550-5 FO 124 z 2 1994 X Földtani Közlöny A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin of the Hungárián Geological Society Vol. 124. No. 2. Fodor László, Magyari Árpád, Fogarasi Attila és Palotás Klára Tercier szerkezetfejlődés és késő paleogén üledékképződés a Budai-hegységben. A Budai-vonal új értelmezése Tertiary tectonics and Laté Palaeogene sedimentation in the Buda Hills, Hungary. A new interpretation of the Buda Line Budapest, 1994 Földtani Közlöny A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin of the Hungárián Geologicat Society Vol. 124. No. 2. 1994 Budapest ISSN 0015-542X Támogatók - Sponsors Magyar Olaj- és Gázipari Rt., Budapest Supported by the Hungárián Oil and Gas Co., Budapest Kőolajkutató Rt., Szolnok Drilling Contractor and Service Company Szolnok Rotary Fúrási Rt., Nagykanizsa Rotary Drilling Co. Ltd.. Nagykanizsa Prímagáz-Hungária Rt., Budapest Prímagáz Hungária Industrial Commercial Company Ltd. , Budapest Felelős szerkesztő és kiadó Responsible editor and publisher-in-charge Kecskeméti Tibor Elnök — President Szerkesztő — Editor KÁZMÉr Miklós Szerkesztő bizottság — Editorial board Dudich Endre, Greschik Gyula, Horváth Ferenc, Kaszap András, Szederkényi Tibor, Vörös Attila Kéijük, a kéziratokat az alábbi címre küldjék Please, send manuscripts to Magyarhoni Földtani Társulat, 1027 Budapest, Fő u. 68. Földtani Közlöny is abstracted and indexed in GeoRef (Washington), Pascal Folio (Orleans), Zentralblatt für Geologie und Palaontologie (Stuttgart), Referativny Zhurnal (Moscow) and Geológiai és Geofizikai Szakirodalmi Tájékoztató (Budapest). Útmutató a Földtani Közlöny szerzői számára A Földtani Közlöny csak eredeti, új tudományos eredményeket tartalmazó (máshol még meg nem jelent) közleményeket fogad el. Előzetes megbeszélés alapján összefoglaló jellegű cikkek is beküldhetők. A következő műfajokban várunk kéziratokat: értekezések, rövid közlemények, vitairat (a vitatott cikk megjelenésétől számított hat hónapon belül küldhető be; a szerző lehetőséget kap, hogy válaszát a vitacikkel együtt jelentesse meg), hosszabb tanulmányok (szükséges a szerkesztőbizottsággal való előzetes egyeztetés), könyvkritika. A folyóirat nyelve a magyar és az angol. A kézirat csak magyar nyelven is beküldhető. Az elfogadott kézirat angol változatának elkészítése a szerző feladata. Ennek terjedelméről a lektorok véleménye alapján a szerkesztőbizottság dönt. (Folytatás a borító 3. oldalán) Földtani Közlöny 124/2, 129-305 (1994) Budapest Tercier szerkezetfejlődés és késő paleogén üledékképződés a Budai-hegységben. A Budai-vonal új értelmezése Tertiary tectonics and Laté Palaeogene sedimentation in the Buda Hills, Hungary. A new interpretation of the Buda Line Fodor László1, Magyari Árpád2, Fogarasi Attila2 és Palotás Klára3 (63 ábra, 1 táblázat, 25 fényképtábla és 1 térképmelléklet) Abstract . . 130 Összefoglalás . 131 1. Bevezetés. - FODOR László . 132 1.1. A Budai-vonal fogalma . 132 1.2. Vizsgálati módszerek . 137 2. Részletes vizsgálatok 2.1. Egy tipikus felső-eocén rétegsor a Martinovics-hegyen. - FOGARASI Attila . 142 2.2. Felső-eocén mészkövek deformációja. - FODOR László és Fogarasi Attila . 150 2.3. Késő-eocén transzpresszió a Budaörsi-hegyekben. - MAGYARI Árpád . 155 2.4. Szinszediment eltolódás, felboltozódás a János-hegy-Tündér-hegy szelvényében. - Magyari Árpád és Fodor László . 174 2.5. Feltolódások a Kecske-hegyen. - PALOTÁS Klára és FODOR László . 185 2.6. Késő eocén szinszediment vető a Mátyás-hegyen. - FODOR László . 190 2.7. Eltoiódásos zóna Csillaghegy-Üröm területén. - FODOR László . 194 2.8. Szinszediment tektonikai jelenségek a Tétényi-fennsík szarmatájában. - Palotás Klára . 207 3. A tektonikai és szedimentológiai vizsgálatok összegzése. - FODOR László, Magyari Árpád és Fogarasi Attila . 211 3 . 1 . A Budai-hegy ség szerkezetének elemzése . 211 3.2. A késő eocén és kora oligocén tektonika és üledékképzidés kapcsolata . 224 ‘Eötvös Loránd Tudományegyetem, Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, H-1088 Budapest, Múzeum kit. 4/a. JEötvös Loránd Tudományegyetem, Általános és Történeti Földtani Tanszék, H— 1088 Budapest, Múzeum krt. 4/a. ’Eötvös Loránd Tudományegyetem, Regionális Földtani Tanszék, H— 1442 Budapest, Stefánia út 14. 130 Földtani Közlöny 124/2 4. A Budai-vonal új értelmezése. - FODOR László . 233 4.1. A Budai-vonala paleogén folyamán . 233 4.2. Kréta szerkezetalakulás, triász fácieszónák és a Budai-vonal . 233 4.3. A budai szerkezetek nagytektonikai jelentősége . 236 5. Következtetések. - FODOR László, MAGYAR! Áqpád, FOGARASI Attila és Palotás Klára . 237 English summary . 240 Irodalom . 249 Fényképtáblák . 256 Abstract During the Middle Eocene-Early Miocéné period the NNE-SSW trending Buda Line (Buda Zone) was the most important paleogeographical boundary in the Buda region. The natúré of this boundary was determined by structural geological and sedimentological analyses. In the Buda Mountains three tectonic phases can be clearly distinguished in the Cretaceous- Tertiary period and one is alsó probable in the Quartemary. During the Cretaceous NE-SW directed compression induced small folds and reverse faults. The Middle Eocene-Early Miocéné sedimentation was controlled by a stress field displaying WNW-ESE-NW-SE compression and NE-SW extension. During this phase two E-W oriented dextral srike slip zones were formed: 1. between Budaörs and the Gellért Hill in the Southern part, 2. between Nagykovácsi and Csillaghegy in the northem part of the Buda Mountains. Displacement between these zones was accomodated by NNE-SSW trending antiforms and SE verging flexures. These were connected via minor strike slip faults. By the end of this phase movement along NW-SE oriented normál faults became more dominant. Finally, in the Laté Miocéné a NW-SE extensional stress field dominated. It is suggested that in the core of the antiforms blind reverse faults dipping to the NW are present, which may have merged to a subhorizontal detachment surface. These reverse faults determined a blind imbricated zone. There is a gradual increase in the height of the folds to the NW. The hinge zone of the highest antiform (János Hill) corresponds to the paleogeographical boundary, called Buda Zone. So the Buda Line, as a fracture zone does nőt appear on the surface, bút it can be identified as a blind reverse fault in the core of an antiform. Laté Eocéné sediments were deposited by different gravity flows which refer to tectonic instability and in somé cases mass movement was triggered by earthquakes. The redeposition took piacé on paleoslopes which were the flanks of antiforms. The Buda Slope extended from the János Hill to the Gellért Hill. The small-scale paleoslopes mark the top of the imbricated zone as its geomorphological equivalent. The bathyal basin can be suspected in the SE, under the Pest side. The topmost part of the antiforms in the northwestem area remained close to the sea level, thus shallow marine sedimentation took piacé and karstification. In the Early Oligocene the area NW of the Buda Line was uplifted and eroded while to the SE shallow bathyal clay deposited under anoxic conditions. In the Laté Kiscellian the János Hill Antiform, as a submarine barrier, isolated the NW shallow marine part from the SE bathyal parts of the sedimentary basin. Currents flowing along the barrier from NE to SW brought the Hárshegy Sandstone to its depositional site. The continuing tectonical activity and the steepening of the paleoslopes are indicated by thin intercalations of sandy-pebbly layers in the bathyal clay. The stress field changed in the Middle Miocéné (Middle Badenian). As the result of an E-W to SE-NW directed tension the former fractures reactivated as normál or oblique faults and new BÉKÁSMEGYER Lapos, ÜRÖM Kalvaria Krcrter-b, y Téglagyár U agyagfejtő n " a 11 HÜröm-hegy4' 11 II 11 II II !'! JELKULCS A MELLÉKLETHEZ Legend of the supplement Képződmények szálban / törmelékben Outcrops, debris Alluvium / lejtőtörmelék Alluvium, slope debris Édesvízi mészkő, lösz Freshvater limestone, loess NEGYEDKOR QUATERNARY Kiscelli Agyag KiscellCTay wcS8 ALSÓ-OLIGOCÉN l.OWER OLIGOCENE Szálfeltárás/ feltöltéssel fedett régi feltárás Outcrop/ old outcrop covered bv nibbish Képződményhatár (észlelt / feltételezett) Boundcuy of formations (observed/supposed) Észlelt vető Observed fault Negyedkori képződményekkel fedett vető Fault coverea by Quatémary Szerkezetileg megszabott eocén lejtő Tectomcally controlled Eocéné slope Csapásirány és dőlésirány Sínké ana dip direction 0 - 10 10 - 35 35 -65 65 -90 Budai Márga, mészhomokkő, homokos (bryozoás) ~~~ marga ’ Buda Mari, calarenite, sandv (bryozoa ) mari EliL Szépvölgyi Mészkő — 1 — Szepvötgy Limestone _ Kavicsos, homokos mészkő, konglomerátum * - breccsa, homokkő, aleurolit °í: « 1 Pebbly, sandv limestone, conglomerate breccia — - sandstone, siltstone FELSŐ-EOCÉN UPPER EOCENE ■ i • f b y Breccsás mészkő (Dachstemí Mészkő) Brecciated limestone (Dachstein Limestone) Dolomitos mészkő (Födolomit és Dachsteim Mészkő átmeneti tagozata) Dolomitic limestone (transition behveen Dac / Limestone and Main Dolomité) Dolomit (Födolomít) Dolomité (Main Dolomité ) FELSŐ-TRIÁSZ UPPER TRlASStC Feltételezett vető Supposed fault Balos eltolódás Sinistral stnke slip fault Jobbos eltolódás Dextral strike-slip fault Feltolódás, flexióra Reverse fault, jlexure Antiid inális / szinklinális Anticline, syncline Normálvető Normál fault Makro-/ mikroméretben Macro- / micro-scale Késő-eocén - korai miocén Laté Eocéné - Early Miocne rr Dalos enoioaas Sinistral stnke slip fai Jobbos eltolódás Dextral stnke-slip fául // Normálvető ' Nonnal fault Makro-/ mikroméretben Macro- / micro-scale Középső miocén - Pliocén Miadle Miocéné - Phocene I melléklet - Supplement I Feltételezett feltolódás Supposed reverse fault Kréta (?) Cretaceous C) Fodor László Lltolódásos zóna Csillaghegy-Üröm területén Wrench fault ing z.one at Csillaghegy-Üröm Beépített terület határa Boundaty of mhabited area In t ,dor . el al Tercier szerkeze.fejlódé. és késó paleogén üledékképzódé. a Budai hegységben A „ ' " , J‘ én‘kn*'^ ITerlíary tectoníc. and U.e Palae, igene sedimentation in ihe Buda Mills Hungary A nevz mUrpretahon of Ü.e Buda Line| Földián, Közlöny 124/2, 194 207 Budapest FODOR L. et al. : A budai paleogén 131 NE-SW normál faults appeared. These faults could have controlled the position of the Sarmatian basin margin and may alsó have influenced the direction of migration of calcarenite sand dunes in the Tétény Plateau. At the same time the dextral character of the Budaörs Zone probably changed to sinistral. It is possible that during the Quatemary due to the NE-SW tensional phase somé of the NW-SE normál faults were reactivated. The present structural analysis does nőt support the idea that the Buda Line was a megastructure or a strike slip fault during the Palaeogene. On the other hand both the Nagykovácsi-Csillaghegy and the Budaörs dextral strike slip zones can be traced further to the W-SW within and along the margin of the Bakony Unit. The former acts as the Southern marginal fault of the Mány-Nagyegyháza basins, the latter can be continued towards a strike slip fault running NW of the Velence Mountains and the Laké Balaton. These faults are at small angles to the SE margin of the Bakony and the North Pannonian Units pointing to its dextral character The above data in the Buda Mountains clearly indicate that this dextral fault defmitely worked in the Laté Eocéné and its movement can be already presumed in the Middle Eocéné. Key words: Buda Line, Palaeogene, tectonics, compression, strike slip fault, sedimentology, breccia, limestone •• Összefoglalás A Budai-vonal, illetve Budai-zóna olyan ÉÉK-DDNy-i csapású képzödményhatár, amely a középsö-eocéntól a korai miocénig a Budai-hegység legfontosabb paleogeográfiai választóvonala volt. Szerkezetföldtani, szedimentológiai vizsgálatokkal meghatároztuk e képzödményhatár tektonikai jellegét oly módon, hogy körvonalaztuk a hegység szerkezetfejlódését, ezen belül a kérdéses korra részletes szerkezetelemzést végeztünk, valamint tisztáztuk a zónának a késő- eocén-korai oligocén üledékképzödésben betöltött szerepét. Három, kréta-kainozoós tektonikai fázist mutattunk ki és gyanítható egy negyedik is. A kréta során, EK-DNy-i kompresszió hatására enyhe redők, feltolódások jöttek létre. A középsö- eocén-korai miocén üledékképzödés egy NyÉNy-KDK-ENy-DK-i kompresszióval és ezen irányokra merőleges tenzióval jellemzett eltolódásos feszültségtérben zajlott le. E fázisban két, K-Ny-i csapásé, jobbos eltolódásos zóna jött létre, Budaörs és a Gellérthegy, ill. Nagykovácsi és Csillaghegy között (Budaörsi eltolódásos zóna, Csillaghegyi eltolódásos zóna). A két zóna között, az eltolódás kompenzálására antiformok és DK-i vergenciájü flexűrák alakultak ki, amelyeket kisebb eltolódások kapcsoltak össze. Ugyanakkor e fázis végén erőteljesebbé vált az ÉNy-DK-i irányú normálvetők mozgása. A redők magjában DK-i vergenciájü, vak feltolódások gyaníthatok, amelyek esetleg egy szubhorizontális lenyíródási felszínbe simulnak bele. Ezek a feltolódások egy eltemetett pikkelyzónát határoznak meg. A redők magassága ÉNy felé növekszik. A legmagasabb, János- hegyi-antiform csuklózónája megegyezik a paleogén fácieshatárral, azaz a Budai-zónával. A Budai-vonal, mint törés a felszínen nem jelenik meg, hanem az antiform magjában feltételezett vak feltolódással azonosítható. A késő-eocén üledékek gravitációs tömegmozgással halmozódtak át, ez tektonikai instabilitásra, esetenként földrengésre utal. Az eocén korú áthalmozás lejtőkön ment végbe, amelyek az antiformok, flexúrák szárnyán helyezkedtek el. Ezen kisebb lejtők egy összetett nagyobb lejtőt, a Budai-lejtőt alkotják, amely a János-hegytöl a Gellérthegyig tart és amely tulajdonképpen a pikkelyzónát fedi, annak geomorfológiai megfelelője. A mélyebb medence ezen peremi lejtőtől DK-re, Pest alatt sejthető. A legmagasabb antiformok tetőzónája és az ÉNy-i terület a tengerszint közelében maradt, így ott végig sekélytengeri üledékképződés, sőt lokális kiemelkedés, karsztosodás történt. A korai oligocénben a Budai-vonaltól, vagyis a János-hegyi antiformtól ÉNy-ra hosszabb kiemelkedés és erózió zajlott, míg DK-re anoxikus környezetben 132 Földtani Közlöny 124/2 sekélybatiális agyag képződése folyt. A késő-kiscelli során a János-hegyi antiform tengeralatti gátként teljesen elszigetelte az ENy-i sekélytengeri és DK-i mélytengeri üledékgyűjtőt. A gát menti áramlások sodorták ÉK-ről a hárshegyi homok-kavicsösszlet anyagát lerakodási helyére. A folytatódó tektonikai aktivitást, az őslejtők magasodását az agyagösszletek vékony homok¬ kavics betelepülései jelzik. A középső-miocénben (középsö-bádeniben) megváltozott a feszültségtér. K-Ny-DK-ÉNy-i tenzió hatására a korábbi vetők normál vagy normál-ferde mozgással felújultak ill. új, ÉK-DNy-i irányú normálvetők keletkeztek. E vetők befolyásolhatták a Tétényi-fennsík szarmata mészhomokko-dűnéinek mozgását, ill. a medence peremének kialakulását. Valószínű, hogy a Budaörsi eltolódásos zóna jellege jobbosról balosra változott. Lehetséges, hogy a negyedkorban egy ismételt EK-DNy-i tenzió hatására néhány ENy-DK-i csapású normálvető reaktiválódott. A budai szerkezetelemzés nem támasztja alá, hogy a Budai-vonal a paleogén folyamán nagyszerkezeti választóvonal vagy jelentős oldaleltolódás helye lett volna. Ezzel szemben mind a Nagykovácsi-Csillaghegyi, mind a Budaörsi jobbos eltolódásos zóna tovább követhet Ny-i, DNy-i irányban a Bakony tektonikai egységen belül illetve annak peremén. Előbbi a Mányi-, Nagyegyházi-medencék D-i peremtörését alkotja, utóbbi a Velencei-hegységtől ÉNy-ra húzódó, majd a Balatontól D-re kanyarodó eltolódásban folytatódik. Ezen törések kis szöget zárnak be a Bakony, ill. az Eszak-Pannon-egység DK-i peremével, így további bizonyítékokat szolgáltatnak annak jobbos jellegére vonatkozóan. A budai-hegységi adatok szerint e jobbos mozgás a késő- eocénben már biztosan, a középső-eocénben feltételezhetően végbement. 1. Bevezetés Fodor László Jelen tanulmány a Budai-vonal létezésének, szerkezeti jelentőségének problémaköréből nőtt ki. Vizsgálataink során kiderült, hogy a vonal értelmezése nem oldható meg a szűkebb környezet, hanem csak az egész hegység figyelembevételével. A szerkezeti probléma üledékföldtani megközelítéssel való összekapcsolása szintén kézenfekvő volt, annál is inkább, mivel ilyen irányú korábbi vizsgálatainkra építhettünk. Ugyanakkor nem állt módunkban minden egyes részterület vizsgálata, vagy például egy egységes új térkép elkészítése. így a fontosabbnak ítélt területeket részletesen tanulmányoztuk, míg másokat kevésbé vagy egyáltalán nem. Az elkészült rész- tanulmányok közötti többé-kevésbé szoros összefüggést a közös bevezetés, összefoglalás és az eredményeket elemző fejezet biztosítja. Meghagytuk az elkészült munkák önállóságát, önálló eredményeit és az azokért vállalt felelősséget. 1.1. A Budai-vonal fogalma A Budai-hegység legkorábbi kutatói felismerték, hogy a paleogén képződmények két, élesen eltérő ősföldrajzi egységben jelennek meg, azaz a Hárshegyi Homokkő csak a hegység Ny-i oldalán, a Budai Márga viszont csak annak K-i felén található meg (Hofmann, 1871; Ferenczi, 1925; Horusitzky, 1943; Schréter és társai 1958). A két területen megjelenő, felső-eocén és alsó-oligocén képződmények pontosabb korát, egymáshoz való időbeni viszonyát azonban bizonytalanság övezte (a Hárshegyi FODOR L. et al.: A budai paleogén 133 Homokkövet pl. a Budai Márgával és a Tardi Agyaggal is korrelálták: Hofmann, 1871; HORUSITZKY, 1943). Ez a bizonytalanság annak ellenére alakult ki, hogy FERENCZI (1925) és Telegdi-Roth (1923) helyesen mutatott rá a Kiscelli Agyag aljának és a Hárshegyi Homokkőnek egykorüságára. Ok azonban részletes rétegtani bizonyítékokat nem adtak. Kérdés maradt tehát, mi az a két ősföldrajzi terület, amelyet egy fontos határ elválaszt? Ráadásul az ősföldrajzi határ meghatározása sem tekinthető pontosnak, hiszen azt térképen nem ábrázolták, szövegben is csak hozzávetőlegesen definiálták. Az ősföldrajzi képet illetően az „áttörést” az jelentette, amikor BÁLDI-Beke (1972), Boda és Monostori (1972) Báldi és társai (1976a-b, 1978, 1983, 1984) meghatározták, majd Báldi (1983, 1986), Nagymarosy és BÁLDI-Beke (1988) tovább finomították a Budai Márga, a Tardi Agyag, a Kiscelli Agyag és a Hárshegyi Homokkő korát. A valódi heteropikus késő-kiscelli őskömyezetek térképi elteijedését így először A Báldi és társai (1976a) ábrázolták. Észrevették, hogy a Hárshegyi Homokkő elteij edésének K-i, illetve a vastag, „típusos” Kiscelli Agyag megjelenésének Ny-i határa nagyjából egybeesik az ún. Budai-vonallal. Utóbbit BÁLDI és NAGYMAROSY (1976) definiálta, eredeti meghatározása szerint a Hárshegyi Homokkő kovásodásának K-i határa (1-2. ábra). A rétegtani és ősföldrajzi megállapítások fényében bebizonyoso¬ dott, hogy a Budai-vonal megegyezik a keresett, fontos ősföldrajzi határ térképi vetületével. Tovább bogozva a sztratigráfia és ősföldrajz szálait, BÁLDI (1983) — Schréter és társai (1958) nyomdokain járva — felismerte, hogy a Tardi Agyag csak a vonaltól K-re fordul elő (1. ábra). A vonaltól K-re az eocén (legkorábbi kiscelli?) Budai Márga üledékfolytonosan megy át a Tardi Agyagba. A Tardi Agyag kora az említett őslénytani vizsgálatok alapján kora-kiscelli. E képződmény ugyancsak folytonosan késő-kiscelli korú Kiscelli Agyagba megy át (4. ábra). Mivel a Hárshegyi Homokkő az eocén vagy triász képződményekre települ, így a Budai-vonaltól Ny-ra — szemben a K-i oldal folytonos rétegsorával — üledékhézag bizonyítható a kora-kiscelliben (3. ábra). Ily módon a Budai-vonal az infraoligocén denudációval érintett Telegdi-Roth hátság (Gidai, 1971; Korpás, 1981) K-i szegélyének adódik (1. ábra), hasonlóan ahhoz, ahogy ezt TELEGDI-ROTH (1923) és FERENCZI (1925) megsejtették. Pontos biosztratigráfiai adatok alapján ma már valószínűsíthetjük, hogy a Hárshegyi Homokkő legalja és a Tardi Agyag legteteje egykorűak (BÁLDI, 1983; Nagymarosy és Báldi-Beke, 1988), ez azonban nem módosítja lényegesen az üledékhézag időtartamát és a két terület eltérő fejlődéstörténetének tényét. A Budai-vonal definíciója, kora-oligocén ősföldrajzi határként való értékelése után hamarosan kiderült, hogy más, eltérő korú, korábban megsejtett ősföldrajzi határok is a definiált vonalhoz illeszkednek. Báldi és Báldi-Beke (1985), Nagymarosy (in Fodor és társai, 1991c) megállapítja, hogy a felső-oligocén, litorális-neritikus Törökbálinti Homokkő a vonal Ny-i felén lényegesen vastagabb, mint keleten, ahol viszont vastag, mélyebbvízi környezetben keletkezett pelites összlet (Szécsényi Slír?) váltja fel. Báldi (1979, 1983) Báldi és Báldi-Beke (1985) kimutatta, hogy az alsó¬ miocén (eggenburgi) Budafoki Homok Ny-i elterjedése nem lépi át a Budai-vonalat, amely így egybeeshet a partközeli képződmény eredeti elterjedésének határával. Hofmann (1871), Telegdi-Roth (1923), Ferenczi (1925), Schréter és társai (1958) már felismerik a Budai Márga hiányát a hegység Ny-i részén; az elterjedés határa a Budai-vonaltól 0,1-1 km-re Ny-ra húzódik (1., 3. ábra). Ez a hasonlóság 134 Földtani Közlöny 124/2 valószínűsíti, hogy a vonal már a késő-eocénben is fontos szerepet játszott (Fodor és Kázmér, 1989; Fodor és társai, 1991c). FERENCZI (1925), ScHRÉTER és társai (1958), több-kevesebb pontossággal (a majdan definiálandó) Budai-vonal környezetében húzzák meg a középső-eocén üledékek eltelj edésének K-i határát. A térképi egyezés Fodor és társai (1991c) szerint is szembetűnő, még akkor is, ha egyes üledékek (breccsák, konglomerátumok) kora helyenként kérdőjeles és pl. Vigh és Horusitzky (1940) a vonal K-i oldaláról is említ ilyen kérdésesen középső-eocén üledékeket (1. ábra). Horusitzky (1943, 1961) felismerni vélte, hogy a Budai-hegység területén a triászban két fácieszóna lelhető fel, melyeket egymástól egy nagyjából É-D-i csapásé szerkezeti vonal választ el egymástól (1. ábra). A nyugati, Pilis-Kovácsi-egységben a felső-triászt a kami korú raibli márga, Fődolomit, nóri Dachsteini Mészkő rétegsora képviseli, a keleti Budai-egységben a felső-triászban raibli márga, tűzköves és tűzkőmentes dolomit képződött, amely részben vagy egészében helyettesíti a Fődolomitot és a Dachsteini Mészkövet (Vigh, 1934). Horusitzky helyesen mutatott rá a paleogén fáciesek különbségeire ennek a feltételezett vonalnak a mentén, noha ő a Hárshegyi Homokkövet és a Tardi Agyagot még egykorú, egymást térben kiegészítő fácieseknek hitte. A két ősföldrajzi határ kombinálásával állította fel takaros elméletét, mely szerint a Pilis-Kovácsi egység a Budaira tolódott volna a paleogén folyamán. Báldi és Nagymarosy (1976) a Budai-vonal definiálásán kívül, attól Ny-ra kijelölnek egy zónát is, amelyet Budai-zónának nevezhetünk (2. ábra). Ez egy olyan, 5-20 km szélességű öv, amelyben a Hárshegyi Homokkő kovásodása igen erőteljes, tőle Ny-ra viszont jelentősen gyengül, ill. meg sem jelenik. Ebben a zónában a kovásodás mellett kalcedontelérek is megfigyelhetők. Utóbbiak, ill. a kovásodás jellege, a mellékkőzetre gyakorolt hatása arra vezette a szerzőket, hogy azt hidrotermákkal (utóvulkáni működéssel) hozzák kapcsolatba. Scherf (1922) és Fekete (1935) nyomdokain haladva mutattak rá arra, hogy a Hárshegyi Homokkövet ért hidrotermális hatások a Kiscelli Agyag és a Törökbálinti Homokkő lerakódása előtt következtek be, mivel az utóbbit már nem érte hidrotermális elváltozás. Ezek szerint az utóvulkáni működés ideje — késő-kiscelli- — egybeesik a vonal paleogeográfiai „aktivitásának” idejével, így a jelenségek között összefüggés tételezhető fel. 1. ábra. A Budai-vonal, késő-triász és késo-paleogén fácieszónák, ill. mai elterjedési határok a Budai¬ hegységben (FODOR és társai, 1991c után). Alaptérkép WEIN (1977) után egyszerűsítve, a-a, b-b, c-c szelvényeket a 27., 43. és 60. ábrák mutatják be. Hegyek; G: Gellért; H: Hármashatár-; J: János-; K: Nagy- Kevély; M: Mátyás-hegy; NSz: Nagy-Szénás; O: Odvas-hegy; R: Róka-hegy, NA: Nagykovácsi-medence. Fig. 1. Position of the Buda Une and the Laté Triassic and Laté Palaeogene facies zones in the Buda Mountains (after FODOR et al, 1991c). Base map simplified after Wein (1977). a-a, b-b, c-c sections are shown in Figs. 27., 43., 60. Hills ; G: Gellért; 11: Hármashatár; J : János; K: Nagy-Kevély; M: Mátyás; NSz: Nagy-Szénás; O: Odvas ; R: Róka Hill, NA: Nagykovácsi Basin. FODOR L. et al. : A budai paleogén 135 Budai vonal Buda lánc 0 o 1 2 3 km L ^ - J Pliocén travcrtino és homok Pliocene tmvertine árul sarui Középsőmiocén K jj mészkövek Kiüld! e Miocéné lirneslones Fclsőoligocén homokkő l*te Oligocene sandstone □ Alsóoligocén Kiscelli Agyag Earlv Oligocene Kisccll Clay A lűzkövcs karni képződmények ^ Ny-i elterjedési határa Western boundary of the Karnian cherty beds B ■ Középsőcocén képződmények K-i elterjedési határa Kastern boundary of the Middle Eocéné beds Felsőeocén mészkő, homokkő. Alsóoligocén Hárshegyi konglomerátum Laté Eocéné Homokkő Early Oligocene íiV>/«3 lirnestone. sandstone Hárshegy Sandstone , _ ^ ami ongloinerate Alsóoligocén I Közőpsőcocén Tardi Agyag Earlv Oligocene I '■ -I Kliddle Eocéné Tárd Clay . Felsőeocén | 1 Triász, aljzat Budai Márga Ixrte Eocéné L_ - 1 Triassic basemen l Buda Mari A Budai Márga elterjedésének Ny-i határa Western boundary of the Buda Mari A Tardi Agyag elterjedésének Ny-i határa Western boundary of the Tárd Clay y A Hárshegyi Homokkő K-i elterjedési határa Eastern boundary of the Hárshegy Sandstone A Pilis-Kovácsi egység rálolódásának vonala Horusilzky (1943) alapján Thrust boundary oj the Pilis- Kovácsi Unit after Horusitzky (1943) 136 Földtani Közlöny 124/2 — — — Eocén vulkánit - Eocéné vulkanite i\wn Tardi Agyag VvxM Tárd Clay Kovás Hárshegyi .‘1 homokkő Silicified Hárshegy Sandstone B.v. Feltételezett Hárshegyi homokk öSupposed Hárshegy Sandstone Budai Vonal Buda Line Kalcedonér Chalcedonic vein Nem kovás Hárshegyi homokkő Non-silicified Hárshegy Sandstone 0 10 20 km =J 2. ábra. A Hárshegyi Homokkő kovásodása a Budai-vonal mentén (BÁLDI és NAGYMAROSY, 1976). 1: Eocén vulkánit; 2: Tardi Agyag; 3: Kovás Hárshegyi Homokkő; 4: nem kovás Hárshegyi Homokkő; 5: Feltételezett Hárshegyi Homokkő; 6: Budai-vonal; 7: kalcedonér. Fig. 2. Silification of the Hárshegy Sandstone along the Buda Line (BÁLDI & NAGYMAROSY, 1976). 1. Eocéné volcanic rocks; 2. Tárd Clay; 3. Silicified Hárshegy Sandstone ; 4. Non-silicified Hárshegy Sandstone; 5. Supposed Hárshegy Sandstone; 6. Buda Line; 7. Chalcedony vein. FODOR L. et al.: A budai paleogén 137 Mindezek arra mutatnak, hogy a késő-paleogén folyamán a Budai-hegység területén egy igen jelentős ősföldrajzi határ húzódott. A középső-eocéntől az alsó-miocénig teijedő időszak számos képződményének elteijedési határa egybeesik a Budai-vonallal (FODOR és társai, 1991c). A vonal két oldalán igen nagy különbségeket tapasztalunk a kőzetfáciesek, ill. az üledékek képződési környezetében, leginkább a késő-eocén és kora- oligocént illetően. Mégpedig úgy, hogy az egykorú képződmények között (a budai szelvényben) összefogazódás nem, arra utaló nyom elenyésző számban ismeretes (Nagymarosy in Fodor és társai, 1991c). Az összefogazódás hiányát nem tulajdoníthatjuk annak a ténynek, hogy a két fácies mai megjelenése között egy sávban az oligocén képződmények erodálódtak, mivel e sáv szélesége helyenként csak néhány száz méter, a fáciesváltás pedig rendkívül éles. (Egyébként is valószínűtlen lenne, hogy az átmenet mindenhol lepusztult volna). Ezenkívül a Budai-vonal nem csak képződményhatár, hanem jelentős utóvulkáni működés helye is volt. E megfigyelések vezették BÁLDlt (1983) arra a feltételezésre, hogy a Budai-vonalat egy konkrét szerkezeti elemmel, nevezetesen egy töréssel azonosítsa. Az éles fáciesváltás és a feltételezett törés alapján arra következtetett, hogy a Budai-vonal eltolódás jellegű tektonikai elem (BÁLDI, 1983; BÁLDI és BÁLDI-Beke, 1985; Royden és BÁLDI, 1988). Elméletét terepi tektonikai megfigyelésekkel nem támasztotta alá és a feltételezett vető jellegének bizonytalanságát mutatja, hogy BÁLDI és Nagy-Gellai (1990) már mint lisztrikus normál vetőt tárgyalja. Nagymarosy (1990) 30-40 km-es balos elvetést vél igazolhatónak, annak alapján, hogy mind az Alcsútdoboz-3-as fúrásban — a vonal Ny-i oldalán — mind a Romhányi-rögben a Hárshegyi Homokkő alatt igen vékony, esetlegesen erodált Tardi Agyag található: e két ritka előfordulás egykor egymással szemben helyezkedett volna el. Ilyen elvetés azonban sem a Budai-vonal meghosszabbításában, sem esetlegesen fiatal vetővel elvetett helyzetben nem látszik érinteni a dél-szlovákiai Vepor, Gömör egységeket. Úgy tűnik, az eltolódás egyáltalán nem veti el a Diósjenői-vonalat, vagyis a Vepor D-i peremét (vö. Bállá, 1989). Ez annál problematikusabb, mivel a feltételezett 30-40 km-es elmozdulás a Romhányi-rög területén még fennállna. Ilyen elvetés „elfogyása” pedig igen valószínűtlen a Romhányi- rög és a Vepor D-i széle közötti kis területen. Bállá és társai (1987), valamint Bállá és Dudko (1989) rámutatott arra, hogy egy esetleges balos vető D felé is nehezen követhető tovább, már csak azért is, mert a mezozoós aljzatban ilyen elvetésnek látványosan kellene megmutatkoznia. Ráadásul, a szerzőknek Wein (1977) térképének elemzése alapján sikerült kimutatni, hogy a felszínen jelentős vető (vagy keskeny vetőzóna) nehezen azonosítható. Végül megemlítjük Fodor és társai (1991c, 1992) álláspontját, akik a jelen tanulmány tárgyát képező állítást fogalmaztak meg: eszerint a Budai-vonal egy mélyben eltemetett feltolódási zónának felel meg, melynek felszíni kifejeződése egy antiform. 1.2. Vizsgálati módszerek A Budai-vonal előbbiekben megadott definíciója szerint paleogeográfiai jelenség, amelynek komoly tektonikai szerepet tulajdonítanak. Éppen ezért egy komplex vizsgálatnak üledékföldtani, ősföldrajzi és tektonikai megfigyelésekre kell támaszkodnia. A korrekt elemzéshez elengedhetetlenül szükséges sztratigráfia, legalábbis a tercier 138 Földtani Közlöny 124/2 E Jc o 0.-C . mm •c * fc- O l/l U 0 @ c CT -O E ■S‘ -0J E 31 >r lÜJ FODOR L. et al. : A budai paleogén 139 képződmények illetően, kiválóan ismert BÁLDI (1983), BÁLDI és társai (1976a-b), Nagymarosy (1987a-b), Nagymarosy és Báldi-Beke (1988) munkái alapján. Leginkább tehát a tektonikai ismereteket kellett bővíteni. Világossá vált, hogy nem elég csak a Budai-vonal közvetlen környékét bevonni a szerkezeti elemzésbe, hanem annak az egész hegység területére ki kell terjednie. A szerkezeti vizsgálatokhoz alaptérképként Wein (1972, 1977) munkáit használtuk fel, mivel ezek a legújabb, a hegység egészét lefedő térképek. Egyes, kulcsfontosságú területen, így Csillaghegy-Üröm és a budaörsi Odvas-hegy környékén l:10.000-es topográfiai alapon térképezést folytattunk. Részletes tektonikai szelvényezést végeztünk a Budaörsi-hegyek, a János-hegy-Tündér-hegy és a Kecske-hegy-Látó-hegy vonalában. A részletes térképezést, szelvényezést a hegység egészére kiterjedő, átnézetes mikrotektonikai mérésekkel, szerkezeti megfigyelésekkel egészítettük ki. Saját méréseinken kívül felhasználtuk Bergerat 1982-es, BERGERAT és CSONTOS 1987-es és Fodor 1988-1990-es, nem publikált méréseit és azokat újra értelmeztük. A tanulmányozott kőfejtők listáját az 1. táblázat tartalmazza. A terepi mikro- és mezovetők észlelésében, mérésében, a vetők jellegének megállapításában és elemzésükben főleg Arthaud és Mattauer (1969), Angelier (1979), Petit (1987), Nicolas (1984), valamint Ramsay és Huber (1987) munkáira támaszkodtunk. A mikrotektonikai adatokból rekonstruáltuk a jellemző feszültségteret Angelier és Mechler (1977), valamint Angelier (1979, 1984) módszereinek felhasználásával. (A mikrotektonikai mérés, elemzés, feszültségtér-számítás magyar nyelvű összefoglalóját lásd Fodor, 1988). A feszültségtér ismerete, a mikrotektonikai mérések illetve a részletes szerkezeti megfigyelések és térképezés alapján elvégeztük a korábbi geológiai térképek szerkezeti elemzését, kritikai helyesbítését. Ezen elemzés során több (részben egymásba fonódó) módszert követtünk a térképen ábrázolható szerkezeti elemeknél. Egyrészt közvetlenül meghatároztuk egy adott vető jellegét a vetőlapokon mért karcok alapján. (Sajnos, ez ritkán használható módszer volt nagyobb vetők esetén, a feltárások hiánya miatt). Másrészt egy nagyobb törés közelében mért mikroszerkezeteket közvetlenül felhasználtuk a vető kinematikájának meghatározására. Harmadsorban a feszültségtengelyek és a szerkezeti elemek egymáshoz viszonyított helyzete kölcsönösen meghatározott, az ún. „vetőminta” meglehetősen kötött: pl. a kompresszióra merőleges vető feltolódásnak tekinthető (4. ábra; Anderson, 1951; ARTHAUD és MATTAUER, 1970; Angelier, 1979; Ramsay és Huber, 1987; Fodor, 1988). A feszültségtér ismeretében tehát a vető jellege „közvetett módon” meghatározható (5. ábra). A korábbi térképek kritikai helyesbítése két fő pontban nyilvánult meg: egyrészt a térképen jelölt vetők jellegének és korának módosításában, másrészt új (bár gyakran eltemetett) szerkezeti elemek kimutatásában. A új vetőket főleg a térképezés, a vetők jellegének megváltoztatását mikrotektonikai adatok, a feszültségtér és vetőminta geometriájának felismerése tette lehetővé. 3. ábra. Jellemző paleogén szelvények a Budai-vonalon keresztül (NAGYMAROSY, in FODOR és társai, 1991c). Fig. 3. Typical Palaeogene successions through the Buda Line (NAGYMAROSY, in FODOR et al., 1991c). 140 Földtani Közlöny 124/2 Budafoki Homok Budafok Sand Törökbálinti Homokkő 7 örökhál int Sandslone Kiscelli Agyag Kiscell Clay Hárshegyi Homokkő Hárshegy Sandslone Tardi Agyag Tárd Clay Budai Márga Buda Mari Bryozoás márga Bryozoan Mari Szépvölgyi Mészkő Szépvölgy Limes lőne agyag clnv homok, homokkő simít, sundslone bauxil bnuxitc márga muri L sckclyví/j mcs/kö /.Homokkal sliollow woter Inni' sitim1 with rve/'s meszes homokkő calcareous sanitsUme ° OQo p o o ^ , ° áVs konglomcrálum, brcccsa congloinenile, breccm (kovás) mcs/kó/dolomit (cherly) liine.stonv/ dolomité lamprofirck lom/irojirs 4. ábra. a. A Budai-hegység és a Tétényi-plató vázlatos rétegsora WE1N (1977a), BÁLDI (1958, 1983) után egyszerűsítve, b) ábra A Budai-hegység felső-eocén rétegsora (FODOR és társai, 1992). A fő kőzetfáciesek össze főgázodnak. Fig. 4. a. Stratigraphic column of the Buda Mountains and the Tétény Plateau (simplified afier WEIN, 1977a ; BÁLDI, 1958, 1983). b. Statigraphic column of the Laté Eocéné of the Buda Mountains (FODOR et al, 1992). Note the intetfingering facies. Az egyes tektonikai fázisok időbeni elválasztásához, ill. pontos korának meghatározásához a tektonikai és üledékföldtani vizsgálatok kombinálása elengedhetetlenné vált. Főképpen a szinszediment szerkezetekre fordítottunk gondot, melyek kimutatásához tektono-szedimentológiai megfigyeléseket végeztünk. A terepi munka során Montén at és társai (1987, 1990) publikációira, a szerzőkkel folytatott terepi konzultációkra támaszkodtunk. Két időszak vált különösen fontossá; a középső-miocén és az eocén. A középső¬ miocén szinszediment szerkezeteket a Tétény i-fennsíkon vizsgáltuk. Az eocén rétegsor üledékföldtani, tektono-szedimentológiai vizsgálata több újdonsággal is kecsegtetett. Egyrészt az oligocén rétegsor szedimentológiai szempontból meglehetősen jól ismert (Nagymarosy, 1974; BÁLDI és társai, 1976a-b; Báldi, 1983) az eocénre ez nem mondható el. Ráadásul utóbbi sokkal jobban feltárt, mint az oligocén. Fodor és KÁZMÉR (1989), Fodor és társai (1991b) több szinszediment eocén szerkezetet ismertettek. Rámutattak, hogy a sekélytengeri eocén rétegsorokban kisebb szerkezeti FODOR L. et al. : A budai paleogén 141 5. ábra. Az egyszerűsített „vetőminta ” és a feszültség-tengelyek viszonya térben (a) és térképen (b). A feszültségtengelyek irányából a vető jellege meghatározható (RAMSAY és HUBER, 1987). Fig. 5. Relation of the simplified fault pattem with the principal stress axes in space (a) and on map view (b). The kinematics of the faults can be determined from the direction of the principal stress axes (RáMSAY cí o e E C O JC < Sí =5^ o U1 2 <*> s o 1° o 'o Sí a CQ -Ci CTJ ]]S oa ■*? c o c' £ *2 ? a 1 R Cj i/> ^ aj k« «Lon. A'n » ^ • őn 0°n C x Oor~,Q. Q 0 o ov slump 44. ábra. Szelvény a Mátyás-hegyi szinszediment vetőn keresztül (FODOR és társai, 1992). A vető elvetése felfelé eltűnik. 44. Geological cross section through the synsedimentary fault of Mátyás Hill (FODOR et al., 1992). The throw of the fault dies out upward. A rétegzetlen megjelenés, az ékalakú keresztmetszet, a félkúp alak miatt egy vetőnek támaszkodó törmelékkúpként (fault-bounded talus cone) értelmezzük e testet (FODOR és társai, 1991b-c). A konglobreccsa test a vető sorozatos működése következtében jött / létre, és bizonyítéka a szinszediment tektonikának. A lepusztuló anyag a vető E-i oldaláról származott, ott tehát nem volt üledékképződés (vagy nem maradt meg üledék). A közbetelepülő homokkő-iszapkő tektonikailag nyugodtabb periódusokat tanúsít. Fogarasi A. „cápafog’Melete alapján biztosan tengeri üledékkel állunk szemben. A konglobreccsa-kúpot burkoló finomhomokkőre egy kaotikus üledéktest települ (XIX/2. tábla, 44. ábra). Kemény, szabálytalan mészkőklasztok bamássárga márga mátrixban úsznak. Ezen üledéktest a kaotikus szerkezet alapján üledékcsuszamlás (slump) folyamán jött létre. A csuszamlást egy szeizmikus sokk (földrengés) válthatta ki, ily módon a vető továbbéléséről tanúskodik. A konglobreccsát, finomhomokkövet, csuszamlásos rétegeket eocén discocyclinás mészkő fedi a kúp DK-i oldalán (44. ábra). A mészkő lencsés-budinázsos szerkezete a puha üledék nyírása során jött létre (FODOR és Fogarasi, 2.2. fejezet). Ennek eredményeképpen a réteg megnyúlt, amely a mésziszap lejtőmenti gravitációs csúszását jelzi. 192 Földtani Közlöny 124/2 E mészkőfedőhöz tartozhat a kúp Ny-i oldalán látható, mintegy 2-3 méternyi mészkőtömb (XIX/2. tábla). Ez a kúp oldalához 1 m vastag, sárga aleurit- finomhomokkövel tapad, s a kőzet megegyezik a kúpot máshol burkoló üledékkel. így a mészkő normális fedőnek tartható, a kontaktus üledékes jellege miatt nem valószínű, hogy recens lecsúszással jött volna létre. Meredek helyzete viszont arra utal, hogy a breccsa-kúp deformációja során e mészkő is kibillent. Amennyiben elfogadjuk, hogy a mészkőblokk nem recens csusza mlással került mai helyzetébe, úgy a breccsa-kúpot Ny felől csapásirányban teljesen befedte a homokkő-mészkő fedő, vagyis a kúp lokális volt. A mészkő a vető mindkét oldalán megtalálható, az alsó képződményhatámál az elvetés minimális (néhány deciméter). A vetőmenti elmozdulás legnagyobb része tehát a mészkő leülepedése előtt történt. Ezen elmozdulás szinszediment jellegét a támaszkodó breccsakúp bizonyítja. A meszes üledékképződés kezdetétől az üledék a vető mindkét oldalán megmaradt, a vető (puha) üledékkel fedetté vált. A vető üledék alatti továbbélését a mészkő áthalmozott jellege mutatja. A recens törmelékkel való borítottság ellenére gyanítható, hogy a fedő rétegsor további tagjait a bánya K-i oldala tálja fel. A discocyclinás mészkő bryozoát, molluszkát, sünöket tartalmazó mészhomokkőbe-mészmárgába megy át (Monostori, 1965; Bartha, 1992; Bodó, 1992). Mikrofácies vizsgálatok, a nagyforaminiferák típusai fokozatosan mélyülő platform környezetet jeleznek (KÁZMÉR, 1985; Kecskeméti, 1989). A mélyülést a Budai Márga megjelenése záija be (Nagymarosy és társai, 1991). A mészmárga 80-120 cm-es padokat alkot. A padok laminált felépítése, a középtájon megjelenő, átülepített mészkőlencsék azt jelzik, hogy ezek az üledékek is gravitációs átmozgatást szenvedtek. A mészmárga rétegek dőlése (25°) túl nagy ahhoz, hogy eredeti dőlésnek tekinthessük. A kőzetek és így a vető maga is kibillentek. Lehetséges, hogy a vető eredetileg meredeken D felé dőlt és normál levetése volt. A vető kinematikájára a feltárásban nincsenek közvetlen adatok. A Mátyás-hegyi barlangban eocén mészkő vön, a vetővel párhuzamos mikrovetőkön jobbos karcok mérhetők, de ezek a vetőhöz képest későbbi mozgások is lehetnek. A meredek dőlés (akár mai, akár esetlegesen visszabillentett eredeti helyzetben) szintén inkább eltolódásos (jobbos?) jellegre utal. •• Összefoglalás - a vető folytatódása és szerkezeti szerepe Csapásirányban nézve, a vető nem folytatódhat nagy távolságra. Ny felé nekifut a Látó-hegy DK-i lejtőjének, K-felé a Mátyás-hegy DK-i lejtőjéhez csatlakozhat. A Mátyás-hegy K-i kőfejtőjében a vető már nincs a felszínen (habár csapását tekintve, meg kellene jelennie). Ezzel szemben a kőfejtő D-i szélén a fedő mészmárga sorozatban egy flexúra látható, a rétegek 60°-os dőlésig „meredekednek”. Ez a flexúra takarhatja a Mátyás-hegyi vetőt. Tovább K felé a vető fedett marad, lehetséges, hogy folytatása KÉK-csapásúvá módosult. A kecske-hegyi szelvény alapján a Látó-hegy és a Mátyás-hegy ÉK-DNy-i csapású flexúrái monoklinálisoknak felelhetnek meg, amelyek vak fel tolódásokat takarnak. E kettőt köti össze a rövid Mátyás-hegyi vető, amely így két mellső rámpa közötti oldalsó rámpának tekinthető (45a ábra, Butler, 1982 terminológiáját használva). A rámpa FODOR L. et al.: A budai paleogén 193 jobbos, eltolódásos kinematikájű. A mészkőképződés előtt kiérhetett a felszínre (tengerfenékre), majd ezután az üledék teljesen lefedte (45b ábra). A vetőmenti mozgás tovább folytatódott a mészkő-mészmárga áthalmozott, kibillentett jellege alapján. A jobbos rámpa mentén a Mátyás-hegy DK-i „orra” egyre jobban kitolódott. Ez magyarázhatja a rétegek billentését, a vető jellegének normálból feltolódásba való változását. iatcral ramp conglomcraic 45. ábra. A Látó-hegy és a Mátyás-hegy eltemetett töréseinek rendszere (a) és a vetők felett kialakuló üledékes őslejtők (b). Fig. 45. a. Buried fault zone of the Mátyás and Látó Hills. b. The palaleoslopes were formed above the blind faults. 194 Földtani Közlöny 124/2 3.7. Eltolódásos zóna Csillaghegy-Üröm területén Fodor László Bevezetés •• A „Budai-vonal” másik kérdéses szakasza a Budapest-Csillaghegy és Üröm község között húzódik. Munkám során a Róka-hegyet, a Péter-hegy K-i és Ny-i végét, az ürömi Kálvária-hegyet és a közéjük eső névtelen dombokat vizsgáltam. Ezen a területen l:10.000-es topográfiai alapon revideáltam Wein (1977) térképét. Emellett nagyszámú szerkezeti mérést is végeztem. A szerkezeti események korának tisztázása, ill. az eredeti paleogeográfiai viszonyok körvonalazása érdekében üledékföldtani megfigyelések elengedhetetlenek voltak. A fejezetben bemutatandó eredmény e három módszer kombinációja révén készült. A térképezést hátráltatta, hogy az eltelt húsz évben több kőfejtőt betemettek, így a Róka-hegy legtöbb kőfejtőjét, a csillaghegyi téglagyár agyagfejtőjét, stb. Ebben az esetben a térképen a mai állapotot tüntettem fel, de jelöltem WEIN (vagy korábbi szerzők) által észlelt képződményeket is. A képződmények leírása rp • / Triász Két fő mezozoós kőzettípust lehet megkülönböztetni; dolomitot és mészkövet. A dolomit általában rétegzetlen, bár ez az utólagos tektonikus hatásnak is tulajdonítható. Ritka üde kőzetpéldánya tömött, kemény, sima törésű. Szinte mindig kovás, ami lehet * üledékes bélyeg, vagy későbbi áthatoló kovásodás eredménye. Általában utólag erősen breccsásodott, az (eocén) üledékes breccsáktól gyakran nehéz elkülöníteni. Wein (1977a) véleményével egyezően, e kőzet valószínűleg a Fődolomit Formációba tartozik. Ezt erősíti meg, hogy a Péter-hegy legnyugatibb púpján levő kőfejtő Ny-i falán dolomit és dolomitos mészkő váltakozása figyelhető meg, amely váltakozás megfelel a fedő Dachsteini Mészkőbe való átmenetnek (1. melléklet). A másik kőzettípus fehér mészkő. A Róka-hegyi bányákon kívül, Wein (1977a) térképén nem, HORUSITZKY (1943) vázlatán azonban jelölt előfordulása a Kálvária¬ hegyen van. Pontosabban szólva, e kőzet különböző mészkőklasztokból álló breccsa, rétegzést sehol sem mutat. A kiasztok színe fehér és szürke, utóbbiak a Kráter-bányában dolomitosak is lehetnek. Felismerhetők közöttük felszakított algaszőnyeg-töredékek. A kiasztok lehetnek szögletesek vagy kissé kerekítettek, határuk nem mindig éles. Minden esetben masszívan cementáltak. Érdekes módon az utólagos tektonikus breccsásodás során fellépő oldódás kedvez az eredeti breccsás szövet ki preparál ódásának, a vetőtől távolabbi zónában is (ahol biztosan nem a tektonikus breccsát látjuk). FODOR L. et al. : A budai paleogén 195 Az eredeti üledékes szerkezet értelmezésére több lehetőség is kínálkozik: (1) felszakított algagyep szintek a ciklusos Dachsteini Mészkőben; (2) masszív zátonylejtő- breccsa; (3) későbbi (jura??) üledékes breccsa, amely vetővel határolt törmelékkűpot alkot (fault-bounded talus cone). (1) ellen talán a nagy vastagság és a rétegzés teljes hiánya szól, (2) és (3) egyaránt lehetséges (utóbbira utal KÁZMÉR M. és saját megfigyelésem, miszerint a breccsa a csillaghegyi kőfejtőben oligomikt). A kérdést részletes mikro fácies vizsgálatok dönthetnék el. A kőzet kora a Róka-hegyi kőfejtőben középső-nóri (Kozur és Mock, 1991). Eocén Hasonlóan az odvas-hegyi és tündér-hegyi szelvényekhez, a triász eróziós felszínére felső-eocén breccsa, konglomerátum, homokkő, iszapkő összlet települ. Ez a csillaghegyi kőfejtő 3-as és 4-es udvarában karsztos mélyedéseket tölt ki (XX. tábla). A kiasztok részben a helyi dolomitból és mészkőből, részben a területen ismeretlen mezozoós kőzetekből származnak. Nagy mennyiségű a szögletes tűzkő (maximális átmérő 15 cm). Előfordul még kissé koptatott tűzköves dolomit, tűzköves mészkő, barna, szürke mészkő és zöld vulkánit a kavicsok között. Utóbbi megegyezik a budaörsi Kálvária-hegy konglomerátumának anyagával, amelyről Horváth és Tari (1987) kimutatták, hogy a ladini vulkáni szintből származik. KOZUR és Mock (1991) szerint a kavicsok egy része nóri pelágikus mészkő. A többi klaszt forrásterülete ismeretlen. Szó lehet a Mátyáshegyi Mészkő, a Sashegyi Dolomit vagy jűra(?) rétegsor lepusztulásáról. Előbbi esetben a Hármashatár-hegy a legközelebbi ma ismert forrásterület. A kiasztok kevéssé kerekített volta azonban a mai távolságnál (5 km) kisebb szállítást enged feltételezni. A két hegy tehát közelebb lehetett egymáshoz az eocén idején. A Róka-hegytől D-re levő dombon az eocén homokkőben eocén breccsa kiasztok vannak. A rétegsor mélyebb tagja tehát lepusztult és áthalmozódott a fiatalabb tagokba. Ez a „kannibalizmus” jellemző a tektonikusán befolyásolt üledékképződésre (Montenat és társai, 1987). A törmelékes összlet fokozatosan meszesedik. Felismerhető egy átmeneti tagozat, amely kavicsos, darás, homokos mészkő és konglomerátum váltakozásából áll. Egyes konglomerátum rétegekben határozatlan körvonalú mészkőkavicsok találhatók, ami a két kőzet keletkezésének egyidejűségére és az említett tektonikus hatásra utal. A konglomerátum rétegek általában gradáltak. Az üledéktestek felső része gyakran erodált. A Róka-hegy K-i lejtőjén a konglomerátum eróziós bázisú csatomakitöltésként jelentkezik. A mészkő autigén breccsás vagy lencsés-budinázsos szerkezetű. Mindezen jelek azt mutatják, hogy mind a törmelékes, mind a meszes sorozat gravitációs áthalmozást szenvedett. A szállító mechanizmus nagy sűrűségű tömegfolyás lehetett. A törmelékes-meszes összlet felfelé tiszta, terrigén törmeléktől mentes mészkőbe megy át. Ezen üledék bioklasztokból áll, bőven tartalmaz nagyforaminiferát, algát, helyenként molluszkát és tengeri sünt. Sekélytengerben keletkezett (KÁZMÉR, 1985). A sekélytengeri mészkő a Ny-i területen mészhomokos márgába vált át. Ez sok tüskésbőrű vázelemet, molluszkát, ritkán bryozoát tartalmaz. Az ürömi Lapos-bányában jelentkező glaukonit alapján a selfperem üledékét képviselheti (BÁLDI T. szóbeli közlése). A képződményt a keletkezési körülmények és a fosszíliatartalom alapján az ún. 196 Földtani Közlöny 124/2 bryozoás márgával azonosíthajuk. Az eocén rétegsort a Wein által kis foltokban észlelt, sekélybatiális Budai Márga zárja. A rétegsorok általában nem teljesek. Egy konkrét szelvényben az egykori morfológiától, tektonikus hatásoktól függően jelennek meg egyes tagok. A triászra közvetlenül kavicsos mészkő, sőt törmelék mentes mészkő települhet (Róka-hegy teteje). Nagyon valószínű, hogy a mészhomokos márga részben a mészkő heteropikus fáciese. Oligocén Báldi és társai (1983), Varga (1982), valamint Kecskeméti és Varga (1985) kimutatták, hogy a csillaghegyi kőfejtő Ibolya utcai 1-es udvarának D-i falán vékony réteges, laminites agyag található, turbidit rétegekkel. NAGYMAROSY (1987a) szerint a kőzet az NP 23-as zónába tartozó nannoplanktont tartalmaz, így a Tardi Agyag heteropikus fáciesének tekinthető. A terepbejárás során sikerült megtalálni ugyanezen kőzetnek egy feltárását a 4. udvar D-i bejáratánál. E folt Wein térképén is szerepel, azonban a kőzettani hasonlóság (turbidit-réteg) alapján nem a Kiscelli Agyaghoz, hanem az ibolya utcai tardi szintbe tartozik. Típusos Tardi Agyagot a téglagyári agyagfejtő tár fel (NAGYMAROSY, 1974). A formáció alsó részét ma már betemették, csak a kavicsos, homokos középső szakasz és a felső, laminites rész figyelhető meg (BÁLDI, 1983). Ugyanebben a fejtőben a Tardi Agyag felfelé Kiscelli Agyagba megy át. Az Ibolya¬ utcai kőfejtő közelében néhány házalapozásnál finomhomokos, agyagos kőzetlisztet észleltem, amelyet a Kiscelli Agyaghoz sorolok. Negyedkor A negyedkori képződmények között lösz, agyagos lösz, különböző szintekbe tartozó édesvízi mészkövek és lejtőtörmelék, alluvium különíthető el. Szerkezeti megfigyelések Breecsásodás A triász képződmények legjellemzőbb vonása a breecsásodás. A Dachsteini Mészkő esetében a jelenség főleg a törési felületek szoros környezetére koncentrálódik. A tektonikus folyamat az eredeti üledékes breccsás szövetet „lazítja fel”, némileg eltávolítva egymástól a klasztokat. A breecsásodás fontossága ellenére, a mészkőben jelentősebb a határozott vetőlapok, kőzetrések mentén fellépő deformáció, amelyet később tárgyalok. A Fődolomitban a breecsásodás szinte az egész kőzettömeget érinti. Olyan ép kőzettömeg, ahol a rétegzés is látszik, nagyon ritka. A töredezettség mértéke fokozatosan nő, egyes zónákban már kataklázosodásról beszélhetünk. Más zónákat porlódás jellemez, hasonló jelenség tételezhető fel olyan övékben, ahol a kibukkanások megszakadnak. A kiasztok mérete fokozatosan vagy hirtelen lecsökkenhet, egyes, Fodor L. et al.: A budai paleogén 197 néhány mm széles, jól lehatárolt kataklázos zónákban kőzetliszt fínomságűra zúzott anyagot több dm-es kiasztok szegélyeznek. A breccsásodással együttjáró oldatvándorlás a klasztokat in situ lekerekítheti, így a tektonikus breccsa erősen emlékeztet üledékes konglobreccsára. Az élesen lehatárolódó, síkszerű törések, töréslapok ritkák, vetőkarcos felületet pedig csak egy ponton figyeltem meg. A töréses deformáció, illetve bármiféle esetleges elmozdulás tehát áthatoló breccsásodás formájában oszlik el az egész kőzettömegen belül. Éppen ezért nehéz jellemző szerkezeti irányokat, még nehezebb elmozdulást kimutatni a dolomit összletben. A breccsásodás általános volta, szabálytalan geometriája ellenére felismerhetők K- Ny-i, ÉNy-DK-i, É-D-i és Ék-DNy-i csapásé zúzott vagy kataklázosodott zónák. A kovás-limonitos vagy kalcitos cementáció miatt e zónák a felszínen gyakran kipreparálódnak vagy éppen a kőzet porlott jellege (feltárás hiánya) jelzi jelenlétüket, irányukat. A breccsás zónákat és a ritka, éles töréseket illetően kevés, a kinematikára utaló jelenséggel találkozunk. Egyes repedésrendszerek kulisszás Riedel-törésekként értelmezhetők K-Ny-i jobbos eltolódások mentén. ÉÉNy-DDK-i vetők mentén látszólagos normál vagy balos elvetés állapítható meg. Ezek alapján felismerhető egy ÉNy-DK-i kompresszió és ÉK-DNy-i tenzió hatása, de feltételezhető más erőterek egykori jelenléte is. Atektonikus szerkezetek Két alapvető típusú szerkezeti elem különíthető el: egyrészt a puha, másrészt a kőzetté vált üledéket ért deformációk. Mindkét típusban előfordulnak a feszültségtérre jellemző, illetve atipikus elemek. Utóbiak közé tartoznak a tisztán gravitációs törések, csuszamlások, illetve a törések, kőzettömbök geometriájából fakadó, ún. „kényszervetők”. Elkülönítésük a valódi tektonikus szerkezetektől alapvető fontosságú. A gravitációs szerkezetekre jellemző, hogy a lejtővel párhuzamosak és jórészt azzal egyező dőlésirányúak. A csillaghegyi kőfejtő alsó két szintjén gyakran a meredek réteglapokkal párhuzamos csúszásként jelentkeznek. Ugyanitt „zárt” gravitációs vetők is előfordulnak az eocén homokkőben. Ezen elmozdulások az üledék áthal mozódásához kapcsolódnak, a potenciális csuszamlás előtti szétszakadást rögzítik. Kényszervetők leginkább normál mozgásnál léptek fel. A tenzióra merőleges normálvetőkhöz rájuk kb. merőleges (a tenzióval párhuzamos) vetők társulnak. A kényszervetők felismerhetők arról, hogy lapjukon a vetőkarc párhuzamos a fővetőkkel. Ilyen szerkezeteket azonosítottam az ürömi Laposbányában és a Róka-hegy K-i oldalán (46. ábra). Kréta(?) szerkezetek Két, jól elkülöníthető feszül tségtérben keletkezett szerkezeti elemek mérhetők és térképezhetők, ezenkívül sejthető egy harmadik jelenléte. Utóbbiak közé sorolhatóan, feltolódások gyaníthatok a mezozoós összleten belül. A dolomit a Kálvária-hegyen és a Kráter-bányánál topográfiailag (és szerkezetileg?) a Dachsteini Mészkő felett 198 Földtani Közlöny 124/2 helyezkedik el (1. melléklet). A Péter-hegy Ny-i csúcsán a dolomit az átmeneti rétegekre tolódott. E szerkezetek iránya rosszul ismert, feltehetően a kréta(?) során jöttek létre. fővetők ÉÉK NNE 46. ábra. Normálvetők az ürömi Laposbányától Ny-ra. A fo vetőkre merőleges kényszervetón a csúszás irányát nem a feszültségtér, hanem a testek geometriája határozza meg, vagyis a vetőkarc párhuzamos a fovetővel. Fig. 46. Normál faults west of Üröm Laposbánya. The direction of the slip on secondary planes between the main faults was determined by the geometry of the moving bodies. In this case the slickenslide is parallel lo the main fault. Paleogén-kora-miocén (?) szerkezetek Felismerhető egy eltolódásos feszül tségtér, amely helyileg tiszta kompresszió vagy tiszta tenzió is lehet. A maximális főfeszültség iránya (a, vagy a2) NyÉNy-KDK és ENy-DK között helyezkedett el, míg a tenzió erre merőleges volt. E feszültségtér fő szerkezeti elemei az eltolódások. Ezek közül' is dominánsak a K- Ny-i csapású jobbos vetők. Három főbb és két kisebb eltolódást nyomozhatunk a területen. E törések mentén a triász és eocén vagy alsó-oligocén kőzetek gyakran tektonikusán érintkeznek. Más esetben a kontaktus „normális” sztratigráfiai, (felismerhető a diszkordancia- felület), de az eocén kőzetek erősen kibillentettek, sőt közel függőlegesek. A legdélibb eltolódás a Péter-hegy D-i oldalán húzódik. Ez a vető folytatódhat a csillaghegyi téglagyár fejtőjében, a ma látható fallal párhuzamosan. A vető ma már nem látszik, de korábbi szerzők észlelték (SOMLAI, 1956; GELLAI, 1957; BÁLDI és társai, 1983). Mikroméretű jobbosok manapság is mérhetők. A SOMLAI (1956) és GELLAI (1957) által leírt redő és a homokkőbetelepülésekben ma is látható enyhe hajlatok a jobbos eltolódás kulisszás szerkezeteinek tarthatók. Mezoméretű, ÉÉNy-DDK-i csapású balos vetők a jobbosok konjugált párjai. Az ÉNy-DK-i irányú normálvetők és tenziós hasadékok szintén ugyanahhoz a vetőrendszerhez tartoznak (47. ábra). Az eltolódás talán a két csillaghegyi fúrás között folytatódik tovább, ahol az aljzat elvetése néhány száz méter. FODOR L. et al.: A budai paleogén 199 EEK NNE 47. ábra. Normálvetők a csillaghegyi téglagyári agyagfejtőben. E vetők egy jobbos oldaleltolódáshoz kis szögben hajlanak. Fig. 47. Normál faults in the Csillaghegy clay pit. These faults gently curve towards a right lateral strike slip fault. A következő jobbos eltolódás a Péter-hegy É-i oldalán halad. A vető a Kráter-bánya É-i oldalán, 100 m hosszan látható. Több „szeletben” (pikkelyben) a triász Dachsteini Mészkő eocén(?) homokkőre tolódott (48. ábra). A vízszintes karcok jegyei jobbos kinematikát mutatnak. Ezt támasztják alá olyan eocén homokkő és breccsa telérek és kalcitos hasadékki töltések is, amelyek 10-30°-os szöget zárnak be a vetővel. Az eltolódás a bányától K-re a Péter-hegy É-i peremén, lejtőtörmeléktől fedve húzódik. DK-felé számos normál vető és tenziós hasadék ágazhat ki az eltolódásból. E vetők preformálták a Péter-hegy mai morfológiáját. Néhány normálvető a téglagyári agyagfejtőben egészen a délebbi eltolódásig ér. Itt az ÉÉNy-DDK-i csapásé vetők már balos eltolódások. A kiágazó normálvetők a jobbos eltolódás lófarok-elvégződését alkotják („Péter-hegyi lófarok”; horse-tail termination). Ily módon a jobbos elvetés nagysága K felé csökken. A leghosszabban tanulmányozható eltolódás az ürömi Kálvária-hegy D-i oldalától a névtelen dombok D-i pereme mentén a Róka-hegyig, a csillaghegyi kőfejtő D-i széléig mintegy 2 km hosszan követhető (1. melléklet). A triász és eocén képződmények tektonikusán érintkeznek a Ny-i névtelen dombon, a vető két ágra oszolva körbeveszi a triász börcöt. Ez az eltolódásokra oly jellemző, lencse alakú, tektonikusán körbevett aljzattest „tektonikus halnak” (poisson tectonique) vagy eltolódásos duplexnek (strike- slip duplex) tekinthető (Montenat és társai, 1987; Woodcock és Fischer, 1986). A K-i domb Ny-i oldalán a két ág a meredeken dőlő eocén mészkő alá bújik. Tovább Ny felé több későbbi normál vető elveti, majd a domb K-i oldalán a teljesen breccsásodott, elporlott dolomitban és annak határán folytatódik. Az eocén breccsa, homokkő függőlegesre vonszolódik a széttört dolomit oldalán. A törés a csillaghegyi negyedik udvar D-i bejáratánál bukkan a feszínre. Itt a törési zónában a triász mészkő, néhány méter széles eocén mészkősáv és Tardi Agyag 200 Földtani Közlöny 124/2 É N Scdirncntary dykes 48. ábra. Jobbos eltolódás a Kráter-bányában, amely látszólagos feltolódást eredményezett, (a) szelvényben és (b) sztereogramon. Fig. 48. Cross section (a) and stereonet (b) of a dextral sitiké slip fault in the Kráter quarry whieh resulted in an apparent reverse separation. érintkezik tektonikusán. Az eltolódás jobbos-normál jellegét vízszintes és ferde vetőkarcok igazolják. A 4. udvar D-i peremén továbbhaladva függőleges eocén rétegek mentén fut a vető. Ezután valószínűleg szétágazik, D-i ága kifut a fej tőből. Középső ága * * KEK-nek fordul és a 2. udvar D-i és az 1. udvar E-i peremén követhető. A törés mentén a kontaktus jellege változik; a 2. udvar Ny-i végén az eocén mészkő és meredek helyzetbe vonszolt eocén homokkő (poszt-üledékes) vetőlap mentén érintkezik (XX/2. tábla). A 2. udvar további részén és az 1. szinten a vető a meredek dőlésű eocén előtt (D-re) halad, utóbbi helyen bizonyítható szinszediment jellege (lásd alább). Valószínű egy harmadik, E-i ág jelenléte, amely a felszín alá bújik. A középső töréstől E-ra, a második udvar szűkületénél ugyanis jól követhető a triász és eocén közötti eróziós felszín a fal teljes magasságában (XXI/ 1. tábla, Fodor és KÁZMÉR, 1989). Az eróziós felszín és rajta az eocén törmelékes üledékek igen meredek dőlésűek. E közel függőleges üledéktest az 1-es udvar É-i peremén folytatódik tovább. A meredek eróziós felszín egy őslejtőnek felel meg, amelyet egy mélyebb törés preformálhatott (Fodor és KÁZMÉR, 1989). E törés egyedül a 2. udvar szűkületénél bukkanhatna a felszínre, de itt az aljzat erősen breccsásodott. A törés vagy még mélyebben van, vagy pedig a deformáció tektonikus breccsásodásban oldódott fel. Az eocén meredek dőlése részben lehet eredeti üledékes bélyeg, részben a középső vetőág elvonszoló hatásával magyarázható. Az 1. udvarban azonban számos bizonyíték FODOR L. et al.: A budai paleogén 201 van arra, hogy a rétegek meredek helyzete az eocén üledékképződéssel részben egyidejű. Mint említettem, az É-i fal párhuzamos egy 65-70 °-os dőlésű réteggel. A vetőfelszín hullámos lefutása már utal szinszediment eredetére. Másrészt a levetett szárnyon levő üledéktestek nagy része nem található meg a fennmaradt oldalon. Jól követhető ugyanis az a rétegcsoport, amelyik elvonszolódva ugyan, de a vető mindkét oldalán jelen van (49. ábra, XXI/2. tábla)! A K-i falon követhető teljes rétegsor hiányzik a másik oldalon, ezen üledéktest egy törmelékes éknek tekinthető. Ráadásul, a rétegdőlés enyhén csökken a rétegsorban felfelé. Mindez arra utal, hogy az udvar É-i oldalának meredek dőlése a törmelékes ék képződése alatt, fokozatosan jött létre, a meredekké váló réteglap szinszediment vetőként működött. A törmelékes ék rétegei ezen vetőnek, azaz réteglapnak támaszkodva kiékelődnek és az ismétlődő mozgások miatt el is vonszolódtak. D 5 fedő homokkő overlying sanstones szinszediment üledékes / synsedimcntary réteglap menti szinszediment csúszás synsedimcntary slip along bedding pláne E N 15 m 49. ábra. Szinszediment mozgáshoz kapcsolódó, ék alakú üledéktest. A nyilakkal jelzett konglomerátum réteg lefedi a meszes-törmelékes összletet, amely nincs meg a vető túloldalán. Fig. 49. Wedge-shaped sediment body connected with a synsedimentary movement. The conglomerate layer marked with arrows covers the calcareous clastic sediments. This búik of sediments is missing on the other side of the fault. Érdemes megemlíteni, hogy mind ROZLOZSNIK (1935), mind NAGYMAROSY (1987a) szelvényt közöl az 1. udvarról, és felismervén a nagy vetőt, poszt-üledékesnek tartják. ROZLOZSNIK álláspontja pontosabb, amennyiben „flexúrás végrendszerrel” magyarázza az eocén meredek dőlését. Jellemző azonban, nem csak ez esetben, de a hegységben általánosan, hogy a szinszediment jelleg nem került felismerésre. A törmelékes ék konglomerátum, homokkő és homokos, darás mészkő váltakozásából áll. A gradáció, az elszakított szénlencsék, a homokkő és konglomerátum puha állapotú keveredése, a mészkő breccsás és budinázsos-hurkás jellege alapján az egész összlet gravitációs tömegmozgással áthalmozott (FODOR és társai, 1991). 202 Földtani Közlöny 124/2 A homokkőtest konglomerátumlencséi el vannak vetve (50. ábra). Repedés (vetőlap) nem kapcsolódik ezen elmozdulásokhoz (XXII/1. tábla), amelyek „zárt vetők” mentén történtek. Gyakran viszont puha állapotban történt elvonszolódást mutatnak az elmozdított testek. E „zárt vetők” nem mindig vetik el az alsóbb rétegeket, ráadásul a rákövetkező réteg szinte mindig lefedi őket. homokkő sandstone DDK SSE konglomerátum conglomerate 6 coal bed ÉÉNY NNW 50. ábra. Szinszediment deformációk a csillaghegyi kőfejtő 1-es szintjén, az alsó homokkő testben (FODOR és társai, 1991c). Fig. 50. Synsedimentary deformation in the lower sandstone on the Jirst level of Csillaghegy quarry (FODOR et al. , 1991c). A zárt vetők legtöbbször látszólagos normál és/vagy jobbos elvetést okoztak, a balos elmozdulás ritka. Néhány vízszintes, puha üledékes vetőkarc mutatja, hogy az elvetés valóban lehetett tisztán horizontális. A vetők párhuzamosak a nagy jobbos-normál elvonszolódással, vagy kis szöget zárnak be vele. Vagy lapos szögben a nagy vető felé dőlnek, annak mintegy vetőpáiját alkotják, vagy szinte függőlegesek, a nagy vető Riedelének szerepét játsszák. Az üledéktestek egyes lencséi elfordultak, a forgás alapján lejtőirányú nyírás volt meghatározható. A kavicsos mészkövek ny írásos bélyegei szintén lejtőmenti mozgásra, széthúzódásra utalnak (Fodor és Fogarasi, 2.2. fejezet). Mindezek szerint a „zárt vetők”, rétegmenti nyírásos zónák az üledék puha állapotában, üledékképződés közben keletkeztek. Legvalószínűbben az áthalmozáshoz, az akkor fellépő gravitációs hatáshoz kapcsolódnak, de az elmozdulás végső jellegét alapvetően befolyásolta az áthalmozást kiváltó szinszediment vető jobbos komponense. Az 1. udvar K-i sarkában a rétegdőlés csapásváltása azt mutatja, hogy az őslejtő, vagyis a feltételezett eltemetett vető fokozatosan ÉÉNy-i csapására fordul, a Róka-hegy K-i peremével párhuzamosan (1. melléklet). Míg a „fordulónál” rövid szakaszon (részben szinszediment!) feltolódást igazolnak a mikroszerkezetek (51. ábra), addig a domb K-i oldalán konglomerátum és darás mészkő anyagú csatomakitöltések jelzik a lejtő szinszediment mozgásait. FODOR L. et al. : A budai paleogén 203 ✓ 51. ábra. ÉK-DNy-i csapású feltolódás eocén koglomerátumban, a csillaghegyi kőfejtő 1-es szintjének K-i csücskén. Fig. 51. NE-SW striking reverse fault in Eocéné conglomerate on the eastem part of the first level of Csillaghegy quarry. Az 1. udvar D-i falán az eocén és az oligocén egy közel függőleges vető mentén tektonikus kontaktusban van (Nagymarosy, 1987a). A látszólagos normál elvetés és a vízszintes karcok alapján balos és jobbos mozgást egyaránt feltételezhetünk. A nagy jobbos eltolódástól E-ra, a betemetett rókahegyi bányák D-i peremén szintén jobbos eltolódás észlelhető. Az ürömi Laposbányában és a környező fej tőkben több enyhe redő látható (52. ábra). A redők tengelyükkel párhuzamos fel tolódásokkal és egy nagyobb flexűrával társulnak. E redők egy eltemetett jobbos nyírási zóna kulisszás szerkezeteit alkothatják. K-Ny-i jobbos mikrovetőkre a Laposbányában sok példa adódik (Bergerat és társai, 1984). Utóbbi két eltolódás a Róka-hegy DNy-i peremén húzódó normál vetőkkel kombinálódik. A normálvetők reaktiválják a jobbos mikrovetőket, deformálják a gyűrt eocén kőzetet, vagyis az eltolódásoknál későbbiek. Az egész területre jellemzően a törésekkel, zúzott zónákkal párhuzamosan húzásos hasadékok alakultak ki, jórészt kalcit vagy limonitos kova kitöltéssel. A hasadékokban gyakoriak az üledékes kitöltések, a kalcitanyagú ásványliszt vagy finomszemű mészhomokkő, amely eocén üledékként értelmezhető. Megjelenésükben nagyon hasonlítanak a budaörsi neptuni telérekre (Magyari, 1991a-b). A húzásos hasadékok és üledékes telérek döntő többségükben ÉNy-DK-i csapásúak, így ez az irány tekinthető ✓ a kompresszió irányának. Az EK-DNy-i tenzióra merőleges hasadékok és neptuni telérek tisztán szakításos eredetűek. Az eltérő irányú hasadékokat tekintve, egy ÉÉNy-DDK-i csapású, szálas kalcittal kitöltött hasadékban a repedés falára ferdén növő kalcitrostok balos kinyílást bizonyítanak. A K-Ny-i csapású hasadékok jobbos eltolódásokkal, az / / EENy-DDK-iek balos vetőkkel párhuzamosak (53. ábra). Olyan hasadékokkal állunk tehát szemben, amelyek régebbi, átöröklött törések, breccsás zónák felújulása révén keletkeztek. Az adott feszül tségtérben ferdén nyílhattak ki, ny írásos jellegűek. A feszültségtérhez tartozó vetők érintették a mezozoós és felső-eocén-alsó-oligocén képződményeket. Az eocén üledékek szinszediment, illetve diagenezis előtti deformációja, valamint a szinszediment telérek ebben a feszültségtérben jöttek létre. A deformáció kora tehát késő-eocén-kora-miocén(7). 204 Földtani Közlöny 124/2 É N 52. ábra. Enyhe redők az ürömi Laposbányában. A réteglapok pólusainak sztereogramja. Nagy, ill. kis pontok: mérések egy adott redőn, ill. az összes adat. Fig. 52. A gentle fold in Üröm Laposbánya. A: stereonet of poles of layers; Large dots: measurements on a given fold; Small dots: all data. Miocén-pliocén ? szerkezetek A másik, biztosan azonosítható feszültségtér egy K-Ny-DK-ÉNy-i tenzió. A Róka¬ hegy K-i peremén egy jelentős törés húzódik, amely a mikrovetok alapján jobbos-normál vetőnek tekinthető. E vetőből ágazik ki a csillaghegyi kőfejtő 1-es udvarának D-i falán ✓ levő törés, amely jobbos eltolódásként reaktiválhatta a korábbi balos vetőt. Hasonló, E- D-i csapású jobbos eltolódások a 4-es udvar bejáratánál és a Kráter-bánya K-i falán azonosíthatók (54. ábra). Ezen tenzió érinti a paleogén képződményeket, de szinszediment szerkezetek nem kapcsolódnak hozzá. A Laposbányában a jobbos-normál vetők ezen tenzióban balos mozgással éledtek újra. A csúszások relatív sorrendje szerint a tenzió fiatalabb. Késó' eocén paleomorfológia A tektonikai és üledékföldtani megfigyelések alapján rekonstruálhatjuk a késő-eocén morfológia egyes elemeit. A feltártság miatt erre a csillaghegyi kőfejtő a legalkalmasabb. A 3-as és 4-es szintben egy nagyjából vízszintes, karsztos üregekkel tagolt felszínre települ az eocén üledékösszlet (55. ábra). A rétegsor vékony és a mészkő a 4-es udvarban közvetlenül a triászra települ (FODOR és KÁZMÉR, 1989). A 2-es udvarban az eróziós felszín meredeken D felé dőlve egy őslejtőt alkot (55. ábra). Ezen lejtőre települ a törmelékes eocén sorozat, amely gravitációsan áthalmozott üledékékből FODOR L. et al . : A budai paleogén 205 áll. A törmelékes test vastagsága D felé növekszik, míg a legtöbb rétegtag a lejtőn kiékelődik. A lejtő kialakulása tehát szinszediment módon történt. A 2-es és 1-es szintben követhető lejtő K-en elfordul és a Róka-hegy K-i peremével párhuzamosan halad É felé. A meszes-törmelékes sorozat átülepített jellege, konglomerátum-csatornák egyaránt szinszediment jellegét bizonyítják. Hasonló őslejtőkre gyanakodhatunk a Péter-hegy D-i oldalán, a tőle É-ra levő névtelen dombok D-i peremén. A Kálvária-hegytől K-re NyDNy-KDK-i csapásé normálvetők alakítottak ki kisebb őslejtőt, amelyen a mészkő erősen áthalmozott jellegű. 10 CM 53. ábra. Átöröklött törések mentén, ferdén kinyílt kalcittelérek. Róka-hegy D-i oldala. Fig. 53. Calcile veins opened obliquely along inherited fractures in the Southern part of Róka Hill. • • Összefoglalás •• •• Összefoglalásként megállapíthatjuk, hogy Üröm-Csillaghegy térségében a szerkezeti képet alapvetően a K-Ny-i jobbos eltolódások szabják meg. Uralkodó szerepük alapján az egész terület egy jobbos eltolódásos övbe tartozik. Javasoljuk a „Csillaghegyi eltolódásos zóna” elnevezést. A normálvetők és a redők a zónán belüli másodlagos szerkezetek. A deformáció feszül tségtere egy NyÉNy-KDK — ENy-DK-i kompresszió és merőleges tenzió. Az eltolódások kora késő-eocén-kora-miocén(7). 206 Földtani Közlöny 124/2 E N 54. ábra. Jobbos eltolódások sztereogramja és a közelítő feszültség-tengely irányok. Üröm, Kráter-bánya. Fig. 54. Slereonet and strikes of stress axes of the dextral strike slip faults in Üröm, Kráter quarry. DDK SSE eocén utáni mozgások post-Eocene movements 'í v PLATÓ PLATEAU homokkő konglomerátum sandstone \ comlomerate EENY NJV) NYÍRÁS SHEAR1NG mészkő limestone ' - i •- ,> »«iv, r*. + •>•*$ ' ' 3. SZINT 3. LE VÉL í • t ss " „ m , , folding gyűrődés HÚZÁS EXTENSION ÁTÜLEPITES REDEPOSITION 1. SZINT 2. LE VÉL 55. ábra. Paleomorfológia a csillaghegyi kőfejtőben (FODOR és társai, 1992). Fig. 55. Palaeomorphology in the Csillaghegy quarry (Fodor et al. , 1992). FODOR L. et al.: A budai paleogén 207 Szinszediment tektonikai jelenségek a Tétényi-fennsík szarmatájában Palotás Klára Bevezetés A Tétényi-fennsík (56. ábra) szedimentológiai és tektonikai vizsgálata során szembetűnő jelenség figyelhető meg: az ooidos és durva mészkövet közel függőleges litoklázisok szabdalják. A törések a plató Ny-i részén (Biatorbágy, Sóskút) találhatók legsűrűbben, de megfigyelhetők a közepén (Diósdtól ÉNy-ra) és a K-i szélén (Nagytétény) is. Melyek is a fő jelenségek? Tenziós hasadékok A területen nagyon sok, többé-kevésbé kipreparálódott törésvonal látható, amelyekhez hasonlókat Bergerat és társai (1983) a bádeni korú üledékekben figyeltek meg. Vastagságuk 0,5-15 cm között váltakozik és általában több rétegen át függőlegesen is követhetők (1-2 métertől 15-20 méterig). Lefelé vagy fokozatosan ki vékonyodnak, vagy többfelé szétágazva szűnnek meg, esetleg a rétegzéssel párhuzamosan behajtanak. Mivel a környező anyag puhább, kevésbé ellenálló - ennélfogva gyorsabban kopik — , így sík felületen a törések nagyon jól tanulmányozhatók, s cementált anyaguk taréjként áll ki a környezetből (XXII/2. tábla). A keménységkülönbség abból adódik, hogy az üledékképződéssel egyidőben kinyíló hasadékba belehullottak a kisebb szemcsék is, míg a felszín többi részéről az áramlás elmosta azokat, így a hasadékban lévő üledék sokkal tömörebb, mint a mellette erős áramlással jellemzett közegben ülepedő kőzet. A törések és a mellékkőzet átmenete mind szabad szemmel megfigyelve (XXV/1-2. tábla), mind vékonycsiszolatban folyamatos, így ezek alapján a törések szinszediment voltára következtethetünk . A mészhomok rendkívül gyors cementációjának köszönhető, hogy a friss üledékben hasadékok tudtak kinyílni (Bergerat et al., 1983). A korai kőzetté válásra utaló jelek vékonycsiszolatban jól megfigyelhetők. A szemcséket egyenletes vastagságban körülvevő rostos, illetve zömök kristályokból felépülő korai tengeri cement (XXIII/2. tábla), valamint a kompakció csaknem teljes hiánya egyaránt erre utalnak (PALOTÁS in prep.). Sok helyen az ilyen tenziós hasadékok közepén vékony repedés húzódik, de ez nem törvényszerű. Ezek a repedések későbbi mozgások során, a tenziós hasadékok újra kinyílásakor jöttek létre. 208 Földtani Közlöny 124/2 O 1 L-i- JL..-JL 5 i L-.i. ÍO Jelkulcs Legend 1:200000 r "i Poszt-miocén üledékek 1 J Post-Miocene deposits Pannon üledékek T ■* Pannonian deposits I ti Szarmata durvamészkő 1 - ■* Sarmatian lime sand Bádeni Lajta mészkő Badenian Lajta Limestone k\ Alsó-miocén üledékek Lower Miocéné deposits Oligocén üledékek Oligocene deposits 56. ábra. A Tétényi-fennsík 1 : 200.000 méretarányú földtani térképe Fig. 56. 1 : 200,000 scale geological map of the Tétény plateau Függőleges metszet Függőleges metszetben a törések mentén vagy nem látszik elvetés, vagy legfeljebb néhány cm-es normál vetők figyelhetők meg (Biatorbágy, Sóskút), amelyek kisebb mértékű szinszediment elmozdulások normál komponenseként értelmezhetők. A vetők két oldalán a rétegvastagságok különbözőek, mégpedig a levetett szárnyon nagyobbak. Az elvetés nagysága fölfelé csökken, majd a fölső rétegeknél teljesen megszűnik (XXIII/1. tábla). FODOR L. et al . : A budai paleogén 209 Térképi metszet Felülnézetben a hasadékok jól meghatározható irányokkal jellemzett rendszert alkotnak (sóskúti mészkőbánya), és több tíz méteren át kitűnően követhetőek. A többé-kevésbé egyenesen futó törések mellett egy másmilyen mintázatra is felfigyelhetünk: néhány helyen paralelogramma geometriája szerkezet látható (XXIV/1. tábla). A kulisszás törésekre két irány jellemző, az egyik kb. 0°-180°, a másik 60°- 240° csapású. Tektonikai összefoglalás A szinszediment tenziós hasadékok 147 csapásadatából területtartó rózsadiagramot szerkesztettem (57/a ábra). A diagrammról négy jellemző irány olvasható le, egy kb. 0-180°, egy kb. 45-225°, egy kb. 65-245° és egy kb. 115-295° csapásirányú. Az értelmezéshez vegyük elő újra az előzőekben leírt kulisszás szerkezetet (XXIV/1. tábla). Ha ezt összevetjük Ramsay és Huber (1987) ábrájával (XXIV/2. tábla), akkor annak alapján az É-D-i irányhoz jobbos oldalelmozdulás kapcsolható. Ha ezt figyelembe vesszük, a 65-245°-ös csapásirány balos oldalelmozdulást jelent, a 45-225°-ös irány (ÉK-DNy) pedig a fő kompressziós irányt (normálvetős komponens) jelöli ki. A fő tenzió tehát kb. 135-315° irányú, azaz ÉNy-DK-i. Ez egybevág a CSONTOS et al. (1991), Fodor et al. (1990) és Márton & Fodor (sajtó alatt) által a szarmata feszültségtérről leírtakkal. A 1 15-295 °-os irány értelmezése már jóval nehezebb feladat. Az egyik megoldás az lehet, hogy az imént leírt feszül tségtérben ez jelenti a feltolódások irányát. A másik megoldás - és ez a valószínűbb -, hogy a már a mezozoikumban, eocénben és oligocénben is létező hasonló irányú tektonikai vonalak a szarmata folyamán fölújultak. Szedimentológiai vizsgálatok arra utalnak, hogy ugyanekkor DNy felé nagy méretű (3-18 m magas) dűnék vándoroltak a plató Ny-i szélén (PALOTÁS, 1991). Kérdés, hogy a szarmata szinszediment tektonika befolyásolta-e az üledékképződést? Az előzőekben vázolt tektonikai és szedimentológiai irányok egybeesése miatt igen valószínű, hogy az / / ENy-DK-i irányú tenzió által preformált enyhe EK-DNy-i tengelyű vályúk közrejátszhattak a DNy-i üledékszállítási irány meghatározásában (57/b. ábra). Összefoglalás Elmondható tehát, hogy a Tétényi -fennsíkot a szarmata folyamán ÉNy-DK fő tenziós iránnyal jellemezhető húzásos jellegű tektonika érte. A tektonikus hatások következtében a területen ÉK-DNy-i normál vetők, É-D-i jobbos és KÉK-NyDNy-i balos oldalelmozdulások működtek, valamint NyÉNy-KDK-i irányú felújult törések is létrejöhettek. 210 Földtani Közlöny 124/2 FODOR L. et al.: A budai paleogén 211 3. A tektonikai és szedimentológiai vizsgálatok összegzése Fodor László, Magyari Árpád és Fogarasi Attila 3.1. A Budai-hegység szerkezetének elemzése E fejezetben a részletes térképezés, szelvényezés során nyert adatokat és a kőfejtőkben végzett mikrotektonikai méréseket összegezzük. Ezen új adatok lehetővé tették Wein (1972, 1977a) térképének kritikai elemzését. Az elemzés végeredményét új szerkezeti térképsorozat mutatja be. A térképek külön ábrázolják az egyes fázisok szerkezeti elemeit és a meghatározott feszültségtengelyeket. Az elfedett vetőkkel befolyásolt őslejtők követése, a szinszediment kibillenések és a földrengések által kiváltott áthalmozások jelenléte lehetővé tette a késő-eocén és az oligocén-kora-miocén szerkezetek elválasztását is. Kréta(?) szerkezet alakulás A szerkezeti vizsgálatokkal három feszültségtér jelenlétét lehetett bizonyítani és gyanítható egy negyedik hatása is. Wein helyesen ismerte fel a mezozoós összletet érintő, DK-ÉNy-i tengellyel jellemzett szinklinálisok, antiklinálisok jelenlétét és a tengelyekkel párhuzamos feltolódásokat (59a ábra). Sajnos, az általa említett mezoméretű szerkezetek szép példái jórészt eltűntek. Munkánk során néhány helyen olyan mikro- és mezoméretű szerkezetekre bukkantunk, amelyek e fázisban keletkeztek. Ezek főleg lapos feltolódások, „fiat and ramp” geometriával jellemzett duplexek (példaként említhetők a Tündér-szikla szerkezetei). Meg kell jegyeznünk, hogy intenzív breccsásodás, kataklázosodás kötődhetett e fázishoz, főleg a rideg dolomitban. Ez lehet az oka a mezoméretű redők általános hiányának, az ördögormi kivétel (Wein, 1977a) csak e szabályt erősíti. Az Odvas- hegyen sikerült megfigyelnünk egy olyan jelenséget, amely lehetséges magyarázatul szolgálhat. Egy dolomitpad alsó réteglapja kb. 5 m hullámhosszú szinklinálist formál, a felső réteglap szinte egyenes marad. A magban erős breccsásodás lép fel. A hajlításos deformáció helyett tehát a breccsásodás kompenzálta a térrövidülést. Kissé erősebb „gyűrődésnél” valószínűleg még az alsó lap hajlását sem látnánk, csak breccsásodást. 57. ábra. a. A Tétényi-fennsíkonmért szinszediment tenziós hasadékok csapásadataiból szerkesztett területtartó rózsadiagram, b. Elvi rajz az extenziós jellegű tektonika által létrehozott vályúknak az üledékszállítási irányra gyakorolt hatásáról. Fig. 57. a. Strikes and interpretation of Sarmatian synsedimentary faulis. b. Troughs formed by the extensional tectonical activity injluence the movement of dunes. 212 Földtani Közlöny 124/2 É N 58. ábra. A szerkezetfejlődés tükröződése a mikrotektonikai adatokban, a. ÉK-DNy-i kompresszió, triász mészkő, Ferenc-halom; b. NyÉNy-KDK-i kompresszió és merőleges extenzió Fazekas-hegy, triász mészkő; * C. KDK-NyENy-i extenzió; Nagy-Hárshegy, triász és eocén mészkő. Fig. 58. Microtectonical measurements rejlect the tectonic evolution of the investigated area: a. NE-SW compression; Triassic limestone, Ferenc-halom, b. WNW-ESE compression and perpendicular extension Tríassic limestone of Fazekas Hill, c. ESE- WNW extension, Triassic and Eocéné limestone of Nagy-Hárshegy. A szerkezeti elemek geometriája (redőtengely irány) egy ÉK-DNy-i kompressziós feszül tségteret valószínűsít. A feszültségtengelyek pontos iránya nem határozható meg, mivel kevés karcos vetőlap sorolható ezen deformációhoz. A kis számú adat (Remete¬ hegy, Fazekas-hegy, Ferenc-halom) nagyjából ÉK-DNy-i kompressziót mutat (58a ábra). Sem a deformációhoz tartozó szerkezeti elemeket (pl. szinkl inál i sokat), sem a jellemző feszültségtér hatását ugyanis nem lehetett tercier képződményeken kimutatni. E szerkezetalakulás kora valószínűleg középső-késő-kréta (Wein, 1977b), minden bizonnyal a Középhegység szinklinális szerkezetének kialakulásával egyidős. A Ferenc-halom kőfejtőjében barnásvörös (későbbi) kalciterek jelennek meg az említett lapos vetők (feltolódások) mentén. E kalcit törmelékét megtaláltuk a fedő eocén mészkőben, így az valószínűleg poszt-tektonikus a fel tolódásokhoz és a kissé későbbi kalcithoz képest. E lapos síkok ÉNy-DK-i extenzió hatására normál vetőként felújultak, maga a vörös kalcit is deformálódott (vetőkarcok). Mivel néhány normálvető az eocént FODOR L. et al . : A budai paleogén 213 is érinti, e deformáció kora oligocén-kora-miocén. Ez a felűjulás tehát egy újabb, független bizonyíték a feltolódások pre-oligocén (kréta) korát illetően. Paleogén-kora-miocén fázis A feszültségtér általános jellemzése A triász és paleogén képződményeket egyaránt érintette egy eltolódásos feszül tségtér. Maximális vízszintes főfeszültségtengely NyÉNy-KDK és ÉNy-DK között változik. Megkülönböztethetők kompressziós-eltolódásos és extenziós események. Előbbinél cr, vízszintes, utóbbinál o2 és a3 horizontális, ekkor tiszta tenzióról beszélünk (57b, 59b-c ábra). Mivel a maximális vízszintes főfeszültségtengely (a, és a -j) mindkét esetben azonos irányú, valószínűleg ugyanazon folyamat két epizódjáról van szó. Az eltérő deformáció a feszültségtengelyek permutációjának eredménye ( felső-eocén ko nglomc rá tűm, b reccs a Laté Eocéné conglorncratc, brcccia szállítási irány transport direction u na Fodor L. et al.: A budai paleogén 231 Kiscclli Agyag Kisccll Clay Hárshegyi Homokkő Hárshegy Sandstonc 62. ábra. Tektonika és szedimentáció összefüggése a Budai-hegységben, a. késő-eocén, b. kora-oligocén (Fodor és társai, 1992 után). Fig. 62. Relation between tectonism and sedimentation in the Buda Mountains. a. Laté Eocéné, b. Early Oligocene (ajier FODOR et al., 1992) 232 Földtani Közlöny 124/2 A Hárshegyi Homokkő ÉK-i származását Hartai (in BÁLDI és társai, 1976a) ismerte fel a törmelék anyaga alapján. A kavicsok D felé való csökkenése nagyjából DNy-felé való szállítást feltételez, amely irány párhuzamos a János-hegyi boltozat csapásával. A törmelék e hát mentén került D-re. Szállítási mechanizmusként a homokkő tengeri eredete miatt tengerparttal vagy vízzel éppenhogy elborított háttal párhuzamos áramlásba gondolhatunk (BÁLDI, 1983). A János-hegyi szerkezeti és paleomorfológiai kiemelkedés tehát ősföldrajzi barrierként, „törmelékfogóként” működhetett. Az ősföldrajzi akadály szinte „tökéletesen zárt” a budai szelvényben (6 1 d, 62b ábra). „Rést” csak szerkezetileg indokolt helyen találhatunk. A budaörsi Farkas-hegy táján a homokkő túlterjedni látszik a boltozat tetőzónáján (1. ábra). Ez nem is meglepő, hiszen itt a csukló alacsonyabbnak tűnik, ami nagyobb viharok alkalmával megengedhette a homokkőnek a mély medencébe való szállítását. Szintén törmelékes behatást mutat a Solymári -árok Kiscelli Agyagja (Nagymarosy, 1974; BÁLDI, 1983). A szigetelő gátat az árkot határoló normál vetők bonthatták meg. A Budai-hegységtől É-ra, a cinkotai, gödi fúrásokban összefogazódást találunk a Hárshegyi és Kiscelli Formáció között (2. ábra, BÁLDI és társai, 1976a). Ezen a szakaszon nem bizonyított egy tengeralatti gát jelenléte, amely megakadályozhatta volna a homokkő medencébe való kerülését. Úgy tűnik, a János-hegyi boltozat, mint tengeralatti vagy szárazföldi gát, szükséges és elégséges feltétele volt a Hárshegyi Homokkő és a Kiscelli Agyag összefogazódása megakadályozásának . FODOR L. et al. : A budai paleogén 233 3.3. A Budai-vonal új értelmezése Fodor László 3.3.1. A Budai-vonal a paleogén folyamán Ha összevetjük a szerkezeti képet, az ősföldrajzi vázlatot és a bevezetőben említett képződményhatárokat, a következő megfigyelést tehetjük. (1) Mind a térképelemzés, mind a szerkezeti megfigyelések azt mutatják, hogy a fácieshatárok nem felelnek meg egy konkrét felszíni törésnek. Ez a következtetés megegyezik Bállá és Dudko (1989) átnézetes térképelemzésével . (2) A paleogén-kora-miocén kompresszió iránya merőleges a fácieshatárokra, bármilyen szerkezeti elemnek is felelne meg a Budai-vonal, az csaknem tisztán térrövidüléses lenne (tiszta nyírás — pure shear). A meghatározások bizonytalanságából adódóan a kompresszió és fácieshatárok bezárt szöge nem mindig 90°, hanem lecsökkenhet 70°-ig. Ez a szög ugyan jóval nagyobb ANDERSON (1951) elméletében megadott, a kompresszió és az eltolódás által bezárt 30-35° -os szögnél, a legújabb terepi vizsgálatok azonban kimutatták eltolódás lehetőségét a törésre csaknem merőleges kompresszió esetén is. Ez a helyzet például a kaliforniai Szent András-vető mentén vagy a bétikus Carboneras vetőnél (ZOBACK és társai, 1989; Montenat és társai, 1987). így elvileg elképzelhető lenne balos nyírás az ÉÉK-i csapásű budai -hegy ségi fácieshatárok mentén is. Az analógia azonban „sántít” abban, hogy mint a Szent András-, mint a Carboneras-vető esetében az eltolódás és a hozzá kapcsolódó transzpressziós „virágszerkezetek” a felszínen jól láthatók. „Foltozhatnánk” az analógiát azzal a feltételezéssel, hogy a Budai -hegységben az eltolódás még nem érte el azt a mértéket, ahol a törés a felszínen is megjelenik. A kisebb elvetésű Carboneras-vető elmozdulása 18-20 km (Montenat és társai, 1987), a Budai-vonal menti balos elmozdulás tehát csak ennél jelentősen kisebb lehetne. (3) Mind a Budai Márga és a Tardi Agyag Ny-i, mind a Hárshegyi Homokkő K-i elteijedési határa jól közelíti a János-hegyi antiform tetőzónáját. A Budai -vonalnak nem felel meg egy ma felszínen levő törés. A fácieshatárokat a János-hegyi antiformmal, annak tetőzónájával azonosíthatjuk. A boltozat és így a fácieshatár is egy mélybeli, nagyobbrészt eltemetett (vak) fel tolódás felett alakult ki. 3.3.2. Kréta szerkezetalakulás , triász fácieszónák és a Budai-vonal Szerkezetelemzésünk azt mutatja, hogy a kréta és a paleogén-kora-miocén deformációk közel merőleges kompresszió mellett mentek végbe. így a Budai -vonalnak megfelelő boltozat-vakvető nem játszhatott lényeges szerepet a kréta deformációban, valószínűleg akkor még nem is létezett. 50 km 234 Földtani Közlöny 124/2 FODOR L. et al. : A budai paleogén 235 Dudko (1991) sekély mélységű, közel vízszintes lenyíródási felületeket (detachment surface) tételez fel a Balaton-felvidék kréta deformációja során. Amennyiben ez analógiaként szolgálna a Budai -hegységre nézve, ügy itt is kialakulhattak vízszintes lenyíródások. Ilyen kréta körű felületek esetlegesen felűjulhattak a paleogén deformáció során, még akkor is, hogyha a paleogén kompresszió iránya merőleges volt a kréta irányra. A Budai -vonalnak vak fel tolódásként való értelmezése új megvilágításba helyezi Horusitzky (1943) takaróelméletét. E szerző vázlatos szerkezeti térképén a Pilis- Kovácsi egység kb. É-D-i csapásé vonal mentén tolódik a budai egységre (1. ábra). Az áttolódás vonala (takaróhatár) eléggé közel van az általunk kimutatott feltolódáshoz. Lehetséges tehát, hogy Horusitzky takaróhatára megegyezne az értelmezésünk szerinti * „Budai-vonallal”. Érdekes egyezés, hogy HORUSITZKY feltételezett áttolódása is paleogén, csakúgy, mint az általunk kimutatott mozgás. Sajnos azonban a probléma összetettebb. Egyrészt HORUSITZKY takaróhatára nem esik teljesen egybe az általunk feltételezett vak feltolódással. Ráadásul a triász fácieshatárokra más értelmezések is vannak, sőt egyáltalán létezésük is vitatható. Míg Horusitzky (1943, 1961) szerint a Budai-hegység DK-i egységére a ladini (helyesen részben kami) tűzköves dolomit-(tűzköves) mészkő-márga sorozat lenne jellemző, az ✓ ENy-i oldal monoton dolomit-sorozatával szemben, addig az utóbbi egységben, a Zsámbék-14 -es fúrásban kami meszes-márgás képződményeket mutattak ki (KRISTAN- Tollmann és társai, 1991). Horusitzky (1961) maga is említ kovásodott dolomit?- mészkő? előfordulást az áttolódási síktól Ny-ra, Budakeszitől DK-re, amit ő „kénytelen” tektonikus ablakként értelmezni. Wein másképp térképezte a triász kőzethatárokat. Az eltérés főképp a tűzkőmentes dolomitok hovatartozásában van. Ezenkívül a fentebb említett kova-előfordulást •• összekötötte a HORUSlTZKY-féle áttolódás K-i oldalán, az Ördögorom táján levőkkel, a budakeszi feltárás ugyanis (látszólag?) az ördögormiak csapásában van. A takaróhatár és az „ablak” így eltűnik. Nem csoda, ha ezek alapján WEIN (1977a) ÉK-DNy-i fácieshatárokat vél felfedezni. Harmadik értelmezés Bállá és Dudko (1989) munkája. Ok gyakorlatilag egységes rétegsorral számolnak, fácieszónák jelenléte nélkül. KOZUR és Mock (1991) rétegtani vizsgálatai szerint a hegység triász képződményei takaros (vagy pikkelyes) szerkezetűek. Pontszerű vizsgálataik alapján az eltérő triász fáciesek határát (takaróhatárt) a Budai-vonal mentén húzzák meg. Jelen vizsgálatunk nem zár ki teljesen pre-eocén takaros áttolódást a Budai-vonal mentén, de a pre-eocén kompresszió iránya (Ek-DNy) párhuzamos a vonallal, így a takaróhatár más (eddig nem térképezett) szerkezeti elemben keresendő. A fenti vélemények is mutatják, hogy e kérdés nem lezárt. A triász képződmények újratérképezése és főleg sztratigráfiájuk pontos meghatározása adhat megoldást. 63. ábra. A Budai-hegységi szerkezetek kapcsolata a Bakonyi egységgel. Alaptérkép Bállá (1987), Bállá és társai, (1987), Bállá és DUDKO (1989) és DUDKO (1988) szerint. Fig. 63. Connection of the structures of Buda Mountains with the Bakony Unit. Base map by Bállá (1987), Bállá et al., (1987), Bállá & Dudko (1989), Dudko (1988). 236 Földtani Közlöny 124/2 3.3.3. A budai szerkezetek nagytektonikai jelentősége A Bakonyi egység más területéről részletesen tanulmányoztuk a nyergesújfalui, sánchegyi szelvényt. Az előzetes eredmények máris sok, kecsegtető hasonlóságot tárnak fel (Fodor és társai, 1990). A felső-eocén márga és homokkő sorozat szinszediment és posztszediment vetőkkel tagolt. A kétféle korú vetők egységes vetőrendszert alkotnak. Bizonyítható a szinszediment vetők üledékképződés utáni felújulása. Mindkét esemény vetői a budai-hegységivel egyező eltolódásos feszültségtérben jöttek létre; NyÉNy-KDK- i kompresszió és ÉÉK-DDNy-i extenzió hatására. E példa s más jelek arra utalnak, hogy a részletesen elemzett budai szerkezetek és a vizsgálati módszerek tehát mintául szolgálhatnak a Bakonyi egység többi területének paleogén üledékeinek és tektonikájának vizsgálatára. A Budai-vonal nagyszerkezeti szerepének meghatározása természetesen még további vizsgálatokat igényel. Ráadásul ez a szerep a különböző korokban eltérő lehetett. A hegység fő szerkezeti elemeit azonban tovább követhetjük a Bakonyi egységben. A Nagykovácsi-Csillaghegy jobbos eltolódás a Nagyegyháza-Mányi-medence D-i peremtörésében folytatódhat (63. ábra). A medencék dolomitbreccsa teste ék alakban a D-i peremvető felé vastagodik (FÁY-Tátray, 1984). Ezen üledéktest vetőnek támaszkodó törmelékkúpként értelmezhető, a vető eocén működését bizonyíthatja (Bállá és társai, 1987). A Budaörsi jobbos nyírásos zónát Bállá és Dudko (1989) által kimutatott, a velencei hegységtől Ny-ra húzódó vetőhöz kapcsolhatjuk. Ezen eltolódás DNy felé az úrhidai és balatonbozsoki medenceroncsokkal áll kapcsolatban és a Balaton D-i oldalán folytatódik (63. ábra). A Velencei-tó körüli hasonló jobbos eltolódásokkal együtt (Dudko, 1988), a Budaörsi nyírásos zóna a Bakonyi egység D-i szegélyén húzódó jobbos nyírásos övhöz tartozik. A budaörsi szakasz ezen nagyszerkezeti zónának az egység belseje felé szétágazó törését jelenti. A Budai elfedett pikkelyzóna a jobbos vető kompenzáló szerkezeteként értelmezhető, a jobbos elvetés elhalását eredményezi. Másképpen fogalmazva, a jobbos elvetés a Budai-pikkelyzónán keresztül a Nagykovácsi-Csillaghegyi-vetőre tevődhet át. A Budai -hegységben meghatározott feszültségtér, a budaörsi nyírásos zóna újabb bizonyítékot szolgáltat a Bakony D-i peremén húzódó nyírásos zóna jobbos jellege mellett (Bállá, 1988a-b; Fodor és társai, 1992). A jobbos nyírási zóna kialakulása az Észak-Pannon és a Dél-Pannon egységek egymás melletti eltolódása miatt jött létre (CSONTOS és társai, 1992). Az Észak-Pannon egységnek e relatív K felé való mozgását a blokknak az Alpokból való kontinentális kiszökésével hozható kapcsolatba (Bállá, 1985, 1988a, KÁZMÉR és Kovács, 1985). E kiszökés kombinálódhat a Keleti-Alpok gravitációs szétcsúszásával is (RATSCHBACHER és társai, 1989, 1991). Fodor (1991) ugyanakkor rámutatott, hogy a kiszökés a késő-paleogénben nehezen igazolható, ugyanis a kiszökő test É-i oldalán, a Keleti-Alpok-Nyugati-Kárpátok találkozásánál nehéz balos nyírások dominanciáját demonstrálni. Lehetséges tehát, hogy a kiszökés modellje módosításra szorul, annak ellenére, hogy a D-i peremi jobbos nyírásra egyre több adat ismert. Szemben az eddigi véleményekkel, a budai szerkezetek és a budaörsi, nagykovácsi, csillaghegyi eltolódásos zónák késő-eocén kora arra mutat, hogy a Bakony D-i peremén a jobbos nyírás nem csak az oligocénben, hanem már az eocénben megkezdődött (Fodor és társai, 1992). Fodor L. et al . : A budai paleogén 237 4. Következtetések Fodor László, Magyari Árpád, Fogarasi Attila és Palotás Klára A Budai-hegységben végzett részletes szerkezeti és üledékföldtani elemzés alapján a következő tektonikai fázisokat ismertük fel: — kréta korú, nagyjából ÉK-DNy-i irányú kompresszió, — késő-paleogén-kora-miocén NyENy-KDK — ENy-DK-i kompresszió és rá merőleges tenzió, — középső miocén (középső-bádeni) - pliocén(?) K-Ny— DK-ÉNy közötti extenzió, — feltételezhető egy negyedkorit?) ÉK-DNy-i extenzió (és ÉNy-DK-i kompresszió?) fellépése is. A paleogén-kora-miocén fázis fő szerkezeti elemei a János-hegyi antiform és a hozzá DK-re csatlakozó, DK-i vergenciájú flexúrák. Az ezen szerkezetek alatt eltemetett feltolódások együttesen a Budai-pikkelyzónát alkotják. Feltételezhető, hogy a pikkelyzóna allochton és a feltolódások egy sekély mélységű, szubhorizontális lenyíródási felszínbe simulnak. A pikkelyek D és É felé jelentős jobbos eltolódásokhoz, a Nagykovácsi-Csillaghegyi és a Budaörsi-zónához csatlakoznak. A késő-eocén szerkezeti mozgások alapvetően meghatározták a szedimentációt. A boltozatok, flexúrák tetején vékony üledéksorral jellemzett sekély platók, szárnyaikon meredek lejtők alakultak ki. A szerkezeti mozgások növelték a lejtők meredekségét, ami szinszediment billentéseket, a puha üledék deformációját és lejtőmenti gravitációs áthalmozását váltotta ki. A paleogén-kora-miocén kompresszió iránya merőleges a paleogén fácieshatárokra; bármilyen szerkezeti elemnek is felelne meg a Budai-vonal, az tisztán térrövidüléses lehet, legfeljebb igen minimális eltolódásos komponenssel. Mind a térképelemzés, mind a szerkezeti megfigyelések azt mutatják, hogy sem a Budai Márga és a Tardi Agyag Ny-i, sem a Hárshegyi Homokkő K-i elteijedési határa nem felel meg egy konkrét felszíni törésnek. A paleogén fácieshatárokat (a „Budai-vonalat”) a János-hegyi antiformmal, annak tetőzónájával azonosíthatjuk. A boltozat és így a fácieshatár is egy mélybeli, nagyobbrészt eltemetett (vak) feltolódás felett alakult ki. A részletesen elemzett budai szerkezetek és a vizsgálati módszerek mintául szolgálhatnak a bakonyi egység többi területének paleogén üledékeinek és tektonikájának vizsgálatára. A budaörsi jobbos nyírásos zóna a bakonyi egység D-i szegélyén húzódó jobbos ny írásos övhöz tartozik. A Budai-hegységben meghatározott feszültségtér, a Budaörsi nyírásos zóna újabb bizonyítékot szolgáltat a Bakony D-i peremén húzódó nyírásos öv jobbos jellegére. A jobbos Budaörsi eltolódásos zóna késő-eocén kora arra mutat, hogy a Bakony D-i * peremén a jobbos nyírás és ezzel együtt az Észak-Pannon egység Alpokból való kiszökése nem csak az oligocénben, hanem már az eocénben megkezdődött. 238 Földtani Közlöny 124/2 • • Összefoglalás A Budai-vonal, illetve Budai-zóna olyan ÉÉK-DDNy-i csapásű képződményhatár, amely a középső-eocéntől a kora-miocénig a Budai-hegység legfontosabb paleogeográfiai választóvonala volt. Szerkezetföldtani, szedimentológiai vizsgálatokkal meghatároztuk e képződményhatár tektonikai jellegét oly módon, hogy körvonalaztuk a hegység szerkezetfejlődését, ezen belül a kérdéses korra részletes szerkezetlemezést végeztünk valamint tisztáztuk a zónának a késő-eocén-kora-oligocén üledékképződésben betöltött szerepét. Három, kréta-kainozoós tektonikai fázist mutattunk ki és gyanítható egy negyedik is. A kréta során, ÉK-DNy-i kompresszió hatására enyhe redők, feltolódások jöttek létre. A középső-eocén-kora-miocén üledékképződés egy NyÉNy-KDK — ÉNy-DK-i kompresszióval és ezen irányokra merőleges tenzióval jellemzett eltolódásos feszül tségtérben zajlott le. E fázisban két, K-Ny-i csapásű jobbos eltolódásos zóna jött létre, Budaörs és a Gellérthegy ill. Nagykovácsi és Csillaghegy között (Budaörsi eltolódásos zóna. Csillaghegyi eltolódásos zóna). A két zóna között, az eltolódás kompenzálására antiformok és DK-i vergenciájű flexűrák alakultak ki, amelyeket kisebb eltolódások kapcsoltak össze. Ugyanakkor e fázis végén erőteljesebbé vált az ÉNy-DK-i irányú normálvetők mozgása. A redők magjában DK-i vergenciájű vak feltolódások gyaníthatok, amelyek esetleg egy szubhorizontális lenyíródási felszínbe simulnak bele. Ezek a feltolódások egy eltemetett pikkelyzónát határoznak meg. A redők magassága ÉNy felé növekszik, a legmagasabb János-hegyi antiform csuklózónája megegyezik a képződményhatárral, így a Budai-zónával. A Budai-vonal, mint törés a felszínen nem jelenik meg, hanem az antiform magjában feltételezett vak fel tolódással azonosítható. A késő-eocén üledékek gravitációs tömegmozgással halmozódtak át, ez tektonikai instabilitásra, esetenként földrengésre utal. Az eocén körű áthalmozás lejtőkön ment végbe, amelyek az antiformok, flexűrák szárnyán helyezkedtek el. Ezen kisebb lejtők egy összetett nagyobb lejtőt, a Budai-lejtőt alkotják, amely a János-hegytől a Gellérthegyig tart és amely tulajdonképpen a pikkelyzónát fedi, annak geomorfológiai megfelelője. A mélyebb medence ezen peremi lejtőtől DK-re, Pest alatt sejthető. A legmagasabb antiformok tetőzónája és az ÉNy-i terület a tengerszint közelében maradt, így ott végig sekélytengeri üledékképződés, sőt lokális kiemelkedés, karsztosodás történt. A kora-oligocénben a Budai-vonaltól, vagyis a János-hegyi antiformtól ENy-ra hosszabb kiemelkedés és erózió zajlott, míg DK-re anoxikus környezetben sekélybatiális agyag képződése folyt. A késő-kiscelli során a János-hegyi antiform tengeralatti gátként teljesen elszigetelte az ÉNy-i sekélytengeri és DK-i mélytengeri üledékgyűjtőt, a gát menti áramlások sodorták ÉK-ről a hárshegyi homok -kavicsösszlet anyagát lerakodási helyére. A folytatódó tektonikai aktivitást, az őslejtők magasodását az agyagösszletek vékony homok -kavics betelepülései jelzik. A középső-miocénben (középső-bádeniben) megváltozott a feszültségtér. K-Ny-DK- ÉNy-i tenzió hatására a korábbi vetők normál vagy normál-ferde mozgással felűjultak ill. űj, ÉK-DNy-i irányú normálvetők keletkeztek. E vetők befolyásolhatták a Tétényi- fennsík szarmata mészhomokkő-dűnéinek mozgását, ill. a medence peremének kialakulását. Valószínű, hogy a Budaörsi eltolódásos zóna jellege jobbosról balosra Fodor L. et al . : A budai paleogén 239 változott. Lehetséges, hogy a negyedkorban egy ismételt ÉK-DNy-i tenzió hatására néhány ÉNy-DK-i csapású normálvető reaktiválódott. A budai szerkezetelemzés nem támasztja alá, hogy a Budai-vonal a paleogén folyamán nagyszerkezeti választóvonal vagy jelentős oldaleltolódás helye lett volna. Ezzel szemben mind a Nagykovácsi-Csillaghegyi, mind a Budaörsi jobbos eltolódásos zóna tovább követhető Ny-i, DNy-i irányban a Bakony tektonikai egységen belül illetve annak peremén. Előbbi a Mányi-, Nagyegyházi -medencék D-i peremtörését alkotja, utóbbi a Velencei-hegységtől ENy-ra húzódó, majd a Balatontól D-re kanyarodó eltolódásban folytatódik. Ezen törések kis szöget zárnak be a Bakony, ill. az Észak- Pannon-egység DK-i peremével, így további bizonyítékokat szolgáltatnak annak jobbos jellegére vonatkozóan. A budai-hegységi adatok szerint e jobbos mozgás a késő¬ eocénben már biztosan, a középső-eocénben feltételezhetően végbement. Köszönetnyilvánítás A tanulmány jelentős része a Központi Földtani Hivatal anyagi támogatásával készült. A H 0260 számú Phare Accord program lehetőséget nyújtott a tanulmányt érintő előadássorozat és terepi konzultáció megszervezésére. Köszönjük a program keretében meghívott Ch. Montenat és más résztvevők (Haas J., Korpás L.) terepi megfigyeléseit, tanácsait. Báldi T. és Kázmér M. vezette be a szerzők egy részét a Budai-hegység földtani problémáiba. Kázmér M. ezen felül tanácsaival végig segítette a vizsgálatok és a kézirat elkészültét. A vizsgálatok során számos hasznos konzultációt folytattunk Tari G., Bállá Z., Báldi T., Nagymarosy A., Gatter I., Korpás L. és Haas J. kollégáinkkal. A lektorok, Sztanó O., Maros Gy. és Gerner P. igen komoly munkát végeztek a terjedelmes kézirat elolvasásával és kijavításával. Segítségüket mindnyájuknak tisztelettel köszönjük. 240 Földtani Közlöny 124/2 Tertiary tectonics and Laté Palaeogene sedimentation in the Buda Hills, Hungary. A new interpretation of the Buda Line Fodor László, Magyari Árpád, Fogarasi Attila és Palotás Klára English summary Introduction This study integrates the result of detailed analysis of the most striking tectonic and sedimentological problems of the Buda Hills and a synthetic tectonic analysis of the entire area. We reconsider the role of the tectonics in Laté Eocéné sedimentation. The most important facies boundary in the hills is the Buda line (Fig. 1) (BÁLDI and Nagymarosy, 1976). This line represents the eastem extension of Middle Eocéné sediments, the western extension of the Upper Eocéné Buda Mari and Early Kiscellian Tárd Clay, the sharp boundary between the laté Kiscellian Hárshegy Sandstone and Kiscell Clay and probably the western extension of thick, silty Upper Oligocene and Eggenburgian sediments (Figs. 1, 3-4) (Telegdi-Roth, 1923; Ferenczi, 1925; Schréter, 1958; Báldi and Nagymarosy, 1976, Báldi and Báldi-Beke, 1985; Báldi, 1986; Fodor et al., 1992). In addition, Báldi and Nagymarosy (1976) defined a 5-20 km wide zone where the Lower Oligocene Hárshegy Sandstone has been silicified, probably during the Kiscellian (Fig. 2). All these features suggest, that he Buda line represents an important tectonic line active during the Laté Paleogene. BÁLDI (1986), Royden and BÁLDI (1988) interpreted it as a strike-slip fault, without any relevant tectonic data. Nagymarosy (1990) supposed 30 km left-lateral separation based on apparently easily identifiable, bút barely outcropping special facies association (Hárshegy sandstone over Tárd Clay). Bállá and Dudko (1989) was the first to recognize, that the Buda line does nőt coincide with any fault on the surface. Structural analysis Structural analysis comprises the observation of brittle structures, determination of the stress axes. Kinematics of the faults indicated on earlier maps (Wein, 1972, 1977a, b) were modified the on the basis of direct tectonic data and the orientation of the stress field (Fig. 4). Three main stress fields were demonstrated and a fourth is suspected. While the Laté Eocéné and the Oligocene-Early Miocéné structures were formed by the same stress field. The early (Laté Eocéné) activity of the faults is suggested by the existence of a Fodor L. et al. : A budai paleogén 241 Laté Eocéné paleoslope, unstable depositional environments, occurrence of neptunian dykes, etc. Cretaceous Cretaceous structures were mapped by Wein (1977a). The NW-SE trending folds and reverse faults were formed by NE-SW oriented compression (Figs. 58a, 59a). The deformation of the brittle dolomité was accommodated by brecciation rather than faulting or folding. Laté Eocene-Early Miocéné The Laté Eocene-Early Miocéné stress field was represented by a WNW-ESE to NW-SE compression and NNE-SSW to NE-SW extension (Figs. 58-59). NE-SW trending mesoscale folds and reverse faults were demonstrated at the Hármashatár- •• hegy-Kecske-hegy (Chapters 2.6, 2.7, Figs. 1, 52) and in Üröm (Supplement 1). Parallel reverse faults, folds are really figured on the geological map (Wein, 1977) and were described by earlier authors (citations in Bállá & ÖUDKO, 1990). NNE-SSW to ENE-WSW trending morphological elevations have Triassic rocks in their core and Eocéné sediments on the flanks. The dip direction of the Eocéné rocks is subparallel to the slope. The dip degree of the Eocéné layers decrease upward both in outcrop or map-scale and a number of layers are pinching out on these slopes (Magyari, 1990b) (Fig. 13). The Eocéné sediments often show redeposited natúré. These observations and the subperpendicular orientation of the compresssion with respect to the strike of the ridges suggest that these are compressional antiforms (Magyari, 1990; Fodor et al., 1992). The highest antiform (named here as János Hill antiform) is extending from Budaörs through the János-hill to the Hármashatár Hill (Fig. 59b). On its southeastem side smaller and shorter antiforms and monoclines define a complicated pattem; such structures were detected from Budaörs to the Gellért Hill, near the Tündér-szikla (Chapter 2.4, Fig. 35), on the Mátyás Hill (Chapter 2.6, Fig. 44). In the core of the János Hill anticline, on the Kecske Hill a reverse fault cut through the Eocéné layers (map of WEIN, 1972; Fig. 43). At the southwestem continuation of this fault, on the János Hill itself the fault does nőt occurr on the surface (Fig. 34). It may remain a blind fault at this segment. Similar blind faults are supposed below other antiforms; they can be considered as fault propagation folds (Figs. 45, 60) (Suppe, 1983). At their frontal part, the reverse faults do nőt cut up to the surface; bút along the lateral ramps the connecting fault segments are gently covered or nőt covered at all. On the Tündér Hill and the Mátyás Hill the Nummulites limestone mostly covers the synsedimentary faults and related clastic wedges, bút minor successive motions induced soft-sedimentary deformations in the limestone as well (Figs. 10, 35, 45, Plate XVII/2) (Magyari & Fodor, in Chapters 2.4, 2.6). The vergency of the blind faults seems to be southeastward on the hasis of the monoclines, microstuctures and the decreasing heights of the fault-propagation folds. All these faults are named “Buda scales”. These blind faults are supposed to merge intő 242 Földtani Közlöny 124/2 a shallow, subhorizontal detachment surface. Triassic shales, Permian evaporites can serve as shearing horizons. Dextral, sinistral strike-slip faults were trending E-W, NNW-SSE, respectively (Fig. 58b). One of the larger dextral fault zone is extending form Budaörs to the Gellért hill (Fig. 59b). This zone is consisted of en echelon antiforms. They can be considered as part of a positive tlower structure (Fig. 27) (M AGY ARI, 1990b and this study). In the core of the antiforms reverse-dextral faults were observed (Fodor et al., 1992). The other important dextral zone was mapped at the Csillaghegy (Supplement 1). En echolon folds, reverse faults and normál faults were associated to the four mapped faults. Structures affected Lower Oligocene sediments. However, Upper Eocéné sedimentary dykes and the synsedimentary fault in the Csillaghegy quarry (Fig. 48) clearly demonstrate Laté Eocéné movements. This zone represents the continuation of the dextral fault on the northem margin of the Nagykovácsi basin (Fig. 59b). Right lateral displacement of this fűlt was suggested by Bállá and Dudko (1989) on the basis of displaced Triassic facies boundaries. NW-SE trending normál faults were formed by NE-SW oriented tension. The direction of the minimál stress axes are close in this pure tensional and the strike-slip type stress field. Thus they can altemate in time due to permutation of the maximai horizontal stress axes, al and o2. The main normál faults are between the János Hill •• (Ördög valley), south and north of the Harmashatár Hill (Solymár trough) and around the Nagy-Kevély Hill (Fig. 59c). At this latter region the beds dip opposite to the faults and define domino-type tilted blocks (Mandl, 1987; Wernicke and Burchfiel, 1982). The dip degree decreases upward in the Eocéné and Oligocene beds, thus the tilting occurred partly between the Eocéné and Oligocene. Sedimentary dykes are often associated with the previously described structures. Each member of the Upper Eocéné series is represented as infilling of these dykes. However, the most frequent infill are the mari and sandstone, limestone dykes occur only on the Tündér Hill (Fig. 31, Plate XV/2). The dykes mainly penetrated intő Triassic rocks, bút marly, sandy dykes occur in Eocéné breccia (Odvas Hill, Tündér Hill) and conglomerate dykes in limestone (Csillag Hill). Somé of the dykes were reopened nad füled several times (Magyari, 1991a). The dykes, particularly the marly ones are often silicified. BÁLDI and Nagymarosy (1976) described chalcedony dykes in the silicified Lower Oligocene Hárshegy sandstone. While the overlying Kiscell clay does nőt show any sign of silicification, this process cold take piacé in the early Oligocene (BÁLDI and NAGYMAROSY, 1976). The strike of the Eocéné and Early Oligocene dykes are similarly oriented WNW-ESE or NW-SE. E-W or N-S trending dykes are few. Structurally, the dykes can be considered as tension gashes which are perpendicular to the tension (Ramsay and Huber, 1987; MoNTENATet al., 1987). This tensional direction is close to that one obtained from striated microfaults; All of these features were formed by the same stress field. Part of the calcite and barite veins are oriented between N-S and E-W, mainly trending NW-SE. They are interpreted to be formed by NE-SW oriented tension. Chapters 2. 3-2. 7 give several arguments fór laté Eocéné synsedimentary tectonics along structures formed in this stress field. The synsedimentary dykes, silicified veins were formed by the same stress field during the Laté Eocene-Early Oligocene. Somé of the dextral strike-slip and reverse faults affected Kiscellian sediments thus the FODOR L. et al . : A budai paleogén 243 deformation partly took piacé during the Laté Oligocene. Normál faults dissect Upper Oligocene sediments, so the tensional stress field remained active at least until the Early Miocéné. Baryte veins in the József Hill Cave (Fodor et al., 1991a) can give the youngest (early Badenian) time constraint fór the deformation. In summary, the WNW-ESE compression and perpendicular tension seem to be active from the Middle Eocéné up to the early Badenian. It is possible that the stress field became more tensional rather than strike-slip type at the end of the phase (Early Micene). This phase was described earlier by Wein (1977a) as the Pyrenean phase. However, he did nőt give a precise time constraint and did nőt recognize its importance in the tectonic evolution of the hills. On the other hand, Pávai-Vajna (1934) and HORUSITZKY (1943, 1961) assumed correctly the compressive natúré of this phase. However, they provided very few evidences fór their ideas, so this study gives the First, detailed description of the Laté Eocene-Early Miocéné deformation. Middle Miocene-Pliocene The stress field was charaterized by horizontal a3, varying between E-W and SE-NW. Important structures of this stress field are somé newly formed, NE-SW trending normál faults (Fig. 58c). However, the main characteristics of this deformation is the reactivation of the older faults oriented between NNW-SSE and ENE-WSW as normál or normal-oblique faults. Such normál -dextral faults limit the Hármashatár Hill and the Gellért Hill (Fig. 59d). The Budaörs shear zone probably changed its kinematics and became a sinistral fault zone. However, this later displacement do nőt show large separation. Within this zone, sedimentary dykes were formed with Pannonian (Laté Miocéné) infill (Odvas Hill, Ördögorom, Szekrényes Hill). This stress filed affected all formations including the Middle Miocéné. The deformed Middle Miocéné rocks and the Upper Miocéné dykes show that the deformation continued during the Laté Miocéné and probably the Pliocene as well. Sedimentological and tectonical observation on the Tétény plateau demonstrate that the tensional stress field was oriented SE-NW already in the Middle Miocéné (Middle Badenian-Sarmatian). Bergerat et al. (1983) measured NE-SW trending synsedimentary dykes in Badenian and Sarmatian sediments. PALOTÁS (1991, and Chapter 2.8) pointed out that the Sarmatian depositonal environment was characterized by large-scale (4-10 m) calcareous sand dunes which were dissected and probably controlled by N-S to ENE-WSW trending synsedimentary faults and dykes (Plates XXII-XXIII). These structures were formed by NE-SW tension (Fig. 57). Quaternary deformation Most of the antiforms, and monoclines were interpreted as Quaternary “pseudodiapir horsts” by Wein ( 1977a, b). The arguments fór this supposed young tectonics would be faults or tilting at the edge of the horsts. However, such structures are few (Fig. 59e). 244 Földtani Közlöny 124/2 On top of several horsts Plio-Quatemary fresh-water limestones are present. They are connected to the terraces of the river Danube and are progressively younger with decreasing topographic position (PÉCSI et al., 1985). However, there is no clear evidence fór synchronous limestone horizons situated actually at different topographic levels. Therefore, the existence of such fresh-water limestone does nőt necessarily suggest a young, selective (fault related), bút a uniform uplift of the entire Buda Hills. The actually available data do nőt support the idea of large-scale Quatemary deformation. The observed faults are trending NW-SE suggesting a NE-SW tension. This stress field would be in agreement with the orientation of the recent stress filed (GERNER, 1992). The relationship between the laté Eocéné and early Oligocene tectonics and sedimentation The laté Eocéné tectonics largely controlled the sedimentation and this control is reflected several ways. Four main lithofacies associations make the Upper Eocéné sequence: conglomerate-breccia-sandstone-siltsone, different type of shallow water limestones, calcareous mari and mari (Buda Mari). These facies were deposited in gradually deepening marine environment (BÁLDI & BÁLDI-BEKE, 1985). Despite the generál subsidence up to shallow bathyal depth, these were heterochronous within the area. Therefore the facies associations are nőt synchronous bút heteropic. One of the best arguments fór this statement is the section on the Martinovics Hill (Fogarasi, 1991, Chapter 2.1, Figs. 7, 10.). There all the four lithofacies are present, bút they are intercalating; conglomerate occurs in the limestone and in the mari, calcareous turbidites intercalate within the mari. This section alsó shows the most generál features of the sedimentation which is their resedimented natúré. Redeposition took piacé by a large variety of gravity flows. Somé of the breccia bodies were probably deposited by rock fali (Odvas Hill, Zugliget, Chapters 2.3, 2.4, Figs. 14, 29). This rockfall could be induced by earthquakes (Magyari, 1991b). The basal clastic members of the sequence show massive structure with weak inverse or normál gradation and the mixture of the soft sediment (Magyari, 1991a, FODOR and Kázmér, 1989). The limestones show particular deformational structures (Chapter 2.3, Fig. 10, Plates VII— XIII). They are rarely well-bedded, bút rather form more or less connected lenses. These are often asymmetric, having a steep, shorter side and a longer, antithetically dipping side. At somé cases, the lenses are totally separated or are displaced along the steep side. The lenses are interpreted as boudinage structures which were formed prior to lithification. The State of development of boudins partly depends on the mari content of the layer, bút partly on the intensity of deformation. This is well demonstrated in “pure” Nummulites or Discocycli na limestone, where lenses containing non-oriented foraminifera tests are bounded by zones of well-oriented foraminifers. These zones are interpreted as shear zones having affected the soft sediment. This soft sediment shearing mainly occurs along the former bedding planes and along the steep sides of the boudins. This geometry resembles extensional cleavage of Platt and Vissers (1980). The stretching of the limestone accommodates the lengthening of the FODOR L. et al.: A budai paleogén 245 depositional piacé. It occurs on paleoslopes due to the uplift of the slope edge and tilting of the slope itself. Allodapic limestones are frequent in the mari series (Boda and MONOSTORI, 1972; Varga, 1985; Nagymarosy, 1987b). Grains (calcareous algae, benthic foraminifers, echinoids, etc.) dérivé from shallow platforms. These calcarenite layers show gradation, erosive base, lamination, thus represent part of the Bouma cycle. They were deposited by turbiditic currents. Slump folds occur in each facies associations (Odvas Hill, Gellért Hill, Csillaghegy, etc; Fig. 16.). The mechanisms of the redepositon necessitates greater disintegration of grains of the soft sediment going upward in the sequence. This disintegration permits longer transport distance toward the basin center, this is why turbiditic calcarenites are more frequent away from the basin edge. All these redeposition features eventually could be induced by simple overloading of the sedimentary pile. However, their abundance rather suggest seismic shocks probably related to active tectonics. Paleoslopes Laté Eocéné palaeomorphology was characterized by narrow plateaus and (50-100 m high) slopes. These slopes were demonstrated in each study area (Budaörs, János Hill, Mátyás Hill, Csillaghegy; Chapters 2.3, 2.4, 2.6, 2.7; Figs. 34, 45, 55). The slopes are controlled by brittle structures namely flanks of synsedimentary anticlines or blind faults. On the narrow plateaus the sequence is reduced, the basal clastic meber is often missing. They were sometimes uplifted and slighly karstified during the Laté Eocéné. The actual outcrops mainly correspond to the slopes where redeposition is frequent. The “basin piáin” was probably situated east of the Danube (Fig. 59). The whole system of antiforms and monocline southeast of the János Hill represents one large paleoslope, the Buda slope. Several observations suggest synsedimentary faulting. The dip degree is genarally decreasing upward in the sequence. Similar, small-scale examples are described by BÁLDI et al. (1983) and Magyari (1991b) and in this study (Figs. 13, 45, 49, Plate XXI/2). The decrease of dip degree is interpreted as the sign of synsedimentary tilting of the slope or due to the differential uplift on sides of a fault. Due to the tilting and faulting, wedge shape sedimentary bodies were formed along the slope while on the plateaus the thickness remains small (Fig. 49). Synsedimentary faults occur on the Tündér-szikla on the Mátyás Hill and Csillaghegy (Chapters 2.4, 2.6, 2.7; Figs. 44-45). Along the faults bedding is often dragged to steep position while the bedding planes serve as gliding surfaces fór redepositional processes. At the first stage of the deformation, faults probably reached the surface and influenced directly the deposition of talus cones. Earthquakes triggered rockfalls (Fig. 61a). Due to the gradual subsidence, most of the faults became covered by limestones. However, their continuing activity is suggested by soft-sediment deformation, redeposition (Figs. 61b,c). The propagation of blind reverse faults induced the gradual 246 Földtani Közlöny 124/2 heightening of the antiforms. The highest, János Hill antiform remained near the surface of the sea and supplied clastics intő the hasin (Figs. óla, 62). The Buda Mari is more and more argillaceous toward the Tárd Clay. This tendency marks the nivellation of the topography. The Tárd Clay was deposited on the eastem side of the János Hill anticline while the western side was uplifted (due to tectonics?) and part of the Eocéné series was eroded. The eroded matériái can be represented as the middle, sandy part of the clay and by somé conglomerate intercalations (Varga, 1982; Nagymarosy, 1987a). However, the János Hill high could serve as a barrier against sediment transport from the eroded western side. Similar scenario could be envisaged fór the laté Kiscellian (Fig. 61d) . The quartz matériái of the Hárshegy Sandstone was transported from the NE (Báldi and Nagymarosy, 1976), along the János Hill antiform. This ridge separated totally the nearshore sandy and bathyal clayey depositional environments NW and SE, respectively. Interpretation of the Buda line Investigations of this study clearly demonstrate that the Buda line does nőt correspond to any surface fault. This conclusion is in good agreement of earlier suggestion of Bállá and Dudko (1989). The direction of Middle Eocene-Early Miocéné compression is perpendicular to the facies boundaries. Thus any structures, corresponding to the line must be compressional. The extension of both of the Buda Mari and the Hárshegy sandstone correspond fairly well with the erest of the János Hill antiform. Therefore we interpret the erest as the surface expression of the facies boundary. While the antiform is probably underlain by a blind reverse fault, the formation of facies boundaries was connected to reverse faulting and nőt to strike-slip or normál faulting (Fodor et al., 1992). While the Cretaceous compression seems to be sub-parallel to the Buda line, it can hardly play important role (as contractional structure) during the Cretaceous. Role of the structures of the Buda Hills in the Bakony unit The main structures of the Buda Hills can be followed in the Bakony unit. The Nagykovácsi-Csillaghegy dextral zone continues to the west as far as Tatabánya, along the Southern bordér of the Eocéné coal basins of Nagyegyháza and Mány (Bállá and Dudko, 1989) (Fig. 63). These depressions contain breccia bodies at the base and inside the sedimentary pile. These bodies are thickening northward (FÁY-TÁTRAY, 1984) and can be interpreted as synsedimentary fan-deltas or talus cones. The Budaörs shear zone can be connected to the tectonic line west of the laké Velence (Bállá and Dudko, 1989). This line cut through somé tectonic remnants of Eocéné basins (Balatonbozsok, Úrhida) and is parallel to other dextral faults east of the laké (Dudko, 1988). All these latter faults are (sub)parallel to the southeastem bordér of the Bakony unit. They are connected to the juxtaposition of the North and South Pannonian units (Csontos, 1992). The juxtaposition was induced by the escape of the East FODOR L. et al.: A budai paleogén 247 Alpine-North Pannonian unit eastward (KÁZMÉR and Kovács, 1985; Bállá, 1985, 1988a). In our previous study (Fodor et al., 1992) we suggested that the Laté Eocéné dextral motion along the southeastem bordér of the Bakony unit indicate a laté Paleogene beginning of the escape motion. However, Fodor (in press) demonstrate that sinistral displacement can hardly took piacé along the northem side of the escaping block. Therefore, the role of the (Middle) Laté Eocéné dextral motion along the Mid-Hungarian zone (southeastem bordér of the Bakony unit) has to reconsidered. The numerous dextral faults probably reflect oblique convergence of the Adriatic microplate and Europe and the asymmetric deformation of the intercalated East Alpine-North Pannonian unit. 248 Földtani Közlöny 124/2 1 . táblázat. A tektonikai mérőhelyek listája Table 1. List of the tectonic measurements 1 Nagyszénás FODOR (1989), nem publikált 2 Hosszú-erdő-hegy BERGERAT (1982), nem publikált 3 Remete-hegy, Budaliget Bergerat (1982), nem publikált 4 Fazekas-hegy FODOR & GYŐRÉI, e tanulmány 5 Hárs-hegy Bergerat (1982), nem publikált és Fodor (1988) 6 Ferenc -halom Fodor & GyóRFI, e tanulmány 7 Alsó-Kecskehegy Bergerat (1982), nem publikált 8 Mátyás-hegy Fodor (1989, 1990) nem publikált 9 Pusztaszeri út FODOR (1990), nem publikált és e tanulmány 10 József-hegy FODOR és társai (1992) 11 Martinovics-hegy Bergerat (1982), nem publikált és Fodor & Fogarasi, e tanulmány 12a Gellérthegy Fodor és BENKOVICS, e tanulmány 12b Gellérthegy Bállá & Dudko (1990) 13 Ördögorom Fodor & Kázmér (1989) 14 Kőhegy Magyari (1991b) és Fodor (1989), nem publikált 15 Odvas-hegy Magyari (1991b) 16 * Ut-hegy Bergerat (1982), nem publikált 17 Szekrényes FODOR (1989), nem publikált 18 Budaörs, Kecske-hegy Fodor (1989), nem publikált és Fodor et al. (1992) 19 János-hegy Magyari, e tanulmány 20 Páty Bergerat (1982), nem publikált 21 Sóskút Palotás (1991) 22 Tök Fodor & Magyari (1989), nem publikált 23 Pilisborosjenö Bergerat (1982), nem publikált 24 Üröm, Laposbánya Bergerat és társai (1984) 25 Üröm, Kráter-bánya Fodor, e tanulmány 26 Csillaghegy Fodor, e tanulmány 27 Péter-hegy Fodor, e tanulmány 28 Csobánka Báldi & Nagymarosy (1976) 29 Üröm, Ezüst-hegy Báldi & Nagymarosy (1976) 30 Pesthidegkút, Tök-hegy Báldi & Nagymarosy (1976) 31 Pesthidegkút, Vöröskővár Báldi & Nagymarosy (1976) 32 Telki, sziklafal Báldi & Nagymarosy (1976) Fodor L. et al.: A budai paleogén 249 Irodalom - References ANDERSON, E. M. (1951): The Dynamics of Faulting. Olivér and Boyd, Edinburgh, 206 p. ANGELIER, J. (1979): Néotectonique de l’arc egéen. - Société Géologiquedu Nord, Publication 3 , Villeneuve d’Ascq. ANGELIER, J. (1984): Tectonic analysis of fault data sets. - Journal of Geophysical Research 89, 5835-5848, Washington. ANGELIER, J. & MECHLER, P. (1977): Sur une méthode graphique de recherche des contraintes principales égallement utilisable en tectonique et en séismologie: la méthode des diédres droits. - Bulletin de la Société Géologique de Francé (7), 19, 1309-1318, Paris. ANGELIER, J. & BERGERAT, F. (1983): Systémes de contrainte et extension intracontinentale. - Bulletin des Centres de Recherches Exploration-Production Elf-Aquitaine 7/1, 137-147, Pau. ARTHAUD, F. & MattaüER, M. (1969): Exemple de stylolite d’origin tectonique dans le Languedoc, leurs relation avec la tectonique cassante. - Bulletin de la Société Géologique de Francé (7), 11, 738-744, Paris. BÁLDl T. (1958): Adatok Budafok és Törökbálint környékének rétegtani viszonyaihoz. [Contributions to the stratigraphy of the Budafok-Törökbálint region] - Földtani Közlöny 88, 428-436, Budapest. (In Hungárián with English summary). BÁLDl T. (1979): Magyarországi oligocén és alsómiocén formációk kora és képződésük története. [The age and sedimentary environments of Oligocene and Early Miocéné formations in Hungary]. Akadémiai doktori értekezés. ELTE Földtani Tanszék, Budapest, 199 p. (In Hungárián) BÁLDl T. (1983): Magyarországi oligocén és alsómiocén formációk [Oligocene and Miocéné formations in Hungary]. Akadémiai Kiadó, Budapest, 293 p. (In Hungárián) BÁLDl T. (1986): Mid-Tertiary Statigraphy and Paleogeographic Evolution of Hungary. Akadémiai Kiadó, Budapest, 201 p. BÁLDl T. & NAGYMAROSY A. (1976): A Hárshegyi Homokkő kovásodása és annak hidrotermális eredete [Silification of the Hárshegy Sandstone and its hydrothermal origin]. - Földtani Közlöny 106/3, 257-275, Budapest (In Hungárián with English summary). BÁLDl T. & BÁLDl-BEKE M. (1985): The evolution of the Hungárián Paleogene basins. - Acta Geologica Hungarica 28, 5-28, Budapest. BÁLDl T. & NAGYNÉ GELLAI Á. (1990): Az esztergomi oligocén medencetöredék süllyedéstörténete [Subsidence history of an Oligocene basin fragment at Esztergom, Hungary]. - Általános Földtani Szemle 25, 119-149, Budapest. (In Hungárián with English summary) Báldi T., Báldi-BekeM., Horváth M., Kecskemétit., Monostori M. & Naoymarosy A. (1976a): A Hárshegyi Homokkő Formáció kora és keletkezési körülményei [Altér und Bildungsverháltnisse des Hárshegyer Sandsteins]. - Földtani Közlöny 106/4, 353-386, Budapest (In Hungárián with Germán summary). BÁLDl T., Horváth M. & Nagymarosy A. (1976b): Jelentés az 1975-76. évi oligocén formációkutatásokról [Report on research of Oligocene formations in 1975-76.]. Kézirat (Manuscript), ELTE Földtani Tanszék könyvtára. (In Hungárián) BÁLDl T., Horváth M. & Nagymarosy A. (1978): Jelentés a Metró Élmunkás tér-Vörösvári út közötti szakaszának biosztatigráfiai alapkutatásáról [Report on biostratigraphic investigations at planned underground between Élmunkás square and Vörösvár road]. - Kézirat (Manuscript), ELTE Földtani Tanszék könyvtára. (In Hungárián) Báldi T., Horváth M., KázmérM., Monostori M., Nagymarosy A. & Varga P. (1983): The Terminál Eocén Events. Field Guide to Laté Eocéné (Priabonian) Early Oligocene (Kiscellian) Profiles of Hungary. Visegrád Meeting, Department of Geology, Eötvös University, 75 pp., Budapest. Báldi T., Horváth M., Nagymarosy A. & Varga P. (1984): The Eocene-Oligocene boundary in Hungary. The Kiscellian Stage. - Acta Geologica Hungarica 27, 41-65, Budapest. BÁLDI-BEKEM. (1972):The nannoplanktonof the Upper Eocéné bryozoan and Buda maris. - Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungaricae 16, 21 1-228, Budapest. BÁLDl-BEKE M. (1984): A dunántúli képződmények nannoplanktonja [The nannoplankton of the Transdanubian Palaeogene formations]. - Geologica Hungarica, series Palaeontologoca 43, 1-307. Budapest, (In English 153-215). 250 Földtani Közlöny 124/2 BÁLLÁ Z. (1985): The Carpathian loop and the Pannonian Basin: a kinematic analysis. - Geophysical Transactions 30/4, 313-353, Budapest. BÁLLÁ Z. (1988a): Clockwise paleomagnetic rotations in the Alps in the light of the structural pattem of the Transdanubian Rangé (Hungary). - Tectonophysics 145, 277-292, Amsterdam. BÁLLÁ Z. (1988b): On the origin of the structural pattem of Hungary. - Acta Geologica Hungaríca 31, 53-63, Budapest. BÁLLÁ Z. (1989): A diósjenői diszlokációs öv újraértékelése [Reinlerpretation of Diósjenő Beit] . - A Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet Évi Jelentése 1987-ról, 45-57, Budapest. (In Hungárián) Bállá Z. & Dudko A. (1989): Large-scale Tertiary strike-slip displacements recorded in the structure of the Transdanubian Rangé. - Geophysical Transactions 35/1-2, 3-63, Budapest. BÁLLÁ Z. & Dudko A. (1990): Földed Oligocene beds in Budapest. - Acta Geologica Hungaríca 33, 31-42, Budapest. Bállá Z., Redler-TÁTRAI M. & Dudko A. (1987): A Közép-Dunántúl fiatal tektonikája földtani és geofizikai adatok alapján [Young tectonics of Middle-Transdanubiaon basis of geological and geophysical data]. - A Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet Évi Jelentése 1986-ról, 74-94, Budapest. (In Hungárián) BARTHA A. (1992): Upper Eocéné Echinoidea from Buda Hills, Hungary. - Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 29, 189-217, Budapest. BERGERAT, F., GEYSSANT, J. & KÁZMÉR M. (1983): Une tectonique synsédimentaire originale du Miocéné moyen des environs de Budapest, marqueur de l’extension du Bassin Pannonién. - Comptes rendus de l’Académie des Sciences, Sér. II, 296, 1275-1278, Paris. BERGERAT, F., Geyssant, J. & Lepvrier, C. (1984): Etűdé de la fracturation dans le bassin pannonién: mécanismes et étapes de sa création. - Annales Société Géologique du Nord 103, 265-272, Villeneuve d’Ascq. Boda J. & MONOSTORI M. (1972): Adatok a budai márga képződési körülményeihez [Contributions to the Formation of the „Buda Maris” - Paleogene]. - Őslénytani Viták 20, 63-70, Budapest (In Hungárián with English summary). BODÓ K. (1992): Study of Laté Eocéné Bivalves from Buda Hills. - Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 29, 217-237, Budapest. BOUMA, A. H. (1962): Sedimentology of Somé Flysch Deposits. Elsevier, Amsterdam, 168 p. BUTLER, R. W. H. (1982): The terminology of structures in thrust belts. - Journal of Structural Geology 4, 239-245, Oxford. COLETTA, B. & ANGELIER, B. (1983): Tectonique cassante du nord-ouest mexicain et ouverture du Golfé du Califomie. - Bulletin des Centres de Recherches Exploration-Production Elf-Aquitaine 7/1, 433-441, Pau. CONIGLIO, M. & JAMES, N. P. (1990): Origin of fine grained carbonate and siliciclastic sediments in an Early Paleozoic slope sequence, Cow Head Group, western Newfoundland. - Sedimentology 37, 215-230, Oxford. COOK, H. E., FlELD, M. E. & GARDNER, I. V. (1982): Characteristics of sediments on modem and ancient Continental slopes. In: SCHOLLE, P. A. & SPEARING, D. (eds.): Sandstone Depositional Environments. - American Association of Petroleum Geologists, Memoir 31, 329-364, Tulsa. COWARD, M. P. & GlBBS, A. D. (1986): Structural interpretation with emphasis on extensional tectonics. - Joint Áss. Petr. Expl. Courses Notes 49, 362 p. CSONTOS L., NagymarOSY A., Horváth F. &KOVÁÖ, M. (1992): Tertiary evolution of the Intra-Caipathian area: a model. - Tectonophysics 208, 221-241, Amsterdam. CSONTOS L., Tari G., BERGERAT F. & Fodor L. (1991): Structural evolution of the Carpatho-Pannonian area during the Neogene. - Tectonophysics, 199, 73-91. DUDICS V. & NÁDOR A. (1986): Budaörs - Terepgyakorlati jelentés (Report on field work), ELTE Kőzettan- Geokémiai Tanszék, 24p. DUDKO A. (1988): A Balatonfö-velencei terület szerkezetalakulása [Tectonics of the Balatonfo-Velence area - Hungary]. - Földtani Közlöny 118, 207-218, Budapest (In Hungárián with English summary). DUDKO A. (1991): A Balatoniéi vidék szerkezeti elemei [Structural elements of Balaton Highlands]. - Kirándulásvezető (Field Guide). A MÁFI kiadványa, 61 p, Budapest. DUNHAM, R. J. (1962): Classification of carbonate rocks according to the depositional texture. In: Ham, W. E. (ed.): Classification of Carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 1, 108-121, Tulsa. Fodor L. et al.: A budai paleogén 251 FÁY-TÁTRAY M. (1984): Contribution to Ihe lithology of the reworked clastic dolomité complex of the Southern Gerecse forelands (Transdanubia, Hungary). - Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 24, 151-166, Budapest. FEKETE Z. (1935): Adatok a hárshegyi homokkő geológiájához. [Beitrage zűr Geologie des oligozanes Sandsteins dér Umgebung von Budapest]. - Földtani Közlöny 65, 126-150, Budapest (In Hungárián with Germán summary). FERENCZ1 1. (1925): Adatok a Buda-Kovácsi hegység geológiájához. [Daten zűr Geologie des Buda-Kovácsier Gebirgesj. - Földtani Közlöny 55, 196-21 1, Budapest (In Germán 349-366). FODOR L. (1988): Mikrotektonikai vizsgálati és paleofeszültség-számítási módszerek és azok magyarországi tercier képződményeken való alkalmazásának kritikai áttekintése [A critical view of methods of microtectonic investigations and stress modelling and their application to Tertiary beds in Hungary]. - Kézirat (Manuscript), ELTE Általános és Történeti Földtani Tanszék, 60 p. (In Hungárián) FODOR L. (1991): Evolution tectonique et paléo-champs de contrainte oligocéne á quatemaire dans la zone de transition des Alpes Orientales-Carpathes Occidentales: Formation et développement des bassins de Vienneet Nord-Pannoniens.- Doktori disszertáció (Thése de Doctorat), Université P. ét M. Curie, Paris, 215 p. FODOR L. & Kazmer M. (1989): Clastic and carbonate sedimentation in an Eocéné strike-slip basin at Budapest. In: CSÁSZÁR, G. (Ed.): lOth IAS Régiónál Meeting, Excursion Guidebook, Hungárián Geological Institute, Budapest, 227-259. FODOR L., SztanÓ O. & varga P. (1990): Lejtőcsuszamlásos formák a gerecsei felsó-eocén Piszkei Márgában [Slope-controlled sedimentary forms in Upper Eocéné Piszke Mari in Gerecse Hills] . - Kézirat (Manuscript), Budapest, ELTE Ált. Tört Földtani Tanszék, 14 p. (In Hungárián) FODOR L., LeÉL-ÓSSY SZ. &TARI G. (1991a): En echelon fractures in a dextral shearzone: Tectonic heritage fór a hydrothermal cave (Budapest, Hungary). - Terra Nova 4, 165-170, Oxford. FODOR L., Magyarj A. & Fogarasi a. (1991b): Buda Mountains: Eocéné Tectonics and Sedimentology. In: TOROK A. (Ed.): Excursion Guidebook of the lst International Meeting of Young Geologists, Budapest, 141-162. Fodor L., Nagymarosy A., Fogarasi A., Magyari Á., Palotás K. & Gatter I. (1991c): A Budai szerkezeti öv földtani-tektonikai kutatása. - KK Jelentés, ELTE Ált. és Tört. Földtani TSz. Fodor L., Magyari Á., Kázmér M. & Fogarasi A. (1992): Gravity-flow dominated sedimentation on the Buda paleoslope (Hungary) Record of Laté Eocéné Continental escape of the Bakony unit. - Geologische Rundschau 81/3, 695-716, Stuttgart. FODOR L., MaRKO F. et NEMÖOK M. (1990): Evolution microtectonique et paleo-champs de contraintes du Bassin de Vienne. - Geodinamica Acta, 4/3, 147-158. FOGARASI A. (1991): Evidence fór carbonate slope environment during Laté Eocéné time in Budapest, Hungary. - European Union of Geosciences VI Meeting, Strasbourg. - Terra Abstracts 3, 346. FÖLDVÁRI A. (1933): Új feltárások a Sashegy északkeleti oldalán [Über neuere Aufschlüsse am NO-Abhang des Sashegy in Budapest]. - Földtani Közlöny 63/7-12, 221-233, Budapest. (In Hungárián) FOLK, R. L. (1962): Spectral subdivision of limestone types. In: Ham, W. E. (Ed.): Classification of Carbonate Rocks. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 1, 62-84, Tulsa. GATTER I. & Molnár F. (1990): Börzsönyi, budai és telkibányai érces zónák ásványainak fluidzárvány- vizsgálata [Investigations on fluid inclusions of ore-bearing zones in Börzsöny and Buda Hills and near Telkibánya]. In: DÓDONY I., Gatter I. & MOLNÁR F.: Börzsönyi, budai és telkibányai érces zónák ásványainak kristályszerkezeti és fluidzárvány-vizsgálata. KK Jelentés, ELTE Ásványtani Tanszék, 35 p. (In Hungárián) GAUDEMER, Y. & TAPPONNIER, P. (1987): Ductile and brittle deformations in the northem Snake Rangé, Nevada. - Journal of Structural Geology 9, 159-180, Oxford. GELLAI Á. (1957): A budavidéki oligocén üledékfoldtani vizsgálata [Sedimentological investigations of Oligocene beds near Budapest]. - Szakdolgozat, ELTE Földtani Tanszék. (In Hungárián) GERNER P. (1992): Recens kőzet feszültség a Dunántúlon [Recent stress-field in Transdanubia - Western Hungary]. - Földtani Közlöny 122/1, 89-105, Budapest (In Hungárián with English summary). Gidai L. (1971): A Vértes-Gerecse és a Buda-Pilis hegységek közötti infraoligocén (Teleghdi Róth) küszöb (Le seuil infraoligocéne de Telegdi Roth, situé entre les montagnes de Vértes-Gerecse et de Buda-Pilis]. * * - A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ról, 115-121 (In Hungárián with French summary). Hably L. (1979): Somé data to the Oligocene flóra of the Kiscellien Tárd Clay, Hungary. - Annales Historico-naturales Musei Nationalis Hungarici 71, 33-53, Budapest. 252 Földtani Közlöny 124/2 HABLY L. (1989): Oligocén (kiscellien) makroflóra az óbudai Il-jelű fúrásokból [Oligocene-Kiscellien flóra of Óbuda II. drillholes]. - Őslénytani Viták 25, 155-164, Budapest. (In Hungárián) HANMER, S. & PASSCHIER, C.W. (1991): Shear-sense indicators: a review. - Canadian Geological Survey Paper xxx 91 p. HARDING, T. P. (1973): Newport-Inglewood Trend, Califomia - An Example of Wrenching Style of Deformation. - American Association of Petroleum Geologists Bulletin 57, 97-1 16, Tulsa. HARDING, T. P. (1974): Petroleum traps associated with wrench faults. - American Association of Petroleum Geologists Bulletin 58, 1290-1304, Tulsa. HARDING, T. P. (1985): Seismic characteristics and Identification of negative flower structures, positive flower structures and positive structural inversion. - American Association of Petroleum Geologists Bulletin 69, 582-600, Tulsa. HARLAND, W. B. (1971): Tectonic transpression in Caledonian Spitsbergen. - Geological Magaziné 108, 27-42, London. HOFMANN K. (1871): A Buda-Kovácsi hegység földtani viszonyai [[The geology of Buda-Kovácsi Hills] . - A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 1, 199-273, Pest. (In Hungárián) HENLEG, R. W. & ELLIS, N. J. (1983): Geothermal systems, ancient and modem: a geochemical review. - Earth Science Reviews 19, 1-50. HOOCKE, R. L. B. (1972): Geomorphic evidence fór Late-Wisconsin and Holocene tectonic deformation, Death Valley, Califomia. - Bulletin of the Geological Society of America 83, 2073-2098, Boulder. HORUSITZKY F. (1943): A Budai-hegység hegyszerkezetének nagy egységei [Tectonic units of Buda Hills]. - Beszámoló a Magyar Kir. Földtani Intézet Vitaüléseinek Munkálatairól 5, 238-251. (In Hungárián) HORUSITZKY F. (1961): Magyarország triász képződményei a nagyszerkezet tükrében [Triassic deposits in Hungary in the framework of tectonics]. - A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49, 267-278. (In Hungárián) HORUSITZKY H. (1933): Budapest székesfőváros geológiai viszonyairól [Die geologischen Verháltnisse dér Haupt- und Residenzstadt Budapest] - Földtani Közlöny 63, 117-153, Budapest (In Hungárián with Germán summary). HORUSITZKY H. (1939): Budapest dunajobbparti részének (Budának) hidrogeologiája - Hidrológiai Közlöny 18 (1938), 404 p. HORVÁTH F. & Tari G. (1987): Middle Triassic volcanism in the Buda Mountains. - Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 27, 3-16, Budapest. JASKÓ S. (1933): Adatok a Pálvölgy környékének tektonikájához [Daten zűr Kenntnis dér tektonischen Verháltnisse des Pálvölgy - Paul-tal -, Budapest]. - Földtani Közlöny 63/7-12, 224-225, Budapest. (In Hungárián) JASKÓ S. (1948): A Mátyás-hegyi barlang [The cave at Mátyás Hill]. - Beszámoló a Magyarhoni Földtani Társulat Vitaüléseiről 1943/3, 133-144. (In Hungárián) JASKÓ S. (1979): Az infraoligocén denudáció nyomai a Budai-hegységben [Spuren infraoligozánerDenudation im Budaer Gebirge] - Földtani Közlöny 109, 199-210, Budapest (In Hungárián with Germán summary). KÁZMÉR M. (1985a): Microfacies pattem of the Upper Eocéné limestones at Budapest, Hungary. - Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 25, 139-152, Budapest. KÁZMÉR M. (1985b): Folyamatos és hézagos felsőeocén rétegsorok tektonikai jelentősége a Budai-hegységben [Continuous and discontinuous Upper Eocéné sequences in the Buda Mts. - Hungary - and their tectonic implications] - Őslénytani Viták, 31. 65-69, Budapest (In Hungárián with English summary). KÁZMÉR M. & KOVÁCS S. (1985): Permian-Paleogene paleogeography along the eastem part of the Insubric-Periadriatic lineament system: Evidence fór Continental escape of the Bakony-Drauzug unit. - Acta Geologica Hungarica 28, 71-84, Budapest. KECSKEMÉTI T. (1989): Bathymetric significance of Recent larger foraminifera: an example of application to the Eocéné of Hungary. - Fragmenta Mineralogica et Palaeontologica 14, 73-82, Budapest. KECSKEMÉTI T. & VARGA P. (1985): Adatok az eocén/oligocén határkérdéshez újabb magyarországi szelvényekben, nagyforaminiferák alapján [Contribution au probléme de la limité Éocéne/Oligocéne sur la base des grands Foraminiféres étudiés dans de nouvelles coupes]. - Földtani Közlöny 115, 233-247, Budapest (In Hungárián with French summary). KOCYIGIT, A. (1990): Stratigraphy and natúré of the northem margin of the Karabük-Safranbolu Tertiary basin. - Bulletin of the Geological Society of Turkey 30/1, 61-70, Ankara. KORPÁS L. (1981): A Dunántúli-középhegységoligocén-alsómiocénképződményei [Oligocene-LowerMiocene formations of the Transdanubial Central Mountains in Hungary]. - A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 64, 140 pp, Budapest (In English 83-126). FODOR L. et al.: A budai paleogén 253 KOZUR, H. & MOCK, R. (1991); New Middle Camian and Rhaetian Conodonts írom Hungary and the Alps. Stratigraphic importance and tectonic implications fór the Buda Mountains and adjacent areas. - Jahrbuch dér Geologischen Bundesanstalt 134, 271-297, Wien. Kristan-Tollmann, E., Haas J. & KOVÁCS S. (1991): Kamische Ostracoden und Conodontender Bohrung Zsámbék-14 im Transdanubischen Mittelgebirge (Ungam). In: LOBITZEER, H. & CSÁSZÁR G. (szerk); Jubiláumsschrift 20 Jahre Geologische Zusammenarbeit Österreich-Ungam, pp. 193-219, Geologische Bundesanstalt, Wien. LOHEST, M. (1909): De l’origin des veines et des géodes des terrains primaires de Belgique. - Annales de la Société Géologique de Belge 36b, 275-282, Liege. Lowe, D. R. (1982): Sediment gravity flows: II. Depositional models with special reference to the deposits of high-density turbidity currents. - Journal of Sedimentary Petrology 52, 279-297, Tulsa. LÓRENTHEY J. (1907): Vannak-e juraidőszaki rétegek Budapesten? [Are there Jurassic beds near Budapest?] - Földtani Közlöny 37/9-1 1, 359-368, Budapest. (In Hungárián) * LÓRENTHEY J. (1911): Újabb adatok Budapest környéke harmadidőszaki üledékeinek geológiájához [Contributions to the Tertiary geology of the surroundings of Budapest]. - Mathematikai és Természettudományi Értesítő 29/1, Budapest. (In Hungárián) LÓRENTHEY J. & BEURLEN, K. (1929): Die fossilen Decapoden dér Lander dér Ungarischen Krone. - Geologica Hungarica, series Palaeontologica 3, 420 p., Budapest. * MAGYARI A. (1991a): Laté Eocéné sedimentation and tectonics in Odvas Hill, Budapest, Hungary. - European Union of Geosciences VI Meeting, Strasbourg. Terra Abstracts 3, 250. MAGYARI Á. (1991b): Késő-eocén üledékképződés és tektonika kapcsolata a Budaörsi-hegyekben. [Relations between Laté Eocéné tectonics and sedimentation in the Budaörs Hills]. - M.Sc. Thesis, Department of Geology, Eötvös University, Budapest, 95 p. (In Hungárián) Malavieille, J. & Lacassin, R. (1988): ’Bone-shaped* boudins in progressive shearing. - Journal of Structural Geology 10, 335-345, Oxford. Mandl, G. (1987): Mechanics of Tectonic Faulting. Models and Basic Concepts. - Developments in Structural Geology 1 . Elsevier, Amsterdam. MÁRTON E. & Fodor, L. (sajtó alatt): Combination of paleomagnetic and stress data — a case study from North Hungary. - Tectonophysics Mitchell, A. H. G. & Reading H. G. (1986): Sedimentation and tectonics In: READING, H. G. (ed.): Sedimentary Enviroments and Facies. Blackwell, London, 471-524. MONOSTORI M. (1965): Paláoökologische und Faziesuntersuchungen an den Obereozan-Schichten in dér Umgebung von Budapest. - Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 8, 139-149, Budapest. MONOSTORI M. (1987): Terminál Eocéné and Early Oligocene events in Hungary: changes of ostracod assemblages. - Acta Geologica Hungarica 30, 99-1 10, Budapest. MONTENAT, Ch. (ed.) (1990): Les Bassins néogénes du domaine bétique orientál (Espagne). Tectonique et sédimentation dans un couloir de décrochement. - Documents et Travaux de l’Institut Géologique Albert de Lapparent, Paris , 12-13, 392 p. MONTENAT, Ch., D‘Estevou, P. O. & Masse, P. (1987): Tectonic-sedimentary characters of the Betic Neogene Basins evolving in a crustal transcurrent shear zone (SE-Spain). - Bulletin des Centres de Recherches Exploration-Production Elf-Aquitaine 11, 1-22, Pau. NÁDOR A. (1992): A Budai-hegység paleokarszt-jelenségei és fejlődéstörténetük [Phenomenon and development of the palaeokarst of Buda Hills]. - Doktori értekezés. ELTE Általános és Történeti Földtan Tanszék, Budapest, 178 p. (In Hungárián) NAGYMAROSY A. (1974): Az észak-budai kiscelli agyag kőzetrétegtani és fáciestani feldolgozása [Lithostratigraphy and faciology of Kiscell Clay in North Buda]. - Szakdolgozat, ELTE Földtani Tanszék. (In Hungárián) NAGYMAROSY A. (1987a): Magyarország geológiai alapszelvényei. Budai-hegység, Budapest, Róka hegy, Ibolya utcai kőfejtő [Geological key profiles in Hungary, Buda Hills, Budapest, Róka Hill, quarry at * Ibolya Street]. Magyar Állami Földtani Intézet (In Hungárián) NAGYMAROSY A. (1987b): Magyarország geológiai alapszelvényei. Budai-hegység, Budapest. Pusztaszeri út, útbevágás [Geological key profiles in Hungary, Buda Hills, Budapest, Pusztaszer Road, road cut]. - * Magyar Állami Földtani Intézet (In Hungárián) NAGYMAROSY A. (1990): Paleogeographical and paleotectonical outlines of somé Intracarpathian Paleogene basins. - Geologicky zborník-Geologica Carpathica 41/3, 259-274, Bratislava. 254 Földtani Közlöny 124/2 NAGYMAROSY A. & BÁLDI-BEKE M. (1988): The position of the Paleogene formations of Hungary in the standard nannoplanktonzonation. - Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 28, 1-25, Budapest. Nagymarost A., Fodor L. & Magyari A. (1991): Eocene-Oligocene Stratigraphy, Tectonics and Sedimentology of Buda Mountains. - Field Trip of the Meeting on „Origin of Sedimentary Basins,” International Lithosphere Program, Mátraháza, Hungary, (Deptartmentof Geophysics, Eötvös U ni versity) 4-28, Budapest. NEMEC W. & STEEL R.J. (1984): Alluvial and Coastal conglomerate: their significant features and somé comments on gravelly mass flow deposits. - Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir 10, 1-31. Nicholson, C., Seeber, L., Williams, P. & Sykes, L. R. (1986). - Seismic evidence fór conjugate slip and block rotation within the San Andreas fault system, Southern Califomia. - Tectonics 5, 629-648. NlCOLAS, A. (1984): Principles de tectonique. Masson, Paris, 196 p. Nur, A. & Ron, H. (1987): Block rotation, fault domains and crustal deformation. - Annales Tectonicae, 1/1, 40-47. PALOTÁS K. (1991): A Tétényi-fennsík szedimentológiája és tektonikája a szarmatában (Sedimentology and tectonics of the Tétény Plateau in the Sarmatian]. - Szakdolgozat, ELTE, Általános és Történeti Földtani Tanszék, Budapest, 100 p. (In Hungárián) PavaI-VaJNA F. (1934): Uj kózetelőfordulások a Gellérthegyen és új szerkezeti formák a Budai hegyekben [Neue Gesteins-Vorkommen am Gellért-Berg und neue tektonische Formen im Budaer Gebirge]. - Földtani Közlöny 64/1-3, 1-11, Budapest (In Hungárián with Germán summary). PÉCSI M., SCHEUER GY., Schweitzer F., Hahn Gy. & PEVZNER M. A. (1985): Neogene-Quartemary geomorphological surfaces in the Hungárián Mts. In: KRETZOI M. & PÉCSI M. (eds.): Problem of the Neogene and Quartemary. Akadémiai Kiadó, pp. 51-63, Budapest. PETIT, J. P. (1987): Criteria fór the sense of movement on fault surfaces in brittle rocks. - Journal of Structural Geology 9, 597-608, Oxford. PLATT, J. P. & Vissers, R. L. M. (1980): Extensional structures in anisotropic rocks. - Journal of Structural Geology 2, 397-410, Oxford. POSTMA, G. (1983): Sedimentology of a shallow maríné mass flow dominated fan-delta (Abrioja Formation, Pliocene, SE Spain). In: POSTMA, G. (ed.): Sedimentology of „en-masse” transported sands and gravels in shallow maríné and lacustrine environments. - GUA Papers of Geology ser 1., 17, 26-80, Utrecht. RaMBERG, H. (1955): Natural and experimental boudinage and pinch-and-swell structures. - Journal of Geology 63, 512-526, Chicago. Ramsay, J. G. & HUBERT, M. I. (1987): The Techniques of Modem Structural Geology. Academic Press, London, 700 p. Ratschbacher, L., Frisch, W., Neubauer, F., Schmid, S.M. & Neugebauer, J. (1989): Extension in compressional orogenic belts: The Eastem Alps. - Geology 17, 404-407. Ratschbacher, L., Frisch, W. & Linzer, H. (1991): Lateral extrusion in the Eastem Alps, Part 2. Structural analysis. - Tectonics 10/2, 257-271. READING, H. G. (1980): Characteristics and recognition of strike-slip fault systems. In: BALLANCE, P. F. & READ1NG, H. G. (Eds.): Sedimentation in Oblique-slip Mobile Zones. - Special Publication, International Association of Sedimentologists 4, 7-26, Oxford. READING, H. G. (1991): The classification of deep-sea depositional systems by sediment calibre and feeder system. - Journal of the Geological Society 148, 427-430, London. ROYDEN, L. H & BÁLDI T. (1988): Early Cenozoic Tectonics and Paleogeography of the Pannonian and SurroundingRegions. In: ROYDEN, L. H. & HORVÁTH F. (eds.): The Pannonian Basin. A Study in Basin Evolution. - American Association of Petroleum Geologists, Memoir 45, 1-16, Tulsa, Budapest. ROZLOZSNIK P. (1935): Adatok a Buda-Kovácsi hegység óharmadkori rétegeinek ismeretéhez (Beitráge zűr Kenntnisdes Paláogensdes Buda-KovácsierGebirges]. - A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1925-28-ról, 65-86, Budapest (In Hungárián with Germán summary). SANDERSON, D. J. & MARCHINI W. R. D. (1984): Transpression. - Journal of Structural Geology 6, 449-458, Oxford. SCHAFARZIK F. (1921): A Szt. Gellérthegy geológiai viszonyairól (On the geology of Szt. Gellért Hill]. - Földtani Közlöny 50, 41-42, Budapest. (In Hungárián) SCHAFARZIK F. & Vendl A. (1929): Geológiai kirándulások Budapest környékén [Geological excursions near Budapest]. Stádium Sajtóvállalat Rt., Budapest, 343 p. (In Hungárián) FODOR L. et al. : A budai paleogén 255 SCHERF E. (1922): Hévforrások okozta kőzetelváltozások (hidrotermális kőzetmetamorfózis) a Buda-Pilisi hegységben [Hydrothermal metamorphosis in Buda-Pilis Mts.]. - Hidrológiai Közlöny 2, 19-88, Budapest. (In Hungárián) SCHEUER GY. (1984): Atektonikus deformációs és törési szerkezetek a gerecsei és a budai-hegységi édesvízi mészkövekben [Atektonische Deformations- und Bruchstructuren in den Süsswasserkalken des Gerecse- und Budaer Gebirges]. - Földtani Közlöny 114, 101-108, Budapest (In Hungárián with Germán summary). SCHRÉTER Z., SzÓTS E., HORUSITZKY F. & MaüRITZ B. (1958): Budapest és környékének geológiája [Geology of Budapest and its surroundings]. In: PÉCSI, M. (ed.): Budapest természeti képe, 35-145, Akadémiai kiadó, Budapest. (In Hungárián) SHULTZ A.W. (1984): Subareal debris-flow deposition in the Upper Paleozoic Cutler Formation, Western Colorado - Journal of Sedimentary Petrology 54/3, 759-772. SMITH, R. B. (1975): Unified theory of the onset of folding, boudinage, and mullion structure. - Bulletin of the Geological Society of America 86, 1601-1609, Boulder. SOMLAI F. (1956): Békásmegyer és környéke földtani és vízföldtani viszonyainak rövid ismertetése [Geology and hydrogeology of Békásmegyer area]. - Szakdolgozat, ELTE Földtani Tanszék. (In Hungárián) STEEL, R. J. & Gloppen, T. G. (1980): Laté Caledonian (Devonian) basin formation, Western Norway: signs of strike slip tectonics during infilling. In: BALLANCE, P. F. & READING, H. G. (Eds.): Sedimentation in Oblique-slip Mobile Zones. - Special Publication, International Associaton of Sedimentologists 4, 79- 1 03 , Oxford . STOW, D. A. V. (1978): Deep clastic seas. In: READING, H. G. (Ed.): Sedimentary Environments and Facies, Blackwell, London, 1985, 399-445. Stow D. A. (1986): Deep Clastic Seas. In: READING H.G. (ed.): Sedimentary Enviroments and Facies 2nd edition 399-444. SUPPE, J. (1983): Geometry and kinematics of fault-bend folding. - American Journal of Science 283, 684-721, New Heaven. SYLVESTER, A. G. & SMITH, R. R. (1976): Tectonic transpression and basement-controlled deformation in San Andreas Fault Zone, Salton Trough, Califomia. - American Association of Petroleum Geologists Bulletin 60, 2081-2102, Tulsa. Tari G. (1992): Neogene transpression in the Northern Thrust Zone, Mecsek Mts., Hungary. - Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 29, 165-188, Budapest. TELEGDI Roth K. (1923): Paleogén képződmények elteijedése a Dunántúli középhegység északi részében [The distribution of Palaeogene beds in the northem part of the Transdanubian Central Rangé]. - Földtani Közlöny 53, 5-14, Budapest. (In Hungárián) Varga P. (1982): A tardi agyag alsó tengeri szintjének kora, allodapikus mészkőbetelepülések alapján [The lower maríné member of the Tárd Clay: Its age on the faunal evidence of allodapic limestone beds]. - Földtani Közlöny 112, 177-184, Budapest (In Hungárián with English summary). Varga P. (1985): Mészturbidites betelepülések a budai márgában és a tardi agyagban [Turbiditic limestone intercalations of the Buda Mari and Tárd Clay]. - Őslénytani Viták 31, 93-99, Budapest (In Hungárián with English summary). VlGH G. (1934): Neuere Triasfúnde im Ungarischen Mittelgebirge. - Neues Jahrbuch fúr Mineralogie, Geologie und Paláontologie, Abhandlungen72, 33-45. VlGH GY. & HORUSITZKY F. (1940): Karszthidrológiai és hegyszerkezeti megfigyelések a Budai-hegységben * [Karsthydrologische und tektonische beobachtungen im Budaer-Gebirge]. - A Magyar Állami Földtani ✓ Intézet Évi Jelentése 1 933— 35-roI 4, 1413-1440, Budapest (In Hungárián with Germán summary). WALDRON, J. W. F., TURNER, D. & STEVENS, K. M. (1988): Stratal disruption and development of melange, Western Newfoundland: effect of high fluid pressure in an accretionary terrain during ophiolite emplacement. - Journal of Structural Geology 10, 861-873, Oxford. WALKER, R. G. (1975): Generalized facies models fór resedimented conglomerates of turbidite association. - Bulletin of the Geological Society of America 86, 737-774, Tulsa. WALKER, R. G. (1984): Turbidites and associated coarse clastic deposits. In: WALKER, R. G. (ed.): Facies Models. 2nd. edition. Geoscience Canada Reprint Series, 171-188. WEILER W. (1933): Neue Untersuchungenan Mitteloligozánen Fischen Ungams [Két magyarországi oligocén korú halfauna]. - Geologica Hungarica, series Palaeontologica 15, 30 p., Budapest. WEIN Gy. (1972): A Budai-hegység földtani térképe [Geological map of Buda Hills]. - Kézirat (Manuscript), A Magyar Állami Földtani Intézet, Adattár. (In Hungárián) 256 Földtani Közlöny 124/2 WE1N Gy. (1977a): A Budai-hegység tektonikája (Tectonics of Buda Hills]. - A Magyar Állami Földtani Intézet, 76 pp, 4 színes térkép. (In Hungárián) WEIN GY. (1977b): A Budai-hegység szerkezete [Tectonics of the Buda Mountains] - Földtani Közlöny 107, 329-347, Budapest (In Hungárián with English summary). WERNICKE, B. & BURCHFIEL, B. C. (1982): Modes of extensional tectonics. - Journal of Structural Geology 4/2, 105-1 16, Oxford. WlLCOX, R. E., HARDING, T. P. & SEELY, D. R. (1973): Basic wrench tectonics. - American Association of Petroleum Geologists Bulletin 57, 74-96, Tulsa. WOODCOCK, N. H. & FlSCHER, M. (1986): Strike-slip duplexes. - Journal of Structural Geology 8, 725-735, Oxford. ZOBACK, M. L., ZOBACK, M. D., ADAMS, J., ASSUMPCAO, M., BELL, S., BERGMAN, E. A., BlOMING, P., Denham, D., Ding, J., Fuchs, K., Gregersen, S., Gupta, H. K., Jacob, K., Knoll, P., Magee, M., Mercier, J. L., MOller, B. C., Paquin, C., Rajendran, K., Stephansson, O., Suter, M., UDIAS, A. & Xu, Z. H. (1989): Global pattems of tectonic stress. - Natúré 341, 291-298, London. I. tábla - Plate I 2.1. Egy tipikus felső-eocén rétegsor a Martinovics-hegyen. Fogarasi Attila pp. 142-149 1/1. tábla. Az A1 alfácies vékonycsiszolatos képe (10 X). Jól látszik a vörösalga törmelék (Martinovics-hegy, Budapest). Plate 1/1. Thin section of the A1 subfacies (10X magnification). Note the well observable red-algae debris (Martinovics Hill, Budapest). 1/2. tábla. Az A2 alfácies felületi csiszolata. A Discocyclinák rendezetlen helyzetűek. Gyakran megfigyelhető azonban bizonyos rendezettség, amelyet kapcsolatba lehet hozni a mészkő lencsés jellegével (Martinovics-hegy, Budapest). Plate 1/2. Polished surface of the A2 subfacies. Note the disorganized Discocyclinas. However, their organization is often recognizable connected with the lenticular pattern of the limestone (Martinovics Hill, Budapest). I. tábla FODOR L. et al.: A budai paleogén 257 Piát? / 258 Földtani Közlöny 124/2 II. tábla - Plate II 2.1. Egy tipikus felső-eocén rétegsor a Martinovics-hegyen. Fogarasi Attila pp. 142-149 II/l. tábla. A2 alfácies, discocyclinás mészkő. Jól látható a mészkő lencsés jellege. A lencséken belül rendezetlenek a szemcsék, míg a köztes márgában a törmelékrészecskék párhuzamosak a lencse felületével (Martinovics-hegy, Budapest). Plate 11/1. Discocycline limestone, A2 subfacies. Note the lenticular pattern. The grains are disorganized within the lenses, while they are parallel to the edge of the lenses in between (Martinovics Hill, Budapest). II/2. tábla. A B1 alfácies alsó részének felületi csiszolata. A dolomitkavicsokon kívül sok szerves váz törmeléke is belekerült a konglomerátumba. A szemcsék túlzsúfolt elhelyezkedése a szemcsevázú szövet és a korai kompakció eredménye (Martinovics- hegy, Budapest). Plate 11/2. Polished surface of the bottom part of the B1 subfacies. There are a lót of skeletal grains among the dolomité pebbles. The tight structure is due to early compaction (Martinovics Hill, Budapest). Fodor L. et al.: A budai paleogén 259 II. tábla Piaié II 260 Földtani Közlöny 124/2 III. tábla - Plate III 2.1. Egy tipikus felső-eocén rétegsor a Martinovics-hegyen. Fogarasi Attila pp. 142-149 III/ 1 . tábla. A B1 alfácies alsó részének vékonycsiszolatos képe (10X). Kitűnően megfigyelhető a szemcsevázű felépítés. A kis nyilak a kompakciós nyomásoldódási helyeket mutatják (Martinovics-hegy, Budapest). Plate 111/ 1. Thin seetion of the bottom part of the B1 subfacies (10x magnification). Note the grain supported structure and the sites of pressure solution (arrows) ( Martinovics Hill, Budapest). III/2. tábla. A B1 alfácies felső részének felületi csiszolata. A mészhomokkő szabálytalan belső szerkezete a szemcseméret és a tűzkőhomok/mészhomok aránya változásának köszönhető (Martinovics-hegy, Budapest). Plate líí/2. Thin seetion of the top part of the Bl subfacies. The irregular inner structure of the linie satid is due to variadon in the grain size and the chert sand/calcareous sand ratio (Martinovics Hill, Budapest). FODOR L. et al.: A budai paleogén 261 III. tábla Plate III 262 FöUiiani Közlöny 124/2 IV. tábla - Plate IV 2.1. Egy tipikus felső-eocén rétegsor a Martinovics-hegyen. Fogarasi Attila pp. 142-149 IV/ 1. tábla. A B2 alfácies. A terepi fotó kitűnően mutatja az allodapikus mészkőpadokat és a márgát (Martinovics-hegy, Budapest). Plate IV/ 1 . Fi éld photo ofthe B1 subfacies. Note the allodapieal limestone beds and the mari (Martinovics Hill, Budapest). IV/2. tábla. A B2 alfácies márgája. a: Felületi csiszolat. Az egyetlen bélyeg a laminált jelleg, b: Vékonycsiszolat (10X). A márga döntően áthalmozott biogén törmelék- anyagból áll (Martinovics-hegy, Budapest). Plate IV/2. Mari in the B2 subfacies. a: Polished surface. Note the lamination. b: Thin section (70 x magnification). The mari mainly consists ofskeletal matériái (Martinovics Hill, Budapest). FODOR L. et al.: A budai paleogén 263 IV. tábla Plate IV 264 FöUltani Közlöny MAII V. tábla - Plate V 2.1. Egy tipikus felső-eocén rétegsor a Martinovics-hegyen. Fogarasi Attila pp. 142-149 V/1-2, tábla. A B2 alfácies mészköve, a.: Felületi csiszolat. A képen két allodapikus padot láthatunk, a felsőben nagyszámú felszakított (rip-up) klaszttal. b.: Vékonycsiszolat (10 X). A mészkő áthalmozott selferedetű törmelékből áll (Martinovics-hegy, Budapest). Plate V/1-2. Limestone of the B2 subfacies. a) Polished surface. Two allodapical limestone beds can be seen in the picture xvith a large number of rip-up clasts in the upper one. b) Thin section (10x magnification). The limestone eonsists of shelf debris (Martinovics Hill, Budapest). V/3-4, tábla. Martinovics-hegy, keleti udvar. a. A B3 alfácies terepi képe. b. A B3 alfácies felületi csiszolata. A konglomerátum rosszul osztályozott, szemcsevázű. A dolomitkavicsokon kívül más nem található meg benne. Halvány gradációt figyeltünk meg (Martinovics-hegy, Budapest). Plate V/3-4. Martinovics Hill, Eastern quarry. a. Field photo of the B3 subfacies. b. Polished surface of the B3 subfacies. The pure dolomité conglomerate is poorly sort ed and grain supported. Note the faint grad ing (Martinovics Hill, Budapest). FODOR L. et al.: A budai paleogén 265 V. tábla Plate V 266 Földtani Közlöny 124/2 VI. tábla - Piaié VI 2.1. Egy tipikus felső-eocén rétegsor a Martinovics-hegyen. Fogarasi Attila pp. 142-149 VI/1-3. tábla. a. A Martinovics-hegy keleti kőfejtőjének udvara, b. Értelmezése: egy DDK dőlésű fővető és kis görbült antitetikus vetők határozzák meg a kőzettestek elhelyezkedését. A rétegek dőlése és az el vetési magasság felfelé csökken, az elmozdulás a konglomerátumot már nem érintette; ez bizonyítja a szerkezet egyidejűségét az üledékképződéssel, c. Részletesebb szerkezeti kép. Plate VI/1-3. a) Martinovics Hill, eastern quarry. b) Interpretation of the photo. The situation of the rock hodies/blocks is determined hy a SSE main fault and small curved antithetic faults. The dip and the throw of the layers decreases upwards, and the conglomerate is nőt ajfected, which proves the synsediment natúré of the fault, c) Detailed structure. FODOR L. et al.: A budai paleogén 267 tábla Plate VI 268 Földtani Közlöny 124/2 VII. tábla - Plate VII 2.2. Felső-eocén mészkövek deformációja. Fodor László és Fogarasi Attila 150-154 VII/ 1 . tábla. Felső-eocén, discocyclinás mészkőréteg el vékony odása. A nyíllal jelölt réteg lassan kivékonyodik, majd eltűnik, de rövidesen újra megjelenik. Mátyás hegy, keleti kőfejtő. Plate VII/ 1. Local thinning ofa Laté Eocéné Discocyclina limes tone layer (arrow). Note that the layer is gradually disappearing then appearing again. Mátyás Hill, eastern quarry. VII/2. tábla. Lencsés mészkő, a lencsék között kevesebb köztes anyag található, de a finom lamináció kitűnően megfigyelhető. Mátyás hegy, nyugati kőfejtő nyugati udvara. Plate V1I/2. Lenticular limestone, note the lack of abundant mátrix between the lenses and the fine lamination. Mátyás Hill, western pit of western quarry. FODOR L. et al.: A budai paleogén 269 VII. tábla Plate VII 270 Földtani Közlöny 124/2 VIII. tábla - Pia te Vili 2.2. Felső-eocén mészkövek deformációja. Fodor László és Fogarasi Attila 150-154 VIII. tábla. Lencsés mészkő, amelyben a rétegek majdnem teljesen feldarabolod tak a nyírás okozta deformáció következtében. A rétegzéssel párhuzamos, fő nyírási zónából kiágazó szintetikus alzónák jellegzetes szerkezeti képet alkotnak. Pálvölgyi-kőfejtő. Plate Vili. Pálvölgy Quarry. Lenticular limestone, where the layers are almost completely dissected, because of the shear induced deformation. Note the charact éri Stic structure of the synthetical subzones parallel to the layers. FODOR L. et al.: A budai paleogén 271 VIII. tábla Fiaté Vili 272 Földtani Közlöny 124/2 IX. tábla - Pia te IX 2.2. Felső-eocén mészkövek deformációja. Fodor László és Fogarasi Attila 150-154 IX. tábla. Masszív, márgabetelepülés nélküli mészkő deformációja. A Discocyclinák hullámos, réteglapra szöget bezáró, illetve belesimuló zónákban helyezkednek el. Mátyás-hegy, keleti kőfejtő. Plate IX. Moss ive limestone, without mari intercalations. Discocyclinas are situated in undulating zones parallel or oblique to the stratification. Mátyás Hill, eeastern quarry. Fodor L. et al A budai paleogén 273 IX. tábla Plate IX 274 Földtani Közlöny 124/2 X. tábla - Plate X 2.2. Felső-eocén mészkövek deformációja. Fodor László és Fogarasi Attila 150-154 X/l. tábla. A konszolidálatlan mészkő nyírásos deformációjának kezdődő fázisa. A rétegzéssel párhuzamos fő nyírásos zónából kisebb, nyírással megegyező irányú, szintetikus zónák indulnak ki, amelyek elkezdik felszabdalni a réteget. Csillaghegy, Ibolya-utcai fejtő. Plate X/l. First phase ofshearing def ormát ion of unconsolidated limest one. The main shear zone parallel to bedding are diverging intő smaller scale syntetical zones slighly oblique to the strata. These latters start to dissect the layers. Csillaghegy , Ibolya utca quarry. X/2. tábla. Szintetikus al-nyírózóna, amelynek hirtelen elvonszolódása alapján egyértelmű a nyírás normál jellege. A süntörmelékes, nyírt márga felett egy boudin- nyak látható (N), ettől jobbra, az elkeskenyedő részen a boudin éles határú antitetikus vetővel (F) és elmosódó szegélyű nyírási zónával (Sh) tagolt; e zónák és a kis blokkok forogtak. Csillaghegy, Ibolya utcai fejtő. Plate X/2. Small-scale , synthetic sub-shear zone. The drag indicates normál shear. Above the mari a boudin-neck (X) can be seen. Right ofthis a sharp antithetic fault (F) and a shear zone with less distinct boundary (Sh) dissect the boudin. These zones and the small blocks are rotated. Csillaghegy, Ibolya utca quarry. Fodor L. et al.: A budai paleogén 275 X. tábla Plate X 276 Földtani Közlöny 124/2 XI. tábla - Plate XI 2.2. Felső-eocén mészkövek deformációja. Fodor László és Fogarasi Attila 150-154 XI. tábla. Antitetikus vető (nyírási zóna) deformált mészkő rétegben, a felső boudin enyhe blokkrotációt végzett. Mátyás-hegy, nyugati fejtő. Plate XI. Antithetic fault (shear zone) in a deformed limestone layer. Note the bloek rotation of the upper boudin. Mátyás Hill, western quarry. Fodor L. et al . : A budai paleogén 277 278 Földtani Közlöny 124/2 XII. tábla - Plate XII 2.2. Felső-eocén mészkövek deformációja. Fodor László és Fogarasi Attila 150-154 XII. tábla. Lokális kompressziós szerkezet. A fő nyírózóna követi a mészhomokkő¬ homokos mészkő réteghatár kiemelkedését. A hajladozó nyírási síkok összefonódó rendszere emlékeztet az ún. ’S-C palásság’-ra (Ramsay & HüBER 1987). Csillaghegy, Ibolya-utcai fejtő. Plate XII. Local compressional structure. The main shear zone follows the lime sandstone/sandy limest one boundary. The anastomosing natúré of the undulating shear planes are similar to the ’S-C cleavage’ (in the sense of RáMSAY & HüBER, 1987). Csillaghegy, Ibolya utca quarry. FODOR L. et al.: A budai paleogén XII. tábla 279 Plate XII 280 Földtani Közlöny 124/2 XIII. tábla - Plare XIII 2.2. Felső-eocén mészkövek deformációja. Fodor László és Fogarasi Attila 150-154 * XIII. tábla. Eles körvonalú „ mészkőtörmelék ” úszik a finoman laminált, márgás mátrixban. Ez a típus általában vastagabb lencsés kőzet betelepüléseként jelenik meg. Csillaghegy, Ibolya utcai kőfejtő. Plate XIII. A piece of “ litnestone debris” (note the sharp borders) is “swimming ” in ihe finely laminated mari mátrix. This type usually appears as interbedding ofthicker layers of lenti cular rock. Csillaghegy, Ibolya utca quarry. FODOR L. et al.: A budai paleogén 281 XIII. tábla Plate XIII 282 Földtani Közlöny 124/2 XIV. tábla - Plate XIV 2.3. Késő-eocén transzpresszió a Budaörsi-hegyekben. Magyari Árpád pp. 155-173 XIV/ 1. tábla. Az Odvas-hegy. A hosszú, keskeny, környezetéből élesen kiugró, tagolt gerinc szerkezetföldtani csemegét ígér. Plate XIV/ 1. Odvas Hill. The long, narrow, sharp, dissected ridge is a promising struetural geological interest. XIV/2. tábla. Gradált-inverz gradált, mátrixvázú felső-eocén breccsa az Odvas-hegyről (SZTANÓ O. felvétele). Plate XIV/2. Graded-inverse graded, matrix-supported Laté Eocéné breccia from the Odvas Hill. (photo by Sztanó O.) FODOR L. et al.: A budai paleogén 283 XIV. tábla Plate XIV 284 Földtani Közlöny 124/2 XV. tábla - Plate XV 2.3. Késő-eocén transzpresszió a Budaörsi-hegyekben. Magyari Árpád pp. 155-173 XV/1. tábla. Üledékes eredetű kavicsredő eocén konglomerátumban. A redő konszolidáció előtt alakulhatott ki, hirtelen terhelés hatására. Plate XV/1. Pebble-fold of séd imént ary őri gin in Eocéné conglomerate. The fold was probably formed before consolidation due to sudden loading. XV/ 2. tábla. Eocén bryozoás márgával kitöltött szinszediment neptuni telér az Odvas- hegyen. Plate XV/ 2. Synsedi ment ary neptunian dyke filled with bryozoan mari, Odvas Hill. Fodor L. et al.: A budai paleogén 285 XV. tábla Plate XV 286 Földtani Közlöny 124/2 XVI. tábla - Plate XVI 2.3. Késő-eocén transzpresszió a Budaörsi-hegyekben. Magyari Árpád pp. 155-173 XVI/1. tábla. Kő-hegy. Egy „virágszál” a pozitív virágcsokorból. Tetején (fővel benőve) a hegygerinccel párhuzamosan eocén márgával kitöltött extenziós árok látható. Plate XVI/1. Kő Hill. A “flower” frorn the positive flower structure. On the top of it (overgrown with grass ) there is an extensional g rabén füled with Eocéné mari. XVI/2. tábla. Az eocén breccsa és mészkő közel függőleges sík mentén érintkezik egymással. Közéjük 20 cm vastag homokos márga települ. Plate XVI/2. The Eocéné breccia and limestone are connected with each other along a nearly vertical pláne. There is a 20 cm thick mari interbedding between them. This is the same mari which gives the infilling of the neptunian dykes. FODOR L. et al. : A budai paleogén 287 XVI. tábla Plate XVI 288 Földtani Közlöny 124/2 XVII. tábla - Piaié XVII 2.4. Szinszediment eltolódás, felboltozódás a János-hegy-Tündér-hegy szelvényében. Magyari Árpád és Fodor László pp. 174-184 XVII. tábla. A Tündérszikla-Hunyadorom vonulata. A K-Ny-i csapásban érintkező triász és eocén képződmények határa — a tagolt morfológia mellett is — közel egyenes. Plate XVII. The rangé of the Tündérszikla-Hunyadorom. The E-W boundary of the Triassic and Eocéné rocks - in spite of the dissected morphology - is nearly straight. FODOR L. et al.: A budai paleogén 289 XVII. tábla Plate XVII 290 Földtani Közlöny 124/2 XVIII. tábla - Plate XVI II 2.4. Szinszediment eltolódás, felboltozódás a János-hegy-Tündér-hegy szelvényében. M AGY ARI Árpád és Fodor László pp. 174-184 XVIII/ 1. tábla. A hullámos réteghatáré, boudinage-szerűen megnyúlt felső-eocén mészkőrétegek konszolidáció előtti, lejtőirányű kúszásra utalnak. Plate XVIII/ 1. The Laté Eocéné boudinage-like limestone layers with undulating bedding planes refer to a pre-consolidational movement along the slope. XVIII/2. tábla. János-hegy, kisvasút bevágása: dőlés és csapás hirtelen változása eocén mészkő- és márgában. Plate XVIII/2. János Hill, Kisvasút road cut: note the sudden change in dip and strike of the Eocéné limestone and mari. Fodor L. et al.: A budai paleogén 291 XVIII. tábla Fiaté XVIII 292 Földtani Közlöny 124/2 XIX. tábla - Plate XIX 2.6. Késő eocén szinszediment vető a Mátyuás-hegyen. Palotás Klára és Fodor László pp. 185-189 XIX. tábla. A Mátyás-hegyi vető a Ny-i fejtő Ny-i udvarában Plate XIX. In the photo we can sec the Mátyás Hill fault in the western pit of the western quarry. Fodor L. et al. : A budai paleogén 293 XIX. tábla Plate XIX 294 Földtani Közlöny 124/2 XX. tábla - Plate XX • • 2.7. Eltolódásos zóna Csillaghegy-Üröm területén. Fodor László pp. 194-206 XX/ 1 . tábla.. Karsztos üregeket kitöltő eocén üledék a csillaghegyi kőfejtő 3-as szintjén. A karsztos üregek törésekkel preformáltak (nyilak). Plate XX/ 1. The fault -preformed (arrows) karstie holes are filled with Eocéné sediments. Csillaghegy quarry, 3rd le vei. XX/2. tábla. Meredeken dőlő konglomerátum-homokkő test a csillaghegyi kőfejtő 2-es szintjén. Ezen test és a mészkő tektonikus kontaktusát a jobbos eltolódás középső ága adja (nyíl). Plate XX/2 A steeply dipping conglomerate hody on the 2 túl le vei of the Csillaghegy quarry. The tectonic contact of th is hody and the limestone is rnarked with the rniddle part of the dextral strike slip (arrow). FODOR L. et al.: A budai paleogén 295 XX. tábla Plate XX mm 296 Földtani Közlöny 124/2 XXI. tábla - Plate XXI 2.7. Eltolódásos zóna Csillaghegy-Üröm területén. Fodor László pp. 194-206 AT XXI/1. tábla. Oslejto a csillaghegyi kőfejtő 2-es szintjén. A meredeken dőlő eróziós felszínre (nyilak) jelentősen dőlő eocén törmelékes összlet települ. Plate XXI/1. A palaeoslope on the 2nd lével of the Csillaghegy quarry. Note the steeply dipping Eocéné deposits on the steep erosional surface (arrows). XXI/2. tábla. Szinszediment, réteglap menti vető a Csillaghegy, Ibolya utcai bányában. * Értelmezett rajzát lásd a 49. ábrán. Plate XX1/2. A synsediment fault along a hedding pláne. Csillaghegy, Ibolya utca quarry. See the interpretation in Fig. 49. FODOR L. et al . : A budai paleogén 297 XXI. tábla Plate XXI 298 Földtani Közlöny 124/2 XXII. tábla - Plate XXII • • 2.7. Eltolódásos zóna Csillaghegy-Üröm területén. Fodor László pp. 194-206 XXII/1. tábla. „Zárt vető”, amely konglomerátum-lencsét deformál. A vető nem azonos a litoklázissal (lásd a nyilakat). A lencse elvetett „farka” puhán el vonszolódott (ceruza). Az elmozdulás sem felfelé, sem lefelé nem követhető, az alsó szénréteget már nem érinti (kettős nyíl) (Csillaghegy, Ibolya utcai kőfejtő). Plate XXII/ 1. A “closed fault ” surrounds a deformed conglomerate lens. The fault is nőt the sarne as the joint (arrows) The end of the displaced lense is plastically distorted (pencil). The throw can be traced neither upwards nor downwards, the eoal layer below is nőt ajfected (double arrow) (Csillaghegy, Ibolya utca quarry). * * * 2.8. Szinszediment tektonikai jelenségek a Tétényi-fennsík szarmatájában. Palotás Klára pp. 207-210 XXII/2. tábla. Szinszediment tenziós hasadék (Sóskút). A környezeténél keményebb kőzet kipreparálódott, és enyhén hajladozva közel függőleges irányban fut le. Plate XX1I/2. Synsedimentary tension gash (Sóskút). The undulating, nearly vertical fault is harder than its surroundings. FODOR L. et al.: A budai paleogén 299 XXII. tábla Plate XXII 300 Földtani Közlöny 124/2 XXIII. tábla - Fiaté XXIII 2.8. Szinszediment tektonikai jelenségek a Tétényi-fennsík szarmatájában. Palotás Klára pp. 207-210 XXIII/ 1 . tábla. Szinszediment vető függőleges metszete (Biatorbágy). Érdemes megfigyelni a látszólagos elvetés fölfelé való csökkenését, majd megszűnését. Plate XXI 11/1. Vertical cross section of a synsedimentary normál fault (Biatorbágy). Note the upwards decreasing throw. XXIII/2. tábla. Korai kiválásé, a szemcséket egyenletesen körülvevő, rostos tengeri karbonát cement (vékonycsiszolat, 10 X nagyítás). Plate XXI 11/2. Early maríné, isopachous , fibrous carbonate cement (thin section, 10X magnification). FODOR L. et al. : A budai paleogén 301 XXIII. tábla Plate XX/// 302 Földtani Közlöny 124/2 XXIV. tábla - Plate XXIV 2.8. Szinszediment tektonikai jelenségek a Tétényi-fennsík szarmatájában. Palotás Klára pp. 207-210 XXIV/1. tábla. Szinszediment tenziós hasadék térképi metszete (Sóskút, mészkőbánya). A törésvonal paralelogramma szerkezetet mutat. Plate XXIV/ 1. Horizontal cross section of a synsedimentary tension gash (Sóskút, limestone quarry). Note the paralelogram-like structure of the fault. XXIV/2. tábla. Kulisszás szerkezet Ramsay & HüBER (1987) alapján. Plate XXTV/2. En-echelon structure after Ramsay & Hu BÉR (1987). Fodor L. et al A budai paleogén 303 Plate XXIV 304 Földtani Közlöny 124/2 XXV. tábla - Plate XXV 2.8. Szinszediment tektonikai jelenségek a Tétényi-fennsík szarmatájában. Palotás Klára pp. 207-210 XXV/ 1. tábla. Szinszediment tenziós hasadék, közepén ismételt kinyílásra utaló repedéssel. A szinszediment törés központja felé fokozatosan megnövekszik a finomszemcsés frakció aránya. Plate XXV/ 1. Synsedimentary tension gash with a rupture in the middle referring to a second extension. The percent of the fi ne matériái is gradually increasing towards the centre of the synsedimentary fault. XXV/ 2. tábla. A kétfázisú hasadék elvi rajza. Plate XXV/2. Sketch of the two-phase tension gash. FODOR L. et al.: A budai paleogén 305 XXV. tábla Plate XXV 1 cm > i Bár terjedelmi korlátot nem kívánunk szabni, kívánatos a tömör fogalmazás, és az állítások alátámasztásához szükséges adatok közlése. A magyar (és angol) nyelvű kéziratot két példányban kérjük beküldeni. Az egyik példányhoz tartozó illusztrációs anyag nyomdakész rajz vagy ezzel azonos minőségű xeroxmásolat, ill. fényes felületű, kontrasztos fénykép legyen, a másik példányhoz tartozó lehet jó minőségű xeroxmásolat is, lehetőleg a véglegesnek elképzelt méretben. A lektorálás után átdolgozott kéziratokat lehetőleg mágneslemezen (floppy n) kérjük beküldeni, mellékelve egy kinyomtatott példányt, amelyen a szövegszerkesztő programmal le nem íritató jelek, ékezetek, egyenletek feltűnően be vannak jelölve. Jelenleg IBM-kompatibilis személyi számítógépen a következő szövegszerkesztőkkel írt kéziratokat tudjuk elfogadni: Wordstar, WordPerfect, Microsoft Word, PFS Write, PFS Professional Write, PFS First Choice, MultiMate, MultiMate Advantage, Volkswriter, IBM Writing Assistant, DisplayWrite, OffrceWriter, XyWrite III, ill. bármely szövegszerkesztőből ASCII kódban (DOS, Text Out) kimentett változat. Kérjük, írják rá a lemezre a szövegszerkesztő nevét és verziószámát. A kézirat részei ( kötelező , javasolt): a) Cím b) Szerző(k) neve, postacíme c) Összefoglalás d) Bevezetés, előzmények e) Módszerek, a vizsgált anyag, ill. terület leírása 0 Diszkusszió g) Eredmények, következtetések h) Köszönetek i) Irodalmi hivatkozások j) Ábrák, táblázatok és fényképtáblák aláírása k) Ábrák, táblázatok, fényképtáblák Az ábrákat arab, a táblázatokat és a fényképtáblákat külön-külön római számokkal jelöljük. Az ábrák betűmérete a végleges méretre való kicsinyítés után legalább 1 ,5 mm, a vonalvastagság 0, 1 mm legyen. Kívánatos, hogy az eredetik mérete legalább 50 %-kal haladja meg a közlés méretét. A fényképeket kartonra ragasztva, a végleges tükörméretben kérjük. Kihajtós táblázatot nem fogadunk el; kihajtós térképet is csak indokolt esetben, a szerkesztőbizottság döntése alapján. Színes térkép- vagy fényképmelléklet csak a szerző költségén közölhető. Az irodalomjegyzék tételeire a szerző nevével és a megjelenés évszámával hivatkozzunk. Pl.: Radócz (1974), (Császár & Haas, 1981), Kubovics et al. (1987). Példák bibliográfiai adatok közlésére (a folyóiratok nevét ne rövidítsük!): a) cikkek Jaskó S. (1986): A Magyar-középhegység neogén rögszerkezete. (The Neogeneblock structure of the Central Hungárián Rangé). — Földtani Közlöny 118/4, 325-332 (in Hungárián with English summary). b) kötetben közölt tanulmányok: Bensőn, R.H., Gould, S.J. & Smith, W.A. (1984): Perfection, continuity, and common sense in historical geology. In: Berggren, W.A., Van Couvering, J.A. (eds.): Catastrophes and Earth History: The New Uniformitarianism, Princeton University Press, Princeton, 35-75. c) könyvek: Földvary, G.Z. (1988): Geology of the Carpathian Region. World Scientific, Singapore, 571 p. A román, szlovák, szerbhorvát stb. ékezeteket kéijük bejelölni. Cirillbetűs munkánál (ha nincs idegennyelvű címe) kérjük az eredeti címet és szögletes zárójelben annak angol fordítását megadni. Az előírásoknak meg nem felelő kéziratokat a szerkesztőség a szerzőnek visszaküldi. A cikk elfogadása esetén az angolra való fordításról, ill. a nyomdakész rajzok előállításáról a szerzőnek kell gondoskodnia. A kéziratokat a következő címre kérjük beküldeni: Magyarhoni Földtani Társulat, 1027 Budapest, Fő u. 68. Földtani Közlő Vol. 124-2- 1994 01 12 105636648 Tartalom Fodor László, Magyari Árpád, Fogarasi Attila és Palotás Klára Tercier szerkezetfejlődés és késő paleogén üledékképződés a Budai-hegységben. A Budai-vonai űj értelmezése . 129-305 * * * Contents Fodor, László, Magyari, Árpád, Fogarasi, Attila & Palotás, Klára Tertiary tectonics and Laté Palaeogene sedimentation in the Buda Hills, Hungary. A new interpretation of the Buda Line . 129-305 K72I-95. MÓL Rt. * Nyomda, Szolnok ISSN 0015-542X