Földrajz | Geológia » Dr. Less György - Magyarország földtana

Magyarország földtana Egyetemi jegyzet Műszaki földtudományi BSc szak 3. szemeszterére járó hallgatók részére Összeállította: Dr. Less György egyetemi docens Miskolci Egyetem Ásványtani-Földtani Intézet Miskolc, 2007. Magyarország nagyszerkezeti képe Magyarország jelenlegi képét két nagy süllyedék, az ország területének 70 %-át elfoglaló Nagyalföld (dunántúli folytatásával együtt) és Kisalföld határozza meg, melyek azonban csak a miocén végén, kb. 1012 millió éve kezdtek kialakulni Kialakulásuk oka egy köpenydiapír, mely alulról elvékonyította a Föld kérgét (és felszínre kiömlött bazaltlávája kialakította a Badacsonyt, Szent-György-hegyet, Kab-hegyet, Somlót, Ság-hegyet, stb.) Így a k éreg átlagos vastagsága Magyaro alatt csak 25-28 km (1 ábra), a geotermikus gradiens viszont anomálisan kicsi (kb. 20 m/C°) Ennek köszönhetően Magyaro gazdag hévforrásokban (2. ábra) A két nagy süllyedéket 1-8 km

vastag felső-miocén--pliocén (pannon) és negyedidőszaki üledékek töltik ki (3-5. ábrák) 1. ábra A földkéreg vastagsága a Pannon-medence és környezete alatt km-ben, Horváth (1993) alapján 2 2. ábra A vízhőmérséklete 500, ill 1000 m-es mélységben, Rónai (1985) alapján 3 3. ábra A pannon üledékek vastagságtérképe Fülöp (1989) alapján 4. ábra A negyedidőszaki üledékek vastagságsága a Nagyalföld alatt Rónai (1985) alapján 4 5. ábra A Kisalföld aljzatmorfológiája Kőrössy szerkesztésében (Juhász, 1987) 1 Pre-miocén kőzetek, 2 miocén és fiatalabb kőzetek, 3. mélységizohipszák m-ben A pannon-negyedidőszaki képződmények alatti miocén üledékek felső része (a középső-miocén) még mindig azt mutatja, hogy Magyaro. egésze már a j elenlegi helyén volt, de a m iocén eleji és az összes azelőtti képződmény kifejlődése és jelenlegi területi elhelyezkedése (6. ábra) már nem magyarázható (illetve az

ilyen magyarázatok rendkívül bonyolultak és ellentmondásosak) úgy, hogy Magyaro. minden darabja a jelenlegi helyén lett volna. 5 6. ábra Magyarország földtani vázlata a kainozoos üledékek elhagyásával Trunkó (1996) alapján 1 Pennini és Alsó-ausztroalpi egységek. 2 Felső-ausztroalpi egyységek a Kisalöld aljzatában 3 A Pelsoegység permi és mezozoos képződméyei 4 Perm előtti anchimetamorf képződmények a Kisalföld aljzatában. 5 Perm előtti anchietamorf képződmények a a Balaton-vonal mentén 6 Az Igali-egység üledékes kőzetei. 7 A Vepor-egység kristályos kőzetei 8 Az Uppony-Szendrői-hegység paleozoikuma 9. A Bükkium paleo-mezozoikuma 10 Az Aggtelek-Rudabányai-hegység mezozoos képződményei 11 A Zemplén-egység kristályos, felső-paleozoos és mezozoos kőzetei. 12 A Mecsek-egység kristályos és permo-mezozoos kőzete. 13 A Villány-egység krisályos és permo-mezozoos kőzetei 14 A Békés-egység kristályos és permo-mezozoos

kőzetei. 15 Flis képződméyek a Nagyalaöld aljzatában Sokkal jobb ősföldrajzi és szerkezetfejlődési modelleket kapunk a lemeztektonika alkalmazásával: Eszerint Magyaro. területe (és tágabb környezete is) különböző, más területekről idevándorolt kéregszilánkok (mikrokontinensek) összeforrásából alakult ki 16-20 millió évvel ezelőtt (7. ábra) Ezt az összeforrást az elnyelődött területekből származó andezites-riolitos vulkanizmus kísérte (Visegrádi-hg., Börzsöny, Cserhát, Mátra, Tokaji-hg., eltemetett vulkanitok a Nagyalföld alatt) Az így összeforrott terület alatti köpenydiapír 12-14 millió éve elkezdte a Magyaro. alatti földkérget elvékonyítani, minek következtében izosztatikus süllyedéssel alakult ki az azután fokozatosan feltöltődő Kis- és Nagyalföld. 6 7. ábra A Pannon-medence és a Kárpátok mai szerkezetének kialakulása a neogén folyamán Fodor et al (1998) szerint A Magyaro. középső-miocén előtti

kőzeteit tartalmazó kéregblokkok egyik része NyDNy felől érkezett, legalább 500 km -es utat megtéve. Ennek a blokknak ALCAPA (Alpok - Kárpátok [északi része] Pannónia) a neve és Magyaro ÉNy-i felét tartalmazza, de eredetileg a stabil Európától D-re helyezkedett el (8. ábra) A másik blokk DDNy felől érkezett (szintén többszáz km-es úton) és Tisia-nak nevezzük Az ország DK-i felét alkotja, de eredetileg Európához tartozott, ahonnan a jura folyamán szakadt el és mozgott először messze D felé (9. ábra), majd onnan majd csak az eocén végétől kezdve indult vissza A két blokkot elválasztó, max. néhány 10 km -es zóna (de helyenként csak egy vonal) Zágráb-KaposvárZáhony vonalában húzódik, neve Közép-magyarországi vonal (régebben Zágráb-Zemplén vagy ZágrábKulcs vonal is) Ez Magyarország legfőbb pannon előtti szerkezeti vonala, egy 1000 km-es, jobbos horizontális elcsúszási szerkezet, melyben becsípett tömbként

megtalálhatók a szomszédos blokkokról lenyírt szilánkok. A "vonal" az eocén-korai miocén időszakban aktív, a középső-miocénben már összeforrt a Tisia és az ALCAPA. Ma teljességgel a Nagyalföld (és dunántúli folytatása) fiatal üledékei fedik. 7 8. ábra A Tethys ÉNy-i elvégződésének fácies-elrendeződése és ősföldrajzi térképe a triás égén (a nori korban) Kovács (1982) szerint. 1 Keuper (kontinentális) fácies és/vagy üledékhiány 2 Fődolomit fácies 3.Dachsteini Mészkő 4 Fődolomit és Dachsteini Mészkő együtt 5 Hallstatti Mészkő 6 a ladinban kinyílt óceáni medence. 7 a később kinyíló Pennini-óceán nyomvonala I Pennini-óceán II „Pieninyóceán” III „Siret-óceán” (részben) G-B: Gail-völgyBalaton-vonal Z-Z: Közép-magyarorsági (ZágrábZemplén)-vonal 8 9. ábra A Tisia elhelyezkedése a jura végén, Kovács (1982) alapján 1 Óceáni medencék, 2 az üledékszállítás iránya a

kora-triászban. A két nagy kéregblokk közül az ALCAPA belső szerkezete (10. ábra) a bonyolultabb É-ról D felé haladva: 1) É-on találjuk az Alpok nyúlványait (Soproni- és Kőszegi-hg, eltemetett Alpidák a Kisalföld alatt) valamint a Ny-i Kárpátok folytatásaként É-Nógrádban az Ipolymenti kristályos tömeget, illetve az Aggtelek-Rudabányai-hegységet. Idetartozhat még hazánk ÉK-i csücskében a Zempléni-szigethegység is, de az is elképzelhető róla, hogy a Tisia-ról lenyírt, az ALCAPA által messze ÉK-re vonszolt tömb. 2) Az ún. Pelso (a Balaton latin neve) blokk a Dunántúli-középhegységet és a D unabalparti-rögöket foglalja magában. Ny-i folytatásában az É-i és D-i Alpok közötti 10-20 km-es zóna (Gail-völgyi Alpok, Karavankák, stb.) találhatók A Pelso blokk az É-i és D-i Alpok ütközésekor innen tolódott ki messze ÉK felé. K-i vége a Cserhát vagy a Mátra alatt lehet, de konkrét elvégződését nem ismerjük) 3) Az ún.

I gal-Bükki zóna (K-i vége a Szendrői-hg) a D-i Alpok és (a Bükk esetében) a Dinaridák folytatásaként szintén többszáz km-es utat tett meg ÉK felé. E három zónát vízszintes elmozdulások (horizontális csúszások) választják el egymástól. Ezek NyDNy (Szlovénia, É-Olaszország) felé jól követhetők, K felé azonban egyre bizonytalanabbak. Az 1) és 2) zónát a Rába-Hurbanovo (Ógyalla)-Diósjenő vonal választja el. Az aktív elmozdulás az oligocén-korai-miocén folyamán zajlik le. A 2) és 3) zónát a Balaton-vonal választja el, melynek folytatásában a Darnó-vonal (Recsk-RudabányaHídvégardó) már az 1) és 3) zónát különíti el egymástól (mivel itt már a Pelso blokk elvégződött K felé). Az Upponyi- és Rudabányai-hg. a Darnó-zónába becsípett tömbök Előbbi a 3), utóbbi az 1) zóna 9 átmozgatott része. A Balaton-vonal menti elcsúszások az eocén-oligocén időszakra tehetők A Darnóvonal még a miocén elején is

aktív Bár az ALCAPA blokkban az egész paleogén folyamán még aktív mozgások folynak, a blokk egyes elemei az eocén végén már elég közel helyezkedtek el egymáshoz képest, így rekonstruálható a r ajtuk (elsősorban a 2) és 3) zónán) kialakult Magyar Paleogén Medence (középső-eocén-korai-miocén). A Tisia (10. ábra) valamivel egységesebb: ÉNy felől DK felé haladva három szegmensre tagolható Ezek: 1) Mecseki-zóna, ÉK-en a rajta fekvő Szolnok-Máramarosi flisövvel; 2) Villány-Bihari zóna, 3) Békés-Codru zóna. E zónák határai még nem teljesen tisztázottak: lehetnek horizontális elcsúszások, de (mint a Tisia K-i szélét alkotó Erdélyi-középhegységben is) valószínűbb, hogy takarós áttolódások (különösen a 2) és 3) zóna között). Az 1) és 2) zóna kb a miocén elején egyesülhetett (ekkorra megszűnik a flis képződése a Szolnok-Máramarosi flisövben). A 2) és 3) zóna már a kréta vége felé összeforrhatott (az

ErdélyiKözéphegység takaróképződése utáni felső-kréta molassz lefedi a takaróhatárokat) Miután az egyes lemezdarabok legalább a m iocén elejéig külön életet élnek messze egymástól, ezért szerkezetfejlődésük történetét eddig az időszakig külön tárgyaljuk (a már említett Magyar Paleogén Medence kivételével). 10. ábra Magyarország nagyszerkezeti egységei 10 I. Az Alpok Magyarországra átnyúló részének kőzetei, szerkezete és szerkezetfejlődése a miocén elejéig A) Az Alpok nagyszerkezete (11. ábra) Két nagy része az Északi- és Déli-Alpok, melyeket a Periadriai-lineamens (vízszintes elcsúszás) választ el egymástól. A Periadriai-lineamens maga is egy több szegmensből álló zóna, melynek magyarországi folytatása a P elso blokk. A Déli-Alpok szerkezete viszonylag egyszerűbb: kevésbé gyűrt és alapvetően nem takarós felépítésű. Közvetlen magyarországi folytatása az Igali-zónában található, mélyen

eltemetve Az Északi-Alpokat alapvetően 3 nagy takarórendszer építi fel. Alulról felfelé: Helvétikum (a Pennini-óceántól É-ra fekvő területek képződményeivel) Penninikum (a késő-jura-korai-kréta Pennini-óceán és szűkebb környezetének képződményeivel) Ausztroalpidák (a Pennini-óceántól D-re fekvő területek képződményeivel) Az Alpokalján (beleértve a Kisalföld alatti eltemetett részeket is) a Penninikumhoz (Kőszegi-hegység) és döntően az Ausztroalpidákhoz tartozó kőzetek találhatók. Az Ausztroalpidák önmagában is 3 nagy takarórendszerre (Alsó-, Középső- és Felső-Ausztroalpidák) osztható, melyek maguk is különböző takarókra tagolódnak. A Középső-Ausztroalpidák nem mindenütt (így Magyarországon sem) különíthetők el az Alsó-Ausztroalpidáktól. 11. ábra A Keleti-Alpok főbb egységei és elhelyezkedésük Tollmann (1965) szerint B) A magyarországi Penninikum a Kőszegi-hegységben és környezetében

Kőzetei: Korábban paleozóosnak tartott kékpalafáciesű kőzetek. Osztrák oldalon (Rohonci-hegység) szivacstűk alapján bebizonyosodott, hogy a kőzetek késői-jura-korai-kréta korúak. Késői-jura: törmelékes összlet (fillit, metahomokkő, Cáki Konglomerátum), korai-kréta: ofiolitok (szerpentinit - talkumlelőhely Felsőcsatáron, metagabbró), a Pennini-óceán kéregmaradványa. Tektonikai helyzet, hegységszerkezet: tektonikai ablak (12. ábra) az Ausztroalpi-takarók alól kibújva (ua. mint a Tauern-ablak Ausztriában) Erősen gyűrt szerkezet, valószínűleg belső takarókkal 11 12. ábra A Kisalföld aljzatának földani vázlata Árkai és Balogh (1989) szerint 1 Nem metamorf felsőpaleozoikum és mezozoikum 2 A Pennikum metamorf mezozoikuma 3 Főként anchimetamorf paleozoikum (Pelso-egység). 4 Főként epimetamorf paleozoikum (Felső Ausztroalpidák) 5 A Alsó Ausztroalpidák polimetamorf (főként mezometamorf) kőzetei. 6 Áttolódás, 7 Vető 8

Felszíni feltárások. 9 Orsághatár 10 Muszkovit-alapú K-Ar kor 11 úrás RL: Rába-vonal Metamorfózis: Az Ausztroalpi-takarók a kréta közepén rátolódnak. Metamorfózis alattuk, 15-25 km mélységben. Kiemelkedés: az Ausztroalpi-takarók lecsúsztatása 15-12 millió évvel ezelőtt, felszínre kerülés csak 11-12 millió éve (ekkoriak a legidősebb, nem metamorfizált fedőkőzetek). C) Alsó-Ausztroalpidák a Soproni-hegységben és a fertőrákosi rögben Kőzetek: ordoviciumi-legalsó-karbon csillámpalák és gneisz (Soproni-hg.), amfibolit és csillámpala (Fertórákos). Granulit- és amfibolitfáciesű metamorfózis Tektonikai helyzet, hegységszerkezet: Alsó-Ausztroalpidák kristályos magja (12. ábra) Gyűrt, valószínűleg belső takarókkal. Metamorfózis: amfibolit és granulitfáciesű variszkuszi metamorfózis. Az összlet a k réta folyamán még egyszer metamorfizálódott zöldpala fáciesben az őt betakaró Felső-Ausztroalpidák alatt.

Kiemelkedés: a Felső-Ausztroalpi-takarók lecsúsztatásával kb. az oligocénben, felszínre kerülés a miocén közepe előtt (a legidősebb fedőkőzetek kora középső-miocén). D) Felső-Ausztroalpidák a Kisalföld aljzatában (csak fúrásokból ismert) Kőzetek: epimetamorf szilur palák és devon dolomitok. Tektonikai helyzet: Felső-Ausztroalpidák grazi paleozoikumának folytatása (12. ábra) 12 Metamorfózis: variszkuszi és kisebb fokú alpi (kréta közepi). Mezozóos buroksorozata erodálódott (lepusztult). II. Az Ipolymenti kristályos tömeg A) A Nyugati-Kárpátok nagyszerkezete Bár sok tekintetben az Északi-Alpok folytatása (13. ábra), jelentősen el is tér tőle abban, hogy a Helvetidák, Penninidák és Ausztroalpidák egymásra tolódása itt nem figyelhető meg. 13. ábra A Ny-i Kárpátok főbb szerkezeti egységei 13 14. ábra A Központi Nyugati-Kárpátok főbb tekonikai egységei A kb. 500 km hosszú, de átlagosan csak 20 km széles

Szirtöv (rendkívül bonyolult felépítésű, gyűrttakarós szerkezet, egyesek szerint a Penninikum folytatása: döntően jura és kréta kőzetek építik fel) Külső- és Központi-Kárpátokra tagolja. A Szirtöv gyűrődése és takaróképződése a kréta végén zajlott le A Külső-Kárpátokat kréta-paleogén, gyűrt és több takaróba rendezett flis építi fel (talán a Helvetidák megfelelője). Gyűrődés és takaróképződés a miocén elején (időben megfelel az ALCAPA tömb megérkezésének). A Központi-Kárpátok (az Ausztroalpidák folytatása) három nagy takarórendszere (14. ábra) a Tatridák (kb. megfelel az Alsó-Ausztroalpidáknak), a Veporidák (a Középső-Ausztroalpidák megfelelője) és a Gömöridák (a Felső-Ausztroalpidák megfelelője). Ez a szerkezet már a középső-krétában kialakult Mindhárom nagy takarórendszernek van kristályos aljzata és mezozóos (de felső-kréta előtti!) buroksorozata. A Tatridák buroksorozata eredeti

kristályos aljzatán fekszik A Veporidák és a Gömöridák buroksorozata legnagyobbrészt elszakadt kristályos aljzatától és messze (többnyire É-ra) előretolódott takarókat alkot. A Veporidáktól elszakadt mezozóos buroksorozat ma a Križna-, míg a Gömöridáktól elszakadt a Choč-takaróban található meg. A Gömöridák D-i részének előbb D, majd vissza É felé áttolódott mezozóos buroksorozata ma a Szilicei-takaróban található. A Szilicei-takaró D felé áttolódott része azonban már a Belső-Nyugati-Kárpátokra tolódott rá, melyet a Rozsnyó vonalában húzódó kollíziós varratvonal (szutúra) választ el a Központi-Nyugati-Kárpátoktól. A Rozsnyó-vonalat jura végén átalakult glaukofanitok (kékpalák) jelzik. A Belső-Nyugati-Kárpátok (földrajzilag a Gömör-Tornai Karszt és a R udabányai-hegység) alpi analógiája ismeretlen. A BelsőNyugati-Kárpátokban a (Központi-Nyugati-Kárpátokból származó) Szilicei-takaró alatt az

óceáni kérgen képződött (triász és jura kőzetekből álló) Mellétei-takaró roncsai, alatta a kontinentális kérgen lerakódott triász korú Tornai-sorozat képződményei találhatók meg. Utóbbi esetleg az Upponyi-hegység paleozóos kőzeteinek buroksorozata lehet. A Belső-Nyugati-Kárpátok takarós szerkezete előbb a jura végén (Tornaisorozat és Mellétei-takaró), majd a kréta elején-közepén (a Szilicei-takaró áttolódása) alakult ki Mindkét fázist gyűrődés is kísérte. 14 B) Az Ipolymenti kristályos tömeg kőzetei, tektonikai helyzete Kőzetek: paleozóos (szilur-devon?) mezo- és katametamorf csillámpala ill gneisz. Tektonikai helyzet: a Veporidák kristályos aljzatának része. Metamorfózis: mind variszkuszi, mind alpi. További fejlődéstörténet: vastag, kontinentális kérgen képződött karbon-perm (törmelékes összletek), majd triász-jura üledékek (mind törmelékes, mind karbonátos fáciesben). A kréta közepén a

Gömöridák rátolódnak (alpi metamorfózis), majd a kréta végén kiemelkedik, lecsúsztatja magáról a Gömöridákat (ugyanazzal a mechanizmussal, amivel a Kőszegi-hegység Penninikuma is "megszabadul" az Ausztroalpidáktól), majd valamikor (a kréta legvégén?, a paleocénben?) rátolódik a nem metamorf Szilicei-takaró (Murányi-fennsík). A Veporikum szabadon kiálló kristályos magja fontos törmelékszállító az oligocénben, az ekkor már közel lévő Pelso blokk felé. III. Az Aggtelek-Rudabányai-hegység Nagytektonikai helyzet: A Belső-Nyugati-Kárpátok részeként annak legdélibb tagja. Az Aggtelekihegység a G ömör-Tornai Karszt részeként az ún Szlovák Karszt része, míg a Rudabányai-hegység a Darnó-zónába becsípett tömeg. Mai helyére csak az oligocén végén - miocén elején került DNy felől, kb 50 km balos vízszintes elmozdulással, a Bükk-Szendrői-hg. előtt tolódva (15 ábra) 15. ábra Az Aggtelek-Rudabányai-hegység

szerkezeti egysgeinek helyzete jelenleg és a oligocénben 15 Kőzetei: Alapvetően triász és jura korú kőzetek építik fel (16-17. ábrák), melyeket 3 s orozatba sorolhatunk (18-19. ábrák) 16. ábra Az Aggtelek-Rudabányai-hegység földtani térképe (Less, 1998b) 16 17. ábra A Aggtelek-Rudabányai-hegység pre-tercier képződméyeiek elvi rétegoszlopa Less (1998a) alapján 17 18. ábra Az Aggtelek-Rudabányai-hegység tektonikai térképe (Less, 1998c) 19. ábra Az Aggtelek-Rudabányai-hegység vázlatos földtani szerkezete léptéknélküli földtani szelvényeken (Less, 1998a) 18 1) Az Aggtelek-Bódvai-sorozat kőzetei nem metamorfak, kontinentális kérgen rakódtak le. Felső-permilegalsó-triász evaporitokkal (bányászat Perkupán, majd Alsótelekesen) kezdődnek (eredeti paleozóos aljzatáról a Szilicei-takaró áttolódásakor - ld. később - lecsúszott), majd az alsó-triász már tengeri kifejlődésű. A korai-triász folyamán a

szárazföldi eredetű üledékeket fokozatosan sekélytengeri karbonátos üledékképződés váltja fel. A középső-triász alsó részét szintén sekélytengeri karbonátok alkotják, melyek előbb euxin (Gutensteini Dolomit), majd oxigéndús környezetben (Steinalmi Mészkő) képződtek. Még a középső-triász folyamán szétválik az aggteleki-hegységi Aggteleki-sorozat és a rudabányai-hegységi Bódvai-sorozat üledékgyűjtője (20. ábra): előbbiben a késő-triász közepéig folytatódik a sekélytengeri karbonátok képződése (Wettersteini Mészkő - ebben vannak a nagy barlangok), míg utóbbiban mélytengeri mészkövek képződnek. A triász végén mérsékelten mélytengeri, medencefáciesű vörös mészkövekkel (Hallstatti Mészkő) zárul a karbonátos üledékképződés (21. ábra) A jurában mindkét sorozatban mélytengeri üledékképződés folyik, az üledékgyűjtő(k) bezáródását a sok terrigén anyag, olisztosztrómák jelzik. A jura

közepén szigetívvulkanizmusra utaló riolitok is megjelennek a B ódvai-sorozatban. A jura végétől egészen az oligocén végéig nincs üledékképződés, a terület nagyrészt szárazulat lehetett. Az Aggtelek-Bódvai-sorozat képződményei ma az AggtelekRudabányai-hegység takarós szerkezetének legfelső tektonikai egységében, a Szilicei-takaróban találhatók meg, melynek áttolódása az alsóbb tektonikai egységekre a kréta közepére tehető. 20. ábra Az európai kontinentális szegély peremének részét képező Aggteleki- és Bódai-egység középsőtriász üledékképződésének modellje (Kovács, 1997, módosítva) 21. ábra Az Aggtelek-Rudabányai-hegység triász fáciesegységeinek kapcsolatai és a késő-triász idejére kialakul üledéképződési környeeteke bemutató modell (Kovács, 1984 nyomán, módosítva) 19 2) A Mellétei-sorozatot óceáni kérgen képződött, anchimetamorf átalakulást szenvedett középső-triász ofiolitok

(szerpentinit, gabbró, bazalt) és mélytengeri radiolarit alkotják. Jura képződmények (olisztosztrómák) csak szlovák területről ismertek. A Mellétei-sorozat eredetileg az AggtelekRudabányai-hegység takarós szerkezetének középső tektonikai egységében, a Mellétei-takaróban foglalt helyet. Ennek azonban már csak reliktumai maradtak meg, a sorozat nagyobb része a S zilicei-takaró evaporitos bázisában található, ahová a S zilicei-takaró áttolódásakor lett tektonikusan átdolgozva. Az eredeti Mellétei-takaró a jura végén obdukcióval került a Tornai-sorozat (ld. alább) fölé 3) A Tornai-sorozatot kontinentális kérgen képződött, epimetamorf átalakulást szenvedett kőzetek alkotják. Csak triász képződményeit ismerjük (Esztramos, Hídvégardó, Martonyi-Tornaszentandrás), eredeti paleozóos aljzatától tektonikusan elszakadt, jura képződményei (ha voltak) erodálódtak. A triász üledékképződés a Steinalmi Mészkőig hasonló az

Aggtelek-Bódvai-sorozatéhoz, a f iatalabb triász mérsékelten mélytengeri, jellemzően karbonátos kifejlődésű. A Tornai-sorozat az Aggtelek-Rudabányaihegység takarós szerkezetének ma ismert legalsó eleme Szerkezetfejlődés (22. ábra): 1) A középső-triász elejéig egységes Aggtelek-Bódvai-Tornai kontinentális kérget a középső-triászban kétfelé hasítja az ekkor kinyíló Mellétei-óceán (a Tethys része). Az óceántól É-ra fekvő Aggtelek-Bódvai üledékgyűjtő ekkor differenciálódik egy É-i sekélyebb részre (Aggteleki-sorozat medencéje) és egy D-ibb (óceánközelibb) mélyebb részre (Bódvai-sorozat medencéje). A tornai üledékgyűjtő a Mellétei-óceán D-i peremére kerül. 20 22. ábra Az Aggtelek–Rudabányai-hegység fejlődéstörténete és szerkezetalakulása, palinszpasztikus szelvényeken (Less 1998a, 2000 alapján, módosítva) A: a riftesedést közvetlenül megelőző állapot a középső-triász elején (anisusi

közepe). B: a Mellétei(Vardar-) óceán kinyílásakor (anisusi–ladin határ) C: az óceáni kéreg szubdukciójának idején (jura közepe). D: az óceáni kéreg szubdukciójának, illetve a másik oldala egyidejű obdukciójának befejeztekor, a két kontinentális kéregrész kollíziójának kezdetén, a jura időszak végén). E: a Szilicei-takarórendszer áttolódásának kezdetekor, a kréta időszak elején, F: a Szilicei-takarórendszer áttolódása után, a gyűrődések kezdete előtt, a kréta időszak közepén. A fáciesterületek rövidítése: Dnő: Dernői, Drk: Derenki, Aggt: Aggteleki, Szrd: Szőlősardói, Bdv: Bódvai (típusos), Bp: Bódvai (peremi), Brk: Bódvarákói, Drs: Dereski, Tk: Tornakápolnai; Elny: elnyelődött, Top: Tornai „peremi”, Toh: Tornai „hátsági”. Egyéb rövidítések: Tsz: tengerszint, P: perm T: triász, T 1 : alsó-triász, T 2 : középső-triász Számozott jelek: 1. Gömöri konmtinentális aljzat, 2

Tornai–Hídvégardói–Upponyi kontinentális aljzat, 3 Mellétei óceáni aljzat, 4. glaukofanitos rozsnyói szutúra, 5 A Szilicei-takarórendszer evaporitos bázisa a Tornakápolnai-sorozat tektonikusan belegyúrt tömbjeivel, 6. A gömöri kontinentális aljzatba benyomult juraidőszaki gránitok. Az adott időszakban képződő kőzetek jele: 7 Zátonyfáciesű mészkő, 8 Lagúnafáciesű mészkő, 9. Medencefáciesű mészkő, 10 Tüzköves mészkő, 11 Lejtőn vagy földrengések által újraülepített mészkő, 12. Márga, márgás mészkő, 13 Radiolarit, 14 Agyagpala, 15 Homokos agyagpala, 16. Olisztosztróma, 17 Bazalt 2A) A Mellétei-óceán a jura elejétől elkezd bezáródni: egyrészt D-ről É felé elnyelődik (szubdukálódik) a gömöri-szilicei kontinentális kéreg alá (ennek terméke a középső-jura szigetívvulkanizmus), másrészt D felé obdukálódik (Mellétei-takaró képződése) a Tornai-sorozatra, amely így, mélyre kerülve metamorfizálódik,

miként a Mellétei-sorozat mélyebb része is. A Mellétei-óceán a j ura végére teljesen bezáródik, a gömör-szilicei és a tornai kontinentális kéreg a Rozsnyói-szutúra mentén ütközik (kollízió). A szutúrában megtalálhatók a Mellétei-sorozatból származó, kékpalafáciesű metamorfitok. 2B) A kréta elején a gömör-szilicei kéreg alá szubdukálódott mellétei óceáni kéregből generálódott gránit izosztatikusan megemeli a gömör-szilicei kérget, melyről a mezozóos buroksorozat a plasztikus 21 evaporitok mentén gravitációsan lecsúszik és így kb. a kréta közepén áttolódik a Tornai-sorozatra és a rajta lévő Mellétei-takaró roncsaira. Az így képződő Szilicei-takaró útja során nagyrészt evaporitos bázisába dolgozza bele a Mellétei-sorozat ofiolitjait. 3) Kicsit (de legalább 5-10 millió évvel) később, még mindig a kréta közepén az Aggtelek-Rudabányaihegység fentebb leírt módon összeállt takarós szerkezete

már együtt meggyűrődik, anti- és szinklinálisok képződnek, melyek továbbfejlődve D-i irányú pikkelyeződést alkotnak. 4) Az oligocén legvégén és a m iocén elején az addig az Aggteleki-hegységtől D-re fekvő Rudabányaihegység messze ÉK felé, az Aggteleki-hegység K-i szomszédságába tolódik. Ez a mozgás már az ALCAPA ÉK-i irányú tolódásának része. A miocén elején az Aggtelek-Rudabányai-hegység D-i részét elönti a Magyar Paleogén Medence tengere (ld. később) IV A Zempléni-szigethegység Nagytektonikai helyzet: Kérdéses. Valószínűbb, hogy a Központi-Nyugati-Kárpátok, azon belül is a Veporidák része, melyben mind a kristályos aljzat, mind annak paleo-mezozóos üledékburka képviselve van, mint az az elképzelés, miszerint a Tisia-ról az ALCAPA által leszakított és messze ÉK felé vonszolt tömeg. Kőzetek: Kaledóniai vagy variszkuszi metamorfózist szenvedett proterozóos vagy ópaleozóos csillámpala és gneisz.

Fölötte szögdiszkordanciával epi-anchimetamorf felső-karbon-perm molassz (a felsőkarbonban folyóvizi-tavi üledékek vékony antracittelepekkel, a permben tarka [sivatagi] homokkövek riolitbetelepülésekkel). Felső-permi üledékhézag után az alsó-triászban szárazföldi terrigén összlet, a középső-triászban sekélytengeri karbonátok találhatók. E képződmények anchimetamorf átalakulást szenvedtek. A fiatalabb mezozoikum lepusztult Szerkezet: A terület fedettsége miatt nehezen nyomozható: gyűrt és valószínűleg takarós szerkezetű is. V A Pelso blokk (a Dunántúli-középhegység és folytatásában a dunabalparti rögök) Nagyszerkezeti helyzet: az Északi- és Déli-alpok közötti vékony (10-20 km-es) zóna folytatása Kőzetek: Epimetamorf ordoviciumi-szilur palák és fillitek, bazalt és riolittufabetelepülésekkel. Devon karbonátok, alsó-karbon mészkő és pala. E kőzetek a variszkuszi orogenezis folyamán együtt metamorfizálódtak,

meggyűrődtek, pikkelyeződés és takaróképződés is valószínű. Fölöttük szögdiszkordanciával már nem metamorf felső-karbon molassz (konglomerátumok) települ. A velenceihegységi gránit a perm elején nyomul be, hozzá riolit, és dácit is társul Üledékhézag (eróziós diszkordancia) után az új üledékciklus a perm közepén indul, innen (pontosabban már a felső-karbontól) kezdve a kőzetek nem metamorfak. A permi (23-24 ábrák) szárazföldi üledékképződést (Balatoni Vörös Homokkő) a perm legvégén tengerparti (evaporitok), majd a triász elejétől tengeri üledékképződés váltja fel. Az alsó-triászban (25 ábra) sekélytengeri, fokozatosan egyre kevésbé terrigén és egyre karbonátosabb kőzetek találhatók. A középső-triász elején ugyanúgy platformkarbonátok képződnek mint az Aggtelek-Bódvai-sorozat esetében és ugyanúgy a középső-triász közepén ez a platform is összetöredezik (egyes részei továbbra is

platformok maradnak, más részei riodácitvulkanizmus kíséretében - mélyre süllyednek), de folytatódik a karbonátos üledékképződés (2627. ábrák) A késői-triászra az üledékgyűjtő területe újra egységessé válik, nagyon vastag (2 km) platformkarbonátok (Fődolomit és Dachsteini Mészkő) képződnek (28. ábra) Csak az üledékgyűjtő jelenlegi K-i csücske (csővári rög) kivétel: itt a felső-triászt is medencefácies képviseli. 22 23. ábra A Dunántúli-középhegység késő-permi fácieseinek eloszlása Haas et al (1986) szerint 24. ábra Ősföldajzi helyzet a késő-permről, a Kárpát-medence aljzatát alkotó egységek rekonstruált helyzetével Haas (ed., 2004) alapján DR: Drauzug, DKH: Dunántúli-középhegység, JU: Juli-egység, Sz: Szávai-egység, Bü: Bükki-egység, S-U: Sana-Una egység, JAD: Jadar. 23 25. ábra Ősföldajzi helyzet a kora-triászról, a Kárpát-medence aljzatát alkotó egységek rekonstruált

helyzetével Haas (ed., 2004) alapján A rövidítések megegyeznek a 24 ábrán szereplőkkel 26. ábra Ősföldajzi helyzet a középső-triászról, a Kárpát-medence aljzatát alkotó egységek rekonstruált helyzetével Haas (ed., 2004) alapján A rövidítések megegyeznek a 24 ábrán szereplőkkel 24 27. ábra A Balaton-felvidék középső részének középső-triász szerkezetfejlődési modellje (Budai és Vörös, 1992) 28. ábra Ősföldajzi helyzet a késő-triász végéről (a noriról), a Kárpát-medence aljzatát alkotó egységek rekonstruált helyzetével Haas (ed., 2004) alapján A rövidítések megegyeznek a 24 ábrán szereplőkkel 25 A nagy triász karbonátplatform a jura elején elsüllyed, az egész jura mélytengeri, rendkívül lassú, döntően karbonátos üledékképződéssel (az egész jura vastagsága csak 20-200 m, 29-30. ábrák) Jellemző üledéke a vörös ammoniteses mészkő ("ammonitico rosso") Kb. a liász/dogger

határon a világszerte észlelhető anoxia idején megszakad a karbonátok lerakódása, ekkor képződik az úrkúti és eplényi mangánérc. A tenger a dogger végén - malm elején a legmélyebb, ekkor radiolaritok rakódnak le (de valószínűleg a CCD is világszerte megemelkedett). 29. ábra A Dunántúli-középhegység jura aljzat-topográfiája és üledékképződési modellje (Galácz, 1988) 30. ábra A Dunántúli-középhegység jura rétegtani egységei és vastagsági viszonyaik DNy-É-i szelvény mentén (Vörös és Galácz, 1998) A kréta elején újra differenciálódik a terület, a Bakonyban folytatódik a mélymedencefáciesű karbonátos üledékképződés ("maiolica"), a Gerecsében a Tethys összezáródását jelző flis képződik (31-32. ábrák), 26 benne sok óceáni eredetű törmelékszemcsével (króm-spinellek), melyek az obdukált Mellétei-takaróból is származhatnak. A korai-kréta végén (az apti emeletben) a Pelso blokk

üledékgyűjtője feltöltődik, részekre tagolódik, karsztosodik. A bauxitok első generációjának képződése (33 ábra) A kréta közepén (az albai emeletben) a Pelso blokk újra süllyed, az albai üledékek eróziós diszkordanciával települnek. Előbb sekélytengeri terrigén, majd karbonátos üledékképződés ("urgon" fáciesű mészkő), majd a cenomán emeletben (felső-kréta kezdete) medencefáciesű márga képződik. A cenománi emelet végén a Pelso blokk újra kiemelkedik; utána újabb szárazföldi időszak, karsztosodás, bauxitképződés (33. ábra) A Pelso blokk Ny-i részén (Zalai-medence, Ny-i Bakony) a szenonban (kréta vége) újra transzgredáló tenger üledékei enyhe szögdiszkordanciával települnek az idősebb képződményekre (34. ábra) A tengeri transzgressziót közvetlenül megelőzően helyi medencékben láposodás, kőszénképződés (ajkai kőszén). A tengeri üledékek előbb platform- (hippuriteses mészkő), majd

medencefáciesűek (inoceramusos márga). 31. ábra Kora-albai elejei fácieselrendeződés a Dunánúli-középhegységben (Császár, 2002) 32. ábra Az urgon fáciesű karbonátplatfom és a lis típusú medenceüledékek kapcsolata a Gerecsében (Császár, 2002). 1 triász képződmények, 2 jura képződmények, 3 obdukált bázisos óceáni aljzat, 4 rudistás, korallos platformkaronát, 5. flis típusú lejtőüledék (Lábatlani Homokkő), 6 medencefáciesű üledék (pl. Berseki Márga), 7 zátonyépítő szervezetek, 8 Rudista kagylók, 9 feltolódási vonal 27 33. ábra A Dunántúli-középhegység mezozóos képződméyeinek őskörnyezeti értelmezése és fejlődéstörténeti ciklusai. M – magmatizmus, T – tekonika, D – diszkordanciák, 1 kálitrachit tufa, 2 alkáli bázisos-ultrabázisos telérek, 3. felgyorsult süllydés-medencealakulás, 4 extenzió/kompresszió, 5 regionális diszkordancia, 6. törmelékes képződmények, 7 sekélytengeri

karbonátok, 8 pelágikus karbonátok, 9. márga fáciesek, 10 radiolarit, 11 bauxit 28 34. ábra A Dunántúli-középhegység felső-kréta formációinak térbeli kapcsolata Haas (in: Bérczi és Jámbor, ed., 1998) szerint A kréta végén az egész Pelso blokk kiemelkedik és kb. 20 millió éven keresztül szárazulat marad Ezalatt újabb billenés, blokkosodás, karsztosodás, bauxitfelhalmozódás. Az eocén közepén kezdődő tengerelöntés már a Magyar Paleogén Medence történetéhez tartozik. Szerkezet: A Pelso blokk cenomán végéig keletkezett kőzetei hatalmas szinklinálist (35. ábra) alkotnak (legkifejezettebben a Bakonyban), a széleken néhány pikkellyel. A felső-karbon előtti kőzetek szögdiszkordanciával lefedett variszkuszi szerkezetei a rossz feltártság miatt alig ismertek. A felső-kréta üledékciklus képződményei szögdiszkordanciával fedik az addig kialakult szerkezeteket, a Magyar Paleogén Medence üledékei újabb

szögdiszkordanciával települnek az idősebb kőzetekre és szerkezeteikre. 35. ábra A Dunántúli-középhegység szerkezeti vázlata Juhász (1987) alapján A szelvény hossza kb 60 km. 29 VI. Középdunántúli (Igali) zóna Nagyszerkezet: A D-i Alpok folytatása, csak mélyfúrásokból ismert. Úgy tűnik, hogy a Pelso blokk-kal szemben nem szenvedett variszkuszi metamorfózist és variszkuszi orogenezise sem volt. Kőzetek: Tengeri felső-paleozoikum (fusulinás felső-karbon és alsó-perm), tengeri karbonátos felsőperm/alsó-triász átmenet, mély- és sekélytengeri középső-triász (radiolarit és platform mészkő egyaránt, de nem ugyanott), sekélytengeri felső-triász (dolomit). Jura-krétája bizonytalan A Magyar Paleogén Medence üledékei megtalálhatók benne, de utólagosan még erős szerkezeti mozgásoknak lettek kitéve. Metamorfózis: nem metamorftól epimetamorfig. Szerkezet: rendkívül erősen tektonizált, gyűrt és valószínűleg takarós

is (36. ábra), de a rendkívül hiányos és hézagos adatok miatt pontosan nem rekonstruálható. 36. ábra A Középdunántúli (Igali) Zóna helyzetét és kapcsolatait szemléltető szelvény (Haas et al, 2000) VII. A Déli-Alpok és a Dinaridák észak-magyarországi folytatása (Bükk, Upponyi- és Szendrői-hg) A) Az észak-magyarországi paleozóos rögök (Upponyi- és Szendrői-hg.) Nagyszerkezeti helyzet: A Karni-Alpok és a Karavankák folytatása, messze ÉK felé tolva. Az Upponyihegység a Darnó-zóna két vonala közé zárva a m iocén elején a R udabányai-hegységgel együtt tovább vonszolódott ÉK felé. Kőzetek (37. ábra): Ordoviciumi-szilur fekete palák, alsó-devon bazalttufa kötőanyagú olisztosztróma (felső-szilur és alsó-devon medencefáciesű mészkőolisztolitokkal) - nekézsenyi Strázsa-hegy, középsődevon sekélytengeri képződmények (platformfáciesű mészkő, ill. mészkő-pala váltakozás), felső-devon medencefáciesű mészkő

bazalttufa közbetelepülésekkel, alsó-karbon medencefáciesű mészkő, középsőkarbon medencefáciesű mészkő-pala váltakozás (Upponyi-hg.) ill flisoid, olisztolitottartalmú fillit (metamorf agyagpala) (Szendrői-hg.) A felső-karbontól a kréta közepéig semmilyen képződmény nem ismert, valószínűleg a késői-krétapaleogén során erodálódott. A felső-krétában az Upponyi-hegységben molassz fáciesű, de viszonylag mélytengeri konglomerátum települ szögdiszkordanciával az addig kialakult szerkezetekre (Nekézsenyi Konglomerátum). mely azonban maga is deformált (több helyen függőlegesen áll, ill átbuktatott) 30 Helyenként átülepített hippuriteses zátonytörmeléket is tartalmaz. A kavicsanyag érdekessége, hogy a földrajzilag ma tőle szinte kéznyújtásnyira lévő Bükk törmelékét nem tartalmazza. Bőven található viszont a Rudabányai-hegység Bódvai-sorozatából származó kavicsanyag. A két hegység az egész paleogén

folyamán szárazföld marad; a korai-miocénben a Rudabányai-hegység DK része felé törmelékanyagot szolgáltat. 37. ábra Az Upponyi-hegység paleozóos képződményei Kovács Sándor szerint (Fülöp, 1994) Metamorfózis: A Szendrői-hegység paleozóos kőzetei epi-, míg az Upponyi-hegységéi anchizonális átalakulást szenvedtek, de nem a variszkuszi, hanem az alpi orogenezis során, a kréta közepén. A Nekézsenyi Konglomerátum nem metamorf. Szerkezet: Mindkét hegység gyűrt, D-i irányban pikkelyezett, de takarós szerkezet nem mutatható ki. 31 B) A Bükk Nagyszerkezeti helyzet: A késő-paleozoikumban, illetve a triász-jura során dinári rokonságot mutat. 38. ábra A Bükk karbon képződményeinek rétegtana Kovács S és Pelikán P szerint (Fülöp, 1994) 39. ábra A Bükk permi képződményeinek rétegtani tagolása Pelikán P szerint (Fülöp, 1994) 32 Kőzetek: Két sorozatba sorolhatók, melyek közül a bükki autochton epi-anchimetamorf

középső-karbonperm-triász-jura kőzetei kontinentális kérgen, míg a rajra fekvő Szarvaskői-takaró gyengén anchimetamorf jura képződményei óceáni kérgen képződtek. A takarós áttolódás kora valószínűleg későijura, míg a metamorfózis kréta korú 1) A bükki autochton legidősebb ismert kőzete a középső-karbon, mélytengeri flis-jellegű agyagpala (38. ábra), mely igen hasonló a Szendrői-hg. legfiatalabb paleozóos képződményére, a Szendrői Fillitre Elképzelhető, hogy a Bükk mélyebb paleozoikuma is szendrő-upponyi rokonságú. A mélymedence a karbon végén feltöltődik, amit az agyagpalába betelepülő fusulinás és korallos mészkőlencsék jeleznek. A karbon legvégén a terület kiemelkedik, szárazfölddé válik. Az újabb üledékképződés a perm közepén indul meg (39. ábra) Eróziós diszkordanciával előbb szárazföldi vörös homokkő, majd lagunáris képződmények (közte evaporitok) következnek. A perm végére

sekélytenger alakul ki, ami folyamatosan megy át az alsó-triászba (40. ábra), ahol a lehordási terület közeledésével illetve távolodásával terrigén illetve karbonátos üledékképződés zajlik. A középső-triász elején itt is euxin fáciesű karbonátplatform alakul ki (Hámori Dolomit), mely a középső-triász közepén szárazulattá válik. E szárazföldre andezites vulkanizmus ömlik ki (Szentistvánhegyi Porfirit), majd a középső-triász második felében a t enger újra elönti a területet: Először nagy nyíltvizi karbonátplatform alakul ki (Fehérkői Mészkő), melynek egyes részei fokozatosan elsüllyednek. Az így kialakult medencékben tűzköves mészkő (Felsőtárkányi Mészkő) képződik, míg a fennmaradt platformokon folytatódik a vastag sekélyvizi mészkövek (Bükkfennsíki Mészkő) képződése. A késői-triász folyamán bazaltvulkánosság nyomai is megtalálhatók A jura elején az összes karbonátplatform elsüllyed,

mindenütt mélytengeri körülmények alakulnak ki, de egyrészt olyan alacsony a karbonátprodukció, másrészt a potenciális üledékszállító területek olyan messze vannak, hogy közel 30 millió éven át gyakorlatilag nincs üledékképződés. A dogger/malm határon (miként a Pelso blokkban is) itt is CCD alatti radiolaritok (Bányahegyi Radiolarit) képződnek, melybe a tengerfenék morfológiájának differenciációja miatt viszonylag kiemelt helyzetbe került legfelső-triász platformmészkő olisztolitok csúsznak bele. A késői-jurában az üledékgyűjtő összezáródásának kezdetét jelző flisoid üledékek (Lökvölgyi Pala) képződnek, majd olisztosztrómák jelzik a további összezáródást. Kréta üledékeket a Bükkből nem ismerünk. 40. ábra A Bükk triász képződményeinek rétegtani tagolása Velledits et al. (in: Haas, ed, 2004) szerint 33 2) A Szarvaskői-takaró rétegsorát (41. ábra) középső-jura palák, illetve az őket

áttörő (nem teljesen tipikus) középső-felső-jura ofiolitok (bazalt, gabbró, wehrlit) alkotják. A takarós áttolódás még valószínűleg a jura vége előtt lezajlott (ebben az esetben a Szarvaskői-takaró egy megaolisztolit a bükki autochton jura rétegsorában), mivel ezt a rétegsort is a bükki autochtonéhoz hasonló legfelső-jura képződmények fedik. 41. ábra A Szarvaskői-takaró jura képződményei (Kovács, 1989) A krétában (valószínűleg újabb, azóta lepusztult takarók áttolódása miatt) a fentebb leírt kőzetek eltemetődnek, metamorfizálódnak illetve meggyűrődnek. Exhumálódásuk az eocén végére történik meg, amikor a Magyar Paleogén Medence részévé vált területre transzgredál a tenger. Szerkezet: A takarós szerkezet (42. ábra) mellett nagyon intenzív (az első takaróképződés utáni) gyűrődések (43. ábra) jellemzik a hegységet (észak-bükki antiklinális, vesszősi szinklinális, bükkfennsíki antiklinális, stb.)

A redőződés és a belőle kifejlődő pikkelyeződés D-i irányultságú (ellentétes az upponyiés szendrői-hegységivel) A gyűrődési fázis után kialakult Kisfennsíki-takaró (mely a bükki autochton kőzeteit tartalmazza) áttolódásának kora az eocén üledékképződés megindulásának kezdete elé tehető. 34 42. ábra A Bükk takarós szerkezetének főbb elemei Csontos (1988) szerint a paraautochton, b Szarvaskő-Mónosbéli-takarók, c. Kisfennsíki-takaró 43. ábra Földtani szelvények a Bükkön keresztül (Less et al, 2002) 35 VIII. A Magyar Paleogén Medence Nagyszerkezeti helyzet: Az ALCAPA blokk D-i részén, a KÉK felé mozgó blokkon az eocén közepén kialakult és a m iocén legelejéig létező medence. Az ALCAPA blokk mezozoikumban még különálló egyes részei ezen idő alatt forrnak össze egységes egésszé. Kőzetei (minden esetben nem metamorfak): A DNy felől transzgredáló tenger a középső-eocén legelején először a

Zalai-medencét és a D Ny-i Bakonyt éri el először (44. ábra), az E-i Bakonyt a középső-eocén közepén, a V értes-Gerecsét a középső-eocén elején, a B udai-hegységet a késői-eocén elején, a B ükk peremét a késői-eocén végén, a magasabb Bükköt és az Aggtelek-Rudabányai-hegység legdélebbi peremét az oligocén végén, míg kissé belsőbb részeit csak a miocén legelején önti el. Mindenütt szögdiszkordanciával települ az addig kialakult szerkezetekre, a Dunántúli-Középhegységben a karsztos mélyedésekben felhalmozódott bauxitot fedi le és így konzerválja. 44. ábra A Magyar Paleogén Medence rétegtani tagolása Tari et al (1993) szerint Ha a tenger transzgressziója során kemény kőzeteket (főleg mészkövet) önt el, úgy általában platformfáciesű mészkő képződik. Legjellegzetesebb az eocén ún főnummuliteses mészköve (Szőci Mészkő). Puhább kőzeteken helyi lápmedencék alakulnak ki a tenger benyomulása előtt,

melyekben tőzeg (majd később átalakulva kőszén) képződött (oroszlányi, tatabányai, dorogi szén). A tenger DNy felől nyomuló transzgressziójának megfelelően a karbonátplatformok elsüllyedése, mélymedencék kialakulása is DNy felől ÉK felé halad. A mélytengeri márgák képződésének kezdete a D-i Bakonyban a középsőeocén közepe, az É-i Bakonyban a középső-eocén vége, a Vértes-Gerecsében a késői-eocén eleje, a Budaihegységben a késői-eocén vége (Budai Márga), a Bükk peremén az oligocén legeleje 36 45. ábra A Paratethys vázlatos ábrázolása az oligo-miocénben 1 Tethys, 2 Paratethys, 3 Szárazföld I A Cseh- és Podóliai-masszívum, II. A Kárpátok és a dinaridák közbenső tömegei a)-d) A Földközi- és az Indopacifikus-területek, alehetséges összeköttetési utakkal Meglepő módon a tenger nem DNy felé húzódik vissza, ugyanis a Bakonyban már a késői-eocénben kiemelkedés kezdődik, ami kicsit később (de

még az eocén legvégén) érinti a Vértes-Gerecsét is. Ezek a területek az egész oligocén folyamán szárazföldek voltak. Ezzel szemben a Budai-hegység, Duna-balparti rögök, Bükk által befogott terület legalább az oligocén végéig tengeri elöntés alatt maradt, de az eocéntől eltérő körülmények között. Egyrészt az oligocénre a Föld klímája jelentősen lehűlt, másrészt az oligocén kezdetén kialakult az (egyébként bezáródó) Tethysről lefűződött nagy É-i beltenger, a P aratethys (45. ábra). Ennek oxigénellátottsága különösen az oligocén első felében igen gyenge: ekkor képződik az euxin fáciesű Tardi Agyag (kiváló szénhidrogén-anyakőzet). Az oligocén közepére az oxigénellátottság többékevésbé helyreáll A medence belsejében mélytengeri, ún Kiscelli Agyag képződik, partjain pedig Hárshegyi Homokkő, melyben rengeteg konglomerátum is található. Ezek kavicsanyaga a Veporidák kristályos tömegéből

származtatható. Az oligocén végére ez az ún Kiscelli-medence kezd feltöltődni, az üledékképződés súlypontja É-abbra, a Nógrádi- és a R ima-medence felé tolódik át. Itt (miközben az aggtelek-rudabányai-hegységi peremen sekélytengeri, abráziós nyomokat is mutató mészkő képződik) a késő-oligocén-korai-miocén folyamán kialakul a Szécsényi Slír 200-500 m mély medencéje, amely csak a korai-miocén legvégén töltődik fel. Az ALCAPA blokk egyes elemeinek relatív mozgása ma még nem minden részletében tisztázott. De hogy ezek a mozgások léteztek, és eközben egyes területek a mélyben el is tűntek, a Hahóttól a Balaton D-i előterén és a Velencei-hegységen át Recskig húzódó paleogén (döntően késői-eocén) vulkáni ív jelzi. Az ekkor képződött andezitek érchozó oldatai elsősorban Recsken, de a Balatonfőn (Szabadbattyán) is ipari jelentőségűek. A Magyar Paleogén Medence a k orai-miocén végére (az ottnangi emelet

kezdetére) teljesen feltöltődik. Ekkorra az ALCAPA és a Tisia már elég közel voltak egymáshoz és innen kezdve földtani fejlődésük már együtt tárgyalható. 37 IX. A Tisia A) A Tisia-elmélet eredeti és mai formájában Az eredeti Tisia-elmélet: A XX. sz 30-as éveinek végén Prinz Gyula kolozsvári földtan-professzor alkotta meg: Eszerint a Kárpát-medence közepén, nagyrészt fiatal üledékek által borítottan (felszínen csak a Mecsekben és a V illányi-hegységben) egy ősi, merev kéregblokk, a Tisia található, mely nagyrészt kristályos kőzetekből, kisebb részt azok újpaleozóos-mezozóos buroksorozatából áll Az így értelmezett Tisia pl. a C seh-masszívumhoz hasonló A Tisiát mint kaptafát ("kaptafa-elmélet") a Kárpátok mobil övezete öleli körül. A Kárpátok felgyűrődéséhez a Tisia mint merev, kvázi összenyomhatatlan háttér járult hozzá. A Tisia a m ai felfogásban: A jura elejétől a miocén közepéig

önálló életet élő, kontinentális aljzatú mikrokontinens (sziget). ÉNy-i határa a Közép-magyarországi vonal, K-i határa az Erdélyi Szigethegység K-i oldalán húzódik, míg D-i határa picit a Maros vonalától D-re. Miocén előtti kőzetei a Mecsekben, a Villányi-hegységben és az Erdélyi Szigethegységben tanulmányozhatók. A jura elejéig az ún "stabil Európa" része, onnan szakadt ki és kezdett el D felé vándorolni. Az oligocén folyamán és a miocén elején fordul vissza ÉK felé és nyomul mai helyére. A miocén közepén összeforr az ALCAPA-val, innentől közös fejlődéstörténetük van. B) Az Erdélyi Szigethegység földtani felépítése Bonyolult, takarós felépítésű hegység. A Mecseki zónának megfeleltethető kőzetek nem találhatók meg benne, azok a rajta fekvő Szolnok-Máramarosi flisöv alatt ÉK felé már nem követhetők. Megtalálhatók viszont a Villány-Bihari zóna képződményei, melyek ott a legmélyebb

tektonikai egységet képviselik. Ezen az ún. B ihari autochtonon (autochton = takarós felépítésű szerkezetben a legmélyebb helyzetű tektonikai egység) találhatók a Codru-takarók, melyeket Magyarországon a B ékés-Codru zónában követhetünk. Az Erdélyi Szigethegység legmagasabb helyzetű takarói a Marosi ofiolit-takarók, melyek eredeti képződési helye a Tisia-tól D-re fekvő Tethys-ág a " Marosi-óceán". Az Erdélyi szigethegység takarói a kréta közepén tolódtak át és az obdukált Marosi ofiolit-takarók is ettől kezdve lett a Tisia része. A kréta végének molassz-képződményei már lefedik (posztdatálják) az Erdélyi Szigethegység takarós szerkezeteit. A Mecseki-zónán fekvő Szolnok-Máramarosi flisöv a k réta vége felé a t akarós szerkezet előterében alakul ki és az oligocén végéig működik. C) A Tisia paleozóos és triász kőzetei Amíg a Tisia az ún. "stabil Európa" része volt, a rajta képződött

kőzetek is viszonylag egységes képet mutatnak, ezért erre az időszakra (46. ábra) érdemes a Mecseki-, Villány-Bihari- és a Békés-Codru-zónát együtt tárgyalni. A jura elejétől a Tisia leválik "stabil" Európáról, kialakulnak a fent említett zónák Kőzetek: A területen található prekambriumi és szilur-devon gneisz, csillámpala, márvány, fillit, szerpentinit és amfibolit a karbon folyamán szenvedett variszkuszi metamorfózist. Ekkor, a karbon elején keletkezett a metamorf eredetű (migmatitos), felszínen is megtalálható mórágyi gránit. 38 46. ábra A triász képződmények elterjedése a Tisia magyarországi részén Bércziné Makk (in: Bérczi és Jámbor, ed., 1998) szerint 47. ábra A mecseki triász litosztratigráfiai tagolása (Török, in Bérczi és Jámor, ed, 1998) 39 A variszkuszi metamorfózis és tektogenezis (gyűrődések) után a csak helyenként kifejlődött felső-karbon molassz (folyóvízi homokkő vékony

antracit rétegekkel) szögdiszkordanciával települ. Az alsó-permi riolit-vulkanizmus után a középső-permben indul az újabb üledékciklus vörös, szárazföldön képződött terrigén rétegekkel (konglomerátum, homokkő), ami fölött a felső-permben folyóvízi eredetű homokkő található, benne a mecseki uránérccel. Újabb üledékhézag után kezdődik a triász üledékciklus A Mecsek triásza (47. ábra) jellegzetes, ún germán triász, szárazföldi alsó- és felső-triásszal (alsó-triász: vörös, "jakabhegyi" konglomerátum, felső-triász: vörös és szürke lagunáris, majd tavi, végül folyóvízi homokkő - regresszív sorozat) közte sekélytengeri, karbonátos középső-triásszal. A Villány-Bihari- és a B ékésCodru-zónákban a mecsekivel azonos alsó- és középső-triász található, a felső-triásztól üledékhézag van (szárazföldi lepusztulás). D) A Mecseki-zóna jura-kréta képződményei Kőzetek: A jura-alsó-kréta

üledékciklus elején, az alsó-liászban kőszénlápok alakulnak ki. Az így létrejött feketekőszén-telepes összlet vastagsága 200-1200 m (48. ábra), 200 é ve folyik a bányászata A tengeri transzgresszió a középső-liászban éri el a területet és a dogger közepéig az üledékképződés fokozatos süllyedés és egyre csökkenő terrigén beszállítás mellett folyik: a homokköveket egyre inkább márga, majd medencefáciesű (mélyebbtengeri) mészkő váltja fel. A jura második felében (a dogger közepétől végig) medencefáciesű (helyenként tűzköves) mészkövek képződnek. A kréta elején kisebb (kontinensen belüli) riftesedés nyomán alkáli bazaltok ömlenek ki (49. ábra), a kialakult vulkánok peremén korallzátonyok (atollok) alakultak ki (50. ábra) Az alsó-kréta felsőbb része és a felső-kréta a Mecsekről lepusztult, de az alföldi fúrásokból tudjuk, hogy a kréta közepéig mélytengeri márgák képződtek, majd a terület

kiemelkedett és meggyűrődött. Az újabb üledékciklus a kréta végén indul a szolnok-máramarosi flisövben (melynek feltehetően mecseki típusú aljzata van), de ez az üledékgyűjtő csak kb. Nagykőrös környékéig követhető. az ettől DNy-abbra fekvő területek (így maga a Mecsek is) egészen a m iocén közepéig szárazulatok voltak, rajtuk semmilyen üledékképződés nem folyt. 48. ábra A mecseki alsó-jura üledékek félárok-szerkeszete és üledékvastagsági viszonyai (Nagy, 1969) 40 49. ábra Kora-krétabeli elvi metszet a Mecseki rift zóna és a Villányi-zóna karbonátplatformja között (Császár, 2002). 1 Hidasivölgyi Márga, 2 Magyaregregyi Konglomerátum, 3 Nagyharsányi Mészkő, 4 Apátvarasdi Mészkő, 4. Mecsekjánosi Bazalt, 6 Márévári Mészkő (áthalmozott) 50. ábra A Mecseki-zóna (rift öv) kréta formációinak képződési környezete és azok kapcsolata (Császár, 2002) A Mecsek szerkezete: É-on és D-en K-Ny-i csapású

pikkelyek (É-on É-i, D-en D-i irányultságúak). A Mecsek fő tömege D-en egy nagy antiklinálisból (pécsi antiklinális) és a h egység közepén egy nagy szinklinálisból (zengői szinklinális) áll. 41 E) A Szolnok-Máramarosi flisöv 51. ábra A Kárpátok néhány flisövének elhelyezkedése Nagymarosy és Báldi-Beke (1993) alapján Nagyszerkezeti helyzete: Erősen vitatott, valószínűleg a Mecseki-zóna folytatásában (51. ábra) van (Nyra, É-ra és D-re is mecseki kőzeteket fúrtak meg), de magát a kréta-paleogén flist még nem sikerült átfúrni, így közvetlen bizonyíték a flis aljzatára nincs. Kőzetei: Legfelső-kréta--(paleocén? - nem bizonyított)--eocén--oligocén flis (homokkő és agyag ritmusos váltakozása) többezer m vastagságban. A kőzetek erősen gyűrtek F) A Villány-Bihari zóna jura-kréta kőzetei Kőzetek: ellentétben a vastag és folyamatos kifejlődésű mecseki jurával, a Villányi-hg. jurája nagyon vékony (a

felső-malm kivételével) és hézagos kifejlődésű. Az üledékhézagok nem feltétlenül jelentenek szárazföldi körülményeket, valószínűbb a tenger alatti erózió. Fontos különbség a Mecsekhez képest, hogy itt csak mészkövek találhatók. A liászt néhány m, a felső-doggert néhány 10 cm sekélytengeri, de nem platformfáciesű mészkő képviseli, igen gazdag Ammonites-faunával, különösen a felső-dogger esetében. A felső-malmot többszáz m vastag mérsékelten medencefáciesű mészkő képviseli, melynek képződése után a terület kiemelkedett és karsztosodott. A karsztos üregekben rakódott le a nagyharsányi bauxit. A korai-krétában hatalmas karbonátplatform alakult ki (52 ábra), melyen lagúnafáciesű, sekélytengeri rudistás mészkő képződött. Ez a karbonátplatform a k réta közepén elsüllyedt és ezután flisjellegű üledékképződés folyt a középső-kréta folyamán (csak fúrásokból ismert). A középső-kréta végén

a terület kiemelkedett, gyengén meggyűrődött és É-i irányultságú pikkelyek alakultak ki. A felsőkréta szögdiszkordanciával települ, molasszjellegű képződmények (homokkő, konglomerátum, márga) képviselik. A kréta végi újabb kiemelkedés után a terület legalább a miocén közepéig szárazulat volt, nem folyt üledékképződés. 42 52. ábra A Villányi-zóna kora- és középső-kréta üledékképződési és szerkezetalakulási modellje Császár (2005) szerint A Villányi-hegység szerkezete: Öt nagy, É-i irányultságú pikkelyből áll (53. ábra), melyeken belül a kőzetek nagyjából monoklinális szerkezetűek (monotonan egyfelé dőlnek). 53. ábra A Villányi-hegység pikkelyeinek elhelyezkedése if Lóczy Lajos szerint (Trunkó, 1996) G) A Békés-Codru zóna Kőzetei: A középső-triász dolomitok fölött a jura végén és a kréta elején képződött mélytengeri márga található. Ezután a terület valószínűleg kiemelkedett

és a m iocén közepéig nem folyt rajta üledékképződés. Szerkezet: A DK -Alföld aljzatát elért kevés fúrás és az erdélyi-középhegységi adatok alapján gyűrtpikkelyes és takarós felépítésű. 43 X. A magyarországi neogén és negyedidőszak A) A magyarországi neogén emeletbeosztása 54. ábra Az európai neogén kronológiai beosztások korrelációs táblázata Steininger et al (1990) szerint Az oligocén elejétől Magyarország területe a Középső Paratethys része volt, mely a mai Földközitengerhez hasonló beltengerként létezett. E beltenger képződményeinek korrelálása a világóceánban lerakódott kőzetekkel a 70-es évek elején még nagy nehézségekbe ütközött, ezért Ausztria, Magyarország, 44 Csehszlovákia, Jugoszlávia és Románia e korral foglalkozó kutatói egy, a nemzetközitől eltérő, regionális emeletbeosztást dolgoztak ki a Középső Paratethysben lerakódott képződményekre (54. ábra) Azóta ezt az

emeletbeosztást használjuk, bár ma már a nemzetközi standard emeletbeosztást is tudnánk használni. A 70-es években kidolgozott emeletbeosztás az alábbi: Pliocén és legfelső-miocén: pannon emelet Felső-miocén: szarmata emelet Középső-miocén: bádeni emelet kárpáti emelet Alsó-miocén: ottnangi emelet eggenburgi emelet Felső-oligocén és legalsó-miocén: egri emelet Alsó-oligocén: kiscelli emelet B) Alsó-miocén Az eggenburgi végére a magyar Paleogén Medence teljesen feltöltődik és mind az ALCAPA mind a Tisia szárazulattá vált, egyúttal oly mértékben egymás közelébe értek, hogy ettől kezdve beszélhetünk közös történetükről. Ennek bizonyítéka, hogy az ottnangi kor elején szárazföldre hullott ún alsó riolittufát egységesen megtaláljuk a D unántúli Középhegységben, az Északi Középhegységben és a Mecsekben is. Utóbbiban a tufaszórással egyidejűleg andezitvulkanizmus is zajlott ("komlói

andezit"). 55. ábra Magyarország legfontosabb, különböző korokban képződött szénmezői Juhász (1987) alapján Megjegyzés: a szombathelytől Ny-ra lévő mező kora pannon, és nem (kora-középős-)miocén! Az Ausztriával szomszédos brennbergi területen, a Mecsekben Szászvár, illetve Észak-Magyarországon a nógrádi, az egercsehi-ózdi, illetve a kelet-borsodi medencékben mocsári-lápi viszonyok között 45 barnakőszén (55. ábra) és már részben tengeri körülmények között (az ottnangi felső részén) törmelékes üledékek (homok, agyag) rakódtak le. C) Középső-miocén Az ottnangi végén megindult transzgresszió a kárpátiban tovább folytatódott és ebben az időszakban elérte a maximumát is. A medencebelsőkben mérsékelten mélytengeri (max 300 m) körülmények között slír képződött, míg a medenceperemeken kavics és homokkő rakódott le (56. ábra) Az ALCAPA és a Tisia egymáshoz illeszkedése a középső-miocénben

még tart, sőt ennek a végső fázisnak a döntő szakasza épp a k árpátira esik. Az emelet végére a t enger visszahúzódik, de maradnak elöntött területek is, így a kárpáti-bádeni határon lezajlott dácittufaszórás ("középső riolittufa") mind szárazföldi, mind tengeri területeket érintett. 56. ábra A középső-miocén ősföldrajzi és fáciesviszonyai Magyarországon (kárpátialsó-bádeni), Hámor (in: Bérczi és Jámbor, ed., 1998) szerint 1 s zárazföld, 2 tengeri üledékgyűjtő határa, 3 fontos szerkezeti elem, 4. folyóvízi kifejlődés, 5 lagúna és esztuárium, 6 parti kifejlődés, 7 partmenti mélylagúna a k ora-bádeniben, 8. parttól távoli, mélyvízi kifejlődés, 9 tengeralatti andezitvulkanizmus, 10. savanyú tufák kitörési hasadékai, 11 f ácieshatár, 12 t ranszgresszió iránya, 13 kont inentális üledékszállítás A középső riolittufa (helyesen dácittufa) szórásának eseménye vezette be a bádeniben az

ÉszakiKözéphegység fő tömegét (Börzsöny, Cserhát-Mátra, Tokaji-hegység) létrehozó andezites vulkanizmust (57. ábra), melynek nyomait alföldi fúrásokban is megtaláltak Egyébként a bádeniben újabb transzgresszió zajlott le, melynek nyomán a partközeli sekélyebb részeken homokkő, illetve az akkori szubtrópusi körülmények között élt gazdag élővilág nyomait megőrző "lajtamészkő" (Fertőrákos, Rákos, Zebegény, stb.) rakódott le A medencék belsejében mélyebbtengeri (max 200 m) agyagmárga képződött A tengerről lefűződött lápokban (Hidas, Mecsek) barnakőszéntelepek képződtek. A bádeni végén újabb regresszió zajlott le, ettől kezdve normál sósvízi üledékek nem képződtek Magyarország területén. 46 57. ábra A Kárpát-medence neogén vulkáni kőzetei Ravasz (1987) alapján 1 Miocén andezit és a hozzákapcsolódó kőzetek, 2. a szarmata felső riolittufa, 3 a kárpáti középső riolittufa, 4 az

ottnangi alsó riolittufa, 5. pannon és pliocén bazaltok 58. ábra A késő-miocén ősföldrajzi és fáciesviszonyai Magyarországon, Hámor (in: Bérczi és Jámbor, ed., 1998) szerint 1 szárazföld, 2 tengeri üledékgyűjtő határa, 3 fontos szerkezeti elem, 4 középsőbádeni rétegvulkánok, 5 felső-bádeniszarmata rétegvulkánok, 6 pannon bazaltvulkanizmus, 7 savanyú tufák kitörési hasadékai, 8. folyóvízi sodorvonalbeli kifejlődés, 9 folyóvízi ártéri kifejlődés, 10 szarmata delta kifejlődés, 11. parti kifejlődés, 12 zátonykifejlődés, 13 lagúnafáciesek, 14 partközeli, sekélyvízi kifejlődés, 15. parttól távoli, sekélyvízi medence kifejlődés, 16 parttól távoli, mélyvízi kifejlődés, 17 fácieshatár, 18. transzgresszió iránya, 19 kontinentális üledékszállítás 47 D) Felső-miocén A szarmata elejétől a Paratethys nyílt óceánnal való kapcsolata teljesen megszűnt. A hatalmas tó vize fokozatosan kiédesedett és

sajátos, a megváltozott feltételekhez alkalmazkodó élővilág alakult ki. A sekélytengeri, csökkentsósvizi körülmények között homokkő, illetve ún. durvamészkő rakódott le, melynek elsősorban Sóskúton bányászott anyagából épült fel fél Budapest. A szarmata elején újabb kiterjedt riolittufaszórás játszódott le ("felső riolittufa"). A bádeni emeletben megindult andezitvulkanizmus kelet felé terjedt, a Tokaji-hegység tömegének nagyobb része, melyet riolitvulkánok is növeltek, a szarmatában keletkezett (58. ábra) A vulkanizmushoz kapcsolódó hidrotermális oldatok Nagybörzsöny, Gyöngyösoroszi és Telkibánya térségében ércesedést (ólom, cink, arany) hoztak létre. A vulkáni tevékenység szerepet játszott a tokaji-hegységi kaolin, illit, perlit, tűzálló kvarcit és zeolit telepek létrejöttében is. F) Pannon A miocén végén a Paratethys részmedencékre esett szét (59. ábra) Ezek egyike, a Pannon beltó 6 millió

éven át létezett. Vize kezdetben csökkent sótartalmú volt, majd a beleömlő folyók miatt édesvizűvé vált A Pannon beltó medencéjének intenzív süllyedése a tokaji-hegységi szarmata korú riolitvulkanizmus befejeztével indult meg, a m edencében nagyvastagságú (4-5000 m) üledéktömeg halmozódott fel. A néhány száz m mély medence belsejében döntően agyag, agyagmárga, a szegélyi területeken homok, kavics, konglomerátum képződött (60–61. ábrák) Az alsó-pannon üledékek általában meszesebbek és egyhangúbbak, a felső-pannonból származóak homokosabb és változatosabb kifejlődésűek. A késő-pannonban, a medenceperemi, mocsaras területeken jöttek létre a Mátra- és Bükkalji lignittelepek (Visonta, Bükkábrány). Hasonló kifejlődésben jelennek meg a Szombathely környéki (Torony) és Dsomogyi lignitek Az erős hullámveréses parti zónákban kimosott, fehér "üveghomok" (Fehérvárcsurgó) keletkezett, mely az

üveggyártás alapanyaga. A pannon végére a beltó teljesen feltöltődött A pannon üledékek fő gazdasági jelentőségét az adja, hogy szénhidrogén készleteink nagy részének tárolókőzetei (62. ábra) A késő-pannon folyamán a T apolcai-medencében (Badacsony, Szentgyörgy-hegy, stb.), a D-Bakonyban (Kab-hegy) és a Kisalföldön (Somló, Ság-hegy) többfázisú bazaltvulkanizmus játszódott le. A pannon üledékeken áttört és azokat lefedő bazalttakaró a lepusztulást megakadályozva vulkáni tanúhegyeket hozott létre. A vulkánok krátermedencéjében, illetve a tufagyűrűk által körbefogott mélyedésekben megtelepedett algákból olajpala (Pula, Gérce) képződött. Salgótarján környékén a bazaltvulkanizmus később, a pannon végén indult meg és áthúzódott a pleisztocénbe is (Karancs, Salgóvár, Somoskő, Medves). 48 59. ábra A szarmata és a pannon ősföldrajzi vázlata Müller (in: Bérczi és Jámbor, ed, 1998) szerint 49

60. ábra Keresztszelvény a Nagyalföld pannon üledékein keresztül Verpeléttől a Battonyai-hátságig Juhász Gy. (1991) szerint 1a, b homokkő, 2 kőzetliszt, 3 kőzetlisztes márga, 4 mészmárga 61. ábra A Pannon-tó feltöltődési szakaszának generalizált üledékképződési rendszere Bérczi I szerkesztésében (Jámbor et al., 1987) 50 62. ábra Magyarország főbb szénhidrogén mezői Dank (1985) alapján G) Negyedidőszak Magyarország területének 80%-át negyedidőszaki képződmények borítják. ezek vastagsága a 800 m-t is eléri (Békési süllyedék). A pleisztocénben Magyarország szárazföldi, periglaciális terület volt, aminek megfelelően lösz (szél által összehordott finom agyagos kőzetliszt, 63. á bra), futóhomok és folyóvízi üledékek a legfontosabb képződmények, emellett más típusú szárazföldi üledékek is találhatóak (64. ábra). A folyóteraszokon édesvízi mészkő rakódott le (budai Várhegy, Süttő-Dunaalmás)

A negyedidőszakban az Alföld és a Kisalföld intenzív süllyedése a jellemző. A felső-pannon képződmények felszíne kb. 1000 m-es mélységben jelenik meg az Alföld peremi területein illetve közepén, míg a Kisalföldön ez az érték maximum 4000 m. A holocénben a futóhomok áthalmozása zajlott. az Alföld szikes tavaiban elsődleges dolomit képződése is előfordul. A Nyírségben helyenként gyepvasérc képződött 51 63. ábra A magyarországi száraztérszíni pleisztocén litosztratiigráfiai tagolása Pécsi (1982) szerint 52 64. ábra A magyarországi negyedidőszaki összlet fáciesegységeinek áttekintése (Jámbor, in Bérczi és Jámbor, ed. 1998) 53 Litosztratigráfiai táblázatok 54 55 56 57 58 Ajánlott irodalom Bérczi I. & Jámbor Á (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana – Magyar Olaj- és gázipari Rt. és Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 517 p Császár G. (2005):

Magyarország és környezetének regionális földtana I Paleozoikum–paleogén – ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 328 p. Fülöp J. (1989): Bevezetés Magyarország geológiájába – Akadémiai Kiadó, Budapest, 246 p Fülöp J. (1990): Magyarország geológiája; Paleozoikum I – Akadémiai Kiadó, Budapest, 325 p Fülöp J. (1994): Magyarország geológiája; Paleozoikum II – Akadémiai Kiadó, Budapest, 445 p Haas J. (ed, 2001): Geology of Hungary – Eötvös University Press, Budapest, 317 p Haas J. (ed 2004): Magyarország geológiája Triász – ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 384 p Juhász Á. (1987): Évmilliók emlékei Magyarország földtörténete és ásványi kincsei – Gondolat, Budapest, 562 p. Trunkó L. (1996): Geology of Hungary – Gebrüder Borntraeger, Berlin, Stuttgart, 464 p Egyéb idézett irodalom Árkai P. et Balogh K (1989): the age of metamorphism of East Alpine type basement, Little Plain, W Hungary: K-Ar dating of K-white mica from very low-

and low-grade metamorphic rocks. – Acta Geologica Hungarica, 32, 131–147. Budai T. & Vörös A (1992): Middle Triassic history of the Balaton Highland: extensional tectonics, basin evolution. – Acta Geologica Hungarica, 35, 3, 237–250 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 Csontos L. (1988): Étude géologique d’une portion des Carpathes internes: le massif du Bükk (nord-est de la Hongrie) (stratigraphie, structures, métamorphisme et géodynamique). – Thése, 3éme cycle, Lille, 327 p. Dank V. (1985): Hydrocarbon exploration in Hungary – Neogene Mineral Resources, 8 congress RCMNS, 107–213. Fodor L., Jelen, B, Márton E, Skaberne, D, Car, J & Vrabec, M (1998): Miocene-Pliocene tectonic evolution of the Slovenian Periadriatic fault: implication for Alpine-Carpathian extrusion models. – Tectonics, 17,

690–709. Galácz A. (1988): Tectonically controlled sedimentation in the Jurassic of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Range, Hungary). – Acta Geologica Hungarica, 31, 3-4, 313–328 Haas J., Góczán F, Oravecz-Scheffer A, Barabás-Stuhl Á, Majoros Gy & Bérczi-Makk Á (1986): Permian-Triassic boundary in Hungary. – Mem Soc Geol Ital, 34, 221–241 Haas J., Mioc, P, Pamic, J, Tomljenovic, B, Árkai P, Bérczi-Makk A, Koroknai B, Kovács S & Rálisch-Felgenhauer E. (2000): Complex structural pattern of the Alpine-Dinaridic triple junction – International Journal of Earth Sciences, 89, 377–389. Horváth F. (1993): Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian basin – Tectonophysics, 226, 333–357. Jámbor Á., Bérczi I et al (1987): General characteristics of Pannonian sl deposits in Hungary – Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 70, 155–167. 59 Juhász Gy. (1991): Lithostratigraphical and sedim entological framework of

the Pannonian (sl) sedimentary sequence in the Hungarian Plain (Alföld), Eastern hungary . – Acta Geologioca Hungarica, 34, 53–72. Kovács S. (1982): Problems of the „Pannonian Median Massif” and the plate tectonic concept Contributions based on the distribution of Late Paleozoic – Early Mesozoic isopic zones. – Geologische Rundschau, 71, 617–639. Kovács S (1984): North Hungarian Triassic Facies Types: A review. – Acta Geologica Hungarica, 27, 3– 4, 251–264. Kovács S. (1989): Geology of North Hungary: Palaeozoic and Mesozoic terranes In: Kecskeméti T (ed) 21st European Micropaleontological Colloquium Guidebook. – Magyarhoni Földtani Társulat, Budapest, 15–36. Kovács S. (1997):Middle Triassic Rifting and Facies Differentiation in Northeast Hungary – In: Sinha, A.K (ed): Geodynamic domains in the Alpine-Himalayan Tethys, 375-397, Oxford & IBH Publ Co Pvt Ltd., New Delhi-Calcutta Less Gy. (1998a): Földtani felépítés In: Baross G (szerk): Az

Aggteleki Nemzeti Park, 26-66, Mezőgazda Kiadó, Budapest Less Gy. (1998b): Az Aggtelek-Rudabányai-hegység földtani térképe 1:100 000 – Magyar Állami Földtani Intézet, 1 db A/3-as ív, Budapest Less Gy. (1998c): Az Aggtelek-Rudabányai-hegység tektonikai térképe 1:100 000 – Magyar Állami Földtani Intézet, 1 db A/3-as ív, Budapest Less Gy., Gyulácsi Z, Kovács S, Pelikán P, Pentelényi L Rezessy A & Sásdi L (2002): A Bükk hegység földtani térképe 1:50 000. – 1 A/0-s ív, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest Nagy E. (1969): A Mecsek hegység alsóliász kőszénösszlete Földtan, ősföldrajz Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 51, 2, 289–317. Nagymarosy A. & Báldi-Beke M (1993): The Szolnok Unit and its probable paleogeographic position – Tectonophysics, 226, 457–470. Pécsi M. (1982): The most typical loess profiles in Hungary – Quaternary Stuied in Hungary, 145–169 Ravasz Cs. (1987): Neogene volcanism in Hungary –

Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve, 70, 275–279. Rónai A. (1985): Az alföld negyedidőszaki földtana – Geologica Hungarica series Geologica, 21, 446 p Steininger, F., Bernor, RL & Fahlbusch, V (1990): European marine/continental chronologic correlations. – In: Lindsay, EH et al (ed): European Mammal chronology – NATO ASI Series, A, 180, 15–38. Tari G., Báldi T & Báldi-Beke M (1993): Paleogene retroarc flexural basin beneath the Neogene Pannonian Basin: a geodynamic model. – Tectonophysics, 226, 433–455 Tollmann, A. (1965): Die Neuergebnisse Naturhistorikertagung Beoblatter, 3–57. der geologischen Forchung in Österrreich. – Vörös a. & Galácz A (1998): Jurassic palaeogeography of the Transdanubian Central Range – Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 104, 1, 69–83. 60