the margins, where Oligocene sediments cover the area. The most important water resource is the karst water. The majority of karstwater is “deep karst” due to the great thickness of the carbonate rocks and the great depth of the impervious formations. There are perched karstwater aquifers where the karstified Eocene and Cretaceous formations are not connected to the main-karstwater system. For example, in the Mór-Pusztavám area, the Eocene perched karst reservoir is important, whereas in the Tatabánya and in Oroszlány Basin it is not significant. The significant unconfined aquifers are represented by the Oligocene, Miocene, and Pannonian permeable layers; they are important on the margins. The karstwater flow is determined by the syncline structure of the Transdanubian Range. On the southern-southeastern side of the Vértes the semi-permeable or impervious Lower Triassic and older formations impede karstwater flow, whereas in the northwestern-northern side of the hills the karst rocks are covered with a younger porous aquifer; accordingly, the karst-aquifer is in connection with it. Fracture zones related to the East–West and Northeast–Southwest faults are excellent water conduits. Hydrogeologically the Vértessomló thrust fault behaves in two ways: in the West, Jurassic and Cretaceous formations of poor conductivity are pushed over the karst and thus they inhibit karst flow to the North; whereas Triassic karst in the East is pushed over the karst, so the overthrust has no hydraulic significance. Springs, the natural outlets of subsurface water, occur on the margins and forehills (Figure 165, Table 6). Among them the Magyaralmás spring and Zámoly spring are the most significant karstsprings. Most of the springs — such as the Gánt village spring, Bugér-spring and Szálláskút-spring — have small yields and collect the water from younger sediments (like loess, the sediments of the Csatka Formation and those of the Kálla Formation. There are numerous springs in the narrow valleys formed by Triassic carbonates and filled with younger Oligocene and Miocene permeable sediments. These springs are fed partly by porous aquifers and partly by karstaquifers (such as Orosz-kút, Tamás-spring, Szári-kút and Szép Ilonka- spring). Springs belonging to the Eocene karst are: Mátyás spring, Luca-kút and the Vályuskút spring. In the Pusztavám and Gánt areas the Eocene karst springs (i.e. perched karstwater) — for example, Csukató spring, Lépa-kút and Béka-kút — have run dry due to open-pit mining. These mine-pits drain the subsurface water in the area and they have changed the original flowpath. Mines in the north, northwest and the southwest were under the original karstwater level. The protection against water inflow involved the extraction of water in order to decrease the water-level in the area of the mines. This large volume of water extraction affected the hydrogeology of the whole area. The original water level was 160m a.s.l. before 1960. The extent of depression in the North was bigger than the extent of the depression in the South. In 1990, when the mining stopped in the area, the karstwater level in the higher terrains dropped below 100m a.s.l. Of course, the fall in the water level was the highest in the mining areas. These depressions changed the waterflow significantly as they were the main points of discharge in the area. Therefore, many springs disappeared or dwindled away — for example, the originally flowing spring of Zámoly became intermittent. Furthermore, some wetlands dried out. As mining activity stopped in the early 1990-ies, and the related extensive water withdrawal lessened, the rehabilitation of the karst-reservoir started. In the beginning, the strong ascent of the waterlevel occurred in the depressions and afterwards the waterlevel increased in the whole area. As yet the karstwater system has not been fully recovered, and it will never be in its original state because water

314 extraction been continued by the regional public water system. The rehabilitation process is monitored by numerous wells (Figures 166. and 167). Since water withdrawal related to mining has stopped (i.e. in 1991) karstwater is used for domestic purposes. The most significant extraction is made from the XIV/A and XV/C water-shafts in Tatabánya. Other sources of drinking water using karstwater can be found, for example, in Kincsesbánya, Gánt, and Csákvár. Smaller settlements have local wells settled on porous aquifers.

Waterchemistry

In the Vértes, the chemical character of subsurface waters is, in general, of a calcium-magnesium-hydrocarbonate type. This recognition is based on data from boreholes and data from the spring evaluations carried out by the Geological Institute of Hungary. Waters from Pleistocene and Pannonian formations and from the karst are of a calcium-magnesium-hydrocarbonate type and they have medium hardness and dissolved solid content. Water from the upper Oligocene layers of the Mór Trough and water from the covering layers of the coal strata are of an alkaline-calcium-magnesium-hydrocarbonate type.

315 IRODALOM — REFERENCES

ACOCELLA, V., FUNICIELLO, R. 2006: Transverse systems along the extensional Tyrrhenian margin of central Italy and their influence on volcanism. — Tectonics 25 (2), TC2003, doi:10.1029/2005TC001845. ÁDÁM L. 1955a: Észak-Mezőföld geomorfológiája. — Földrajzi Értesítő 4 (4), pp. 403–426. ÁDÁM L. 1955b: A Velencei tó és a Zámolyi medence kialakulása. — Földrajzi Közlemények 3(79) (4), pp. 307–332. ÁDÁM L. 1959a: A Móri-árok és északi előterének kialakulása és fejlődéstörténete. — Földrajzi Értesítő 8 (3), pp. 277–307. ÁDÁM L. 1959b: A Móri-árok és északi előterének morfológiája. — Földrajzi Értesítő 8 (4), pp. 417–431. ÁDÁM L. 1988: Kőzettani felépítés. Tagoltság. Alakrajzi típusok. — In: ÁDÁM L., MAROSI S., SZILÁRD J.: A Dunántúli-középhegység B), Regionális tájföldrajz. Magyarország tájföldrajza 6. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 194–214. ÁDÁM L., PÉCSI M. 1988: A tájtényezők regionális jellemzése. — In: ÁDÁM L., MAROSI S., SZILÁRD J.: A Dunántúli-középhegység B), Regionális tájföldrajz. Magyarország tájföldrajza 6. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 215–249. ALBERT G., BUDAI T., CSILLAG G., DUDKO, A., FODOR L., GYALOG L., PEREGI ZS. 2002: A Dunántúl-Észak terület pretercier aljzat fedetlen földtani térképe, 1:100 000. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Mol Rt. ALBU I., ÁDÁM O., MAJKUTH T., NEMESI L., REDLERNÉ TÁTRAI M., RÁNER G., VARGA G. 1983: Földtani alapszelvények geofizikai vizsgálata. — Az Eötvös Loránd Geofizikai Intézet Évi Jelentése 1982, pp. 66–71. ALMÁSI I. 1993: A Gánt környéki bauxitterület szerkezetföldtani vizsgálata. — Kézirat, szakdolgozat, ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, 94 p. ALMÁSI, I., FODOR, L. 1995: Relay ramp structures and related stress field variations. — Abstracts of the 57th EAGE Conference, Glasgow, Terra Abstract suppl. 1, Terra Nova 7, p. 269. ANDERSON, E. M. 1951: The dynamics of faulting. — Oliver, Boyd, Edinborough, 2nd edition, 206 p. ANGELIER, J. 1979a: Néotectonique de l’Arc Egéen. — Societe Géologie du Nord Public 3, 417 p. ANGELIER, J. 1979b: Determination of the mean principal directions of stresses for a given fault population. — Tectonophysics 56, pp. 17–26. ANGELIER, J. 1984: Tectonic analysis of fault slip data sets. — Journal Geophysical Research 89, B7, pp. 5835–5848. ANGELIER, J. 1990: Inversion of field data in fault tectonics to obtain the regional stress — III. A new rapid direct inversion method by analytical means. — Geophysial Journal International 103, pp. 363–373. ANGELIER, J., BERGERAT, F. 1983: Syste`mes de contrainte et extension intracontinentale. — Bulletin Centres de Recherches Exploration- Production Elf-Aquitaine 7 (1), pp. 137–147. ANGELIER, J., MANOUSSIS, S. 1980: Classification automatique et distinction de phases superposées en tectonique cassante. — Comptes rendus des séances de l’Académie des sciences 290 (10) Ser. D, pp. 651–654. AYDIN, A., SCHULTZ, R. A. 1990. Effect of mechanical interaction on the development of strike-slip faults with echelon patterns. — Journal of Structural Geology 12, pp. 123–129. BADA G. 1994: A paleofeszültségtér fejlődése a Gerecse hegység és kelet-délkeleti előterének területén. — Kézirat, szakdolgozat, ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, 147 p. BADA, G., HORVÁTH, F. 2001: On the structure and tectonic evolution of the Pannonian Basin and surrounding orogens. — Acta Geologica Hungarica 44, pp. 301–327. BADA, G., CLOETINGHH, S., GERNER, P., HORVÁTH, F. 1998: Sources of recent tectonic stress in the Pannonian region: inferences from finite element stress modelling. — Geophysical Journal International 134, pp. 87–102. BADA G., FODOR L, SZÉKELY B., TÍMÁR G. 1996: Tertiary brittle faulting and stress field evolution in the Gerecse Mountains, northern Hungary. — Tectonophysics 255, pp. 269–289. BADA, G., WINDHOFFER, G., FODOR, L., GRENERCZY, GY., TÓTH, L., HORVÁTH, F., CLOTINGH, S. 2005: Stress propagation and ongoing basin inversion in the Pannonian region. — Geolines 19, pp. 18–19. BADA, G., GRENERCZY, GY, TÓTH, L., HORVÁTH, F., STEIN, S., CLOETHING, S., WINDHOFFER, G., FODOR, L., PINTER, N., FEJES, I. 2007: Motion of Adria and ongoing inversion of the Pannonian Basin: Seismicity, GPS velocities and stress transfer. — Geological Society of America Special Paper 425, doi: 10.1130/2007.2423(16). BALÁS J. 1924: Bózit (Bauxit) problémák. — Bányászati és Kohászati Lapok 57 (5), pp. 161–164.

317 BALÁSHÁZY L. 1977: Részletes tektonikai vizsgálatok az Északi-Vértes és a Déli-Gerecse területén és a szerkezeti elemek vízföldtani kapcsolata. — Kézirat, egyetemi doktori értekezés, Eötvös Loránd Tudomány Egyetem BALLA Z. 1981: Magyarország kréta-paleogén képződményeinek geodinamikai elemzése. — Általános Földtani Szemle 16, pp. 89–143. BALLA Z., DUDKO, A. 1989: Large-scale Tertiary strike-slip displacements recorded in the structure of the Transdanubian Range. — Geophysical Transactions 35, pp. 3–64. BALOGH,KADOSA, ÁRVA-SÓS, E., PÉCSKAY, Z., RAVASZ-BARANYAI, L. 1986: K/Ar dating of post-Sarmatian alkali basaltic rocks in Hungary. — Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged 28, pp. 75–94. BALOGH K. 1980: A magyarországi triász korrelációja. — Általános Földtani Szemle 15, pp. 5–67. BALOGH, K. 1981: Correlation of the Hungarian Triassic. — Acta Geologica Hungarica 24 (1), pp. 3–48. BALOGH K. (szerk.) 1991: Szedimentológia I. — Akadémiai Kiadó, Budapest 547 p. BARABÁSNÉ STUHL Á. 1975: Adatok a dunántúli újpaleozóos képződmények biosztratigráfiájához. — Földtani Közlöny 105 (3), pp. 320–334. BARICZÁNÉ SZABÓ SZ. 1999: Oligocén szénnyomok a Dobai külfejtésen. — Bányászati és Kohászati Lapok 132 (4), p. 326. BARNABÁS K. 1957: Bauxitföldtani kutatások Magyarországon 1950–54 között. — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 96 (3), pp. 391–407. BARNABÁS K. 1961: A magyarországi kréta bauxitelőfordulások rétegtani helyzete. — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49 (4), pp. 807–814. BARNABÁS, K. 1970: Die vergleichende Untersuchung der charakteristischen Bauxitlagerstätten des Mittelgebirges von Dunántúl. — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 54 (3), pp. 69–93. BAROSS G. 1987: Magyarország reménybeli bauxitterületei 1987. I. 1-i állapot szerint (VIII. Gánt–Iszkaszentgyörgy–Csákvár, M=1:25 000). — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, lsz. T. 18404 BAROSS G. 1988: Magyarország reménybeli bauxitterületei 1988. I. 1-i állapot szerint (VIII. Gánt–Iszkaszentgyörgy–Csákvár, M=1:25 000). — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, lsz. T. 18403 BARTHA A. 1995: Vértes-előtéri középső-kréta rudistás építmények üledékképződési környezetei. — Általános Földtani Szemle 27, pp. 95–108 BARTHA F. 1971: A magyarországi pannon biosztratigráfiai vizsgálata. — In: GÓCZÁN F., BENKŐ J. (szerk.): A magyarországi pannonkori képződmények kutatásai. Akadémia Kiadó, Budapest, pp. 9–172. BASSI, D. (ed.) 2000: Shallow water benthic communities at the Middle–Upper Eocene boundary, field trip guiedbook — 5th Meeting of the IUGS-UNESCO, IGCP 393, July 18th–31st, 2000, 181 p. BÁLDI T. 1967: A Mány–Zsámbéki-medence felsőoligocén makrofaunája. — Földtani Közlöny 97, pp. 437–446. BÁLDI, T. 1969: On the Oligocene and Miocene stages of the Central Paratethys and on the formations of the Egerian in Hungary. — Annales Universitatis Scientiarum Budapestiensis de Rolando Eötvös nominatae. Sectio Geologica, 12 (1968), pp. 19–28. BÁLDI, T. 1973: Mollusc fauna of the Hungarian Upper Oligocene (Egerian). — Akadémiai Kiadó, Budapest, 511 p. BÁLDI, T. 1983: Magyarországi oligocén és alsómiocén formációk. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 293 p. BÁLDI T. 1985: Jelentés az SzM–4/1985. munkáról (1. Esztergom–123 sz. fúrás, 2. Oroszlány–2348 sz. fúrás, 3. Somlyóvásárhely). — Kézirat, Eötvös Loránd Tudományegyetem BÁLDI, T. 1986: Mid-Tertiary Stratigraphy and Paleogeographic Evolution of Hungary. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 201 p. BÁLDI T. 1998: Magyarország epikontinentális oligocén képződményeinek rétegtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. — A Mol Rt. és a MÁFI kiadványa, Budapest, 419–436. BÁLDI T., BÁLDI-BEKE M. 1986: A magyar paleogén medencék fejlődése. — Őslénytani Viták 33, pp. 95–145. BÁLDI T., NAGYMAROSY A. 1976: A hárshegyi homokkő kovásodása és annak hidrotermális eredete. — Földtani Közlöny 106 (3), pp. 257–275. BÁLDI T., TARI G. 1989: Jelentés az Oroszlány O–2386. sz. mélyfúrás oligocén rétegeiről és azok ciklusvizsgálatairól — Kézirat, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Általános és Történeti Földtani Tanszék, Budapest. BÁLDI-BEKE, M. 1971: The Eocene Nannoplankton of the Bakony Mountains, Hungary. — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 54 (4), pp. 11–39. BÁLDI-BEKE M. 1984: A dunántúli paleogén képződmények nannoplanktonja. The nannoplankton of the Transdanubian Palaeogene formations. — Geologica Hungarica series Palaeontogica 43, 307 p. BÁLDI-BEKE, M. 2003: A dunántúli eocén kőszénösszletek fedőképződményeinek rétegtana és paleoökológiája nannoplankton alapján. — Földtani Közlöny 133 (3), pp. 325–344. BÁLDI-BEKE, M., BÁLDI, T. 1985: The evolution of the Hungarian Palaeogene basins. — Acta Geologica Hungarica 28, pp. 5–28. BÁLDI-BEKE, M., BÁLDI, T. 1991: Palaeobathymetry and palaeogeography of the Bakony Eocene Basin in Western Hungary. — Palaeogeography, Palaleoecology, Palaeoclimatology 88, pp. 25–52. BÁLDINÉ BEKE M., KECSKEMÉTI T. 1983: Eltérő életterű mikrofosszíliák (nanno-plankton és nagyforaminifera) értékelési eredménye eocén képződményekben. — Őslénytani Viták 29, pp. 177–188. BÁLDINÉ-BEKE M. 2002: A planktonsztratigráfia hatása a hazai eocén rétegtanára. — Földtani Közlöny 132 (3–4), pp. 355-366. BÁLINT CS., BERNHARDT B., CSÁSZÁR G. 1988: Jelentés az Oroszlányi Szénbányák Ny-i határterületének földtani értékeléséről. — Országos Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, T. 14436, 15 p. BÁRDOSSY GY. 1961a: A magyar bauxit összetételének és keletkezésének kérdése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49 (4), pp. 815–523. BÁRDOSSY GY. 1961b: A magyar bauxit geokémiai vizsgálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, Budapest, 233 p.. BÁRDOSSY GY.1977: Karsztbauxitok. — Akadémia Kiadó, Budapest, 413 p.

318 BÁRDOSSY, GY., KORDOS, L. 1989: Paleokarst of Hungary. — In: BOSAK, P. (ed.): Paleokarst a systematic and regional review. — Academia Prague, pp. 137–153. BECHTEL, A., HÁMOR-VIDÓ, M., SACHSENHOFER, R. F., REISCHENBACHER, D., GRATZER, R., PÜTTMANN, R. W. 2007: The middle Eocene Márkushegy subbituminous coal (Hungary): paleoenvironmental implications from petrographical and geochemical studies. — International Journal of Coal Geology, doi: 10.1016/j.coal.2006.12.008. BENCE G., MUNTYÁN CS., SZABÓ I. 1987: Magyarázó a Bakony hegység 20 000-es földtani térképsorozatához. Öskü. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 74 p. BENCE G., BERNHARDT B., BIHARI D., BÁLINT CS., CSÁSZÁR G., GYALOG L., HAAS J., HORVÁTH I., JÁMBOR Á., KAISER M., KÉRI J., KÓKAY J., KONDA J., LELKESNÉ FELVÁRI GY., MAJOROS GY., PEREGI ZS., RAINCSÁK GY., SOLTI G., TÓTH Á., TÓTH GY. 1990: A Bakony hegység földtani képződményei. Magyarázó a Bakony hegység fedetlen földtani térképéhez 1:50 000. — A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, 119 p. BENEDEK, K., NAGY, ZS. R., DUNKL, I., SZABÓ, CS., JÓZSA, S. 2001: Petrographical, geochemical and geochronological constraints on igneous clasts and sediments hosted in the Oligo-Miocene Bakony Molasse, Hungary: Evidence for Paleo-Drava River system. — International Journal of Earth Sciences 90, 519–533. BENKŐ F. 1953: Gánt bauxit kutatás, Bagolyhegy-i kutatási jelentése. XIII/1-1. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. BENKŐ K. 2005: A Móri-árok DK-i részének harmadkori szerkezetföldtani és paleomágneses vizsgálata. — Abstract-kötet, XXXVI. Ifjú Szakemberek Ankétja, 2005, MGE-MFT kiadvány, Budapest, pp. 27–28. BENKŐ, K., FODOR, L., MÁRTON, E. 2005: Structural and paleomagnetic analysis of Miocene rocks in Northern Transdanubia. — Geolines 19, pp. 22–24. BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.) 1998: Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. — Mol Rt. és a MÁFI kiadványa, Budapest, 517 p. BERGERAT, F. 1989: From pull-apart to the rifting process: the formation of the Pannonian Basin. — Tectonophysics 157, pp. 271–280. BERNHARDT B. (évszám nélkül a): Jelentés „A dunántúli-középhegységi eocén barnakőszén-telepek képződésének őskörnyezeti rekonstrukciója” c. témáról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T. 18705, 8 p. BERNHARDT B. (évszám nélkül b): A dunántúli-középhegységi eocén szénképződés fejlődéstörténeti körvonalairól. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T. 18273, 23 p. BERNHARDT B. 1985a: A Bakony hegység földtani térképe 1:20 000-es sorozat. Mór (fedetlen földtani térkép). — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. BERNHARDT B. 1985b: Magyarázó a Bakony hegység 20 000-es földtani térképsorozatához. Mór-Bodajk. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 103 p. BERNHARDT B., INCZE SZ. 1998: Az Északkelet-Dunántúl oligocén képződményeinek litosztratigráfiai tagolása. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Geokomplex Kft., Miskolc, J 502, 50 p. BERNHARDT B., GYALOG L., KAISER M., NAGY GY-né 1974: A Vértes–Gerecse Ny-i előterének középső része. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T14436, 17 p. BERNHARDT B., BOGÁTH I., CSIMA K., PEREGI ZS. 1977: A Mór és bodajki 1:25 000-es térképlapok területének földtani leírása. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T17399, 126 p. BERNHARDT B., BÁLINT CS., HÍVES T., CSÁSZÁR G. 1988: Jelentés az oroszlányi Szénbányák Ny-i határterületének földtani értékeléséről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. BEUDANT, F. S. 1825: Mineralogische und geognostische Reise durch Ungarn im Jahre 1818. — Leipzig, 597 p. BIDDLE, K. T., CHRISTIE-BLICK, N. 1985: Strike-slip deformation, basin formation, and sedimentation — Glossary. — In: CHRISTIE-BLICK, N., BIDDLE, K. T. (eds): Deformation and basin formation along strike-slip faults. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication, Tulsa, 37, pp. 375–385. BIGNOT, G., BLONDEAU, A. GUERNET, C., PERREAU, M., POIGNANT, A., RENARD, M., RIVELINE, J., GRUAS, C., DUDICH, E., KÁZMÉR, M., KOPEK, G. 1985: Age and characteristics of the Eocene transgression at Gánt (Vértes Mts. Transdanubia, Hungary). — Acta Geologica Hungarica 28 (1–2), pp. 29–48. BIHARI D. 1966: Magyarázó a Magyaralmás 1: 25 000-es térképlaphoz. Földtani adatok. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T1765, 93 p. BIHARI D., KNAUER J. 1967: Würm utáni szerkezetalakulás nyomai a Dunántúli középhegységben. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1966-ról, pp. 77–81. BÍRÓ I. 2003: A Vértessomlói-törésvonal szerkezetföldtani vizsgálata a vértesi Mária-szurdok környékén. — Kézirat, szakdolgozat, ELTE Regionális Földtani Tanszék, 73 p. BIROT, P., DRESCH, J. 1966: Pédiments et glacis dans l’Ouest des États-Unis. — Annales de Géographie 125, pp. 513–552. BLAKE, A. 1941: On the estimation of focal depth from macroseismic data. — Bulletin of the Seismological Society of America (31), pp. 225–231. BODA J. 1959: A magyarországi szarmata emelet és gerinctelen faunája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 47 (3), 862 p. BODROGI I. 1984: A Pusztavám Pv–980 sz. fúrás referencia szelvénye mikrofaunavizsgálatának revíziója I: Pénzeskúti Márga Formáció. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. BODROGI, I. 1985: Die stratigraphische Untergliederung der Pénzeskút Mergel-Formation mit Hilfe von Foraminiferen. — Österreichische Akademie der Wissenschaften Schriftenreihe der Erdwissenschaftlichen Kommissionen 7, pp. 93–118 BODROGI I. 1989: A Pénzeskúti Márga plankton foraminifera sztratigráfiája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 63 (5), 127 p.

319 BODROGI I. 1992: Gerecsei és Vérteselőtéri medencefáciesű törmelékes alsó- és középső-kréta képződmények biosztratigráfiája, korrelációja foraminiferák alapján. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, 60 p. BOGÁTH I., CSIMA K. 1983: A Bakony hegység földtani térképe 1:20 000-es sorozat. Mór (észlelési térkép). — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa. BOGSCH L. 1928: A csákvári Báracháza Hipparionjai. — Földtani Közlöny 58, pp. 115–120. BORSY, Z. 1977: Evolution of relief forms in Hungarian wind-blown sand areas. — Földrajzi Közlemények 25(101) (1–3), pp. 13–26. BORSY Z. 1993: A szél felszínalakító munkája. — In: BORSY Z. (szerk.): Általános természetföldrajz. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest, pp. 459–500. BORSY, Z., CSONGOR, É., SÁRKÁNY, S., SZABÓ, I. 1982: Phases of blown-sand movement in the North-East part of the Great Hungarian Plain. — Acta Geographica Debrecina 20, pp. 5–33. BOTT, M. H. P. 1959: The mechanism of oblique slip faulting. — Geological Magazine 96, pp. 109–117. BOURKE, M. C., VILES, H. A. 2007: Aeolian Features. — In: BOURKE, M. C., VILES, H. A. (eds): A Photographic Atlas of Rock Breakdown Features in Geomorphic Environments. Planetary Science Institute, Tucson, pp. 6–22. BÖCKER T., KIS H., MÜLLER P. 1958: A Dunántúli-középhegység karszvízszint térképe, 1:200 000 — Vituki kiadvány, Budapest. BÖCKER T., LIEBE P., LORBERER Á., MAUCHA L., MIKE K., RÁDAI Ö., SZÉKELY F. 1990: Dunántúli-középhegység karszvízszint térképe, 1:20 0000 — Vituki kiadvány, Budapest. BÖCKER T., LIEBE P., LORBERER Á., MAUCHA L., MIKE K., RÁDAI Ö., SZÉKELY F. 1999: Dunántúli-középhegység karszvízszint térképe, 1:20 0000 — Vituki kiadvány, Budapest. BÖCKH H. 1902: Levél a móri szénterületről. — Selmecbánya, 1902, okt. 18. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, V. v. 24. BÖCKH J. 1877: Megjegyzések az „Új adatok a déli Bakony föld- és őslénytani ismeretéhez” czímű munkához. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, pp. 1–20. BÖHME, M. 2003: The Miocene Climatic Optimum: evidence from ectothermic vertebrates of Central Europe. — Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 195, pp. 389–401. BÖRÖCZKY T., FELVINCZI I., GÁSPÁR L., HEGEDŰS I.-NÉ, SZŐTS A., HORVÁTH I., KNAUERNÉ GELLAI M., MÁTÉFI T., NAGY T., TÓTH K., NÁNDORI GY., NÉMETH A., R.SZABÓ I., SEBESTYÉN I., SZANTNER F. 1992: A Szár-Újbarok-Nagyegyháza D-Óbarok térségi reménybeli bauxitterületek kutatási programja. Felderítő, részletes-előzetes. (Bicske), T19162, 15 p.. BREZSNYÁNSZKY K. 2002: Működési jelentés a Magyar Állami Földtani Intézet 1997. évi tevékenységéről. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 1997–1998/I–II., pp. 7–34. BROGLIO LORIGA, C., GÓCZÁN, F., HAAS, J., LENNER, K., NERI, C., ORAVECZ-SCHEFFER, A., POSENATO, R., SZABÓ, I., TÓTH-MAKK, Á. 1990: The Lower Triassic sequences of the Dolomites (Italy) and Transdanubian Mid-Mountains (Hungary) and their correlation. — Memorie di Scienze Geologiche, Padova 42, pp. 41–103. BUBICS I. 1977: A Balatonfelvidék metamorf képződményeinek földtani–kőzettani felépítése. — A Bakony természettudományi kutatásának eredményei 10, 52 p. BUDAI, T. 1992: Middle Triassic formations of the Balaton Highland and of the Southern Alps. Stratigraphic correlation. — Acta Geologica Hungarica 35 (3), pp. 217–236. BUDAI T. 2004: Középső-triász medencefáciesek és vulkanitok a Zsámbéki-medencében. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002, pp. 189–194. BUDAI T., CSILLAG G. 1998: A Balaton-felvidék középső részének földtana. — A Bakony természettudományi kutatásának eredményei 22, 118 p. BUDAI T., CSILLAG G. 2000: Záróbeszámoló „A Bakony és a Vértes–Gerecse ladin–karni rétegsorának összefoglaló vizsgálata és értékelése” c. OTKA kutatás eredményeiről (T. 014902). — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. BUDAI, T., HAAS, J. 1997: Triassic sequence stratigraphy of the Balaton Highland (Hungary). — Acta Geologica Hungarica 40 (3), pp. 307–335. BUDAI, T., VÖRÖS, A. 1992: Middle Triassic history of the Balaton Highland: extensional tectonics and basin evolution. — Acta Geologica Hungarica 35 (3), pp. 237–250. BUDAI, T., LELKES, GY., PIROS, O. 1993: Evolution of Middle Triassic shallow marine carbonates in the Balaton Highland (Hungary) — Acta Geologica Hungarica 36 (1), pp. 145–165. BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G. DUDKO A., KOLOSZÁR L., MAJOROS GY. 1999: A Balaton-felvidék földtana. Magyarázó a Balaton- felvidék földtani térképéhez, 1:50 000. — Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa 197, 257 p. BUDAI, T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G., FODOR L., GYALOG L., KERCSMÁR ZS., MAROS GY., MINDSZENTY A., PÁLFALVY S., PEREGI ZS., SELMECZI I. 2002: Kirándulásvezető a „Hegységek és előtereik földtani kutatása” — Magyar Földtani Társulat Vándorgyűlése, előadáskivonatok, pp. 25–30. BUDAI T., CSILLAG G., VÖRÖS A., DOSZTÁLY L. 2001a: Középső- és késő-triász platform- és medencefáciesek a Veszprémi-fennsíkon. — Földtani Közlöny 131 (1–2), pp. 37–70. BUDAI T., CSILLAG G., VÖRÖS A., LELKES GY. 2001b: Középső- és késő-triász platform- és medencefáciesek a Keleti-Bakonyban. — Földtani Közlöny 131 (1–2), pp. 71–95. BUDAI T., FODOR L., CSILLAG G., PIROS O. 2005: A Vértes délkeleti triász vonulatának rétegtani és szerkezeti felépítése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2004, pp. 189–203. BULLA B. 1958: Néhány megjegyzés a tönkfelszínek kialakulásának kérdésében. — Földrajzi Értesítő 7 (3), pp. 257–274. BULLA B. 1962: Magyarország természeti földrajza. — Tankönyvkiadó, Budapest, 423 p.

320 CHOLNOKY J. (évszám nélkül a): A földfelszín formáinak ismerete. — Királyi Magyar Egyetemi Nyomda, Budapest, 296 p. CHOLNOKY J. (évszám nélkül b): Balaton. — A Magyar Földrajzi Társaság Könyvtára, Franklin Társulat, Budapest, 192 p. CZICZER, I., I. MAGYAr, R. PIPÍK, M. BÖHME, S. ĆORIĆ, K. BAKRAČ, M. SÜTŐ-SZENTAI, M. LANTOS, E. BABINSZKI, P. MÜLLER (in press): Life in the sublittoral zone of long-lived Lake Pannon: paleontological analysis of the Upper Miocene Szák Formation, Hungary. — International Journal of Earth Sciences CZABALAY L. 1983a: A Környei Mészkő Formáció kagyló- és csigafaunája. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, 30 p. CZABALAY L. 1983b: A Környei Mészkő kagyló- és csigafaunája. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, BUDAPEST, 24+10 p., 16 ábra, 20 fényképtábla CZABALAY, L. 1989: Korrelazion der Pachyodonten-Faunenzonen des Urgons der westlichen Tethys. — In: WIEDMANN (ed.): Cretaceous of the Western Tethys Proceedings Third International Cretaceous Symposium, Tübingen, pp. 431–451. CZABALAY L. 1995: A gerecsei és Vértes előtéri kréta képződmények Molluszka faunájának vizsgálata és összehasonlítása a környezettel. — Általános Földtani Szemle 27, pp. 109–131. CSÁSZÁR G. 1971: Vértes-hegység és környékének szerkezetföldtana. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. CSÁSZÁR G. 1978: A Tési Agyagmárga vázlatos fácies értékelései. — Földtani Közlöny 108, pp. 328–342. CSÁSZÁR G. 1981: Felvételi és szerkesztési alapelvek a Balatonfelvidék és a Vértes-hegység 20 000-es differenciált földtani felvételéhez. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T10688, 58 p. CSÁSZÁR G. 1984: Magyarázó a Bakony hegység 20 000-es földtani térképsorozatához, Borzavár.— A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa; 138 p. CSÁSZÁR G. 1986a: A Vértes–Gerecse és a Duna balparti rögök földtani térképezése (programjavaslat). — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T19534, 6 p. CSÁSZÁR G. 1986b: Dunántúli-középhegységi középső-kréta képződmények rétegtana és kapcsolata a bauxitképződéssel. — Geologica Hungarica series Geologica 23, 295 p. CSÁSZÁR G. 1995: A gerecsei és vértes-előtéri kréta kutatás eredményeinek áttekintése. — Általános Földtani Szemle 27, pp. 133–152. CSÁSZÁR G. (ed.) 1996: Kréta. Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 163 p. CSÁSZÁR G. 1997: A magyarországi urgon képződmények és azok viszonya a Keleti-Alpok és a Nyugati-Kárpátok hasonló kifejlődéseihez. — Kézirat, akadémiai doktori értekezés. 237 p. CSÁSZÁR, G. (ed.) 1997: Basic Lithostratigraphic Units of Hungary (Charts and short descriptions). Magyarország litosztratigráfiai alapegységei (Táblázatok és rövid leírások). — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, 114 p. CSÁSZÁR G. 2000: Platform-, lejtő- és medencefáciesű képződmények a Balaton-fevidéki és balatonfői alsó-paleozoikumban. — Földtani Közlöny 130 (1), 133–137. CSÁSZÁR, G. (ed.) 2000: Danube Region Environmental Geology Programme DANREG. Explanatory notes. — Jarhbuch der Geologische Bundesanstalt 1999–2000, 142 (4), pp. 411–605. CSÁSZÁR, G. 2002: Urgon formations in Hungary with special reference to the Eastern Alps, the Western Carpathians and the Apuseni Mountains — Geologica Hungarica series Geologica 25, 209 p. CSÁSZÁR G. 2005: Magyarország és környezetének regionális földtana. — Egyetemi tankönyv, ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 328 p. CSÁSZÁR, G., ÁRGYELÁN, G. 1994: Stratigraphic and micromineralogic investigations on Cretaceous Formations of the Gerecse Mountains, Hungary and their palaeogeopgraphic implications. — Cretaceous Research 15, 417–434. CSÁSZÁR, G., DOSZTÁLY, L. 1994: Some notes concerning the Jurassic and Lower Cretaceous successions of the Northern Karavanke and the Transdanubian Central Range. — In: LOBITZER, H., CSÁSZÁR, G., DAURER, A. (eds.) Jubiläumsschift 20 Jahre Geologische Zusammenarbeit Österreich-Ungarn, pp. 403–408. CSÁSZÁR G., CSEREKLEI E. 1979: A Dunántúli középhegység bauxitföldtani térképe. Középső-kréta bauxit szint. M=1:200 000. — Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. CSÁSZÁR G., HAAS J. (szerk.) 1983: Magyarország litosztratigráfiai formációi — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. CSÁSZÁR, G., HAAS, J. 1984: The Cretaceous in Hungary: a review. — Acta Geologica Hungarica 27, pp. 417–428. CSÁSZÁR G., PEREGI ZS. 2001: Középső-jura korszakbeli mega-hasadékkitöltés a Vértes DNy-i peremén. — Földtani Közlöny 131 (3–4), pp. 581–584. CSÁSZÁR G., HAAS J., JOCHÁNÉ EDELÉNYI E. 1978: A Dunántúli középhegység bauxitföldtani térképe. M=1:100 000. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. CSÁSZÁR G., GYALOG L., CSEREKLEI E. 1981: A Bakony hegység fedett földtani térképe. M=1:50 000. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. CSÁSZÁR G., DETRE CS., GÓCZÁN F., HORVÁTH I., IHAROSNÉ LACZÓ I., LECHNER M., PARTÉNYI Z., LELKES GY., KOVÁCS S., ORAVECZNÉ- SCHEFFER A., RAVASZNÉ-BARANYAI L., RIMANÓCZY L.-NÉ, VETŐ I., VICZIÁN I. 1984: Jelentés a Bakonyszűcs Bsz 3. jelű fúrás alsó és középső triász képződményeinek vizsgálatáról és értékeléséről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. CSÁSZÁR G., MÓRÁNÉ CZABALAY L., KOVÁCSNÉ BODROGI I., JUHÁSZ M. 1985: Jelentés a Kö–27 fúrás kréta szakaszának anyagvizsgálatáról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Geofizikai és Bányászati Adattár, 47 p. CSÁSZÁR, G., GÖRÖG, Á., FOGARASI, A., LEEREVELD, H., JUHÁSZ, M. 1995: Barremian/Aptian boundary in platform carbonate and Aptian/Albian boundary in hemipelagic formation from Hungary. — Second International Symposium on Cretaceous Stage Boundaries, Brussels, 8–14 Sept., Abstact, p. 35. CSÁSZÁR G. (ed. in chief), PISTOTNIK, J., SCHAREK, P., KAISER, M., DARIDA-TICHY, M., NAGY, E., SZURKOS, G., SÍKHEGYI, F., BUDAI, T., MARSI, I., GYALOG, L., IVÁNCSICS, J., PRISTAŠ, J. HORNIŠ, J. HALOUZKA, R., ELEČKO, M., KONEČNY, V., LEXA, J. NAGY, A., VASS, D.,

321 VOZÁR, J. 1998: Surface Geological Map 1:100 000. DANREG Danube Region Environmental Geology Programme. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. CSÁSZÁR G., GALÁCZ A., VÖRÖS A. 1998: A gerecsei jura — fácieskérdések, alpi analógiák. — Földtani Közlöny 128 (2–3), pp. 397–436. CSERNY T., GÁL N., TULLNER T., TAHY Á. 2008: A magyarországi felszín alatti víztestek földtani kiértékelésének 2006. évi eredményei. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2006, pp. 145–154. CSILLAG G. 1978: A Dunántúli-középhegység hegylábi proluviális dolomit törmelékkúpjainak keletkezése. — Kézirat, egyetemi szakdolgozat, ELTE TTK Természetföldrajzi Tanszék, 47 p. CSILLAG G. 2004: Káli-medence és környékének geomorfológiai szintjei. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002, pp. 95–110. CSILLAG, G., NÁDOR, A. 1997: Multi-phase geomorphological evolution of the Keszthely Mountain, SW Transdanubia and its relation to the karstic recharge of the Hévíz lake. — Zeitschrift für Geomorphologie Stuttgart, Suppl. 110, pp. 15–26. CSILLAG, G., FODOR, L., PEREGI, Zs., ROTH, L., SELMECZI, I. 2001: Anomalous drainage pattern, deformed upper Miocene rocks and landforms in the Vértes hills, Hungary: sign of Quaternary faulting? — Abstract book of the 3rd Stephan Müller Conference, EGS, Balatonfüred, pp. 18–19. CSILLAG, G., FODOR, L., PEREGI, Zs., RÓTH, L., SELMECZI, I. 2002: Pliocene-Quaternary landscape evolution and deformation in the eastern Vértes Hills, (Hungary): the heritage and reactivation of Miocene fault pattern. — Geologica Carpathica 53, spec. issue, pp. 206–208. CSILLAG G., SELMECZI I., SÜTŐNÉ SZENTAI M. 2003: Rétegtani megfigyelések a Vértes DK-i előterének felső-miocénjéből, és az újabb dinoflagellata vizsgálatok eredményei — 6. Magyar Őslénytani Vándorgyűlés, Zirc, Program, előadáskivonatok, kirándulásvezető, pp. 9–10. CSILLAG, G., FODOR, L., MÜLLER, P., BENKŐ, K. 2004: Denudation Surfaces, Development of Pannonian Formations and Facies Distribution Indicate Late Miocene to Quaternary Deformation of the Transdanubian Range. — Geolines 17, Proceedindgs of the 9th of the Czech Tectonic Studies Group, 2nd Meeting of the Central European Tectonic Group, Lucenec, Slovakia, June 22–25, 2004, pp. 26–27. CSILLAG, G., FODOR, L., JORDAN, GY. 2005: Morphostructural analysis of Vértes Mts. and Keszthely Mts. (Transdanubia, Hungary) by means of geological, morphological and digital terrain modelling. — Sixth International Conference on Geomorphology: Geomorphology in Regions of environmental contrast. September 7–11, 2005 Zaragoza (Spain), p. 283. CSILLAG G., FODOR L., KONRÁD GY. 2006: Szerkezetmorfológiai elemek a Dunántúl domborzatában. — III. Magyar Földrajzi Konferencia, MTA, Budapest, 2006. szeptember 6–7., Absztraktkötet, p. 62. CSILLAG G., FODOR L., SELMECZI I. 2006: A Vértes és környéke neogén geomorfológiai fejlődéstörténete. — III. Magyar Földrajzi Konferencia, MTA, Budapest, 2006. szeptember 6–7., Absztraktkötet, p. 63. CSILLAG, G., FODOR, L., JORDAN,GY. 2007: Morphotectonic interpretation of denudation surfaces by means of digital terrain modelling in the Vértes Mts., Hungary. — Carpatho-Balkan-Dinaric Conference on Geomorphology, Pécs, Hungary, 24th–28th October 2007, Institute of Geography, University of Pécs, Book of Abstrasct, p. 14. CSONTOS, L. 1995. Tertiary tectonic evolution of the Intra- Carpathian area: a review. — Acta Vulcanologica 7, pp. 1–13. D’ ARGENIO, B., MINDSZENTY, A. 1995: Bauxites and related palekarst: Tectonic and climatic event markers at regional unconformities. — Eclogae geologicae Helvetiae 88 (3), pp. 453–499. DANK V. 1953: Új Megalodus–lelőhely a Vérteshegységben. — Földtani Közlöny 83, pp. 169–173. DAS, P. 1961: Recent microsopic flora from the Bengal Delta India. — Micropaleontology 7 (1), pp. 87-94. DAXNER-HÖCK G., FAHLBUSCH, V., KORDOS, L., WU, W. 1997: The Late Neogene Cricetoid Rodent Genera Neocricetodon and Kowalskia. — In: BERNOR R. L., FAHLBUSCH, V., MITTMANN, H.-W. (eds): The Evolution of Western Eurasian Neogene Mammal Faunas. Columbia University Press, New York, pp. 220–226. DEÁK M. 1957: A magyarországi bauxit pollenvizsgálata. — Földtani Közlöny 87, pp. 24–29. DEÁK M. 1967: A bagoly-hegyi növénytörmelékes bauxit palynológiai vizsgálata. — Földtani Közlöny 97, pp. 224–226. DEÁK M. (szerk.) 1972: Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához. L-33-XII. Veszprém. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 272 p. DEKLAVA SZ., KŐBÁNYAI F., NAGY GY., VÉR L. 1996: A tatabányai és oroszlányi szénbányászat. — In: BENKE I, REMÉNYI V. (szerk.): A magyar bányászat évezredes története II, Országos Magyar Kohászati Egyesület kiadványa, pp. 411–471, DEMÉNY A. 1992: Hazai lamprofírok karbonátjának eredete stabilizotóp-vizsgálatok alapján. — Földtani Közlöny 122 (2), pp. 209–232. DEMÉNY, A., KÁZMÉR, M. 1994: A stable isotope study on Cretaceous magmatic influences in the Transdanubian Mid-Mountains. — Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged 35, pp. 47–52. DEMÉNY, A., GATTER, I., KÁZMÉR, M. 1997: The genesis of Mesosoic red calcite dikes of the Transdanubian Range (Hungary): Fluid inclusion thermometry and stable izotope composition. — Geologica Carpatica 48, pp. 315–323. DÉR I. 1987: A Dunántúli Középhegység ÉK-i részének vízforgalmi és vízkémiai adatai az 1987. évi mérések alapján. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. DUDICH E., GIDAI L, 1980: A magyarországi eocén kőzetrétegtani egységei (Előzetes). — Általános Földtani Szemle 14, pp. 81–111. DUDICH E., KOMLÓSSY GY. 1969: Ősföldrajzi-szerkezeti szempontok a magyar bauxit korkérdéséhez. — Földtani Közlöny 99, pp. 155–165. DUDICH E., KOPEK G. 1980: A Bakony és környéke eocén ősföldrajzának vázlata. — Földtani Közlöny 110 (3–4), pp. 417–431. DUDKO A. 1988: A Balatonfő–Velencei terület szerkezetalakulása. — Földtani Közlöny 118 (3), pp. 207–218. DUDKO A. (szerk.) 1999: A Balatonfő–Velencei-hegység mélyföldtani térképe (preszarmata felszín). — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest.

322 DULAI, A. 1993: Hettangian (Early Jurassic) megafauna and paleogeography of the Bakony Mts. (Hungary). — In: PÁLFY, J., VÖRÖS, A. (eds): Mesozoic brachiopods of Alpine Europe. Hungarian Geological Society, Budapest, pp. 31–37. DUNKL I. 1990: A középhegységi eocén fedős bauxitok törmelékes cirkonkristályainak fission track kora: a korai eocén vulkanizmus bizonyítéka. — Általános Földtani Szemle 25, pp. 163–177. DUNKL I. 1991: A fission track módszer és alkalmazása geokronológiai kérdések megoldásában. — Kézirat, PhD thesis, Hungarian Academy of Sciences, 117 p. DUNKL, I. 1992: Origin of the Eocene-covered karst bauxites of the Transdanubian Central Range of Hungary: evidence from early Eocene volcanism. — European Journal Mineralogy 4, pp. 581–591. D¯U IÑSKI, S., KOTLARCZYK, J. 1965: Tectonoglyphs on slickensided surfaces. — Bulletin de l’Académia Polonaise Sciences, Séries Geologia, Géographia 13, pp. 149–154. EMBEY-ISZTIN A., DOBOSI G., NOSKE-FAZEKAS G., ÁRVA-SÓS E. 1989: Petrology of new basalt occurence in Hungary. — Mineralogy and Petrology 40, pp. 183–196. ERHARDT GY. 1988: A reambulációs vízföldtani térképezés a Dunántúli Középhegység ÉK-i részén. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. FANCSIK T., KAKAS K. 2005: Paradigmák a bauxitkutató geofizikában — a Geofizikai Intézet szerepe a bauxitkutatásban. — Földtani Kutatás 42 (3–4), pp. 15–22. FARKAS ZS., FŐZY I., ISAÁK A., SCHLEMMER K. 1982: A Gánt–bagolyhegyi új feltárás eocén korú üledékeinek földtani vizsgálata. — Földtani Közlöny 112, pp. 435–438. FAULDS, J. E., OLSON, E. L., HARLAN, S. S., MCINTOSH, W. C., 2002: Miocene extension and fault-related folding in the Highland Range, southern Nevada: a three-dimensional perspective. — Journal of Structural Geology 24, pp. 861–886. FÁY-TÁTRAY, M. 1984: Contribution to the lithology of the reworked clastic dolomite complex of the Southern Gerecse forelands (Transdanubia, Hungary). — Annales Universitatis Scientiarum Budapestiensis de Rolando Eötvös Nominatae sectio Geologica 24, pp. 151–166. FAZEKAS J. 1996: Bauxitbányászat. — In: BENKE I, REMÉNYI V. (szerk.): A magyar bányászat évezredes története II, Országos Magyar Kohászati Egyesület kiadványa, pp. 472–530, FERENCZ GY. 2004: A Móri nagyvető menti középső-jura óriáshasadék kitöltésének vizsgálata és értelmezése. — Kézirat, diplomamunka, ELTE, 88 p., 9 fotótábla FÉLEGYHÁZY, ZS, NAGYMAROSY, A. 1992: Calcareous nannoplankton stratigraphy of Lower Cretaceous formations in the Gerecse Mountains. — Acta Geologica Hungarica 35 (3), pp. 251–262. FODOR, L. 1995: Eocene–Oligocene tectonics and sedimentation; Stop 15: Tatabánya, Keselő Hill; Stop 16: Csordakút. — In: ÁRGYELÁN, G., FOGARASI, A. (eds): Upper Cretaceous and Paleogene of the Transdanubian Central Range. Excursion Guide, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 98 p. FODOR, L. 1998: Late Mesozoic and early Paleogene tectonics of the Transdanubian Range. — XIVth CBGA Congress, Vienna, Geological Survey of Austria, p. 165. FODOR L. 2002: A szerkezetfejlődés fő vonásai a Vértesben. — Hegységek és előtereik földtani kutatása, MFT Vándorgyűlés, Bodajk, Előadáskivonatok, p. 25. FODOR, L. I. 2007: Segment linkage and stress field in transtensional strike-slip fault array: Field examples from the Pannonian Basin. — In: CUNNINGHAM, D., MANN, P. (eds): Tectonics of Strike-slip Restraining and Releasing Bends. Geological Society Special Publications 290, 417–431. FODOR L., BÍRÓ I. 2004: Eocén sziklás tengerpart a Vértessomlói kréta rátolódás mentén (Szarvas-kút, Vértes). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002, pp. 153–162. FODOR, L., MÁRTON, E. 2003: The role of rotation in the Tertiary structural and stress field evolution of the Pannonian–Carpathian–East Alpine–north Dinaridic domain. — Annales Universitatis Scientiarum Budapestiensis de Rolando Eötvös Nominatae sectio Geologica 35, pp. 94–95. FODOR, L., MAGYARI, Á., KÁZMÉR, M., FOGARASI, A. 1992a: Gravity-flow dominated sedimentation on the Buda paleoslope (Hungary): Record of Late Eocene continental escape of the Bakony Unit. — Geologische Rundschau 81 (3), pp. 695–716. FODOR L., SZTANÓ O., CSONTOS L., JÓZSA S., NAGYMAROSY A. 1992b: A Darnó-övezet tektonikai és szedimentológiai kutatása a Darnó- hegy és az Upponyi hegység környékén. — Kézirat, MÁFI és ELTE, Alkalmazott és Környezetföldtani, Általános és Történeti Földtani Tanszékei, 52 p. FODOR L., MAGYARI Á., FOGARASI A., PALOTÁS K. 1994: Tercier szerkezetfejlődés és késő paleogén üledékképződés Budai-hegységben. A Budai-vonal új értelmezése. — Földtani Közlöny 124, pp. 129–305. FODOR, L., CSONTOS, L., BADA, G., GYÖRFI, I., BENKOVICS, L. 1999: Tertiary tectonic evolution of the Pannonian basin system and neighbouring orogens: a new synthesis of paleostress data. — In: DURAND, B., JOLIVET, L., HORVÁTH, F., SÉRANNE, M. (eds): The Mediterranean Basins: Tertiary extension within the Alpine Orogen. Geological Society, London, Special Publications 156, pp. 295–334. FODOR L., LELKES GY., MÜLLER P. és PALOTÁS K. 2000: Előzetes jelentés a Budai-hg. – Gerecse-hg. – Vértes-hg. közötti terület bádeni és szarmata ősföldrajzi, szin- és poszttektonikai viszonyairól. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 19 p., Tekt. 757. FODOR, L., HORVÁTH, E., MAGYARI, Á., NOVOTHNY, Á., RUSZKICZAY, ZS., SÍKHEGYI, F., SZÉKELY, B., TIMÁR, G., UNGER, Z., WEBER, J. 2001: Tectonic and non-tectonic control on landform evolution, drainage pattern in a loess-covered area (Gödöllő Hills, central Hungary): complex methodological approach. — Abstract book of the 3rd Stephan Müller Conference, EGS, Balatonfüred, p. 18. FODOR, L., BADA, G., CSILLAG, G., DUNAI, T., HORVÁTH, E., RUSZKICZAY-RÜDIGER, Zs., SÍKHEGYI, F., PALOTÁS, K., LEÉL-ÖSSY, Sz., CLOETHING, S., HORVÁTH, F. 2003: Interplay between Neotectonic deformation and landscape evolution of the Pannonian basin. — Abstracts of the 4th Stephan Müller Conference of the European Geosciences Union, Retezat Mts., pp. 46–47.

323 FODOR L., CSILLAG G., PEREGI Zs. 2004: A kápolnapusztai késő-neogén–negyedidőszaki(?) pull-apart „medence” rekonstruálása komplex eredetű lepusztulási felszínek alapján. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002, pp. 283–294. FODOR, L., BADA,G., CSILLAG, G., HORVÁTH, E., RUSZKICZAY-RÜDIGER, Zs. PALOTÁS, K., SÍKHEGYI,F., TIMÁR, G., CLOETINGH, S., HORVÁTH, F. 2005a: An outline of neotectonic structures and morphotectonics of the western and central Pannonian basin. — Tectonophysics 410, pp. 15–41. FODOR, L., BADA, G., CSILLAG, G., HORVÁTH, E., RUSZKICZAY-RÜDIGER, Zs., SÍKHEGYI, F. 2005b: New data on neotectonic structures and morphotectonics of the western and central Pannonian basin. — In: FODOR, L., BREZSNYÁNSZKY, K. (eds.): Proceedings of the workshop on “Application of GPS in plate tectonics, in research on fossil energy resources and in earthquake hazard assessment”. Occasional Papers of the Geological Institute of Hungary 204, pp. 35–44. FODOR, L., BÍRÓ, I., ALBERT, G., LANTOS, Z. 2005c: New structural observations along the Vértessomló Line and implications for structural evolution of the Transdanubian Range (western Hungary). — Geolines 19, pp. 38–40. FODOR, L., CSILLAG, G., NÉMETH, K., BUDAI, T., MARTIN, U., CSERNY, T., BREZSNYÁNSZKY, K., DEWEY, J. F. 2005d: Tectonic development, morphotectonics and volcanism of the Transdanubian Range: a field guide. — In: FODOR, L., BREZSNYÁNSZKY, K. (eds): Proceedings of the workshop on “Application of GPS in plate tectonics, in research on fossil energy resources and in earthquake hazard assessment”. Occasional Papers of the Geological Institute of Hungary 204, pp. 68–86. FODOR, L., CSILLAG, G., LANTOS, Z., KISZELY, M., TOKARSKY, A. 2007: Late Miocene to Quaternary deformation and landscape evolution in the Vértes and forelands: inferences from geological mapping. — Abstracts of the Annual Meeting of the Hungarian Geological Society, HUNTEK Workshop, Sopron, Hungary, 20–22/09/2007, pp. 37–38. FODOR L., KERCSMÁR ZS., SÁSDI L., HARANGI SZ. 2008: Földtani érvek a vértesi Köves-völgy karbonátos forráskúpjainak késő-kréta(?) kora ellen. — Földtani Közlöny 138 (2), 181–188. FODOR R. 2007: Korallok és azok őskörnyezete a Vértes-előtér és a Gerecse urgon fáciesű képződményeiben. — Kézirat, Diplomamunka, ELTE Budapest, 81 p. FORD, M., DE VESLUD, C. L. C., BOURGEOIS, O. 2007: Kinematic and geometric analysis of fault-related folds in a rift setting: The Dannemarie basin, Upper Rhine Graben, France. — Journal of Structural Geology 29, pp. 1811–1830. FÖLDVÁRI A. 1933: A Dunántúli Középhegység eocén előtti karsztja. — Földtani Közlöny 63, pp. 49–56. FRECHEN, M., HORVÁTH, E., GÁBRIS,GY. 1997: Geochronology of Middle and Upper Pleistocene Loess Sections in Hungary. — Quaternary Research 48, pp. 291–312. FÜLÖP J. 1961: Magyarország kréta időszaki képződményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49 (3), pp. 577–587. FÜLÖP, J. 1969: Excursion Guide. Geology of the Transdanubian Central, Mecsek and Villány Mountains — Colloquium on Mediterranean Jurassic Stratigraphy, Budapest 1969, 68 p. FÜLÖP J. 1989: Bevezetés Magyarország geológiájába. — Akadémia Kiadó, Budapest, 246 p. FÜLÖP J. 1990: Magyarország geológiája. Paleozoikum I. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 325 p. FÜLÖP J. 1997: A Vértes-előtér kréta időszaki képződményei, Pusztavám környéke. — In: HAAS (szerk.): Fülöp József-emlékkönyv. Akadémiai Kiadó pp. 47–132. FÜLÖP J., DANK, V. (szerk.) 1987: Magyarország földtani térképe a kainozoikum elhagyásával 1:500 000. — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. FÜLÖP J., HÁMOR G., HETÉNYI R., VÍGH G. 1960: A Vértes-hegység jura időszaki képződményei. — Földtani Közlöny 90 (1), pp. 15–26. FÜLÖP J., KNAUER J., VÍGH G. 1965: Teljes jura szelvény a Vértes-hegységből. — Földtani Közlöny 95 (1), pp. 54–61. GAÁL Z., SZŐTS A. 1989: Várgesztes térségének felderítő bauxitkutatási programja. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, lsz. T. 18 033 GÁBRIS GY. 2006: A magyarországi folyóteraszok kialakulásának és korbeosztásának magyarázata az oxigénizotóp-sztratigráfia tükrében. — Földrajzi Közlemények 54(130), (3–4), pp. 123–134. GÁBRIS GY. 2007: Földfelszín és éghajlat. — ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 225 p. GALÁCZ, A. 1988: Tectonically controlled sedimentation in the Jurassic of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Range, Hungary). — Acta Geologica Hungarica 31, pp. 313–328. GALÁCZ, A. 1995: Revision of the Middle Jurassic ammonite fauna from Csóka-hegy, Vértes Hills (Transdanubian Range). — Hantkeniana 1, pp. 119–129. GALÁCZ A., VÖRÖS, A. 1972: A Bakony-hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtani jelenségek kiértékelése alapján. — Földtani Közlöny 102, pp. 313–328. GATTER, I. 1984: Investigation on embedded fluids in vein fillings and in crusts precipitated from thermal waters on the walls of caves in carbonate rocks. — Karszt és Barlang 1, pp. 9–18. GECSE É. 1969: Nagyegyháza–Óbarok környéki bauxitterület ásványtani–kőzettani vizsgálata. — Kézirat, ELTE TTK Földrajz és Földtudományi Intézet, Budapest. GEDEON T. 1931: Hidrológiai megfigyelések a Vértes-hegység délkeleti részéből. — Hidrológiai Közlöny 11, p. 54. GEDEON T. 1955: Gánti aluminit. — Földtani Közlöny 85, 169–181. Geoprospect Kft. 1993: Bauxit kutatási térképei. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, lsz. T. 17 187 GERBER P. 1987: Vértessomló környékének földtana a barnakőszén-kutatások tükrében. — Földtani Kutatás 30 (4), pp. 45–53. GERMÁN-HEINS, J. 1994: Iron-rich encrustation on the footwall of the Gánt bauxite (Vértes Hills, Hungary) — evidence for preservation of organic matter under exceptional conditions. — Sedimentary Geology 94, pp. 73–83. GERNER, P., BADA, G., DÖVÉNYI, P., CLOETHING, S., ONCESCU, M., MÜLLER, B. 1999: State of recent stress in the Pannonian Basin: data and models. — In: DURAND, B., JOLIVET, L., HORVÁTH, F., SÉRANNE, M. (eds): The Mediterranean Basins: Tertiary extension within the Alpine Orogen, — Geological Society, Special Publications 156, pp. 269–294.

324 GIDAI L. 1970: Az eocén képződmények rétegtani helyzete a Dunántúli-középhegység ÉK-i részén. — Földtani Közlöny 100, pp. 144–149. GIDAI L. 1971: Adatok a Mór–Pusztavám környéki eocén földtani viszonyainak megismeréséhez. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1970-ről, pp. 115–127 GIDAI L. 1972: A dorogi terület eocénje. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 50 (1), 140 p. GIDAI, L. 1975: A várgesztesi területen végzett eocén barnakőszén felderítő kutatás gyakorlati eredményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1973-ról, pp. 273–284. GIDAI L. 1976: A Várgesztes környéki eocén képződmények rétegtani viszonyai és korrelációs lehetőségei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1974-ről, pp. 315–337. GIDAI L. 1977: A tatabányai Ta-1481. sz. fúrás eocén rétegsora. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1975-ről, pp. 219–228. GÓCZÁN, F., ORAVECZ-SCHEFFER, A. 1996: Tuvalian sequences of the Balaton Highland and the Zsámbék Basin. Part II: Characterization of sporomorph and foraminifer assemblages, biostratigraphic, palaeogeographic and geohistoric conclusions. — Acta Geologica Hungarica 39 (1), pp. 33–101. GÓCZÁN, F., ORAVECZ-SCHEFFER, A., SZABÓ, I. 1986: Biostratigraphic zonation of the Lower Triassic in the Transdanubian Central Range. — Acta Geologica Hungarica 29 (3–4), pp. 233–259. GÓCZÁN, F., ORAVECZ-SCHEFFER, A., HAAS, J. 1987: The Permian-Triassic boundary in the Transdanubian Central Range. — Acta Geologica Hungarica 30 (1–2), pp. 35–58. GOMBKÖTŐ L. 2007: A nagyegyháza-csordakúti bauxitbányászat rövid története. — Bányászati és Kohásszati Lapok 140 (6), pp. 14–18. GÖRÖG, Á. 1992: Sarmatian foraminifera fauna of the Zsámbék basin, Hungary. — Annales Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae sectio Geologica 29, pp. 31–153. GÖRÖG Á. 1995: A Vértes-előtér és a Gerecse-hegység kréta időszaki nagyforaminifera vizsgálata és sztratigráfiai értékelése. — Általános Földtani Szemle 27, pp. 85–94. GRENERCZY, GY. 2005: Crustal motions from space geodesy: a review from EPN, CEGRN, and HGRN data. — Proceedings of the workshop on „Application of GPS in plate tectonics, in research on fossil energy resources and in earthquake hazard assessment” Occasional Papers of the Geological Institute of Hungary 204, pp. 31–34. GRADSTEIN, F. M., OGG, J. G., SMITH, A. G., BLEEKER, W., LOURENS, L. J. 2004: A new Geologic Time Scale, with special reference to Precambrian and Neogene. — Episodes 27 (2), pp. 83–100. GRADSTEIN, F. M., OGG J. G. & VAN KRANENDONK, M. 2008: On the Geologic Time Scale 2008. — Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/ GTS2008.pdf GUTENBERG B., RICHTER C. F. 1944: Frequency of Earthquakes in California. — Bulletin of the Seismological Society of America 34, pp. 185–188. GYALOG L. 1992: Adatok Várgesztes környékének szerkezeti viszonyairól. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1990-ről, pp. 69–74. GYALOG L. (szerk.) 1996: A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása. — Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa 187, 171 p. GYALOG L. (szerk.) 2002: Új rétegtani egységek bevezetésére (ill. módosítására) tett javaslatok az 1998–2002. évi MÁFI–Mol közös projekt eredményei alapján. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. GYALOG L., BUDAI T. (szerk.) 2004: Javaslatok Magyarország földtani képződményeinek litosztratigráfiai tagolására. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002, pp. 195–232. GYALOG L., CSÁSZÁR G. 1990: A Bakony hegység fedetlen földtani térképe M=1:50 000. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. GYALOG L., HORVÁTH I. 2000: A Velencei-hegység földtani térképe, 1:25 000. — Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. GYALOG L., HORVÁTH I. (szerk.) 2004: A Velencei-hegység és a Balatonfő földtana. Magyarázó a Velencei-hegység földtani térképéhez (1:25 000) és a Balatonfő–Velencei-hegység mélyföldtani térképéhez (1:100 000). Geology of the Velence Hills and the Balatonfő. Explanatry Book of the Geological Map of the Velence Hills (1:25 000) and the Geological Map of the Pre-Sarmatian Surface of the Balatonfő–Velence Area (1:100 000) .— Magyarország Tájegységi Térképsorozata, Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 316 p. GYALOG L., KAISER M. 2005: Magyarország földtani térképe M=1:100 000, L-33-25, Székesfehérvár. — Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. GYALOG L., DETRE CS., CSILLAG,G. 1993: Upper Triassic brachiopodal dolomite in the Gánt region. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1993-ról, pp. 175–191. GYALOG L., BUDAI T., KAISER M., SÍKHEGYI F. 1996: A földtani térképek jelkulcsa. — In: GYALOG L. (szerk.) 1996: A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása. A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa 187, 171 p. GYALOG L., TULLNER T., TURCZI G., BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G., JOCHÁNÉ EDELÉNYI E., KNAUER J., MÜLLER P., NÁDOR A., SELMECZI I., SZEILER R., TAMÁS G., TÓTHNÉ MAKK Á. 2000: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi adatbázisrendszerének építése” című szerződés teljesítéséről a Dunántúli-középhegység területen. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Buadpest. GYALOG L., BUDAI T., TULLNER T., TURCZI G., ALBERT G., CSEREKLEI E., CSILLAG G., DUDKO A., FODOR L., JÁMBOR Á., JUHÁSZ GY., KAISER M., KNAUER J., SELMECZI I., VETŐ I. 2002: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi adatrendszerének készítése” című szerződés teljesítéséről a Dunántúl-Észak területen. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. GYALOG L., BUDAI T., CHIKÁN G., LESS GY., PELIKÁN P., TULLNER T., TURCZI G., MAIGUT V., GALAMBOS CS., HAVA S G. 2003: Jelentés „A

325 szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi adatrendszerének egységesítése” című szerződés teljesítéséről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. GYALOG L. (szerk.), BUDAI T., KAISER M. 2005: Magyarország földtani térképe M=1:100 000, L–34–13 Tatabánya. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. GYÖRFI, I. 2007: Tertiary deformation, magmatism, and basin formation. — MFT Vándorgyűlés–HUNTEK Workshop Sopron, Előadáskivonat, pp. 20–21. GYÖRGY A. 1923: Az alumínium és érceiről. — Bányászati és Kohászati Lapok 56 (6), pp. 45–47. H. DEÁK M. 1957: A magyarországi bauxit pollenvizsgálata. – Földtani Közlöny 37 (1), pp. 24–29. HAAS, J. 1988: Upper Triassic carbonate platform evolution in the Transdanubian Mid Mountains. — Acta Geologica Hungarica 31 (3–4), pp. 299–312. HAAS J. 1993: Budaörsi Dolomit Formáció. — In: HAAS J. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Triász. A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, pp. 49–51. HAAS J. 1995: Az Északi Gerecse felsőtriász karbonát platform képződményei. — Földtani Közlöny 125 (3–4), pp. 259–293. HAAS J. (szerk.) 1996: Magyarázó Magyarország földtani térképe a kainozoikum elhagyásával és Magyarország szerkezetföldtani térképe című térképlapokhoz. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 186 p. HAAS, J., BUDAI, T. 1995: Upper Permian–Triassic facies zones in the Transdanubian Range. — Rivista Italiana Paleontologia et Stratigrafia 101 (3), pp. 249–266. HAAS, J., BUDAI, T. 1999: Triassic sequence stratigraphy of the Transdanubian Range, Hungary. — Geologica Carpathica 50 (6), pp. 459–475. HAAS, J., DEMÉNY, A. 2002: Early dolomitisation of Late Triassic platform carbonates in the Transdanubian Range (Hungary). — Sedimentary Geology 151, pp. 225–242. HAAS, J., JOCHA-EDELÉNYI, E., GIDAI, L., KAISER, M., KRETZOI, M., ORAVECZ, J. 1985: Geology of the Sümeg area. — Geologica Hungarica series Geologia 20, 365 p. HAAS J., TÓTH Á., JOCHÁNNÉ EDELÉNYI E., KNAUER J., TÓTH K. (szerk.) 1985: A Dunántúli-középhegység bauxitföldtani térképe. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. HAAS, J., GÓCZÁN, F., ORAVECZ-SCHEFFER, A., BARABÁS-STUHL, Á., MAJOROS, GY., BÉRCZI-MAKK, A. 1986: Permian-Triassic boundary in Hungary. — Memorie della Societa Geologica Italiana 34, pp, 221–241. HAAS J., GÓCZÁN F., ORAVECZNÉ SCHEFFER A., BARABÁSNÉ STUHL Á., MAJOROS GY., BÉRCZINÉ MAKK A. 1987: Perm-triász határ Magyarországon. — Őslénytani Viták 34, pp. 3–29. HAAS J., TÓTH-MAKK Á., ORAVECZ-SCHEFFER A., GÓCZÁN F., ORAVECZ J., SZABÓ I., 1988: Alsó-triász alapszelvények a Dunántúli- középhegységben. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 45, 319 p. HAAS J., TÓTH-MAKK Á. 1993: Alcsútdobozi Mészkő Formáció. — In: HAAS J. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Triász. A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, pp. 15–18. HAAS J., BUDAI T., HIPS K., KONRÁD GY., TÖRÖK Á. 2002: Magyarországi triász fáciesterületek szekvencia-rétegtani elemzése. — Földtani Közlöny 132 (1), pp. 17–43. HAAS J., BUDAI T., HIPS K., KRIVÁNNÉ HORVÁTH Á. (szerk.) 2004: Magyarország geológiája. Triász. — ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 384 p. HAIDINGER, W. 1845: Geognotische Uebersichts Karte der Oesterreichischen Monarchie 1: 864 000. — Wien. HAJÓS M. 1971: A csákvári neogén medence alsópannóniai diatomás rétegeinek mikroflórája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1968-ról, pp. 33–48. HALAVÁTS Gy. 1911: A Balatonmelléki pontusi korú rétegek faunája. — A Balaton tudományos tanulmányozásának eredményei I/I., Paleontológiai Függelék IV/II., pp. 1–74. HALIMOV, M., FEZER, F. 1989: Eight yardang types in Central Asia. — Zeitschrift für Geomorphologie N. F. 33 (2), pp. 205–217. HALUPKA G. 1999: A gánti középső-eocén üledékek paleoökológiai helyzetéről, foraminiferák tanulmányozása nyomán. — Földtani Közlöny 129 (1), pp. 23–39. HÁMOR G. 1985: A nógrád–cserháti kutatási terület földtani viszonyai. — Geologica Hungarica series Geologica 22, 307 p. HÁMOR G,. BOHNNÉ HAVA S M., KORECZNÉ LAKY I., NAGY L.-NÉ, OROSZNÉ HAJÓS M. 1979: Miocén formációk leírása. — Hidasi Barnakőszéntelepes Formáció. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. HÁMOR G., RAVASZNÉ BARANYAI L., BALOGH KAD., ÁRVÁNÉ SOÓS E. 1980: A magyarországi miocén riolittufaszintek radiometrikus kora. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1978-ról, pp. 65–73. HANCOCK, P. L. 1985: Brittle microtectonics: principles and practice. — Journal of Structural Geology 7, pp. 437–457. HANTKEN M. 1861: Geológiai tanulmányok Buda és Tata között. — Mathematikai és Természettudományi Közlemények 1, pp. 214–278. HANTKEN M. 1865: Az Újszőny – pesti Duna és az Újszőny – Fehérvár – budai vasút befogta területnek földtani leírása. — Mathematikai és Természettudományi Közlemények 4, pp. 384–441. HANTKEN M. 1868: Lábatlan vidékének földtani viszonyai. — Magyarhoni Földtani Társulat Munkálatai 4, pp. 48–56. HANTKEN M. 1871: Az esztergomi barnaszénterület földtani viszonyai. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 1 (1), pp. 3–140. HANTKEN M. 1876: A Clavulina Szabói rétegek faunája. I. Foraminiferák. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 4, pp. 1–82. HANTKEN M. 1878: A magyar korona országainak széntelepei és szénbányászata. — Légrády, Budapest, 351 p. HANTKEN M. 1880: Jelentés a m. kir. Földtani intézet 1879. évi működéséről. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1879, 1–10. HAQ, B. U., HARDENBOL, J., VAIL, P. R. 1988: Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and eustatic cycles. — In: WILGUS, C. K., HASTINGS, B. S., POSAMENTIER, H., WAGONER, J. V., ROSS, C. A., KENDALL, C.G.STC. (eds): Sea-level changes: an integrated approach. — S.E.P.M., Spec. Publ. 42, pp. 71–108.

326 HAUER, F. 1870: Geologische Übersichtskarte der Österreichs-Ungarischen Monarchie. 1. Das Ungarische Mittelgebirge. — Jahrbuch der kaiserlich-kőniglichen Geologischen Reichsanstalt 20, pp. 463–500. HOLÉCZY M. 1826: A Vértesben talált kővé-vált fog. — Tudományos Gyűjtemény 4, p. 82. HORUSITZKY H. 1901: A bábolnai állami ménesbirtok agrogeológiai viszonyai. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 13 (5), pp. 170–202. HORUSITZKY H. 1912–13: A kisbéri Magy. Kir. Állami Ménesbirtok agrogeológiai viszonyai. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 20 (4), pp. 124–188. HORUSITZKY H. 1916: A komárommegyei Kömlőd környékének agrogeológiai viszonyai. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1915-ről, pp. 414–421. HORUSITZKY H. 1917: A Komárom vármegye déli részének agrogeológiai viszonyai. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1916-ról, pp. 455–462. HORVÁTH, E., TARI, G. 1987: Middle Triassic volcanism in the Buda Mountains. — Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae, sectio Geologica 27, pp. 3–16. HORVÁTH, F. 1995: Phases of compression during the evolution of the Pannonian Basin and its bearing on Hydrocarbon exploration. — Marine and Petroleum Geology 12 (8), pp. 837–844. HORVÁTH, F., ROYDEN, L. 1981: Mechanism for the Formation of the Intra-Carpathian Basins: a Review. — Earth Evolution Sciences 3, pp. 307–316. HORVÁTH I., DARIDÁNÉ TICHY M., ÓDOR L. 1983: Magnezittartalmú dolomitos karbonatit (beforsit) telérkőzet a Velencei-hegységből. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1981. évről, pp. 369–388. HORVÁTH-KOLLÁNYI, K., NAGY-GELLAI, Á. 1989: Paleobathymetric study of Palaeogene profiles upon Foraminifera. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1988-ról (2), pp. 115–131. HORVÁTHNÉ KOLLÁNYI K. 1983: Az ÉK-dunántúli terület eocén plankton Foraminifera zónái. — Földtani Közlöny 113, pp. 225–236. HORVÁTHNÉ KOLLÁNYI K. 1984: Újabb korrelációs lehetőség a bakonyi és ÉK-dunántúli terület eocénje között a Bakonyszentkirály Bszk–3. sz. fúrás plankton Foraminiferái alapján. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1981-ről, pp. 295–325. HORVÁTHNÉ KOLLÁNYI K. 1988: Eocén bentosz kis-foraminifera fauna Dudarról. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 63 (4), 173 p. HUNTER, R. E. 1981: Stratification styles in eolian sandstones: some Pennsylvanian to Jurassic examples from the western interior U.S.A. — SEPM Special Publication 31, pp. 315–329. ILVES, E., PÉCSI, M., SEREBRJANNY, L. 1980: Absoljutnij vozrast pogrebennoj pochvy iz lessovogo razreza Lovasberény. — Izvestija Akademii Nauk Estonskoj SSR, Geologija, pp. 118–120. IZÁPY G. (szerk.) 1997a: A Dunántúli-középhegység Móri-ároktól K-re eső területe. — Magyarország forrásainak katasztere II/1. kötet. OVF–Vituki Rt. Hidrológiai Intézete, Budapest, 132 p. IZÁPY G. (szerk.) 1997b: Budai-, Dunazug-, Gerecse, Pilis, Velencei-, Vértes hegység. — Magyarország forrásainak katasztere II/2. kötet. OVF–Vituki Rt. Hidrológiai Intézete, Budapest, 436 p. JÁMBOR Á. 1967a: Adatok a Zsámbéki- és a Mányi-medence Neogénjének ismeretéhez — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. JÁMBOR, Á. 1967b: Pleistozäne Deflationzerscheinungen im südwestlichen Teil des Mecsek-Gebirges. — Acta Universatis Szegediensis, Acta Mineralogica-Petrographica, 18 (1), pp. 13–22. JÁMBOR Á. 1969: A Budapest környéki neogén képződmények ősföldrajzi vizsgálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1967-ről, pp. 135–142. JÁMBOR Á. 1971: Alsópannóniai diatómaföld-rétegek a csákvári neogén medencében. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1968-ról, pp. 25–31. JÁMBOR Á. 1973: A Dunántúli-középhegység negyedidőszaki képződményeinek összefoglaló ismertetése. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. JÁMBOR Á. 1975: A budajenői Bö–2. sz. fúrás kvarter és neogén képződményeinek rétegsora. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. JÁMBOR Á. 1976: Üledékes kéntelep a Zsámbéki-medence szarmata sorozatában. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1974-ről, pp. 301–306. JÁMBOR Á. 1977: A mányi-medence neogén képződményei felépítésének vázlata — Földtani Kutatás 20 (4), pp. 25–27. JÁMBOR Á. 1980: A Dunántúli-középhegység pannóniai képződményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 62, 259 p. JÁMBOR, Á. 1992: Pleistocene ventifact occurrences in Hungary. — Acta Geologica Hungarica, 35 (4), pp. 407–436. JÁMBOR Á., KORPÁS L. 1971: A Dunántúli-középhegység kavicsképződményeinek rétegtani helyzete. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ről, pp. 75–92. JÁMBOR Á., RADÓCZ GY. 1970: Pectinariák Magyarország felsőneogénjéből. — Földtani Közlöny 100, pp. 360–371. JÁMBOR Á., KORPÁS L., KRETZOI M., PÁLFALVY I., RÁKOSI L. 1971: A dunántúli oligocén képződmények rétegtani problémái. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ről, pp. 141–154. JÁMBOR Á., KÓKAY J., LELKES GY., SELMECZI I., SZEGŐ É. 2003: A Mányi-medence neogénjének újabb vizsgálati eredményei. — 6. Magyar Őslénytani Vándorgyűlés, Zirc, Program, előadáskivonatok, kirándulásvezető, pp. 15–16. JÁMBORNÉ KNESS M. 1988: Magyarország eocén nagyforaminiferái. — Geologica Hungarica series Palaeontologica 52, 629 p. JANKOVICS B., DIÓSZEGI S. 2002: Németbánya, Bakonyoszlop és Óbarok bauxit külfejtéseiben tett bányaföldtani megfigyelések. — Földtani Kutatás 39 (1), pp. 37–44. JASKÓ S. 1943a: Adatok a Bicskei neogén öböl földtani ismeretéhez. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1939–40-ről I., pp. 335–359.

327 JASKÓ S. 1943b: A Bicskei-öböl fejlődéstörténete, hegyszerkezete és fúrásai. — Beszámoló a Magyar Királyi Földtani Intézet vitaüléseinek munkálatairól. A Magyar Királyi Földtani Intézet 1943. évi Évi Jelentésének függeléke 5, pp. 254–302. JASKÓ S. 1945. Bauxittelepek Nagynémetegyháza és Újbarok környékén. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. JASKÓ S. 1950. Jelentés az 1950. június és július hónapokban Magyarországon Bicske–Szár–Felsőgalla és Tarján között végzett geológiai térképfelvételekről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. JASKÓ S. 1957a: A Bicske, Szár, Tatabánya és Tarján közötti terület földtani leírása. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 46 (3), 505–523. JASKÓ S. 1957b: Adalékok a Gerecse és Pilishegység közötti terület földtanához. — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 46 (3), 495–504. JOCHÁNÉ EDELÉNYI E. 1997: A geológiai felépítés hatása a Dunántúli-középhegységi karsztvíz-depressziók visszatöltődésében. — A Magyar Geológiai Szolgálat 1996. évi beszámolója, pp. 25–27. JOCHÁNÉ EDELÉNYI E., KALMÁR J. 2002: A Vértes földtani, vízföldtani bemutatása. — Kézirat, Duna-Ipoly Nemzeti Park adattára. JOCHÁNÉ EDELÉNYI E., GONDÁRNÉ SŐREGI K., FARKAS S.-né 1996: A Dunántúli-középhegységi depressziók feltöltődésének geológiai meghatározottsága. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. JUHÁSZ Á. 1987: Évmilliók emlékei. Magyarország földtörténete és ásványkincsei. — Gondolat Kiadó, Budapest, 511 p. JUHÁSZ GY. 1994: Magyarországi neogén medencerészek pannóniai s.l. üledéksorának összehasonlító elemzése. — Földtani Közlöny 124, pp. 341–365. JUHÁSZ M. 1979: A dunántúli alsó- és középsőkréta palinológiája. — Kézirat, Kandidátusi értekezés, JATE, Szeged 124 p, 48 tábla. JUHÁSZ, M. 1983: Palynostratigraphic zonation of the Transdanubian Middle Creataceous. — Acta Geologica Hungarica 26, pp. 41–68. KADIĆ, O., KRETZOI, M. 1926–1927: Előzetes jelentés a Csákvári sziklaüregben végzett ásatásokról. — Barlangkutatás 14–15, pp. 1–19. KAHLKE, R.-D. 1999: The History of the Origin, Evolution and Dispersal of the Late Pleistocene Mammuthus-Coelodonta Faunal Complex in Eurasia (Large Mammals). — Fenske Companies, Rapid City, SD, USA, 219 p. KAISER M. 1997: A geomorphic evolution of the Transdanubian Mountains, Hungary. — Zeitschrift für Geomorphologie Suppl. Bd. 110, pp. 1–14. KÁROLY, GY., ORAVECZ, J., KOPEK, G., DUDICH, E. 1970: Stratigraphic horizons of the footwall and hanging-wall formations of bauxite deposits in Hungary. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 54 (3), pp. 95–107. KÁZMÉR, M. 1985: Microfacies pattern of the Upper Eocene limestones at Budapest, Hungary. — Annales Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae, Sectio Geologica 25, pp. 139–152. KÁZMÉR, M., DUNKL, I., FRISCH, W., KUHLEMANN, J., OZSVÁRT, P. 2003: The Paleogene forearc basin of the Eastern Alps and Western Carpathians: subduction erosion and basin evolution. — Journal of the Geological Society 160, pp. 413-428. KECSKEMÉTI T. 1998: Magyarország epikontinentális eocén képződményeinek rétegtana. — In: BÉRCZI, I, JÁMBOR, Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mol Rt, MÁFI, Budapest, pp. 403–418. KECSKEMÉTI T. 2005: A bauxitkutatás eocén rétegtani hozadéka. — Földtani Kutatás 42 (3–4), pp. 38–40. KECSKEMÉTI, T., VÖRÖS, A. 1975: Biostratigraphische und paläoökologische Untersuchungen einer transgressiven eozänen Schichtserie (Darvastó, Bakony-Gebirge). — Fragmenta Palaeontologica Hungarica 6, pp. 63–93. KECSKEMÉTI T, VÖRÖS A. 1985: Jelentés az Oroszlány-Pusztavám-i szénterület eocén szelvényeinek üledékföldtani és őslénytani vizsgálatáról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, 24 p. KECSKEMÉTI T, VÖRÖS A. 1986: Jelentés az Oroszlány-Pusztavám-i szénterületen mélyített O-2361. és O-2370. sz. fúrások eocén képződményeinek üledékföldtani és őslénytani vizsgálatáról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, p. 13. KECSKEMÉTINÉ KÖRMENDY A. 1972: A Dorogi-medence eocén mollusca faunája. — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 55 (2), pp. 7–176. KECSKEMÉTINÉ KÖRMENDY A. 1980a: Az Északkeleti-Bakony eocén medence fáciesének puhatestű faunája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 58 (3), 227 p. KECSKEMÉTINÉ KÖRMENDY A. 1980b: Az eocén szigettengeri fácies puhatestű faunája a Bakony keleti peremén. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 58 (2), 143 p. KEDVES, M. 1986: Paleogene Fossil Sporomorphs of the Bakony Mountains, Part IV. — Studia Biologica Hungarica 21, pp. 1–120. KEFERSTEIN, C. 1828: Beobachtungen und Ansichten über die geognostischen Verhältnisse der nördlichen Kalk-Alpenkette in Österreich–Bayern — Teutschland geognostisch-geologisch dargestellt 5 (3), 425 p. KERCSMÁR Zs. 1995: A Tatabányai medence keleti peremének őskörnyezeti rekonstrukciója és tektonoszedimentológiai vizsgálata. — Kézirat, szakdolgozat, ELTE Őslénytani Tanszék, 120 p. KERCSMÁR, ZS. 1996: Syntectonic sedimentation in the marine Eocene of Tatabánya, Hungary. — Sediment’ 96, Kurzfassungen der Vortrage und Poster, University Wien, p. 74. KERCSMÁR ZS. 2004: A tatabányai vöröskalcittelérek szerkezetföldtani jelentősége. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002, pp. 163–174. KERCSMÁR ZS. 2005a: Középső-eocén üledékképződési környezetek és egymásra épülésük a Tatabányai-medence DK-i peremén. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2004, pp. 216–238. KERCSMÁR ZS. 2005b: A Tatabányai-medence földtani felépítésének és fejlődéstörténetének újabb kutatási eredményei tektono- szedimentológiai és üledékföldtani vizsgálatok alapján. — Kézirat, PhD Thesis, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Őslénytani Tanszék, 175 p. KERCSMÁR ZS., FODOR L. 2005: Syn-sedimentary deformations in the Eocene Tatabánya Basin, Central Hungary. — Proceedigs of the 4th

328 Meeting of the Central European Tectonic Studies Group/11 Meeting of the Czech Tectonic Studies Group/7 Carpathian Tectonic Workshop, Zakopane, Poland, April 19–22, 2006, Geolines 19, pp. 60–61. KERCSMÁR ZS., FODOR L., PÁLFALVI S. 2006: Tectonic control and basin evolution of the Northern Transdanubian Eocene Basins (Vértes Hills, Central Hungary). — Proceedigs of the 4th Meeting of the Central European Tectonic Studies Group/11 Meeting of the Czech Tectonic Studies Group/7 Carpathian Tectonic Workshop, Zakopane, Poland, April 19–22, 2006, Geolines 20, pp. 64–66. KERCSMÁR ZS., FODOR L., SÁSDI L. 2007: Vöröskalcit-előfordulások földtani problémái a Dunántúli-középhegység ÉK-i részén. — Abstract, IX. Bányászati, Kohászati és Földtani Konferencia, Búziásfürdő, 2007. 03. 29 – 04. 01. Erdélyi Magyar Műszaki Tudományos Társaság, pp. 211–213. KHALIL, S. M., MCCLAY, K. R. 2002. Extensional fault-related folding, northwestern Red Sea, Egypt. — Journal of Structural Geology 24, pp. 743–762. KISS J. 1953: Ősmaradvány a gánti bauxitban. — Földtani Közlöny 83, pp. 68–69. KISS, A., FODOR, L. I. 2007: The Csesznek Zone in the northern Bakony Mts: a newly recognised transpressional element in dextral faults of the Transdanubian Range, western Hungary. — Geologica Carpathica 58 (5), pp. 465–475. KISS, A., GELLÉRT, B., FODOR, L. 2001: Structural history of the Porva Basin in the Northern Bakony Mts. (Western Hungary): Implications for the Mesozoic and Tertiary tectonic evolution of the Transdanubian Range and Pannonian Basin. — Geologica Carpathica 52, pp. 183–190. KISZELY, M. 2001: Discriminating quarry-blasts from earthquakes using spectral analysis and coda waves in Hungary. — Acta Geodaetica, Geophysica et Mountanistica Academiae Scientiarium Hungaricae 36 (4), pp. 439–449. KITAIBEL, P., TOMCSÁNYI, Á. 1814: Dissertatio de terrae motu in genere ac in specie Mórensi anno 1810. — Budae, (faximile 1960). KLEB B. 1971: A pannon emeletbeli kiédesedés üledékföldtani és geokémiai vizsgálata. — In: GÓCZÁN F., BENKŐ J. (szerk.): A magyarországi pannonkori képződmények kutatásai. Akadémia Kiadó, Budapest, pp. 173–197. KNAUER J. 1966: Hézagos albai rétegsor Balinkán. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1964-ről, pp. 221–231. KNAUER J. 1973: Új jura feltárások a Vértes hegységben. — Földtani Közlöny 103 (2), pp. 145–151. KNAUER J. 1994: Földtani térképezéshez és bauxitkutatáshoz kapcsolódó rétegtani és őskörnyezeti eredmények.— Kézirat, PhD thesis, Magyar Állami Földtani Intézet, 16 p. KNAUER J., ÁGOSTON Z., PÉTER Z., SZŐTS A. 1979: A „Vértes DNy” reménybeli terület bauxitvagyonának becslési eljárása (Gánt, Mór, Csákberény, Csákvár, Zámoly). — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T. 17606, 27 p. KOCH A. 1873: A Congeriaképlet a Bakonynak nyugoti szélén, Pápa-Teszértől Polányig. — Földtani Közlöny 2 (14), pp. 105–124. KOCH A. 1903: Véleményes jelentés Mór környéke geológiai viszonyairól, szén kutatásra való tekintetből. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, lsz. V. V. 1. KOCH A. 1906: „Schréter Zoltánnak a csákberényi új középsőeocén lelőhely–faunájáról” c. dolgozat bemutatása. — Földtani Közlöny 36, p. 431. KÓKAY J. 1966: A herend–márkói barnakőszénterület földtani és őslénytani vizsgálata. —Geologica Hungarica series Palaeontologica 36, 149 p. KÓKAY J. 1967: A Bakony–hegység felsőtortonai képződményei — Földtani Közlöny 97 (1), pp. 74–90. KÓKAY J. 1969: Gyúró 1. sz. fúrás faunavizsgálata és rétegtani értékelése — Kézirat, Magyar állami Földtani Intézet, Budapest. KÓKAY, J. 1976: Geomechanical investigation of the southeastern margin of the Bakony Mts. and the age of the Litér fault line. — Acta Geologica Hungarica 20, pp. 245–257. KÓKAY J. 1988: Tengeri kifejlődésű kárpáti rétegek előfordulása Alcsútdobozon. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986- ról, pp. 263–279. KÓKAY J. 1989: A mány-zsámbéki terület badeni és szarmata képződményei. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T15021, 27 p. KÓKAY J. 1996a: Dunántúli bádeni szelvények összehasonlító rétegtani elemzése és az eusztatikus tengerszint ingadozások. — Földtani Közlöny 126 (1), pp. 97–115. KÓKAY J. 1996b: A várpalotai neogén medence tektonikai összefoglalója. — Földtani Közlöny 126 (4), pp. 417–446. KÓKAY, J. 2006: Nonmarine mollusc fauna from the Lower and Middle Miocene, Bakony Mts., W Hungary. — Geologica Hungarica series Palaeontologica 56, 196 p. KOLLÁNYI K, BÁLDINÉ-BEKE M. 2002: Eocén fúrások részletes plankton zonációja, mint az integrált bio- és magnetosztratigráfiai vizsgálatok alapadatai. — Földtani Közlöny 132 (3–4), pp. 325–354. KOLLÁNYI K., VETŐ I., HERTELENDI E. 1997: Változások a bakonyi eocén tengerben foraminiferák izotóp összetétele tükrében. — Földtani Közlöny 127 (1–2), pp. 111–126. KOLLÁNYI K., BERNHARDT B., BÁLDINÉ BEKE M., LANTOS M. 2003: Dunántúli eocén fúrások integrált sztratigráfiai vizsgálata. — Földtani Közlöny 133 (1), pp. 69–90. KOLOSZÁR L. 2004: A Tengelici Formáció kifejlődései a DK-Dunántúlon. — Földtani Közlöny 134 (3), pp. 345–368. KOLOSZÁR, L., MARSI, I., CHIKÁN, G. 2000: Cainozoic sedimentary cover of the eastern part of Mórágy Hills. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1999-ről, pp. 117–148. KOMLÓSSY GY. 1966: A bauxitpiritesedés kérdése. — Földtani Közlöny 96 (2), pp. 220–226. KOMLÓSSY, GY. 1967: Contribution ŕ la connaissance de la génese des bauxites hongrois. — Acta Geologica Hungarica 11, pp. 477–489. KOMLÓSSY GY. 2005: Az iszkaszentgyörgyi bauxittelepek kutatásának története. — Földtani Kutatás 42 (3–4), pp. 49–57. KONDA J. 1982: A Dunántúli-középhegység jura képződményei — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, T 10858. KOPEK G. 1980: A Bakony hegység ÉK-i részének eocénje. — Magyar Állami Földtani Intézet Évönyve 63 (1), pp. 7–176.

329 KOPEK G., KECSKEMÉTI T. 1960: A bakonyi eocén szintezése nagyforaminiferák alapján. — Földtani Közlöny 90 (4), pp. 442–455. KOPEK G., KECSKEMÉTI T. 1964: Az eocén kőszénkutatás várható eredményei a Bakony hegység területén. — Bányászati Lapok 97 (12) pp. 828–830. KOPEK G., KECSKEMÉTI T. 1965: Felsőlutéciai transzgresszió az északkeleti-Bakonyban. — Földtani Közlöny 95 (3), pp. 320-327. KOPEK G., KECSKEMÉTI T., DUDICH E. JUN. 1966: A Dunántúli Középhegység eocénjének rétegtani kérdései. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1964-ről, 249–260. KORDOS L. 1979: Fontosabb szórványleletek a MÁFI gerinces-gyűjteményében (4. közlemény). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1977-ről, pp.313–326. KORDOS L. 1982: Barlangi gerinces őslénytani ásatások és gyűjtések 1979-ben. — Beszámoló a Magyar Karszt- és Barlangkutató Társulat 1979. évi tevékenységéről, pp. 8–16. KORDOS L. 1992: Magyarország harmad- és negyedidőszaki emlősfaunájának fejlődése és biokronológiája. — Kézirat, akadémiai doktori értekezés, Budapest, 103 p. KORDOS, L. 2002: Eocene sea cows (Sirenia, Mammalia) from Hungary. — Fragmenta Palaeontologica Hungarica 20, pp. 43–48. KORECZ J.-NÉ 1968: Jelentés a Csv–18. sz. fúrás földtani anyagvizsgálatáról — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. KOROKNAI B. 2004: Jelentés az Alcsútdoboz Ad–2 fúrás paleozoos bázisképződményének vékonycsiszolat-vizsgálatáról. — Kézirat. Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T21195, 4 p. KORPÁS L. 1970: A Zámoly–2 fúrás földtani és anyagvizsgálati adatai. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. KORPÁS L. 1977: A Mányi-medence oligocén képződményei. — Földtani Kutatás 20 (4), pp. 19–24. KORPÁS L. 1981: A Dunántúli-középhegység oligocén–alsómiocén képződményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 64, 140 p. KORPÁSNÉ HÓDI M. 1983: A dunántúli-középhegység északi előtere pannóniai Mollusca faunájának paleoökológiai és biosztratigáfiai vizsgálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 63 (1), pp. 7–227. KORPÁSNÉ HÓDI M. 1998: Medenceperemi pannóniai s.l. üledékes formációk rétegtana. — In: BÉRCZI I. JÁMBOR Á.: Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mol Rt.–MÁFI, Budapest, pp. 453–468. KÓTA E. 2001: A Vértes-hegység DNy-i előterének szerkezetföldtani újraértékelése, a térinformatika alkalmazásával. — Kézirat, szakdolgozat. ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, 70 p. KOVÁČ, M., ANDREYEVA-GRIGOROVICH, A., BAJRAKTAREVIĆ, Z., BRZOBOHATÝ, FILIPESCU, S., FODOR, L., HARZHAUSER, M., NAGYMAROSY, A., OSZCZYPKO, N., PAVELIĆ, D., RÖGL, F., SAFTIĆ, B., SLIVA, L., STUDENCKA, B. 2007: Badenian evolution of the Central Paratethys sea: Palaeogeography, climate and eustatic sea level changes. — Geologica Carpathica 58 (6), pp. 579–606. KÖVESLIGETHY, R. 1902: Ueber Lesung seismischer Diagramme. — Verhandlung der Erste internationalen seismologischen Konferenz, Leipzig, pp. 281–289. KRETZOI, M. 1940: Alttertiäre Perissodactylen aus Ungarn. — Annales Museum Naturale Hungariae 33, pp. 87–98. KRETZOI, M. 1942: Eomellivora von Polgárdi und Csákvár. — Földtani Közlöny 72, pp. 318–323. KRETZOI M. 1951: A csákvári Hipparion–fauna. — Földtani Közlöny 81, pp. 384–417. KRETZOI M. 1953: A legidősebb magyar ősemlős lelet. — Földtani Közlöny 83 (7–9), 273–277. KRETZOI M. 1954: Befejező jelentés a csákvári barlang őslénytani feltárásáról. — A Magyar Állami Földtani Intézeti Évi Jelentése 1952- ről, pp. 37–55. KRETZOI M. 1957: Madármaradványok csákvári Hipparion–faunából. — Aquila 63–64, pp. 239–248. KRETZOI M. 1969: A magyarországi quarter és pliocén szárazföldi biosztratigráfiájának vázlata. — Földrajzi Közlemények 17 (3), pp. 179–204. KRETZOI M. 1976: Fontosabb szórványleletek a MÁFI Gerinces Gyűjteményében (2. közlemény). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1975-ről, pp. 401–415. KRETZOI M., PÉCSI M. 1982: A Pannóniai-medence pliocén és pleisztocén időszakának tagolása. — Földrajzi Közlemények, 30(106) (4), pp. 300–326. KROLOPP E. 2001: Dobai külfejtés mintáinak malakológiai vizsgálata. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. KUBOVICS, I. 1985: Mesozoic magmatism of the Transdanubian Mid-Mountains. — Acta Geologica Hungarica 28, pp. 141–164. KUBOVICS I., SZABÓ CS. 1988: Az Alcsútdoboz 2. sz. fúrás alkáli bázisos, ultrabázisos telérkőzeteinek ásvány-kőzettani és geokémiai vizsgálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 65 (2), pp. 335–356. KUBOVICS I., SZABÓ CS., GÁL-SÓLYMOS K. 1989: A new occurence of lamprophyre in the Buda Mountains, Hungary. — Acta Geologica Hungarica 32 (1–2), pp. 149–168. KUTASSY E. 1933: Adatok a Vértes- és Bakony-hegységi fődolomit faunájának ismeretéhez. — Földtani Közlöny 63, pp. 12–19. LÁNG G., OZORAY GY., SCHMIDT E. R. 1962: A Vértes- és a Velencei-hegység vízföldtani jellemzése. — In: SCHMIDT E. R (szerk.): Vázlatok és tanulmányok Magyarország vízföldtani atlaszához. A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, pp. 283–288. LANTOS Z. 1997: Karbonátos lejtő-üledékképződés egy liász tengeralatti magaslat oldalában, eltolódásos vetőzóna mentén (Gerecse). — Földtani Közlöny 127 (3–4), pp. 291–320. LÁNYI J. 1964: Az Oroszlány és Balinka között elterülő barnakőszénmedencének geofizikai vizsgálata. — Geofizikai Közlöny 12 (3), pp. 249–261. LEEREVELD, H. 1992: Dinoflagellate cysts of well Vértessomló–8. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 17 p. LELKES, GY. 1984: Az északi-bakonyi Tatai Mészkő Formáció mikrofácies vizsgálata és leülepedési környezete. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelelentése 1983-ról, pp. 303–319.

330 LELKES, GY. 1985: Microfacies characteristics of some Badenian–Sarmatian carbonates from Hungary. — VIIIth Congress of the Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy, 15–22 September 1985, Budapest, Abstracts, pp. 342–344. LELKES, GY. 1990: Microfacies of the Tata Limestone Formation (Aptian) in the northern Bakony Mountains, Hungary. — Cretaceous Research 11 (3), pp. 273–287. LELKESNÉ FELVÁRI GY. 1981: Jelentés a Csákvár–31. sz. fúrás metamorf szakaszának vizsgálatáról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, T 138/36. LELKESNÉ FELVÁRI GY. 1998: A Dunántúli-középhegység metamorf képződményeink rétagtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mol Rt. – MÁFI kiadvány, Budapest, pp. 73–86. LESS GY. 1987: Az európai Orthophragminák őslénytana és rétegtana. — Geologica Hungarica series Palaeontologica 51, 373 p. LESS Gy., GYALOG L. 2004: Eocén. — In: GYALOG L., HORVÁTH I.: A Velencei-hegység és a Balatonfő földtana. Magyarázó a Velencei- hegység földtani térképéhez (1:25 000) és a Balatonfő-Velencei-hegység mélyföldtani térképéhez (1:100 000). MÁFI, Budapest, 316 p. LIFFA A. 1910: Földtani jegyzetek Tata és Szőny vidékéről. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1908-ról, pp. 141–150. LIFFA A. 1940: Néhány geológiailag megvizsgált hazai kaolin- és tűzálló agyagelőfordulás. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1933–35-ről (3), pp. 1247–1288. LÓCZY L. 1877: Jegyzetek. A ponti emelet osztályozásához Magyarországon. — Természetrajzi Füzetek I. pp. 110–112. LORBERERNÉ SZENTES I. 1981: A magyarországi alsó-, középső-kréta formációk vízföldtani jellemzése. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 5 p. LORBERERNÉ SZENTES I. 1986: A magyarországi felső-kréta (szenon) formációk vízföldtani jellemzése. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest, 5 p. LŐRENTHEY I. 1911: Adatok a balatonmelléki pannóniai korú rétegek faunájához és stratigráfiai helyzetéhez. — A Balaton tudományos tanulmányozásának eredményei I/I., Paleontológiai Függelék IV/III., pp. 1–192. MAGYAR, I. 1992: An upper Pannonian s. l. (Miocene) mollusc fauna from Fehérvárcsurgó (Hungary). — Annales Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae, Sectio Geologica 29, pp. 285–302. MAGYAR, I., GEARY, D. H., MÜLLER, P. 1999a: Paleogeographic evolution of the Late Miocene Lake Pannon in Central Europe. — Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 147, pp. 151–167. MAGYAR, I., GEARY, D. H., SÜTŐ-SZENTAI, M., LANTOS, M., MÜLLER, P. 1999b: Integrated biostratigraphic, magnetostratigraphic and chronostratigraphic correlations of the Late Miocene Lake Pannon deposits. — Acta Geologica Hungarica 42 (1), pp. 5–31. MAGYAR, I., MÜLLER, P., GEARY, D. H., SANDERS, H. C., TARI, G. C. 2000: Diachronous deposits of Lake Pannon in the Kisalföld basin reflect basin and mollusc evolution. — Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt 56, pp. 669–678. MAGYAR, I., LANTOS, M., ÚJSZÁSZI, K. L. KORDOS, L. 2007: Magnetostratigraphic, seismic and biostratigraphic correlations of the Upper Miocene sediments in the North-western Pannonian Basin System. — Geologica Carpathica 58 (3), pp. 277–290. MAGYARI Á. 1996: Eocén szinszediment tektonikai jelenségek és üledékképződésre gyakorolot hatásai a Budai-hegységben. — Kézirat, doktori dolgozat, ELTE Általános és Történeti Földtani Tanszék, 289 p. MAGYARNÉ NÁDAS M. 1989: Alapfúrások I. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, 141 p. MAJOROS GY. 1980: A permi üledékképződés problémái a Dunántúli Középhegységben: egy ösföldrajzi modell és néhány következtetés. — Földtani Közlöny 110 (3–4), pp. 323–341. MAJOROS, GY. 1983: Lithostratigraphy of the Permian Formations of the Transdanubian Central Mountains. — Acta Geologica Hungarica 26 (1–2), pp. 7–20. MAJOROS GY. 1998: A Dunántúli-középhegység újpaleozóos képződményeinek rétegtana.— In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mol Rt. – MÁFI kiadvány, Budapest, pp. 119–147. MAROS GY. 1986: Vitány-vár környékének tektonikai felvétele. — Kézirat, szakdolgozat, ELTE Általános és Történeti Földtani Tanszék, 108 p. MAROS GY. 1988: A Vértes hegységi Vitány-vár környékének tektonikai elemzése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986-ról, pp. 295–310. MAROS Gy. 1989: A Gerecse-előtér tektonikai viszonyai. — In: VÉGH S.-NÉ et al. 1989: A Gerecse-előtér kutatásának földtani eredményei. Szerkesztés előtti változat. — Kézirat. Magyar állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest, T15021/12, 31 p. MAROSI S. 1970: Belső-Somogy kialakulása és felszínalaktana. — Akadémiai Kiadó, Budapest, Földrajzi Tanulmányok 11, 158 p. MÁRTON, E., FODOR, L. 1995: Combination of paleomagnetic and stress data a case study from North Hungary. — Tectonophysics 242, pp. 99–114. MÁRTON, E., FODOR, L. 2003: Tertiary paleomagnetic results and structural analysis from the Transdanubian Range (Hungary); sign for rotational disintegration of the Alcapa unit. — Tectonophysics 363, pp. 201–224. MÁRTON E., MÁRTON P. 1983: A refined polar vander curve for the Transdanubian Central Mountains and its bearing on Mediterranean history. — Tectonophysics 98, 43–57. MÉSZÁROS J. 1983: A Bakonyi vízszintes eltolódások szerkezeti és gazdasági jelentősége. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1981-ről, pp. 485–502. MÉSZÁROS J. 2007: Löszrétegtani és geomorfológiai vizsgálatok Lovasberény környékén. — Kézirat, szakdolgozat, ELTE TTK Természetföldrajzi Tanszék, Budapest. MIHÁLY S. 1975: Paleoökológiai megfigyelés a gánti középső-eocénből. — Földtani Közlöny 105, pp. 75–81. MIHÁLY, S., VINCZE P. 1984: Újabb paleoökológiai megfigyelések a gánti középsőeocénből. — Földtani Közlöny 114, pp. 263–283. MIKE K. 1963: Negyedkori földtörténeti kutatások a Vérteshegység ÉNy-i előterében. — Bányászati Kutatóintézet Közleményei 8 (1), pp. 65–79.

331 MINDSZENTY A. 1969: Az Újbarok–Vázsonypuszta-i bauxittelep ércföldtani és ásványtan-geokémiai vizsgálata. — Kézirat, ELTE TTK Földrajz és Földtudományi Intézet. MINDSZENTY, A. 1984: The lithology of some Hungarian bauxites: A contribution to the paleogeographic reconstruction. — Acta Geologica Hungarica 27 (3–4), pp. 441–455. MINDSZENTY A., FODOR L. 2002: A Gánti Bauxit felhalmozódásának tektonszedimentológiai értelmezése. — Hegységek és előtereik földtani kutatása, MFT Vándorgyűlés, Bodajk, Előadáskivonatok, p. 23. MINDSZENTY, A., SZŐTS, A., HORVÁTH, A. 1989: Karstbauxites in the Transdanubian Midmountains. — In: CSÁSZÁR, G. (ed): Excursion Guidebook. 10th Regional Meeting International Association of Sedimentologists, Budapest, pp. 11–48. MINDSZENTY, A., KNAUER, J., MÁTÉFI-STEFLER, M. 1994: Superimposed paleokarst phenomena in the Halimba basin (South Bakony, Hungary). — The anatomy of a multiple regional unconformity. — Abstract IAS 15th Reginal Meeting, Ischia, Italy, pp. 285–286. MINDSZENTY A., SZARKA A., ALMÁSI I., FODOR L., MONOSTORI M., KÁZMÉR M. 1995: Gánt környékének bauxitföldtani, őslénytani, szerkezeti jellemvonásai. — Kézirat, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Geológiai Tanszékcsoport, p. 46. MINDSZENTY A., CSOMA A., TÖRÖK Á., HIPS K., HERTELENDI E., 2001: Flexura jellegű előtéri deformációhoz köthető karsztbauxitszintek a Dunántúli-középhegységben. — Földtani Közlöny 131 (1–2), pp. 107–152. MINDSZENTY A., BÖRÖCZKY T., RÁKOSI L., WEISZBURG T. 2002: Hematitosodott fatörzsmaradvány az óbaroki bauxitban. — Földtani Kutatás 39 (1), pp. 53–55. MONOSTORI M. 1972: A gánti eocén Ostracodák fáciesértékelése. — Őslénytani Viták 20, pp. 55–61. MONOSTORI, M. 1975: Ostracode fauna from the Eocene of Gánt. — Annales Universitatis Scientiarum Budapestiensis de Rolando Eötvös Nominatae Sectio Geologica 19, pp. 75–129. MONOSTORI M. 1990: Jelentés az Oroszlány–2547. fúrás albai képződményei ostracoda fauna vizsgálatáról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, 72 p. MORLEY, C. K., NELSON, R. A., PATTON, T. L., MUN, S. G., 1990: Transfer zones in the East African rift system and their relevance to hydrocarbon exploration in rifts. — AAPG Bulletin 74, pp. 1234–1253. MUNTYÁN I.-NÉ, MUNTYÁN I. 1985: A Dunántúli-középhegység ÉK-i térségének kaolinos homokkő prognózisa (Összefoglaló jelentés I.) — Kézirat, MÉV Mecsekérc, Pécs, J-1450, 93 p. MÜLLER P. 1984: A bádeni emelet tízlábú rákjai (Decapod crustacea of the Badenian) — Geologica Hungarica series Palaeontologica 42, pp. 1–317. MÜLLER P. 2000: Lajtai Mészkő Formáció (Rákosi Tagozat, Sámsonházai Tagozat) — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. NAGY E. 1971: A lábai fázis jelentősége a Dunántúl szerkezetfejlődése szempontjából. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ről, pp. 583–586. NAGY-GELLAI Á. 1973: Oligocén foraminiferák Dorog környékéről. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 55, pp. 419–601. NAGYMAROSI A. 1980: A magyarországi badenien korrelációja nannoplankton alapján. — Földtani Közlöny 110, pp. 206–245. NAGYMAROSY, A., BÁLDI-BEKE, M. 1988: The position of the Paleogene Formations of Hungary in the standard nannoplankton zonation. — Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae Sectio Geologica 28, pp. 3-25. NÉMETH B. 2007: A Dunántúli-középhegységben előforduló vöröskalcit-erek geokémiai és mikrotermometriai vizsgálata. — Abstract, Bányászati, Kohászati és Földtani Konferencia, Búziásfürdő, 2007. március 29 – április 1, pp. 251–254. NÉMETH, K., MARTIN, U., CSILLAG, G. 2007: Pitfalls in erosion level calculation based on remnants of maar and diatreme volcanoes. — Géomorphologie: relief, processus, environnement 2007 (3), pp. 25–36. NOSZKY J. 1934: Adatok az Északi Bakony krétaképződményeinek ismeretéhez. — Földtani Közlöny 64 (1–3), pp. 99–136. NOSZKY J. ifj. 1961: Magyarország júra képződményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49 (2), pp. 375–392. OLAJOS K. (szerk.) 1979: Befejező jelentés az Alcsútdoboz-2. számú fúrásról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, Geokomplex Kft., Miskolc J236, 56 p. ORAVECZ J., VÉGHNÉ NEUBRADT E. 1961: A Vértes- és Bakony-hegységi triász rétegtani és szerkezeti kapcsolata. — Földtani Közöny 91, pp. 162–169. ORAVECZNÉ SCHEFFER A. 1987: A Dunántúli-középhegység triász képződményeinek Foraminiferái. — Geologica Hunarica series Palaeontologica 50, 331 p. ORAVECZNÉ SCHEFFER A. 2004: Jelentés a Vértes triász szelvényeiben 2004. során végzett foraminifera-vizsgálatokról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T21196, 5 p. OZSVÁRT P. 2003: A magyarországi paleogén medence paleo-oceanográfiája bentosz foraminiferák ökológiai vizsgálatai alapján. — Kézirat, Doktori értekezés, ELTE Őslénytani Tanszék, 182 p. PÁLFALVI S. 2005: A móri Antal-hegyi középső és késő-eocén „lithothamniumos mészkő” mikrofácies és őskörnyezeti vizsgálata. ľ A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2004, pp. 85–95. PÁLFALVI S. 2007: A Vértes eocén üledékképződési környezeteinek rekonstrukciója mikrofáciesvizsgálatok alapján. — Kézirat, PhD értekezés, ELTE Őslénytani tanszék, 150 p. PÁLFALVI, S., FODOR, L., KERCSMÁR, ZS., BÁLDI-BEKE, M., KOLLÁNYI, K., LESS, GY. 2006: Sedimentation pattern, tectonic control, and basin evolution of the northern Transdanubian Eocene basins (Vértes Hills, central Hungary). — Geophysical Research Abstracts 8, EGU06-A-08384 /Sref-ID: 1607-7962/gra/ (European Geosciences Union General Assembly, Vienna). PÁLFALVY I. 1966a: Stenochlaena-maradvány a tatabányai eocénből. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1964-ről, pp. 349–353. PÁLFALVY I. 1966b: Stenochlaena-maradvány a tatabányai eocénből. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1964-ről, pp. 349–353.

332 PÁLFALVY I. 1980: Páfrányok a magyarországi harmadidőszakból. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1978-ról, pp. 413–427. PALOTÁS K. 1991: A Tétényi-fennsík szedimentológiája és tektonikája a szarmatában. — Kézirat, szaldolgozat, ELTE Általános és Történeti Földtani Tanszék, 100 p. PALOTÁS K. 1994: Szinszediment tektonikai jelenségek a Tétényi-fennsík szarmatájában. — Földtani Közlöny 124 (2), pp. 207–210. PAPP K. 1897: A fornai eocaen medencze a Vértesben. — Földtani Közlöny 27, pp. 417–448, 473–495. PASINI, M., CONTI, M. A., MARIOTTI, N., NICOSIA, U., CASSINIS, G., ODDONE, M., VANNUCCI, R., MASSARI, F., FONTANA, D., GIOBBI, E., RAMOVS, A., BROGLIO, LORIGA, C., NERI, C., POSENATO, R., FLÜGEL, E., NOE, S., DEMELIA, PITTAU, P., AMICO, C. D., FARABEGOLI, E., GABRIELE ORI, G., PERRI, C., VENTURINI, C. 1986: Permian and Permian-Triassic boundary in the South-Alpine segment of the Western Tethys. — Excursion Guidebook, Brescia, 158 p. PEACOCK, D. C. P., SANDERSON, D. J. 1994: Geometry and Development of Relay Ramps in Normal Fault System. — AAPG Bulletin 78, pp. 147–165. PÉCSI M. 1959: A magyarországi Duna-völgy kialakulása és felszínalaktana. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 346 p. PÉCSI, M. 1970: Surfaces of planation in the Hungarian Mountains and their relevance to pedimentation. — In: PÉCSI, M. (ed.): Problems of relief planation. Studies in Geography in Hungary 8. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 29–40. PÉCSI, M. 1982: The most typical loess profiles in Hungary. — In: PÉCSI, M. (ed.): Quaternary studies in Hungary. Elmélet–Módszer–Gyakorlat 24, Geographical Research Institute, Budapest, pp. 145–169. PÉCSI M. 1991: Geomorfológia és domborzatminősítés. — Elmélet–Módszertan–Gyakorlat 53, Földrajztudományi Kutató Intézet, Budapest, 296 p. PÉCSI M. 1993: Negyedkor és löszkutatás. — Elmélet–Módszer–Gyakorlat 54, Akadémiai Kiadó, Budapest, 375 p. PÉCSI, M. 1995: Loess stratigraphy and Quaternary climatic change. — LOESS inFORM 3, Geographical Research Institute, Hungarian Academy of Science, Budapest, pp. 23–30. PÉCSI, M. 1998: Evolution of surfaces of planation: Exemple of the Transdanubian Mountains, Western Hungary. — Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria 21, pp. 61–69. PEREGI ZS., KORPÁS L. 2002: Felső-kréta (?) forráskúpok a Vértes-hegységben. — Földtani Közlöny 132 (3–4), pp. 477–480. PETERS, K. F. 1859: Die Umgebung von Visegrad, Gran, Totis und Zsámbék. — Jahrbuch der kaiserlich-königlichen Geologischen Reichsanstalt 10, pp. 483–521. PETIT, J. P. 1987: Criteria for the sense of movement on fault surfaces in brittle rocks. — Journal of Structural Geology 9, pp. 597–608. PILLER, W. E., HARZHAUSER, M., MANDIC, O. 2007: Miocene Central Paratethys stratigraphy — current status and future directions. — Stratigraphy. 4, (2–3), pp. 151–168. POBOZSNY I. 1928: A Vértes hegység bauxit telepei. — Földtani Szemle 1 (5), pp. 215–252. POCSAI, T., CSONTOS, L. 2006: Late Aptian–Early Albian syn-tectonic facies-pattern of the Tata Limestone Formation (Transdanubian Range, Hungary). — Geologica Carpathica 57 (1), pp. 15–27. RÁKÓCZY I. 1988: Jelentés az ELGI 1987-es Mór környéki reflexiós méréseiről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, 816, 4 p. RÁKOSI L. 1973: A Dorogi-medence paleogén képződményeinek palinológiája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 55 (3), pp. 497–575. RÁKOSI L. 1978: A magyarországi eocén mangrove palinológiai adatai. — A Magyar Állami Földtani Évi Jelentése 1976-ról, pp. 357–374. RANDAZZO, A. F., MÜLLER, P., LELKES, GY., JUHÁSZ, E., HÁMOR, T. 1999: Cool-water limestones of the Pannonian Basinal System, Middle Miocene, Hungary. — Journal of Sedimentary Research 69 (1), pp. 283–293. RÉTHLY, A. 1952: The earthquakes of the Carpathian Basins (456–1918). — Akadémiai Kiadó, Budapest, 510 p. REZESSY G. 2005: Felszíni geofizikai mérések a Gerecse délkeleti előterében. — Földtani Kutatás 42 (3–4), pp. 79–89. RÓMER, F. 1858: Paläontologische und zoologische Notizen (briefliche mitgetheilt). Sitzungsberichte, Versammlung am 22. November 1858. — Verhandlungen des Vereins für Naturkunde zu Pressburg, III, p. 16. RÓMER F. 1860: Bakony, természetrajzi és régészeti vázlat. — Győr, 207 p. ROZLOZSNIK P. 1924: A Tatabányai-medence bányaföldtani térképe, M = 1:12 500. — A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, Budapest. ROZLOZSNIK P. 1928: Führer in Tatabánya. — A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, Budapest, pp. 33–41. RUSZKICZAY-RÜDIGER ZS., DUNAI T., FODOR L., BADA G., LEÉL-ŐSSY SZ., HORVÁTH E. 2005a: A negyedidőszaki függőleges kéregmozgások számszerűsítése a Duna völgyében korábbi kronológiai adatok és új, kozmogén 3He kitettségi kor mérések alapján. — Földtani Közlöny 135 (3), pp. 373–403. RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS., DUNAI, T. J., BADA, G., FODOR, L., HORVÁTH, E. 2005b: Quaternary landscape evolution of the Danube Bend using terrestrial in situ cosmogenic nuclides. — Tectonophysics 410, pp. 173–187. RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS., FODOR, L., BADA, G., LEÉL-ÖSSY, SZ., HORVÁTH, E., DUNAI, T. 2005c: Quantification of Quaternary vertical movements in the central Pannonian Basin: review of chronological data, Danube river, Hungary. — Tectonophysics 410, 157–172. RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS., BADA, G., CSILLAG, G., DUNAI, T., FODOR, L. 2007: Landforms and timing of Quatrenary deflation in the western Pannonian Basin, Hungary, using in situ produced cosmogenic 10Be. — Carpatho–Balkan–Dinaric Conference on Geomorphology, Pécs, Hungary, 24th–28th October 2007, Institute of Geography, University of Pécs, Book of Abstrasct, p. 57. RYKKELID, E., FOSSEN, H., 2002: Layer rotation around vertical fault overlap zones: observations form seismic data, field examples, and physical experiments. — Marine and Petroleum Geology 19, pp. 181–192. SACCHI, M., CSERNY, T., DÖVÉNYI, P., HORVÁTH, F., MAGYARI, O., MCGEE, T. M., MIRABILE, L., TONIELLI, R. 1998: Seismic stratigraphic study of the Late Miocene sequence beneath Lake Balaton, Pannonian basin, Hungary. — Acta Geologica Hungarica 41 (1), pp. 63–88.

333 SÁRVÁRY I. 1971: A természeti tényezőktől független karsztvízszint-süllyedés a Dunántúli-középhegységben. — Hidrológiai Közlöny 51 (10), pp. 429–484. SCHEUER GY. 1969: Talajfagyjelenségek dolomitfelszíneken. — Földrajzi Értesítő 18 (2), pp. 177–191. SCHOLZ G. 1970: A visegrádi Fekete-hegy tortonai korall faunája. — Földtani Közlöny 100, pp. 102–106. SCHRÉTER Z. 1906: A csákberényi Szőlőhegy új előfordulásai... — In: SZŐTS E. 1953: Magyarország eocén puhatestűi I. Gántkörnyéki eocén puhatestűek. Geologica Hungarica series Palaeontologica 22, p. 9. SCHRÉTER Z. 1909: A budai hegyek legrégibb képződménye. — Földtani Közlöny 40, pp. 179–184. SCHRÉTER Z. 1910: A gánti timsósvízű kút a Vértesben. — Földtani Közlöny 92, pp. 308–318. SCHRÉTER Z. 1912: A magyarországi szarmata rétegek stratigrafiai helyzete. — Koch emlékkönyv, pp. 127–152. SCHRÉTER Z. 1953: Budai- és Gerecse-hegységperemi édesvízi mészkőelőfordulások. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1951-ről, pp. 111–146. SCHRÉTER Z., MAURITZ B. 1952: A lovasberényi II. sz. mélyfúrás földtani eredményei. — Földtani Közlöny 82 (4–6), pp. 250–256. SCHWEITZER F. 1993: Domborzatformálódás a Pannóniai-medence belsejében a fiatal újkorban és a negyedidőszak határán. — Kézirat, Akadémiai doktori értekezés, 125 p. SCHWEITZER, F. 1997: On late Miocene – early Pliocene desert climate in the Carpathian Basin. — Zeitschrift für Geomorphologie N.F. Suppl. Bd. 110, pp. 37–43. SELMECZI I. 1989: A devecser–nyirádi medence oligocén–miocén képződményei rétegtani vizsgálatának eredményei — Kézirat, Egyetemi Doktori Értekezés, Magyar Állami Földtani Intézet, Országos Földtani Szakkönyvtár, 127 p. + függelék. SELMECZI, I., CSILLAG, G., SÜTŐ-SZENTAI, M. 2005: Stratigraphic studies in the Upper Miocene of the southeastern foreland of the Vértes Hills. — Pattern and Process in the Neogene of the Mediterranean Region, 12th Congress R.C.M.N.S. 6–11 September 2005, Vienna, Program, Abstracts, Participants, pp. 199–200. SERRA-KIEL, J., HOTTINGER, L., CAUS, E., DROBNE, K., FERRANDEZ, C., JAUHRI, A. K., LESS, GY., PAVLOVEC, R., PIGNATTI, J., SAMSÓ, M. J., SCHAUB, H., SIREL, E., STROUGO, A., TAMBAREAU, Y., TOSQUELLA, J., ZAKREVSKAYA, E. 1998: Larger foraminiferal biostratigraphy of the Tethyan Paleocene and Eocene. — Bulletin Société géologique France, 169 (2), pp. 281–299. SOLT, P. 1978: Az Oroszlány szépvízéri külfejtés eocén rétegsorának ősmaradványai. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, pp. 1–34. SOLTI G. 1970: Jelentés az 1970. évi vértesi célkutatásról II. (Csákberény, Gánt-bányatelep). — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, lsz. T. 2620, 78 p. SÓLYOM F. 1953: Az Északi-Vértes és a Déli-Gerecse földtani felvétele. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1950-ről, pp. 221–230. SÓLYOM F. 1960: A tatabányai barnakőszén-medence földtani felépítése és fejlődésének története. — Kézirat, kandidátusi értekezés, Országos Földtani Szakkönyvtár, Budapest, 83 p. STACHE, G. 1862: Uebersicht über die Verbreitung und den Charakter der Eocänablagerungen des Bakonyer Inselgebirges. — Jahrbuch der kaiserlich und königlichen Geologischen Reichsanstalt, Verhandlungen 12, pp. 210–212. STACHE, G. 1867: Der Bakonyerwald, eine alpine Gebirgsinsel im ungarischen Lössland. — Österrechische Revue 5 (7), pp. 125–138, 5 (8), pp. 139–152. STACHE, G., BÖCKH, J. 1865: Geologische Karte. G. 6. 1: 144 000. — Aufgenommen im Jahre 1865. STEININGER, F. F. 1999: Chronostratigraphy, Geochronology and Biochronology of the Miocene „European Land Mammal Mega-Zones” (ELMMZ) and the Miocene „Mammal-Zones (MN-Zones). — In: RÖSSNER, G. E., HEISSIG, K. (eds): The Miocene Land Mammals of Europe. Verlag dr. Friedrich Pfeil, München, pp. 9–24. STRAUSZ L. 1941: A dunántúli pannon szintezése. — Földtani Közlöny 71, pp. 220–235. STRAUSZ, L. 1942: Das Pannon des mittleren Westungarns. — Annales Historico-Naturales Musei Nationalis Hungarici, pars Mineralogica, Geologica et Palaeontologica 5, pp. 1–102. STRAUSZ L. 1951: Földtani vizsgálatok Kisbér és Tata környékén. — Földtani Közlöny 81 (7–9), pp. 284–292. STRAUSZ L. 1962: A gánti eocén fauna ökológiai viszonyai. — Földtani Közlöny 92, pp. 308–318. STRAUSZ L. 1963: Csigák rétegtani megoszlása a magyarországi eocénben. — Földani Közlöny 93, pp. 349–355. SÜMEGI P., KROLOPP E. 2005: A basaharci téglagyári szelvény rétegtani és paleoökológiai vizsgálata. — Földtani Közlöny 135 (2), pp. 209–232. SÜTŐNÉ SZENTAI M. 1991: Szervesvázú mikroplankton zónák Magyarország pannóniai rétegösszletében. Újabb adatok a zonációról és a dinoflagelláták evolúciójáról. — Őslénytani Viták 36–37, pp. 157–200. SÜTŐNÉ SZENTAI M., SELMECZI I. 2004: Felszíni alsó-pannóniai előfordulás Felcsúton. Szervesvázú mikroplankton és sporomorpha maradványok. — Folia Musei Historico-Naturalis Bakonyiensis. A Bakonyi Természettudományi Múzeum Közleményei, Zirc, 20. (2001–2003), pp. 47–62. SZABÓ E. 2005: A gánti és egyéb vértesi bauxitkutatások rövid, időrendi áttekintése. — Földtani Kutatás 42 (3–4), pp. 41–48. SZABÓ J. 1980: Liász és dogger Gastropoda-állatföldrajz a Tethys nyugati részén. — Földtani Közlöny 110, pp. 382–394. SZABÓ J. 1996: Csuszamlásos folyamatok szerepe a magyarországi tájak geomorfológiai fejlődésében. — Kossuth Egyetemi Kiadó, Debrecen, 223 p. SZABÓ J. 2006: A tömegmozgások geomorfológiai jelentőségéről és veszélyességéről – az utóbbi fél évszázad tükrében. — Földrajzi Közlemények 54(130) (3–4), pp. 135–154. SZÁDECZKY-KARDOSS, E. 1938: Geologie der rumpfungarländischen Kleinen Tiefebene. — Mitteilungen der Berg und Hüttenmännischen Abteilung Kgl. Ung. Palatin Josef Universitat für Technische und Wirtschaftwissenschaften fakultat für Berg-, Hütten ünd Forstwesen zu Sopron 10 (2), 444 p.

334 SZÁDECZKY-KARDOSS E. 1955: Geokémia. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 680 p. SZANTNER F., SZABÓ E. 1962: Új tektonikai megfigyelések az utóbbi évek bauxitkutatásainak alapján. — Földtani Közlöny 92 (4), pp. 416–451. SZANTNER, F., SZABÓ, E. 1970: The structural-geological conditions and history of development of Hungarian bauxite deposits. — A Magyar Álami Földtani Intézet Évkönyve, pp. 109–129. SZANTNER F., KNAUER J., MINDSZENTY A. 1986: Bauxitprognózis. — Veszprémi Akadémiai Bizottság kiadványa, 472 p. SZEIDOVITZ, GY. 1987: Earthquakes in the Region of Komárno, Mór and Várpalota. — Gephysical Transactions 32 (3), pp. 255–274. SZEIDOVITZ, GY. 1990: Komárom és Mór környezetében keletkezett történelmi rengések epicentrális intenzitásának és fészekmélységének meghatározása. — Kézirat, kandidátusi értekezés, Budapest, 137 p. SZÉKYNÉ FUX V., BARABÁS A. 1952: A dunántúli felső-eocén vulkánosság. — Földtani Közlöny 83 (7–9), pp. 217–229. SZENTES, F. 1968: Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához. L-34-I. Tatabánya. — A Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 68 p. SZENTES F., BÖJTÖSNÉ VARRÓK K. 1964: Magyarország földtani térképe, 200 000-es sorozat, L-34-I. Tatabánya. — Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. SZILAJ, R., SZÓNOKY, M., GEARY, D. H., MAGYAR, I., MÜLLER, P. 1999: Stratigraphy, paleoecology, and paleogeography of the “Congeria ungulacaprae beds” (Lymnocardium ponticum Zone) in NW Hungary: study of the Dáka outcrop. — Acta Geologica Hungarica 42 (1), pp. 33–55. SZINTAI M., BÖRÖCZKY T., GELLAI M. 1991: A dunántúli-középhegységi eocén bauxittelepek kőzetrétegtani szempontú rendszerezése. — Kézirat, Geoprospect Kft. Adattára. SZIVES O. 1999a: A Tatai Mészkő Formáció (apti) ammonoideáninak paleobiogeográfiai értékelése. — Földtani Közlöny 129 (2), pp. 179–189. SZIVES, O. 1999b: Ammonite biostratigraphy of the Tata Limestone Formation (Aptian – Lower Albian) — Acta Geologica Hungarica 42 (4), pp. 401–411. SZÖRÉNYI E. 1952: Két új Echinocyamus faj a dunántúli eocénből. — Földtani Közlöny 82, pp. 289–291. SZŐTS A., KNAUER J. 1978: A Vértes-hegység délnyugati részének bauxitkutatási programja. Előkutatás. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, T17195, 107 p. SZŐTS A., KNAUER J. 1979: A Vértes-hegység délnyugati részének bauxitkutatási programja. Előkutatás. Felderítő kutatás. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, T17965, 162 p. SZŐTS A., KNAUER J. 1980: A magyaralmási reménybeli bauxitterület elő- és felderítő kutatási programja. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, T17596, 137 p. SZŐTS E. 1938: A móri Antalhegy óharmadkori képződményei. Bölcsészetdoktori értekezés. — Földtani Szemle melléklete, Budapest, pp. 1–42. SZŐTS E. 1948: Jelentés a Nyugati Vértesben és az Északi Bakonyban végzett bányaföldtani felvételről. — Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, Szén/81. SZŐTS E. 1950a: Jelentés a 2. sz. kutató kirendeltség DK-i részén végzett földtani felvételről. Gánt, Mór. — Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, Bu/22. SZŐTS E. 1950b: Jelentés az 1/D. Sz. kutatókirendeltség (Vérteskozma, Magyarország) földtani felvételi munkálatairól. — Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, Bu/29. SZŐTS E. 1952: Jelentés a Nyugati Vértes eocén képződményeinek rétegtani viszonyairól. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1948-ről, pp. 47–56. SZŐTS E. 1953: Magyarország eocén puhatestűi I. Gántkörnyéki eocén puhatestűek. — Geologica Hungarica series Palaeontologica 22, pp. 1–270. SZŐTS E. 1956: Magyarország eocén (paleogén) képződményei. — Geologica Hungarica series Geologica 9, pp. 1–320. SZŐTS E. 1957: A vérteshegységi vörösagyag kora. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 46 (3), pp. 555–558. SZŐTS E. 1969: A móri Antal-hegy foraminiferás agyagmárgájának plankton faunája és rétegtani helyzete. — Földtani Közlöny 99, pp. 264–266. SZTANÓ O., MAGYARI Á., NAGYMAROSY A. 1998: Az Esztergomi-medence oligocén képződményeinek integrált sztratigráfiai vizsgálata: II. Oligocén szekvenciák és értelmezésük. — Földtani Közlöny 128 (2–3), pp. 455–486. TAEGER H. 1909: A Vérteshegység földtani viszonyai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 17 (1), pp. 1–256. TAEGER H. 1913: A tulajdonképpeni Bakony délkeleti részének szerkezeti alapvonásai. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1912-ről, pp. 156–170. TÁLAS P. 1981: A Vértes hegység részletes földtani térképezése. Programtervezet. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. TÁLAS P. 1983: Szárújtelep környékének bauxitkutatási javaslata. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. T12021, 25 p. TARI, G. 1991: Multiple Miocene block rotation in the Bakony Mountains, Transdanubian Central Range, Hungary. — Tectonophysics 199, pp. 93–103. TARI, G. 1994: Alpine Tectonics of the Pannonian basin. — Kézirat, PhD. Thesis, Rice University, Texas, USA, 501 p. TARI, G. 1995: Eoalpine (Cretaceous) tectonics in the Alpine/Pannonian transition zone. — In: HORVÁTH, F., TARI, G., BOKOR, CS. (eds): Extensional collapse of the Alpine orogen and hydrocarbon prospects in the basement and basin fill of the Pannonian Basin, Guidebook to Fieldtrip No.6, AAPG, International Conference and Exhibition, Nice, pp. 133–155. TARI, G. 1996a: Extreme crustal extension in the Rába river extensional coridor (Austria/Hungary). — Mittellungen der Gesellschaft der Geologie und Bergbaustuden Österreich 41, pp. 1–18.

335 TARI, G. 1996b: Neoalpine tectonics of the Danube Basin (NW Pannonian Basin, Hungary). — In: ZIEGLER, P. A., HORVÁTH, F. (eds): Peri- Tethys Memoir 2: Structure and Prospects of Alpine Basins and Forelands. Memories du Museum National d’Histoire Naturelle 170, pp. 439–454. TARI, G., BÁLDI T., BÁLDI-BEKE, M. 1993: Paleogene retroarc flexural basin beneath the Neogene Pannonian Basin: a geodynamic model. ľ Tectonophysics 226, pp. 433-455. TELEGDI ROTH K. 1922: A Dunántúl bauxittelepei. — Földtani Szemle 1 (2), pp. 95–103. TELEGDI ROTH K. 1923: Paleogén képződmények elterjedése a Dunántúli Középhegység északi részében. — Földtani Közlöny 53, pp. 5–14. TELEGDI ROTH K. 1924: A várpalotai lignitterület. — Földtani Közlöny 54, pp. 38–45. TELEGDI ROTH K. 1925: A Tokod–dorogi és a tatabányai barnaszén-medencék között elterülő vidék és a móri árok környéke. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1920–23, pp. 69–81. TELEGDI ROTH, K. 1927a: Die Bauxitlager des Transdanubischen Mittelgebirges in Ungarn. —Földtani Szemle I (1), pp. 33–45. TELEGDI ROTH, K. 1927b: Infraoligocén denudáció nyomai a Dunántúli Középhegység északnyugati peremén. — Földtani Közlöny 57, pp. 32–41. TELEGDI ROTH K. 1929: Megjegyzések Pobozsny István „A Vérteshegység bauxit–telepei” című értekezéséhez. — Földtani Közlöny 59, pp. 63–64. TELEGDI-ROTH K. 1935: Adatok a Déli Vértes és az Északi Bakony földtani viszonyaihoz. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1925–28-ról, pp. 115–125. THAMÓNÉ BOZSÓ E. 2005: A Gánt-bányatelepen működő murvabányából gyűjtött késő-triász minták mikromineralógiaia vizsgálati eredményei. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, T21273, 3 p. THAMÓ-BOZSÓ, E., CSILLAG, G., FODOR, L., MÜLLER, P. M., NAGY, A. 2008: OSL age data to Quaternary landscape evolution in the forelands of Vértes mountain (Hungary). — LED 2008 12th International Conference on Luminescence and Electron Spin Resonance Dating, Beijing, Ghina, Sept. 18–22, 2008, Book of Abstracts. TILES J. 1932: A vértessomlyói barnaszénbányászat a magyar bányaművelés és fejlődés történetében. — Bányászati és Kohászati Lapok 65 (4), pp. 69–74; 65 (5), pp. 93–99; 65 (6), pp. 117–123. TÓTH Á. 2005: A bicskei-öböl (Gerecse–DK) bauxit-története 1987-ig. — Földtani Kutatás 42 (3–4), pp. 67–78. TÓTH CS., SZABADVÁRY L. 1978: Jelentés a Vértes ÉNy-i peremének (Mindszentpuszta) geofizikai kutatásáról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, SZÁF-229, 12 p. TÓTH K. 1971: A Vértes hegység délkeleti előterének pannon képződményei. — In: GÓCZÁN F., BENKŐ J. (szerk.): A magyarországi pannonkori képződmények kutatásai. Akadémia Kiadó, Budapest, pp. 345–361. TÓTH K. 2002: Reménybeli bauxitterületek. — Földtani Kutatás 39 (1), pp. 6–8. TÓTH, L., MÓNUS, P, ZSÍROS, T., KISZELY, M., KOSZTYU, Z., BONDÁR, I. 1996: Hungarian Earthquake Bulletin 1995. — GeoRisk, Budapest 69 p. TÓTH, L., MÓNUS, P., ZSÍROS, T., KISZELY, M., KOSZTYU, Z. 1997: Hungarian Earthquake Bulletin 1996. — GeoRisk, Budapest, 67 p. TÓTH, L., MÓNUS, P., ZSÍROS, T., KISZELY, M., KOSZTYU, Z. 1998: Hungarian Earthquake Bulletin 1997. — GeoRisk, Budapest, 69 p. TÓTH, L., MÓNUS, P., ZSÍROS, T., KISZELY, M., KOSZTYU, Z. 1999: Hungarian Earthquake Bulletin 1998. — GeoRisk, Budapest, 71 p. TÓTH, L., MÓNUS, P., ZSÍROS, T., KISZELY, M., KOSZTYU, Z. 2000: Hungarian Earthquake Bulletin 1999. — GeoRisk, Budapest, 71 p. TÓTH, L., MÓNUS, P., ZSÍROS, T., KISZELY, M., CZIFRA T. 2001: Hungarian Earthquake Bulletin, 2000. — GeoRisk, Budapest, 88 p. TÓTH, L., MÓNUS, P., ZSÍROS, T., KISZELY, M. 2002a: A Pannon-medence szeizmicitása. —Földtani Közlöny 132, különszám, pp. 327–337. TÓTH, L, MÓNUS, P., ZSÍROS, T, KISZELY, M, CZIFRA, T. 2002b: Hungarian Earthquake Bulletin 2001. — GeoRisk, Budapest 80 p. TÓTH L, MÓNUS P., ZSÍROS T, KISZELY M, CZIFRA T. 2003: Magyarországi földrengések évkönyve. Hungarian Earthquake Bulletin 2002. — GeoRisk, Budapest, 146 p. TÓTH L, MÓNUS P., ZSÍROS T, KISZELY M, CZIFRA T. 2004: Magyarországi földrengések évkönyve. Hungarian Earthquake Bulletin 2002. — GeoRisk, Budapest, 136 p. TÓTH L, MÓNUS P., ZSÍROS T., KISZELY M., CZIFRA T. 2005: Magyarországi földrengések évkönyve. Hungarian Earthquake Bulletin 2002. — GeoRisk, Budapest, 94 p. TÓTH L, MÓNUS P., ZSÍROS T., KISZELY M, CZIFRA T. 2006: Magyarországi földrengések évkönyve. Hungarian Earthquake Bulletin 2002. — GeoRisk, Budapest, 79 p. TÓTH L, MÓNUS P., ZSÍROS T, BUS Z, KISZELY M, CZIFRA T. 2007: Magyarországi földrengések évkönyve. Hungarian Earthquake Bulletin 2002. — GeoRisk, Budapest, 80 p. TUSNÁDY F., VÍGH F., HORUSITZKY F. 1957: Az oroszlány–pusztavámi barnakőszénmedence hidrológiai viszonyai és a vízveszély elleni védekezés irányelvei. — Bányászati Kutató Intézet Közleményei 1 (2), pp. 67–79. UHRIN A. 2006: Pliocén folyóvízi üledékek szedimentológiai vizsgálata a Vértes délkeleti előterében. — Kézirat, szakdolgozat, ELTE TTK, Általános Földtani Tanszék, 81 p. UHRIN, A., SZTANÓ, O. 2007: Reconstruction of Pliocene fluvial channels feeding Lake Pannon (Gödöllő Hills, Hungary). — Geologica Carpathica 58 (3), pp. 291–300. VADÁSZ E. 1913: Üledékképződési viszonyok a Magyar Középhegységben a jura időszak alatt. — Mathematikai Természettudományi Értesítő 31, pp. 102–120. VADÁSZ E. 1939: A „fornai széntelep” kérdése. — Bányászati Kohászati Lapok 72, pp. 25–28. VADÁSZ E. 1940: Kőszénföldtani tanulmányok. — A Magyar Királyi Földtani Intézet gyakorlati, alkalmi és népszerű kiadványai, 121 p. VADÁSZ E. 1946: A magyar bauxitelőfordulások földtani alkata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 37 (2), pp. 173–286.

336 VADÁSZ E. 1951: Bauxitföldtan. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 129 p. VADÁSZ E. 1953: Magyarország földtana. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 402 p. VADÁSZ E. 1956: Bauxit és terra rossa. — Földtani Közlöny 86 (2), pp. 115–119. VASKÓ-DÁVID, K. 1991: Studies on chromite and its significance in the Lower and Middle Cretaceous of the Tatabánya Basin and Vértes Foreground. — Acta Geologica Hungarica 34, (1–2), pp. 111–126. VECSERNYÉS GY. 1966. A fehérvárcsurgói felső pannon kvarchomokösszlet kialakulása és ősföldrajzi jelentősége. — Földtani Kutatás 9 (3), pp. 1–9. VÉGH-NEUBRANDT, E. 1960: A Gerecse-hegység felső-triász képződményeinek üledékföldtani vizsgálata. — Geologica Hungarica series Geologica 12, pp. 1–74. VÉGHNÉ NEUBRANDT E. 1978: A Nagyegyháza-Mányi terület kőszénfekvő képződményeinek és alaphegységének földtani kérdései. — Földtani Közlöny 108, pp. 7–17. VÉGH-NEUBRANDT, E. 1982: Triassische Megalodontaceae. — Akadémia Kiadó, Budapest, 526 p. VÉGH S.-NÉ (szerk.) 1988: A Gerecse előtér kutatásának földtani eredményei. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T 15021/5. VÉGH S.-NÉ (szerk.) 1989: A Gerecse-előtér földtani kutatása az új eredmények tükrében. — Kézirat, KFH, ELTE Alkalmazott és Műszaki Földtani Tanszéke, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest. VÉGH S.-NÉ 1989: A Gerecse-előtér földtani kutatása az új eredmények tükrében. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T15021. VÉGHNÉ NEUBRANDT E., MENSÁROS P. 1986: A magyar kőszénkutatás. — Földrajzi Közlemények 34(110), (1–2), pp. 117–134. VÉGH S.-né, FÁYNÉ TÁTRAY M., MENSÁROS P., BALÁSHÁZY L. 1978: A Nagyegyháza-mányi terület kőszénfekvő képződményeinek és alaphegységének földtani kérdései. — Földtani Közlöny 108, pp. 7–17. VÉGH S.-NÉ, KOVÁCS J., MENSÁROS, P. 1985: A csordakúti-külfejtés barnakőszéntelepének földtani modellje. — Földtani Kutatás 28 (3), pp. 17–19. VÉGH S-NÉ, KOVÁCS J., MENSÁROS P. 1987: Rátolódás a Csordakút–II. bauxitlencse területén. — Földtani Közlöny 117, pp. 93–99. VENDL A. 1914: A Velencei-hegység geológiai és petrografiai viszonyai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 22 (1), pp. 3–170. VICZIÁN I. 1975: Anyagvizsgálati eredmények. — In: A Kocs–8. sz. fúrás rétegsora. Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, T 447/12 VÍGH G. 1968: Jura időszaki képződmények. — In: SZENTES F. (ed.): Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához L-34-I. Tatabánya. A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, 29–41. VÍGH GY. 1933: Adatok a Dunántúli Középhegység felsőtriász kori képződményeinek ismeretéhez. — Bányászati Kohászati Lapok 66, pp. 289–295. VÍGH GY. 1935: Adatok a Gerecse-hegység nyugati részének földtani ismeretéhez. Jelentés az 1925–28. évi felvételekről. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1925–28-ról, pp. 87–100. VINCENT, P., KATTAN, F. 2006: Yardangs on the Cambro-Ordovician Saq Sandstones, North-West Saudi Arabia. — Zeitschrift für Geomorphologie N. F., 50 (3), pp. 305–320. VITÁLIS I. 1921: Jelentés Csákvár, Gánt. Zámoly, Csákberény, Söréd, Bodajk, Csóka, Mór vértesmenti községek szénterületeiről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, V. V. 4. VITÁLIS I. 1926: Jelentés a gánti bauxit-előfordulásról. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, Bu/2. VITÁLIS I. 1929a: Jelentés a móri kisbirtokosok szénterületéről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, V. V. 12. VITÁLIS I. 1929b: Jelentés Pusztavám (Ondód) és Bokod községek határainak reménybeli eocénszén előfordulásairól. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, V. V. 13. VITÁLIS I. 1934: A Limnocardium vario-costatum n. sp. — Matematikai és Természettudományi Értesítő 51, pp. 696–702. VITÁLIS I. 1939: Magyarország szénelőfordulásai. — Magyar Királyi József Nádor Műszaki és Gazdaságtudományi Egyetem Bánya-, Kohó- és Erdőmérnöki Kara, Sopron, 407 p. VITÁLIS I. 1942: Jelentés a Haggenmacker-féle pusztavámi földbirtokon kitűzött kutatófúrásokról és a móri magasfekvésű produktivus területekről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, V. V. 27. VITÁLIS S. 1939: Alsó triasz a Bicskei medencében. — Földtani Közlöny 69, pp. 101–108. VÖRÖS A. 1980: Liász és dogger brachiopoda provinciák a Nyugati-Tethysben. — Földtani Közlöny 110, pp. 395–416. VÖRÖS, A. 1986: Brachiopod palaeoecology on a Tethyan Jurassic seamount (Pliensbachian, Bakony Mts., Hungary). — Palaeogeographica, Palaeoclimatologica, Palaeoecologia, 57, pp. 241–271. VÖRÖS, A. 1987: Pliensbachian Brachiopod biogeography of the “Mediterran microcontinent” — Acta Geologica Hungarica 30 (1–2), pp. 59–80. VÖRÖS, A. 1988: Conclusions on Brachiopoda. — In: RAKUS, M., DERCOURT, J., NAIRN, A. E. M. (eds): Evolution of the Northern Margin of Tethys. — Memories de la Société Geologique de France, Paris, N. S., 154, pp. 79–83. VÖRÖS, A. 1991: Hierlatzkalk — a peculiar Austro-Hungarian Jurassic facies. — In: LOBITZER, H., CSÁSZÁR, G. (eds): Jubiläumsschrift 20 Jahre Geologische Zusammenarbeit Österreich–Ungarn. Wien, pp. 145–154. VÖRÖS A. 1992. Magyarország nagyszerkezeti egységeinek ősföldrajzi kapcsolatai mezozoos faunák paleobiogeográfiai elemzése alapján. — Őslénytani Viták 38, pp. 121–129. VÖRÖS, A. 1993: Jurassic microplate movements and brachiopod migrations in the western part of the Tethys. — Palaeogeographica, Palaeoclimatologica, Palaeoecologia 100, pp. 125–145.

337 VÖRÖS A. 1997: Magyarország jura brachiopodái. — Studium Naturale 11, 110 p. VÖRÖS, A., GALÁCZ, A. 1998: Jurassic palaeogeography of the Transdanubian Central Range (Hungary). — Rivista Italiana Paleontologia 104 (1), pp. 69–84. WEIN GY. 1977: A Budai-hegység tektonikája. — A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, Budapest, 55 p. WIJBRANS, J., NÉMETH, K., MARTIN, U., BALOGH KAD. 2007: 40Ar/39Ar geochronology of Neogene phreatomagmatic volcanism in the western Pannonian Basin, Hungary. — Journal of Volcanology and Geothermal Research 164, pp. 193–204. WILLSEY, S. P., UMHOEFER, P., HILLEY, G. E. 2002: Early evolution of an extensional monocline by a propagating normal fault: 3D analysis from combined field study and numerical modeling. — Journal of Structural Geology 24, pp. 651–669. WINDHOFFER, G., BADA, G., NIEUWAND, D., WÓRUM, G., HORVÁTH, F., CLOETINGH, S. 2005: On the mechanics of basin formation in the Pannonian basin: Inferences from analogue and numerical modelling. — Tectonophysics 410 (1–4), pp. 389–415. WINKLER B. 1883: A Gerecse- és a Vértes-hegység földtani viszonyai. — Földtani Közlöny 13, pp. 287–296. WINTHERER, E. L., METZLER, C. V., SARTI, M. 1991: Neptunian dykes and associated breccias (Southern Alps, Italy and Switzerland): role of gravity sliding in open and closed systems. — Sedimentology 38, pp. 381–404. WOLFF, W. 1897: Die Fauna der südbayerischen Oligocaenmolasse. — Palaeontographica 43, pp. 223–311. ZALÁNYI B. 1915: Jelentés az 1913–14. évben rendezés alá került mélyfúrások kőzetanyagának feldolgozásáról és törzskönyvezéséről. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1914, pp. 501–508. ZITTEL, K. 1862: Die obere Nummulitenformation in Ungarn. — Sonder-Abdruck aus dem Sitzungsberichte der math.- naturwissenschaftlichen Classe der kaiserlichen Akademie der Wissenschaften 46 (1), pp. 353–395. ZSÍROS, T. 1989: Focal depth of Hungarian earthquakes. — Gerlands Beiträge zur Geophysik 98, pp. 146–154. ZSÍROS T. 2000: Seismicity and seismic hazard of Carpathian Basin: Hungarian Earthquakes Catalogue of Earthquakes (456–1995). (in Hungarian) — Seismological Observatory of Geodetic and Geophysical Research. Institute of the Hungarian Academy of Sciences, Budapest, 495 p.

338

I. tábla Szöveg a táblán.

II. tábla Szöveg a táblán.

III. tábla Szöveg a táblán.

IV. tábla Szöveg a táblán.

V. tábla Szöveg a táblán.

VI. tábla Szöveg a táblán.

VII. tábla Szöveg a táblán.

VIII. tábla Szöveg a táblán.

XI. tábla Szöveg a táblán.

X. tábla Szöveg a táblán.

XI. tábla Szöveg a táblán.

XII. tábla Szöveg a táblán.

XIII. tábla Szöveg a táblán.

XVI. tábla Szöveg a táblán.

XV. tábla 1. A vértesi területre jellemző normálvetővel ellenőrzött meredek lejtők (vetőletörések) a Gánti-süllyedék keleti és északi peremén. A talpi blokkban kitakaródó, közel vízszintes lepusztulási felszín a süllyedék kainozoos üledékei alatt levetett és kibillentett helyzetben van (FL). Vk: Vérteskozmai-süllyedék; br: breccsatelérek és -zónák a peremvető mellett. 2. A Csóka-hegy délnyugati lejtőjének (a Móri-peremvető letörésének) részletes földtani térképe, CSÁSZÁR G., FERENCZ GY., FODORL., LANTOS Z. és PEREGI ZS. terepi felvételei alapján. Az „óriástelérnél” a triász és jura kőzetsávok szinszediment szerkezetek (árkok vagy „megatelérek”). Jelmagyarázat: af: meddőhányó; — Holocén–késő-pleisztocén: p: proluvium; pd: proluviális-deluviális képződmények; g: lejtőtörmelék; d: lejtőüledék; ed: eolikus-deluviális üledék; —Késő-pleisztocén: l: lösz; — Pleisztocén: pII, pIV: proluviális üledékek; — Oligocén, ssOl: Csatkai F., Sárisápi T., — Eocén, sfE2: Szőci F., Felsőgallai T., — Kréta, taK1: Tatai F.; — Jura–berriasi, sJK: Szentivánhegyi F.; pJ3: Pálihálási F.; cJ2: Csókahegyi F.; hJ1: Hierlatzi F.; J: jura képződmények tagolás nélkül; kék kereszt, vonal: jura repedéskitöltés, telér, vető; — Triász, dT3: Dachsteini F.; dfT3: Dachsteini F., Fenyőfői T.; fT3: Fődolomit F.

XVI. tábla Szöveg a táblán.

XVII. tábla Szöveg a táblán.

XVIII. tábla Szöveg a táblán.

340 XIX. tábla Szöveg a táblán.

XX. tábla Szöveg a táblán.

XXI. tábla Szöveg a táblán.

XXII. tábla Szöveg a táblán.

XXIII. tábla Szöveg a táblán.

XXIV. tábla A Vértes szerkezeti fázisai, vetőmintája és szerkezetfejlődése R0, R1, R2, R3: forgási események; a számok a fázisok kezdetét, végét és időtartamát mutatják millió években. G: Gánt; Ta: Tatabánya, B: Bokodi-árok, C: Császári-árok; Cs: Csákberényi-árok; Csa: Csákvári-árok; Ep: Eperjes-vető; F: Felcsúti-hát; K: Kecskédi- árok; K-M: Kincses–Magyaralmási-medence; Kp: Kápolnapusztai-süllyedék; KZs: Környe–Zsámbéki-vonal; Lf: Lófingató-vető; MF: Móri-peremvető; N: Nagyegyházi-medence; P: Pusztavámi-árok; P–O: Pusztavám–Oroszlányi-medence; S: Sörédi-árok; Vg: Várgesztesi-eltolódás; VH: Vértesi-hát; VS: Vértessomlói-rátolódás; Z: Zámolyi-medence; ZB: Zámoly-bükki-eltolódás; Zk: zámolyi krokodilszerkezet; Zs: Zuppa-vető.

Plate I 1. Cyclic succession in the upper part of the Budaörs Dolomite in the southwestern wall of Gánt-Bányatelep quarry. (BT) 2. Laminated intertidal member B in the upper part of the Budaörs Dolomite (BT). Csákvár, Hajdú-vágás. 3. Well-bedded dolomite succession (Hajdúvágás Member) with clay intercalations above the Budaörs Dolomite. The beds are cut by vertical post-tilt strike-slip fault. Gánt-Bányatelep quarry. (BT) 4. Outcrop of the laminated, bituminous, cherty dolomite of the Csákberény Member on the south-western side of Bucka Hill, near Csákberény (BT). The vertical beds represent the NW limb of a small fold. These beds are cut by early reverse faults (now in tilted position, see arrows).

Plate II 1. Thin-bedded, bituminous dolomite of the Csákberény Member in the Tóhely-domb quarry at Magyaralmás. (CsG) 2. Thick loferite-bed in the upper part of the Main Dolomite in the abandoned quarry near Csákánypuszta. (LZ) 3. Lithoclasts of Triassic and Jurassic rocks in the breccia of the Csókakő Formation. (CsáG) 4. Clasts from the Main Dolomite in the Csókakő Limestone. (CsáG) 5. Layers of the Szentivánhegy Limestone inbetween the two hammers as fissure fill in the Dachstein Limestone on the western side of the Csóka Hill. (CsáG)

Plate III 1. Low-angle cross-stratified crinoidal limestone (Tata Formation) 500m NW of the Szarvas-kút, Tatabánya (FL). PM indicates palaeomagnetic sampling site. 2. Wariegated clay layers of the Tés Formation in the abandoned quarry at the entrance of the Harmatos Valley. (CsáG) 3. Környe Limestone exposed in the abandoned quarry at the entrance of the Harmatos Valley. (CsáG) 4. Red calcite vein in Dachstein Limestone on the Keselő Hill near Tatabánya. (KZs) 5. Eocene limestone vein in red calcite on the Keselő Hill near Tatabánya. (KZs)

Plate IV 1. Hematite crust on Upper Triassic dolomite underlying the Gánt Bauxite Formation. (SL) 2. Red-purple pelitomorphic bauxite and yellow bauxite-conglomerate layers, lenses on the northern part of the Bagoly-hegy pit. The sediment was deposited by gravity mass flows on an alluvial fan. (MA). DNy=SW, ÉK=NE 3. More or less rounded bauxite pebbles in the clay matrix of the redeposited bauxite conglomerate (wackestone). The yellow clay matrix indicates phreatic-vadose environment. (MA) 4. Silicified aeolic sand with a network of silicified deformation bands on the northern part of the Vértes Hills (Menyasszony Hill). (CsG) Ny=W 5. Redeposited, coarse-bedded and unsorted breccia of Triassic limestone and dolomite clasts belonging to the Nagyegyháza Fanglomerate Member of the Dorog Formation, exposed on the northern part of the Vértes Hills. 700m SW of the Vitány vár. (KZs) 6. Coal and carbonate layers of the Forna Formation overlying the bauxite in the “Újfeltárás” (“New Quarry”) near Gánt. (PS) Lithological column in Figure 39, ÉÉK=NNE

341 Plate V 1. Eocene sequence (Csernye and Csolnok Formations) in the Szépvizér open-pit mine. Quaternary sand and debris layers and lenses are discordant and cover the faults. (FL) Ny=W, K=E 2. Semiplastic nummulitic marly limestone body (Szőc Formation) redeposited by sediment gravity flow in the claymarl beds of the Csolnok Formation, south of Szépvízér (FL). Sole marks (groove marks) at the bottom of the limestone body indicate sediment transport towards the WNW. ÉK=NE, DNy=SW 3. Marly and sandy limestone with corals in the lower part of the Kincses Formation on Bagoly Hill near Gánt. (PS) 4. Mass appearence of thick-shelled, robust bivalves (Perna sp.) in the carbonate layers of the Kincses Formation, Csákberény. (LZ) 5. Bioclastic limestone with bioperforated Upper Triassic limestone clasts on the base of the Szőc Limestone Formation (Sűrűhegy Member). (PS) 6. Robust, large-sized bivalves (Corbis sp.) with bioperforated thick shells in the lower part of the Szőc Limestone Formation, on the northeastern rim of the Vértes Hills. (KZs)

Plate VI 1. Hermatypic coral (Solenastrae sp.) from the lower part of the Szőc Limestone Formation, found in the northeastern part of the Vértes Hills, NW of Csákánypuszta. (KZs) 2. Hermatypic coral fragments (Calamophyllia sp.) in the lower part of the Szőc Limestone Formation derived from the southern part of the Tatabánya Basin, NW of Csákánypuszta. (KZs) 3. Encrousting red algae on coral reef fragments from the northeastern side of the Vadorzó Valley, located in the southern part of the Tatabánya Basin (scale=1 cm). (KZs) 4. Typical nodular, bedded limestone with Nummulites perforatus in the middle part of the Szőc Limestone Formation (Felsőgalla Member) from the northern part of Vértes Hills. (KZs) 5. Common occurrence of Nummulites perforatus and Nummulites millecaput in the Szőc Limestone Formation, Felsőgalla Member. (PS) 6. Red algae nodules in Nummulites perforatus grainstone (Szőc Limestone Formation, Felsőgalla Member). (PS) 7. Bioturbated, glauconitic sandy, vermicular limestone in the upper part of the Szőc Limestone Formation (Antalhegy Member) in the northern part of the mapped area (Muta Hill, Tatabánya Basin). (KZs)

Plate VII 1. Oligocene bauxite (Óbarok Formation) overlying the karstic surface of the Upper Triassic dolomite in the open-pit mine at Óbarok. (SL) 2. Exposure of the Oligocene bauxite (Óbarok Formation) and the overlying Mány Formation in the open-pit mine at Óbarok. (SL) 3. Bauxitic clay (Óbarok Formation) and coaly clay beds (Szápár Member) at the base of the Oligocene succession (Csatka Formation), which overlies the upper Triassic dolomite. Orondpuszta, rubble quarry (BT). The tilted succession is separeted from the Triassic dolomite by a significant normal fault (on the left). 4. Sand and gravel beds and lenses overlying oligomict gravel, and smaller faults crossing the succession. Bakonysárkány, Durdó Hill pit, Csatka Formation. (FL)

Plate VIII 1. Sandstone beds of the Mány Formation in the open-pit mine at Óbarok. (SL) 2. Sand and gravel beds in the Mány Formation, N of Szárliget. Molluscs in the limonitic gravel indicate marine environment. The succession is divided by faults cemented by carbonate bands. (FL) 3. Grey and red fluvial clay (Csatka Fm) in borehole Alcsútdoboz Ad–3, at a depth of 570m. (LZ) 4. Terrestrial clay and sand of Sarmatian (?) age (Gyulafirátót Formation) thrusted over by Triassic pulverised dolomite. Abandoned quarry at Bot-hegy (Bot Hill), Magyaralmás. (FL) 5. Oolithic limestone of the Tinnye Formation in the abandoned quarry S of Csabdi. Synsedimentary dykes filled by calcareous mud (signed by arrows) can be seen in the limestone. (LZ) 6. Low-angle cross-laminated medium-grained sand unconformably overlain by poorly-bedded limestone in the abandoned quarry S of Csabdi. Sarmatian, Tinnye Formation. (LZ)

Plate IX 1. Fine-grained, cemented encrustation in fissures and caverns of the dolomite surface, on Badacsony-hegy (Badacsony Hill) at Csákvár. (CsG) 2. Szák Clay Marl-type beds overlying the Kálla Gravel. The boundary is unconform, and the uppermost, 10–20cm-thick section of the underlying formation is bioturbated. Cross-sections of large-size Congeria sp. shells can be seen at the boundary, Alcsút. (CsG) 3. High-angle foresets and horizontal topsets of a sandy Gilbert-delta in the Kálla Formation. Laminae dip to the NW. In the background the western part of the Bucka dolomite hills can be seen. Csákberény, Vizes-burján. (CsG) 4. Cross-laminated sand beds and pebbly sand beds in the Kálla Formation. Vértesboglár, Porkoláb-hegy (Porkoláb Hill). (CsG) 5. Strongly cemented, coarse-grained slope debris belonging to the Diás Formation covering the scarp of the Eastern Vértes Fault Zone. Csákvár, Kőlik-völgy (Kőlik Valley), western side. (CsG) 6. Terrestrial slope debris of the Diás Formation filling in the depressions of the dissected Triassic dolomite surface above the one- time shoreline of the Pannonian Lake (CsG). In close vicinity of this exposure the abrasional gravel could have been observed in several outcrops, as well. Csákvár, Bagó-hegy (Bagó Hill).

342 Plate X 1. Type locality of the Vértesacsa Formation. Vértesacsa, Csönget-völgy. (CsG) 2. Trough cross-bedded deposits of riverbed facies in the Vértesacsa Formation. Vértesacsa, Csönget-völgy (Csönget Valley). (CsG) 3. Trough cross-bedded sand overlying the eroded surface of a palaeosol horizon in the Vértesacsa Formation. Vértesacsa, Agyaglik- völgy (Agyaglik Valley). (CsG) 4. Travertine (spring cone?) on the slope of the Köves-völgy (Köves Valley) NW of Kápolnapuszta. (SL) 5. Travertine (spring cone?) with arcuate laminated structure on the slope of the Köves-völgy (Köves Valley) NW of Kápolnapuszta. (SL)

Plate XI 1. Cross-bedded sediments of anastomosing channels belonging to terrace No. IIa of the Móri-víz, near Körmendipuszta. (CsG) 2. Terrace remnant belonging to level No. III(?). It is made up of the mixture of gravel and red clay and underwent solifluction. Pusztavám, former waste depo. (CsG) 3. Proluvial sediments of a strongly incised channel fill belonging to level No. II. and covered by slope sediments. Vértesacsa, Agyaglik-völgy (Agyaglik Valley). (CsG) 4. Deformation due to solifluction/seismic activity in the fluvial–proluvial succession of level No. V. Mór, Róka-hegy (Róka Hill), abandoned waste depo. (CsG). 5. Loess section dissected by palaeosol horizons (1–4) in the Cérna-völgy (Cérna Valley) at Vértesacsa. a = Granule lens in deluvium comprising redeposited soil and loess, above palaeosol horizon No. 3. (CsG) b = The palaeosol horizon No. 2 with crotovinas (see arrows). (CsG) c = The (lowermost, red) palaeosol horizon No. 1. (CsG) d = Slope sediments at the top of the section, deformed by solifluction. (CsG)

Plate XII 1. Ice wedge filled by sand in the the Csatka Formation. Dad, abandoned gravel pit. (CsG) 2. Sand and silt layers, strongly deformed by solifluction and underlying the loess. Söréd, Orondpuszta, dolomite quarry. (CsG) 3. Recent land slide near the village of Csordakút. (FL) 4. Cross-bedded aeolian sand.Császár, sand pit, N of the village. (CsG) 5. Derasional valleys filled by mixed soil and proluvial deposits ibelow the pediment surface of the eastern foreland of the Vértes, E of Zámoly. Clay and calcrete layers of the Vértesacsa Formation crop out upon the barren surface. (CsG) 6. Low scarp, probably lacustrine abrasion platform at the eastern rim of the Csíkvarsai-rét, SW of Csákvár. (CsG)

Plate XIII 1. Palaeokarstic relief of a tropical peneplain underlying the Gánt Formation. Faults belonging to D8–D9 phases in the background Gánt, Meleges II. (CsG) 2. Surface remnants tilted towards the Róka-hegy fault (broken line). In the front of the photo the tilted surface of the Gém-hegy (Gém Hill) can be seen (continuous line). E = Gánt Formation. (CsG)

Plate XIV 1. Yardang developed on the Csatka Formation. Length: 450m, width: 150m, maximum height: 15m. Bakonysárkány, Túró-hegy (Túró Hill). (CsG) 2. Yardang developed on upper Miocene sand 2km NE of Alcsút. Length: 450m, width: 140m, maximum height: 10–12m. (CsG) 3. Yardangs (y) developed in loess surface near Lovasberény. (CsG)

Plate XV 1. Fault-controlled steep slopes (fault scarps) along the eastern and northern bundary of the Gánt Depression, typical for the Vértes area. The sub-horizontal, exhumed denudation surface at the top of the footwall is displaced, tilted and buried beneath Cenozoic sediments of the Gánt Depression (FL). Vk: Vérteskozma Depression; br: breccia dykes and zones along the boundary fault. 2. Detailed geological map of the SW slope of the Csóka Hill (fault scarp of the Mór Boundary Fault) after the field works of G. CSÁSZÁR, G., FERENCZ,GY., FODOR, L., LANTOS, Z. and PEREGI,ZS. Note alternation of Triassic and Jurassic rock stripes (syn- sedimentary grabens or „megadykes”) at the „megadyke site”. Perpendicular bands of Jurassic and host Triassic rocks formed during the same tectonic event. Legend: af: dump; — Holocene–late Pleistocene: p: proluvium; pd: proluvial-deluvial sediments; g: slope debris; d: slope sediment; ed: aeolian-deluvial sediments; — late Pleistocene: l: loess; — Pleistocene: pII, pIV: proluvial sediments; — Oligocene, ssOl: Csatka Fm, Sárisáp Member, — Eocene, sfE2: Szőc Fm., Felsőgalla Member., — Cretaceous, taK1: Tata Fm; — Jurassic–Berriasian, sJK: Szentivánhegy Fm.; pJ3: Pálihálás Fm.; cJ2: Csókahegy Fm.; hJ1: Hierlatz Fm.; J: Jurassic undivided; blue line, cross line: Jurassic fissure filling, dyke, fault, — Triassic, dT3: Dachstein Fm; dfT3: Dachstein Fm, Fenyőfő Mb.; fT3: Main Dolomite Fm. Plate XVI 1. Geological map of the Vértessomló Thrust, near Szarvas-kút, Tatabánya, after FODOR, BÍRÓ (2004), using the data of MAROS (1988), TÁLAS, P. (unpublished) and own observation. 2. Cross section through the Vértessomló Thrust (near the Szarvas-kút, Tatabánya) and the southern margin of the Tatabánya Basin (after FODOR et al. 2005c).

343 Plate XVII Map of pre-Cenozoic formations of the northern Vértes Hills, Tatabánya Basin and the surroundings of the Vértessomló Thrust, after ALBERT et al. (2002) and FODOR et al. (2005c), modified.

Plate XVIII Simplified structural, palaeogeographical map about the Vértes Hills and surroundings (KERCSMÁR et al. 2006, PÁLFALVI et al. 2006).

Plate XIX Text see on the plate.

Plate XX 1. Dextral strike-slip fault with normal slip component hard-linked en echelon fauklt segments below the Mining Museum, Gánt Bagoly Hill (FODOR 2007). The strike-slip fault is cut by a reverse fault belonging to the D11 transpressional phase. 2. Structural section showing D10 and younger structures in the southern part of the Mór Graben, in the Söréd halfgraben. The distinction and correlation of the Gyulafirátót and Csatka Formations is not always possible. legend: t+klM3: Tihany and Kálla Fm, cM3: Csákvár Clay Marl Fm, gM2: Gyulafirátót Fm, h+bM2: Hidas and Baden fm, peM1–2: Perbál Fm, cOl: Csatka Fm, kiE2: Kincses Fm, T2–3: Middle and Upper Triassic. 3. E–W section from the eastern boundary of the Vértes Hill to the Csákvár–Zámoly Basin (CSILLAG et al. 2004), which shows the v so Sarmatian (D10), late Miocene (D12) and younger (D12–13) faults. Legend: Q: Quaternary in general, M3–Pl1: Vértesacsa Fm, M3: c g gv sz Somló Fm, M3: Csákvár Clay Marl Fm, M2: Gyulafirátót Fm, M2: Galgavölgy Rhyolite Tuff Fm, M2: Szilágy Clay Marl Fm, T: Triassic in general.

Plate XXI The fault pattern of the Vértes placed over the Bouguer-anomaly map. Bouguer-anomaly map: GULYÁS Á., KISS J., VÉRTESY L. (Eötvös L. Geophysical Institute).

Plate XXII Text see on the plate.

Plate XXIII D13 late Pliocene–Quaternary (neotectonic) structures in the south-western Vértes Hills and in the Mór graben. Legend: 1) Holocene alluvial sediments; 2) pQII; 3) pQIII; 4) pQIV; 5) pQV; 6) pQVI; 7) pQVII; 8) pQVIII; 9) eldQ; 10) Quaternary; 11) pre-Quaternary; 12) pre-rift normal fault, post-rift normal fault, post-rift oblique-slip dextral normal fault; 13) deformed Quaternary sediments; 14) fractured pebbles; 15) Quaternary tilt; A) asymmetric valley; C) redeposited upper Miocene fossils.

Plate XXIV Structural phases, simplified fault pattern and structural evolution in the Vértes Hills. R0, R1, R2,R3: rotation events; numbers indicate the beginning, end and intervals of the strucutural phases. G: Gánt; Ta: Tatabánya; B: Bokod Graben; C: Császár Graben; Cs: Csákberény Graben; Csa: Csákvár Graben; Ep: Eperjes Fault; F: Felcsút Ridge; K: Kecskéd Graben; K–M: Kincses–Magyaralmás Basin; Kp: Kápolnapuszta Depression; KZs: Környe–Zsámbék Line; Lf: Lófingató Fault; MF: Mór Boundary Fault; N: Nagyegyháza Basin; P: Pusztavám Graben; P–O: Pusztavám–Oroszlány Basin; S: Söréd Graben; Vg: Várgesztes Strike-slip Fault; VH: Vértes Ridge; VS: Vértessomló Thrust; Z: Zámoly Basin; ZB: Zámoly-bükk Strike-slip Fault; Zk: Zámoly crocodile structure; Zs: Zuppa Fault.

344 I. tábla — Plate I

1. A Budaörsi Dolomit felső szakaszának ciklusos rétegsora Gánt-Bányatelep dolomitbányájának DNy-i falán. (BT) 2. Lemezes szerkezetű intertidális B tag a Budaörsi Dolomit felső szakaszán (BT). Csákvár, Hajdú-vágás. 3. Agyagközökkel tagolt, jól rétegzett dolomit rétegcsoport (Hajdúvágási Tagozat) a Budaörsi Dolomit fedőjében (BT). A rétegeket billentés utáni eltolódás metszi. Gánt-Bányatelep, murvabánya. 4. A Csákberényi Tagozat lemezes, bitumenes tűzköves dolomitjának feltárása a csákberényi Bucka-hegy DNy-i oldalán (BT). A függőleges rétegek egy kisebb redő ÉNy-i szárnyát adják, amelyet korai (billentett) rátolódások tagolnak (nyilak).

345 II. tábla — Plate II 1. A Csákberényi Tagozat vékony - pados, bitumenes dolomitja a ma- gyaralmási Tóhely-domb kőfejtőjé - ben. (CsG) 2. Vastag loferitpad a Fődolomit felső szakaszán a csákánypusztai felhagyott díszítőkőfejtőben. (LZ) 3. Triász és alsó(?)-jura kőzetklasz - tokat tartalmazó breccsa a Csókakői Mész kőben. (CsáG) 4. Fődolomit anyagú klasztok Csó - kakői Mészkőben. (CsáG) 5. A Szentivánhegyi Mészkő rétegei a két kalapács között a Dachsteini Mész kőbe települten a Csóka-hegy Ny-i oldalában. (CsáG)

346 III. tábla — Plate III 1. Alacsonyszögű keresztrétegzéses crinoideás mészkő (Tatai Formáció) a tatabányai Szarvas- kúttól 500 m-re ÉNy-ra (FL). PM a paleomágne - ses mintavételi helyet jelöli. 2. A Tési Formáció tarkaagyag-rétegei a Harma - tos-völgy torkolatában lévő felhagyott fejtőben. (CsáG) 3. Környei Mészkő a Harmatos-völgy torkola - tában lévő felhagyott fejtőben. (CsáG) 4. Vöröskalcittelér Dachsteini Mészkőben a tatabányai Keselő-hegyen. (KZs) 5. Eocén mészkővel kitöltött hasadék vöröskalcit- telérben a tatabányai Keselő-hegyen. (KZs)

347 IV. tábla — Plate IV

1. Felső-triász dolomiton képződött hematit- kéreg a Gánti Bauxit Formáció feküjében. (SL) 2. Piros-lila pelitomorf bauxit és sárga bauxit- konglomerátum-rétegek, -lencsék a Bagoly- hegy, északi fejtésének északi részén. Az üledék gra vi tációs áthalmozódással keletkezett, allu - viális törmeléklegyezőn rakódott le. (MA) 3. Áthalmozott bauxitkonglomerátum agyagos mátrixában többé-kevésbé kerekített bauxitka- vicsok (wackestone). A sárga, agyagos mátrix fre - a tikus-diagenetikus körülményeket jelez. (MA) 4. Átkovásodott futóhomok, kovásodott defor - mációs szalagok hálózatával az észak-vértesi Meny asszony-hegyen. (CsG) 5. A Dorogi Formáció Nagyegyházi Fanglo - merátum Tagozatába tartozó, gyengén réteg - zett, osztályozatlan triász mészkő- és dolomit- klasztokból álló breccsa a Vértes É-i részén, a Vitány vártól 700 m-re DNy-ra. (KZs) 6. A Fornai Formáció bauxitot fedő szenes majd karbonátos rétegei a gánti Újfeltárásban. (PS)

348 V. tábla — Plate V

1. Eocén rétegsor (Csernyei és Csolnoki Formáció) a szépvízéri külfejtésben. A negyedidőszaki homok- és kőzettörmelék-rétegek, -lencsék eróziós diszkordanciával települnek, és lefedik a vetőket. (FL) 2. Gravitációsan áthalmozott félig konszolidált nummuliteszes mészmárga (Szőci Formáció) a Csolnoki Formáció agyagmárga rétegeiben, Szépvízértől D-re (Cicahomok). (FL) A mészkőtest alján lévő vályú alakú talpjegyek NyÉNy-ra történő szállítást jeleznek. 3. A Kincsesi Formáció alsó részéhez tartozó korallos márgás, homokos mészkő a gánti Bagoly-hegyről. (PS) 4. Vastaghéjú, nagyméretű kagylók (Perna sp.) tömeges megjelenése a Kincsesi Formáció karbonátos rétegeiben, Csákberénynél. (LZ) 5. Bioklasztos mészkő, fúrókagylók által megfúrt felső-triász mészkőklasztokkal a Szőci Mészkő Formáció bázisán (Sűrűhegyi Tagozat). (PS) 6. Vastaghéjú, nagyméretű kagylók (Corbis sp.) bioeróziós nyomokkal a Szőci Mészkő Formáció alsó részén (Sűrűhegyi Tagozat), a Vértes ÉK-i peremén. (KZs) 349 VI. tábla — Plate VI

1. A Szőci Mészkő Formáció alsó részébe tartozó telepes korall (Solenastrae sp.) a Vértes ÉK-i részéről, Csákánypusztától ÉNy- ra. (KZs) 2. A Szőci Mészkő Formáció alsó részébe tartozó telepes korall (Calamophyllia sp.) irányított töredékei bioklasztos, pátitos kalkarenitben a Tatabányai-medence D-i részén, Csákány- pusztától ÉNy-ra. (KZs) 3. Vörösalgák által bekérgezett korallzátonydarabok bioklasztos mészkőben a Tatabányai-medence D-i részén található Vadorzó- völgy ÉK-i oldalából. (KZs) 4. A Szőci Mészkő Formáció tipikus kifejlődése, a formáció középső részébe tartozó, kissé gumós rétegszerkezetű, vékony - pados Nummulites perforatus-os mészkő (Felsőgallai Tagozat) az észak-vértesi Bükk-Avas É-i oldalán. (KZs) 5. Nummulites perforatus és Nummulites millecaput együttes előfordulása a Szőci Mészkő Formáció Felsőgallai Tagozatából. (PS) 6. Vörösalgagumók Nummulites perforatus-os, szemcsevázú mészkőben (Szőci Mészkő Formáció, Felsőgallai Tagozat). (PS) 7. Féregjáratos, bioturbált, glaukonitos, homokos mészkő a Szőci Mészkő Formáció felső részén (Antalhegyi Tagozat), a térképezett terület É-i határáról a tatabányai Muta-hegy feltárásából. (KZs)

350 VII. tábla — Plate VII

1. Felső-triász dolomit karsztos felszínére települő oligocén bauxit (Óbaroki Formáció) az óbaroki kül színi bányában. (SL) 2. Az oligocén bauxit (Óbaroki Formáció) és a fedőjét alkotó Mányi Formáció feltárása az óbaroki külszíni bányában. (SL) 3. Bauxitos agyag (Óbaroki Formáció) és szenes agyagrétegek (Szápári Tagozat) a felső-triász do - lo mitra települő oligocén rétegsor bázisán (Csat - kai Formáció). Orondpuszta, murvabánya. (BT) A kibillentett rétegsort balra egy jelentős normálvető választja el a triász dolomittól. 4. Oligomikt kavicsra települő homok- és kavics - rétegek, -lencsék és az összletet metsző kisebb vetők a bakonysárkányi Durdó-hegy fejtőjében (Csatkai Formáció). (FL)

351 VIII. tábla — Plate VIII

1. A Mányi Formáció homokkő rétegei az óbaroki külszíni bányában. (SL) 2. Homok- és kavicsrétegek a Mányi Formációban, Szárligettől északra. A limonitos kavicsrétegben kagylóhéjak jelzik a tengeri környezetet. A rétegsort meszes cementációjú vetők tagolják. (FL) 3. Szürke-vörös folyóvízi agyag (Csatkai F.) az Alcsútdoboz Ad–3 fúrás 570 méterében. (LZ) 4. Szarmata(?) terresztrikus agyag- és homokrétegekre (Gyulafi - rátóti Formáció) tolódott triász porló dolomit a magyaralmási Bot-hegy felhagyott fejtőjében. (FL) 5. A Tinnyei Formáció szarmata durvamészkő-rétegei a Csabditól délre lévő felhagyott kőfejtőben, mésziszappal kitöltött szinszedi - ment telérekkel (nyilak). (LZ) 6. Laposszögű keresztlaminált középszemű homokra enyhe erózióval települő gyengén rétegzett mészkő a Csabditól délre lévő felhagyott fejtőben. Szarmata, Tinnyei Formáció. (LZ)

352 IX. tábla — Plate IX

1. A pannon bázisán a dolomitfelszín repedéseit, mélyedéseit kitöltő finomszemű, cementált bekérgezés. Csákvár, Badacsony-hegy. (CsG) 2. A Száki Agyagmárga vékony közbetelepülése a Kállai Kavics fedőjében. A réteghatár diszkordáns, a fekü felső 10-20 cm-e bioturbált. A réteghatáron nagy méretű Congeria sp. maradványok metszetei láthatók. Alcsút. (CsG) 3. Egy kisebb homokos Gilbert-típusú delta, meredek dőlésű homlok- és közel vízszintes településű tetőrétegei a Kállai Formációban. A homokrétegek ÉNy felé dőlnek. A háttérben a Bucka-hegy dolomitvonulatának Ny-i része látható. Csákberény, Vizesburján. (CsG) 4. Keresztrétegzett homok-, kavicsos homokrétegek a Kállai Formációban. Vértesboglár, Porkoláb-hegy. (CsG) 5. A Diási Formációba tartozó, durva, erősen cementált lejtőtörmelék a Kelet-Vértesi-vetőzóna letörésének tetején. Csákvár, Kőlik-völgy Ny-i oldal. (CsG) 6. A Diási Formáció a tagolt triász dolomittérszínt kitöltő szárazföldi lejtőtörmeléke a Pannon-tó egykori partvonala fölött. A feltárás közvetlen környezetében az abráziós kavics is több feltárásban észlelhető volt. Csákvár, Bagó-hegy. (CsG)

353 X. tábla — Plate X 1. A Vértesacsai Formáció típusfeltárása. Vértesacsa, Csönget-völgy. (CsG) 2. A Vértesacsai Formáció vályúsan keresztrétegzett me - der fáciese. Vértesacsa, Csönget-völgy. (CsG) 3. Erodált paleotalaj felszínére települő vályús kereszt- rétegzettségű homok a Vértesacsai Formációban. Vértes - acsa, Agyaglik-völgy. (CsG) 4. Édesvízi mészkő (forráskúp?) a Kápolnapusztától ÉNy- ra lévő Köves-völgy oldalában. (SL) 5. Ívesen laminált szerkezetű édesvízi mészkő (forráskúp?) a Kápolnapusztától ÉNy-ra lévő Köves-völgy oldalában. (SL)

354 XI. tábla — Plate XI

1. A Móri-víz IIa. teraszának fonatos mederüledékei. Mór, Körmendipuszta mellett. (CsG) 2. A III.(?) szinten települt szoliflukcióval kissé átmozgatott, vörösagyaggal kevert kavicsterasz-maradvány. Pusztavám, régi szeméttelep. (FL) 3. A fekübe erősen bevágódott, a II. szintbe korolt proluviális mederkitöltés, lejtőüledékkel fedve. Vértesacsa, Agyaglik-völgy. (CsG) 4. Szoliflukciós/szeizmikus deformáció az V. szint folyóvízi és proluviális összletében. Mór, Róka-hegy, felhagyott szeméttelep. (CsG) 5. Paleotalajokkal (1–4) tagolt löszszelvény a vértesacsai Cérna-völgyben. a) dara–aprókavics lencse áthalmozott talaj, lösz anyagú deluviumban a 3. talajszint felett (CsG), b) a 2. talajszint krotovinákkal (nyilak) (CsG), c) az 1. (legalsó, vörös) talaj (CsG), d) szoliflukciósan deformált lejtőüle dék a szelvény tetején. (CsG)

355 XII. tábla — Plate XII

1. Homokkal kitöltött fagyék a Csatkai Formá - cióban. Dad, felhagyott kavicsbánya. (CsG) 2. Szoliflukcióval erősen deformált homok-, aleuritrétegek lösz feküjében. Söréd, Orond- puszta, dolomitbánya. (CsG) 3. Recens csuszamlás Csordakút mellett. (FL) 4. Keresztrétegzett eolikus homok. Császár, ho - mokbánya a falutól É-ra. (CsG) 5. Deráziós völgyek összemosott talajjal, pro - luviális hordalékkal kitöltve a Vértes keleti előtere hegylábfelszínének oldalában, Zámoly - tól K-re. A kikopott területen a Vértesacsai For - máció agyag-, calcrete-rétegei bukkannak a fel - színre. (CsG) 6. Alacsony tereplépcső, feltehetően tavi színlő a Csíkvarsai-rét K-i peremén, Csákvártól DNy-ra. (CsG)

356 XIII. tábla — Plate XIII 1. Trópusi tönkfelszín paleo karsz - tos domborzata a Gánti For máció feküjében. Háttérben a D8–D9 fázisba tartozó vetők, Gánt, Mele - ges II. (CsG) 2. A Róka-hegyi vető felé lebillent felszínmaradványok (szaggatott vonal). Előtérben a Gém-hegy dél felé kibillent felszíne (folyamatos vonal). E = Gánti Formáció. (CsG)

357 XIV. tábla — Plate XIV

1. Oligocén Csatkai Formáción kialakult, kb. 450 m hosszú, 150 m széles, környezetéből max. kb. 15 m magasra kiemelkedő yardang. Bakonysárkány, Túró-hegy. (CsG) 2. Felső-miocén homokon kialakult, kb. 450 m hosszú, 140 m széles, max. 10-12 m-re kiemelkedő yardang Alcsúttól ÉK-re kb. 2 km-re. (CsG) 3. Löszön kialakult yardangok (y) Lovasberény mellett. (CsG)

358 XV. tábla — Plate XV

1. A vértesi területre jellemző normálvetővel ellenőrzött meredek lejtők (vetőletörések) a Gánti-süllyedék keleti és északi peremén. Jelkulcsot lásd a 340. oldalon

2. A Csóka-hegy délnyugati lejtőjének (a Móri-peremvető letörésének) részletes földtani térképe, CSÁSZÁR G., FERENCZ GY., FODORL., LANTOS Z. és PEREGI ZS. terepi felvételei alapján.

359 XVI. tábla — Plate XVI

1. A Vértessomlói-rátolódás környékének földtani térképe a tatabányai Szarvas-kútnál, FODOR, BÍRÓ (2004) alapján, MAROS (1988) és TÁLAS P. (kézirat) adatait felhasználva

2. Szelvény a Tatabányai-medence déli peremén és a Vértessomlói-rátolódáson keresztül a tatabányai Szarvas-kút köze - lében (FODOR et al. 2005c nyomán)

360 XVII. tábla — Plate XVII LBERT et al. (2005c) után, módosítva. et ODOR Prekainozoos térkép a Vértes északi részéről és a Tatabányai- északi részéről a Vértes térkép Prekainozoos A környezetéről, a Vértessomlói-rátolódás valamint medencéről al. (2002) és F et

361 XVIII. tábla — Plate XVIII Egyszerűsített eocén szerkezeti, ősföldrajzi kép a Vértesről és környékéről

KERCSMÁR et al. 2006, PÁLFALVI et al. 2006

362 XIX. tábla — Plate XIX

363 XX. tábla — Plate XX

364 XXI. tábla — Plate XXI A Vértes vetőmintázata, a Bouguer-anomália-térkép fölé helyezve.

365 XXII. tábla — Plate XXII

366 XXIII. tábla — Plate XXIII D13 késő-pliocén–negyedidőszaki (neotektonikus) szerkezetek a Vértes délnyugati részén és a Móri-árokban.

Jelmagyarázat: 1. holocén alluvium; 2. pQII; 3. pQIII; 4. pQIV; 5. pQV; 6. pQVI; 7. pQVII; 8. pQVIII; 9. eldQ; 10. kvarter általában; 11. prekvarter; 12. prerift normál, posztrift normál, posztrift ferdecsúszású jobbos normál vetők; 13. deformált negyedidőszaki üledék; 14. tört kavics; 15. negyedidőszaki kibillenés; A = aszimmetrikus völgy; C = áthalmozott késő-miocén fosszília

367 XXIV. tábla — Plate XXIV A Vértes szerkezeti fázisai, vetőmintája és szerkezetfejlődése.

Jelkulcs a 341. oldalon.

368