Földtani Közlöny Bulletin of the Hungárián Geological Society Vol. 128. Nos. 2-3. A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Budapest, 1998 Földtani Közlöny A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin of the Hungárián Geological Society Vol. 128. Nos. 2-3. Budapest ISSN 0015-542X Felelős kiadó Bérczi István A Magyarhoni Földtani Társulat elnöke Főszerkesztő Császár Géza Technikai szerkesztők Piros Olga Krivánné-Horváth Ágnes Szerkesztőbizottság Árkai Péter, Dudich Endre, Fodor László, Greschik Gyula, Kecskeméti Tibor, Mindszenty Andrea, Némedi Varga Zoltán, Radócz Gyula, Vörös Attila E szám lektorai B. Árgyelán Gizella, Báldi Tamás, Barabás András, Budai Tamás, Császár Géza, Dulai Alfréd, Franyó Frigyes, Galácz András, Haas János, Jámbor Áron, Juhász Györgyi, Kaiser Miklós, Kázmér Miklós, Maros Gyula, Pálfy József, Szabó Csaba, Szente István, Viczián István, Vörös Attila Editor-in-charge István Bérczi President of the Hungárián Geological Society Editor-in-chief Géza Császár Technical editors Olga Piros Ágnes Kriván-Horváth Editorial board Péter Árkai, Endre Dudich, László Fodor , Gyula Greschik, Tibor Kecskeméti, Andrea Mindszenty, Zoltán Némedi Varga, Gyula Radócz, Attila Vörös Reviewers of this issue Gizella B.-Árgyelán, Tamás Báldi, András Barabás, Tamás Budai, Géza Császár, Alfréd Dulai, Frigyes Franyó, András Galácz, János Haas, Áron Jámbor, Györgyi Juhász, Miklós Kaiser, Miklós Kázmér, Gyula maros, József PÁLFY, Csaba Szabó, István Szente, István Viczián, Attila Vörös Támogatók MÓL Magyar Olaj- és Gázipari Rt., Budapest Magyar Földtanért Alapítvány Műszaki és Természettudományi Egyesületek Szövetsége Kőolajkutató Rt., Szolnok Primagáz-Hungária Rt., Budapest Rotary Fúrási Rt., Nagykanizsa A kéziratokat az alábbi címre kérjük küldeni Piros Olga 1443 Budapest, Pf. 106. Sponsors MÓL Hungárián Oil and Gas Co., Budapest Foundation fór the Geology of Hungary Federation of Technical and Scientific Societies, Hungary Drilling Contractor and Service Co. Szolnok Prímagáz Hungária Industrial Co. Budapest Rotary Drilling Co., Nagykanizsa Manuscripts to be sent to Olga Piros 1443 Budapest, P.O. Box 106. Földtani Közlöny is abstracted and indexed in GeoRef (Washington) Pascal Folio (Orleans) Zenfralblatt für Paláontologie (Stuttgart), Referativny Zhumal (Moscow) and Geológiai és Geofizikai Szakirodalmi Tájékoztató (Budapest). Földtani Közlöny 128/2-3, 209 (1998) Budapest Előszó Jelen kötet a T 016 7S5 (jura) és a T 016 788 sz. (DANREG) OTKA projekt keretében, ezek pénzügyi támogatásával végzett kutatás eredményeit tárja az olvasó elé. A két témakör alapmegfogabnazásában és célkitűzéseit tekintve alap¬ vetően különbözik egymástól. Az előbbi, "A Tethys jurán belüli kinyílása és bezáródása gerecsei és pilisi (hátsági és medence kifejlődés) szelvények példᬠján" c. projekt keretében született tanulmányok közül ez a füzet 10, főként a gerecsei jura rétegsorok őslénytani, rétegtani, szedimentológiai és paleogeo- gráfiai vizsgálata során született eredményekről ad számot, miközben felhasz¬ nálja nem csupán a Pelso egység területén már korábban akkumulált ismere¬ teket, hanem egyúttal kapcsolatot keres az alpi régió rokon kifejlődésű réteg¬ soraival is. Kiemelten szerepelnek az anyagban az ugyancsak a projekt kereté¬ ben végzett észak-karavankai szelvények előzetes - főként terepi - vizsgálatᬠnak eredményei is. A kötet második részében a "Duna-menti osztrák-szlovák-magyar geológiai információs rendszer kiépítése alkalmazottföldtani feladatok megoldása cél¬ jából" című projekthez tartozó itt közölt cikkek száma 5. Ezek az oligocén és késő-eocén üledékképződési viszonyokkal, a Duna teraszoknak a nehézásvány eloszlásra épülő korrelációs lehetőségével, a kvarter szerkezetfejlődéssel és a térség geotermikus potenciáljával foglalkoznak. A projekthez tartozóan térkép- sorozat (felszíni földtani, kvarter litogenetikai és vastagság, pannon vastagság és litofácies, prekainozoos, neotektonikai, tektonikai, mérnökgeológiai, hidro¬ geológiai, geotermikus és környezetveszélyeztetettségi) is készült. Az 1:100 000- es, illetve 1:200 000-es méretarányú térképek nagyobbik felének nyomdai köz¬ readást célzó térinformatikai jellegű előkészítése folyamatban van, míg a tér¬ képek összesített magyarázójának nyomdai közreadása a térképek kiadását kö¬ vetően, 1999-ben várható. A nyomdai közreadás lehetőségét az osztrák Tudo¬ mányos és Közlekedési Minisztériumnál elnyert pályázat biztosítja. Az eredeti elképzelés szerint a kötet a korábban megjelent cikkektől és a közeljövőben megjelentetendő térképektől eltekintve össze kívánta foglalni a két OTKA projekt keretébe tartozóan végzett kutatás teljes spektrumát, de, amint az lenni szokott, most is vannak félben maradt munkák, amelyek csak egy-két év múlva érik el a publikáció-érettséget. Ezek sorából is ki kell emelni a gerecsei krokodil lelőhelyén folyamatban lévő részletes gyűjtési, őslénytani és szedimentológiai vizsgálatokat, amelyek célja annak megismerése, hogy mi¬ lyen módon került ez a közel s távoli környezetben egyetlen jura tengeri kro- kodilus a mai Gerecse területére. Hasonló módon kimaradt a kötetből egyebek mellett a gerecsei oligocén képződmények fácies és litogenetikai kapcsolatainak újraértelmezésével foglalkozó tanulmány is. Budapest, 1998. november 1. Császár Géza Földtani Közlöny 128/2-3, 211-222 (1998) Budapest JURA PROJEKT 1-10 cikk Paleogeográfiai és paleoökológiai következtetések egy késő-sinemuri gastropoda-fauna kapcsán (Hierlatzi Mészkő, Nagy-Teke-hegy, Gerecse,) Palaeogeographical and palaeoecological conclusions in connection with a Laté Sinemurian gastropod fauna (Hierlatz Limestone Formation, Nagy-Teke-hegy, Gerecse Mts., Hungary) SZABÓ János 1 (1 ábra, 3 táblázat) Tárgyszavak: Hierlatzi Mészkő, felső-sinemuri, Gastropoda, paleobiogeográfia, paleoökológia Key words: Hierlatz Limestone, Upper Sinemurian, Gastropoda, palaeobiogeography , palaeoecology Abstract The richest Laté Sinemurian gastropod fauna of the Transdanubian Central Rangé were collected from Nagy-Teke-hegy (46 species, 298 specimens). The enclosing rock belongs to the Hierlatz Limestone Formation which has developed here as infilling of a wide (- 10 m) and long (at least 100 m) fissure in the Upper Triassic Dachstetn Limestone. From the composition of the gastropod fauna (Table 1, preliminary list), important palaeoecological and palaeogeographical information about the Gerecse Mts. can be formulated. A detailed systematic treatment of this gastropod fauna is in progress at the present time. As Table 1 and Fig. 1 show, a major part of the Nagy-Teke-hegy fauna consists of microfagous herbivore gastropod species of high abundance and diversity (Trochoidea, Procerithiidae, ?Zygopleuridae, ?Pseudomelaniidae, Neritopsidae, Eucyclidae, ?Discohelicidae). The last two groups were predominantly bathyal and lived on unconsolidated sediments, bút the others were indicative of an infralittoral bottom. The high density and diversity of the Trochoidea suggest predominance of a fiat, rocky, infralittoral sea-floor with benthic alga vegetation beside other food sources (e.g. plánt detritus from the plankton and the bactería/fungi film on the surface of the bottom). These algae must have been softbodied (encrusted) forms because the radula of trochoideans are only suitable fór grazing soft substances. Based on the occurrence of an early rissoinid specimen, the possible presence of larger alga(e) cannot be excluded from the inferable vegetation. At the same time, most of the cooccurring caenogastropods (Procerithiidae, Zygopleuridae, Coelostylinidae, Pseudomelaniidae) indicate the presence of somé spots of soft substrate ín the infralittoral zone. With regard to the basis of the low diversity and density of these latter gastropods, the area of the muddy bottom can be assumed to be much smaller than that of the rocky surface, 1 Magyar Természettudományi Múzeum, Föld- és Őslénytár, 1431 Budapest, Pf 137. 212 Földtani Közlöny 128/2-3 Pseudomelania, according to reconstruction of its biotope, lived as a semi-infaunal filter feeder at a depth where the water was temporarily of high energy. This must have been above the base of the storm waves: in fact, several tens of metres. The amount of light fór the photosyntesis of the food-plants of trochoideans is alsó provided at such a depth. (Pseudomelaniids are abundant and diverse in reefal and shallow water carbonate platform facies.) The members of the two main bathyal groups (?Discohelicidae, Eucyclidae) probably lived around the elevated bottom part, at the sediment accumulation level. This must have been within the fissure or near it if it had opened intő the bathyal region. In their areas, extant relatives of the pleurotomariids are prominent elements of such communities, living on vertical rock walls. The unusual frequency of Pleurotomaria in the Nagy-Teke-hegy fauna could be a consequence of large,. vertical or steep rock surface(s) delimiting the elevated area and/or forming the walls of the fissure in the Dachstein Limestone. There is only a small similarity between the Nagy-Teke-hegy and other contemporaneous gastropod fauna of the Transdanubian Central Rangé (Table III). Probably, the composition of the gastropod fauna was more conrolled by the palaeoenvironment than the lithology. This is suggested by the distribution characteristics of cosmopolitan taxa. They were able to bypass the local and régiónál barriers, because they are present ín broad Tethyan and sometimes alsó in European epicontinental areas. However, within the Transdanubian Central Rangé they are nőt present in all localities, even in cases when the lithofacies seem to be the same. Most of the forms in common belong to the bathyal group (e.g.: Discohelíx orbis and Eucyclus alpinus). Somé of the faunal differences is caused by local palaeogeographical factors. The deep basins are barriers fór the shallow water gastropods without or wíth only a short planctonic lárvái period. Almost all of the localities which bear a fauna from elevated areas ("seamounts") have locally endemic taxa, like most of the "Vroconulus” species, numbered in Table I. Most of the fauna from Nagy-Teke-hegy are simílar to that of the locality-type of the Hierlatz Limestone (Hierlatz-Gruppe, Hallstatt, Northern Calcareous Alps). Fifty per cent of the species have, common characteristics to both localities which suggest similarity of the palaeoecological circumstances and probably a close paleogeographical connection, too. The similarity to Hierlatz is much higher than to any fauna of the Transdanubian Central Rangé. However, the palaeogeographical unity of the latter region is suggested by the presence of species (e.g.: Riselloidea noszkyi), endemic to this area. The amount of Laté Sinemurian gastropod data from other Tethyan regions is insufficient to analyse the faunal relatíons with them. Considering the Nagy Teke-hegy fauna, there are only 4 species which have alsó been found in the epicontinental European faunas, bút the occurrence of these took piacé later. Manuscript received: 04. 05. 1998 Összefoglalás A Nagy-Teke-hegy felső-sinemuri hasadékkitöltő Hierlatzi Mészkövéből gaz¬ dag - 46 fajból álló - gastropoda-fauna került elő. Az előzetes rendszertani feldolgozás alapján is megállapítható, hogy az eddig megismert egyidős du¬ nántúli-középhegységi faunák közül ez tartalmazza a legtöbb közös elemet a hierlatzi típuslelőhely faunájával. A rendszertani összetétel és a fajok paleobio- geográfiai jellemzői alapján a paleoökológiai viszonyok hasonlósága mellett szoros késő-sinemuri területi kapcsolat is valószínűsíthető a Gerecse és az Észa¬ ki Mészkőalpok között. A bakonyi faunákhoz való hasonlóság lényegesen ala¬ csonyabb, de a Dunántúli-középhegységre jellemző fajok jelenléte a területi összetartozást jelzi. Ezen a területen belül a faunák szembetűnően nagy kü¬ lönbségeit a paleoökológiai viszonyok változatossága és a helyi paleogeográfiai Szabó }.: Paleogeográfiai és paleoökológiaikövetkeztetések egy késö-sinemuri gastropoda fauna kapcsán 213 barrierek idézték elő. A fauna alapján a lelőhely környékének paleoökológiai viszonyai is felvázolhatok. Bevezető' A Nagy-Teke-hegyről került elő az egész Dunántúli-középhegység ezideig legnagyobb faj- és példányszámú felső-sinemuri gastropoda-faunája, amely már az előzetes rendszertani feldolgozás szintjén is fontos információkkal szolgál mind a térség paleoökológiai viszonyaira mind, pedig paleo(bio)geográfiai kap¬ csolataira vonatkozóan. Az alábbiakban ezeket az információkat fogom közre¬ adni. A fauna rendszertani feldolgozása része a T 022164 számú OTKA által támo¬ gatott kutatásnak [A Hierlatzi Mészkő Formáció (É-Mészkőalpok, Dunántúli-közép¬ hegység) gastropoda-faunájának újravizsgálata] . Az itt közzétett (előzetes) fauna¬ lista még tükrözi a fennálló taxonómiai problémák többségét. E problémák ké¬ sőbbi megoldása várhatóan nem, vagy csak kis mértékben módosítja mostani következtetéseimet. Az alábbiakban a nagy-teke-hegyi gastropoda-fauna összetétele alapján le¬ vonható paleo(bio)geográfiai és paleoökológiai következtetésekkel a T 16785-ös számú OTKA pályázat célkitűzéseinek megvalósításához kívánok hozzájárulni [A Tethys jurán belüli kinyílása és bezáródása gerecsei és pilisi (hátsági és medence kifejlődésű) szelvények példáján], A cikkel elsősorban adatokat kívánok szolgál¬ tatni. Munkámban támaszkodom a Dunántúli-középhegység más területein (Ba¬ kony; SZABÓ 1979, 1980, 1981, 1982, 1983, 1984, 1995) és a mediterrán jura Ma¬ gyarországon kívüli (CONTT & SZABÓ 1987, 1988, 1989; INESTA et al. 1990; SZABÓ et al. 1994; MONARI et al. 1996) gastropoda-anyagainak vizsgálatával szerzett tapasztalataimra is. A publikációk mellett személyesen tanulmányoztam a me¬ diterrán és az epikontinentális jura originálisok nagy részét, valamint a legfon¬ tosabb tethys-i lelőhelyek földtani felépítését és környezetét. A palaeobiogeo- gráfiai információk forrásai a fenti munkák, illetve az azokban hivatkozott iro¬ dalom. A nem saját megfigyelésekre támaszkodó paleoökológiai következteté¬ sekre alapot adó irodalomról kandidátusi értekezésem (SZABÓ 1990) nyújt rész¬ letesebb tájékoztatást. A lelóTiely és faunája A gastropodákat szolgáltató feltárást KONDA József létesítette az 1980-as évek második felében Tardos közelében, a Süttő felé vezető út mellett elhelyezkedő Nagy-Teke-hegy tetején. Klasszikus lelőhelynek tekinthető, bár kérdéses, hogy a HOFMANN K. (1884) térképezési jelentésében már említett Discohelix orbis t is tartalmazó alső-liász fauna ugyanebből a feltárásból került-e elő. A Magyar Földtani Múzeumban ViGH Gy. és V1GH G. gyűjtéséből származó teke-hegyi - 214 Földtani Közlöny 128/2-3 csaknem kizárólag brachiopodák tömegéből álló - anyagok több lehetséges gyűjtési pontra és az anyakőzet több változatára utalnak. Az alábbi gastropoda-fauna világosszürke alapszínű, fehér kalcit és barna mikritfoltos, rétegzetten, tipikus hierlatzi fáeiesű mészkőből került elő. A "tipi¬ kus Hierlatzi Mészkő" definíciója ugyan jelenleg éppen revízió alatt áll, de az bizonyos, hogy a névadó lelőhelyen az egyik nagy tömegű kőzetfajta megjele¬ nésében rendkívül közel áll a nagy-teke-hegyihez. A hasonlóságot a lelőhelyek földtani felépítésében mutatkozó közös vonások tovább erősítik: a Nagy-Teke¬ hegyen - ahogy a típuslelőhelyen is - a Hierlatzi Mészkő a Dachsteini Mészkő széles, vertikális hasadékában rakódott le. A hasadék csapása: ÉK-DNy, a gyűj¬ tési ponttól kb. 100 m távolságra árkolás igazolta a jelenlétét a hegytető másik (DNy-i) peremén is, teljes hosszúsága ismeretlen. A hasadék felnyílásának több fázisa különíthető el, ezek időbeli sorrendje azonban még tisztázásra vár. A gazdag gastropoda faunát tartalmazó Hierlatzi Mészkő változat mellett külön¬ böző mértékben mikrites crinoideás, és brachiopodás mészkövek (helyenként "brachiopodit") adják a hasadékkitöltés nagyobb részét. Eddig csak a hasadék falával többé-kevésbé párhuzamos litofácies-váltásokat sikerült megfigyelni a feltárásban. Változatos makrofaunát a "tipikus" Hierlatzi Mészkő tartalmazott. Cephalo- podái (főként ammonitesek, és feltűnően sok Atractites) mellett közepes és el¬ sősorban kis méretű csigák, brachiopodák, valamint kagylók alkotják a makró- faunát a legnagyobb tömeget kitevő, azonosíthatatlan echinodermata és puha¬ testű váztörmelék mellett. Az echinodermaták körében gyakoriak az egy-két cm átmérőjű tengerisün átmetszetek és a néhány cm hosszúságú, vaskos túskék is. A rétegtani vizsgálat céljára horizontális felületek szerinti bontásban történt a gyűjtés (ily módon 6 "réteg" volt elkülöníthető). A kőzet biosztratigráfiaí be¬ sorolását GÉCZY (1986) végezte el ammonitesek alapján; valamennyi "réteg" az Oxynoticeras oxynotum Zónába tartozik. Előkerült két Crucilobiceras? példány is, ennek alapján GÉczy a legfiatalabb - az Oxynotum - szubzónába sorolta az anyakőzetet. A gastropodák ugyanezekből a "réteg"-ekből származnak, a gyűjtés során a kifejtett darabokon a "tipikus" Hierlatzi Mészkő hasadékait kitöltő jura kőzet- anyag és ősmaradvány is előkerült. A Hierlatzi Mészkő típuslelőhelyén ezideig ugyancsak ezt a zónát sikerült ammonites ek segítségével igazolni (ott fiatalabb hasadékok jelenléte is bizo¬ nyos, de azok kitöltése még tágabb értelmezésben sem tekinthető Hierlatzi Mészkőnek). A gastropoda-fauna összetételét az I. táblázat mutatja be. Szabó ].: Paleogeográfiai és paleoökológiaikövetkeztetések egy késő-sinemuri gastropoda fauna kapcsán 215 A Nagy-Tekehegy késő-sinemuri gastropoda-faunájának rendszertani összetétele (előzetes); a fajok mellett a példányszámokkal Preliminary list of the Laté Sinemurian gastropod fauna front Nagy-Teke-hegy; species with specimen numbers. I. táblázat - Tahié I Biscohelicidas? Ataphridae spp. 9 Discohelicidae? Lewisiella? cf. laeviusculus (Stoliczka, 1861) 1 Discohelix orbis (Reuss, 1852) 27 ?Crossostoma macrostoma (Stoliczka, 1861) 1 Discohelix cf. excavata (Reuss, 1852) 5 Pentagonodiscus reussíi (Hörnes, 1853) 3 £ ucycloidea Eucyclidae P/eurotomarioidea Eucyclus alpinus Stoliczka, 1861 10 Pleurotomariidae Eucyclus (Eucyclus) sp. 3 Pleurotomaria hierlatzensis Hörnes, 1353 49 Eucyclus (Urkuticycius) sp. 1 Anoríomaria sp. 1 Eucyclomphalus hierlatzensis von Ammon, 1892 3 Pleurotomariidae gén. sp 1 Eucyclomphalus? sp. 1 Riselloidea cf. noszkyi Szabó, 1995 2 tani. n. 1. („bathrotomarifomn") "Sisenna" cl. turrita (Eudes-Deslongchamps 1 848) 4 Neritoidea Bathrotomaria aff. subreticulata (d'Orbigny, 1852) 1 Neritopsidae Laevitomaria? sp. 1 Meritopsis elegantissima Hörnes, 1853 4 fám. n. 2. („pyrgotrochiform") Craspedostomatoidea Pyrgotrochus sp. 1 Craspedostomatiidae Ventricaria sp. 1 Trochoidea Trochidae Subutitoidea Anticonulus iateumbilicatus (d' Orbigny, 1852) 8 Pseudomelaniidae Proconulus aff. avernus (Stoliczka, 1861) 5 ?Pseudometania turbinata (Stoliczka, 1861) 2 Proconulus scherinus (Gemmellaro, 1974) 6 "Proconulus” carimfer (Hörnes, 1853) 20 Loxonematoidea "Proconulus" granuliferus (Stoliczka, 1861) 22 Coelostylinidae "Proconulus" torosus (Stoliczka, 18611 3 Telleria ? cf. haidingeri (Stoliczka, 1861) 3 "Proconulus” cf. simonyi (Hörnes, 1853) 3 "Proconulus" aff. ganuliferus (Stoliczka, 1861) 1 Zygopleuridae "Proconulus" sp.1. 7 Katosira suessii (Stoliczka, 1861) 3 "Proconulus" sp.2. 10 "Proconulus" sp.3. 3 Cerithioidea "Proconulus” sp.4. 4 Procerithiidae "Proconulus" sp.5. 3 Procerithiidae? gén. sp. 1 "Proconulus" sp.6. 4 Cerithinella? cf. striata (Hörnes,1853) 5 "Proconulus" sp.7. 8 Cerithinella? aff. striata (Hörnes,1853) 1 "Epulotrochus" (s)sp. 34 Calliostomatinae n,g. n.sp. 3 Rissoidea Rissoinidae Ataphridae Rissoinidae gén. sp. 1 7Ataphru$ latilabrus (Stoliczka, 1861) 5 a fauna fajszáma ■ numbsr of species: 46 Ataphrus? spp. 2 a fauna pildányszáma ■ number ofspecimens 298 216 Földtani Közlöny 128/2-3 Paleobiogeográfia, paleogeográíia A ma élő tengeri gastropodák elterjedését az ökológiai és a geográfiai ténye¬ zők egyaránt igen erősen befolyásolják. Gyakorlatilag csak az elegendő hosszúságú planktonikus lárvaállapot teszi lehetővé mindkét típusú elterjedési akadály áthidalását. A planktonikus stádium tartama rendkívül sokféle a cso¬ porton belük a hiánytól az egy hónapot is meghaladó hosszúságig változik. Ennek megfelelően az elterjedési típusok változatossága is magas, a szűk en- demizmustól a széles, több faunaprovinciát magába foglaló areáig. A mai meg¬ figyelések szerint az endemizmusra való hajlam - más csoportokkal összevetve - a tengeri csigák esetében magas (lényegesen magasabb, mint pl. a kagylók körében). A tapasztalatok azt bizonyítják, hogy a biogeográfiai elterjedési képességbeli változatosság a jura időszak során is hasonló volt. Ennek következtében az area méretek széles skálája alakult ki akkor is. A nagy-teke-hegyi faunában (ahogy általában a Dunántúli-középhegység más jura gastropoda-faunáiban is) az alábbi area-méret csoportok különíthetők el: 1. egy-egy lelőhelyre, vagy közeli lelőhelycsoportra korlátozódó előfordulás - pl.: az I. táblázatban "Proconulus" sp.-ként felsorolt fajok, amelyek eddig csak a Nagy-Teke-hegyről ismertek és valószínűleg újak a tudomány számára; 2. a Dunántúli-középhegységre jellemző - pl. Riselloídea noszkyi SZABÓ; 3. a Hierlatzi Mészkőre jellemző, tehát dunántúli-középhegységi és Északi mészkőalpi areájú - pl.: Neritopsis elegantíssirna HÖRNES 4. az Alpi-(gastropoda)-szubprovinciában (SZABÓ 1988, 1994) - a Mediterrán- faunaprovincia elsősorban pelágikus fáciesekkel jellemezhető részében - előfor¬ duló - pl.: Discohelix orbis (REUSS), Eucyclomphalus hierlatzensis (von AMMON) 5. az előbbi terület mellett még a Ny-európai epikontinentális tengerekben is megtalálható, pl. Anticonulus lateumbilicatus (d'ORBlGNY), "Sisenna" turrita (Eudes-Deslongchamps) A fenti csoportok alapján levonható ősföldrajzi következtetések: 1. A paleotopográfia-történeti rekonstrukciók szerint (GaláCZ & VÖRÖS 1972; GALÁCZ et al. 1985) a Dunántúli-középhegység késő-triász-kora-jura karbonát¬ platformja a hettangi korszakot követően erősen tagolódott. A sinemuri idejére már medencék és tenger alatti magaslatok rendszere jött létre, amit igazol a lokális előfordulású felső-sinemuri csigák csoportjának léte is. Ebbe tartoznak a kisebb vízmélységben található élethelyekhez alkalmazkodott, rövid pelági¬ kus periódusú, vagy még azzal sem rendelkező formák. Evolúciójuk a fenti folyamattal párhuzamosan egy-egy tengeralatti magaslaton endemikus fajok kialakulásához vezetett. A környező medenceterületek számukra áthághatatlan akadályt képeztek. 2. A több lelőhelyről ismert, de a Dunántúli-középhegységben endemikus fajok léte az olyan típusú ősföldrajzi elképzeléseket erősíti, amelyek szerint a térség már ebben az időszakban (? tenger alatti hegységként) elkülönült a kör¬ nyező területektől (pl. CHANNEL & Horváth 1976). Itt a környező, mélyebb batiális - ?abisszikus tengeraljzat képezte a barriert. Amellett, hogy ez a területi Szabö J.: Paleogeográfiai és paleoökológiaikövetkeztetések egy késS-sinemuri gastropoda fauna kapcsán 217 A gastropoda fajok és példányok száma a Dunántúli-középhegység késő-sinemuri tenger alat¬ ti magaslatainak farmáiban (A), illetve a közös fajok száma a faunapárokban (B). (Rövidítve: Kisnyerges-árok, Nagy-Teke-hegy, Felsó-Látó-hegy) Species and specimen numbers in gastropod faunas of localities, connected to Laté Sinemurian elevations of the sea floor in the Transdadubian Central Rangé (A.) and number of common spe¬ cies in each faunal pairs (B). Shortened locality names: Kisnyerges-árok, Nagy-Teke-hegy, Felső- Látó-hegy) , II. táblázat - Tahié II Úrkút Sümeg Szentgál Kisnyerges Kőris-hegy Nagy-Teke Felső-Látó species 29 21 8 5 14 46 5 specimens 91 64 20 6 58 298 7 B Úrkút Sümeg Szentgál Kisnyerges Kőris-hegy Nagy-Teke Felső-Látó Úrkút Sümeg 5 Szentgál 3 2 Kisnyerges 2 1 2 Kőris-hegy 2 2 1 0 Nagy-Teke 8 7 3 2 3 Felső-Látó 2 0 0 0 0 2 A közös fajok aránya (%) a Dunántúli-középhegység késő-sinemuri tenger alatti magaslatainak gastropoda-faunáiban. Az értékek a bal oldali oszlopban felsorolt lelőhelyek faunáiban betöltött szerepet mutatják. Aláhúzva; a 100-szoros Simpson féle hasonlósági koefficiensek, amelyek a faunapár nagyobb példányszámú tagjához való hasonlóságot jelzik. (Rövidítések: Id. II. tábla) Ratio (%) of the species in common in faunal pairs of Transdadubian Central Rangé localities connected to Laté Sinemurian submarine elevations of the sea floor. The numbers show the ratio within the fauna of the locality in the left column. Underlined : xlOO Simpson coefficients, showing similarity to the fauna of larger species number in each fauna-pairs. (Shortened names: see Table II) Hl. táblázat - Table III Úrkút Sümeg Szentgál Kisnverees Kőris-hegy Nagy-Te ke Felső-Látó Úrkút 17,9 10,7 7,1 7,1 . 2Lé 7,1 Sümeg 23.8 9,5 4,8 9,5 33.3 0 Szentgál 37.5 25. 25 12,5 37.5 0 Kisnyerges 4Ű 2Q 4Ö 0 m 0 Kőris-hegy MJ bU 1A Q 2XA 0 Nagy-Teke 17,4 15,2 6,5 4,3 6,5 4,3 Felső-Látó 4Q Q Q Q Q 42 egység valószínűsíthető, ezen belül az egyidős gastropoda-faunák egymáshoz való hasonlósága feltűnően alacsony (azaz a változatosság magas, ld. 111. táb¬ lázat). A hasonlóság pedig egy szűk, mindössze néhány fajból álló csoport csak¬ nem általános jelenlétének köszönhető. A csoport tagjai többségükben a mély¬ vízi fonnák közé tartoznak. 2 18 Földtani Közlöny 128/ 2-3 3. A hierlatzi mészkő fácies előfordulásaival egybeeső area legvalószínűbben az Északi Mészkőalpok és a Dunántúli-középhegység területeinek kora-liász közelségét és egyben a paleoökológiai viszonyok hasonlóságát jelzi. A távolság akkora, hogy az a közepes elterjedési képességű fajok egy része számára áthi¬ dalható. Az a tény, hogy a Nagy-Teke-hegy felső-sinemuri gastropodái között találjuk a legtöbb közös fajt a hierlatzi faunákkal, azt a következtetést sugallja, hogy a Dunántúli-középhegységből a Gerecse állott a legszorosabb kapcsolat¬ ban azokkal a mediterrán területekkel, amelyek ma az Északi Mészkőalpokban találhatók. A nagyobb mértékű hasonlóság jelentheti a paleoökológiai körül¬ mények nagyobb hasonlóságát is, de a legvalószínűbb a két tényező csoport együttes hatása. 4. Az Alpi-szubprovincíát jellemző gastropodák közül a legtöbb lelőhelyről ismertek a mélyvízi fajok (pl. Discohelix orbis, Eucyclus alpinus). A csoport tagjai a Hierlatzi Mészkő képződési területem kívül majdnem kizárólag pliensbachi kőzetekből kerültek elő, a legidősebb megbízhatóan datált előfordulások is csak Raricostatum Zóna-beliek (ÉK-Atlasz; Bourrouilh 1966). Nem eléggé pontos (alsó-középső-liász) néhány e csoportba sorolható faj dél-alpi (Saltrio, PARONA 1894) előfordulásának datálása. A rendelkezésre álló adatok szerint tehát az a valószínű, hogy a Hierlatzi Mészkő képződési területe volt az Alpi-(gastropo- da)-szubprovmcia evolúciós centruma. 5. Az alpi-európai és a csak alpi elterjedési csoportnak a kisebb vízmélységben élt tagjai egy-két lelőhelyen fordulnak elő a Dunántúli-középhegység késő- sinemuri magaslatokhoz kötődő faunáiban. Ez a tény azt jelzi, hogy e faunák fent említett összetételbeli különbségei nemcsak a helyi paleogeográfiai okokra vezethetők vissza, mert ennek a csoportnak a tagjai bizonyosan rendelkeztek a lokális barrierek áthidalásának képességével. A lelőhelyek környékének paleo- ökolőgíai körülményeiben is jelentős különbségeknek kellett lennie. Paleoökológia A Nagy-Teke-hegy gastropoda-faunájának összetétele hűen tükrözi az élet¬ helyek fontosabb őskömyezeti jellemzőit is. A példányoknak a családok (= öko¬ lógiai főcsoportok) közötti megoszlását mutatja be az 1. ábra. A diagramból kiolvasható fontosabb következtetések az alábbiak. A faunában a legfontosabb szerepet a Trochoidea főcsalád (elsősorban a Tro- chidae, kis részben az Ataphridae) játsza. A főcsalád tagjai - hasonlóan mai környezeti igényeikhez - a korábbi tengerekben is túlnyomó részben az árapály¬ öv alatti, állandóan vízzel borított, lapos, sziklás tengerfenéken éltek. Élet¬ helyeikre jellemző a lassú szedimentáció és a növényi eredetű táplálék jelenléte. Az élelemforrás elsősorban finomszemű növényi törmelék, amely planktonikus származású is lehet, de fontos a szerepe a lágy fonalú algabevonatoknak és az alga/baktérium/gomba filmnek a víz/aljzat határon. A bevonat-legelők kivé¬ telesen lágytestű bekérgező állatok elfogyasztására is specializálódhatnak. A kiemelkedő példányszám mellett a Trochoidea fajszáma - sokfélesége - is a Szabó }.: Paleogeográfiai és paleoökológiaikövetkeztetések egy késő-sinemuri gastropoda fauna kapcsán 219 Rissoínídae Procerithiidae Zygopleuridae Coelostylinidae Pseudom elaniidae Craspedos torna tiidae Neritopsidae Eucyclidae Ataphridae Trochidae "Pyrgotrochiform" "Bathrotomariform* Pleurotom ariidae Discohelicidae? 0 20 40 60 80 100 120 140 160 1. ábra. A példányok megoszlása a családok, a (paleo)ökológiai nagycsoportok között a Nagy-Teke-hegy gastropoda faunájában Fig. 1 Specimen numbers of the families, used as (palaeo)ecological index groups, in the gastropod fauna of the Nagy-Teke-hegy legmagasabb a nagy-teke-hegyi faunában. Mindezekből a lelőhely anyagának lehordási területén jelentős kiterjedésű, lapos, sziklás, infralitorális aljzatrész jelenlétére lehet következtetni. A fajok nagy száma a táplálékforrások sokféle¬ ségére és/vagy az aljzat mélységbeli tagoltságára utal. A jelzett környezet jól megfeleltethető egy "seamount" többé-kevésbé lapos tetejének. Ezen a "seamount" tetőn kis foltokban laza üledék (iszap) is előfordult (Pro¬ cerithiidae, Pseudomelaniidae, Zygopleuridae, Coelostylinidae). A Procerithii¬ dae ma élő, közeli rokonai (Cerithiidae) ugyan előfordulnak algával bevont sziklás aljzaton is (BANDEL 1987) - ami nem zárható ki esetünkben sem - de a Pseudomelania dominanciáját FÜRSICH (1977) időnként nagy energiájú, iszapos szubsztrá tűmön figyelte meg. A Nagy-Teke-hegyen talált néhány példány tehát olyan iszapos aljzatrészt jelezhet, amelyet időnként a viharhullámzás elért. A Rissoinidae egyetlen megtalált példánya - túl azon, hogy a család egyik legkoraibb előfordulása, tehát fontos törzsfejlődési információt hordoz - köz¬ vetett bizonyíték a táplálékul és gyakran aljzatul szolgáló nagy termetű alga jelenlétére. Nem zárható ki, hogy ez az alga valahonnan ide sodródott és ma¬ gával hozta a rajta lakó faunaelemeket is. Fontos megemlíteni azonban, hogy allochtoniát feltételezve nincs semmiféle adat a lehetséges eredeti élőhelyről. A család előfordulásai még később is, hosszú ideig (toarci, középső-jura) csak a pelágikus mediterrán (magaslati) fáciesekből ismétek (CONTE & FlSCHER 1983, 1984). Ennek alapján az látszik valószínűbbnek, hogy a tápláléknövények - és elfogyasztóik - autochtonok az Alpi-gastropoda-szubprovinciában, azaz a pe¬ lágikus fáciesekkel jellemezhető mediterrán területeken, 220 Földtani Közlöny 128/2-3 Az Eucyclidae és a Discohelicidae? képviselői batiális, nem konszolidálódott üledékkel borított aljzatot jeleznek. A faimában betöltött jelentős szerepükből arra lehet következtetni, hogy a Hierlatzi Mészkövet tartalmazó hasadék batiális tengerfenéken nyílt fel, vagy a hasadékon belül a felhalmozódás szintje ebben a mélységtartományban volt. Valószínűleg hasonló minőségű aljzaton élt a "pyrgotrochiform" és a "bathrotomariform" csoport, de élethelyeik a mélyebb infralitorális, vagy szublitorális régióban is lehettek (mindenképpen a mozga¬ tott vízréteg alatt). A második legnagyobb példányszámú család a Pleurotomariidae. A valószínű táplálék a sziklás aljzatot bekérgező, lágy testű állatokból állhatott (Hydrozoa, szivacsok), A ma is élő rokonok - amelyek újabb vizsgálatok szerint valószí¬ nűleg távoliak és más családba is tartoznak - areájukban jellemzőek a vihar¬ hullámzás alatti vertikális sziklafalak közösségeiben. Következtetések A Nagy-Teke-hegy késő-sinemuri gastropoda-faunája egy tenger alatti ma¬ gaslaton és annak közvetlen környékén élt. A Trochoidea nagy gyakorisága és változatossága lapos, vagy enyhén tagolt sziklás "fennsíkot" jelez, A caenogast- ropodák többsége (Procerithiidae, Zygopleuridae, Coelostylinidae, Pseudo- melaniidae) iszapos folt(ok) jelenlétét is bizonyítja, de a ritkaságból következően ennek kiterjedése kicsi. A Pseudomelaniidae előfordulása időnként erősen mozgatott vízre (vihar¬ hullámzás, néhány tíz méteres vízmélység) utal. A herbivorák sokféleségéből és gyakoriságából bentonikus algák jelenléte is következik a primer producerek körében a planktonból származó növényi táp¬ lálék mellett. Az algák közül elsősorban lágytestű bevonatképzőkkel kell szᬠmolni, amelyeket a Trochoidea tagjai képesek lehámozni. A Rissoinidae egy fajának jelenléte miatt azonban a jelentősebb méretű növények előfordulása sem zárható ki. A valószínűsíthető vegetáció fényigénye a Pseudomelaniidae által is jelzett néhány tíz méteres vízmélység mellett még biztosított. A viszonylag kis mélységben elhelyezkedő "seamount"-tetőt jelző gastropo- dák mellett a gyakoriságot tekintve számottevő a főként batiális biotopokban élők csoportja (Eucyclidae, Discohelicidae?). Ugyanezek a gastropodák konszo- lidálatlan üledékkel borított aljzatot is jeleznek. Valószínűleg a "hegylábi" üle¬ dékfelhalmozódás helyén - a hasadékban, vagy annak közvetlen környékén - éltek. Az állítás utóbbi része inkább érvényes az Eucyclidae tagjaira, amelyek az aktualisztikus adatok - és a Dunántúli-középhegység más területein szerzett tapasztalatok szerint is - az iszapos aljzatot részesítették előnyben. További - nemcsak őslénytani - vizsgálatok szükségesek a magaslat teteje és lába közti batimetriai különbség közelebbi meghatározásához. A fenti két mélységtartomány közötti élethelyekről származhatnak a Pleuroto¬ mariidae példányai. Gyakoriságuk a vizsgált nagy-teke-hegyi lelőhelyen meredek letörés közelségével ("seamount"-oldal?, hasadékfal?) hozható összefüggésbe. Szabó ].: Paleogeográfiai és paleoökológiaikövetkeztetések egy késő-sinemuri gastropoda fauna kapcsán 221 A Nagy-Teke-hegy és a Dunántúli-középhegység más lelőhelyeinek egyidős gastropoda-faunái közt kicsi a hasonlóság még litofácies-azonosság (-hasonló¬ ság) esetén is. A gastropoda-faunák arculata a paleoökológiai viszonyok több részletét látszik visszatükrözni, mint a litológia. A faunában a jelentős hányadot kitevő lokális fajok mellett megtaláljuk a Dunántúli-középhegységre jellemző fajokat. Ez utóbbiak a térség sinemuri te¬ rületi önállóságát látszanak alátámasztani. Egyértelmű az Északi Mészkőalpok¬ kal (a Hierlatzi Mészkő kifejlődési területével) való szoros területi kapcsolat a paleoökológiai viszonyok hasonlósága mellett. A Nagy-Teke-hegy gastropodái közt sokkal magasabb a közös elemek aránya a Hierlatz-Csoport (Feuerkogel) faunájával (50%), mint a Dunántúli-középhegységen belül bármelyik lelőhellyel történő összevetésben (ld. III. táblázat). A Mediterrán-faunaprovincia más területeivel való késő-sinemuri fauníszti- kai kapcsolatok jellegének kielégítő vizsgálata egyelőre nem végezhető el a gastropodák alapján a megbízható adatok kis száma miatt. Köszönetnyilvánítás E helyen is köszönetemet fejezem ki FŐzy Istvánnak, SZENTE Istvánnak és VÖRÖS Attilának, akik az anyag gyűjtésében a segítségemre voltak. Munkámat az OTKA által nyújtott anyagi támogatással (T 22164) végeztem. Irodalom - References Bandel, K. 1987: Hydroid, Amphineuran and Gastropod Zonation in the Littoral of the Caribbean Sea, Colombia. - Senkenbergiana Marit., 19, 1-129. Bourrouilh, L. 1966: Gastéropodes du Lias inferíeur et moyen du domain atlasique marocain. - Nőt. Mém. Sérv. Geol. Maroc, 196, 1-180 Channf: , J.E.T., Horváth, F. 1976: The African / Adrián Promontory as a peleogeographical premise fór Alpine Orogeny and Fiaté Movements in the Carpatho-Balcan Region. - Tectonophisics, 35, 71-110. Conti, M.A., Fischer, J.-C. 1983: Revisione della fauna mesogiurassica di Acque Fredde (Lago di Garda) descritta da PARONA, 1894. - Boti. Mus. Civ. St. Nat, Verona, 9, 489-522 Conti, M.A., Fischer, J.-C. 1984: La fauna gasteropodes du jurassique moyen de Case Canepine (Umbria, Italy), systematique, paléobíogéographie, paléoecologie. - Geol. Rom. 21, 125-183 Conti, M.A., Szabó, J. 1987: Comparison of Bajocian gastropod faunas from the Bakony Mts. (Hungary) and Umbria (Italy). - Annls. hist.-nat. Mus. natn. hung., 79, 43-59. Conti, M.A., Szabó, J. 1988: Bajocian gastropod faunas from Intratethyan Region. - 2 nd International Symposium on ]urassic Stratigraphy, Lisboa 1988, 855-868. Conti, M.A., Szabó, J 1989: A revision of the Jurassic gastropod fauna from Cape San Vigilio (S.-Alps, Italy), published by M. Vacek (1886). - Fragm. Min. et Pál, 14, 29-40. Fürsich, F.T. 1977: Corallian (Upper Jurassic) marine benthic assotiations from England and Normandy. - Palaeontology, 20, 337-385 Galácz, A., Horváth, F., Vörös, A. 1985: Sedimentary and structural evolution of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Rangé, Hungary): Plaeogeographical implications. - Acta Geologica Hungarica, 28, 85-100. 2 22 Földtani Közlöny 128/2-3 Galácz A, Vörös A, 1972: A bakony hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtani jelenségek kiértékelése alapján Ourasic history of the Bakony Mountains and interpretation of principal lithological phenomena.) - Földtani Közlöny, 102, 122-135 (In Hungárián with English abstract). Géczy B. 1986: Jelentés a nyugat-gerecsei alsójura ammoniteszekró'l - Kézirat, 10 p. Budapest, MÁFI Adattár Hofmann, K. 1884; A Duna jobb partján, Szőny és Piszke közt foganatosított földtani részletes felvételekről. - Magyar Kir, Földtani Intézet Évi jelentése 1883-rdl, 16-32. Inesta, M., Szabó, J., Szente, I. 1990: A Pliensbachian gastropod and bivalve faunula from the Mola Idill (Betic Cordilleras, Spain). - Annls. hist.-nat. Mus. natn. hung,, 92, 19-23. Monari, S., Conti, M. A., Szabó, J. 1996: Evolutionary systematics of Jurassic Trochoidea: the family Colloniidae and the subfamily Proconuhnae. - In: Taylor, J. (Ed.): Origin and evolutionary radiation of the Mollusca., Oxford University Press, 199-204. Parona, C.F. 1894: I fossili dél Lias inferiore di Saltrio in Lombardié. P. 2, Gasteropoda di Saltrio. - Ball. Soc. Malac., 8, 161-184. Szabó, J. 1979: Lower and Middle Jurassic Gastropods from the Bakony Mountains (Hungary). Part I. Euomphalídae (Archaeogastropoda). - Annls. hist.-nat. Mus. natn. hung., 71, 15-31. Szabó, J. 1980: Lower and Middle Jurassic Gastropods from the Bakony Mountains (Hungary). Part II. Pleurotomariacea and Fissurellacea (Archaeogastropoda). - Annls, hist.-nat. Mus . natn. hung., 72, 49-71. Szabó, J. 1981: Lower and Middle Jurassic Gastropods from the Bakony Mountains (Hungary). Part ül. Patellacea and Trochacea (Archaeogastropoda). - Annls. hist.-nat. Mus. natn. hung., 73, 55-67. Szabó, J. 1982: Lower and Middle Jurassic Gastropods from the Bakony Mountains (Hungary). Part IV. Neritacea, Craspedostomatacea, Amberleyacea (Archaeogastropoda). - Annls. hist.-nat. Mus. natn. hung., 74, 17-33. Szabó, J., 1983: Lower and Middle Jurassic Gastropods from the Bakony Mountains (Hungary). Part V. Supplement to Archaeogastropoda; Caenogastropoda. - Annls. hist.-nat. Mus. natn. hung., 75, 27-46. Szabó, J. 1984: Two new archaeogastropod genera from the Tethyan Líassic. - Annls. hist.-nat Mus. natn. hung., 76, 65-71. Szabó, J. 1988: Pliensbachian and Bajocian Gastropods. - In: M. Rakus, J. Dercourt, A.E.M. Nairn (Eds.): Evolution of the northern margin of Tethys: the results of IGCP Project 198. - Mém. Soc. GM. Fr„ In.], 1S4/3, 25-33. Szabó J. 1990: Paleoökolőgia, paleo(bio)geográfia, evolúció és sztratigráfia bakonyi jura gastropodák tükrében. - (kézirat, kandidátusi értekezés), 165 p. Budapest, Akadémiai Könyvtár Szabó, J. 1994: Tethyan Jurassic gastropod provinciality and somé paleogeographical implications. - Geobios, [M.], 17, 615-621. Szabó, J. 1995. Eucydidae (Eucydoidea, Gastropoda) as a Liassic palaeoecological index ín the Transdanubian Central Ragé (Hungary) - Hantkeniana, 1, 67-74, pl. 1. Szabó, J., Conti, M.A., Monari, S, 1994: Jurassic gatropods from Sicily; new data to the classification of Ataphridae (Trochoidea) - Scripta Geologica, Spéciül Issue 2, 406-416. A kézirat beérkezett: 1998. 05. 04. Földtani Közlöny 128/2-3, 223-235 (1998) Budapest Early Jurassic bivalves írom the Gerecse Mts. and Tata (Hungary) Kora-jura kagylók a Gerecséből és Tatáról István SZENTE 1 (1 ábra, 2 tábla) Abstract Lower Jurassic rocks of the Gerecse Mts. have yielded bivalves representing deeper-water facies, characteristic of the peri-Mediterranean region. This study is based on matériái collected largely by previous researchers. Pteriomorphs are predominant in terms of both the number of taxa and inabundance. Representatives ofthe genus Praechlamys proved to be especially frequent. Suspension feeders constitute the only trophic group present. Free-lying or epibyssate bivalves form the domínant guild, followed by cemented ones. Infaunal forms occur scarcely. The only bivalve-dominated biofacies encountered are characterised by the mass occurrence of Caenodiotis janus (Meneghini, 1854). Thirteen taxa, hitherto nőt recorded in Hungary or of other interest, are illustrated in two plates. Manuscnpt received: 12. 06. 1998 Összefoglalás A Gerecsében és a tatai Kálvária-dombon felszínre bukkanó alsó-jura kőzetek kagylómaradvᬠnyokat is tartalmaznak. Ezek a múltban kevés figyelmet kaptak, és jóformán csak faunalisták formájában dokumentálták előfordulásukat. A dolgozat célja a rendelkezésre álló, jórészt korábbi szerzők által gyűjtött anyag rendszertani szempontú áttekintése, valamint a Dunántúli-középhegy¬ ségből eddig még nem ábrázolt formák, illetve más szempontból érdekes taxonok illusztrálása további paleoökológíai és paleobiogeográfiai tanulmányok megalapozása céljából. A példányok majdnem kizárólag az alsó-jura mészkövekből (Hierlatzi és Písznicei Mészkő Formációk) kerültek elő, a toarci Kisgerecsei Márga Formáció a nagyarányú gyűjtés ellenére szinte egyáltalán nem szolgáltatott kagylómaradványokat. Az anyag jelentős részét a főként Vügh Gusztáv által a Nyugati-Gerecsében, a jura-kréta időszaki "Gorba hátságnak" (Császár 1995) megfelelő területen gyűjtött fauna alkotja, míg a hegység keleti részét, feltehetően a nagyarányú gyűjtőmunka hiányából fakadóan is, jóval kevesebb példány képviseli. A korábbi szerzők (Hofmann 1884; Koch 1909; Kulcsár 1914; Vigh Gy. 1934, 1935; Vigh G. 1943, 1953, 1961, 1968) meghatározásainak legtöbbjét a fellelt példányok alapján sikerült revideálni, illetve eddig nem említett taxonok dokumentálása is lehetővé vált. Bár az egyes területek és rétegtani szintek nyilvánvalóan eltérő mértékben és részletességgel kerültek megmintázásra, a fauna fél-kvantitatív kiértékelése alapján magállapítható, hogy a kagylók körében mind példányszám, mind az előforduló taxonok száma tekintetében a Pteriomorphia alosztály képviselői dominálnak, a többi csoport szerepe alárendelt. Különösen gyakoriak a Pectinidae-k, főként a Praechlamys (Allasinaz 1972) nemzetségbe tartozó 1 Department of Palaeontology, Eötvös University. H-1083 Budapest, Ludovika tér 2, Hungary. E-mail address: szente@ludens.elte.hu 224 Földtani Közlöny 128/2-3 formák. Csak szuszpenzíőval táplálkozó alakok alkotják a kagyló-együttest, közülük is a szabadon heverők vagy byssussal rögzüló'k az uralkodóak. Egy kagylók által meghatározott bíofácies is felismerhető, melyet a Caenodiotis janus (Meneghini 1854) teknőinek tömeges felhalmozódása jellemez. Tizenhárom Magyarországról eddig nem ábrázolt, vagy más szempontból érdekes taxont két fotótáblán dokumentáltam. Introduction Maríné Lower Jurassic rocks and fossils of the Gerecse Mts. and the Kálvária Hill of Tata have attracted interest since the last decades of the 19th century. However, the fossils have remained poorly documented if compared with those of the Bakony Mts., i. e. the other important area of Jurassic outcrops in the Transdanubian Central Rangé. In particular, Early Jurassic bivalves have seldom been figured in publications. The present paper attempts to rectify this and provide a basis fór further palaeoecological and biogeographical studies. A detailed systematic treatment of Jurassic bivalves of the Transdanubian Central Rangé is in preparation. Lower Jurassic sediments, stratigraphy and biofacies In the isolated areas of the Gerecse Mts. and at Tata, Jurassic rocks overlie a thick formation of Upper Triassic peritidal carbonates, - the "Dachsteinkalk". Two kinds of successions can be distinguished, displaying differences in thickness, stratigraphic completeness, and the mode of superposition on the Dachstein Limestone. Both types, which are supposed to represent different palaeomorphological settings, show a rather coherent distributional pattem. Sequences considered stratigraphically more or less complete are characteristic of the eastern part of the Gerecse Mts. - i. e. the area situated largely east of the meridián of Süttő, as well as of the Kálvária Hill of Tata. This latter, classical section provides a well-documented example of this type (FÜLÖP 1976). At the Kálvária Hill, the Dachstein Limestone is overlaid by the Pisznice Limestone Formation, which comprises pink or grey micritic limestone beds. Locally, crinoidal limestone beds form the upper part of this unit. This is usually overlaid by red, nodular limestone beds representing the "Ammonitico Rosso" facies proper (Tűzkövesárok Limestone). At the Kálvária Hill, the above-mentioned Jurassic formations are of Middle Hettangian to Pliensbachian age (GÉCZY 1976). Overlying this carbonate- dominated sequence - called "Gerecse red marble” - black shales of the Úrkút Formation appears in somé places, or the limestone beds are immediately followed by the red, nodular Kisgerecse Mari Formation of Toarcian age. The Tölgyhát Limestone, representing the Upper Toarcian to Bajocian stages, develops gradually írom the latter, and shows similar lithological features. A thickness of this type of Lower Jurassic succession, which is thought to represent a basinal environment, does nőt exceed a few tens of metres. Szente I.: Early Jurassic Bivalves from the Gerecse Mts. 225 Thinner and stratigraphically more incomplete Jurassic successions characterise the western part of the Gerecse Mts. (VlGH Gy. 1935), i. e. the area corresponding to the Jurassic-Cretaceous Gorba palaeohigh (CSÁSZÁR 1995; CSÁSZÁR et al., in press). Various limestones infilling the fissures and cavities of the Dachstein Limestone are common, and rocks referred to as Hierlatz Limestone occur frequently (VlGH G. 1961; CSÁSZÁR et al., in press). Sequences consistmg of Pisznice Limestone are alsó known from this area, suggesting a dissected topography of the Gorba palaeohigh. Apart from the rock-forming occurrence of crinoid ossicles, fossil assemblages of the Lower Jurassic limestone formations are usually dominated by brachiopods and ammonites (e.g. KULCSÁR 1914; VlGH G. 1961, 1968), other groups being much less frequent. A unique mass occurrence of gastropods was recorded from the fissure-infilling Upper Smemurian Hierlatz Limestone of the Nagy Teke Hill by SZABÓ (in press). An accumulation of valves of Caenodiotis janus (MENEGHINI 1854) characterises the only bivalve-domínated biofacies hitherto encountered (see below). Toarcian rocks, rich in ammonites, have yielded only markedly scarce remains of benthic macro-invertebrates, such as gastropods, bivalves, and brachiopods. Previous studies Early Jurassic bivalves from the Gerecse Mts. and Tata were mentioned fór the first time by HOFMANN (1884) and KOCH (1909), respectively. Since then, several taxa have been recorded by different authors (VlGH Gy. 1934; 1935, Szabó 1961) bút only KULCSÁR (1914) figured specimens. Important contributions were presented by Gusztáv VlGH, whose research was carried out duríng the early 1940s, resulted m a geological map of the western Gerecse Mts. as well as in establishing large collections of fossil macro-invertebrates consisting of somé 50-60 000 specimens (VlGH G. 1943, 1953). Although VlGH's palaeontological work was focused on the abundant brachiopods, he identified bivalve taxa as well, and his papers, summarised in VlGH, G. (1961, 1968) provide the most comprehensive reviews of Lower Jurassic fossil assemblages of the Gerecse Mts. and Tata. Recently, brachiopods have been reviewed by VÖRÖS (1997). Matériái and localities This study is largely based on collections made by previous researchers; the proportion of recently collected matéria! is subordinate. The localities mentioned in this paper are shown in Fig. 1. Somé of the specimens are housed in the collectíon of the Department of Palaeontology at Eötvös University, while the búik of the matériái is kept in the Geological Museum of Hungary (formerly MÁFI Collection). 226 Földtani Közlöny 128/2-3 Fig. 1 Location of bivaive-bearing outcrops mentioned in this paper. X. Kálvária Hill; 2. Bucsina Valley; 3. Gorba Hill; 4. Hosszúvontató Hill; 5. Kis-Somlyó Hill; 6. Nagy-Teke Hül; 7. Asszony Hill; 8. Nagy-Gerecse Hill; 9. Nagy-Pisznice Hill; 10. Dogger Quarry. Localities 2-7 belong to the Jurassic-Cretaceous Gorba High 1. ábra. Kagyló tartalmú előfordulások. 1. Kálvária-hegy; 2. Bucsina-völgy; 3. Gorba-hegy; 4. Hosszúvontató-hegy; 5. Kis-Somlyó-hegy; 6. Nagy-Teke-hegy; 7. Asszony-hegy; 8. Nagy-Gerecse-hegy; 9. Nagy-Pisznice-hegy; 10. Dogger rétegek. A 2-7. lelőhely a jura-kréta Gorba-tetőhöz tartozik A small collection of bivalve fossils gathered by KOCH, LÓCZY and SZABÓ at the Kálvária Hill of Tata is housed in the Collection of the Department of Palaeontology at the Eötvös University. Although most specimens are labeiled as "Lower Liassic", comparison of the hőst rock of the specimens and that of the ammonites kept in the same collection have allowed identification of their stratigraphic level. A larger volume of matériái collected by G. VlGH and housed in the Geological Museum of Hungary, as well as somé specimens found recently, are available fór study from the Western Gerecse Mts. Unfortunately, no recent stratigraphical work has been published on the Lower Jurassic of this area, thus we have to rely on VlGH's papers (VlGH G. 1943, 1953, 1961) concernmg locality details. Exposures of the Hosszúvontató and Somlyó Hills have yielded the richest bivalve assemblages. Limestones of yellowish brown and light to red colour (Pisznice Limestone Formation?) occur in outcrops at these localities, representing the "Lower Liassic" (VlGH G. 1943). According to VlGH, outcrops of Lower Jurassic rocks are usually of very limited areal extent, rarely exceeding Szente I.: Early Jurassic Bivalves from the Gerecse Mts. 227 a few square metres. Somé of the fossiliferous rock bodies were reported to have been completely exploited. Although Lower Jurassic rocks of the Eastern Gerecse Mts. are well exposed in huge quarries, only a very limited number of specimens are available from this area. The stratigraphy of the "red marble" sequence is rather poorly known, the Toarcian being the only stage which has been studied in detail (GÉCZY 1984). General comments on the bivalve fauna and notes on the most important taxa In the following an account of the bivalves identified from the Lower Jurassic of the Gerecse Mts. and Tata is given. Somé taxa hitherto nőt illustrated from Hungary or of other interest are figured. Due to the natúré of the matériái, the stratigraphic horizon of several specimens, including somé of the figured ones could nőt be ascertained at stage level. In such cases the most probable ages are indicated. The stratigraphic distribution of bivalves in the Lower Jurassic of the Gerecse Mts. and Tata could nőt be established fór the same reason. ?Family Parallelodontidae DALÉ, 1898 The specimens identified as “Arca sp." and "Arca sp. (e.g. A. caprina STOL.)'' by VlGH G. (1961) from the "Lower Liassic" of the Hosszúvontató Hill and the "Middle Liassic" of the Asszony Hill, respectively, were nőt found in the matéria!. Family Inoceramidae GlEBEL, 1852 Inoceramids are markedly rare in the Lower Jurassic of the Gerecse Mts. A single internál mould of a right valve assigned to Parainoceramus COX, 1954 was found in the Middle Toarcian of the Nagy-Pisznice Hill (Pl. 1, Fig. 1). "Jnoceramus ventricosus SOWERBY" described by KULCSÁR (1914, p. 168, pl. 1, fig. 4) from the Pliensbachian was nőt encountered during this study. KULCSÁR's single specimen, apparently attributable to Parainoceramus, was nőt found in the collections studied. Family Limidae RAFINESQUE, 1815 Only a very few specimens represent limids in the Gerecse matériái. Plagiostoma and Limea (Pseudolimea) are, however, nőt uncommon elements in bivalve assemblages of the peri-Mediterranean Lower Jurassic (see e. g. CONTl & MONARI 1991; MONARI 1994; SZENTE 1996b), and a plethora of names is available fór them. This statement alsó applies to the whole Jurassic period of Europe, and the family is clearly in need of revision. Plagiostoma deslongchampsi (STOLICZKA, 1861)(P1. 1, Fig. 2), previously synonimised with P. giganteum SOWERBY, 1814 (SZENTE 1996b), is interpreted here as a distinct species characterised by medium-sized valves with an evenly curved ventral and 228 Földtani Közlöny 128/2-3 posterior margin, a relatively smooth surface, pointed beaks, and an umbonal angle of about 110. Family Oxytomidae ICHIKAWA, 1958 Beside the wide-ranging and widespread species Oxytorna (O.) inequivalve (Sowerby, 1819) - recorded by Vigh G. (1968), a leit valve írom the ?Upper Sinemurian of the Hosszúvontató Hill - (? Oxy torna sp.. Pl. I, Fig. 3) is alsó assigned, although questionably, to Oxy torna Meek, 1864. The specimen is ornamented with markedly rtarrow, interrupted radial costae, increasing in number by intercalation of new ones. The umbones are small, very slightly projecting above the dorsal margin, which is situated at the half of the shell-length. The anterior ear is well developed, the posterior one is large and sharply triangular. The specimen cannot be identified with any of the Oxytoma species described in the literature, and may represent a new one. Family Pectinidae Raftnesque, 1815 Pectinids are the most common Lower Jurassic bivalves in the Gerecse Mts. and at Tata, represented by two genera. Four taxa belonging to Praechlamys AlLASINAZ, 1972 were identified. P. palosus (STOLICZKA, 1861)(P1. I, Figs 4, 5) and P. rollei (STOLICZKA, 1861), the latter - recorded by KULCSÁR (1914) - are distinct forms that are widespread in the peri-Mediterranean Lower Jurassic (SZENTE 1996a, b). Specimens possessing dense radial plication have been assigned to P. síibreticulatus (STOLICZKA, 1861)(P1. I, Figs 6, 9, 10), an extremely variable species. Four Plate I - I. tábla. Early Jurassic bivalves from the Gerecse Mts, and Tata (Hungary). - Liász kagylók a Gerecséből és Tatáról The specimens are coated with ammonium-chloride and are figured in natural size unless otherwise indicated. The abbreviation GMH-J followed by a three-digit number refers to the catalogue number of specimens housed in the Geological Museum of Hungary. The specimens kept in the collection of the Department of Palaeontology, Eötvös University, Budapest are denoted with EUŐT. 1. Parainoceramus sp., right valve. Nagy-Pisznice Hill, Middle Toarcian, EUŐT 98/1. 2. Plagiostoma deslongchampsi (Stoliczka, 1861), leit valve. ?Upper Sinemurian, Kis-Somlyó Hill, GMH*J 163. 3. Oxytoma? sp., left valve, ?Upper Sinemurian, Hosszúvontató Hill, 2.5x, GMH. 4, 5. Praechlamys palosus (Stoliczka, 1861). ?Upper Sinemurian, Hosszúvontató Hill. 4: left valve, 2.5x, GMH; 5: right valve, GMH-J492. 6, 9, 10. Praechlamys síibreticulatus (Stoliczka, 1861). 6: right valve, TPliensbachian, Gorba Hill, EUŐT 98/6; 9: left valve, ?Upper Sinemurian, Hosszúvontató Hill, GMH; 10: left valve, ?Pliensbachian, Bucstna Valíey, 1.5x, EUŐT 98/2. 7, 8. Praechlamys sp. Lower Sinemurian (TBucklandi Zone), Tata, Kálvária Hill. 7: rubber cast of a left valve, EUŐT 98/3; 8: internál mould of a left valve with preserved inner shell layer, EUŐT 98/4. í'zev.s ' Etirly íuraw >t,vafoaifrm" ths t erecse Mtc 22v PJale I 2 30 Földtani Közlöny 128/2-3 incomplete valves ornamented with somé 100 radial plicae bearirtg imbricated larnellae (Praechlamys sp., Pl. I, figs 7, 8) may be alsó representatives of P. subreticulatus. These specimens, collected by A. KOCH in 1910 írom the Lower Sinemurian part of the Pisznice Formation exposed at the Kálvária Hill, are the largest Jurassic pectinids hitherto found in the Transdanubian Central Rangé. Somé small-sized left valves from the ?Upper Sinemurian of the Hosszúvontató Hill were found to bear intercalary costae which rapidly reach the height of the original ones. These specimens are ínterpreted as Eopecten cf. spondyloide s (ROEMER, 1836) (Pl. II, Fig. 1). If this Identification is correct, they are among the earliest known representatives of this variable species (JOHNSON 1984). ?Family Leptochondriidae NEWELL & BOYD, 1995 Three small-sized equilateral valves from different localities, ornamented with radial costae increasing in number by intercalation of new ones were, although questionably, assigned to Leptochondria BlTTNER, 1891, a genus hitherto thought to be confined to the Triassic períod. The development of ornamentation of ?Leptochondria sp. (Pl. II, Figs 2,3) displays a markedly regular pattem. Intercalary costae placed in the middle of the areas between two neighbouring higher ones increase in height towards the margin. Since no complete specimens are available, the generic assignment of this form remains uncertain. ?Family Posidoniidae FRECH, 1909 Thin-shelled pteriomorph bivalves referred to as fiat clams or paper pectens are represented by Caenodiotis janus (MENEGHINi 1854)(P1. II, Figs 6, 8, 9), Although this distinctive species has already been recorded from Tata by Kulcsár (1914, Pl. II, Fig. 1), the abundant and well-preserved matériái available seems to be worthy of attention. Mass occurrence of this peculiar species has been encountered at three localities. At the Kálvária Hill of Tata, red crinoidal limestones of the Plate II - II. tábla. -» 1. Eopecten cf. spondyloides (Roemek, 1836), left valve. ?Upper Sinemurian, Hosszúvontató Hill, 2.5x, GMH. 2, 3, /Leptochondria sp. TSinemurian. 2: extemal mould, Nagy-Gerecse Hill, 2x; 3: Hosszúvontató Hill, GMH. 4. Terquemia pectiniformis (Eudes-Deslongchamps, 1860). ?Upper Sinemurian, Kis-Somlyó Hill, GMH-J159. 5,7. Placunopsis radiata (Phillips 1829). ?Upper Sinemurian, Hosszűvontató Hill, 5: 2x, 7: 2.5x, GMH. 6 , 8 , 9. Caenodiotis janus (Meneghini 1853). Asszony Hill, ?Lower Pliensbachian, 6: 2x, GMH. 10. Goniomya sp., left valve. Toarcian, Dogger Quarry, EUŐT 98/5. - zente L. E(tv!y (Urp.üsic íjipfilves fmm ifit Gerecse Fiaté II 232 Földtani Közlöny 128/2-3 Pliensbachian contain lentiform accumulations of C. janus shells. Well-preserved specimens were collected by G. VlGH írom the northern slope of the Asszony Hill. Here, the valves are embedded in red micritic limestone ("Velopecten lumachelle" in VlGH G. 1953), and reportedly rare and unidentifiable ammonites and brachiopods were the only associated faunal elements. Unfortunately, we could nőt find and re-study this interesting locality, thus stratigraphic details remain unknown. A third outcrop of Caenodiotis-bearíng rocks was discovered recently on the top of the Nagy-Teke Hill, where various Lower Jurassic rocks attributable to the Hierlatzkalk are exposed as infilling of a large vertical fissure in the Dachstein Limestone. Hitherto, only the presence of the Upper Sinemurian Oxynotum Zone has been reported from this locality VlGH G. 1943; GÉCZY, pers. comm.), the occurrence of C. janus may bear somé bio- stratigraphical significance, being restricted to the Pliensbachian (MONARI 1994). Family Terquemiidae COX, 1964 Tercjuemia pectiniformis (EUDES-ÜESLONGCHAMPS, 1860) (Pl. II, Fig. 4) and Placunopsis radiata (PHILLIPS, 1829) (Pl. II, Fig. 5, 7) represent terquemiids in the fossil assemblage. "R numismalis (QUENSTEDT, 1856)", often quoted from the Lower Jurassic, is here synonimised with the latter, very variable species. In the Gerecse Mts. and at Tata, terquemiids seem to be confined to the Sinemurian. Family Pholadomyidae GRAY, 1847 Although pholadomyids are usually rare elements in fossil assemblages of the peri-Mediterranean Lower Jurassic, Goniomya (AGASSIZ 1841) has been recorded from a wide rangé of sediments and stratigraphic levels (e. g. NEUMAYR 1879; MONARI 1994; SZENTE 1996a). The figured specimen (Goniomya sp., Pl. II, Fig. 10) is a unique find from the Toarcian of the Dogger Quarry of the Lábatlan rangé. Palaeoecological and palaeobiogeographical conclusions Early Jurassic bivalve assemblages of the Gerecse Mts. and Tata differ markedly from the coeval ones of NW Europe - recently studied by Heinze (1991) - from the respective points of view of taxonomic composition and guild structure. On the other hand, they show affinities to those of other segments of the peri-Mediterranean region, such as the Bakony Mts. (Szente 1996a,b), the Northern Calcareous Alps (SZENTE 1996a) and the Central Appennines (MONARI 1994), where the bivalves occur usually as subordinate elements in brachiopod-dominated benthic faunas. The pattern exhibited by the palaeoenvironmental distribution of the bivalves in the Lower Jurassic of the Gerecse Mts. is símilar to that of the areas mentioned above: sediments deposited on submarine highs are the richest in bivalves. Although different areas, rocks and stratigraphic horizons have been sampled in an obvious bút Szente I.: Early Jurassic Bivalves front the Gerecse Mts. 233 uneven manner, the matériái allows a qualititative evaluation. Pteriomorphs are predominant, the representatives of other subclasses are subordinate with regard to both their diversity and abundance. Suspension feeders form the only trophic group recorded. Epibyssate bivalves constitute the dominant guild, followed by cemented ones. Infaunal forms occur only sporadieally. The predominance of epifaunal forms reflects the availability of hard surfaces necessary fór attachment, Local abundance of the shells of C. janus cannot be easily explained. Regarding its morphology and mode of occurrence, C. janus clearly belongs to a distinctive suite of bivalves referred to as paper pectens or fiat clams. Representatives of this group are commonly found in dark, organic-rich shales, and their mode of life has been extensively debated (see e.g. Aberhan & PÁLFY 1996). Fiat clams of the Mesozoic éra are alsó known to form dense skeletal accumulations in red Tethyan limestones apparently deposited in oxic environments. According to WlGNALL (1994), fiat clams were epibenthic organisms adapted to soft substrates. In the Gerecse Mts. and Tata, as well as in the Bakony Mts. (Kovács 1943), shell beds of C. janus are partly found in calcarenites and sparry limestones, makíng the assumption of a very fine-grained substrate improbable. From a palaeobiogeographical point of view, Praechlamys palosus, P. subreticulatus, and Plagiostoma deslongchampst seem to be confined to the peri-Mediterranean Early Jurassic age. In contrast to the usually cosmopolitan character of other fiat clam species, C. janus is a taxon with a more restricted, "Appennino-Transdanubian" (sensu VÖRÖS 1987) distribution. This characteristic form has been hitherto recorded from the Central Appennines, the Trento Plateau of the Southern Alps, and the Transdanubian Central Rangé. Acknowledgements I would like to thank Dr. G. CSÁSZÁR, who encouraged me to study the Jurassic bivalves from the Gerecse Mts. and Prof. L. KORDOS, who made the matéria! kept in the Geological Museum of Fíungary available fór study. Several specimens were kindly donated by Drs. A. DULAI, Z. LANTOS, J. Szabó and A. VÖRÖS. Their help is gratefully acknowledged herein. Special thanks are due to Drs. J. PÁLFY and A. VÖRÖS fór their careful reviews. The study was financially supported by grants of the Hungárián Science Foundation (OTKA T 016 785 & T 015 897) and the Ministry of Public Education (Grant MKM FKFP 0143/1997). References Aberhan, M., Pálfy, J. 1996: A low oxygen tolerant East Pacific fiat clam ( Posidonotis semiplicata) from the Lower Jurassic of the Canadian Cordillera. - Can. J. Earth Sci. 33, 993-1006. 234 Földtani Közlöny 128/2-3 Conti, M. A., Monari, S. 1991: Bivalve and gastropod fauna írom the Liassic Ammonitico Rosso facies in the Bilecik area (Western Pontídes, Turkey). - Geologica Rontana 27, 245-301. Császár G. 1995: A gerecsei és vértes-előtéri kréta kutatás eredményeinek áttekintése. (An overview of the Cretaceous research in the Gerecse Mountains and the Vértes foreland). (In Hungárián with English abstract.) - Általános Földtant Szemle 27, 133-152. Császár G., Galácz A., Vörös A. 1998: A gerecsei jura. (The Jurassic of the Gerecse Mts.)(In Hungárián with English abstract). - Földtani Közlöny (this volume) Fülöp, J. 1976: The Mesozoic basement horst blocks of Tata. - Geol, Hung. Ser. Geol. 16, 1-229. Géczy, B. 1976: Lower Liassic ammonites. - In: Fülöp, J.: The Mesozoic basement horst blocks of Tata. - Geol. Hung. Ser. Geol. 16, 30-32. Géczy, B. 1984: ProvindaLism of Jurassic ammonites; examples írom Hungárián faunas. - Acta Geologica Hungarica 27(3-4), 379-389. Heinze, M. 1991: Evolution benthonischer Fauriengemeinschaften im subborealen Jura des Pariser Beckens und in dér áthiopischen Faunenprovinz von Kachchh (Indien) ein Vergleich. - Beringeria 4, 3-103. Hofmann, K. 1884: Bericht über die auf dér rechten Seite dér Donau zwischen -Szőny und Piszke im Sommer 1883 ausgefuhrten geologischen Specialaufnahmen. - Földtani Közlöny 14, 323-342. Johnson, A.L.A. 1984: The palaeobiology of the bivalve families Pectinidae and Propeamussndae in the Jurassic of Europe. - Zitteliana 11, 3-235, Koch, N. 1909: Die geologischen Verháltnisse des Kalvarienhügels von Tata. Supplement zum - Földtani Közlöny 39(5), 285-307. Kovács, L, 1943: Über eine neue Posidonomya-Art aus den álteren Schichten des unteren Lias im Bakonygebirge. - Földtani Közlöny 73, 260-267, Kulcsár, K. 1914: Die Mittelliassischen Bildungen des Gerecsegebirges. - Földtani Közlöny 44, 150-175. Monarj, S. 1994:1 bivalvi giurassici delTAppennino umbro-marchígiano (Italia Centrale). 157-187 - In; Studi Geologici Camerti Vol. Spec. 1994, "Biostratigrafia dell'Italia centrale." Neumayr, M. 1879: Zűr Kenntniss dér Fauna des untersten Lias in den Nordalpen, - Abhandlungen dér k. k. geol. Reichsanstalt 7(5), 1-46. Szabó, I. 1961: Die Ausbildungen dér mesozoischen Scholle von Tata aus dér Jurazeit. - Annales Inst. Geol. Publ. Hung. 49(2), 599-605. Szabó J. 1998: Paleogeográfiai és paleoökológiai következtetések egy felsőszinemuri gastropoda- fauna kapcsán (Hierlatzi Mészkő, Nagy Teke-hegy, Gerecse). [Palaeogeographical and palae- oecological conclusions in connection with an Upper Sinemurian gastropod fauna (Hierlatz Limestone Formation, Nagy-Teke-hegy, Gerecse Mts., Hungary)](in Hungárián). - Földtani Közlöny. (This volume) Szente, 1.1996a: Bivalve ecology in the Plíensbachian (Lower Jurassic) of the Bakony Mts. (Hungary). Description of a new species of Eopecten. - Fragmenta Mineralogica et Palaeontologica 18,19-29. Szente, I. 1996b: Bivalve assemblages from the Austrian and Hungárián Hierlatzkalk (Lower Jurassic): a comparison. - In.: Dudich, E. & Lobitzer, H. (Eds.): Advances in Austrian-Hungárián Joint Geological Research, 137-145. Vigh G. 1943: A Gerecse hegység északnyugati részének földtani és őslénytani viszonyai. (Die geologischen und paláontologischen Verháltnisse im nordwestlichen Teile des Gerecse-Gebir- ges.) (In Hungárián with Germán abstract). - Földtani Közlöny 73, 537-550. Vigh G. 1953: Részletes felvétel és kövületgyűjtés a Gerecse Ny-i részében. (Lévé détaillé et recueillement de fossiies dans la partié occidentale du Gerecse.) (In Hungárián with French abstract). - A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi jelentése az 1943 évről, befejező rész, p. 42. Vigh, G. 1961: Esquisse géologique de la partié occidentale de la Montagne Gerecse. - Annales Inst. Geol. Publ. Hung. 49, 569-589. Vigh G. 1968: Jura időszaki képződmények (Jurassic rocks). - In: Szentes F. (ed.): Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához, L-34-I. Tatabánya. (Explanatory notes to the geological map series of 1:200 000 of Hungary. L-34-I. Tatabánya.) 29-41. (In Hungárián). Vigh, Gy. 1934: Geologische Notizen aus dem Gerecse-Gebirge. - Jahresberichte dér Königlich Ungarischen Geologischen Anstalt für 1917-1924, 91-99. Szente I.: Early Jurassic Bivalvesfrom the Gerecse Mts. 235 Vigh Gy. 1935: Adatok a Gerecse-hegység nyugati részének földtani ismeretéhez, (Beitráge zűr Kenntnis dér Geologie des westlichen Teiles vöm Gerecse-Gebirge.) (In, Hungárián with Germán abstract), - A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentései az 1925-1928. évekrőls, 87-100. Vörös, A. 1987: Pliensbachian brachiopod biogeography of the "Mediterranean microcontinent". - Acta Geol. Hung. 30(1-2), 59-80. Vörös A. 1997: Magyarország jura brachiopodái. Faunaíejlődés és paleobiogeográfia a Tethys nyugati részén. (Jurassic Brachiopods of Hungary. Faunal changes and biogeography in the western Tethys). (In Hungárián with short English summary). Studia Naturalia 11, 1-110, Hungárián Museum of Natural History Wignall, P. B. 1994: Black shales. Oxford Monographs on Geology and Geophysics, No. 30. A kézirat beérkezett: 1998. 06. 12. Földtani Közlöny 128/2-3, 237-263 (1998) Budapest A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri (kora-jura) brachiopoda faunája a Keleti-Gerecsében és a tatai Kálvária-dombon Hettangian and Early Sinemurian (Early Jurassic) brachiopod fauna of the Pisznice Limestone in the eastern Gerecse Mts. and in the Kálvária Hill at Tata Dulai Alfréd 1 (11 ábra, 2 táblázat) Summary A surprisingly rich Early Sinemurian brachiopod fauna has been found during new bed-by-bed collections at 4 localities of the eastern Gerecse, The basal layers of the Pisznice Limestone yielded 45 brachiopod taxa from the area of the Pisznice Basin. The diversity of the fauna and the ratio of the order Spiriferida increase from the inside of the basin towards the horst. The brachiopods of the upper, thinner bedded part of the Vöröshíd quarry are Early Sinemurian (Semicostatum Zone) in age, while the fauna of the lower, thick-bedded section probably belong to the Bucklandi Zone. The latter section can be correlated with the basal layers of Lábatlan localities based on the large number of common brachiopod species. The taphonomical and palaeoecological features of the fauna suggest slow sedimentation, without any resedimentation or transportation at Tdlgyhát quarry, and the Póckő and Kisgerecse localities. The diverse brachiopod fauna of these localities represent the composition of an Early Jurassic moderate to deep-water communíty. The resedimentation is more important in the Vöröshíd quarry, at the margin of the basin. The cyclicity of taphonomical features can be correlated with the cyclicity of resedimentation events. The relatively low ratio of isolated brachiopod valves confírms Lantos' opinion (in press), that the slopes between the horst and the basin were less steep in the Gerecse than in the Bakony Mountains. The characteristic Mediterranean brachiopod taxa can be found in larger numbers at the Lower Sinemurian localities of the Bakony than at the Gerecse Mountains. A small brachiopod faunula (9 taxa) has been found in the oncoidal basal layers in the Kálvária Hill at Tata. At the mament this is the only brachiopod fauna of Hungary which is Hettangian in age and established by ammonites. The relatively high diversity is very important because this is an early example of the recovery of the brachiopod fauna after the end-Triassic mass extinctions. The brachiopods suggest a calm environment and slow sedimentation at Kálvária Hill. Manuscript received: 02. 06. 1998 1 Magyar Természettudományi Múzeum, Föld- és Őslénytár, 1431 Budapest, Pf. 137; E-mail: dulai@paleo.nhmus.hu 238 Földtani Közlöny 128/2-3 Összefoglalás Réteg szerint végzett új gyűjtések során gazdag alsó-sinemuri brachiopoda fauna került elő a Keleti-Gerecse 4 lelőhelyéről. A Pisznicei Mészkő bázísrétegeiből összesen 45 brachiopoda taxon vált ismertté a Pisznicei medence területén. A fauna gazdagsága és a Spiriferida rend részaránya a medence belsejétől a magaslat felé haladva növekszik. A Vöröshídi-kőfejtő felső, vékonyan rétegzett sorozatából előkerült brachiopodák a Semicostatum Zónába tartoznak, míg az alsó, vastag pados összlet faunája feltételesen a Bucklandi Zónába sorolható. Ez utóbbi rétegsor a közös brachiopoda fajok nagy száma alapján korrelálható a lábatlani lelőhelyek bázisrétegeivel. A medence belsejében fekvő lelőhelyeken (Tölgyhát, Póckő, Kisgerecse) a tafonómiai és paleoökológiai jellemzők áthalmozódásoktól mentes, nyugodt, lassú üledékképződést jeleznek. Itt kis példányszámú, de változatos, mélyebb-vízi brachiopoda együttesek találhatók. A medence pereménél lévő Vöröshí- di-kőfejtőben jelentős szerepet játszik az áthalmozódás. A tafonómiai jellemzők ciklusossága az üledékáthalmozódási események ciklicitásával hozható összefüggésbe. Az izolált brachiopoda teknők viszonylag alacsony aránya megerősíti Lantos (1997) véleményét, mely szerint itt kevésbé volt meredek a lejtő a medence és a hátság között, mint a Bakonyban. A jellemző Mediterrán brachiopoda taxonok gyakrabban fordulnak elő a bakonyi alsó-sinemuri lelőhelyeken, mint a Gerecsében A tatai Kálvária-domb onkoidos bázisrétegeiből 9 taxonból álló faunula került elő. Jelenleg ez az egyetlen brachiopoda fauna Magyarországon, ami ammonitesekkel igazoltan hettangi korszak¬ beli. A viszonylag nagy faunagazdagság azért jelentős, mivel a triász végi tömeges kihalást követő faunaújjáéledésnek ez az egyik legkorábbi dokumentált előfordulása. A brachiopodák nyugodt környezetre és lassú üledékképződésre utalnak. Bevezetés A Gerecsére jellemző északias dőlés miatt a hegység déli részén csak triász képződményeket ismerünk a mezozoikumból, míg a hegység északi részén elő¬ bukkannak a fiatalabb mezozoos (jura és kréta) képződmények is (VÉGH- -Neubrandt 1960). A felső-triász Dachsteini Mészkő Lofer-ciklusai nagy távol¬ ságokon keresztül korrelálhatok (HAAS 1988), a triászra üledékhézaggal tele¬ pülő alsó-jura képződmények viszont jóval nagyobb változatosságot mutatnak. Ennek oka, hogy a Dunántúli-középhegységben a triász végén kialakult kar¬ bonátos platform a jura elején differenciáltan süllyedni kezdett, így kiemelt helyzetben lévő magaslatok, közöttük pedig mélyebb medencék alakultak ki (GALÁCZ & VÖRÖS 1972; VÖRÖS & GALÁCZ 1998). A platform tektonikus szét¬ esése a Bakonyban valószínűleg már a hettangi korszak során elkezdődött (Du- LAI 1993). A jura képződmények eltérő fácieskifejlődése alapján VlGH G. (1961b) két részre osztotta a Gerecse-hegységet: Középső- és Keleti-Gerecsére, valamint Nyugati-Gerecsére. A két terület közötti határ nagyjából egybeesik a Süttő és Tardos községek között húzódó műúttal, illetve a Malom-völggyel. A Nyuga- :i-Gerecse jura üledékei egy kiemelt helyzetben lévő hátsághoz kapcsolódnak, míg a Keleti-Gerecse medence üledékekkel jellemezhető a jura során ("Teke horst" és "Pisznice basin" VÖRÖS & Galácz (1998) munkájában). A területen alsó-jura brachiopodákat eddig szinte kizárólag a Nyugati-Gere- csében vizsgáltak, főleg a nagyon gazdag hieriatzí típusú mészkövekből. Ezen kívül többen tanulmányozták a hátságtól nyugatra fekvő tatai Kálvária-dombot. Hofmann (1884) publikálta az első faunalistát és leírt egy új fajt (" Rhynchonella'' Dulai A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 239 securiformis), KOCH (1909) 19 liász brachiopodát sorolt fel a tatai Kálvária-domb¬ ról. KULCSÁR (1914) ábrázolt is néhány példányt a Gerecséből. VlGH G. (1943) 61 brachiopoda fajt írt le a Nyugati-Gerecse sinemuri és pliensbachi képződ¬ ményeiből, elsősorban a hierlatzi típusú mészkövekből. VlGH G. (in FÜLÖP 1975) 41 alsó-jura brachiopoda fajt sorolt fel a tatai Kálvária-dombról. Mint a felsorolt irodalomból is látható, a Keleti-Gerecse alsó-jura brachiopoda faunája eddig szinte teljesen ismeretlen volt. A jelen tanulmány célja, hogy a Keleti-Gerecse négy medence fáciesű lelőhelyéről ismertesse a felső-triász kő¬ zetekre üledékhézaggal települő legidősebb jura képződmény, a Pisznicei Mész¬ kő bázisrétegeinek a brachiopoda faimáját. Közismert tény, hogy mezozoos képződményekben az ammonitesek alkal¬ mazhatók leginkább rétegtani szmtezésre. A brachiopoda fajoknak jóval hosszabb az időbeli elterjedésük, ezért kevésbé használhatók biosztratigráfiai célokra. A Pisznicei Mészkő bázisrétegeiben azonban a brachiopodák a leg¬ gyakoribb ősmaradványok, sőt nem ritka, amikor egy-egy rétegből csak brachiopodák kerülnek elő. Ilyen esetekben felértékelődik a brachiopodák sze¬ repe biosztratigráfiai és korrelációs szempontokból is. Néhány esetben ammo- niteseket is találunk a brachiopodák társaságában, így lehetővé válik a vizsgált szelvények korának pontos meghatározása, valamint a brachiopoda fajok ré¬ tegtani elterjedésének pontosítása. A bázisrétegek kora választ ad arra a kér¬ désre, hogy a legkésőbbi riász és a lég korábbi jura képződmények között tapasztalható üledékhézag után mikor kezdődött ismét az üledékképződés a medence területeken. A fauna tafonómiai és paleoökológiai jellemzőinek vizs¬ gálata alapján lehetőség nyílik az egykori őskörnyezet rekonstrukciójára. Az előkerült brachiopodák néhány esetben pontosítják, illetve kibővítik egy-egy taxon elterjedési területét, és egyértelműen utalnak a paleobiogeográfiai kap¬ csolatokra. Lelőhelyek és faunájuk A lelőhelyek földrajzi helyzetét az 1. ábra mutatja. A Keleti-Gerecse négy le¬ lőhelye közül a Tölgyháti-kőfejtő és a póckői feltárás Lábatlan határában talál¬ ható. A harmadik lelőhely a Kisgerecse oldalában fekszik, az országos kék jelzés mentén, ahol szintén jól tanulmányozható a Dachsteini Mészkő és a Pisznicei Mészkő üledékhézagos egymásra települése. A negyedik lelőhely a Tardostól északra fekvő Vöröshídi-kőfejtő, amely már közel fekszik a magaslat és a me¬ dence határához. A Tölgyháti-kőfejtőben és Pockon a Dachsteini Mészkő felett települő 3,5 méter vastagságú összletből, míg a Kisgerecse oldalában mintegy 80 cm vastag szelvényből gyűjtöttem. A Vöröshídi-kőfejtő esetében nagyobb vastagságú, közel 14 m-es szelvényt gyűjtöttünk be réteg szerint. A Keleti-Ge¬ recse lelőhelyein túlmenően a tatai Kálvária-domb kőfejtője nyugati részének rekultivációs munkáihoz kapcsolódva begyűjtöttem a triász-jura határ fölött települő, fosszíliákban gazdagabb onkoidos réteg faunáját. Erre azért volt szűk- 240 Földtani Közlöny 128/2-3 1. ábra. A vizsgált lelőhelyek földrajzi helyzete. 1. Lábatlan, Tölgyháti-kőfejtő; 2. Lábatlan, Póckő; 3. Kis-Gerecse; 4. Tardos, Vöröshidi-kőfejtő; 5. Tata, Kálvária-domb Fig. 1 Sketch map showing the iocation of the studied localities. 1. Lábatlan, Tólgyhát quarry; 2. Lábatlan, Póckő; 3. Kis-Gerecse; 4. Tardos, Vöröshíd quarry; 5. Tata, Kálvária HM ség, mert a korábbi gyűjtések nem réteg szerint történtek, így a gyűjtemények¬ ben lévő példányoknak a pontos rétegtani helyzete bizonytalan. Lábatlan, Tölgyháti-kőfejtő A klasszikus jura lelőhelynek számító Tölgyháti-kőfejtő alján a felső-triász Dachsteini Mészkő bukkan elő, mintegy 3 méter vastagságban. Erre a képződ¬ ményre üledékhézaggal települ egy többé-kevésbé folyamatos jura rétegsor, melynek legalsó tagja a mintegy 20 méter vastag, pados megjelenésű, bio- klasztos Pisznicei Mészkő. A vöröses szürke, szilánkosan törő mészkő alsó része rosszul rétegzett és helyenként 1-2 cm-es intraklasztokat tartalmaz. Vékonycsiszolatokban és felületi csiszolatokban crinoidea töredékek, bentosz foraminiferák, ostracodák, brachiopodák, gastropodák és juvenilis ammonite- Dulai A.: A Písznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 241 sek láthatók a mészkőben (KONDA 1988), de a makrofauna elemek közül csak a brachiopodák szabadíthatok ki a Písznicei Mészkő bázisrétegeiből. KONDA (1988) szerint ezek a rétegek viszonylag magas hidrodinamikai energiájú környezetben rakódtak le. A képződmény korát Vigh Gusztávra hivatkozva a középső-hettangitól a sinemuri korszakig tartó intervallum¬ ba helyezi, de ősmaradványokkal ezt nem támasztja alá. A vizsgált brachiopodák a Písznicei Mészkő legalsó 3,5 méteres szelvé¬ nyéből származnak. A kőzetnek ez a része nagyon vastagon rétegzett, így ezt a szakaszt csak két rétegre lehet felosztani (2. ábra). A Tölgyháti-kőfej- tő mindkét rétegéből közel azonos mennyiségű brachiopoda került elő (60 il¬ letve 56 példány). Azonban az 1. rétegben a példányoknak több mint a fele, a 2. rétegben pedig a példányok 3/4 része meghatározhatatlan töredék volt. En¬ nek ellenére változatos brachiopoda fauna fordul elő ezen a lelőhelyen: a meg¬ határozható 24 és 15 példány mindkét rétegben 5 nemzetséget képvisel 8 illetve 7 fajjal. A lelőhelyről meghatározott fajok az I. táblázat 1. oszlopában láthatók. A fauna taxonómiai összetétele A brachiopodák mellett mindössze egy meghatározhatatlan ammonites ke¬ resztmetszet került elő a gyűjtés során, A brachiopodákon belül a terebratulidák és a rhynchonellidák alkotják a domináns csoportokat (46-46%) (3. ábra). A spiriferidák (8%) jelentéktelenek az 1. rétegben, viszont gyakoribbá válnak a felső rétegben. Viszonylag kevés nemzetség fordul elő ezen a lelőhelyen, ennek megfelelően szinte mindegyik aránya igen magas: Calcirhynchia (31%), Z eílleria (26%), Phyma- tothyris (20%), Cuneirhynchia (15%), Liospiriferina (8%). Rétegtani elterjedés A Tölgyháti-kőfejtő vizsgált szelvény szakaszában meghatározható ammoni¬ tes nem került elő. A brachiopodák eloszlását a két elkülönített rétegben a 4. ábra mutatja. A fajok egy része csak az alsó rétegben van meg ( Liospiriferina guembeli, Zeilleria alpina, Z. choffati), míg mások csak a felső rétegben (Z. batilla). A legy- gyakoribb fajok mindkét rétegben megtalálhatók ( Calcirhynchia plicatissima, Cu¬ neirhynchia cartieri, Liospiriferina alpina, Phymatothyris aff. cerasulum, Zeilleria mu- tabilís). 2. ábra. A Písznicei Mészkő begyűjtött szakaszának szelvénye a Tölgyháti-kőfejtőben Fig. 2 Studied section of the Pisznice Limestone in the Tölgyhát quarry 242 Földtani Közlöny 128/2-3 A vizsgált lelőhelyek brachiopoda faunája The braehiopod fauna of the studied localities I. táblázat - Table I. Név Lábatlan Tardos Tata Tölgyháti kőfejtő (1) PóckŐ (MÁFI) (2) Póckő új gyűjtés (3) Kis-Gere¬ cse (4) Vöröshídi kőfejtő (5) Kálvária¬ domb (6) Avrinpía mohi (Canavari) 13 Pisirhvnchia pisoides (Zittel) 17 Pisirhvnchia retrovlkata (Zittel) 5 Cirva variábilis (Schlotheim) 1 i 1 Cirva subcostellata (Gemmellaro) i Cirva fronto (Ouenstedt) 1 Cirva ? latifrcms (Stur in Geyer) 1 2 Cirva ? aff. planifrons (Ormós) 1 Calcirkynchía plicatissima (Ouenstedt) 12 1 12 4 29 3 Csücirkímchia aff. plicatissima (Ouenstedt) 1 Calcirhynchia laeoicosta (Stur in Geyer) 1 1 Catdrhynchia fascicostata (Uhlig) 1 2 1 Qücirhmchia zugnnveri (Gemmellaro) 1 7 Salgírella alberti (Oppel) 1 Prionorhmchia itvwini (Oppel) 2 1 Prionorh/nchia polyptpcha (Oppel) 2 Prionorhmchia vseudovohmtucha (Böckh) 1 Prionorhmchia sd. 4 Cuneirhmchia cartieri (Oppel) 6 6 6 8 2 Cuneirhvnchia fraa sí (Oppel) 1 2 2 Piarorhvnchia caroli (Gemmellaro) 8 Gibbirhvnchia oisinii (Gemmellaro) 2 " Rhvnchoneüa " triauetra (Gemmellaroi 5 13 11 Uospmferma alpina (Oppel) 2 1 2 8 14 1 Liosviriferina tuembeli (Neumayr) 1 1 Liospiriferina aradasi (Gemmellaro) 1 2 Liosviriferina angulata (Oppel) 4 Liospiriferina aeauiglobata (Uhlig) 3 4 Liospiriferina obtusa (Oppel) 1 Liosviriferina moriconii (Canavarj) 7 Liospiriferina sp. 2 3 1 7 Disviriferina sesresata (Dl Stefano) 1 Lcbothuris andleri (Oppel) 3 5 Lobothuris cí. subgretaria (Dal Piaz) 1 3 Lobothyris sp. 1 Linpuithyris asvasia (Zittel) 1 47 Rhapidothvris ommontana (Bőse) 1 Rhapidothvris cí. bevrichi (Oppel) 8 Phvmatothvris aff. cerasulum (Zittel) 8 26 4 12 Phvmatotkvris sd. 10 Zeilleria cf. alpina (Geyer) 1 1 1 Zeillena mutabilís (Oppel) 2 3 1 1 2 1 Zeilleria choffati (Haas) 2 2 3 Zeilleria cf, batilla (Geyer) 3 Zeilleria perforata (Piette) 11 1 Zeilleria venusta iuv. (Uhlig) 1 Zeilleria sd. 2 2 2 4 Bakomíthwis cf. vedemontam (Farona) 1 Bakomrithvris sd. 1 Antivtvchina rothpletzi (Di Stefano) 2 Koninckodonta sp. 1 5 3 3 1. Lábatlan , Tólgyhát quarry; 2. Lábatlan, Páckő (MÁFI collection); 3. Lábatlan, Póckű (new collection); 4. Tardos, Kis-Gerecse; 5. Tardos, Vöröshíd quarry; 6. Tata, Kálvária Hill Dulai A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 243 8 % 2 % 43 % 10 % 60 % BRhynchonelIida 0 Terebratulida □ Spiriferida ■ Strophomenida 3. ábra. A brachiopoda fauna taxonómiai összetétele a vizsgált lelőhelyeken Fig. 3 The taxonómia composition of the brachiopod fauna of the studied localiti.es 244 Földtani Közlöny 128/2-3 £ O C5 E cl t/3 \B S E 4. ábra. Abrachiopoda fajok elterjedése a Tölgyháti-kőfejtőben (függőleges oszlopok szélessége: 1 mm = 1 példány) Fig. 4 Stratigraphic distribution óf the determined species within the studied layers of Tölgyhát quarry (ívidth of vertical hars: 1 mm = 1 specimen) Tafonómiai és paleoökológiai jellemzők Az izolált teknők aránya A brachiopoda héjak az erősebb zárszerkezetüknek köszönhetően általában nem esnek olyan könnyen szét az elpusztulásuk után, mint a kagylók. Ezért az izolált brachiopoda teknők magas aránya rendszerint áthalmozódásra, vagy erősen mozgatott környezetre utal. Az izolált teknők aránya nagyon alacsony a Tölgyháti-kőfejtő 1. rétegében (14%), viszont eléggé magas a 2. rétegben (60%). A brachiopodák pátitos kitöltése A brachiopodák részben finom szemcsés, mikrites mésziszappal, részben pe¬ dig durva szemcsés, pátitos kalcittal töltődtek ki. Ezek arányának vizsgálatával becsléseket tehetünk az üledékképződés sebességére. Lassú üledékképződés esetén van arra lehetőség, hogy a finomszemcsés mésziszap teljesen kitöltse az elpusztult brachiopoda belsejét. A pátitos kalcit képződése a két teknő között arra utal, hogy gyorsabb volt a betemetődés, vagyis nagyobb volt az üledék¬ képződés sebessége. A réteg szerint begyűjtött lelőhelyeken az egyes rétegekben hasonlítottam össze a pátitos kalcit mennyiségét. A Tölgyháti-kőfejtő 1. rétegé¬ ben 56%, míg a 2. rétegben 25% a pátitos kitöltés aránya, vagyis a pátitos kalcit mennyisége a felére csökkent a vizsgált szelvény magasabb részében. Dulai A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 245 A brachiopodák méreteloszlása A Tölgyháti-kőfejtő 1, rétegében 8,4 mm, a 2. rétegben pedig 10,1 mm az átlagméret, vagyis a szelvény magasabb részében kis mértékben növekszik a példányok mérete. Vannak olyan fajok, amelyeknek a példányai az átlagméret körüli méretet mutatnak ( Calcirhynchia plicatissima és Cuneirhynchia cartieri). Ugyanakkor a Zeüleria és a Liospiriferina nemzetségek példányai általában na¬ gyobbak, míg a Phymatothyris aff. cerasulum és a meghatározhatatlan terebra- tulidák példányai kisebbek, mint az adott rétegekre jellemző átlagos méretek. Lábatlan , Póckő Ez a lelőhely mindössze néhány száz méter távolságban fekszik a Tölgyháti-kőfejtőtől, ezért a Pisznicei Mészkő tulajdonságai nagyon hason¬ lóak a két lelőhelyen. Jelentős különb¬ ség azonban, hogy itt a képződmény vékonyabban rétegzett, ezért az ugyanolyan vastagságban (3,5 m) be¬ gyűjtött szelvényben 4 réteget lehet elkülöníteni (5. ábra). A MÁFI gyűjteményében több mint 20 brachiopoda található a póckői le¬ lőhelyről, amelyek igen változatos fa¬ unát képviselnek. Ezeket a példányo¬ kat Kulcsár K., Vígh Gy. és Vadász E. gyűjtötte a század első felében. A kis faunula revíziója alapján megha¬ tározott taxonok az I. táblázat 2. oszlopában láthatók. Sajnos ezeknek a példᬠnyoknak a pontos rétegtani helyzete ismeretlen a póckői szelvényen belül. Ezért a további vizsgálatok során csak azokat a példányokat veszem figyelembe, ame¬ lyek a réteg szerinti gyűjtés során kerültek elő. Az új gyűjtés során meghatᬠrozott brachiopoda taxonok az I. táblázat 3. oszlopában láthatók. A begyűjtött példányoknak körülbelül a fele a póckői lelőhelyen is megha¬ tározhatatlan töredéknek bizonyult. A példányszám kiemelkedően magas a 4. rétegben (97), viszonylag magas az 1. rétegben (41), alacsony a 3. rétegben (17), míg a 2. rétegből alig került elő ősmaradvány (3). A példányszám egyenlőtlen eloszlása ellenére a diverzitás sokkal kiegyensúlyozottabb képet mutat. A fajok és a nemzetségek száma az 1., a 3. és a 4. rétegben majdnem ugyanakkora. Érdekesség, hogy a fajok és a nemzetségek száma nagyobb az 1. rétegben, mint a 4. rétegben, pedig a példányszám kétszer akkora a 4. rétegben. Szintén figye¬ lemreméltó, hogy a 3. rétegben a 10 meghatározható példány 7 fajt képvisel, vagyis a diverzitás kiemelkedően magas. Viszonylag sok faj fordul elő a lelő¬ helyen, de csak néhány példánnyal képviselve. 5. ábra. A Pisznicei Mészkő begyűjtött szakaszának szelvénye a póckői lelőhelyen Fig. 5 The studied section of the Pisznice Limestone at Póckő 246 Földtani Közlöny 128/2-3 A fauna taxonómiai összetétele A pőckői lelőhelyen a brachiopoda rendek eloszlása szinte teljesen megegye¬ zik a Tölgyháti-kőfejtőben észlelt arányokkal (3. ábra). Itt is a terebratulidák és a rhynchonellidák uralkodnak, és itt is pontosan megegyezik a két rend rész¬ aránya (44-44%). Némi különbség abban jelentkezik, hogy a spiriferidák mellett a strophomenidák is jelen vannak néhány példánnyal (6-6%). A nemzetségek közül a Phymatothyris a leggyakoribb (33%), de viszonylag jelentős mennyiségben van jelen a Calcirhynchia (18%) és a Cuneirhynchia (10%) is. A többi nemzetség jóval kisebb arányban fordul elő ( Salgirella , Prionorhynchia, Liospiriferina, Koninckodonta, Zeülena, Lobothyris). Rétegtani elterjedés Sajnos ezen a lelőhelyen sem került elő ammonites a vizsgált rétegsorban. A brachiopoda fajok eloszlása itt változatosabb, mivel a 3,5 méter vastag réteg¬ sorban négy réteget lehet elkülöníteni. Néhány faj csak a legalsó rétegekben fordul elő ( Salgirella alberti , Calcirhynchia laevicosta, Koninckodonta sp., Zeülena mutabilis , Prionorhynchia greppini) (6. ábra). A leggyakoribb fajok - más lelőhe¬ lyekhez hasonlóan - a rétegsor alsó és felső részéről egyaránt ismertek ( Cal¬ cirhynchia plicatissima, Cuneirhynchia cartieri, Phymatothyris aff. cerasulum). Ez utóbbi faj rendkívül magas példányszáma szembetűnő a 4. rétegben. Vannak olyan fajok, amelyek csak a vizsgált rétegsor középső részén fordulnak elő (Calcirhynchia fascicostata, Cuneirhynchia fraasi, "Rhynchonella" triquetra, Lobothy¬ ris andleri). Néhány taxon csak a legfelső rétegből került elő ( Zeilleria alpina, Z. choffati, Liospiriferina alpina, L. aradasi). Tafonómiai és paleoökológiai jellemzők Az izolált teknŐk aránya A póckői szelvényben a szétesettség szintén növekszik a magasabb rétegek felé haladva. A növekedés folyamatos, de a két határérték közelebb van egy¬ máshoz: nem annyira alacsony az alsó rétegben és nem olyan magas a felső rétegben, mint a Tölgyháti-kőfejtőben (1. réteg: 21%; 2. réteg: 33%; 3. réteg: 35%; 4. réteg: 45%). Ha a vizsgált szelvényekben előkerült valamennyi példányt fi¬ gyelembe vesszük, akkor a két lelőhelyen közel megegyezik a magányos teknők aránya (37% illetve 38,5%). A brachiopodák pátitos kitöltésének aránya A pátit-mikrit arány 50%-os a póckői lelőhely 1. rétegében, vagyis hasonlóan magas, mint a Tölgyháti-kőfejtő alsó rétegében, A mátrix teljesen mikrites a 2. rétegben, de itt mindössze 3 példány került elő. A pátitos kitöltés aránya csök¬ ken a 3. és a 4. rétegben, de nem olyan jelentősen, mint Tölgyháton (37,5% illetve 35%). Mindkét lelőhelyre jellemző, hogy a példányok túlnyomó többsége, vagy teljesen mikrites mésziszappal, vagy teljesen pátitos kalcittal töltődött ki. Nagyon ritka az olyan példány, ami csak részben töltődött ki pátitos kalcittal. Dulai A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 247 £ & c o XJ o ü _c s co O x rz: u f .3 I •S E g, “ £ c -j: N PL o "Su CL O CJ J Ps o rt e >% cd .u — í 1 1 c E o O C Ö 2 XJ c C3 1 é S-Ji C5 O C*3 03 C — ' C £ O ü O o nJ cd vs ■S ■§ 2" £ *c3 « CS Cw c c *C E .fU c *c D- Cl V) co O O O .5S NJ N hJ -J 4 TT 3 1 ii 1 u wn i ■■ i :i; — i 6. ö&ra, A brachiopoda fajok elterjedése a póckői lelőhelyen (függőleges oszlopok szélessége: 1 mm = 1 példány) Fig. 6 Stratigraphic distribution of the determined species within the studied layers of Póckő (width of vertical bars: 1 mm = 1 specimen) A brachiopodák méreteloszlása A póckői lelőhelyen az átlagos méretek az 1. rétegtől felfelé haladva a kö¬ vetkezők: 8,1 mm; 9,3 mm; 10,4 mm; 8,4 mm. Az átlagos méret itt is fokozatosan növekszik a szelvény magasabb rétegei felé, kivéve a 4, réteget, ahol a méret ismét lecsökken. Ez a kis méretű fajok ( Phymatothyris aff. cerasulum, "Rhyncho- nella" triquetra, Terebratulida indet.) kiemelkedően magas számával hozható összefüggésbe. A leggyakoribb fajoknál ( Calcirhynchia plicatissima, P. aff. cerasu¬ lum) kimutatható, hogy kis méretű juvenilis és nagy méretű felnőtt példányok egyaránt előfordulnak a faunában (DULAI, in press). Tardos, Kis-Gerecse A Pusztamaróira vezető utat keresztező kék jelzésen Tardos község felé ha¬ ladva a triász és jura kőzetek egymásra települése figyelhető meg a túristaút mellett. A felső-triász Dachsteini Mészkőre itt is üledékhézaggal települ az al¬ só-jura Pisznicei Mészkő. Ezen a lelőhelyen szintén a jura képződmény legalsó rétegeiből gyűjtöttem a faunát (7. ábra). Az alsó öt rétegből előkerült fauna felsorolása az I. táblázat 4. oszlopában látható. A begyűjtött példányoknak csaknem a fele itt is meghatározhatatlan töredék. A példányszám kiemelkedően magas a 4. rétegben (72), viszonylag magas az 248 Földtani Közlöny 128/2-3 =o ■y 7. ábra. A Pisznicei Mészkő begyűjtött szakaszának szelvénye a Kis-Gerecse oldalában Fig. 7 The studied section of the Pisznice Limestone at Kis-Gerecse re is érvényes tehát, hogy sok faj főre dányban. 1. rétegben (49) és a 3. rétegben (43), alacsony a 2. rétegben (2) és az 5. ré¬ tegben (11). A brachiopodák diverzitá- sát vizsgálva megállapítható, hogy a fauna igen változatos, hiszen a meg¬ határozott példányok számához viszo¬ nyítva igen magas a fajszám és a nem¬ zetségek száma. Szintén magas diver- zitásra utal az a tény, hogy a nemzet¬ ségek száma nagyon közel áll a faj¬ számhoz. Különösen igaz ez az alsó két rétegre, ahol a fajszám. és a nem¬ zetségek száma megegyezik, vagyis valamennyi meghatározott faj más nemzetséghez tartozik. Erre a lelőhely- . elő, de a többségük csak néhány pél- A fauna taxonómiai összetétele Az előkerült brachiopoda faunában a rhynchonellidák a leggyakoribbak (43%), de a terebratulidák (36%) és a spiriferidák (19%) mennyisége is jelentős (3. ábra). A strophomenidák aránya elhanyagolható. A nemzetségek közül csak¬ nem azonos mennyiségben fordul elő néhány taxon: Liospiriferina (19%), Phyma- tothyris (16%), Zeilleria (14%) és a " Rhynchonella" triquetra (13%). Viszonylag gyakori még a Calcirhynchia (9%) és a Piarorhynchia (8%), míg a többiek csak kis számban fordulnak elő ( Cirpa, Prionorhynchia, Gibbirhynchia, Cuneirhynchia, Lobothyris, Koninckodonta). Rétegtani elterjedés A lábatlani lelőhelyekhez hasonlóan itt sem kerültek elő ammonitesek. A brachiopodák rétegsorbeli elterjedésének érdekessége {8. ábra), hogy a 25 taxon között egyetlen sincs, amelyik valamennyi rétegben előfordulna. Számos faj csak a legalsó rétegből került elő (Cirpa variábilis, Calcirhynchia aff. plicatissima, Cuneirhynchia cartieri, Liospiriferina sp., Lobothyris andleri). Szintén nagyon gya¬ kori a legalsó rétegben a Piarorhynchia caroli és a Phymatothyris sp., amelyek feljebb is előfordulnak a rétegsorban (a 3. és a 4. rétegben). A Koninckodonta sp. rendelkezik a leghosszabb elterjedési intervallummal a rétegsorban, hiszen a legalsó és a legfelső rétegben egyaránt előfordul 1-2 példányban. A Calcirhynchia laevicosta csak a 2. rétegből ismert. Nagyon sok taxon csak a 3. rétegben van jelen (Calcirhynchia zugmayeri, Cuneirhynchia fraasi, Cirpa subcostellata, Liospirife¬ rina aequigiobuta, L. angulata, L. aradasi, Zeilleria sp.). Néhány faj a vizsgált ré¬ tegsor felső rétegeiben fordul elő (Phymatothyris aff. cerasulum, Liospiriferina al- pina, Calcirhynchia fascicostata, C. plicatissima). Viszonylag sok faj a 4. rétegre korlátozódik (Prionorhynchia polyptycha, " Rhynchonella" triquetra, Lobothyris cf. subgregaria, Zeilleria mutabilis, Z. perforata). Dulai A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemurí bmchiopoda faunája 249 a £ Cirpa variábilis Calcirhyncliia aff. plicatissi Cuneirhvnchia cartieri Liospiriferina sp. Lobothyris andleri Piarorhynchia carol'i Phymatothyris sp. juv. Koninckodonta sp. Calcirhynchia laevicosta Calcirhyncliia zugmayeri Cuneirhynchia fraasi Cirpa subcostellata Liospiriferina aequiglobata Liospiriferina angulata Liospiriferina aradasi Zeiileria sp. Phymatothyris aff. cerasuh Liospiriferina alpina Calcirhynchia fascicostata nrionornynciua poiyprycna "Rhynehonella" triquetra Lobothyris cf. snbgregaria Zeiileria mutabilis Zeiileria perforata Calcirhynchia plicatissima 5 1 1 | 4 _1 i ■ ■! 3 1 Ilii 2 1 lllll 8. ábra. A brachiopoda fajok elterjedése a kis-gerecsei lelőhelyen (függőleges oszlopok szélessége: 1 mm = 1 példány) Fig. 8 Stratigraphic distríbution ofthe determined species within the studied layers of Kis-Gerecse (width of vertical hars: 1 mm = 1 specimen) Tafonómiai és paleoökológiai jellemzők Az izolált teknők aránya Az izolált brachiopoda héjak aránya az 1. rétegben nagyon alacsony (17%). A 2. rétegben "valamennyi" példány kétteknős, de mivel csak két példány került elő, ez az eredmény félrevezető lehet. A 3. rétegben kiugróan magas a szét- esettség (67,5%), ami azzal magyarázható, hogy ebben a rétegben sokkal na¬ gyobb a spiriferidák aránya mint a többi rétegben (a spiriferidák a gyengébb zárszerkezetük miatt könnyebben szétesnek, mint a rhynchonellidák, vagy a terebratulidák). A 4. és az 5. rétegben ismét erősen lecsökken az izolált teknők aránya. A brachiopodák pátitos kitöltése A pátitos kitöltés igen magas az 1. rétegben és a 2. rétegben (50% fölött), bár a 2. réteg a kis példányszám miatt bizonytalan. A 3. rétegben a pátitos kitöltés aránya nagyon erősen lecsökken (5%), majd a begyűjtött rétegsor felső részén, a 4. és 5. rétegben a pátitos kitöltés ismét magasabb értékeket mutat, de nem haladja meg a 25%-ot. A brachiopodák méreteloszlása A példányok átlagmérete nagyon kicsi az 1. rétegben (8,5 mm), majd jóval nagyobb a 2. és a 3. rétegben, ahol meghaladja a 13 mm-t. A szelvény felső 250 Földtani Közlöny 128/2-3 részében ismét csökken az átlagméret, mivel a 4. és az 5. rétegben egyaránt 10 mm körül van a brachiopodák maximális átmérőjének az átlaga. Tardos, Vöröshidi-kójejtő A Süttő és Tardos községek között húzódó műút mentén, Tardostól mintegy 5 km-re északra található a Vöröshídi-kőfejtő. A bányászattal feltárt vastag szel¬ vény alsó részét Dachsteini Mészkő építi fel, amelyre éles határral települ a Pisznicei Mészkő. A jura rétegsor alsó részén lévő mészkövet VÍGH G. (1961a) a liász béta aljára, az Arietites stellaris szintbe helyezte. Ez az elnevezés a mai értelmezés szerint a felső-sinemuri aljának (Obtusum Zóna) felel meg. Az alap¬ szelvénynek tekintett rétegsor szedimentológiai vizsgálatát KONDA (1987) vé¬ gezte el, aki a faunáról mindössze annyi megjegyzést tett, hogy brachiopoda metszetek láthatók a falban, amelyek kiszabadíthatatlanok a kőzetből. Az utóbbi években LANTOS (in press) végzett szedimentológiai és tektonikai megfigyelé¬ seket a területen. Az 1993-as Laczkó Dezső Kövületvadász Tábor során mintegy 14 m vastag szelvényt gyűjtöttünk be rétegről rétegre (9. ábra). Ez a szelvény szakasz kő¬ zettaniig két részre osztható: a Dachsteini Mészkőre üledékhézaggal vastagon rétegzett, vöröses, enyhén crinoideás mészkő települ mintegy 8 m vastagságban. Efölött vékonyabban rétegzett, barnásszürke mikrites mészkő található. Mint később látni fogjuk, a Etológiái váltásnál a brachiopodák elterjedésében is mar¬ káns változás figyelhető meg. A Vöröshídi-kőfejtőből előkerült 29 taxon felso¬ rolása az I. táblázat 5. oszlopában látható. A fauna taxonómiai összetétele A Vöröshídi-kőfejtőben a rhynchonellidák alkotják a legjelentősebb rendet (46%), de gyakoriak a terebratulidák (37%) és a spiriferidák (16%) is (3. ábra). A strophomenidák mennyisége elhanyagolható. A leggyakoribb nemzetség a Linguithyris (22%), a Calcirhynchia (18%) és a Liospiriferina (16%). Viszonylag gyakori még a Pisirhynchia (10%), az Apringia (6%) és a Phymatothyris (6%). Ezen kívül sok nemzetség fordul elő néhány példánnyal ( Cirpa , Prionorhynchia, Cuneirhynchia, Gibbirhynchia, "Rhynchonella ", Dispiriferina, Lobothyris, Rhapi- dothyrís, Zeilleria, Antiptychina, Koninckodonta). Rétegtani elterjedés A vizsgált rétegsor mentén ammonitesek szinte kizárólag a felső, vékonyab¬ ban rétegzett összletben fordultak elő. A lelőhelyről előkerült ammoniteseket PÁLFY J. vizsgálta. A 3. rétegben talált rossz megtartású példány a kormegha¬ tározás szempontjából keveset mond (Arietitidae gén. et sp. indet.). A 39. réteg anyaga ( Adnethiceras sp., Snlciferites sp., Agassiceras sp., Phylloceras sp., Lytoceras sp.) az alsó-sinemuri középső részét jelzi (Semicostatum Zóna) (PÁLFY, szóbeli közlés). A törmelékből előkerült egy Adnethiceras sp. példány, ami a kőzet anya¬ ga alapján az alsó, vastagpados rétegekből származik. Ez a lelet azért fontos, mert az Adnethiceras nemzetség a hettangi emeletben még nem jelentkezik, ami Dulai A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 251 — 1 14 rrt Dachsteini Mészkő 252 Földtani Közlöny 128/2-3 arra utal,, hogy a vastag pados liász Összlet is a kora-sinemuri során keletkez¬ hetett (Bucklandi Zóna?). A brachiopodák elterjedésében jelentős változás kö¬ vetkezik be az alsó, vastag pados és a felső, vékony réteges összlet határánál (10, ábra). Számos faj csak a jura rétegsor alsó részén (főleg a 2. és a 3. rétegben) fordul elő (Gibbirhynchia orsinii, Rhapiiothyris beyrichi, Calcirhynchia zugmayeri, C. fascicostata, Lobothyris ? cf. subgregaria, Zeilleria mutabilis , Dispiriferína segregata, Cuneirhynchia cartieri). ALiospiriferina alpina és a Calcirhynchia plicatissima szintén gyakori az alsó rétegekben, de ezek a rétegsor felső részén is sok rétegben előfordulnak. A Koninckodonta sp. a rétegsor alsó és középső részén fordul elő néhány példányban. A "Rhynchonella" triquetra átmeneti helyzetben van, hiszen csak a lítológiai változás környékén található meg a vastag pados összlet tetején és a vékony réteges sorozat alsó részén. A Liospiriferina moriconii és a Phyma- tothyris aff. cerasulum a vékonyan rétegzett szelvény szakaszra jellemző, csakúgy mint a Linguithyris aspasia, amely néhány rétegben igen nagy számban fordul elő. A rétegsor felső részére jellemző taxonok között van olyan ami jól ismert más sinemuri rétegsorokból is ( Liospiriferina obtusa , Príonorhynchia greppini, An- tiptychina rothpletzi, Zeilleria alpina ), de ugyanakkor számos olyan faj is előkerült innen (alsó-sinemuri, Semicostatum Zóna), amit korábban a Bakonyban (VÖRÖS 1982) csak pliensbachi rétegekből ismertünk ( Apríngia paotü, Pisirhynchia retrop- licata, Rhapidothyris ovimontana, Pisirhynchia pisoides, Bakonyithyris pedemontana). Tafonómiai és paleoökológiai jellemzők Az izolált teknők aránya Az izolált teknők mennyisége jelentős változásokat mutat a vizsgált rétegsor mentén (11. ábra, A). A vastag pados összlet alsó részén egyenletes, 50%-os értékeket láthatunk. Felfelé haladva, kisebb ingadozások után a vastag pados összlet felső részén egyre nagyobb szétesettség tapasztalható, és a 13-14. ré¬ tegben az izolált teknők aránya eléri a 100%-ot. Az efölött települő vékonyabban rétegzett sorozatban az izolált teknők aránya szintén jelentős ingadozást mutat, de jóval kisebb különbségek vannak az egyes rétegek esetében. Itt már sehol nem tapasztalunk 100%-os szétesettséget. A legmagasabb érték 80%-os, de a rétegek többségében inkább 50% közelében mozog az izolált teknők aránya. A brachiopodák pátitos kitöltése A pátitos kitöltés aránya szintén nagyon változó a rétegsor mentén (11. ábra, B). Sok rétegnél látható 0% a diagramon. Ezek egy részénél nem volt értékelhető példány, míg más rétegeknél teljesen mikrites az összes példány kitöltése. Az alsó, vastag pados összlet alsó rétegeiben alig van pátitos kalcit. így például az egyik leggazdagabb faunát tartalmazó 3. rétegben a magas példányszám ellenére sem találtam pátitos kalcitra utaló nyomokat. Az 5. rétegben viszont kiemelkedően magas a pátit aránya (közel 60%). Szintén gyakori a pátit a 8- 9-10. rétegekben. A vastag pados összlet felső részén egyáltalán nem észlelhető pátitos kitöltés. Dulai A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 253 10. ábra. A brachiopoda fajok elterjedése a Vöröshídi-kőfejtőben (függőleges oszlopok szélessége: 1 mm = 1 példány) Fig. 10 Stratigraphic distribution of the determined species within the studied layers ofVöröshíd quarry (width of vertical hars: 1 mm = 1 specimen) 254 Földtani Közlöny 128/2-3 =j H =EÍj 50 100 % 20 40 60 510 mm 11. ábra. A tafonómiai és paleoökológiai vizsgálatok eredményei a Vöröshidi- kőfejtőben. A) Az izolált teknők aránya; B) A brachiopodák pátitos kitöltése; C) A brachiopodák méreteloszlása Fig. 11 Taphonomical and palaeoecological features at Vöröshíd quarry. A) ratio of disarticulated valves; B) sparitic ínfilling of brachiopod shells; C) mean size of brachiopods A felső, vékonyan rétegzett összlet- ben általában csak néhány rétegben van pátitos kitöltés. Ezeknél viszont helyenként közel 40%-os értékek mu¬ tatkoznak (25. réteg; 42. réteg; 48. réteg; 58-59. réteg). A brachiopodák méreteloszlása Az összes vizsgált lelőhely közül itt a legkisebb a brachiopodák átlagos mé¬ rete. A legmagasabb értékek is alig ha¬ ladják meg a 10 mm-t, de nem ritka, hogy egy-egy rétegben 5-6 mm a pél¬ dányok átlagos nagysága (11. ábra, C). A vastag pados összlet alsó részén a legnagyobbak a méretek, felfelé halad¬ va viszont jelentősen csökken a példᬠnyok nagysága. A vékonyan rétegzett összletben szinte végig kicsik az átlag¬ méretek, csak néhány rétegben tapasz¬ talható magasabb érték. A rétegsor leg¬ felső részén ismét növekedni kezdenek a méretek. Tata, Kálvária-domb A tatai Kálvária-domb a hazai jura kutatás egyik klasszikus lelőhelye. A Dachsteini Mészkő és a Pisznicei Mész¬ kő közötti üledékhézagos településnek talán ez a legismertebb példája. A lelő¬ helyről többen is említettek alsó-jura brachiopodákat (KOCH N. 1909; SZABÓ 1961; VlGH G. in FÜLÖP 1975), azonban ezek a korábbi gyűjtések nem réteg sze¬ rint történtek, ezért az egyes taxonok rétegtani helyzete nem ismert. A kőfej¬ tő kerítésen kívüli részének rekultivᬠciójához kapcsolódva gyűjtöttem a bra¬ chiopodákat a triász-jura határ fölött települő onkoidos rétegből (a rétegsort lásd Haas 1995 cikkében). A begyűjtött példányok száma az előzetes várakozásokkal szemben elég¬ gé alacsony volt. Annak ellenére sem került elő sok példány, hogy az erodáló- Dulai A.: A Pisznicei Mészkő heitangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 255 dott kőzetfelszíneken gyakoriak a brachiopoda metszetek, és a rekultiváció so¬ rán igen nagy mennyiségű kőzetanyag megvizsgálására volt lehetőség. A gyen¬ ge megtartási állapotot mutatja, hogy a példányoknak csak az 1 / 3 részét lehetett meghatározni. A diverzitás magas, a meghatározott fajok mindegyike csak 1-2 példányban ismert. A faunagazdagság különösen fontos, ha figyelembe vesszük, hogy a triász végi tömeges kihalást követő faunaújjáéledés egyik igen korai megnyilvánulásáról van szó. A Kálvária-dombról előkerült brachiopodák listája az I. táblázat 6. oszlopában látható. A fauna taxonómiai összetétele Ezen a lelőhelyen a brachiopodák 60%-a rhynchonellida, 30%-a terebratulida és 10%-a spiriferida (3. ábra). A kis példányszámú faunula mindössze 20 pél¬ dányból áll, amely azonban 9 nemzetséget képvisel, tehát a diverzitás nagy. A gyakoribb nemzetségek közé tartozik a Calcirhynchia (20%), a Cuneirhynchia (20%), a Cirpa (15%) és a Z eilleria (15%), míg a többi nemzetség 5-10%-ban fordul elő ( Salgirella , Liospiriferina, Lobothyris, Phymatothyris, Bakonyühyris). Rétegtani elterjedés A Kálvária-domb alsó-jura rétegsorából már GÉCZY (in FÜLÖP 1975) jelezte, hogy a felső-hettangi és a sinemuri ammonitesek mellett nem kizárt a közép- ső-hettangi formák jelenléte sem. Az 1997-es rekultivációhoz kapcsolódva PÁLFY J. végzett gyűjtést az onkoidos pad faunájából, és a rossz megtartású fauna alapján megállapította, hogy az Alsatites és a Paracaloceras ? nemzetségek együtt fordulnak elő (PÁLFY et al. 1998). Ez az együttes előfordulás az alpi Megastoma Zóna felső részére és a Marmorea Zóna alsó részére jellemző, tehát az üledék¬ képződés a középső-hettangi során, vagy legkésőbb a késő-hettangiban elkez¬ dődött a Kálvária-domb területén. Tafonómiai és paleoökológiai jellemzők Az onkoidos réteg brachiopodáinak túlnyomó többsége kettős teknővel őr¬ ződött meg, és a példányoknak alig több, mint 10%-a fosszilizálódott izolált teknőkkel, A szétesett példányok szinte kivétel nélkül a spiriferidákhoz tartoz¬ nak, amelyek sokkal könnyebben szétesnek, mint a többi brachiopoda. A pátitos kitöltés aránya is alig haladja meg a 10%-ot és a példányok túlnyomó többsége teljes egészében mikrites mésziszappal van kitöltve. Az egyes fajok méretei változóak, az átlagos méret azonban meglehetősen alacsony, nem éri el a 11 mm-t. A többségében kettős teknővel megőrződött, szinte teljes egészében mikrites mésziszappal kitöltött brachiopoda példányok nyugodt, áramlásoktól mentes környezetet jeleznek, ahol lassú volt az üledékképződés, így a brachiopodák teknői közötti tér is teljes egészében kitöltődhetett a finomszemű üledékkel. 256 Földtani Közlöny 128/2-3 A lábatlani lelőhelyek és a Vöröshídi-kőfejtő korrelációja a brachiopodák elterjedése alapján Mivel a Tölgyháti-kőfejtőben és Pockon ammonitesek nem kerültek elő a vizs¬ gált rétegsorokban, érdemes megpróbálni a szelvények korrelációját a brachio¬ podák alapján. A Keleti-Gerecse területén a Vöröshídi-kőfejtővel célszerű az összehasonlítást elvégezni, ahol ammonitesek is előfordulnak, igaz csak a ré¬ tegsor felsőbb részén. Számos olyan brachiopoda faj van a lábatlani anyagban, amelyek előfor¬ dulnak a Vöröshídi-kőfejtő alsó, vastag pados rétegeiben is. A vöröshídi lelőhely alsó 10 rétegéből 10 fajt sikerült elkülöníteni, amelyek közül 6 előfordul a lᬠbatlani lelőhelyeken is. A Calcirhynchia plicatissima mindkét területen gyakori a vizsgált rétegsorokban. A Cuneirhynchia cartieri és a Zeilleria mutabilis vala¬ mennyi rétegben jelen van a lábatlani lelőhelyeken, viszont a Vöröshídi-kőfej- tőben csak a vastag pados rétegekben található. A Uospiriferina alpina és a Ko- ninckodonta sp. a Vöröshídi-kőfejtőben a vastag pados képződményben és a vékony réteges sorozat alsó részén fordul elő. A "Rhynchonella " triquetra Vörös¬ lődön a 10. és a 20. rétegek között került elő, tehát átmeneti helyzetben van a két, kőzettanilag eltérő képződmény között. A Phymatothyns aff. cerasulum kissé eltérően viselkedik a két területen, mivel ez a faj nagyon gyakori a lábatlani lelőhelyeken, viszont a Vöröshídi-kőfejtőben csak a felső, vékonyan rétegzett szakaszból ismert. Ugyanakkor a Vöröshídi-kőfejtő felső részéből számos olyan brachiopoda faj került elő, amelyek hiányoznak a lábatlani lelőhelyeken (Linguithyris aspasia, Apringía paolii, Pisirhynchia pisoides, P. retroplicata, Liospiriferina aeqaiglobata). Mindezek alapján a Tölgyháti-kőfejtő és Póckő vizsgált rétegei a brachiopodák elterjedése alapján feltehetően korrelálhatok a Vöröshídi-kőfejtő alsó, vastag pados liász rétegeivel. Természetesen ammonitesek hiányában ez a korreláció kissé bizonytalan. A lábatlani lelőhelyeken előforduló összes faj ismert a sinemuri képződmé¬ nyekből, de számos faj a hettangi emeletben is gyakori. Ugyanakkor azt is figyelembe kell venni, hogy a Vöröshídi-kőfejtő törmelékéből előkerült Adnet- hiceras sp. kora-sínemuri alkorszakra utal. Mivel ott a vékonyan rétegzett össz- letből a Semicostatum Zónára utaló ammonitesek kerültek elő, az alsó vastag pados összlet korát esetleg a Bucklandi Zónában feltételezhetjük. így a Pisznicei Mészkő legalsó 3,5 méteres szakasza a lábatlani feltárásokban is feltehetően a legkorábbi sinemuri során rakódott le, de a brachiopodák alapján azt sem lehet kizárni, hogy már a hettangi legvégén elkezdődött az üledékképződés. Ez a koradat jó összhangban van REZESSY (1996) eredményeivel, aki a Pisznicei Mész¬ kő ciklussztratigráfiai vizsgálatát végezte el a Gerecse három szelvényében (lᬠbatlani Tölgyháti-kőfejtő, tardosi Bánya-hegy, tatai Kálvária-domb). Az üledé¬ kes ciklusok korrelációja alapján a jura üledékképződés legkorábban a Kálvᬠria-dombon kezdődött, majd a Tölgyháti-kőfej tőben, és legvégül a Bánya-he¬ gyen. Mivel a legutóbbi biosztratigráfiai vizsgálatok a Kálvária-dombon a kö- zépső-hettangira teszik a bázisrétegek korát (PÁLFY et al. 1998), a Tolgyháti-kő- Dulaí A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 257 fejtő bázisrétegeinek (késő-hettangi)-kora-sinemuri kora jó egyezést mutat a ciklussztratigráfiai eredményekkel. Lerakodási környezet a Keleti-Gerecsében A Nyugati- és a Keleti-Gerecse jura képződményeiben mutatkozó különbsé¬ gek már régóta ismertek (VlGH Gy. 1935; VlGH G. 1961b), Az is közismert, hogy a Nyugati-Gerecse üledékhézagos jura rétegsorai egy hátsághoz kapcsolódtak, a Keleti-Gerecsében viszont medence fáciesű, közel folyamatos rétegsorok ta¬ lálhatók. A közelmúltban LANTOS (in press) végzett részletes szedimentológiai és mikrotektonikai vizsgálatokat a két terület határán. Szerinte a Malom-völgy¬ ben húzódó, É-D-i lefutású fácieshatár egy aktív jura tektonikai vonalhoz kö¬ tődik, amely balos oldalelmozdulásként értelmezhető. Vizsgálatai szerint a Ge¬ recsében sokkal kevésbé volt meredek a lejtő a hátság és a medence között, mint a lisztrikus normálvetőkhöz kapcsolódó bakonyi hátságok esetében. Az általam vizsgált lelőhelyek közül a Tölgyháti-kőfejtő, Póckő és a Kis- Gerecse a medence területére esik, míg a Vöröshídi-kőfejtő viszonylag közel volt a hátság és a medence határához. Az első három lelőhelyen a brachiopodák többnyire kétteknősen fosszilizálódtak a Pisznicei Mészkő bázisrétegeiben. Min¬ denképpen meg kell említeni, hogy az izolált héjak aránya sokszor azért mutat viszonylag magas értékeket, mert nagyon nehéz a kőzetből kiszabadítani a pél¬ dányokat és emiatt sok a meghatározhatatlan töredék. Ugyanakkor az izolált spiriferidák arra utalnak, hogy némi vízáramlás és mozgatottság a medence területén is létezett. A spiriferidák azonban a gyengébb zárszerkezetük miatt sokkal könnyebben szétesnek, mint a rhynchonellidák, vagy a terebratulidák. A példányok többsége mikrites mésziszappal töltődött ki, ami arra utal, hogy lassú volt az üledékképződés és a példányok hosszú idő alatt temetődtek be. Pátitos kalcittal általában csak a nagyon kis méretű példányok töltődtek ki, amelyeknél a mikrites mésziszap sem a búbnál, sem a mellső peremnél nem tudott bejutni a zárt állapotban fosszilizálódott teknők közé. A példányok több¬ sége kis-közepes méretű (a kis-gerecsei lelőhelyen valamivel nagyobbak, mint Lábatlannál). A lábatlani lelőhelyek két leggyakoribb fajának (Calcirhynchia plí- catissima, Phymatothyris aff. cerasulum) méreteloszlása azt mutatja (DULAI, in press), hogy a gyakori taxonoknál a juvenilis példányoktól a felnőtt példányokig folyamatos átmenet tapasztalható. Ez arra utal, hogy nagyobb mértékű szállí- tódás vagy áthalmozódás nem érte a faunát, mert abban az esetben a példányok méret szerint elkülönültek volna. Tehát ennél a három lelőhelynél áthalmozódá- soktól mentes, nyugodt és lassú üledékképződést tételezhetünk fel, ahol kis pél¬ dányszámú, de változatos, mélyebbvízi brachiopoda együttesek őrződtek meg. A Vöröshídi-kőfejtőben LANTOS (in press) szerint a jura tengeralatti magaslat lejtőlábi üledékei tárulnak fel. Szedimentológiai vizsgálatai alapján a liász ré¬ tegsor legalsó részén sekély és mozgatott vízi üledékek vannak, mint azt a bekérgezett szemcsék is mutatják. A rétegsorban felfelé haladva az egyre mé¬ lyebbre süllyedő aljzaton egyre növekszik a magasabb térszínről a medencébe 2 58 Földtani Közlöny 128/2-3 beáramló crinoideás törmelékanyag mennyisége. Ezeket az eredményeket a bra- chiopodák vizsgálata is megerősíti. Az alsó, vastagpados összletben a legna¬ gyobb az izolált teknők aránya, ami a mozgatott víznek illetve az akkor kezdődő áthalmozódásoknak tudható be. A rétegsor felső, vékonyan rétegzett részén végig közepes és magas szétesettségi értékek tapasztalhatók az egyre gyakoribb üledékbeszállítódással összhangban. Némi ciklusosság is felismerhető a grafi¬ konon, csakúgy, mmt a pátitos kitöltődés grafikonján, ahol a magas pátitos arányok ciklikus megjelenést mutatnak a rétegsor felső részén (11 ábra, A, B oszlop). Feltehetően ott növekszik meg a pátitos kitöltés aránya, ahol egy-egy üledékáthalmozódási esemény miatt gyorsabb a betemetődés. A brachiopodák tafonómiai jellemzői szintén alátámasztják LANTOS (in press) véleményét, mely szerint itt kevésbé meredek és szélesebb lehetett a lejtő, mint a Bakonyban. Ugyanis a bakonyi medence peremi (Márkó) és medence belseji (Lókúti-domb) lelőhelyeken sokkal jelentősebb az izolált brachiopoda teknők aránya, mint amit a Vöröshídi-kőfej tőben tapasztalhatunk. Paleobiogeográfia A brachiopodák nagyon rövid planktonikus lárvaállapot után szesszilis életmó¬ dot folytatnak, ezért a fajok térbeli elterjedése behatárolt. Az óceán barriert jelent a számukra, így az egyes taxonok elterjedése egy-egy selfterületet jelölhet ki. A jura brachiopoda provinciák első kidolgozása Ager (1967, 1971, 1973) ne¬ véhez fűződik, aki három provinciát (ÉNy-európai, Mediterrán és Etiópiái) jelölt ki a Tethys nyugati részén. A Mediterrán brachiopodák paleobiogeográfiai kap¬ csolataival részletesen foglalkozott VÖRÖS (1977, 1980, 1984a, 1984b), aki a bra¬ chiopodák elterjedése alapján bevezette a Mediterrán mikrokontinens fogalmát, és a Mediterrán provinciát tovább bontotta Kárpáto-szicíliai és Appennino-du- nántúli szubprovinciákra. Mivel a különböző lelőhelyeket nagyon eltérő módon gyűjtötték be és dol¬ gozták fel, a numerikus koefficiensek alkalmazása félrevezető eredményeket szolgáltathat. Ezért VÖRÖS (1980, 1984a) jellemző taxonok kijelölésével dolgo¬ zott. A sinemuri emeletben 9 jellemző taxont jelölt ki: az ÉNy-európai jelleget mutatja a Cincta numismalis, a Zeilleria perforata, valamint a Spiriferina walcottí jelenléte. Mediterrán faunajellegre utal a Linguithyris aspasia, a Z eilleria venusta, a Liospiriferina angulata, a Liospiriferina öttusa, a Cuneirhynchia cartieri és a Rhynchonellina nemzetség. Az általam vizsgált bakonyi és gerecsei alsó-sinemuri lelőhelyeken a VÖRÖS (1980, 1984a) által kijelölt jellemző taxonok előfordulása a következőképpen jellemezhető. A Lókúti-domb alsó-sinemuri faunájában a hat jellemző Mediter¬ rán faxon közül öt megtalálható, a hatodik pedig közeli rokon formával kép¬ viselteti magát (Zeilleria aff. venusta), A márkói Som-hegyen mind a hat jellemző Mediterrán faxon előfordul, sőt a Rhynchonellina nemzetség alkotja a fauna nagy részét. Dulm A,; A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachíopoda faunája 259 Ugyanakkor a Gerecse területén a Tölgyháti-kőfejtőben a jellemző Mediterrán taxonok közűi csak a Cuneirhynchia cartieri fajt sikerült megtalálni. A póckői lelőhelyről a MAFI gyűjteményében előfordul a Linguithyris aspasia és a Zeilleria venusta, míg az általam gyűjtött új anyagban a Cuneirhynchia cartieri vált is¬ mertté. A Kis-Gerecse oldalából gyűjtött anyagban a C. cartieri és a Liospiriferina angulata példányai kerültek elő. Az előzőeknél gazdagabb vöröshídi faunában a jellemző taxonok fele fordul elő ( Cuneirhynchia cartieri, Liospiriferina obtusa, Linguithyris aspasia), melyek közül a L. aspasia a lelőhely leggyakoribb brachio- podája. Tehát megállapítható, hogy a jellemző Mediterrán brachiopodáknak tekintett taxonok kisebb-nagyobb mennyiségben előfordulnak a vizsgált lelőhelyeken. Feltűnő különbség van azonban a Bakony és a Gerecse között. A bakonyi lelő¬ helyeken (Lókút, Márkó) valamennyi kijelölt jellemző Mediterrán taxon meg¬ található, míg a gerecsei lelőhelyeken egy, kettő, vagy három fordul elő, tehát a legjobb esetben is csak a jellemző taxonok fele. Vagyis a vizsgált bakonyi alsó-sinemuri lelőhelyek látszólag erősebben mutatják a Mediterrán jellegeket, mint a gerecsei lelőhelyek. Természetesen ebben az is szerepet játszik, hogy a bakonyi lelőhelyeken jóval nagyobb a meghatározható példányok száma, mint a Gerecsében. Az előforduló nemzetségek elterjedését és gyakoriságát az egyes lelőhelyeken a II. táblázat foglalja össze. Mint a táblázatból is szembetűnik, néhány nemzetség valamennyi lelőhelyen, vagy majdnem valamennyi lelőhelyen előfordul. Az összes vizsgált gerecsei alsó-jura lelőhelyen megtalálható a Calcirhynchia, a Cuneirhynchia, a Liospiriferina , a Lobothyris és a Zeilleria. Figyelemreméltó, hogy az alsó-sinemuri képződményekben a Cuneirhynchia kivételével azok a taxonok fordulnak elő minden lelőhelyen, amelyek már a Kardosréti Mészkőben is meg¬ találhatók. A Cuneirhynchia viszont az egyik leggyakoribb nemzetség a tatai Kálvária-dombon, tehát ennek is ismerjük a hettangi gyökereit. Szintén érdemes megfigyelni, hogy néhány nemzetség a vizsgált alsó-sinemuri szelvényekben csak a Gerecsében fordul elő. A Piarorhynchia eddig csak a Gerecsében került elő, ott is csak egy lelőhelyen. A bizonytalan generikus besorolású "Rhyncho- nella " triquetra szintén csak a Gerecséből ismert, de ott a Keleti-Gerecse csaknem valamennyi vizsgált lelőhelyén megtalálható kisebb-nagyobb mennyiségben. Eredmények, következtetések A dolgozat részletes adatokat közöl a Keleti-Gerecse alsó-jura brachiopoda faunájáról. A Pisznicei Mészkő négy lelőhelyéről gazdag fauna került elő. A Tölgyháti-kőfejtőben 10 taxon. Pockon 18 taxon, a Kis-Gerecse oldalában 25 taxon, a Vöröshídi-kőfejtőben 29 brachiopoda taxon került elő a réteg szerint végzett új gyűjtések során. A faunalistákat összesítve, jelenleg 45 brachiopoda taxon ismert a Pisznicei Mészkőből a Keleti-Gerecse területén. Az előző felso¬ rolásból is jól látható, hogy a fauna gazdagsága fokozatosan növekszik a me¬ dence belsejétől a magaslat irányába haladva. Ez minden bizonnyal azzal van 260 Földtani Közlöny 128/2-3 Az előforduló nemzetségek elterjedése és gyakorisága (%) Distribution and frequency (%) of the occurring genera II. táblázat - Table II. Név Lábatlan Tardos Tata Kálvária-domb (5) Tölgyháti kőfejtő (1) Póckő (2) Kis-Gere¬ cse (3) Vöröshídi kőfejtő (4) Apringia 6,2 Pisirhynchia 10,5 Cirpa 2 3 0,9 15 Calcirhunchia 30,7 15,2 9,3 17,6 20 Prionorhynchia 7,1 2 0,6 Cuneirhynchia 15,4 9,1 6,2 3,9 20 Gibbirhynchia 1,1 1,0 Piarorhynchia 8,2 "Rhífnchonella" 5 13,4 5,3 Salgirella 1 5 Liospiriferina 7,7 10,1 18,7 15,7 10 Dispiriferina 0,6 Lobottn/ris 3 6,2 1,5 5 Linxuithí/ris 1 22,4 Rhapidothi/ris 4,3 Phymatothyris 20,5 26,3 15,5 5,8 5 Zeilleria 25,7 13,1 14,4 1,4 15 Bakonyithyris 1 5 Antiptychim 0,9 Koninckodonta 6,1 2 1,4 1 - Lábatlan, Tolgyhát quarry; 2 - Lábatlan, Póckő; 3 - Tardos, Kis-Gerecse; 4 - Tardos, Vöröshíd quarry; 5 - Tata, Kálvária Hill összefüggésben, hogy a medence peremi területein a hátságról átülepített pél¬ dányok megnövelik a faj számot. A fauna taxonómiai összetételében a medence belsejében (Tölgyháti-kőfejtő, Póckő) a terebratulidák és a rhynchonellidák uralkodnak és a két csoport aránya megegyezik. A spiriferidák elhanyagolható mennyiségben vannak jelen. A hát¬ ság irányába haladva a rhynchonellidák mennyisége gyakorlatilag változatlan marad, viszont a spiriferidák aránya jelentősen megnövekszik a terebratulidák rovására. Ez nem támasztja alá SANDY (1995) feltételezését, mely szerint a pli- ensbachiból vett példák alapján a spiriferidák a mélyebb vízi self környezetek¬ ben voltak gyakoribbak. A vizsgált lelőhelyek közül csak a Vöröshídi-kőfejtőben kerültek elő ammo- nitesek, a felső, vékonyan rétegzett sorozatból (Semicostatum Zóna). Az alsó, vastag pados összlet törmelékéből előkerült Adnethiceras sp. alapján feltételez¬ hető, hogy ez a képződmény is a kora-sinemuriban rakódott le (Bucklandi Zóna ?). A közös fajok nagy száma alapján a Vöröshídi-kőfejtő vastag pados összlete korrelálható a lábatlani lelőhelyek bázísrétegeivel (Dulai, in press). A bázisré¬ tegek esetében azonban mindhárom lelőhelyen elképzelhető, hogy már a ké- Dulai A.; A Pisznicei Mészkő hettangi és kom-sinemuri brachiopoda faunája 261 ső-hettangiban elkezdődött az üledékképződés. Ezek a koradatok jó összhang¬ ban vannak REZESSY (1996) ciklussztratigráfiai eredményeivel. A brachiopodák tafonómiai és paleoökológiaí jellegei alapján néhány követ¬ keztetést vonhatunk le a Keleti-Gerecsében uralkodó lerakodási környezetről a kora-jura során. Az egykori medence területére eső Tölgyháti-kőfejtő, Póckő és a Kis-Gerecse faunájára jellemző, hogy a brachiopodák többnyire kétteknősen fosszilizálódtak és a példányok többsége mikrites mésziszappal töltődött ki, A gyakori fajoknál juvenilis és felnőtt példányok egyaránt előfordulnak. Tehát ezen a három lelőhelyen áthalmozódásoktól mentes, nyugodt és lassú üledék¬ képződés valószínűsíthető, ahol kis példányszámú, de változatos, mélyebbvízi brachiopoda együttesek őrződtek meg, A Vöröshídi-kőfejtő viszonylag közel volt a hátság és a medence határához és itt a jura tengeralatti magaslat lejtőlábi üledékei tárulnak fel (LANTOS, in press). Az idézett szerző alul sekély, mozgatott vízi üledékeket, majd a réteg¬ sorban felfelé haladva egyre növekvő mennyiségű átülepített crinoideás tör¬ melék anyagot mutatott ki. Ezeket az eredményeket alátámasztják a brachio¬ podák tafonómiai és paleoökológiai bélyegei is. Alul a legnagyobb az izolált teknők aránya, de a rétegsor felső részén is végig közepes-magas szétesettségi értékek tapasztalhatók. Ezeknél a rétegeknél ciklusosság is megfigyelhető az izolált teknők és a pátitos kitöltés grafikonján, ami az üledékáthalmozódási események ciklusosságával hozható összefüggésbe. A brachiopoda vizsgálatok szintén megerősítik LANTOS (in press) véleményét, mely szerint itt kevésbé me¬ redek és szélesebb lehetett a lejtő a medence és a hátság között, mint a Bakony¬ ban. A bakonyi medence peremi (Márkő) és medence belseji (Lókúti-domb) lelőhelyeken sokkal jelentősebb az izolált brachiopoda teknők aránya, mint amit a Vöröshídi-kőfejtőben tapasztalunk, tehát ott nagyobb mértékű volt az áthal- mozódás. A VÖRÖS (1980,1984a) által kijelölt 6 jellemző Mediterrán sinemuri taxon közül a Tolgyháti-kőfejtőben 1 faj, a póckői lelőhelyen 3 faj, a Kis-Gerecse oldalában 2 faj, míg a Vöröshídi-kőfejtőben 3 faj vált ismertté. Ugyanakkor a hasonló korú bakonyi medence peremi (Márkó, Som-hegy) és medence belseji (Lókúti-domb) lelőhelye¬ ken valamennyi jellemző Mediterrán sinemuri taxon előfordul. Ez a különbség utalhat a két terület közötti faunaeltérésekre, de adódhat a vizsgált faunák példány¬ számának jelentős különbségéből is, hiszen a bakonyi lelőhelyeken jóval gazda¬ gabb és nagyobb példányszámú brachiopoda faunák kerültek elő. A nemzetségek lelőhelyenkénti eloszlását vizsgálva megállapítható, hogy azok a nemzetségek fordulnak elő az összes vizsgált lelőhelyen ( Calcirhynchia , Cune- irhynchia, Liospiriferina, Lobothyris , Z eilleria), amelyek már a hettangi képződmé¬ nyekből is ismertek (Kardosréti Mészkő, illetve tatai Kálvária-domb). Néhány nem¬ zetség eddig csak a Gerecséből ismert az alsó-sinemuri szelvényekben ( Piarorhyn- chia és a bizonytalan generikus besorolású "Rhynchonella" tricjuetra). A Keleti-Gerecsében található 4 lelőhelyen kívül a magaslat túloldalán is tör¬ tént új gyűjtés ("Tata Basin", VÖRÖS & GaláCZ 1998), A tatai Kálvária-dombon található Pisznicei Mészkő bázisrétegeiből egy kis példányszámú, de nagyon változatos (9 taxon) brachiopoda fauna került elő. A kísérő ammonitesek azt 262 Földtani Közlöny 128/2-3 mutatják, hogy ezen a területen már a középső-hettangiban, vagy legkésőbb a késő-hettangiban elkezdődött az üledékképződés (PÁLFY et al. 1998). Ez egyúttal azt is jelenti, hogy az onkoidos pádból gyűjtött fauna jelenleg az egyetlen Ma¬ gyarországon, ami ammonitesekkel igazoltan hettangi korszakbeli, hiszen a ba¬ konyi Kardosréti Mészkőből még soha nem került elő ammonites. Ez a fauna¬ gazdagság különösen fontos, ha figyelembe vesszük, hogy a triász végi tömeges kihalást követő faunaújjáéledés egyik igen korai megnyilvánulásáról van szó. A Kálvária-dombon a rhynchonellidák alkotják a domináns rendet (60%) és a terebratulidák csak 30%-ban vannak jelen. Ez alapvetően különbözik a Kar¬ dosréti Mészkő fauna összetételétől, ahol szinte kizárólag terebratulidák for¬ dulnak elő (96%). A különbség valószínűleg környezeti okokra vezethető vissza: az erősen mozgatott sekélyvízi környezethez a rövid karvázú terebratulidák tudtak a legjobban alkalmazkodni. A tatai onkoidos réteg brachiopodáinak túl¬ nyomó többsége kettős teknővel őrződött meg és az izolált héjak szinte kivétel nélkül a spiriferidákhoz tartoznak. A pátitos kitöltődés aránya szintén nagyon alacsony. Ezek alapján a Tatai-medence területén nyugodt, lassú üledékképző¬ déssel jellemezhető környezetet tételezhetünk fel a hettangi idején. Köszönetnyilvánítás Hálás köszönettel tartozom dr. VÖRÖS Attilának, aki munkámat mindvégig hasznos tanácsokkal segítette. A Vöröshídi-kőfejtő és a Kálvária-domb ammo¬ nites vizsgálatainak publikálatlan eredményeit dr. PÁLFY József bocsátotta ön¬ zetlenül a rendelkezésemre. Szintén köszönettel tartozom dr. CSÁSZÁR Géza támogatásáért (OTKA T 16785). Köszönöm dr. VÖRÖS Attila és dr. PÁLFY József gondos és segítőkész lektori észrevételeit. A póckői anyag gyűjtésében Benkovics László, Dulai Teréz, GERNER Péter és Rosta Éva volt segítségemre. A Vöröshídi-kőfejtőben végzett gyűjtésben számos középiskolás és egyetemi hallgató vett részt. Irodalom-References Ager, D.V. 1967: Somé Mesozoic brachiopods in the Tethys region. - In: Adams, C.G., Ager, D.V. (Eds.): Aspects of Tethyan Biogeography. The Systematics Association Publication, 7, 135-151. Ager, D.V. 1971: Space and time in brachiopod history. - In; Middlemiss, F. A., Rawson, P.F., Newall, G. (Eds.): Fauna] Provinces in Space and Time. Geological Journal Special Issue 4, 95-110. Ager, D.V. 1973: Mesozoic Brachíopcda. - In: Hallam, A. (Ed.): Atlas ofpalaeobiogeography. Elsevier, 431-436. Dulai, A. 1993: Hettangian (Early Jurassic) megafauna and paleogeography of the Bakony Mts.. (Hungary). - In: Pálfy, J., Vörös, A. (Eds.): Mesozoic Brachiopods of Alpine Europe, Hungárián Geological Society, Budapest, 31-37. Dulai, A. (in press): Early Jurassic brachiopod fauna from the basal layers of the Pisznice Limestone of Lábatlan, eastern Gerecse, Hungary. - Annales historico-naturales Musei natwnaiis hungarici 90 . Fülöp, J. 1975: Tatai mezozóos alaphegységrögök. - Geologica Hungarica Series Geologica 16, 1-225. Dulai A.: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri brachiopoda faunája 263 Galácz A., Vörös A. 1972: A bakony-hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtani jelenségek kiértékelése alapján. - Földtani Közlöny 10212, 122-135. Haas j. 1988: Felsőtriász szelvények korrelációja a lofer-ciklusok alapján (Gerecse hegység). - Földtani Közlöny 117, 375-383. Haas j. 1995: Az Északi Gerecse felsőtriász karbonát platform képződményei. - Földtani Közlöny, 125/3-4, 259-293. Hofmann K. 1884: Jelentés az 1883 év nyarán a Duna jobb partján Szőny és Piszke között foganatosított földtani részletes felvételekről. - Földtani Közlöny 14, 174-190. Koch N. 1909: A tatai Kálváriadomb földtani viszonyai. - Földtani Közlöny 39, 255-275, Konda J. 1987: Gerecse, Süttő, Vöröshídi-kőfejtő. - Magyarország geológiai alapszelvényei. Magyar Állami Földtani Intézet, 1-6. Konda J. 1988: Gerecse, Lábatlan, Tölgyháti kőfejtő. - Magyarország geológiai alapszelvényeí. Magyar Állami Földtani Intézet, 1-6. Kulcsár K. 1914: A Gerecsehegység középső liászkorú képződményei. - Földtani Közlöny 44, 54-80. Lantos Z. 1997: Karbonátos lejtó'-üledékképződés egy oldalelmozdulással szabályozott liász sea- mount oldalában (Gerecse). - Földtani Közlöny 127/3-4, 291-320. Pálfy l, Dulai A., Szente I. 1998: Tata, Kálvária-domb. Rhaeti (felső triász) Dachsteini Mészkő és hettangi (alsó jura) Pisznicei Mészkő. - Program, Előadáskívonatok, Kirándulásvezető, 1. Magyar Őslénytani Vándorgyűlés, 1998. május 8-9., Tata, 16-18. Rezessy A. 1996: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata gerecsei szelvényeken. - Szak- dolgozat, ELTE TTK, Budapest, 84 p. Sandy, M.R. 1995: Early Mesozoic (Laté Triassic - Early Jurassic) Tethyan brachiopod biofacies: possible evolutionary intra-phylum niche replacement within the Brachiopoda. - Paleobiology 21/4, 479-495. Szabó I 1961: A tatai mezozoós rög júra kifejlődései. - Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49/2, 469-474. Végh-Neubrandt E. 1960: A Gerecse-hegység felső-triász képződményeinek üledékföldtani vizs¬ gálata. - Geologica Hungarica Series Geologica 12, 1-74. Vigh, G. 1943: A Gerecse hegység északnyugati részének földtani és Őslénytani viszonyai. - Földtani Közlöny 73, 301-369. Vigh G. 1961a: A Gerecse-hegység nyugati felének földtani vázlata. - Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49/2, 445M62. Vigh, G. 1961b: A Gerecsei júra üledékek fácieskérdései. - Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49/2, 463-468. Vigh Gy. 1935: Adatok a Gerecse hegység nyugati részének földtani ismeretéhez. - Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1925-28 -ról, 87-100. Vörös, A. 1977: Provinciality of the Mediterranean Lower Jurassic brachiopod fauna: causes and plate tectonic implications. - Palaeogeography, Palaeoclimatology , Pataeoecology 21/1, 1-16. Vörös A. 1980: Liász és dogger brachiopoda provinciák a nyugati Tethysben. - Földtani Közlöny 110/3-4, 395-416. Vörös A. 1982: A bakonyi pliensbachi brachiopoda fauna rétegtani értékelése. - Földtani Közlöny 112/4, 351-361. Vörös, A. 1984a: Lower and Middle Jurassic brachiopod provinces in the western Tethys. - Annales Universitatis Scientiarium Budapestinensis, Sectio Geologica 24, 207-233. Vörös, A. 1984b: Pliensbachian brachiopod zones in the Bakony Mts.. (Hungary) and their correlation with other European areas. - Int . Symp. Jur. Stratigr. (Erlangen), Vol. 1 , 295-301. Vörös, A., Galácz, A. 1998: Jurassic palaeogeography of the Transdanubian Central Rangé (Hungary). - Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 104/1, 69-84. A kézirat beérkezett ; 1998. 06. 02. Földtani Közlöny 128/2-3, 265-272 (1998) Budapest Pygopid brachiopods and Laté Jurassic palaeorelief in the Gerecse Mts., Hungary Pygopid brachiopodák és a késő-jura domborzat a Gerecsében Miklós KÁZMÉR 1 (Figures 3) Abstract Laté Jurassic/Early Cretaceous pygopid brachiopods are sensitive indicators of palaeorelief within the bathyal realm. Pygope catulloi and Pygope diphya - both bearing a small, umbonal perforation - were adapted to live in a deeper environment which would have been poor in nutrients; while Pygope janitor and Pygites diphyoides - with large, Central perforations - inhabited a less deep environment. The distríbution of 144 pygopid specimens in 7 Tithonian sections outlines the horst-and-graben structure of the Gerecse Mts. in the Laté Jurassic period. The western and eastern parts were deeper, while the central Gorba High known as the site of lacunose sedimentation was a shallower environment within the bathyal, aphotic zone. Manuscript received: 07. 05. 1998 Összefoglalás A felső-jura/alsó-kréta Pygopidae brachiopodák érzékeny jelzői a batiális régió vízmélység-kü¬ lönbségeinek. A Pygope catulloi és a Pygope diphya - mindkettőnek kicsi, búbközeli perforációja van - a mélyebb, táplálékban szegényebb vízmélységekhez alkalmazkodott. A Pygope janitor és a Pygites diphyoides - nagyméretű, központi helyzetű perforációval - kevésbé mély vizek lakója volt. Hét gerecsei szelvényben 144 Pygopidae példányt vizsgáltam meg. A Nyugati- és a Keleti-Gerecsében egyaránt a mélyebb vízi fajok találhatók, míg középen, az erősen hézagos rétegsorairól ismert Gorba-háton a sekélyebb batiális övre jellemző fajok fordulnak elő. Introduction The most spectacular brachiopods of the Mesozoic éra belong to the family Pygopidae (MUIR-WOOD 1965). There are two genera, containing four species, and all of these bear perforations on the valves. Members of the group Pygope janitor + Pygites diphyoides bear large, central perforations, while those of the Pyvove catulloi + Pygope diphya group bear minor perforations displaced towards the umbo (Jarke 1962) ( Fig. 1). 1 Department of Palaeontology, Eötvös University: H-1083 Budapest, Ludovika tér 2, Hungary, E-mail: kazmer@ludens.elte.hu 266 Földtani Közlöny 128/2-3 AGER (1967) recognised that Pygopidae were the most typical Tethyan forms among Mesozoic brachiopods. VÖRÖS (in SANDY 1988) provided an interpretation: díphya occupied the Southern, Apuban margin of Tethys (i.e. the Mediterranean microcontinent), while janitor, originating írom there, was díspersed on the northern margin. Reviewing published matéria! írom 62 localities ranging írom the Subalpine ch.ains in Switzerland as far as the Balkans, KázmÉR (1990, 1993) extended VÖRÖS' ideas to the diphya + catulloi and janitor + diphyoides species groups, and offered a palaeoecological explanation fór their apparently separate (mostly mutually exclusive) distribution. Members of the catulloi + diphya group developed the umbonal perforation at a young stage of their ontogeny. It made it possible fór these species to inhabit hostile environments (great depth, scarce food), nőt suitable fór other species. They flourished there with virtually no competitors. The janitor + diphyoides group had a Central perforation, developed later during ontogeny. These could nőt live under so harsh conditions as the previous group, bút lived in a less deep environment which provided more food, successfully competing with other organisms. The catulloi + díphya pair, successful in deep water, were unable to compete in the shallow bathyal environment (KÁZMÉR 1990, 1993). This understanding of pygopid palaeoecology is here tested on the horst-and-graben structure of the Gerecse Mountains, Hungary (VÖRÖS & GALÁCZ 1998; CSÁSZÁR et al. 1998; FODOR & LANTOS 1998). A N-S trending topographic high outlined by discontinuous Jurassic sedimentation has been recognised and recently named Gorba High (CSÁSZÁR 1995). Pygopid fauna from seven Tithonian profiles arranged perpendicularly to the Gorba High (Fig . 2) have been studied and their composition is presented here. Pygope janitor Pygttes őiphyoides Pygope catulloi Fig. 1 Valves of the Pygope janitor + Pygites diphyoides brachiopod group bear large, Central perforations, while those of the Pygope catulloi + Pygope diphya group bear minor perforations displaced towards the umbo 1. ábra, A Pygope janitor és a Pygites diphyoides brachiopoda nagyméretű, központi helyzetű perforációt, míg a Pygope catulloi és a Pygope diphya kicsi, búbközeli perforációt visel. Kázmér M.: Pygopid brachiopods and Laté Jurassic palaeorelief 267 Fig. 2 Locations of pygopid-bearing successions in the Upper Jurassic of the Gerecse Mountains (modified after Szente, this volume), Localities: 1, Kálvária Hill, Tata; 2. Szomód; 3. Agostyán; 4. Szél-hegy shaft; 5. Pap-rét; 6. Törökbükk, 7. Ördöggát; 8. Tölgyhát; 9. Dogger-bánya; 10. Martonkút 2. ábra. A Pygopidae faunákat szolgáltató lelőhelyek a gerecsei felső-jurában (Szente, 1998 után, módosítva). 1. Tata, Kálvária-domb; 2. Szomód; 3. Agostyán; 4. Szél-hegyi akna; 5. Pap-rét; 6. Törökbükk; 7. Ördöggát; 8. Tölgyhát; 9. Dogger-bánya; 10. Martonkút Matériái One hundred and forty-four Tithonian brachiopods of the Pygopidae family (MUIR-WOOD 1965) have been identified. Most of them are from museum collections made by the laté Gyula and Gusztáv VlGH, and they were kindly offered to the author fór study by István FŐZY, Head of the Department of Education, Hungárián Natural History Museum, together with specimens collected by himself. Although pygopids are "jewels" of many palaeontological collections due to their large size and uncommon shape, our faunas are nőt spectacular. Most of 268 Földtani Közlöny 128/2-3 the specimens have been fragmented before being embedded in the sediment, indicating particularly high-energy conditions (see FŐZY et al. 1994 fór details). The number of Triangope triangulus (VALENCIENNES 1819) specimens is listed fór each locality to show that the distribution of these pygopid forms does nőt show any particular pattern on the species level. Detailed descriptions of the respective localities (except Tata, Agostyán, Tardos-Szászvég, Dogger-bánya, and Marton-kút) can be found in the monographic study of FŐZY (1993), Kálvária Hill, Tata Here there is purple and light-grey cephalopod limestone of undistinguished Tithonian-Berriasian age (FÜLÖP 1976:70). VlGH in FÜLÖP (1976:73) listed fifty T. triangulus and five P. diphya specimens. A large, additional specimen is a fragment of the catulloi group. Agostyán Here can be found dark red, clayey limestone with rich, poorly preserved crinoid and echinoid fauna, VlGH (1961) mentions the occurrence of P. diphya, bút does nőt give the number of specimens. Tűzkő Hűl (= Lőtér), Szórnád This locality comprises crinoid limestone of Tithonian-Berriasian age (FŐZY 1993; CSÁSZÁR et al., this volume). There are eight specimens of T. triangulus in a dark limestone containing frequent crinoid ossicles. Szászvég, Tardos Nothing has been published about this locality. Gyula and Gusztáv VlGH collected a small fauna in 1941 one T. triangulus and one fragment of the janitor group. Szél-hegy shaft, Tardos In this locality can be found a rich Lower Tithonian fauna of ammonites, bivalves and brachiopods in sparitie crinoid limestone (FŐZY 1993; FŐZY et al. 1994). The locality has yielded forty-three T. triangulus and sixteen P. janitor specimens. Paprét-árok, Tardos This locality is composed of pink, purple, very hard limestone. The Tithonian is only 0.36 to 1 m thick. Ammonites from a few beds bear trace íossiís: borings, woim tubes and grazing traces (FŐZY 1993). It has yielded four T. triangulus specimens and three fragments of the janitor group. Torökbükk One T. triangulus specimen from a thin, condensed biancone-like limestone (FŐZY 1993) has been found here. KAzmér M.: Pygopid brachiopods and Laté Jurassic palaeorelief 269 Ördög gát This locality has yielded one T. triangulus specimen from the Lower Tithonian limestone (Főzy 1993). Tólgyhát quarry, Lábatlan This represents the most famous, complete Jurassic sequence in the Gerecse Mountains. The Lower Tithonian, pink limestone beds (CECCA et al. 1993; FŐZY 1993) have yielded four T. triangulus specimens and one fragment of the catulloi group. Dogger-bánya, Lábatlan There is an unpublished profile about this disused quarry. It has yielded three T. triangulus specimens. Marton-kút, Lábatlan Nothing has been published about this locality. It has yielded one P. catulloi specimen and one unidentified one (of the janitor group?) from Bed 16/a. Palaeorelief A broad reconstruction of palaeorelief in the Transdanubian Rangé has been published fór the Early Jurassic (KÁZMÉR 1987; FODOR & LANTOS 1998) and fór the Early Cretaceous periods (KÁZMÉR 1988). The detailed study of CSÁSZÁR (1995) and CSÁSZÁR et al. (in press) fór the Gerecse and Vertes region outlined a Laté Jurassic elevation in the Gerecse. This Gorba High runs north-south between the Danube and Tatabánya. Remarks concerning discontinuous Jurassic sedimentation in the centre of the Gerecse and more complete sequences in the east and west have already been made by VlGH (1935). GaLÁCZ and VÖRÖS (1972), GALÁCZ et al. (1985) and recently VÖRÖS & GALÁCZ (1998) have provided a key, interpreting similar sequences in the Bakony as local basins and elevated blocks, respectively. FŐZY (1993) subdivided the Upper Jurassic ammonite-bearing successions intő basins (Margit-hegy, Tölgyhát, Törökbükk, Ördöggát, Szomód) and elevated blocks (Pap-rét, Szél-hegy quarry). He recognised the Asszony-hegy and Szél-hegy shaft successions as gravity slides deposited on a slope. FŐZY's observation on the unusual presence of trace fossils (borings, worm tubes and grazing traces) on ammonites m the Pap-rét profile suggests a low sedimentation rate, which may be an indication of exposure the forces of erosion. Császár (1995) was the first to make a sketch map and cross-sections of the Gorba High (his Fig. 10, and Figs. 11-12, respectively). Following his ideas a sketch cross-section is offered, indicating the suggested position of pygopid-bearing successions in the Gerecse Mountains (Fig. 3). This is the first attempt to estimate the relatíve altitude of the Gorba High. Its relief was aphotic ZOne ' photiczone 270 Földtani Közlöny 128/2-3 W sea level E Szél-hegy, shaft <£> Pa P rétárok Szomód Tata ÓŐÓ ÓÓŐ Agostyán Ő Törökbükk Dogger-bánya Marton-kút Ördög gát Tölgyhát ö (!) basin basin (•) janitor + diphyoides group ö catulloi + diphya group Fig. 3 Cross-section of the Gorba High and adjoining basins in the Laté Jurassic (after Császár 1995, modified). Pygope catulloi and Pygope diphya (the brachiopods with smalL umbonal perforation) occur in the basins, while Pygope janitor and Pygites diphyoides (with large, Central perforation) occupy the elevated blocks. Localities with no brachiopod symbols yielded only Triangope triangulus. Nőt to scale 3. ábra. A Gorba-hát és a szomszédos medencék metszete a késő-jura idején (Császár 1995 után módosítva). A Pygope catulloi és a Pygope diphya brachiopoda-faj (mindkettő kicsi, búbközeli perforációt visel) a medencékben fordul elő, míg a Pygope janitor és a Pygites diphyoides (nagy, központi helyzetű perforációval) a kiemelt blokkokra korlátozódik. Abrachiopoda-jelek nélküli lelőhelyek csak Triangope triangulust szolgáltattak. Nem méretarányos ábra certainly much higher above the neighbouring basin landscape than is indicated by the thickness differences between incomplete and complete successions only. Completeness of the successions is rather a matter of chance. Of course, sites exposed to currents on top of elevations have offered less possibility to preserve sediments than localities in better protected basins. I suggest, that the elevation of the top of the Gorba High compared to the deepest nearby basin was in the rangé of a few hundred metres at least. This accentuated relief has developed in the aphotic zone. Three independent observations support the existence of the Gorba High, the most pronounced of local elevations in the Gerecse Mountains: (1) incomplete Jurassic successions of reduced thickness (FÖZY 1993; CSÁSZÁR 1995) and (2) shallow bathyal pygopid species on the high compared to deeper water species in the adjacent basins (this paper), and (3) low sedímentation rate as KAzmér M.j Pygopid brachiopods and Laté Jurassic palaeorelief 271 indicated by trace íossils on ammonite shells in the Paprét profile (FŐZY 1993). Poorly documented sedimentary features suggesting slope sedimentation (FŐZY 1993) corroborate the existence of significant differences in relief during Laté Jurassic age. Acknowledgements Attila Vörös helped me gain insight intő the wonderful world of brachiopods. László Fodor introduced me intő the new geodynamic concepts on the Gerecse Mountains. Géza CSÁSZÁR expressed his keen interest and provided his support through OTKA grant T016785, Two reviewers, Attila VÖRÖS and Alfréd DulaI, provided helpful comments. I am grateful to all of them fór their help and understanding. References Acer, D.V. 1967: Somé Mesozoic brachiopods in the Tethys region. - In: Adams, C.G., Ager, D. V. (eds.): Aspects of Tethyan Biogeography. Systematics Association Publications 7,135-151, London. Cecca, F. ( Főzy, L, WierzbowSki, A. 1993: Ammonites et paléoécologie: étude quantítative d'asso- ciations du Tithonien inférieur de la Téthys occidentale. - Geobios, Mémoire Spécial 15 , 39-48, 4 figs, Lyon. Császár G. 1995: A gerecsei és vértes-előtén kréta kutatás eredményeinek áttekintése. (An overview of the Cretaceous research in the Gerecse Mountains and the Vértes foreland.) - Általános Földtani Szemle 27, 133-152, 13 figs, Budapest. Császár G., Galácz A., Vörös A. 1998: A gerecsei jura - fácíeskérdések, alpi analógiák. - Földtani Közlöny (this volume), 17 figs, Budapest. (In Hungárián with English abstract) Fodor, L., Lantos, Z. 1998; Liász töréses szerkezetek a Nyugati-Gerecsében. - Földtani Közlöny (this volume), 7 figs, Budapest. (In Hungárián with English abstract) Főzy, !. 1993: Upper Jurassic ammonite biostratigraphy in the Gerecse and Pilis Mts. (Transdanubian Central Rangé, Hungary). - Földtani Közlöny 123/4, 441M64, Budapest. Főzy, I., Kázmér, M., Szente, 1.1994: Aunique Lower Tithonian fauna in the Gerecse Mts, Hungary. -In: Pallini, G. ( ed.):Proceedingsofthe3rd International Symposium "Fossili, Evoluzione, Ambiente", Pergola, 25-30 October 1990. Palaeopelagos, Special Publication 1, 155-165, 2 figs, 2 pls, Roma. Fülöp, J. 1976: The Mesozoic basement horst blocks of Tata, - Geologica Hungarica, Series Geologica 16, 229 p., 61 figs, 52 pls, Budapest. Galácz, A., Horváth, F„ Vörös, A. 1985: Sedimentary and structural evolution of the Bakony Mts. (Transdanubian Central Rangé, Hungary): palaeogeographic implications. - Acta Geologica Hungarica 28/1-2, 85-100, Budapest. Galácz, A., Vörös, A. 1972: Jurassic history of the Bakony Mountains and interpretation of principal lithological phenomena. - Földtani Közlöny 102/2, 122-135, Budapest. (In Hungárián with English abstract). Jarre, P, 1962: Révision du eenre Pygope. - Travaux de Laboratoíre de Géologie, Faculté de Science, Grenoble 38, 23-120. Kázmér, M. 1987: Lower Liassic facies zones in the Bakony unit of Hungary. - Annales Universitatis Scíentiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 27, 89-100, 6 figs, Budapest. Kázmér, M. 1988: Lower Cretaceous facies zones in the Bakony unit of Hungary - Annales Universitatis Scíentiarum Budapestinensis, Sectio Geologica 28, 161-188, 3 figs, Budapest. 272 Földtani Közlöny 128/2-3 Kázmér M. 1990: Titon-neokom Pygopidae (Brachiopoda) ősföldrajz az alpi-kárpáti régióban. (Tithonian-Neocomian palaeogeography of Pygopidae (Brachiopoda) in the Alpine-Carpathian region) Abs. - Általános Földtani Szemle 25, 327-335, 2 figs, Budapest Kázmér, M. 1993: Pygopid brachiopods and Tethyan margins. - In: Pálfy, J., Vörös, A. (eds.): Mesozoic Brachiopods of Alpíne Europe. Hungárián Geological Society, Budapest, 59-68, 5 figs. Muir-Wood, H. M. 1965: Mesozoic and Cenozoic Terebratulidina. - In: Moore, R.C. (ed.): Treatise on lnvertebrate Paleontology, Part H (Brachiopoda), 762-816, Lawrence. Sandy, M. R. with a contribution by A. Vörös 1988: Tithonian Brachiopoda. - In: Rakús, M., Dercourt, J., Nairn, A.E.M. (eds.): Evolution of the Northern Margin ofTethys, Vol. 1. Mémoires de la Société Géologique de Francé, Nouvelle série 154 (I), 71-74, Paris. Szente, 1.1998: Early Jurassic bivalves from the Gerecse Mts. and Tata (Hungary). - Földtani Közlöny (this volume), 2 pls, Budapest. Vigh, G. 1961: Esquisse géologique de la partié occidentale de la montagne Gerecse. - Annales Instituti Geologici Fublici Hungarici 49, 569-589, Budapest. Vigh, Gy. 1935: Beitrage zűr Kenntnis dér Geologie des westlichen Teiles vöm Gerecse-Gebirge. - Jahresberichte dér königlichen ungarischen Geologischen Anstalt über die Jahre 1925-1928, 87-100, Budapest. (In Hungárián with Germán summary) Vörös, A., Galácz, A. 1998: Jurassic palaeogeography of the Transdanubian Central Rangé (Hungary). - Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 104/1, 69-84, Milano. Földtani Közlöny 128/2-3, 273-295 (1998) Budapest Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységben Jurassic Radiolarites in the Transdanubian Rangé DOSZTÁLY Lajos 1 Abstract The Lókút Radiolarite Formation is one of the most widespread formations in the Transdanubian Rangé. It is well-known írom the deep boreholes in the Zala Basin, írom the Bakony Mountains, the Gerecse Mountains and the Pilis Mountains. Previously the radiolarites were approached uniformly írom both lithological and stratigraphical points of view. The interval between the footwall and the hanging wall dated with the help of Ammonites was automatically fiiled with radiolarites. The current research proved that the formation of the radiolarites started in the west first in the Bajocian (Sümeg) and in the eastem part of the Bakony Mountains (Bakonycsemye) in the Bathonian. At present radiolarites older than Callovian are nőt known in the Gerecse Mountains. There is only one piacé in the Pilis Mountains (Pilisszentkereszt, Öreg-szirt) where there is known radiolarite of the Oxfordian-Kimmeridgian age. As a generál trend the formation of the radiolarite starts later and later eastward and the time gap between the underlying limestones and the radiolarites is increasing. The ceasing of the formation of radiolarites shows a more uniform picture. In most areas it stops in the Oxfordian and only in a few case in the Early Kimmeridgian. The thinckness of the Lókút Radiolarite changes within rather wideborders. It exceeds onehundred metres in the vicinity of the Zala Basin and Sümeg. It is thinner in the centre and eastem part of the Bakony Mountains (mainly a few tens of metres) and only a few metres in the Gerecse Mountains. The Lókút Radiolarite Formation contains radiolarites in the Bakony Mountains and radiolaritic cherts in the Gerecse Mountains. The former radiolarites silicified during diagenesis. In Tata the mátrix of the radiolaritic cherts is composed of silicified nannoplankton. In the Pilis Mountains clayey radiolarites occur. Manuscript received: 04. 06. 1998 Összefoglalás Az egységesen a Lókúti Radiolarit Formációba sorolt középhegységi radiolarit az egyik legel¬ terjedtebb jura képződmény a Dunántúli-középhegységben. Ismert a Zalai-medence mélyfúrásaiból, a Bakonyból, a Gerecséből és a Pilisből is. A korábban a radiolaritokat mind kőzettanilag, mind sztratigráfiai szempontból egységesen kezelték. Az ammonitesekkel datált fekü és fedő képződ¬ mények közötti időintervallumot automatikusan a radiolarittal töltötték ki. Jelen radiolária vizs¬ gálatok kimutatták, hogy a radiolarit képződés a nyugati részen indult meg legkorábban (Sümeg - bajóci), A Bakony hegység keleti részén (Bakonycsemye) a bathban kezdődött. A Gerecsében jelenleg nem ismerünk a kallóvinál idősebb radiolaritokat. A Pilisben csupán egyetlen helyről 1 Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia u. 14. 274 Földtani Közlöny 128/2-3 ismert radiolarit (Pilisszentkereszt, Öreg-szirt), ahol kora oxfordí-kimmeridgei. Általánosnak mond¬ ható a tendencia, hogy kelet felé haladva egyre később indul meg a radiolarit képzó'dése, és egyre nagyobb az üledékhézag a fekü mészkövek és a radíolaritok között. A radiolarit képződés megszűnése egységesebb képet mutat. A legtöbb területen az oxfordiban befejeződik, csupán néhány területen húzódik át a kora kimmeridgeibe. A Lókúti Radiolarit vastagság adatai meglehetősen szélsőségesen váltakoznak. A Zalai-meden¬ cében és Sümeg környékén vastagsága meghaladja a száz métert. A Bakony középső és keleti felében ennél vékonyabb, általában néhány tíz méter. A Gerecsében csupán néhány méter vastag. A Lókúti Radiolarit Formációba a Bakony területén radiolaritok, a Gerecsében radioláriás tűzkövek tartoznak. Az eredetileg radioláriás mésziszapok a diagenezis során kovásodtak. Tatán a radioláriás tűzkövek mátrixát kovásodott nannoplankton alkotja. A Pilisben agyagközös radiolarit fordul elő. Bevezetés A Dunántúli-középhegység egyik legelterjedtebb és legjellegzetesebb jura képződménye a radiolarit. Ennek ellenére egészen a közelmúltig nem állt ren¬ delkezésre sztratigráfiai adat a radiolaritból. Korábban általánosan elfogadott gyakorlat volt, hogy az ammonitesekkel jól datált fekü és fedő képződmények közötti szakaszt automatikusan kitöltötték a radiolarittal. A vizsgálatok célja volt tisztázni a radiolarit képződés kezdetének és befejeződésének időpontjait. A munkát nehezítette, hogy a diagenetikus folyamatok során a radiolária tar¬ talmú kőzetek átkovásodtak, így a radíoláriák kinyerése a legtöbb esetben nem volt lehetséges. A jelenleg rendelkezésre álló adatok azt sugallják, hogy a radiolarit képződése legkorábban (bajóci) nyugaton kezdődött el (Zalai-medence, Sümeg), és kelet felé haladva egyre később indult meg. Kivételt képeznek az egykori tengeralatti magaslatok, ezeken ugyanis a medencebelieknél jóval később képződött a ra¬ diolarit, ill. teljesen hiányozhat is. A radiolaritok és a fekü mészkövek közötti üledékhézag szintén kelet felé növekszik. A radiolarit képződés a legtöbb eset¬ ben már az oxfordiban befejeződött, de néhány helyen átnyúlik a kimmerid¬ geibe is (Sümeg). Korábban kevés adat állt rendelkezésünkre a radiolaritok kőzettanáról. Tisz¬ tázódott, hogy klasszikus radiolaritok csupán a Bakonyban fordulnak elő. A Pilisben agyagközös kifejlődésű, a gerecsei radiolaritokat pedig helyesebb ra¬ dioláriás tűzkőnek nevezni. Vizsgálatokkal lehetett tisztázni, hogy Tatán a tűz¬ kövek eredeti anyaga radioláriás nannoplankton iszap volt. A vizsgált feltárások elhelyezkedését az 1. ábra mutatja. Vizsgálati módszerek A radiolaritok mellett a fekü és fedő meszes képződmények is vizsgálatra kerültek. Az oldás a radiolaritok esetében 5%-os HF-dal, a mészkövek esetében 10%-os HCl-val történt. Az utólagosan kovásodott radiolaritok és mészkövek esetében a radioláriák kinyerése szinte lehetetlen volt. A gerecsei tűzkövek ese- Dosztály L.: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 275 1. ábra. A jura formációk elterjedése a Dunántúli-középhegységben. Bcs - Bakonycsernye; Bp - Budapest; Gy - Győr; Szív - Székesfehérvár; Szil-33 - Szilvágy-33. sz. fúrás; 1. Margit-hegy; 2. Paprét-árok; 3. Bagoly-völgy Fig. 1 The spread of Jurassic formations in the Transdanubian Rangé tében előfordult, hogy a kovásodás még nem terjedt ki az egész rétegre, így annak alsó ill. felső szakaszán megmaradt a mészkő. Általában ezekből lehetett a radioiáriákat kinyerni. A radiolaritok közötti agyagrétegekből alig-alig kerül¬ tek elő radioláriák. Kőzettani megfigyeléseket a HF-dal maratott felszíneken lehetett tenni. Itt jól kirajzolódott a rétegződés. Ugyancsak láthatóvá vált, hogy a kovásodás sok esetben metszette a rétegződést. Az elektronmikroszkópos vizsgálatokkal sike¬ rült a radiolaritok és tűzkövek mátrixáról információkat szerezni. A sztratigráfiai értékelésnél BAUMGARTNER et al. (1995) zonációja szolgált alapul. A korszerű radiolária zonációk a taxonok együttes előfordulásaira épülnek. Az 1995-ös évben jelent meg az INTERRAD Jurassic-Cretaceous Working Group (Projektvezető; P. O. BAUMGARTNER) munkája, amely a középső-jurától a kora-krétáig terjedő időszakra dolgozott ki radiolária zonációt, A munkában 276 Földtani Közlöny 128/2-3 amerikai, ázsiai és zömmel európai specialisták vettek részt. A munka kezdetén egységesítették a radiolária rendszertant (DUMITRICA 1995). Igyekeztek össze¬ gyűjteni az adott időszakra vonatkozó teljes radiolária irodalmat (a munkában magyarországi adatok is helyet kaptak), majd azt közösen revidiálták, A munka során 54 szelvény részletes feldolgozását vették alapul, amelyet kiegészítettek irodalmi adatokkal. A rendkívül nagy adatbázist SAVARY & GUEX (1991) Bio- Graph programjának továbbfejlesztett változatával végezték (Guex). A program segítségével az aaleni korszaktól az apti korszakig terjedő időszakra 127 egyedi asszociációt kaptak. Ezt 22 zónában csoportosították (Unitary Association Zones - a továbbiakban UAZ). Az elkészült zonációt orto- és parasztratigráfiai cso¬ portokkal próbálták a kronosztratigráfiai egységekhez kapcsolni. Az ammoni- tes, nannoplankton, Calpionella eredményeken kívül a paleomágneses adatokat is felhasználták a korrelációhoz. Radiolária vizsgálatok Zalai medence A Zalai medence területén. Szilvágy környékén számos mélyfúrás harántolt ra- diolaritot. Vizsgálati anyag csupán a Szilvágy-33. sz. fúrásból állt rendelkezésre. A terület rétegsorát BÉRCZINÉ Makk A. (1980) munkája alapján ismerjük. E szerint a faunával igazolt liász crinoideás mészkőre mészmárga következik, közbetelepült ooidos mészkövekkel. A Szilvágy-33. sz. fúrás leírása alapján a radiolarit közvetlen feküjében található mészmárgák Bositrákat tartalmaznak. Ez az Epíényi Mészkő Formációnak feleltethető meg. A zöldesszürke, májbama radiolariotok mellett ko- vás mészkövek is előfordulnak. A radiolarit nincs teljes vastagságban feltárva. A legnagyobb álvastagság 139 méternek adódott. Tekintve, hogy a rétegek dőlése 50-70° közötti, a valódi vastagság ennél jóval kisebb. Ez azonban még így is sokkal magasabb érték, mint amivel a Bakonyban ill. a Gerecsében találkozhatunk. Csu¬ pán Sümeg környékén ismertek hasonló ill. vastagabb radiolarit rétegsorok. A radiolaritra rétegzetlen, tűzkőgumós mészkövek települnek, amelyet a ben¬ nük tömegesen előforduló Lombardiák alapján kimmeridgei korúnak tartottak (Bércziné Makk A. 1980). A vizsgált két radiolarit minta viszonylag jó megtartási állapotú radioláriákat tartalmazott. A 3435,25-3441,25 m közötti szakaszról az alábbi fontosabb radiolária taxo- nok kerültek elő: Cinguloturris carpatica DUMITRICA, Emiluvia sedecimporata (RÜST), Eucyrtidiellum ptyctum (RlEDEL et SANFILIPPO), Paronaella pristidentata Baumgartner, Tritrabs cf. casmalaensis (PESSAGNO), Tritrabs hayi (PESSAGNO). Ezek alapján a minta kora késő-oxfordi-kora-kimmeridgei (UAZ 10.). A 3542,5-3559,25 m közötti szakaszról Archaeodictyomitm cf. mirabilis AlTA, Eucyrtidiellum ptyctum (RlEDEL et SANFILIPPO), Eucyrtidiellum cf. unumaense (YAO), Stichocapsa robusta MAT5UOKA taxonok váltak ismertté. Ezek alapján a minta kora késő-bath-kora-kallóvi (UAZ 7.). Dosztály L.: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 277 Mivel a 3542,5-3559,6 méterközből származó minta a radiolarit alsó szaka¬ száról származik, feltételezhetjük, hogy a radiolarit képződése a korábban gon¬ doltaktól később csupán a bath korszak idején kezdődött el. A 3435,25-3441,25 méterközből származó minta viszont arról tanúskodik, hogy a radiolarit kép¬ ződése tovább tartott a korábban feltételezetteknél. Bakony ABakony hegység területén az egyik legjellegzetesebb jura képződmény a radio¬ larit. Képződése már a bajodban megindult és a kallóvi idején általánosan elterjedt volt. Nem csak területi elterjedése jelentős, hanem maximális vastagsága (150 mé¬ ter) is kiemelkedő a 3-400 méter összvastagságot meg nem haladó középhegységi jura rétegsorban. A fekü felől több szelvényben is folyamatosnak tűnik az átmenet. A fekü képződmények részletes ammonites vizsgálatai már korábban kiderítették, hogy a radiolarit képződésének kezdete eltérő (GÉCZY 1968). A medencékben ko¬ rábban (bajóci), a tengeralatti magaslatokon jóval később (bath) indult meg a ra¬ diolarit képződés (GaláCZ 1980), sőt egyes magaslatokon teljesen hiányozhat is. A vastagságviszonyok is eltérőek, a medencékben többszöröse a magaslatokon ta¬ pasztaltnak. A legnagyobb vastagság Sümegen ismert, ahol közel 150 méter. Ha¬ sonló érték feltételezhető a Zalai medence egyes részem is (BÉRCZINÉ MAKK 1980). A radiolária vizsgálatok szerint itt, a legnagyobb vastagságú területeken indult meg legkorábban a radiolarit képződés. Ugyancsak ezeken a területeken tartott a legtovább (Szilvágy-33, Sümeg). A scanning elektronmikroszkópos vizsgálatok azt bizonyították, hogy Süme¬ gen szinte kizárólag radiolária vázakból áll a kőzet (I. tábla, 1-2. ábra). A mát¬ rixban helyenként felismerhetők a radiolária vázak töredékekei, de az átülepí- tésre, áthalmozásra utaló üledékes jegyek - akár a Gerecsében, akár a Bükkben tapasztaltakkal ellentétben - nem, vagy nagyon ritkán fordultak elő. A radio- láriák mellett kis mennyiségben szivacstűk, ill. elvétve néhány bentosz foraminifera található. Amennyiben a radiolaritképződéssel egyidejűleg élt szervezetek maradványairól van szó, ez azt jelzi hogy a radiolarit képződés mindenképpen a karbonátkompenzációs szint felett történt. HAAS J. idősebb jura képződmények klasztjait találta a Süt-26. sz. fúrás radiolaritjaiban (HAAS et al. 1984). Ezek az extraklasztok mindenképpen azt jelzik, hogy a radiolarit képződés viszonylag közel zajlott a kiemelt helyzetben lévő területekhez. Az intraklasztokhoz hasonlóan a foraminiferák is áthalmozódhattak. A radíolaritokat ért kovásodás a legfőbb oka, hogy mindössze Sümegről és Bakonycsernyéről sikerült eleddig értékelhető radiolária faunákat kinyerni a kőzetekből. Az alábbiakban ezek részletes ismertetése következik. Sümeg Sümeg környékén a felszínen radiolarit kizárólag a Mogyorós-dombról is¬ mert. Itt fúrással (Süt-26. sz. fúrás) is sikerült feltárni, és tisztázni a fekü felé a települési viszonyait. Ebből tudjuk, hogy a radiolarit folyamatosan fejlődik 278 Földtani Közlöny 128/2-3 ki a fekü Eplényi Mészkőből (HAAS et al. 1984). Már a bositrás mészkőben is jelen vannak a radioláriák, mennyiségük felfelé fokozatosan növekszik. A két formáció határa mesterséges, a radioláriák uralkodóvá válásánál húzták meg a határt (Haas et al. 1984). A fedő felé az átmenet szintén folyamatosnak te¬ kinthető. A vizsgált szelvény, egy ideiglenes árok volt, amelyet a 86-os főúttal párhu¬ zamosan, attól mintegy 20 méter távolságra Ny-ra mélyítettek. Az árok mély¬ sége átlagosan 1 méter, amelyben a rétegek közel merőlegesen álltak. A szel¬ vény rétegsora a MAFI Oktatási Bázis bekötő útjától indult és mintegy 500 méter hosszban tárta fel a Mogyorósdombi Mészkő, Lókúti Radiolarit, Eplényi Mészkő, Kardosréti Mészkő és a Dachsteini Mészkő Formáció képződményeit. A radiolarit rétegsor vastagságát korábban fúrási adatokból szerkesztve 150- 160 méternek tartották (HAAS et al. 1984). Itt az árokban a vastagsága 150 mé¬ ternek adódott. A szelvényben tektonikus ismétlődést nem lehetett megfigyelni. A radiolária fauna is folyamatos fiatalodást mutatott, így a 150 méteres adat a radiolarit valódi vastagságát adja. Minták az Eplényi Mészkő felső szakaszától a Mogyorősdombi Mészkő aljáig kerültek vizsgálatra. A vizsgált minták az alábbi képződményekből származtak: 1-2. minta: Eplényi Mészkő F. (mészkő) 3-33. minta: Lókúti Radiolarit F. (radiolarit) 34-38. minta: Mogyorósdombi Mészkő F. (mészkő) Az Eplényi Mészkő Formációhoz sorolható bositrás mészkövek közül az 1. minta tartalmazott gazdag radiolária faunát. A minta kora késő-bajóci (UAZ 4.). Az első radiolarit minta (3.) késő-bajóci vége-kora-bath (UAZ 5.). Az 5-18. rétegek közötti szakasz kora- és középső-bath (UAZ 5-6.). A 20-28. rétegek közötti szakasz kora késő-bath-kora-kallóvi (UAZ 7.). A 30-31. minta kora a középső-kallóvitól az oxfordi végéig terjedhet (UAZ 8-9.). A 32. minta mak¬ roszkóposán némileg különbözött a korábbi rádiolaritoktól, de sósavval nem pezsgett, és az oldási felszínen jól látszott, hogy radiolária vázak tömege építi fel. Kora késő-oxfordi vége-kora-kimmeridgei (UAZ 10.). A kora-kimmeridgei koradat jelentősen eltér a korábban gondoltaktól. Analógiák alapján úgy vélték, hogy a radiolarit felett következő márga kitölti a teljes oxfordi emeletet (HAAS et al. 1984). A márga feletti gumós mészkőről azt gondolták, alsó szakasza a teljes kimmeridgeit, felső szakasza az alsó-tithont fedi le. Az oxfordi és kim- meridgei emeleteket makrofaunával mindezideig nem sikerült igazolni. A mos¬ tani radiolarit koradat azt mutatja, hogy a radiolarit képződés egészen a kim- meridgei elejéig folyt, a márga, valamint a gumós mészkő alsó szakaszának képződése a késő-kimmeridgeire korlátozódik. A radiolária vizsgálatok ered¬ ményei összhangba hozhatók az ammonites vizsgálatok eredményeivel (VIC.H G. in: HAAS et al. 1984). VlGH G. a sümegi Mogyorós-dombon végzett vizsgálatai során a radiolaritot követő márgában ilL az azt követő mészkő alsó szakaszában nem talált ammoniteseket. Faunát csupán a gumós mészkő felső szakaszából gyűjtött. Ennek kora azonban már tithon volt. A márga korát őslénytani bizo¬ nyítékok nélkül sorolták az oxfordiba, míg a mészkő alsó szakaszát a nagy tömegben előforduló Lombardiák miatt tartották kimmeridgeinek (Haas et al. DosztAly L.: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 279 1984). Mivel a kora-kunmeridgei alkorszakot sikerült a Zalai-medencéből is kimutatni (Szilvágy-33. sz. f.), úgy tűnik, itt a nyugati területeken tartott leg¬ tovább a radiolarit képződése. A Mogyorósdombi Mészkő legalsó szakaszáról származó minták (34-38. ré¬ tegek) kora késő-tithon (UAZ 13.). (Az árokban a Lókúti Radiolarit és a Mo- gyorősdombi Mészkő közötti szakasz nem volt feltárva.) A klasszikusnak számító Sümeg, Mogyorós-dombi I. szelvényben csupán a radiolarit legteteje látható. Ebből - valamint a felette következő márgából és a gumós mészkő alsó szakaszából - nem sikerült radioláriákat kinyerni. Az alábbiakban a korbesorolások szempontjából legfontosabb taxonok kö¬ vetkeznek. 1. Ares cylindricus flexuosus (T'AKEMURA), Emiluvia lombardensís BaumGARTNER, Eucyrtidíellum quinatum TAKEMURA, Hexasaturnalis hexagonus (YAO), Homoeopa- ronaella elegáns (PESSAGNO), Mirifusus proavus TONIELLI, Turanta morinae PESSAG- NO et BLOME 3. Palinandromeda cf. podbielensis (OZVOLDOVA), Parasaturnalis diplocyclis (Yao), Stichocapsa robusta MATSUOKA, Tricolocapsa sp. S in BaumGARTNER et al., Unuma echinatus ICHIKAWA et YAO 20. Cinguloturris carpatica DUMITR1CA, Stichocapsa robusta MATSUOKA, Tricolo¬ capsa conexa MATSUOKA, Willinedellium cf. carpathicum Dumitrica 21. Dictyomitrella kamoensis Mizutani et KlTO, Protunuma cf. turbó MATSUOKA, Stichocapsa robusta MATSUOKA, Willinedellium cf. carpathicum DUMITRICA 28. Stichocapsa robusta MATSUOKA, Triaetoma cf. foremanae MUZAVOR 30. Mirifusus dianae (Karrer), Triaetoma cf. comuta Baumgartner 32. Acaeniotyle cf. umblicata (Rüst), Acanthocircus trizonalis dicranacanthos (Squinabol), Emiluvia cf. ordinaria Ozvoldova, Transhsuum cf. maxwelli - (PESSAGNO) 34. Acanthocircus trizonalis dicranacanthos (Squinabol), Pantanellium scjuinaboli (Tan) 35. Alievium helenae Schaaf, Hsuum raricostatum Jud, Pantanellium berriasium Baumgartner, Pantanellium cf. riedeli Pessagno, Sethocapsa cf. kitoi Jud 36. Angulobracchia portmanni portmanni Baumgartner, Archaeospongoprunum patricki Jud, Deviatus diamphidius diamphidius (Foreman), Deviatus diamphidius hipposidericus (Foreman), Emiluvia chica decussata Steiger, Hsuum raricostatum Jud, Katroma milloti Schaaf, Parapodocapsa furcata Steiger, Pseudoeucyrtis fusus Jud, Pyramospongia barmsteinensis (Steiger), Sethocapsa tricornis Jud, Tetratrabs radix Jud, Triaetoma jonesi (Pessagno), Tritrabs ewingi ivorzeli (Pessagno) 37. Emiluvia pessagnoi multipora Steiger, Holocryptocaníum barbui Dumitrica 38. Deviatus diamphidius cf, hipposidericus (Foreman), Emiluvia hopsoni Pes¬ sagno, Katroma milloti Schaaf, Ristola cretacea (Baumgartner). Bakonycsernye, Tűzköves-árok A Dunántúli Középhegység egyik legjobban ismert és vizsgált szelvénye a Tűzköves-árki (2. ábra). A radiolária vizsgálatok azonban mindezideig hiányoz- 280 Földtani Közlöny 128/2-3 ÉÉNY DDK UAZ.7 0 5 10 m 2. ábra. A bakonycsemyei liász-dogger alapszelvény felső szakasza, a mintavételi helyek valamint a radiolária zónák feltüntetésével Fig. 2 The upper part of the Liassic-Dogger key section near Bakonycsernye. Note the sampling points and the Radiolaria zones tak. A most ismertetésre kerülő vizsgálati eredmények az Eplényi Mészkőből és a Lókúti Radiolarit Formáció alsó szakaszáról származnak. Az Eplényi Mészkő bositrás mészkövei végig tartalmaztak radioláriákat, sőt helyenként radíoláriákban dúsabb, kovás szakaszok rétegződtek közbe. A Ló¬ kúti Radiolarit a szelvényben erősen kovásodott. A mészköves szakaszról származó minták közül valamennyiből sikerült ra¬ dioláriákat kinyerni. Ezek alapján a vizsgált szakasz kora késő-bajóci vége-kora bath (UAZ 5.). A feküben található legfelső ammoniteses rétegekből korábban a bajóci legalsó zónáját sikerült kimutatni (GÉCZY 1961). Ezen adatok alapján feltételezhető, hogy a Tölgyháti Mészkő és az Eplényi Mészkő képződményei között időhézag található. A radiolaritból csupán egyetlen minta (10.) szolgáltatott faunát. Ennek kora késő-bath-kora-kallóvi (UAZ 7.). A 8. és 10. minta közötti szakaszról nem ren¬ delkezünk információval, így csak feltételezhető, hogy folyamatos a rétegsor, amelyben a középső-bath alemelet is képviseltetve van. Az alábbiakban a korbesorolás szempontjából fontosabb radiolária taxonok kerülnek bemutatásra. 1. Stichocapsa robusta Matsuoka, Tricolocapsa plicarum plicarum Yao, Unuma echinatus ICHIKAWA et Yao 2. Eucyrtidiellum cf. nodosum WAKITA, Stichocapsa robusta Matsuoka 3. Parahsuum stanleyense (Pessagno), Stichocapsa robusta Matsuoka, Trans- hsuum hisuikyoense (ISOZAKA et MATSUDA) 5. Ares cylindricus flexuosus (Takemura), Hexasaturnalis tetraspinus (Yao), Sti¬ chocapsa robusta Matsuoka, Tmnshsuum médium Takemura 7. Linaresa chrafatensis El KadIRI, Palinandromeda cf. praepodbielensis (BAUM- GARTNER), Parahsuum stanleyense (PESSAGNO) 8. Parasaturnalis diplocyclis (Yao) 10. Amphypindax tsunoensis Aita, Pantanellium cf. riedeli Pessagno, Stichocapsa robusta Matsuoka. Dosztály L.: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 2 81 Sümegen az Eplényi Mészkő legfelső réteginek faunája idősebb kort (UAZ 4.) mutat, mint Bakonycsemyén a legalsó rétegeké (UAZ 5.)- Ez lehet a radiolarit keleti irányú fiatalodásának bizonyítéka. A bakonycsemyei szelvény kapcsán mindenképpen említést kell tenni a Fara- saturnalis diplocycíis (Yao) fajról. Az INTERRAD által kidolgozott zonációknál a faj legkésőbbi előfordulását a középső bajóciba (UAZ 3.) helyezik. Bakony- csernyén a faj a 8. rétegből került elő. Ettől mélyebb szakaszokból olyan taxonok (Tricolocapsa plicarum plicarum, Ares cylíndricus flexuosus, Stichocapsa robusta) ke¬ rültek elő, amelyek egyértelműen a középső-bajócinál fiatalabb kort (UAZ 5.) jeleznek. Hasonló helyzet fordult elő Sümegen is, ahol szintén az UAZ 5-ös zónát jelző taxonokkal együtt fordult elő. Ezen adatok alapján a faxon fajöltőjét ki kell terjeszteni a legkésőbbi-bajóci-kora-bathra is. Gerecse A Gerecse hegység! radioláriás képződményekre a bakonyi analógiák alapján szintén a Lókúti Radiolarit Formáció elnevezést alkalmazták. A hegységben jelentős területekről ismert, de egyes szelvényekből teljesen hiányzik (Pl: Asszony-hegy, Szél-hegy). A radiolarit fekvője a Tölgyháti Mészkő. Néhány tatai feltárásban liász mészköveken kialakult keményfelszínre települ (FÜLÖP 1975). Fedőjét a Pálihálási Mészkő Formáció képződményei alkotják. Egyes helyeken a Lókúti Radiolarit Formációba tagozódik az a mészkőpad is, amelyet korábban a radiolarit fedőjének tartottak. Az oxfordi mészkőbreccsa néven ismert mész¬ kőréteg alapanyaga eredetileg radioláriás mésziszap lehetett. A breccsásodás feltehetően egy a régióban egyidőben jelentkező gravitációs tömegmozgás ha¬ tására jött létre. A diagenezis során a radiolária vázak kovaanyaga kioldódott, ma már csak a kalcifikálódott vázak láthatók a vékonycsiszolatokban. Egyes feltárásokban gyenge megtartású ammoniteseket is tartalmaz. FŐZY (1993) sze¬ rint a faunák kora középső-oxfordi, esetleg a késő-oxfordi eleje. Ez a mészkőpad osztja két részre a radiolaritot. KONDA J. vizsgálatai alapján az alsó szakasz mikrofaunája a fekühöz hason¬ lóan Bositrákat tartalmaz. A felső szakaszon Bositrák már nincsenek, és meg¬ jelennek a fedőre jellemző Lombardiák. A radiolarit vastagsága a hegységben jelentős eltéréseket mutat. Egyes feltᬠrásokból teljesen hiányzik, másokban csupán 1-2 méter vastag. Még a legna¬ gyobb vastagságot mutató Margit-hegyi feltárásban sem éri el a húsz métert. Ezek az értékek jóval alatta maradnak a bakonyi rétegsorok adatainak. A Gerecséből származó minták jelentősen különböznek a bakonyi radiolari- toktól. Eredetileg nagyobb mésztartalommal rendelkeztek. Litológiai megneve¬ zésüknél helyesebb a radiolarit név helyett a radioláriás tűzkő elnevezést hasz¬ nálni. A diagenizis során bekövetkezett kovásodás ellenére, a HF-dal maratott felszíneken láthatóvá válik az eredeti finom rétegződés. A rétegek 1-2 mm vas¬ tag radiolária dús ill. szegény sávok váltakozásából épülnek fel. A néhány cen¬ timéteres rétegeket 10-20 mini ciklus építheti fel. Gyakori jelenség, hogy a ko¬ vásodás nem volt teljes, ezért a rétegek alsó és felső szakaszán megmaradt az 282 Földtani Közlöny 128/2-3 eredeti mészkő anyag. Radioláriákat általában csak a meszes részekről sikerült kinyerni. A maratott felszíneken helyenként 1-2 mm-es litoklasztok ill, életnyo¬ mok figyelhetők meg. A gerecsei minták elektronmikroszkópos vizsgálata során láthatóvá vált, hogy a radioláriák mellett karbonátvázú szervezetek is előfordulnak. A Tölgyháti kőfejtő rétegeiben a radiolária vázak mellett apró kagylóhéjak ill. töredékeik fordulnak elő. Tatán egyes rétegekben a tűzkövek alapanyagát nannoplankton alkotja. A kovásodott nannoplankton vázak kiváló megtartási állapotban ma¬ radtak fenn (I. tábla, 3-4. ábra). FÜLÖP (1975) munkájában már említett nanno- planktont. (BÁLDINÉ BEKE M. a tűzkövek porrátört anyagából határozott meg néhány taxont.) A tűzkő közötti agyagréteg is tömegesen tartalmazott nanno- planktont. A mészvázú fossziliák tömeges jelenléte hangsúlyozza a már eddig is sugallt feltételezést, miszerint a radiolarit képződése a Gerecsében a karbonát kompenzációs szint felett történt. Tata, Kálvária-domb A fekü vörös agyagos mészkőre mintegy 1,2 méter vastagságban települ a radioláriás tűzkő, A tűzkövön belül több keményfelszín látható, amelyekre vé¬ kony agyagrétegek települnek. Az oxfordi mészkőbreccsa rétege fedi le a tűz¬ követ. A tűzkő aljáról előkerült a Cinguloturris carpatica DumiTRICA faj, melynek a legkorábbi fellépése a késő-bathban volt (UAZ 7.). Ez azt jelzi, hogy a fekü mészkő (bajóci) és a tűzkő között jelentős üledékhézag van. A tűzkő felső határát a középső-oxfordi mészkőbreccsa határolja le. A keményfelszínek arra utalnak, hogy nemcsak a fekü és a tűzkő között, hanem a tűzkövön belül is több üle¬ dékhézaggal lehet számolni. A tűzkőben található nannoplankton, és a ritkán előforduló foraminiferák alapján egyértelmű, hogy az üledékképződés a kar- bonátkomponzációs szint felett történt. A tűzkőrétegek között több szintben néhány centiméteres agyagrétegek ta¬ lálhatók, amelyek a radioláriás tűzkő keményfelszínére települnek. Az agyag¬ rétegekből több esetben kerültek elő víztiszta, bipiramisos kvarc kristályok. Ezekről feltételezhető, hogy egykori vulkáni tufaszórás nyomait jelzik. Hasonló korú, bentonitos agyagrétegek a Bakonyban is előfordulnak (Császár 1984). A Lombardiai-medencében szintén találhatók vékony bentonitos betelepülések a középső-oxfordi korú radiolaritokban (BAUMGARTNER et al. 1995). Tardoson, a Bánya-hegy melletti feltárásban az oxfordi mészkőbreccsa feküjében lévő tűz- köves mészkő oldási maradéka szintén tartalmazott a fentiekhez hasonló kvarc¬ kristályokat. Margit-hegy A szelvényben a radiolarit teljes vastagsága mintegy 17 méter, amelyet az ún. oxfordi mészkőbreccsa pad oszt ketté. Az alsó szakasz vastagsága 13 méter. A radiolarit ammoniteses mészkőre (Tölgyháti Mészkő Formáció) települ. A mészkőből előkerült gyenge megtartású ammonites fauna kora késő-bajóci. A DosztAly L,: jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 283 mészkő bositrás mikrit. A radiolarit alsó szakaszán szintén találhatók Bositrák. A radiolarit tulajdonképpen rádióláriás tűzkő, melynek tűzköve diagenetikus eredetű. A kiszorításos tűzkő szinte teljesen eltüntette az eredeti finom réteg¬ ződést, amely a HF-dal maratott felszíneken válik ismét láthatóvá. A tűzköve- sedés a radiolária vázakra is hatással volt, a legtöbb esetben csupán körvona¬ laikban megőrződött pszeudomorfózákat találni. A radiolaritot ketté osztó mészkőpad rossz megtartású ammonites faunájából csak az oxfordi emeletbe tartozás olvasható ki (FŐZY 1993). A mészkőpad fölött következő mintegy 4 méter vastag radiolarit makro¬ szkóposán az alsóval egyező. Feltehetően ez is radioláriás mészkő volt, amely az utólagos diagenetikus folyamatok során tűzkövesedett. A radiolarit felett éles határral agyagos gumós mészkő (Pálihálási Mészkő Formáció) települ. Az első rétegből előkerült faima az alsó-tithon Hybonotum zónába tartozik (Főzy 1993). Radiolária vizsgálatok KONDA József részletesen, rétegenként gyűjtötte be a szelvényt. Hagyatékából származott az alsó szakasz anyaga. A radiolarit alsó három méter vastag szakaszának kora késő-bath-kora-kal- lóvi (UAZ 7.). Ez azt jelzi, hogy a fekü mészkő és radiolarit között hiányzik a legfelső-bajóci, valamint az alsó- és középső-bath. A következő, az oxfordi mészkőbreccsáig tartó szakasz kora radioláriák alapján középső-kallóvi-késő- oxfordí korú. Ezt az intervallumot a fedő oxfordi mészkőbreccsa középső-ox¬ fordi kora némiképp leszűkíti. A mészkőbreccsa feletti radiolaritről kevésbé pontos adatok állnak rendelke¬ zésre. Csupán annyit állíthatunk, hogy kora középső-oxfordi-késő kimmerid- gei. Ebben a szelvényben a radioláriák segítségével nem dönthető el, hogy van- e, és ha van, akkor mekkora az üledékhézag a radiolaritra éles határral követ¬ kező mészkő között. A fedő mészkő kora ammonitesek alapján már kora-tithon. A szelvényből előkerült fontosabb radiolária taxonolc Alsó szakasz (1-15. réteg) 1. Acanthocircus trizonalis angustus Baumgartner, Eucyrtidiellum unumaense (Yao), Ristola altissima altissima (Rüst), Saitoum cf. trichylum De Wever, Sticho- capsa robusta MATSUOKA, Theocapsomma bicomis BAUMGARTNER 4. Eucyrtidiellum unumaense (Yao), Mirifusus dianae cf. dianae (Karrer), Ristola altissima cf. major BAUMGARTNER et De WEVER, Stichocapsa robusta MATSUOKA, Triactoma parablakei YANG et Wang Középső szakasz (16-32. réteg) 17. Acanthocircos suboblongus suboblongus (Yao), Higumastra cf. coronaria Oz- VOLDOVA, Transhsuum brevicostatum (OZVOLDOVA) A mészkőbreccsa pad fölötti szakasz (1-5. réteg) 3. Acanthocircus suboblongus suboblongus (Yao), Archaeodictyomitra cf. minoensis (MIZUTANI), Podobursa spinosa (OZVOLDOVA), Podobursa triacantha (FlSCHLl). 284 Földtani Közlöny 128/2-3 Paprét-árok A szelvényben a Lőkúti Radiolarit csupán néhány méteres vastagságban ta¬ lálható. A fekü Tölgyháti Mészkő ammoniteses rétegeire települő ún. radiolarit esetében jól látható még az eredeti kőzettípus is, A rétegek alsó és felső részén még mintegy 1-1 centiméter vastagságban megmaradt az eredeti radioláriás mészkő, a közöttük lévő szakasz viszont már teljesen kovásodott. A tűzkő itt is diaganetikus, látható amint a kovásodás - ha nagyon kis szögben is - metszi az eredeti rétegződést. A tűzköves szakaszról radioláriák már nem, csupán pszeudomorfózáik nyerhetők ki. A radiolária fauna ebben a feltárásban a mész¬ köves szakaszból származott, ahol is eredeti vázanyaggal őrződtek meg. A radiolaritra a Pálihálási Mészkő rendkívül kondenzált rétegei települnek. Az ammonites faxma alapján a tithon legalja jelentkezik elsőként (FŐZY 1993). A radiolária fauna a középső-kallóvitól az kora-kimmeridgeiig (UAZ 8-10.) tartó időintervallumot reprezentálja. Ettől pontosabb behatárolás azonban nem tehető. FŐZY (1993) cikkében azt jelzi, hogy a tűzköves radiolaritból gyűjtött ammonitesek középső-oxfordiak. Ezek alapján valószínű, hogy a radiolarit né¬ hány méteres szakasza teljes egészében a középső- és felső-oxfordiba (ETAZ 9.) tartozik. Ez azt valószínűsíti, hogy a fekü felé meglévő üledékhézag mellett a fedő felé is jelentős a hiátus. A fontosabb faunaelemek: Acanthocircus trizonalis angustus BAUMGARTNER, Archaeodictyomitra apiarium (RÜST), Emiluvia orea orea BAUMGARTNER, Higumastm inflata BAUMGARTNER, Po- dobursa spinosa (OZVOLDOVA), Ristola altissima altissima (RÜST), Tritrabs cf. cas- malaensis (Pessagno). Bagoly-völgy A patakmederben meglehetősen rossz feltártsági viszonyok mellett, mintegy másfél méter vastagságban bukkan ki a radioláriás tűzkő. Közvetlen közelében sem a fekü, sem a fedő nem látszik. Az eredetileg radioláriás mészkő tűzköve- sedett padjai feltehetően nagyobb keménységük miatt preparálódtak ki, és az adott rétegsorban az erdeti vastagságukat mutatják. A Paprét-árki feltáráshoz hasonlóan a tűzkövesedés itt sem volt teljes, az eredeti radioláriás mészkő vé¬ kony részei megmaradtak. A fauna középső-oxfordi-kora-kimmeridgei (UAZ 9-10.) kort jelez, A gyűjtés alkalmával az oxfordi mészkőpad nem látszott, de a faxma alapján úgy tűnik a radiolarit az e fölötti szakaszt képviseli. Fontosabb faunaelemek: Acanthocircus trizonalis angustus BAUMGARTNER, Emiluvia sedecimporata (RÜST), Podocapsa amphitreptera Foreman, Saitoum cf. elegáns De Wever. Kisgerecse, víznyelő A feltárásban az oxfordi mészkőbreccsa, ill. az alatta települő radiolarit lát¬ ható. A víznyelő mélyebb része le van zárva, így csupán a mészkőpad alatti Dosztály L.: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 285 mintegy két méteres szakaszról lehetett mintát gyűjteni. Ezek a minták radio- láriás tűzkövek. Itt a az eredeti anyag tűzkövesedése teljes egészében végbe¬ ment. Ez meglátszott a radioláriák meglehetősen rossz megtartási állapotán is. A közvetlenül a mészkőbreccsa pad alatti radiolarit rétegből előkerült a Sticho- capsa rohusta MATSUOKA faj néhány példánya. Jelen ismereteink szerint ennek a fajöltője csupán a középső-kalloviig terjed. Ez esetben jelentős üledékhézag¬ nak kell lenni a radiolarit és a mészkőbreccsa pad között. Pilis A hegység területén a radiolarit előfordulása meglehetősen kis területre kor¬ látozódik. A Kesztölctől É-ra található Öreg-szirt (Velka Skala) radiolarit réteg¬ sorának faunája már korábban feldolgozásra került (DOSZTÁLY 1988). A szel¬ vényben egy vastag mészkőrétegre agyagközös radiolarit települ. A mészkő rétegből FŐZY (1993) középső-oxfordi ammoniteseket határozott. Ez összhang¬ ban van a radiolarit korával, amely késő-oxfordi-kora-kimmeridgei. A BAUMGARTNER et al. (1995) zonációja alapján újraértékelt fauna, a mészkőtől a 38. rétegig biztosan felső-oxfordi (UAZ 9.), a 39. rétegtől legfelső-oxfordi-alsó- kimmeridgei (UAZ 9-10.). Az ittenihez hasonló agyagközös radiolarit rétegsor található a sziciliai Santa Anna feltárásban (DE WEVER et al. 1986; De WEVER 1995). A sziciliai szelvényben a fekü és fedő is jól datált ammonitesekkel és nannoplanktonnal. Ezt kiegészítve a radiolaria adatokkal, pontosan ismert a képződmény kora. A radiolarit és a köztük lévő agyagrétegeket leszámolva és elosztva a képződési idővel, azt az eredményt kapták, hogy egy-egy rétegre mintegy 20 000 év "képződési idő" jut. Hasonló értéket feltételezve az Öreg-szirt radiolarit szelvénye esetében (összesen 67 réteg), kevesebb mint másfél millió évet kapunk, összesített eredményként. Ennek alapján valószínűsíthető, hogy a vizsgált szelvény kora csupán késő-oxfordi. Összefoglalás A középső- és késő-jurában a pelágikus medencékben az alacsony terrigén anyag és platform eredetű karbonát beáramlás, a fenékáramlatok hiánya, va¬ lamint a mészvázú plankton alacsony produktivitása esetében a radiolarit volt a normál üledék (BAUMGARTNER 1987). A radiolarit képződés szempontjából kedvező feltételek a Dunántúli-középhegység medencéiben is fennálltak. Ennek köszönhetően a bajócitól az oxfordiig a radiolarit a legelterjedtebb képződmény. A radiolaritok ill. radioláriás képződmények bajóci végén kezdődő elterjedése nemcsak a Dunántúli-középhegységre jellemző. Ugyanebben az időben kezdő¬ dött meg a Bükkben és az Aggtelek-Rudabányai hegységben is radiolarit kép¬ ződés. A Dunántúli-középhegység egyes medencéiben eltérő a radiolaritok Etológi¬ ája, vastagsága, valamint a képződés ideje is. A Bakonyban tisztán radiolária vázakból álló radiolaritok találhatók. A legnagyobb vastagság-adatok is itt fór- 286 Földtani Közlöny 128/2-3 dúlnak elő (Sümeg). A nagy vastagságú radiolarit kialakulása minden valószí¬ nűség szerint feláramlási zónához köthető. A Gerecséből ismert radiolaritok, radioláriás tűzkövek mésztartalma maga¬ sabb a bakonyiaknál. A mésztartalom egy része nannoplankton eredetű. A leg¬ több esetben csupán néhány méter vastag radiolaritok általában jelentős üle¬ dékhézaggal települnek a fekü mészkövekre. Jelenleg nem ismerünk kallóvinál idősebb radiolaritot a hegységből. A Pilisben a magasabb terrigénanyag beáramlásnak köszönhetően agyagkö¬ zös radiolaritok képződtek. Az agyagközös radiolarit ciklusai feltehetően 20 000 évesek és éghajlati változásokkal magyarázhatók. Jelen ismereteink szerint a radiolarit képződés a nyugati területeken (Zalai medence, Sümeg - bajóci) indult meg legkorábban. Kelet felé haladva egyre később kezdődik a radiolarit képződés, és egyre nagyobb az üledékhézag a fekü mészkövek és a radiolaritok között. A kimmeridgei idejére végbement az aljzat viszonylagos kiegyenlítődése. Ez, valamint a mészvázú plankton szerve¬ zetek uralomra jutása okozhatta a radiolarit képződés megszűnését. Köszönetnyilvánítás A dolgozat elkészülését az OTKA 016785 sz. pályázat támogatta. Irodalom - References Baumgartner, P.O. 1987: Age and genesis of Tethyan Jurassic Radiolarites. - Eclogae Geologicae Helvetiae 80/3, 831-879. Baumgartner, P.O., Bartoloni, A., Carter, E. S., Conti, M., Cortese, G„ Danelian, P., De Wever, R, Dumitrica, R, Dumitrica-]ud, R v Gorican, S., Guex, ]., Hull, D.M., Kito, N., Marctjcci, M., Matsuoka, A., Murchey, B., O'Dogherty, L., Savary, J., Vishnevskaya, V., Widz, D., Yao, A. 1995: Middle Jurassic to Early Cretaceous radiolarian biochronology of Tethys based on Unitary Associations. - Mémoire s de Géologie (Lausanne) 23, 1013-1048. Baumgartner, P.O., Mártíré, L., Gorican, S., Erba, E„ Pillevuit, A. 1995: New Middle and Upper Jurassic radiolarian assemblages co-occurring with ammonites and nannofossils from the Southern Alps (Northern Italy). - Mémoires de Géologie (Lausanne) 23, 737-749. Bércziné Makk A. 1980: Szilvágyi (DNy-Magyarország) triász-jura mikrobiofáciesek. - Földtani Közlöny 110/1, 90-103. Császár G. 19S4: Magyarázó a Bakony hegység 20 000-es földtani térképsorozatához, Borzavár 138 p. MÁFI Kiadvány. De Wever, P. 1995: Radiolarians from the Sciaccia Zone, Santa Anna, Sicily (Italy) - Mémoires de Géologie (Lausanne) 23, 839-845. De Wever, R, Geyssant, J.R., Azéma, J., Devos, I., Duée, G., Manivit, H., Vrielynck, B. 1986: La coupe de Santa Anna (zone de Sciacca, Sicile): Une synthése biostrafigraphique des apports des macro-, micro- et nannofossiles du Jurassique superieur et Crétacé inférieur. - Revue de Micropaléontologie, 29/5, 141-186. Dosztály L. 1988: APilís hegységi Öregszirt radíolaritjának őslénytani vizsgálata. (Apaleontological study of the "Öregszirt" radiolarites in the Pilis Mountains). - MÁFI Évi Jelentés az 1986. évről, 229-239 (in Hungárián with English abstract). Dumitrica, P. 1995: Systematic framework of Jurassic and Cretaceous Radiolaria. - Mémoires de Géologie (Lausanne) 23, 19-35. Dosztály L.: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 287 Főzy, 1.1993: Upper Jurassic ammonite biostratigraphy in the Gerecse and Pilis Mts. (Transdanubian Central Rangé, Hungary) - Földtani Közlöny 123/4, 441-464. Fülöp J. 1975: Tatai mezozóos alaphegységrögök. (The mesozoic basement horst blocks of Tata) - Geológiai Hungarica ser. Geol. 16, 1-225. Galácz, A. 1980: Bajocian and Bathonian ammonites of Gyenespuszta, Bakony Mts., Hungary. - Geológiai Hungarica, Series Palaeontologica, 39, 1-227. Géczy, B. 1961: Die jurrassische Schichtenreihe des Tűzkövesgrabens von Bakonycsemye. - Ann. Inst. Geol. Hung., 49, 507-567. Géczy B. 1968: Felsőliász ammonoideák Úrkútról. - Földtani Közlöny 98, 218-226. HaasJ.JochánéEdelényiE., Gidai L., KaiserM.,KretzoiM.,OraveczJ. 1984: Sümeg és környékének földtani felépítése (Geology of the Sümeg area) - Geologica Hungarica ser. Geol. 20, 1-353. Konda J. 1991: Gerecse-hegységi maim Lőkúti Radiolarit Formáció - Kézirat MÁFI Adattár, 17 p. Savary, J., Guex, J. 1991: BioGraph: un nouveau programme de constuction des corrélations biochronologiques basées sur les associations unitaires. - Bulletin de la Socété Vaudoise des Science Naturalles 80/3, 317-340. A kézirat beérkezett: 1998. 06. 04. Táblamagyarázat - Explanation of Plates I. tábla - Plate I 1-2. Radiolarit, Sümeg 8. minta 1. N = 200X 2. N = 400X 3-4. Kovásodott nannoplankton a Lókúti Radiolarit legfelső rétegéből. Tata, Kálvária-domb 3. N = 2000X 4. N = 4000X II. tábla - Plate II 1. Linaresia chrafatensis El Kadiri, Bakonycsemye - 7. N = 200X 2. Transhsuum médium Takemura, Bakonycsemye - 5. N = 200X 3. Parahsuum cf. stanleyense (Pessagno), Bakonycsemye - 7. N = 320X 4. Perispyrídíum cf. foremanae Pesagno et Blome, Bakonycsemye - 10. N = 360X 5. Unuma echinatus Ichkawa et Yao, Bakonycsemye - 1. N = 400X 6. Unuma echinatus Ichkawa et Yao, Sümeg - 8. N = 480X IIP tábla - Plate Hl 1. Mirifusus cf. fragilis Baumgartner, Sümeg - 1. N = 260 X 2. Mirifusus aff. proavus Tonielli, Sümeg - 1. N = 200X 3. Eucyrtidiellum quinatum Takemura, Sümeg - 1. N = 400X 4. Archaeodictyomitra amabilis Aita, Sümeg - 22. N = 480X 5. Stichomitra takanoensis Aita, Sümeg - 8. N = 240X 6. Hsuum matsuokai Isozaki et Matsuda, Sümeg - 3. N = 300X IV. tábla - Plate IV 1. Tricolocapsa plicarum Yao, Sümeg - 8. N = 480X 2. Tricolocapsa cf. conexa Matsuoka, Sümeg - 20. N = 540X 3. Parasatumalis diplocyclis (Yao), Sümeg - 4. N = 130X 4. Parvicingula dhimaensis Baumgartner, Sümeg - 22, N = 400X 5. Transhsuum maxzvelli (Pessagno), Sümeg - 26. N = 360X 288 Földtani Közlöny 128/2-3 V. tábLa - Plate V 1. Podobursa kei vel ka (Rüst), Sümeg - 26. N = 220X 2. Ristola altíssinta major Baumgartner et De Wever, Sümeg - 26. N = 200X 3. Podobursa helvetica (Rüst), Sümeg - 26. N = 160X 4. Pantanellíum berriasianum Baumgartner, Sümeg - 36. N = 400 5. Guexella cf. nudata (Kocher), Sümeg - 27. N = 480X 6. Pantanellium berriasianum Baumgartner, Sümeg - 34. N = 320X VI. tábla - Plate VI 1. Katroma tetrastyla Steiger, Sümeg - 36. N = 200X 2. Deviatus diamphidius hipposidericus (Foreman), Sümeg - 36. N = 260X 3. Favosyringium cjuadriaculeata Steiger, Sümeg - 36. N = 160X 4. Hsuum raricostatum Jud, Sümeg -36. N = 320X 5. Sethocapsa tricornis Jud, Sümeg - 36. N = 320X VII. tábla - Plate VII 1. Archaeospongoprunum patricki Jud, Sümeg - 36. N = 200X 2. Pyramispongia barmsteinensis (Steiger), Sümeg - 36. N = 260X 3. Pseudoeucyrtis fusus Jud, Sümeg - 36. N = 260X 4. Parapodocapsa furcata Steiger, Sümeg - 36. N = 200X 5. Angulobracchia portmanni portmanni Baumgartner, Sümeg - 36. N = 200X 6. Acanthocircus trizonalis dicranacanthos (Squinabol), Sümeg - 36. N = 100X 0 jSZij ur adiolaritok a L'umnl^u-lfözérhegységhbl >Sb 290 Földtani Közlöny 128/2-3 II. tábla - Plate II )0S? T ' i ,n i i {, r 7 I i !. egyss ^ h ~ 111. íabla l’late Ül ■ Hí I ' ' Ct i ta> ■ m i ; 1 ’■*- > '• IV. lát?ld Piale IV Dosztály L.: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 293 V. tábla - Plate V 2 94 Földtani Közlöny 128/2-3 VI. tábla - Plate VI Dosztály L: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységből 295 VII. tábla - Plate VII Földtant Közlöny 128/2-3, 297-320 (1998) Budapest A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata gerecsei szelvényeken Cyclostratigraphical investigation of the Lower Jurassic Pisznice Limestone in the Gerecse Mts. (Transdanubian Rangé, Hungary) REZESSY Attila 1 (12 ábra) Abstract The purpose of this study is to make an attempt to establish whether cyclostratigraphy can be applied to the study of relatively deep-water, Lower Jurassic limestones. Beyond identifying cyclicity, an attempt has alsó been made to correlate the selected sections. Field studies were made in three, relatively complete series of beds, located relatively far apart (5-20 kms from each other) in the Gerecse Mountains. (The Gerecse Mountains are situated about 50 kilometres to the north-west of Budapest, in the Transdanubian Mountams - Fig. 1.) Triassic limestones and dolomites are the most widespread Mesozoic deposits in the Gerecse, bút Lower Jurassic successions alsó play an important role in the history of the region. The selection of these limestones fór the purposes of the present study can be justified by the fact that the cyclothemes of the Dachstein Limestone (i.e. deposits of the carbonate platform), which constitute the uriderlying rocks of these formations, are well known. In the Early Jurassic epoch , as a sudden change, the depositional basin began to sink in a differentiated manner and neritic and pelagic deposits developed. Since deep-water carbonates are less sensitive to periodic climatic changes than their shallow water counterparts, various methods were used to examine their cyclicity. Out of several possibilities, thin-sections and stable ísotopes were studied. The three selected sections were successfully correlated via their cycles. 68 cycles were identified in the Upper Hettangían-Pliensbachian succession. The cycles are made up of 3-4 beds on average, and are 50-70 cm in thickness. The time-interval they represent is about 200-213 ky. This period cannot be correlated with any known periodic changes in the Earth's orbital elements. It is, however, worth mentioning that a 200 ky-period can be found among the glacial-interglacial periods. One of the possible explanations fór this is that the superposition of the 40 ky-period of obliquity and the 100 ky-period of eccentricity can result in about 200 ky-cycles. Manuscript received: 14. 04. 1998 Összefoglalás A földtudományok - ezen belül a szedimentológia és a rétegtan - fejlődése az utóbbi három évtizedben felgyorsult. Fejlődésének következtébenmeghódítottaa világot mind aglobális korreláció igényével fellépő szekvenciasztratigráfia, mind a nagy felbontást lehetővé tevő ciklussztratigráfia. Mindkét módszert már hazánkban is sikeresen alkalmazták törmelékes üledékekre, valamint sekélytengeri karbonátokra. Vizsgálataim célja annak megállapítása volt, hogy a viszonylag mélyebb 1 Magyar Állami Földtani Intézet (Geological Institute of Hungary) 1143 Budapest, Stefánia út 14. 298 Földtani Közlöny 128/2-3 vízi, alsó-jura mészkövek esetében alkalmazható-e a ciklussztratigráfia módszere. A feladat nem kecsegtetett könnyű sikerrel, hiszen a ciklusokat egy litológiailag meglehetó'sen homogén réteg¬ sorban kellett felismerni, amely eddig sem külföldön, sem itthon nem vonzotta a szakembereket. Az eddigi sikeres munkák két (pl. mészkő-márga, homokkő-márga), vagy többelemű ciklusokat dolgoztak fel (pl. de Boek & Wonders 1984; Fogarasi 1995), ill közismerten ciklikus felépítésű kó'zeteket vizsgáltak (pl. Haas & Dobosi 1982; Haas 1987a). A munka tehát bizonytalan kimenetelű vállalkozásként indult. A kérdés felvetője Császár Géza volt, aki már korábban felfigyelt "a Pisznicei Mészkő, a Kisgerecsei Márga és a Tölgyháti Mészkő két-, háromfokozatú" ciklusosságára (Császár 1995a). A ritmicitás megállapításán túl, célom volt a kiszemelt szelvények korrelációja is. A szóban forgó kőzetek fekvőjét alkotó Dachsteini Mészkő lofer ciklotémái közismertek a hazai szakértők körében. A jura elején azonban az üledékgyűjtő fokozatosan kimélyült, így a karbonát- képződés ritmusossága egyre kevésbé nyilvánvaló, hiszen a mélyebbvízi karbonátok nem reagál¬ hatnak a környezetváltozásokra annyira érzékenyen, mint sekélytengerí rokonaik. Ezért szükséges volt a ciklikusságot több szempontból megvizsgálni (az üledékkarakter esetleges változásait és a bioallokémek eloszlását vékonycsiszolatok vizsgálatával, a paleohőmérséklet változását a stabil¬ izotópok vizsgálatával), hiszen a ciklicitás-vizsgálatokat ezen kőzetek esetében kísérleti jellegűnek kell tekinteni. A visszaoldódás, ill. a sztilolitok vizsgálata alapján célszerű volt a terepi megfigye¬ léseken túl, irodalmi adatokat felhasználva megbecsülni a hiányzó karbonátvastagságot. A Gerecse hegység alsó-jura képződményei A Dunántúli-középhegység rokonságát kutatva legnagyobb hasonlóságot a Keleti-Alpok (Északi Mészkő Alpok) kifejlődéseivel mutat (pl. NOSZKY 1961; GaláCZ & VÖRÖS 1972; GÉCZY 1972; MÁRTON & MÁRTON 1985). Az utóbbi két évtized eredményei a délalpi rokonságot is alátámasztja; pl. Haas (1987b) dél- alpi szomszédságot állapít meg, FŐZY (1993) pedig a felső-jura ammonites fauna mediterrán jellegét szögezi le, így az Appenninekkel, a Déli-Alpokkal és a Szub- bétikummal rokonítja. GÉCZY (1987) a pliensbachi ammonitesek mediterrán jel¬ legét írja le. A hasonlóságok alapján feltételezhető, hogy a terület az Északi Mészkő Alpok és a Déli-Alpok közötti helyzetben lehetett. A Dunántúli-középhegység triász üledéksorát a lofer ciklusos képződmények zárják: a Fődolomit és a rá folyamatos átmenettel települő Dachsteini Mészkő (VlGH Gy. 1925; JAKUCSNÉ 1955; VÉGFINÉ 1960; PÜLÖF 1975; HAAS & DOBOSI 1982; HAAS 1995). A hettangiban a Tethys déli peremén megindult a karbonátplatform szétesése, a blokkosodás, a differenciált süllyedés és az óceanizáció, azonban csak ritkán megjelenő vulkanizmus kísérte ezt a tektonikus eseményt (BERNOULLI & JENKYNS 1974). A süllyedés felgyorsulásával az üledékképződés nem tudott lé¬ pést tartani, a platform "megfulladt". A triász karbonátplatform feldarabolódá- sának és differenciált süllyedésének köszönhetően a kora-jura időszakot válto¬ zatosabb fáciesű üledékek képződése jellemzi. Amíg a felső-triász képződmé¬ nyek kiterjedt karbonátplatform üledékei voltak, nagy rétegvastagsággal és nem túl változékony kifejlődéssel, addig az alsó-jura képződményeket kis rétegvas¬ tagság (kondenzált kifejlődés), és igen nagy (lito- és biofáciesbeli) horizontális változékonyság jellemzi (GALÁCZ 1988). A jura időszak során érte el az Alpi- Mediterrán Tethys a legnagyobb fáciesdiverzitását (BERNOULLI & JENKYNS 1974). A jura transzgresszió és óceánosodás sokféle kedvező ökológiai fülkét teremtett. Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztmtigráfiai vizsgálata 299 1. ábra. A három részletesen vizsgált gerecsei szelvény helyszíne Fig. 1 Locatíon map of the sections, studied in the Gerecse amire az ammonitesek sokirányú specializálódással és alkalmazkodással rea¬ gáltak (GÉCZY 1972), így a jura tengerekben igen nagy gyakoriságot értek el. A blokkosodás és a differenciált süllyedés hatására tenger alatti magaslatok (hátságok) és ezek közti mélyre zökkent árkok alakultak ki, A jura során ez az elrendeződés jellemezte az üledékképződést (GaláCZ & VÖRÖS 1972). A ma¬ gaslatokon bentosz szervezetek számára igen kedvezőek voltak a körülmények, de az elpusztult szervezetek vázait az áramlatok a medencébe sodorták. A me¬ dencékben vörös ammoniteses mészkő és ennek változatai képződtek. Anyaga főképp planktoníkus eredetű, bentosz származású bioklaszt alárendelt mennyiségben van jelen (2. ábra). A hegység középső és keleti részén a hettangi végén indult meg újra az üle¬ dékképződés, mely megszakítás nélkül a sinemuri végéig tartott, és a Pisznicei Mészkő képződését eredményezte, melyben valamennyi szint képviselve van (VlGH G. 1961b). Ez a mészkő világosvörös wackestone szövetű biomikrit (KONDA 1985, 1989). Alsó fele rosszul rétegzett, helyenként finoman intraklasz- tos (KONDA 1985). A formáció teljes vastagságában előfordulhatnak a világos¬ vörös, sárgásvörös mikrittel kitöltött, szinszediment repedések, neptuni dájkok (és sziliek). Ezek nagy része átfut a triász/jura határon (FÜLÖP 1975). Bioallo- kémek: crinoidea töredékek, bentosz foraminiferák, ostracodák, brachiopodák, gastropodák, felfelé egyre gyakoribb juvenilis ammonoideák. A formációban mindenhol megtalálható a plankton Globochaete. Makrofaunáját kevés ammo- nites, egyes rétegekben jelentősen feldúsuló brachiopoda fauna alkotja. A Písz- nicei Mészkő képződési környezete a szubtidális, süllyedő platform, ahol az üledékképződés már nem tudott lépést tartani a süllyedés ütemével (Konda 1985). KoCH (1909) két szintre osztja a tatai Kálvária dombon feltárt mészkövet: az alsó szintet a Psiloceras megastoma szintbe sorolja, mely a középső- és felső- 300 Földtani Közlöny 128/2-3 hettangi határán helyezkedik el. Lényegében ezt erősíti meg Fülöp (1975), Kon- DA (1985) is. DULAI (in press) brachiopoda vizsgálatai fiatalabb, késő-hettangi kort valószínűsítenek. A Tűzkövesárki Mészkő Formáció jól rétegzett, sötétvörös Mn-gumós mész¬ kő, Hl. világosvörös mészkő (VlGH Gy. 1925; VlGH G. 1961a), sztilolitos réteg¬ lapokkal tagolva. Az üledék lerakódását az aljzattagolódás határozta meg (KONDA 1985). Az üledékképződés a hátság és a mélyebb vízi terület találko¬ zásánál, a lejtőlábhoz csatlakozó területen zajlott, ahol a vízmélység már lehe¬ tővé tette a még bentonikus faunával jellemzett, vörös, ammoniteses mészkő képződését, de még a tenger alatti hátakról származó üledékanyag (fluxotur- bid.it) is lerakodhatott, valamint a lassúbb lejtőalji iszapmozgás is lehetséges volt. A pliensbachi mészkőréteg folytonosan települ sinemuri képződményekre. A kőzet pliensbachi emeletre jellemző brachiopodákat tartalmaz (VlGH Gy. 1925; VlGH G. 1961b; KONDA 1989). A Törökbükki Mészkő. A Tűzkövesárki Mészkővel és a Hierlatzi Mészkövek egy részével is egy rétegtani szintben a hegység több pontján crinoideás mész¬ kövek jelennek meg. A tatai Kálvária-dombon a pliensbachi vörös, crinoideás kifejlődésű mészkövet FÜLÖP (1975) Törökbükki Mészkő Formációként írta le. Szövete általában biomikrit. A crinoidea vázelemek kőzetalkotó mennyiségben vannak jelen, de a Globochaete, foraminifera, szivacstű, ostracoda, echinoidea, gastropoda és a molluszka (Bositra) maradványok is jelentős arányban szere¬ pelhetnek. Véleményem szerint a mészkő lejtőlábi üledék, melyet a tengeralatti hátakról érkező, bioklasztosabb és a medence peremén leülepedő, pelitesebb rétegek váltakozása épít fel, majd a fokozatos süllyedés következtében fokoza¬ tosan háttérbe szorul az áramlatok üledéklesöprő hatása, azaz a helyben leüle¬ pedő mésziszap válik dominánssá. A rétegződést és az esetleges gradációt a bioturbáció zavarta meg. A Flierlatzi Mészkő (VlGH Gy. 1925; VlGH G. 1943, 1961a) a hegység nyugati részén fejlődött ki. A toarci bázisán max. 40-50 cm vastagságú, sötétszürke, oxidos mangánérc¬ gumókat tartalmazó agyag, az Úrkúti Mangánérc jelenik meg, mely felett agya¬ gos, gumós helyenként sárga foltos, gazdag ammonites faunájú márga, a Kis- gerecsei Márga települ, mely mindössze 2-3 (max. 4) méter összvastagságú, amely kora-, középső-toarci (VlGH Gy. 1925). Faunájára főleg cephalopodák jel¬ lemzőek: Nautilus, Phylloceras, Lytoceras, Fíildoceras, Erycites genusok fordul¬ nak gyakran elő. FÜLÖP (1975) leírása szerint a toarci vörös, gumós mészmárga (fekvőjében keményfelszínnel) lassú, kondenzált (60-80 cm vastagságú), folya¬ matos mészoldással járó üledékképződésre utal. Megfigyelései szerint Globo¬ chaete maradványok, foraminiferák (Nodosaria, Dentalina, Lenticulina, Asta- colus, Marginulina, Lingulina-félék), szivacstűk, crinoidea vázelemek, echino¬ idea tüskék, kagylóhéj-töredékek (Bositra), gastropodák, ammonitesek marad¬ ványai fordulnak elő. A márgából előkerült ammoniteseket GÉCZY (1975, 1981, 1985) határozta meg, a toarci ammonites zónáit faunával igazolta. A folyamatos süllyedés fokozatosan eltünteti a nagyfokú fáciesdiverzitást, progresszív fáci- Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata 301 2. ábra. Gerecséi kora-jura üledékképzdőési környezetek: A. Tenger alatti hátak teteje. B. Hátak oldala, lejtője. C. Lejtőláb. D. Medence, közel a lejtőlábhoz. E. Medencebelső (Vörös 1989 után) Fig. 2 Main depositional environments in the Early Jurassic of the Gerecse Mts: A. Top of the high; B. Slope; C. Foot of the high; D. Basin margin (close to the slope); E. Basin,far from the slope (after Vörös 1989) esek (vörös, gumós mészkő) váltják fel a mangános üledékeket (BERNOULLI & JENKYNS 1974). A vizsgált szelvények rétegsora A vizsgálatok megkezdéséhez szükség volt a három kiválasztott szelvény ( 1. ábra ) részletes, rétegről-rétegre történő felvételére, az egyes rétegek leírására. Mindhárom szelvényben (2. ábra) korábban folytak vizsgálatok, amelyek azon¬ ban kevésbé voltak részletesek. Az egyes rétegek leírására ezen oldalakon nincs lehetőség (hiszen mintegy 700 elemi ciklusról van szó), ezért az ábrákon kívül csak a szelvény rövid jellemzése áll módomban. A medencében folyó üledékképződést (leginkább a Bánya-hegyen), melyet főképp mésziszap leülepedése jellemzett, időről-időre a hátságokról a meden¬ cébe érkező, crinoidea-töredékben dús üledéket szállító törmelékfolyások sza¬ kították meg, melyek útjuk során a medencében már többé-kevésbé litifikáló- dott mésziszapot (intraklasztot, plasztoklasztot) is magukkal sodorhattak. Ezen következtetéseket az alábbi megfigyelések indokolják: 302 Földtani Közlöny 128/2-3 1. A bioturbációs nyomok kitöltése mindig crinoideásabb, mint a befoglaló kőzet és általában a crinoideásabb horizontokból indulnak ki. A kitöltésekben és crinoideás szintekben gyakran megjelennek intraklasztok, plasztoklasztok is, melyek általában a mikritesebb alapanyag összetételéhez állnak közelebb. Ez utalhat arra, hogy a crinoideás anyagú zagyárak, melyek a kiemelt területek karbonátanyagát mélyebbre szállították, magukkal sodortak nem teljesen kon¬ szolidált üledékeket is. Ezen zagyárak hatására betemetődött a medence terü¬ letén lerakódó pélites karbonátanyag, melyben intraklasztként, vagy plaszto- klasztként fordul elő a felszakított, alig konszolidált üledék, miközben a ma¬ gasabb területekről származó szemcsékből álló, sötétvörös, crinoideában dú- sabb réteg jött létre. 2. Az intraklasztos szintek alapanyaga sötétebb színű, crinoideásabb össze¬ tételű, mint maguk az intraklasztok, vagy a horizont környezete. A crinoideás rétegek nem síklapokkal határoltak, esetenként elmosási felszíneket őrizhettek meg. 3. A gyakran előforduló crinoideás rétegek alsó határa rendszerint határozot¬ tabb (ha a bioturbáció nem semmisíti meg), mint a felső, amely többnyire fo¬ kozatos átmenetet mutat (kivéve, ha sztilolit jelöli ki). A gerecsei alsó-jura mészkövekben általam megfigyelt elemi ciklusok vilᬠgosabb, kevésbé crinoideás, majd sötétebb, crinoideásabb mészkő rétegeiből, és az ezeket követő vörös agyagrétegekből tevődnek össze. Ezek a cikluszáró agyagos felszínek nem jelennek meg minden elemi ciklusban. Az elemi ciklusok cikluskötegekbe rendeződnek. Az egyes cikluskötegeket vastagabb agyagbevo¬ natok határolják, mint a bennük lévő elemi ciklusok közötti agyagfilmek. Az agyagos részek vastagsága extrém esetben elérheti a 15 millimétert, ill. karbo¬ nátos lencséket is tartalmazhatnak, melyek lehetnek visszaoldási maradékok vagy a karbonátos üledékképződés szüneteiben rakódhattak le, miközben a pélitbeszállítás állandó volt (3. ábra). Az egyes elemi ciklusok határa - túlnyomórészt - vörös, agyagos bevonatú. A fiatalabb és egyben vörösebb színű alsó-jura képződmények agyagbevonata vastagabb, mint az idősebbeké. Ez valószínűleg a kőzet agyag- és hematit-tar- talmával, ill. a karbonát-produkció csökkenésével, szünetelésével függ össze, ill. diagenetikus okokra vezethető vissza. A diagenetikus eredetű (nyomási ol¬ dódás) agyagos rétegek kialakulása a nagyobb litológiai változásokhoz kapcso¬ lódnak (BATHURST 1995), így az oldódás a meglévő különbségeket méginkább kiemelte. A kifejlett (jobban megőrződött) cikluskötegek alsó, ill. felső szakaszára ál¬ talában vékonyabb, míg közepükre vastagabb rétegek jellemzőek. A nagyobb ciklusok, litológiai változások egyúttal köteghatárok is. Az egyes ciklusok cri- noidea tartalma, ill. szemcsemérete felfelé haladva csökken. Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata 303 3. ábra. A crinoideás, intraklasztos cikluselemek éles határral (B és C) és folyamatos átmenettel (A) a Bánya-hegy rétegsorában Fig. 3 Crinoideal and intraclast-bearing cycle members in the Bánya Hill section with sharp contact (member B and C) and with continuous transition (member A) A tatai Kálvária-domb VlGH G. (1961a) szerint a tatai rög jura kifejlődései inkább hasonlítanak a bakonyi üledékekhez, mint a Gerecseiekhez. SZABÓ (1961) a tatai rög jura kép¬ ződményeit a központi- és Keleti-Gerecse hasonló korú üledékeivel rokonítja. SZABÓ (1961) és FlilÖP (1975) szerint a Pisznicei Mészkő szögeltérés nélkül, de üledékhiánnyal települ a Dachsteini Mészkő egyenetlen felszínére. Ezzel szemben HAAS (1995) kálvária-dombi ciklicitás vizsgálatai során megállapította, hogy a kőfejtő egyes területein más és más ciklusokat fednek a liász üledékek. Ez enyhe szögdiszkordanciára utal, mely a kora-jura elején lezajlott szerkezet¬ alakulás következményének tekinthető. A platform mészkőben található nep- tuni dájkok szintén a tektonikus esemény nyomai lehetnek (Bernoulli & JENKYNS 1974; FÜLÖP 1975). A fekvő Dachsteini Mészkő ciklotémái hirtelen sza¬ kadnak meg és az alsó-jura mészkő azonnal új vonásaival lép fel, mindenféle átmenet nélkül. A formációhatáron található félbevágott Megalodus maradvᬠnyok a hiátuson túl eróziót is igazolnak, míg a neptuni telérek kialakulása a kora-jura elején lezajlott szerkezetalakulásnak tudható be. Az ősmaradvány¬ együttes változása is szemléletes: a késő-triász legjellemzőbb ősmaradványai (Megalodus, Triasina és Glomospirella) hirtelen eltűnnek, a kora-jura jellegzetes fossziliái (Globochaete, radiolaria, brachiopoda, crmoidea, echinoidea, cephalopoda), hirtelen jelennek meg (FÜLÖP 1975). GÉCZY (1975) alsó-jura am- monitesek vizsgálata alapján lehetségesnek tartja, hogy a Dachsteini Mészkőre 304 Földtani Közlöny 128/2-3 középső-hettangi települ, azonban ezt a fauna rossz megtartása miatt nem si¬ került igazolnia. Ebből következően a késő-rhaeti és a hettangi nagy részének a képződményekben semmi emléke sincs. A jelentős üledékhézag magyaráza¬ tára FÜLÖP (1975) kétféle feltevést tesz. Az első, mely szerint a terület mindvégig tengerrel borított volt, visszaoldással és üledékelmosással magyarázza a hiátust (így nem szorul külön magyarázatra a szárazföldi és litorális képződmények hiánya), míg a második szárazulattá válással és a hettangi nagy részére kiterjedő üledékhiánnyal értelmezi a megfigyeléseket. A felső-hettangi-sinemuri világosvörös, tömött mészkő bioklasztos, intra- klasztos. Szövete vékonycsiszolatban általában biomikrit. Faunaelemei közül legjelentősebbek a crinoideák, a brachiopodák és a cephalopodák. A Pisznicei Mészkövet Fülöp (1975) tatai monográfiájában három tagozatra osztotta (mivel tudomásom szerint mindmáig ez a területről készült legkorszerűbb, legrészle¬ tesebb leírás megfigyeléseimet ezek alapján rögzítem): 1. A rétegsor alsó, mintegy 10 méteres szakasza pados, világosvörös színű mészkő, mely főképp a bázisközeli szakaszain crinoidea hintéses, feljebb már a bioturbációs nyomok gyakoriak, brachiopoda faunája jelentős, de ammonite- sek is megfigyelhetők. Rétegzettsége nehezen felismerhető, bioklaszt tartalma - az alsó négy méteres szakasztól eltekintve - felfelé folyamatosan csökken. Általában a mikrites, alárendelt mennyiségű bioklasztot tartalmazó kőzetek jel¬ lemzőek, bár a bioklasztos lencsék, sávok néhol gyakoriak lehetnek. Vékony- csiszolatban főképp crinoideát, foraminiferát, Globochaetet, szivacstűt, ostra- codát, gastropodát, és ammonoidea, ill. brachiopoda átmetszetet, töredéket tar¬ talmaz (FÜLÖP 1975). GÉCZY (1975) ammonites vizsgálatai nem igazolták a ko¬ rábbi, SZABÓ (1961) által meghatározott középső-hettangi fauna jelenlétét, sőt a felső-hettangira utaló ammonitesek sem meggyőzőek. 2. Az ezt követő 4 méter vastagságú középső tagozat testszínű, jól rétegzett mészkő, melyben a gyakori brachiopodák mellett ammonoideák és gastropodák is előfordulnak. A bioturbáció mértéke felfelé haladva csökken. 3. Felső 6-7 méteres szakasza vörös, intraklasztos, a kérgezett intraklasztok gyakoriak, főképp a rétegcsoport felső 3-4 méteres szakaszán. A brachiopodák és az ammonites maradványok gyakoriak, Ausseites átmetszetek is megfigyel¬ hetőek. Vékony ciklusok és a kötegek, az agyagtartalom és a sztilolitok jelen¬ tőségének növekedése jellemzi a szakaszt. Gyakrabban jelennek meg függőleges járatkitöltések is. Apliensbachi képződményeket leginkább sötétvörös, helyenként gumós, cri- noideás mészkövek képviselik. A mintegy 14 méter összvastagságú mészkő - a Törökbükki Mészkő - kőzetalkotó mennyiségben tartalmaz crinoideát. A ré¬ tegekben megfigyelhető a közép-, aprószemcsés, zömmel crinoidea töredékből álló és a világosabb, finomszemcséjű crinoidea hintést tartalmazó üledékek vál¬ takozása. A világosabb árnyalatú lencsék felső része többnyire kerekített. FÜLÖP (1975) magyarázata szerint a szuszpenzió-filtráló crinoideák a kiemelt terüle¬ teken crinoidea gyepet alkottak, mely képződését ismeretlen okból rendszeresen visszatérő kalcipelit lerakódás szakított meg. Véleményem szerint jobban el- Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigrifiai vizsgálata 305 képzelhető, hogy a nagyobb szemcseméretű crinoideákat tartalmazó, sötétvörös mészanyag származik máshonnan (a nagyobb vízmozgással jellemzett tenger- alatti hátak tetejéről), míg a rózsaszínű mészanyag helyben képződött. A néhol megfigyelhető, lencsés jelleget szerintem a bioturbáció, ill. a bioturbációs nyo¬ mokat kitöltő, zagyárak által érkezett, crinoideásabb üledékanyag okozta. Csi¬ szolatban általában biomikrit, intrabiomikrit, gazdag mikrofaunáját echinoide- ák, globochaetek és bentosz foraminiferák alkotják. Makrofaunájára elsősorban brachiopodák jellemzőek, de találhatunk echinoidea-, kagyló- és ammonites- töredékeket is. FÜLÖP (1975) vékonycsiszolati leírásában szivacs, ostracoda és Holothuroidea töredékeket sorol még fel. Szabó (1961) az üledék képződését - brachiopoda faunájának vizsgálata alapján - a pliensbachiba helyezi. Tolgyhát VlGH Gy. (in VlGH G. 1961a) szerint a kőfejtő bejárata mellett lévő Dachsteini Mészkövön diszkordanciával települő kora-jura üledék keletkezése - ammoni- tesek és brachiopodák vizsgálata alapján - a középső-hettangi végére tehető. DULAI (in press.) brachiopoda vizsgálatai a késő-hettangi, kora-sinemuri leüle¬ pedést támasztják alá, A Pisznicei Mészkő üledékhézaggal települ a triász mészkőre, bár színben és kifejlődésben alig tér el tőle, de a gyéren megjelenő brachiopodák jelzik a jura kort. Alsó 3 méteres szakasza szürkésen árnyalt, világos sárgásvörös, kissé szilánkosan törő, pados, vastagpados mészkő, biomikrit-foltos onkointrabiopá- tit. Mikrofaunája vaskos crinoidea (részben Pentacrinus) töredékekből, erősházú foraminiferákból (főleg Involutina, Trocholina és Nodosaria- félék), járulékosan gastropodák, brachiopoák és bivalviák töredékeiből áll (KONDA 1989). Középső 15 méteres szakasza világosvörös, réteges-pados, tömött, kemény mészkő, melynek csak mállott felületén látható kevés intraklaszt. A kőzet biomikrit, int¬ rabiomikrit. Mikrofaunája az előzőhöz képest szegényes: vékonyházú, fenék¬ lakó foraminiferák, ostracodák, echinodermata töredékek, pátosodott szivacs¬ tűk alkotják (KONDA 1989). Záró 6 méteres szakasza vörös színű, tömött, vé¬ konypados mészkő, wackestone biopelmikrit, intrabiopelmikrit. Mikrofaunáját echinodermata töredékek, pátosodott szívacstűk, ostracoda, felfelé egyre több ammonoidea és molluszka töredékek alkotják (KONDA 1989). A tölgyháti szelvényben mintegy 10 méter vastagságú a Tűzkövesárki Mész¬ kő. Ez vörös, alul réteges-vékonypados, feljebb részben pados, a réteghatárokon sötét-barnásvörös, agyagfilmes, egyenetlen rétegfelszínű, sztilolitos mészkő, mely kevés ammonitest is tartalmaz. Az üledékgyűjtő nagyobb energiájú kör¬ nyezetéből átülepített bioallokémek (crinoidea váztöredékek, vaskos vázú foraminiferák, brachiopodák) szabálytalan lencseszerű, ritkábban rétegszerű felhalmozódásban jelennek meg, ami a tengeralatti hátakról a lejtőlábi terüle¬ tekre történő beszállításra utal. A kőzet szövete biomikrites wackestone. Vékonycsiszolatban juvenilis ammonoideák, főleg vékonyházú, ritkábban mé- sziszap-agglutinált foraminiferák, echinodermata töredékek, pátosodott szi- 306 Földtani Közlöny 128/2-3 vacstűk, Globochaetek, apró csigák, nagyrészt szétesett ostracoda teknők és a felső részeken előforduló, csak körvonalait megőrzött, mikritesedett radiolariák jelennek meg (KONDA 1989). A formáció felsőbb rétegeiben a juvenilis ammo- nitesek és ammonites-töredékek akár kőzetalkotó mennyiségben is feldúsulhat¬ nak. Fedőjének közelében gyakori a Fe-, Mn-os átitatódás (Konda 1989). A tardosi Bánya-hegy A Tardos községtől keletre elhelyezkedő Bánya-hegyen igen nagy vastagság¬ ban találhatóak a sinemuri és pliensbachi emeltben létrejött képződmények. A "vörös márvány" kitermelését folytató cégek több fúrást is létesítettek a kész¬ letek becslésére. Ezen fúrások közül kettőben harántolták a teljes alsó-jura so¬ rozatot (Tba-1. és Tba-2. sz. fúrások). A fúrási jegyzőkönyvek szerint a sinemuri- pliensbachi rétegek összvastagsága 46,3 ill, 45,9 méter. Saját adataim szerint a bányában jelenleg tanulmányozható, toarcinál idősebb képződménysor 44 mé¬ ter vastagságú, tehát a kőfejtőben a triász/jura határig még 2-2,3 méter, fel nem tárt mészkő valószínűsíthető (4. ábra). A Dachsteini Mészkő a feltárásban nem tanulmányozható, ill. rétegei nem vizsgálhatók az alsó-jura rétegekkel egy feltárásban. HAAS (1995) a Tba-3. sz. fúrás triász rétegsorát vizsgálva megállapította annak lofer ciklusos jellegét, ill. ezek alapján arra a következtetésre jutott, hogy a tardosi szelvényben több késő¬ triász ciklus pusztult le, mint a tatai Kálvária-dombon. Ez a megfigyelés is alátámasztja az elképzelést, mely szerint a jura üledékképződés itt később indult meg, így nagyobb vastagságú triász képződmény pusztulhatott le. 4. ábra. Fotó a Bánya-hegy Písznicei Mészkövének alsó részéről Fig. 4 Photograph showing the lower part of the Lower Jurassic succession in Bánya Hűl quarry Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata 307 A Pisznicei, Törökbükki és Tűzkövesárki Mészkő Formációk elkülönítése a területen mások számára is nehéznek bizonyult. KONDA (1982) magminták vizs¬ gálata alapján azonosította az egyes formációkat, azonban a formádőhatárok között átmeneti tagokat írt le, sőt, úgy találta, hogy a Tűzkövesárki Mészkő képződését felváltja a Törökbükki Mészkő, majd (tudomásom szerint a Gere¬ csében egyedülállóan) újra visszatér az első képződmény. Néhány formációt kifejlődésük alapján kettéosztott. Az azonos és a különböző formációkba sorolt képződmények lényegében egyező mértékben térnek el egymástól, így nem éreztem indokoltnak a formációhatárok meghúzását. A Tba-1. és a Tba-2. fú¬ rásban mindössze 1,6 és 1,9 méter vastagságú Pisznicei Mészkövet említenek, amit 44,7 Ül. 44 méter Tűzkövesárki Mészkő fed. Míg az említett két fúrás a Bányahegyen mélyült, addig a Tb-2. sz. jóval távolabb, ÉÉNY-i irányban, a bányától mintegy 1 km-re, ahol KONDA József 13 méter vastagságú Pisznicei Mészkövet, 8 méter vastag átmeneti tagot, 12,5 méter Törökbükki Mészkövet, valamint 6,7 méter Tűzkövesárki Mészkövet írt le. Összegzésül meg kell álla¬ pítani, hogy a kőzetleírások nem egyértelműek, ezért a fúrási jegyzőkönyvekben található kőzetleírások (pl. Tb-2. sz. fúrás leírása, 1972; Tba-1., Tba-2. sz. fúrás leírása, 1985; KONDA 1982), valamint terepi megfigyelések alapján, a tardosi Bányahegy sinemuri- pliensbachi rétegsorát nem tartottam érdemesnek formᬠciókra bontani. Véleményem szerint célszerűbb a rétegsort együtt vizsgálni, a főbb üledékkarakter-változásokat szem előtt tartani, hiszen a Pisznicei, Török¬ bükki és a Tűzkövesárki Mészkövek közötti különbség - ellentétben a tölgyháti és a tatai szelvényben megfigyelhetőekkel - itt nem számottevő, illetve a vál¬ tozások inkább periodikusak, nem köthetők oly konkrét horizontokhoz, mint a másik két területen. Ez a kifejlődés és más, hasonló előfordulások megkér¬ dőjelezték a rétegsor fenti módon való felosztását. A bányahegyi rétegsor - a tölgyháti és tatai szelvényeknél mélyebb (nyíltabb) - medence fáciest képvisel, tekintettel vastagságára ill. kifejlődésére, A rétegsor alsó, mintegy 2 méteres szakasza feltárás hiányában nem tanulmányozható, hiszen a termelésben ez a sárga, testszínű kőzet már meddőnek számít, az egy¬ kori kipukkanást pedig a bánya meddője fedi. A következő szakaszban, 2-12,5 m között, világosvörös, tömött, finomszemcséjű crinoidea-hintéses mészkő található. Közepesen bioturbált, viszonylag gazdag intraklasztban és plasztoklasztban. Felfelé haladva a brachiopodák egyre gyakoribbá válnak. A középső, 12,5-25 m közötti szakaszon vörös, tömött, sztilolitos réteglapokkal elválasztott, helyenként mikrites mészkövet találunk. A szakasz felső 4-5 mé¬ terén egyre több és egyre nagyobb szemcseméretű crinoidea-váztöredéket tar¬ talmaz. Az előzőnél jóval kisebb intraklaszt tartalom jellemzi. Alul kicsi, de felfelé haladva megnő a bioturbáció jelentősége, miközben a brachiopodák egy¬ re ritkábban fordulnak elő. A felső szakaszon - 25-45,9 m között - barnásvörös mészkő található, mely viszonylag sok (felfelé haladva egyre inkább bekérge- zett) intraklasztot tartalmaz. Crinoidea-tartalma és a bioturbáltság mértéke (el¬ lentétben a Kálvária-domb rétegsorával) felfelé haladva csökken, ami valószí¬ nűleg a vízmélység növekedésével függhet össze. Felfelé a mészkő relatív agyagtartalma is növekszik. A területen a mangánérc mindössze vékony bevo- 308 Földtani Közlöny 128/2-3 nat formájában jelenik meg a pliensbachi mészkő felszínén. Az erre települő vörös, gumós márga, a Kisgerecsei Márga, 3,5-4 méter vastagságú. Ammonites faunájának vizsgálata alapján GÉCZY (1981,1985) a legalsó, tenuicostatum zónán kívül, a toarci minden zónáját faunával igazolta. A ciklicitás vizsgálata Az üledékes kőzetek nem egyféle ritmust, hanem a különböző nagyságrendű ciklusok egymásra hatását hordozzák, gyengítik, vagy erősítik egymást (FlSCHER 1986). A ciklusok kialakulása főképp csillagászati tényezők periodikus változásainak következménye: A Földre jutó napsugárzás mennyiségét, azaz a besugárzást, a csillagászati paraméterek jelentősen befolyásolják. A klíma cik¬ likus változásai befolyással vannak az óceáni áramlási rendszerekre, hiszen a greenhouse időszakok hőmérsékleti eloszlása lényegesen kiegyenlítettebb. Ek¬ kor nincs sarki jégsapka, kisebb a sarkok és az Egyenlítő közötti hőmérséklet- különbség, tehát az áramlatok kevésbé intenzívek. Ezen tényezők meghatároz¬ zák a tengeri szervesanyag produkciót (gondoljunk csak arra, hogy az erősebb vízcirkuláció gazdagabb oxigén- és tápanyag-ellátottságot is jelent), hatással vannak a karbonátképződésre, befolyásolják az oxidációs viszonyokat és a visz- szaoldódás mértékét (de BOER 1983). A klímaváltozásokon keresztül az üledékes fácieseket befolyásoló csilla¬ gászati tényezőkre hatással van a Föld-tengely helyzetének időbeli változása. Ezen változások függnek a Nap-Föld-FIold rendszer gravitációs erőhatásaitól és más naprendszerbeli bolygók befolyásától. Ezen paraméterek (precesszió, tengelyferdeség, excentricitás) leírására - többek között - de BOER & SMITH (1994), FlSCHER (1986), BERGER (1988) cikkei említhetők. Az üledékes ciklusok az általuk képviselt időtartam alapján osztályozhatók (VAIL et al 1977; MlALL 1984, 1997). Apelágikus üledékek esetében a ciklicitást gyakran a Milankovich-ciklusokra vezetik vissza, hiszen a Föld pályaelemeinek változása a besugárzás mértékében okoz változásokat, ami kihat a plankton produktivitására és a terrigénanyag beszállítódására is, mivel befolyásolja a kialakuló klímát (TUCKER & WRIGHT 1990). A törmelékbeszállítás mértékét elsősorban a csapadék mennyisége (klí¬ ma) és a szárazföld relief morfológiai energiája és jellege, üledékgyűjtőtől való távolsága határozza meg. A kőzetek karbonáttartalma elsősorban a felszínközeli vízrégiók biogén karbonáttermelésétől függ. Ezt azonban egy sor tényező befolyásolja, így a lég¬ köri és óceáni áramlások intenzitása, melyeket a besugárzás, klíma, hőeloszlás hármasának befolyásolásán keresztül ható csillagászati tényezők folyamatos változása határoz meg (de Boer & WONDERS 1984). A vizsgált szelvényekben igen tág határok között változott a cikluskötegek vastagsága: 5 cm volt a legkisebb, 220 cm a legnagyobb, azonban figyelembe kell venni az üledékképződés környezetét és az esetleges utólagos hatásokat, melyek meghatározzák, ill. utólagosan megváltoztatják az üledékvastagságot. Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata 309 Adott idő alatt területenként eltérő mennyiségű karbonát rakódhat le. Ez kü¬ lönösen igaz az kora-jurára és a Dunántúli-középhegységre, ahol még az egy¬ máshoz viszonylag közeli területek üledéksora is igen eltérő lehetett, köszön¬ hetően a tagolt aljzatnak. Az egyes kötegek átlag 3-4 ciklusból állnak, melyeket általában agyagközös keményfelszínek határolnak. A kötegek legalsó ciklusa (a vastagabb agyagköz felett) általában 1-5 cm vastagságú, agyagos, crinoideás és/vagy intraklasztos, csakúgy, mint a csoportzáró ciklus (amennyiben ez meg¬ van). A cikluscsoportok köztes ciklusai általában ezeknél vastagabbak voltak (5. ábra). A köteghatárok a terepen megfigyelt vastag agyagközök, melyekhez általában tereplépcső, fejtési szint határa, feltárást borító növényzet hirtelen megjelenése, stb. kapcsolódik. Az egyes ciklusköteg-határok kijelölése során figyelembe vet¬ tem a köteghatárok és az elemi ciklusokat elválasztó agyagközök vastagságát, a ciklusok vastagságának változását a leendő kötegen belül, valamint a mar¬ kánsabb kőzettani változásokat, melyek hirtelen következtek be. A nagyobb litológiai változások rendszerint köteghatárhoz kapcsolódnak. Ezen szintek üle¬ dékképződését alacsony karbonát-produkció, ill. a karbonát-képződés hiánya jellemezte, melyek hasonlóak a triász Dachsteini Mészkő "talajosodott", mállott A-tagjaíhoz (HAAS 1987a, 1995), az egymástól távol lévő területek közötti kor¬ reláció lehetőségét nyújthatják számunkra. A kötegek korrelálása során szintén ezeket a jeleket tartottam szem előtt, azonban bizonyos feltételezéseket voltam kénytelen tenni. El kellett fogadni a ma vitatott irodalmi adatokat a kora-jura üledékciklus megindulását Ületően. Abból a feltételezésből indultam ki, hogy teljes ciklusköteg sehol sem maradt ki az üledékképződés során, ill. a diagenezis folyamán sem oldódott vissza. Feltételeztem továbbá, hogy a mészkő képződése egyszerre fejeződött be mindhárom gerecsei szelvényben (késő-pliensbachi spi- natum, ill. a kora-toarci tenuicostatum zónák határán). A tatai Kálvária-dombon lerakódott 35,6 méter összvastagságú felső-hettan- gi~pliensbachi rétegsor 68 ciklusköteget tartalmaz, ami mintegy 14,5 millió évet képvisel (COWIE & BaSSETT 1989). Az egyes kötegek átlagvastagsága 0,52 m, míg az általuk reprezentált idő mintegy 213 ezer év (5. ábra). A Tölgyhát felső-hettangi-pliensbachi rétegsora 33,8 méter vastag, és mintegy 14 millió évet képvisel (COWIE & BaSSETT 1989). A szelvényben 67 köteget si¬ került azonosítani, így az átlagos kötegvastagság 0,5 m, mely mintegy 209 ezer évet reprezentál (6. ábra). A részletesen vizsgált alsó-jura szelvények közül a tardosi Bánya-hegy üle¬ dékképződése indult meg legkésőbb. Mivel erről irodalmi adatok nem állnak rendelkezésre, sőt a triász/jura határ a területen feltárás hiányában nem is ta¬ nulmányozható, csak ciklussztratigráfiai módszerekre támaszkodva, az eu- sztatikus tengerszint-ingadozásokat figyelembe véve tudtam közelítő becslést tenni, Hal.lam (1981) görbéjéhez való illesztéssel. A görbe lefutása alapján az első ciklusok üledékei a hettangi/sinemuri határ körüli időszakra tehető, tehát mintegy 13 millió évet képvisel a 46,1 m vastagságú üledéksor. A rétegsorban 65 köteget figyeltem meg, ami egyenként 0,69 méteres átlagos vastagságot és 200 ezer évet képvisel (6. ábra). 310 Földtani Közlöny 128/2-3 Bánya-hegy 5. ábra. A tanulmányozott szelvények cikluskötegei és korrelációjuk Fig. 5 Bundles of cydes and their correlation in the sections studied Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata 311 Tölgyhát -Kálvária -Bánya-h. 6. ábra. A tanulmányozott szelvények ciklusköteg-vastagságai Fig. 6 Diagram shoxoing the thicknesses of bundles of the sections studied (horizontal axis: number of bundles; verlical axis: thickness of bundles in centimetres) A három szelvény cikluskötegeit, átlagolásuk után, a Hallam-féle eusztatikus tengerszint-változások görbéjével hasonlítottam össze (7. ábra). Ebből kiderült, hogy a hettangi-sinemuri határra, a sinemuri közepére, a sinemuri-pliensbachi határra, ill. a pliensbachi időszak közepére jellemző tengerszintesés a vizsgált szel¬ vényekkel jól korrelálható. Az alacsonyabb tengerszintet a szelvényekben vasta¬ gabb kötegek jelzik, mivel ekkor a tengeralatti hátak tetejét (és a lejtők felső részét) elérték az áramlatok és lesöpörték az ott képződött üledékeket. A pliensbachi-to- arci határra jellemző kötegvastagságok a tatai és tölgyháti szelvényekben megfi¬ gyelt ciklusvékonyodás (kimélyülés) következtében nem alakultak ki. A tölgyháti, kálvária-dombi és tardosi szelvények közötti eltérések egyrészt a bánya-hegyi terület gyorsabb üledékképződésével (lejtőlábi fácies) magyaráz¬ ható, másrészt azzal, hogy a Tölgyhát és a Kálvária-domb felső-pliensbachi üledéksora felfelé egyre kondenzáltabb, kis vastagságú kötegeket alkot. Vékonycsiszolatos megfigyelések A legrészletesebben vizsgált tardosi szelvény néhány cikluskötege alaposabb vizsgálaton esett át. Az elvégzett vizsgálatok között szerepelt az egyes rétegek¬ ből gyűjtött minták vékonycsiszolatainak leírása, elemzése és a debreceni ATOMKI-ban végzett stabilizotópos mérések. A ciklustagok míkroszkópi vizs¬ gálata során a legnagyobb figyelmet a periodikusan változó jellegek kapták, melyektől a cikluson belüli változási tendenciák pontosítását vártam. A vizsgált csiszolatok általában 10-20% bioklasztot tartalmaztak, mikrites alapanyagban. Némelyikben 5% intraklaszt is előfordult, így a minták biomik- 312 Földtani Közlöny 128/2-3 7. ábra. A kora-jura tengerszint változási görbéje (Haliam 1988) Fig. 7. Sea levet changes of the Early Jurassic (Hallam 1988) 8. ábra. A három szelvény átlagos kötegvastagság-görbéje és a Haliam (1981)-féle görbe összehasonlítása (a függőleges tengelyen a Hallam-görbe tengerszint-változásai: felfelé regresszió, lefelé transzgresszió) Fig. 8 Comparison of the average thickness curve of the three sections and the Hallam (1981) curve (horizontai axis: number ofbundles ; vertical axis: thickness of bundles and the sea-level changes of the Haliam curve: up = sea level drop; down = sea levet rise) Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő áklussztratigráfiai vizsgálata 313 ritnek, intrabiomikritnek nevezhetők. Szövetük többnyire wackestone, ritkáb¬ ban packstone. A csiszolatokban leginkább Globochaetek (leginkább gombocs¬ kák, de 20-30 gömböcskéből álló fonalak is előfordultak), foraminiferák ( Nodo - saridea, Dentalina, Lenticulina, Involutina, Palzozvella (Trocholina) és Ammodiscus), echmodermata vázelemek (néha echinoidea tüskék), ostracodák, brachiopodák és amrnonitesek (embrionális, de főleg váztöredékek) voltak gyakoriak. Mel¬ lettük előfordultak csigák és vékonyhéjú kagylók töredékei is, A köteghatárok közelében különösen a Globochaetek és a Lenticulinák mennyisége csökkent, a Nodosaria- és Dentalina-télék mennyisége egyenletes, míg a Palzowella (Trocholina)- és Involutina-, Ammodiscus -félék csak néhány mintában jelentek meg, igaz ez utóbbiak többnyire a ciklusok kezdetén voltak gyakoriak. A köteghatárok környékére mind a plankton Globochaetek, mmd a bentosz foraminiferák kis gya¬ korisága jellemző, a kötegen belül általában mind a plankton, mmd a bentosz mikrofauna egyenletes növekvő, majd csökkenő tendenciája jellemző. A stabilizotóp-összetétel vizsgálata A tardosi Bánya-hegy néhány ciklusának vizsgálata a mikritesebb részek ki¬ választásával, a teljes kőzetből történt, megfelelő porítás után. A minták meg¬ egyeznek a vékonycsiszolatos vizsgálatok mintáival. A vizsgálat legfőbb célja az egyes ciklusokon belül történő változások megfigyelése volt. A mérési adatok alapján kiszámolható a paleohőmérséklet változása. Az abszolút hőmérsékleti eredmények csak tájékoztató jellegűek, hiszen igen sok tényező rontja le a szᬠmítás pontosságát, azonban a hőmérsékleti adatok változásából bizonyos kö¬ vetkeztetések levonhatók (9. ábra). A paleohőmérsékleti görbe tendenciáiban hasonlóságot mutat a mikrofauna gyakorisági és aránygörbéivel. Értelmezésem szerint a határokhoz köthető ala¬ csonyabb hőmérsékleti adatok az erősebb vízáramláshoz, a ciklusközi, maga¬ sabb értékek a nyugodtvízi periódusokhoz kapcsolódnak. Mivel zömmel a fel¬ színközeli vízrétegekből származó karbonátanyag alkotja a kőzetet, fontos meg¬ állapítás, hogy a felszínközeli vízrégiók nyugodtvízű periódusokban jobban felmelegszenek, míg az erősebb áramlások idején jobb a keveredés a hidegebb, mélyebb vízrétegekkel. Tehát az alacsonyabb paleohőmérsékleti adatokkal jel¬ lemzett időszakok felszíni vizeinek tápanyag- és oxigénellátottsága az erősebb vízmozgás miatt jobb lehetett. Ezen jelenség hatását, azaz a magasabb karbo¬ nátprodukciót, a nagyobb karbonáttartalmú, vastagabb rétegek képződését a felélénkülő vízmozgás üledékbesöprő hatása a medence területeken erősíti. CORNIDES et al. (1979) mezozoos üledékek vizsgálata során két hőmérsékleti maximumot állapítottak meg: az árapály-övi és a zátony fáciesben, míg alacso¬ nyabb értékek a sekély selfplatót és a medence fáciest jellemezték (rhaeti árapály övi Lofer fácies: 31 °C, zátony: 33,5 °C, selfplató és mozgóhomok-öv: 23,5 °C, mélyebb medence fácies: 25 °C). 314 Földtani Közlöny 328 / 2-3 9. ábra. Bánya-hegyi minták ÖC 13 és SO 18 adatai a Milliman-féle (1974) diagramon Fig. 9 The 8C 13 and 8 0‘ ! ' dala of the Pisznice Limestcme front the Bánya Hül on the background of Milliman diagram (1974) Az általam vizsgált szelvényrész izotóparányából számolt hőmérsékleti ada¬ tok 24,5 és 35,5 °C közötti értékeket mutatnak, átlaguk 30,2 °C. A legalacsonyabb értékek a ciklushatárokkal, a legmagasabbak a ciklusközökkel korrelálnak. A fentiekhez hasonlítva megállapíthatjuk, hogy a paleohőmérsékleti eredmé¬ nyek nagy szórását okozhatja a törmelékfolyások által a medencébe kerülő üle¬ dék keveredése a helyben leülepedő karbonátanyaggal. Természetesen a nagy szórásnak többféle oka is lehetett (hiszen ekkora hőmérséklet-ingadozást akár évszakos változások is okozhatnak), mégis a legvalószínűbb magyarázat a kü¬ lönböző üledékképződési körülmények között lerakodott karbonátok kevere¬ dése lehet. A körültekintő mintavételezés ellenére sem zárható ki az utólagos (diagenetikus) elváltozásokból adódó, megtévesztő érték sem. Az eredményeket befolyásoló tényezők Az eredmények kiértékelése során figyelembe kell venni, hogy az egyes ré¬ tegsorok nem képviselik hiánytalanul az általuk reprezentált időt. Ennek több oka lehet: üledékképződési szünetek, üledékelmosás, visszaoldódás, sztilolito- sodás, stb. Az eredmények értelmezéséhez segítséget nyújthat a sztüolitos fel¬ színeken képződött, ill. a rétegközi agyagok vizsgálata. FÜLÖP (1975) vizsgálatai szerint, a tatai szelvény sinemuri mészkövének ol- dási maradéka 1,65%, míg a pliensbachi mészkő hasonló adata már magasabb, 2,05%. A bánya-hegyi szelvény vágott falain lehetőségem nyílt a rétegközi agya¬ gos képződmények vastagságának mérésére. Itt a legvastagabb agyagköz 15 mm volt. Ez FÜLÖP adatát figyelembe véve azt jelenti, hogy akár 70 cm vas¬ tagságú karbonátos üledék is visszaoldódhatott, amennyiben az oldás kizárólag a nyomási oldódás hatására jött létre. A Bányahegyen végzett megfigyeléseim Reze ssy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata 315 alapján az átlagos agyagos bevonat kb. 2 mm vastagságú, ami FÜLÖP adatai szerint 10-12 cm vastag karbonátréteg vastagságából származtatható. Más ki¬ indulási pontból számolva a visszaoldott kőzet vastagságára kisebb értéket, mintegy felét, 2/3-át kapjuk. Ezt az agyagos bevonat feltételezhető karbonát¬ tartalmával magyarázhatjuk. (A ferde kalciteret metsző sztilolit segítségével visszaállítható az eredeti vastagságú rétegsor, ahol a kalcitér már létezett a sztilolit képződésekor. Ha azt képzeletben ismét egyenessé alakítjuk, jó köze¬ lítést kaphatunk a visszaoldott karbonát vastagságára.) Figyelembe véve, hogy a tatai szelvény mészkövei magasabb agyagtartalmúak, mint a tardosi karbo¬ nátok, a két eredmény különbsége még jelentősebbé válik. Ezen feltételezésből kiindulva hozzávetőleges számítást végeztem annak kiderítésére, hogy kons¬ tans pélit beszállítást feltételezve, mennyi karbonát képződhetett (volna). Ha a feltételek kedveznek a kicsapódásnak és megőrződésnek, akkor a Bánya-he¬ gyen mintegy 30 méterrel vastagabb rétegsor alakulhatott ki (A számításhoz a kalcitér által nyújtott közelítési lehetőséggel éltem.) (10. ábra). BATHURST (1995) véleménye szerint a sztilolitosodás szempontjából azon felü¬ letek kitüntetettek, amelyek különböző Etológiái kifejlődései kőzettesteket határol¬ nak. A sztilolitok megjelenése tehát összefügg néhány gyors litológiai változással. A szelvények közötti korreláció sikerességét az tette lehetővé, hogy a szelvények¬ ben megfigyelt vastagabb "agyagfikn" általában mindhárom területen megjelent. 10. ábra. Sztilolitokkal tagolt ferde lefutású kalcitér a tardosi Bánya-hegy rétegsorából Fig. 10 Obhcjue calcite vein cut by stylolites (Bánya HM, Tardos) 316 Földtani Közlöny 128/2-3 így mindhárom helyszínen módosította a vastagságviszonyokat. Mindez persze azt is jelentheti, hogy a térség egészére kiterjedő szedimentációs eseményekről van szó (üledékképződési szünet, már kicsapódott karbonátok visszaoldása). Következtetések A lejtőlábi üledékképződést (pl. Bánya-hegy), melyet főképp mésziszap le¬ ülepedése jellemzett, időről-időre a hátságokról a medencébe érkező, sötétvö¬ rös, crinoideadús üledékek (zagyárak) szakították meg, melyek útjuk során töb- bé-kevésbé lítifikálódott mésziszapot is magukkal sodorhattak. A cikluskötegek kezdetét valószínűleg ilyen nagyobb zagyárak jelzik, melyeket a csökkenő ten¬ gerszint hatására, a tengeralatti hátakon felélénkülő vízáramlások idéztek elő. Erre utal a kötegek első ciklusainak ősmaradvány tartalma. A köztes tagokra (a medencében leülepedő, nem törmelékfolyás által behordott karbonát) álta¬ lában a magasabb plankton/bentosz arány jellemző, azonban kisebb üledékfo¬ lyások, magasabban fekvő területről származó bioklasztok behordása előfor¬ dulhatott. Az egyes cikluskötegeket vastagabb agyagbevonat határolja, mint a bennük lévő elemi ciklusokat. Az agyagos részek vastagsága extrém esetben elérheti a 15 millimétert, ill. karbonátos lencséket is tartalmazhatnak, melyek valószínűleg a visszaoldódáshoz kapcsolódnak. A kifejlett (jobban megőrződött) kötegek alsó, ill. felső részére általában vé¬ konyabb, míg közepükre vastagabb ciklusok jellemzőek. A nagyobb litológiai változások egyúttal köteghatárok is. Az egyes ciklusok crinoidea tartalma, ill. szemcsemérete felfelé haladva csökken. A három gerecsei szelvényt - ciklusaik vizsgálata alapján - sikerült korrelálni. A felső-hettangi-pliensbachi intervallumban 68 köteget különítettem el. A tölgyháti, kálvária-dombi és tardosi szelvények közötti eltérések egyrészt a Bánya-hegy gyorsabb üledékképződésével (proximális lejtőlábi fácies) ma¬ gyarázható, másrészt azzal, hogy a Tölgyhát és a Kálvária-domb késő-pliens- bachi üledéksora felfelé egyre kondenzáltabb, kis vastagságú kötegeket alkot, ami disztálisabb lejtőlábi medence fácies felé való átmenetre utal. A három szelvény cikluskötegeit, átlagolásuk után, a Hallam-féle eusztatikus tengerszint-változások görbéjével hasonlítottam össze. Ebből kiderült, hogy jól korrelálhatóak, eltekintve egy, a Hallam-görbén nem jelentkező csúcstól (esetleg lokális hatás okozhatta) és a pliensbachi/toarci határra jellemző eusztatikus tengerszintváltozásoktól, mivel a tatai és tölgyháti szelvényekben megfigyelt ciklusvékonyodás (kimélyülés) következtében nem követi a görbét. A vizsgált cikluskötegek negyedrendű ciklusokként értelmezhetők. Átlag 3-4 elemi ciklusból állnak, vastagságuk átlagosan 50-70 cm, mintegy 200-213 ezer évet képviselnek. Ez, sajnos, egyetlen ismert pályaelem-változás periodicitásᬠval sem hozható összefüggésbe, hiszen a legnagyobb periodicitást okozó té¬ nyező (az excentricitás) 100 és 410 ezer éves periódusokban ismétlődnek. Fi¬ gyelemre méltó azonban, hogy a pleisztocén eljegesedések és interglaciálisok Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata 317 Két, különböző frekvenciájú hullám szuperpozíciója 11. ábra. 40 és 100 ezer éves periódusidejű hullámok szuperpozíciója által létrehozott 200 ezer éves periódusú hullámok Fig. 11 200 ky period cycles produced by the superposition of 40 ky and 100 ky period vauiés I £ 12. ábra. Földünk utolsó egymillió évének hőmérsékletváltozásai (Wiegnak 1990) Fig. 12 Climatic history of the Earth during the last 1 millión years (Wiegnak 1990) 318 Földtani Közlöny 128/2-3 között akad 200 ezer éves periódus. (Ennek egyik lehetséges magyarázata, hogy a tengelyferdeség 40 ezer és az excentricitás 100 ezer éves periódusainak szu¬ perpozíciója eredményezhet ilyen nagyságrendű ciklusokat.) Természetesen a nyomási oldódás hatására akár cikluskötegek is visszaoldódhattak, azonban igen valószínű, hogy ezek a hegység területén egyszerre játszódtak le. A visszaoldódás ténye rontja a korhatározás esélyét, ám az általa létrejött vasta¬ gabb agyagos rétegközök az egyes szelvények közötti regionális korrelációt könnyítik, lehetővé téve a más vizsgálatokból származó adatok (kor) átvitelét (11. és 12. ábra). Köszönetnyilvánítás Szeretnék köszönetét mondani CSÁSZÁR Gézának - aki szakdolgozatom té¬ mavezetője is volt - inspiráló támogatásáért és türelméért, melyet a terepi meg¬ figyelések, a laboratóriumi vizsgálatok, majd az eredmények értékelése során igénybe is vettem. Hálás vagyok HALUPKA Gábornak és SULYOK Zoltánnak is a terepi munkák során nyújtott segítségükért. A kutatások anyagi fedezetét a 272 61 027 sz. OTKA program biztosította. Hivatkozott szakirodalom - References Balogh K., Bérczi 1.1992: A diagenezis. - In: Balogh K. (ed.): Szedimentológia III. Akadémiai Kiadó, Budapest, 373-398. Balogh K., Haas J., Pogácsás Gy. 1992: Az üledékképződési rendszerek rekonstrukciójának alapelvei. - In: Balogh K. (ed.): Szedimentológia III, Akadémiai Kiadó, Budapest, 346-390. Bathurst, R.G.C. 1995: Burial diagenesis of limestones under simple overburden. Stylolites, cementation, and feedback. - Bull. Soc. Ceol. Francé, 166/2, 181-192. Berger, A.L. 1988: Milankovitch theory and climate. - Rév. Geophys. 26, 624-657. Bernoulli, D., Jenkyns, H.C. 1974: Alpine, Mediterranean and Central Atlantic Mesozoic facies in relation to the early evolution of the Tethys. - Különlenyomat, Soc. Econ. Paleont. and Mineral. Spec. Publ. 129-160. De Boer, P.L. 1983: Aspects of the Middle Cretaceous Pelagíc Sedimentation in Southern Europe; production and storage of organic matter, stable isotopes, and astronomical influences. - Geologica Utraiectina , 31, 112 p. De Boer, PL., Smith, D.G. (Eds.) 1994: Orbital forcing and cyclic sequences. - Spec. Publs Int. Áss. Sediment,, 19., 1-14. De Boer, P.L., Wonders, A.A.H. 1984: Astronomically induced rhythmíc bedding in Cretaceous pelagic sediments near Moria (Italy). - In: A.L. Berger et al. (Eds.): Milankovitch and Climate, Part 1., 177-190. Cornides L, Császár G., Haas ]., Jochné Edelényi E. 1979: Oxigén izotópos hőmérséklet mérések a Dunántúl mezozoós képződményeiből. - Földtani Közlöny 109, 101-110, Cowie, J.W., Bassett, M.G. (eds.) 1989: Global Stratigraphic Chart with geochronometric and magnetostratigraphíccalibration. -Bureau of International Commission on Stratigraphy (ICS:IUGS) 1 tábla. Császár G. 1995a: Bevezetés "A gerecsei és vértes-előtéri medence-fácies (flisoid) és sekélytengeri karbonátos (urgon) képződmények korviszonyának és fácieskapcsolatának és Tethysen belüli helyzetének feltárása és paleogeográfiai-fejlődéstörténetí értékelése" c. OTKA projekt kutatási eredményeinek összegzéséhez. - Általános Földtani Szemle 27, 5-6. Rezessy A.: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata 319 Császár G. 1995b: A gerecsei és Vértes előtéri kréta kutatás eredményeinek áttekintése. - Általános Földtani Szemle 27, 133-152. Dickson, J.A.D., Coleman, M.L. 1980: Changes in Garbón and Oxigén isotope composition during limestone diagenesis. - In: Tucker, M.E., Bathurst, R.G.C. (Ed.): Carbonate Diagenesis, 259-271. Dulai A. (in press): Early Jurassic brachiopod fauna from the basal layers of the Pisznice Limestone of the Eastern Gerecse (Hungary). - Annls hist.-nat. Mu$. natn, hung. 90. Fischer, A.G. 1986: Climathic rhythms recorded in strata. - Annual Review of Earth and Planetary Sciences , 14, 351-376. Fogarasi A. 1993: Egy tengeralatti lejtő elemző üledékföldtani és ciklussztratigráfiai vizsgálata a Gerecse hegységben. - Szakdolgozat, ELTE, Általános és Történeti Földtani Tanszék, 74 p, Fogarasi A. 1995: Ciklussztratigráfiai vizsgálatok a gerecsei krétában: előzetes eredmények. - Általános Földtani Szemle 27, 43-58. Fözy, I, 1993: Upper Jurassic ammonite biostratigraphy in the Gerecse and Pilis Mts. - Földtani Közlöny 123/4, 441-464. Fülöp J. 1954: Tatai mezozoós alaphegységrög földtani vizsgálata. - Földtani Közlöny, 84/4, 309-325. Fülöp J. 1975: Tatai mezozoós alaphegységrögök. - Geologica Hungarica Series Geologica, 16, p. 230. Galácz, A. 1988: Tectonically controlled sedimentation in the Jurassic of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Rangé, Hungary). - Acta Geologica Hungarica, 31/3-4, 313-328. Galácz A., Vörös A. 1972: A Bakony-hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtan! jelenségek kiértékelése alapján. - Földtani Közlöny, 102/2, 122-135. Géczy B. 1972: A jura faunaprovinciák kialakulása és a mediterrán lemeztektonika. - MTA X. Osztály Közleményei, 5/3-4, 297-311. Géczy B. 1975: Tatai alsőliász. In: Fülöp 1975: Tatai mezozoós alaphegységrögök. - Geologica Hungarica Series Geologica, 16, 28-30. Géczy B. 1981: Előzetes jelentés a Bányahegy (Gerecse-hegység) toarci ammonites faunájáról. - Kézirat, MÁFI Adattár, 71 p. Géczy B. 1985: Gerecsei liász (toarci) szelvények biosztratigráfiai értékelése. - Kézirat, MÁFI Adattár, 24 P- Géczy B. 1987: Jelentés a gerecsei Törökösbükkpliensbachi ammoniteseiről, - Kézirat, MÁFI Adattár, 8 p. Gidai L. 1973: Magyarázó a Dorogi-medence Földtani térképéhez. 10 000-s sorozat. Mogyorósbánya. - MÁFI, Budapest, 42 p. Haas J. 1975: CaCÓ 3 -oldás a tengervízben jelenleg és a geológiai múltban. - Kézirat, 12 p. Haas J. 1987a: Felsőtriász szelvények korrelációja a lofer ciklusok alapján (Gerecse hegység). - Földtani Közlöny, 117, 375-383. Haas, J. 1987b: Position of the Transdanubian Central Rangé structural unit in the Alpine evolution phase. - Acta Geologica Hungarica, 30/3-4, 243-256. Haas J. 1995: Az Észak Gerecse felsőtriász karbonátplatform képződményei. - Földtani Közlöny, 125, 259-293. Haas, J., Császár, G., Kovács, S., Vörös, A. 1990: Evolution of the Western part of the Tethys as reflected by the geological formations of Hungary. - Acta Geog. Geoph. Mont. Hung., 25, 325-344. Haas Dobosi K. 1982: Felsőtriász ciklusos karbonátos kőzetek vizsgálata bakonyi alapszelvé¬ nyeken. - MÁFI Évi Jelentése az 1980-űs évről, 135-168. Hallam, A. 1981: A revised sea-level curve fór the early Jurassic. - Journal of Geologica! Society (London) 138, 735-743. Hallam, A. 1988: A reevaluation of Jurassic eustasy in the light of new data and the revised Exxon curve. - In: Wilgus, Hastings, Ross, Posamentiek, Wagoner, Kendall (Eds.): Sea-level changes: an integrated approach. - Soc. of Economic Palaeontologists and Mineralogists Special Publication 42, Tulsa, Oklahoma, U.S.A., 261-273. Hantken M. 1867: Lábatlan vidékének földtani viszonyai. - Földtani Társulat Munkálatai 4, 122 p. Hofmann K. 1884: Jelentés az 1883 év nyarán a Duna jobb partján Szőny és Piszke közt foganatosított földtani felvételekről. - Földtani Közlöny, 14, 4-8. Jakucsné Neubrandt E. 1955: A Gerecse-hegységi Tardos község környékének újratérképezése. - MÁFI Évi Jelentése az 1953. évről. 320 Földtani Közlöny 128/2-3 Jenkyns, H.C. 1971: Speculations on the genesis of the crínoidal limestones in the Tethyan Jurassic. - Geol. Rundschau. 60/2, 471-488. Koch N. 1909: A tatai Kálvária-domb földtani viszonyai. - Földtani Közlöny, 39/5, 255-275. Konda J. 1982: Jelentés: A Tardosbánya-2 (Tb-2) fúrásban harántolt jura rétegsor földtani vizsgᬠlatának dokumentációja. - Kézirat, MÁFI Adattár, 6 p. Konda J. 1985a: A Pisznícei Mészkő Formáció hivatkozási szelvénye. A Tűzkövesárki Mészkő Formáció, Levélkúti Mészkő Tagozattal összefogazódó típusának alapszelvénye. Gereese-hg., Vöröshídi kőfejtő. - Kézirat, MÁFI Adattár, 8 p. Konda J. 1985b: A Tardosbánya-2 (Tba-2) fúrásban harántolt jura rétegsor földtani vizsgálatának dokumentációja. - Jelentés, MÁFI Adattár 7 p. Konda J. 1989: A Tölgyhátí kőfejtő (Lábatlan), a Vöröshídi kőfejtő (Süttő) és a Lókúti domb liász-dogger rétegsorának rövid szedimentológiai leírása. - Kézirat, MÁFI Adattár 25 p. Kulcsár K. 1914; A Gerecse-hegység középső-liász korú képződményei. - Földtani Közlöny, 44, 54-80. Lantos Z. 1995: Gerecsei alsó-jura szedimentológiai vizsgálata. Kapcsolatok a liász tektonikával és ősföldrajzzal, - Szakdolgozat, 138 p. ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék. Márton, P., Márton E. 1985: Tectonie and paleoclimatíc aspects of paleomagnetic studies in the Transdanubian Central Mountains. - Acta Geologica Hungarica, 28/1-2, 59-70. Miall, A.D. 1984: Az üledékes medence-elemzés aíapelvei. - Spriger-Verlag, New York, Berlin, Heidelberg, Tokyo. 1984, 664-739 (8.fejezet): Regionális és globális rétegtani ciklusok (Fordítás) Miall, A.D. 1997: The Geology of Stratigraphic Sequences. - Springer, 426 p. Miluman, J.D., Müller, G., Förstner 1974: Recent Sedimenlary Carbonates. - Springer-Verlag, Chapter of Stable Isotopes (30-35) and Pelagic Carbonates ( 223-249). Noszky J. 1961: Magyarország jura képződményei. - MÁFI Évkönyv 49/2, 375-392. Szabó I. 1961: Tatai mezozoós rög jura kifejlődései. - MÁFI Évkönyv, 49/2, 469-474. Tucker, M.E., Bathurst, R.G.C. (Eds.) 1990: Carbonate Diagenesís. - Reprint series Vol. 1 of the IAS. Blackwell Scientífic Publications, 313 p. Tucker, M.E., Wkight, V.P. 1990: Carbonate Sedirnentology. - Blackwell Scientific Publications, 484 p. Vail, P.R., Mitchum, R.M., Todd, R.G., Widmier, J.M., Thompson, S., Sangree, J.B., Bubb, J.N., Hatlelid. W.G. 1977: Seismic stratigraphy and global changes of sea-level. - In: Payton (Ed.): Seismic Stratigraphy. Applications to hydrocarbon exploration. - Am. Assoc. Pét. Geol. Mem. 26,49-212. Vakarcs G., Tari G. 1993: A szeizmikus- és szekvenciasztratigráfia alapjai. A szeizmikus- és szekvenciasztratigráfia alapfogalmainak magyarázata. - Magyar Geofizika 34, 2-51. Véghné Neubrandt E. 1960: AGerecse-hg. felső-triász képződményeinek üledékföldtani vizsgálata. - Geologica Hungarica, Series Geologica, 12, 132 p Vigh G. 1943: A Gerecse-hegység északnyugati részének földtani és őslénytani viszonyai. - Földtani Közlöny, 73/4-9, 301-359. Vigh G. 1961a: A Gerecse-hegység nyugati felének földtani vázlata. - MÁFI Évkönyv 49/2, 445-462. Vigh G. 1961b: A gerecsei jura üledékek fácieskérdései. - MÁFI Évkönyv 49/2, 463-468. Vigh Gy. 1925: Földtani jegyzetek a Gerecse-hegységből. - Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése az 1920-23 évekről. Vigh Gy. 1935: Adatok a Gerecse-hegység nyugati részének földtani ismeretéhez. - Földtani Intézet Évi Jelentése az 1925-28 évekről 87-96. Vörös, A. 1989: Fault-scarp controlled carbonate sedimentation in the Tethyan Jurassic seamount area (Bakony, Hungary). - IAS 10 th Régiónál Meeting, Bp. 24-26 April 1989, Abstracts, 250-251. Wiegank, F. 1990: Magnetostratigraphisch-geochronologische Untersuchungen zűr Geschichte des Plio-Pleistozáns in Mitteleuropa und ihrer Bezíehungen zűr globalen geologischen, paláokli- matischen und paláoökologischen Entwícklung. - Veröffentlichungen des Zentralinstituts für Physik dér Erde, 113, 308 p., 4 melléklet. Winkler B. 1883: A Gerecse- és Vértes-hegység földtani viszonyai. - Földtani Közlöny, 13, 287-296. A kézirat beérkezett: 1998. 04. 14. Földtani Közlöny 128/2-3, 321-360 (1998) Budapest Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben Detrital chrome spinels in Jurassic formations of Gerecse Mountains, Hungary B. Árgyelán Gizella 1 - Császár Géza 2 (19 ábra) Abstract The Gerecse Mountains are situated in the North Pannonian Unit of the Alpine-Carpathian- Pannonian Region, at the NE margin of the Bakony Unit. Profound tectonical, sedimentological and petrographical-petrological studies of the Berriasian-Aptian-Lower Albian siliciclastic sediments of the Mountains have proved that the terrigenous detritus (chrome-rich spinels, ultrabasic and basic rock fragments) derives from the suture zone of the Neo-Tethys oceanic branch. Therefore, the aim of this study is to determine the earliest occurrence in Jurassic sediments and geochemical composition of detrital spinels, marking the ophiolitic source area. Micromineralogical and petrological ínvestígations have been carried out in four sequences, deposited on the slopes of ridges and in the basins between the ridges: 1) Tűzkő Hill, Szomód, 2) Kálvária Hill, Tata; 3) Tólgyhát Quarry, Lábatlan; 4) Bánya Hill, Tardos. On the basis of the heavy mineral distributions, during the Jurassic terrigenous detritus was transported from four source areas of different lithological compositions intő the basins of differentiated palaeomorphology: 1) spinels of the Tűzkő Hill of Szomód dérivé from the rocks of an ophiolite suite; 2) detritus of Continental crust matériái, referring to granitoíds and metamorphic rocks was transported to the Kálvária Hill of Tata; 3) fall-out crystal fragments, originating presumably from volcanic activity were accumulated in the Toarcian horizon of the Tólgyhát Quarry of Lábatlan; 4) and fragments referring to complex source areas poor in heavy minerals were transported info the basin of the Bánya Hill of Tardos. The ct# [=Cr/(Cr+Al)] of spinels occurring in the Laté Hettangian-Toarcian-Tithonian formations of Gerecse Mountains vary between 0.35 and 0.75, whereas their mg# [=Mg/(Mg+Fe2+)]( between 0.4 and 0.7). In a predominant proportion of the samples, TiCh-content is lower than the boundary of harzburgites-lherzolites (<0.2 wt%). Geochemical composition of the spinels of the examined Jurassic sequences is similar to that of the spinels, occurring in the Lower Cretaceous formations, which dérivé from the harzburgitic subprovince of the suture of the Neo-Tethys (Vardar óceán). In the Alpine-Carpathian-Dinaric region, the earliest sporadic appearance of Cr-rich detrital spinels can be identified in the Laté Hettangian-Early Sinemurian sedimentary formations, with increasing frequency from the Toarcian. Manuscript received: 21. 05. 1998 1 MÓL, Külföldi Kutatás-Termelési Üzletág, H-1117 Budapest, Október huszonharmadika u. 18. 2 Magyar Állami Földtani Intézet, H-1143 Budapest, Stefánia út 14. E-mail: csaszar@mafi.hu 322 Földtani Közlöny 128/2-3 Összefoglalás A Gerecse-hegység az Alp-Kárpát-Pannon térség Észak-Pannon Egységében, ezen belül a Bakony Egység ÉK-i peremén helyezkedik el. A hegység berriasi - apti - alsó-albai törmelékes képződmé¬ nyeinek tektonikai, szedimentológiai, és petrográfiai-petrológiai vizsgálatai bizonyították, hogy a terrigén törmelékanyag (krómgazdag spinellek, ultrabázisos és bázisos kőzettörmelékek) a Neo- Tethys óceáni ág szutúra zónájából származik. Ezért a jelen tanulmány célja az ofiolitos lepusztulási területet jelző törmelékes spinellek jura üledékekben való legkorábbi előfordulásának és kémiai összetételének a meghatározása volt. A mikromineralógiai és petrológiai vizsgálat négy, a jura folyamán tenger alatti hátságok lejtőjén, illetve a hátságok közötti medencékben lerakódott rétegsorból történt: 1) szomódi Tűzkő-hegy; 2) tatai Kálvária-domb; 3) lábatlani Tölgyháti-kőfejtő; 4) tardosi Bánya-hegy. A nehézásvány-eloszlás alapján a jura folyamán négy különböző kőzettani összetételű forrásterületről szállítódott a terrigén törmelékanyag a differenciált paleomorfológiájú medencékbe: 1) ofiolit-sorozat kőzeteiből szár¬ maznak a szomódi Tűzkő-hegy spinelljei; 2) granitoídokra és metamorf kőzetekre utaló kontinentális kéreganyag törmeléke szállítódott a tatai Kálvária-domb területére; 3) feltehetően vulkáni műkö¬ désből származó hullott kristályfragmentumok halmozódtak fel a Tölgyháti-kőfejtő toarci szintjében; 4) és nehézásvány-szegény, összetett lepusztulási területre utaló fragmentumok szállítódtak a tardosi Bánya-hegy medencéjébe. A gerecsei késő-hettangi - toarci - tithon képződményekben előforduló spinellek cr-száma [=Cr/(Cr+Al)] 0,35 és 0,75, mg-száma [=Mg/(Mg+Fe2+)j 0,4 és 0,7 között vátozik, A TiCh-tartalom a minták túlnyomó részében alacsonyabb, mint a harzburgitok-lherzolitok határa (s%). A vizsgált jura rétegsorok spineseinek kémiai összetétele hasonló az alsó-kréta képződményekben előforduló spinellekéhez, melyek a Neo-Tethys - Vardar óceán szutúrájának harzburgitos alprovinciájából származnak. Az Alp-Kárpát-Dinári régióban a Cr-gazdag törmelékes spinellek legkorábbi szórványos meg¬ jelenése a késő-hettangi - kora-sinemuri üledékes képződményekben azonosítható, a toarcitól kezdődően növekvő gyakorisággal. Bevezetés A Gerecse-hegység nagyszerkezetileg az Alp-Kárpát-Pannon térség Észak- Pannon Egységében, ezen belül a Bakony Egység ÉK-i peremén (CSONTOS et al. 1992) helyezkedik el (1. ábra). FÜLÖP (1958) összefoglaló tanulmánya óta számos munka foglalkozott a Ge¬ recse és a Vértes előtér berriasi-apti-alsó-albai(?) sziliciklasztos üledékeinek szedimentológiai bélyegeivel (többek között Császár Sz Haas 1984; Kázmér 1987; SZTANÓ 1990; CSÁSZÁR & ÁRGYELÁN 1994; CSÁSZÁR 1995; FOGARASI 1995a), biosztratigráfiájával (SZTANÓ & BÁLDI-BEKE 1991; FÉLEGYHÁZY & NAGYMAROSY 1991, 1992; FŐZY 1993, 1995), ciklussztratigráfiai vizsgálatával (FOGARASI 1995b; ÁRGYELÁN et al. 1997), valamint paleotektonikai - paleogeográfiai fejlődésével (Császár & árgyelán 1994; Császár 1995; Fogarasi 1995a, Bada et al. 1996). A gerecsei flis rétegsor (CSÁSZÁR & Haas 1984) és az Északi Mészkőalpok Ross- feldi rétegei között, az azonos litológiai megjelenés és ammonites fauna alapján feltételezett paleogeográfiai rokonságot ( HANTKEN 1868; FÜLÖP 1958) a petro- gráfiai és petrológiai vizsgálatok is alátámasztották (ÁRGYELÁN 1996, 1997). A törmelékes alkotók (ÁRGYELÁN 1995) és a nehézásvány-eloszlás (CSÁSZÁR & ÁRGYELÁN 1994), továbbá a nehézásvány frakcióban uralkodó mennyiségű tör¬ melékes spinellek kémiai vizsgálata alapján a kréta időszaki üledékek fő fór- 1. ábra. A jura és kréta üledékek elterjedése a Gerecse hegységben és a Vértes előtérben, a vizsgált felszíni feltárások feltüntetésével Fig. 1 Geological sketch-map of the Jurassic and Cretaceous sediments in the Gerecse Mountains and Vértes Foreland with the location of the studied sequences B. ArgyelAn G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 323 324 Földtani Közlöny 128/2-3 rásterülete - a rossfeldi rétegekhez hasonlóan - a Neo-Tethys óceán szutúrájá- nak harzburgitos alprovinciája volt (ÁRGYELÁN 1996). Az ofiolitos, a savanyú granitoid és kiömlési kőzettörmelékek, valamint az üledékes kőzetfragmentu¬ mok kollíziós orogén övék óceáni szutúra zónájáról, óceáni szigetívről, mély¬ tengeri üledékekből, valamint kontinentális kéregrészekről származnak, melyek az obdukciós front közvetlen előterében elhelyezkedő medencében akkumulᬠlódtak (ÁRGYELÁN 1995). Az Alp-Kárpát-Dinári régió kréta időszaki törmelékes képződményeinek nagy spinell tartalma (többek között WOLETZ 1963; Dietrich & FRANZ 1976; FAUPL 1977; FAUPL & TOLLMANN 1979; MÉÍK et al. 1980, ZUPANIC et al. 1981; Decker et al. 1987; POBER & FAUPL 1988; Faupl & WAGREICH 1992; JABLONSKY 1992; WAGREICH et al. 1995) alapján bizonyítottnak látszik, hogy a térségben a késő-jura/kora-krétától kezdődően egy óceáni szutúra zóna húzódott, amely a törmelékanyagot szolgáltatta az Északi Mészkőalpok (például a rossfeldi réte¬ gek és egyes Gosau medencék), a Dinaridák (Ivanscica-hegység, Ostrc Formᬠció), a Ny-Kárpátok és a Pelso egység (Gerecse hegység) egyes üledékes me¬ dencéibe (FAUPL et al. 1997). A petrográfiai-petrológiai vizsgálatok során nyilvánvalóvá vált, hogy a ter- rigén törmelékanyag nem a jura karbonátos üledékképződést hirtelen felváltó breccsában (Felsővadácsi Breccsa Tagozat) jelenik meg először, hanem már a tithon-berriasi calpionellás mészkőben (Szentivánhegyi Mészkő Formáció) is megfigyelhetők (ÁRGYELÁN 1995). A Neo-Tethys óceán kréta fejlődéstörténetét kiválóan tükröző törmelékek, valamint a gerecsei üledékgyűjtő feltételezett paleogeográfiai pozíciója alapján vetődött fel az ofiolitos lepusztulási területet jelző törmelékes spinellek legkorábbi megjelenésének kérdése. A mikromineralógiai vizsgálatokra négy, a jura folyamán tenger alatti hátsᬠgok lejtőjén, illetve a hátságok közötti medencékben lerakodott üledéksort vᬠlasztottunk (1. ábra): 1. Szomód, Tűzkő-hegy; 2. Tata, Kálvária-domb; 3. Lábatlan, Tölgyháti-kőfejtő; 4. Tardos, Bánya-hegy. A Gerecse hegység jura képződményei A Dunántúli-középhegység és ezen belül a Gerecse hegység területe a jura időszak folyamán az önálló Mediterrán mikrokontinens részét képezte, amelyet az ammonites- és brachiopoda faimák eloszlása alapján egyre szélesedő tenger¬ ágak választottak el mind az európai, és mind az afrikai selftől (GÉCZY 1984; VÖRÖS 1987, 1988). A hegység fő tömegét alkotó felső-triász Dachsteini Mészkőre változatos jura üledékes rétegsor (2. ábra ) települ, melynek litológiai, üledékszerkezeti bélyegei és ősmaradványtartalma a feldarabolódó egységes karbonátplatform differen¬ ciált süllyedésének eredménye (GALÁCZ & VÖRÖS 1972). A jura képződményekre B. ÁrgyelAn G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 325 2. ábra. A jura formációk kapcsolata a Dunántúli Középhegységben [Császár (szerk.) 1997: Magyarország ütosztratigráfiaí alapegységei alapján]. Jelmagyarázat: 1. Kisgerecsei Márga Formáció, 2. Úrkúti Mangánérc Formáció, 3. Szentivánhegyi Mészkő' Formáció, 4. Lókúti Radiolarit Formáció Fig. 2 Connection of the Jurassic formations within the Transdanubian Rangé (After Császár (ed.) 1997: Basic lithostratigraphic nnits of Hungary). Legend: 1. Kisgerecse Mari Formaiion, 2. Úrkút Mangane Őre Formation, 3. Szentivánhegy Limestone Formation, 4. Lókút Radiolarite Formation 326 Földtani Közlöny 128/2-3 általánosan jellemző a kondenzált jelleg, a kis vastagság, az egyes litológiai egységek gyors horizontális változása. A legidősebb jura kőzetek elsősorban a hegység déli, nyugati részén bukkannak a felszínre (VlGH G. 1943, 1961; KONDA 1982, 1987). A Kelet- és Nyugat-Gerecse jura rétegsorában megmutatkozó ki¬ fejlődési különbségek (üledékfolytonos, ILI. hézagos rétegsorok) már VlGH Gy. (1935) óta ismertek. A nyugat-gerecsei, erősen hézagos kifejlődésű területet CSÁSZÁR (1995) Gorba-hát névvel jelölte. A hegységben a kelet - nyugati irányú fácieselkülönülés szinte a teljes jura időszakon végigkövethető (CSÁSZÁR et al. 1998). A bakony-hegységi rétegsorok vizsgálatára építve GALÁCZ & VÖRÖS (1972), GaláCZ (1988) és VÖRÖS (1991) szerint a liász folyamán kialakuló tagolt morfo¬ lógia (hátságok és hátságközi medencék) meghatározta az üledékképződés jel¬ legét: a mélyebb, medenceterületeken rövid idejű üledékhiányokkal jellemez¬ hető, lényegében folyamatos, a kiemelt, tengeralatti hátságokon tekintélyes üle¬ dékhézaggal tagolt rétegsor, míg a kettő közötti átmeneti zónában, a meredek lejtőkön szinszediment breccsák és Hierlatzi Mészkő képződött. A fenti képet a gerecsei liász rétegsorokra LANTOS (1995) alkalmazta. A passzív szegély rif- tesedéséhez kapcsolódó szerkezetalakító blokktektonika bizonyítékai a hátsᬠgok feltöredező lejtőihez kapcsolódó hasadékkitöltések, neptuni telérek (Fülöp 1975 gerecsei példákon Lantos 1995, dél alpi képződményeken Winterer et al. 1991), a hátságok lábazatánál felhalmozódott szinszediment breccsák, ül. a medencék pelágikus rétegsorába áthalmozott anyagokat tartalmazó rétegek közbetelepülése (GaláCZ & VÖRÖS 1972, Galácz et al. 1985). A késő-hettangiban vette kezdetét a Pisznicei Mészkő Formáció képződése, amelynek alsó tagozata halvány rózsaszín, réteges, helyenként intraklasztos, brachiopodás mészkőből áll (VlGH G. 1961). Az 1990-es évek térképezése szerint a formáció felső tagozata felső-sinemuri - pliensbachi korú sötétvörös, testszínű, pados megjelenésű mészkő. AGorba-háton a crinoideás, brachiopodás Hierlatzi Mészkő (VlGH G. 1961; GÉCZY 1986) a Pisznicei Mészkő mindkét tagozatára nézve heteropikus fáciesként jelenik meg. A hegység keleti felén max. 1-2 m vastagságban fejlődött ki a sötétvörös, kissé agyagos, gumós, ammoniteses mészkő, amely a Tűzkövesárki Mészkővel rokonítható. A Bakony hegységhez hasonlóan, a Gerecse egyes pontjain szintén megtalálható az alsó-toarcira jel¬ lemző (Úrkúti Mangánérc Formáció, amely a Tölgyháton 0,4 m vastag fekete, feketésbarna agyagként jelenik meg. A toarci alsó felét tölti ki a vörös, agyagos, ammoniteses márga (Kisgerecsei Márga Formáció), amelyből fokozatosan fej¬ lődik ki az aaleni és bajóci emeletekbe is áthúzódó vörös, gumós szerkezetű, ammoniteses, ammonitico rosso fáciesű mészkő, a Tölgyháti Mészkő Formáció (KöNDA 1988), amely felfelé az egyre gyakoribbá váló bositrás mészkő leme¬ zeket vagy vékony padokat tartalmazva átmenetet képez az Eplényi Mészkő Formációba. Ennek megfelelően több szelvény esetében a képződmények helyes megjelölése: Tölgyháti - Eplényi Formáció. A rátelepülő radiolarit (Lókúti Ra- diolarit Formáció) megjelenése a Bakony-hegységhez hasonlóan (GALÁCZ & VÖRÖS 1972), a Gerecsében sem egyidejű, mert a tagolt paleomorfológiából adó¬ dóan a süllyedés során a különböző blokkok nem egyszerre érték el a CCD B. Árgyelán G., Császár G.j Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 327 szintet (GALÁCZ & VÖRÖS 1972, GaláCZ 1984). DOSZTÁLY vizsgálatai alapján kallovinál idősebb radiolária a Gerecsében nem található (DOSZTÁLY 1998). Az oxfordi-kimmeridgei radiolaritot ammonites-gazdag vörös, saccocomás mész¬ kő fedi (Pálihási Mészkő Formáció). A jura folyamán kiterjedt karbonátos üle¬ dékképződést a késő-tithon - valangini korú, vékonyréteges, calpionellás mész¬ kő zárja (Szentivánhegyi Mészkő Formáció). A formáció lejtőlábi törmelékében megjelenő Clypeina jurassica alga (Szomód, Tűzkő-hegy) ugyanakkor jelzi az egyidejű karbonát platform létezését is. Mintavételezés, vizsgálati módszerek A Gorba-hát nyugati lejtőjének lábánál (Szomód, Tűzkő-hegy), a hátság keleti lába közelében (Tardos, Bánya-hegy), a hátságtól nyugatra eső sekélyebb (Tata, Kálvária-domb), és a hátságtól keletre lévő mélyebb medencében (Lábatlan, Tölgyháti-kőfejtő) lerakodott gerecsei rétegsorban (3-6. ábrák ) végeztünk rész¬ letes mintavételezést, majd mikromineralógiai vizsgálatokat, melyek elsődleges célja a törmelékes spinellek első megjelenésének felderítése, és a spinellek ké¬ miai összetételének meghatározása volt. Az egyes szelvényeken, ahol a korábbi adatok hiányosak voltak (Szomód, Tűzkő-hegy), paleontológiái vizsgálatok is történtek (FŐZY 1993; SZENTE nem publikált adatai). A begyűjtött mészkő, agyagos, gumós mészkő és agyag mintákat a durva aprítás után gyenge, 10%-os sósavval, ill. ecetsavval kezeltük a karbonát eltᬠvolítása céljából. A minták dezaggregálása után, centrifugával bromoformos nehézásvány leválasztás történt a 0,063-0,125 és 0,125-0,250 mm frakciókból. Tekintve, hogy a karbonátos kőzetekben rendkívül kis mennyiségű terrigén anyag fordul elő, ezért minden esetben 2-3 kg kőzet szeparálására volt szükség. A kis nehézásvány-gyakoriságot jól jelzi az I. táblázatban feltüntetett, a teljes anyagból kinyert szemcsék száma (n), amely például a tardosi Bánya-hegy ese¬ tében a statisztikai értékelhetőség határán mozog. A nehézásvány szeparátumokból - a lepusztulási terület kőzettani összeté¬ telének pontosabb meghatározása érdekében - a spinell, a gránát, a piroxén és az amfibol szemcsék kiválogatása és kétkomponensű gyantába való beágyazása után elektronmikroszondás vizsgálatokra alkalmas minták készültek. Az elekt- ronmikroszondás elemzések az ELTE Kőzettan-Geokémiai Tanszék laboratóri¬ umában, 15 kV gyorsító feszültségen történtek. A mintákon Cr, Al, Fe, Mg, Ti elemek kerültek meghatározásra. A Fe 3+ kiszámítása a Fe-Mg-oxid és sziliká- tásványokra kidolgozott DROOP (1987) módszer alapján történt. A Fe 3+ katio¬ nok száma (F) az F=2X(1-T/S) egyenlettel adható meg, ahol T az adott ásvány képlete szerint meghatározott összes kation számát, S a mérés alapján számított összes kationszámot a teljes vasmennyiséget Fe 2+ kationnak feltételezve, X az ásvány képlete szerint megállapított oxigénszámot jelöli. 328 Földtani Közlöny 128/2-3 3. ábra. A szomódi Tűzkő-hegy feltárásának szelvénye, a vizsgált minták rétegtani pozíciójának és a lepusztulási terület meghatározásában legfontosabb átlátszó nehézásványoknak a megjelölésével. Jelmagyarázat: SPI-spinell, GAR-gránát, MUS-muszkovit, BlO-biotit, AMP-barna- és zöld amfibol, CPX-klinopiroxén, ZTR-cirkon+turmalin+rutil. Litológia: 1. elszórtan crmoideákat tartalmazó mészkő, 2. crinoideás mészkő, 3. vékonyréteges, vörös, agyagos, gumós mészkő agyagbetelepülésekkel, 4. bositrás mészkő, 5. vörös, gumós mészkő, 6. radiolarit, 7. breccsa, 8. mészkő, 9. slump, változatos litológiai- és ősmaradvány tartalommal Fig. 3 Lithologic column of Tűzkő Hill section, Szórnád with indication of samples and the major translucent heavy minerals referring to provenance area. Legend: SPl-spinel, GAR - garnet, MUS-muscovite, BlO-biotite, AMP-brown- and green amphibole, CPX-clinopyroxene, ZTR-zircon + tourmaline + rutile. Lithology: 1. limestone with sporadical crinoids fragments, 2. Crinoidal limestone, 3. thin-bedded, red clayey nodular limestone with reá clay streams, 4. Bositra limestone, 5. red nodular limestone, 6. radiolarite, 7. breccia, 8. limestone, 9. slump with blocks and detntus ofvarious líthological and fossil content B. ÁrgyelAn G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 329 (^Kálvária Hill, Tata 3 Berriasían Tithonian Kimmeridgian Oxfordian Bathonian -Calloviari / Bajocian Aalenian Toarcian U. Pliensbachian L Pliensbachian U. Sinemurian L. Sinemurian Hettangian 43- 40- tS555a 35 - 30- 25- f I '0' 1 N/ t 1 ^ 15 - 10- TiTTT.r Tíz X XXII I,. X X T. y ly j-Y-i-yl Tv rviy- fsj y ly íylyl i y i v i y ry y I y I y I y.l yTy ly I y Tv Iy i Y 1 t ly I y I y I •Ivlvlvlv y 1 y I y I y I ly ly ly íy y ty I y I y I vlvlvl v pryTyTyT Ty jyIyT lyTTTyT ni r i i r iiii 1X0 W? J ii i r TZL I T a 1 r ~i r Pálihálás Limestone Formádon Lókút Radiolarite Formádon SPI, GAR, epi, ztr, amp xr Tölgyhát Ümestone Formádon jspi, GAR^epTamp"muH Kisgerecse Mari Formádon I spi, GAR, epi, mus, amp I Törökbükk ümestone Member © | GAR, epi^tauxpx^^ spi. GAR. mus, bio ] | spi, GAKamp^px, ztr J ^pTGAR^pí"Tmp^p!^j | jsPí, GARxpx^mpx^^ |sPI, GAR, müs"amp"cpxj Pisznice Limestone Formatton 0) GAR, mus, ztr, apa ] Lithology öl m 1 tnnn 8 HrSH 2 k 4. | g sa* S3 1° 5 ESI 6 (lithologic column after Fülöp, 1975) 4. ábra. A tatai Kálvária-hegy feltárásának szelvénye, a vizsgált minták rétegtani pozíciójának és a lepusztulási terület meghatározásában legfontosabb átlátszó nehézásványoknak a megjelölésével, Litosztratigráfíai beosztás FÜLÖP (1975) nyomán. Jelmagyarázat: SPI-spinell, GAR-gránát, EPI-epidotcsoport, STAU-staurolit, APA-apatit, MUS-muszkovit, BlO-biotit, AMP-barna- és zöld amfibol, CPX-klinopiroxén, ZTR-cirkon+turmalin+rutil. Litológia; 1, pados mészkő, 2. jól rétegzett, világosvörös mészkő, 3. vörös, crinoideás mészkő, 4. vörös, gumós mészmárga, 5. vörös, gumós mészkő, 6. crinoidit, 7. bositrás mészkő, 8. radiolarit, 9. breccsa, 10. saccocomás mészkő Fig. 4 Lithologic column of Kálvária Hill section, Tata with indication of samples and íhe major translucent heavy minerals referring to provenance area. Lithostratigraphy is based on FÜLÖP (1975). Legend: SPI-spinel, GAR-gamet , EPI-epidote group, STAU-staurolite, APA-apatite, MUS-muscovite, BlO-bíotite, AMP-brown- and green amphibole, CPX-clinopyroxene, ZTR-zircon + tourmaline + rutile. Lithology: 1. Very thick-bedded limestone, 2. well-bedded, light reá limestone, 3. red, crinoidal limestone, 4. red, nodular calcareous mari, 5. red, nodular limestone, 6. Crinoidea-rich limestone, 7. Bositra limestone, 8. radiolarite, 9. breccia, 10. Saccocoma limestone 330 Földtani Közlöny 128/2-3 5. ábra. A lábatlani Tölgyháti-kőfejtő feltárásának szelvénye, a vizsgált minták rétegtani pozíciójának és a lepusztulási terület meghatározásában legfontosabb átlátszó nehézásványoknak a megjelölésével. Jelmagyarázat: SPI-spinell, GAR-gránát, APA-apatit, MUS-muszkovit, BlO-biotit, AMP-barna- és zöld amfibol, CPX-klinopiroxén, ZTR-cirkon+turmalin+rutil. Litológia: 1. fekete, sárgásbarna agyag, 2. agyagos mészkő, 3. vörös, gumós, agyagos mészkő, 4. lemezes, vörös, gumós mészkő agyagbetelepülésekkel, 5. bositrás mészkő, 6, lemezes, vörös, gumós mészkő, 7. gyengén rétegzett, vörös, gumós mészkő, 8. radiolarit, 9. breccsa, 10. tűzkőlencsés mészkő Fig 5 Lithologic column of Tölgyhát quarry section, Lábatlan with mdication of samples and the major translucent heavy minerals referring to provenance area. Legsnd: SPl-spinel, GAR-garnet, AFA-apatite, MUS-muscovite, BlO-biotite, AMP-brown and green amphibole, CPX-clinopyroxene, ZTR-zircon + tourmaline + rutile. Lithology: 1. Black, broum clay, 2. argillaceous límestone, 3. red, nodular argillaceous límestone, 4. very thin-bedded, red, nodular límestone with red clay streams, 5. Bositra limestone, 6. very thin-bedded, red, nodular límestone, 7. red, nodular límestone, 8. radiolarite, 9. breccia, 10. cherty limestone B. Árgyelán G. f Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 331 C Bánya Hill, Tardos J j spi.ztr,gar,apa,amp[ 43.0- 41,0— 37,0- 35.0- 33.0- 31 . 0 - 29 0- 6 0 & ö V A • ° ^ ^ 0 6 3C tTö ^ A 0 6 0_ s? 6 V | gar,apa,ztr,bio ^ Kisgerecse Marí ,- — Formation lgar,biQ,mus.amp,cpxl [spi,gar,ztr,apa,bio J Límestone Formation |gar,apa.ztr,cpx,nuis| 1 gar.apa.ztr | a> c o Legend 8 § a • Jntraclasts, Mn-nodutes Jj? V Bioturbation with crinoídal and pelitic infiiling c u- N <& Brachiopod Ű- G Ammonite 0 Betemnite |spi,apa,gar.amp,ztrB | gar,apa,ztr j |spí,gar,cpx,apa,ztr [ | spf,gar,apa.ztr "[ Líthology: í -~l 1 2 i~. J 3 Fr’-rt 4 (lithologic column after Rezessy, 1998} 6. ábra. A tardosi Bánya-hegy feltárásának szelvénye, a vizsgált minták rétegtani pozíciójának és a lepusztulási terület meghatározásában legfontosabb átlátszó nehézásványoknak a megjelölésével. A sinernuri - pliensbachi Pisznicei Mészkő Formáció litológiai beosztása REZESSY (1998) nyomán készült. Jelmagyarázat: SPI-spinell, GAR-gránát, APA-apatit, MUS-muszkovit, BlO-biotit, AMP-barna- és zöld amfibol, CPX-klinopiroxén, ZTR-cirkon+turmalin+rutil. Litológia: 1. vörös agyag, 2. vörös, agyagos mészkő, 3. agyagmárga, elszórtan Fe-Mn gumókkal, 4. világosvörös mészkő Fig. 6 Lithologic column of Bánya Hill section, Tardos with indication of samples and the major translucent heavy minerals referring to provenance area. Líthology of the section of Pisznice Limestone Formation (Sinemurian - Pliensbachian) based on REZESSY (1998). Legend: SPI-spinel, GAR-garnet, APA-apatite, MUS-muscovite, BlO-biotite, AMP-brown- and green amphibole, CPX-clinopyroxene, ZTR-zircon + toumialine + rutile. Líthology: 1. red clay, 2. red, argillaceous limestone, 3. argillaceous mari with sporadical Fe-Mn nodules, 4. light red limestone 332 Földtani Közlöny 128/2-3 A nehézásványok százalékos eloszlása a vizsgált gerecsei jura rétegsorokban - 1 □ Tardosbánya, Bánya Hill Sample SPI ILM+MAG GAR EPI+STAU+APA T-l 0,02 0,33 0, 10 0,41 T-2 0,03 0,11 0,10 0,4 5 T-3 0,00 0, 47 0,05 0,36 T-4 0, 04 0,00 0,11 0,56 T-5 0,00 0,45 0,07 0,28 T-6 0, 00 0,15 0,15 0,26 T-7 0,15 0, 31 0,03 0,07 T-8 0,03 0,21 0,09 0,14 T-9 0,00 0,37 0/06 0,13 T-10 0,00 0, 35 0,06 0,17 T-12 0,01 0,28 0, 06 0,22 j Tata, Kálvária Hill J Sample SPI ILM+MAG GAR EPI+STAU+APA Ka-1 0,00 0,24 0,32 0,11 Ka-2 0,02 0,39 0,27 0,08 Ka-3 0,09 0,31 0,21 0,08 Ka-4 0,00 0, 29 0,34 0,11 Ka-5 0,02 0,31 0,38 0,07 Ka-6 0,02 0,49 0,23 0, 04 Ka-7 0,00 0,47 0,29 0,12 Ka-8 0,00 0,09 0, 50 0,09 Ka-9 0,04 0,24 0, 32 0,09 Ka-10 0,07 0, 48 0,20 0,06 Lábatlan, Tölgyhát quarry 1 Sample SPI ILM+MAG GAR EPI+STAU+APA To-2 0,05 0, 64 0, 04 0,10 To-3 0,02 0,28 0, 02 0,03 To-4 0,01 0,12 0,06 0,04 To-5 0,02 0,54 0,12 0,07 To-6 0,03 0,58 0,07 0,07 To-7 0,03 0,43 0, 08 0,08 To-8 0,03 0,52 98%), amely mellett nyomokban kvarc és kaolinit hatᬠrozható meg. Az A3 minta kevés agyagásványt, kalcitot, dolomitot és nagy valószínűséggel hausmannitot tartalmaz, amely a termikus felvételen színre- akciőt is mutatott. A tölgyháti szelvény sötétbarna, agyagos mintájában (toarci (Úrkúti Mangánérc Formáció szintje, To-1) 1-2 % agyagásvány és feltehetően manganit mutatható ki. (A félkvantitatív tájékoztató elemzéseket Kovács-Pálffy Péter végezte.) A minden egyes mintában nagy mennyiségben előforduló barit (0,125-0,250 mm) euhedrális, (001) szerint táblás, ritkán rombos prizmás kristály formájú. Ritkán opak, vas-oxid, vas-hidroxid zárványokat tartalmaz. Karbonátos kőze¬ tekben, agyagokban gyakori konkréciók, lencsék, erek formájában megjelenő euhedrális autigén barit, ezért feltehető, hogy a szeparátumokban megfigyelt barit is autigén keletkezésű. ■ SPI EJILM+MAG UGAR □ EPI+STAU+APA BMICA DAMP eicpx E3ZTR Heavy mineral distribution 8. ábra. A tatai Kálvária-domb mintáinak százalékos nehézásvány eloszlása a 0.063-0.250 mm frakciókban. Jelmagyarázatát lásd az I. táblázatnál. A minták rétegtani pozícióját a 4. ábra szemlélteti Fig. 8 Percentage distribution of heavy minerals of Kálvária Hill, Tata. Studied fraction: 0.063-0.250 mm. Fór legend see Table I. Stratigraphic position of the samples are indicated in Fig. 4 336 Földtani Közlöny 128/2-3 Heavy mineral distribution 9. ábra. A lábatlani Tölgyháti kőfejtő mintáinak százalékos nehézásvány eloszlása a 0,063-0, 250 mm frakciókban. Jelmagyarázatát lásd az I. táblázatnál. A minták rétegtani pozícióját a 5. ábra szemlélteti Fig. 9 Percentage distribution of heavy minerals of Tölgyhát quarry, Lábatlan. Studied fraction: 0.063-0.250 mm. Fór legend see Table I. Stratigraphic position of the samples are indicated ín Fig. 5 A terrigén eredetű átlátszó ásványok, valamint az ilmenit és magnetit 100%-ra normált eloszlását a I. táblázat és 7-10. ábrák mutatják. A paleogeográfiai szem¬ pontból jelentős nehézásványok szelvényen belüli előfordulását a 3-6. ábrák szemléltetik. A vizsgált rétegsorok eltérő nehézásvány spektruma alapján négy összetételi tartomány különíthető el: a szomódi Tűzkő-hegv spinell, ilmenit és magnetit, a Kálvária-domb gránát, a lábatlani Tölgyháti-kőfejtő ilmenit, magnetit és csil¬ lám-domináns, valamint a tardosi Bánya-hegy vegyes, de uralkodóan metamorf és stabil ásványok alkotta együttesét. B. Árcyelán G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 337 ■ SPI 0ILM+MAG UGAR □ EPI+STAU+ÍPA 0MICA BAMP SCPX E3ZTR Heavy mineral distribution 10. ábra. A tardosi Bánya-hegy mintáinak százalékos nehézásvány eloszlása a 0,063-0,250 mm frakciókban. Jelmagyarázatát lásd az I. táblázatnál. A minták rétegtani pozícióját a 6. ábra szemlélteti Fig. 10 Percentage distribution of heavy minerals of Bánya Hill, Tardos. Studied fraction: 0.063-0.250 mm. Fór legend see Table I. Stratigraphic position of the samples are indicated m Fig. 7 A sprnell szórványos megjelenésű (néhány mintában 3-4 szemcsére korláto¬ zódik), s csak a Tűzkő-hegy toarci bositrás mészkőrétegeiben, és a tithon - berriasi calpionellás Szentivánhegyi Mészkőben és a Felsővadácsi Breccsában (3, 7. ábra), és a tardosi Bánya-hegy toarci Kisgerecsei Márga szintjében (6, 10. ábra ) ér el nagyobb dúsulást (10-26%). A Cr»Al összetételű változatok vörös¬ barna színűek, szilánkos, kissé kagylós törésűek, felületükön ritkán a szállítódás hatására keletkezett V-alakú kitörésekkel (V-pitch), míg az Al>Cr változatok ugyancsak vörösbarna színűek, de felületük repedezettebb (11. ábra). Az ofio- litos lepusztulási területet tükröző törmelékes spinellek kémiai összetételét a következő fejezet részletesen tárgyalja. 338 Földtani Közlöny 128/2-3 11. ábra. A törmelékes spinellek különböző megjelenési formái: a) szilánkos, kissé kagylós törésű Cr-gazdag spinell a szomódi Tűzkő-hegy B szelvényéből; b) Cr-gazdag spinell, felületén a szállítódás során keletkezett V-alakú kitörésekkel (V-pitch); Fig. 11 Photomicrographs illustrating detrital spinéi types. a) Cr-rich spinéi from Section B, Tűzkő Hill, Szórnád; b) Cr-rich spinéi with V-pitch; B. ÁrgyelAn G ., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 339 11c) ábra. Kerekített - kissé kerekített, repedezett Al-gazdag spinell Fig. 11c) Rounded - sub-rounded Al-rich spinéi Említésre méltóak a szeparátumokban szórványosan, de a tatai Kálvária¬ dombon nagyobb gyakorisággal (mintánként 3-5 szemcse) előforduló, sötét¬ zöld, átlátszó, illetve fekete, üvegfényű, opak fázisokból felépülő kris¬ tályaggregátumok. EDS módszerrel Fe-tartalmú Ni>Mg szilikát. Mg, Fe>>Co- tartalmú Ni-gazdag fázis, valamint Al>Cr>Mg-tartalmú Fe»Ni oxid (?) fázisok különíthetők el (22. ábra). E ritka és különleges törmelékek pontosabb kémiai összetételének meghatározása folyamatban van. Figyelemre méltó a tölgyháti szelvény toarci rétegeinek (Kisgerecsei Márga Formáció) muszkovit-, biotit-, flogopit- és klorittartalma (5, 9. ábra, To-3, To-4 12. ábra Különleges kristályaggregátumok szöveti képe: a) 1. fázis: Fe-tartalmú Ni»Mg szilikát; 2. fázis: Mg-Al-Cr tartalmú Fe>>Ni fázis; 3-4-5. fázis: Fe-Mg-Co tartalmú Ni-gazdag fázis (Ni atom%-a 87,26-90,76 között változik), b) 1. fázis: Fe-Co tartalmú Mg>Ni szilikát; 2. fázis: Mg-Fe-Co tartalmú Ni-gazdag fázis (Ni atom%-a: 78,65); 3. fázis: Mg-Al-Cr tartalmú Fe»Ni fázis, Fig. 12. —t Photomicrograph of detrital crystal aggregates. a) Phase 1: Fe-bearing Ni»Mg silicate; phase 2: Mg-Al-Cr-beanng Fe»Ni phase; phase 3-4-5: Fe-Mg-Co-bearing Ni-rich phase (Ni atomié % ranges between 87.26-90.76). b) phase 1: Fe-Co bearíng Mg>Ni silicate; phase 2: Mg-Fe-Co-bearing Ni-rich phase (Ni atomic % is 78.65); phase 3: Mg-Al-Cr-bearing Fe»Ni phase 340 Földtani Közlöny 128/2-3 316x 15.0 kV 100)jm 22' JAN 96 *7860* b B. Árcyelán G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 341 12c) ábra. 12b ábra egy részlete Fig. 12c) Somé part of 12b with higher magnification minták). A törmelékes muszkovit metamorf kőzetekből, különösen palából és gneiszből, plutoni kőzetekből (gránit, pegmatit, aplit, hidrotermás erek) felépü¬ lő lepusztulási területet jelez. Barna, barnászöld, uralkodóan euhedrális, pszeudo-hexagonális megjelené¬ sű, enyhén átalakult biotit szemcsék egy szinthez kapcsolódó felhalmozódása (45-54%) feltehetően vulkáni működésből származó, hullott piroklasztanyag eredménye. Euhedrális, pszeudo-hexagonális habitusú biotit elsősorban a vul¬ káni kiömlési kőzetekre jellemző. Az 1-2% mennyiségű klorit lemezkék kere¬ kítettek, szabálytalan alakúak, melyek kis nyomású metamorf kőzetek, külö¬ nösen a zöldpala fáciesű kőzetek gyakori elegyrészei, vagy az üledékes kőze¬ tekben gyakran autigén eredetűek. A staurolit, apatit, gránát, valamint a stabil ásványok (cirkon, turmalin, rutil) együttes előfordulása, kissé kerekített megjelenése idősebb, ásványtanilag érett üledékes kőzetek áthalmozódását tükrözi. A klinopiroxének legnagyobb mennyiségüket a szomódi Tűzkő-hegyen a fel- ső-tithon-berriasi Szentivánhegyi Mészkőben és Felsővadácsi Breccsában (7- 8%, 7. ábra), a tatai Kálvária-domb hettangi - sinemurí Pisznicei Mészkő réte¬ geiben (11%, 8. ábra), valamint a tardosi Bánya-hegy egyes szintjeiben érik el (13-21%, 10. ábra). Előzetes mikroszondás mérések alapján a piroxének Al(Cr)- tartalmú Fe-gazdag diopszidok, Al-tartalmú Mg-gazdag augitok és Mg-gazdag augitok. A diopszid-hedenbergit szemcsék dominánsan prizmásak, enyhén le- 342 Földtani Közlöny 128/2-3 kerekített végűek, az augitok euhedrális, prizmás, ritkán szabálytalan megjele- nésűek. A piroxének összetételét a bezáró kőzet keletkezésének termodinamikai körülményei határozzák meg, ezért a spinellekhez hasonlóan az üledékes kő¬ zetekben a lepusztulási terület kőzettani Összetételét jelzik (többek között NISBET & Pearce 1977; LETTERIER et al. 1982; STYLES et al. 1989; Arai & Okada 1991). A Cr-diopszidos tagok az ultrabázisos kőzetek, míg az augit változatos ultrabázisos és neutrális magmás kiömlési kőzetek (gabbró, dolerit, bazalt, an¬ dezit) gyakori elegyrésze. A sötétzöld, barnászöld, ritkán fekete, barna színű, (110) szerint jól hasadó hornblende a tölgyháti szelvény Kisgerecsei Márga és Tölgyháti Mészkő szint¬ jeiben (5, 9. ábra), valamint a tatai Kálvária-dombon (4, 8. ábra ) gyakori. Előzetes mikroszondás mérések alapján változatos kémiai összetételű (pargazitos horn¬ blende, aktinolitos hornblende, magnézium hornblende és tschermakitos hornblende) amfibol szemcsék találhatók a jura rétegsorokban. Szórványosan, mintánként maximum 2-3 szemcsére korlátozódva, aktinolit - tremolit szemcse fordul elő a Kálvária-domb Ka-2, Ka-8 és a szomódi rétegsor Al, A5, Bll, C3, C4 mintájában. A homblende-sorozat tagjai szintén széles nyomás és hőmér¬ sékleti tartományban keletkezett magmás és metamorf kőzetekben fordulnak elő, ezért a lehordási területet jól jelző törmelékszemcsék (STYLES et al. 1989). A vizsgált mintákban 3 típusú, világos rózsaszín pirop-almandin, világos barna grossulár, valamint színtelen, gyakran saját alakú, almandin-spessartin gránát különíthető el, mennyiségileg csökkenő sorrendben. A gránátok külön¬ böző típusai is a bezáró kőzet összetételét jelző, petrogenetikai indikátor ásvᬠnyoknak tekinthetők (MORTON 1985; MORTON et al. 1989). A lepusztulási terület változása mellett a gránátok stabilitása is tükröződik kémiai összetételükben: az alacsony Ca-tartalmú gránátok stabilabbak, mint a magas Ca-tartalmúak (MORTON 1987), ezért idősebb üledékes kőzetek áthalmozódására is utalhatnak. A lepusztulási terület kőzettani összetételét tükröző piroxén, amfibol és grᬠnát kémiai összetételének mikroszondás vizsgálata folyamatban van. Figyelemre méltó szabályszerűség olvasható ki a vizsgált szelvények nehéz¬ ásvány spektrumának K-NY-i irányú eloszlásában (lásd 1. ábra, 7-10. ábrák). Néhány mintától eltekintve kelet felé haladva növekszik az ilmenit és magnetit százalékos és abszolút mennyisége. Ezzel ellentétes tendencia figyelhető meg a gránát mennyiségének változásában, miközben a spinell relatív gyakorisági maximumát a tanulmányozott feltárások aaleni-bajóci, illetve felső-tithon-ber- riasi rétegeiben éri el. Legalább ennyire feltűnő, hogy a kelet-nyugati irányú szelvényvonaltól délre eső tardosi Bánya-hegy szelvényében megnő a csillámok relatív gyakorisága. A törmelékes spinellek kémiai összetétele A spinell geokémiai karakterével és a lepusztulási terület meghatározásában betöltött jelentőségével ÁRGYELÁN (1993,1996) tanulmányai részletesen foglalkoz¬ nak, ezért a következőkben csupán a legfontosabb jellemzőket foglaljuk össze. B. Árcyelán G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecseí jura képződményekben 343 A spinell (Mg,Fe 2 + )(Cr,Al,Fe 3+ )204 a bazaltos kőzetek és a peridotitok fontos járulékos ásványa, mert kémiai összetétele a parciális olvadás illetve a frakci¬ ónál kristályosodás során a nyomás, hőmérséklet, és a kiindulási olvadék összetételének függvényében változik (IRVINE 1967; HlLL & Roeder 1974; EVANS & FROST 1975; FlSK & BENCE 1980; MURCK & CHAMPBELL 1986; ALLAN et al. 1988; Sack & Ghiorso 1991; Arai 1992). A legjellemzőbb kémiai változás a Cr 3+ és Al 3+ reciprok változása, valamint a cr# [-Cr/(Cr+Al)] és mg# [=Mg/(Mg+Fe 24 )] közötti szoros korreláció. A bazaltos kőzetek spinelljeinek összetétele a magmás kristályosodás korai fázisának termodinamikai körülményeit tükrözi, az olvadékból kiváló spinell és a maradék olvadék reakcióját feltételezve. A Cr 3+ és a Mg 2+ a kiváló szilárd fázisba vándorol, míg az Al 3+ az olvadékban marad. A spinell és a szilikátos olvadék közötti Mg 2+ és Fe 2+ helyettesítés a hőmérséklet, a Fe 24 és Fe 3+ helyet¬ tesítés az oxigénfugacitás függvénye (IRVINE 1967; FlSK & Bence 1980). A parciális olvadás során visszamaradó, illetve a frakcionált kristályosodás során kiváló spinell és olivin kémiai összetételéből, az egyensúlyi reakción ala¬ puló spinell-olivin geotermométerrel, meghatározhatók a bezáró kőzet kelet¬ kezési p,T körülményei (pl. EVANS & FROST 1975; FABRIÉS 1979; ROEDER et al. 197; LEHMANN 1983). A peridotitok spinelljei a felsőköpeny oxigén-fugacitását tükrözik (MATTIOLI & WOOD 1988; BALLHAUS et al. 1990; WOOD 1991). A Cr- gazdag spinellek cr-értéke és Fe 3+ -száma [=Fe 3+ /(Cr+Al+Fe 34 )] az egyensúlyi hőmérsékleten kiváló olivin Fórsterit-tartalmával változik. A Ti 4+ diffúziója az olivinbe viszonylag lassú, ezért a spinellek T 1 O 2 tartalma kiválóan tükrözi az olvadék TÍO 2 mennyiségét (ARAI 1992). A spinellekben a TÍO 2 mennyisége a szigetív bazaltok (MÓR bazaltok (lemezen belüli bazaltok irányába nő (13a. ábra). A MÓR bazaltok kevésbé differenciálódott karakterét tükrözi az alacsony Fe 3+ #, a lemezen belüli és a szigetív bazaltokhoz viszonyítva. A fentiek alapján a spinelleket az egykori bezáró kőzet petrogenetikai indi¬ kátor ásványainak tekinthetjük, s mint ilyenek, az üledékes kőzetek (elsősorban orogén övékhez kapcsolódó ún. maradvány óceáni medencék) törmelékanya¬ gának ofiolitos lepusztulási területről való származását bizonyítják (ZlMMERLE 1984). DlCK & BULLEN (1984) kimutatta, hogy a spinellek összetétele kulcsfontosságú az orogén övékhez kapcsolódó alpi típusú peridotitok és ofiolitok (THAYER1970) genetikájának és tektonikai helyzetének meghatározásában. Irodalmi adatok összegzésével, a spinellek cr- és mg-értéke alapján, DlCK & BULLEN (1984) óceáni hátságokhoz (I. típus), óceáni kérgen kialakult ívekhez (III. típus), valamint a kettő között átmenetet képező, komplex geotektonikai folyamatokhoz kapcso¬ lódó (II. típus) alpi peridotitokat és ofiolitokat különített el (13b. ábra). Az első típust uralkodóan Al-gazdag spinellek, míg a harmadik típust Cr-gazdag spi¬ nellek jellemzik. A spinellek osztályozásának egy másik módját alkalmazta POBER & FAUPL (1988), akik az Alpok ofioiit előfordulásai alapján, lherzolitokra, a nagyobb parciális olvadás során visszamaradt harzburgitokra, kummulátum kőzetekre, III. tömeges, pados kromititekre jellemző összetételi mezőket állapí¬ tottak meg (13c. ábra). A fenti osztályozási módszerek indirekt módon lehetővé 344 Földtani Közlöny 128/2-3 Mg/(Mg+Fe 2 *) 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0.0 Type III. ophiolites 0.8 ^ 0.6 + O ti o 0.4 0.2 - Type II. ophiolites 0.0 Type I. ophiolites Mg/(Mg+Fe 2 *) 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0.0 13. ábra, A spinellek geokémiai összetételének osztályozása az a) T 1 O 2 s% és Fe 3+ # [=Fe 3+ /(Cr+AkFe 3+ )] (ARAI 1992), a b) cr# [=Cr/(Cr+Al)] és mg# [=Mg/(Mg+Fe 2+ )] (Dick & Bullen 1984), valamint a c) er# [=Cr/(Cr+Al)] és Mg# [=Mg/(Mg+Fe z+ )] (Pober & Faupl 1988) alapján Fig. 13 Classification of spinéi composition based on a) TÍO 2 s% vs. Fe 3t #[=Fe 3+ /(Cr+Al+Fe ó+ )J (ARAI 1992), b) cr# [=Cr/(Cr+Al)J vs. mg# [=Mg/(Mg+Fe 2+ ) (Dick & Bullen 1984), and c) cr # l=Cr/(Cr+Al)] vs, mg# [=Mg/(Mg+Fe i+ ) (Pober & Faupl 1988) diagrams B . ÁrgyelAn G., CsAszAr G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 345 teszik a lepusztulási terület kőzettani összetételének meghatározását, azonban a korban eltérő és különböző geodinamikai rendszerekhez tartozó ofiolit komp¬ lexumok elkülönítésére nem nyújtanak lehetőséget. A spinellek kémai összetételének meghatározásában karakterisztikus bélyeg a cr# és mg# változása, a TÍO 2 súly százalékos mennyiségének és a Fe 3+ számnak az aránya. Ezért, az eredmények kiértékelése és ábrázolása a mg# és cr#, a cr# és TÍO 2 s%, valamint a Fe 3+ # és TÍO 2 s% diagramokon történt. A Fe 3+ # és TÍO 2 s% diszkriminációs diagram hasznos segítséget nyújthat bázisos kőzetek¬ ből felépülő forrásterület esetén, azonban a felsőköpeny eredetű peridotitok elkülönítésére az alacsony Fe 3+ -tartalom miatt a cr# és T 1 O 2 s% diagram pers¬ pektivikusabb. Általánosan megállapíható, hogy a gerecsei toarci - tithon képződményekben előforduló törmelékes spinellek cr-száma 0,35 és 0,75, mg-száma 0,4 és 0,7 között változik. A Ti02-tartalom alacsony (0,0-0,5 s%), a legtöbb mintában kevesebb, mint 0,2%, amely a lherzolitok és harzburgitok spinelljeinek empirikus határát jelenti. Magasabb, 0,2-0,5 s% T 1 O 2 tartalmú spinellek, az alacsonyabb cr-értékük (max. 0,75) miatt inkább az ultrabázisos kumulátumok spinelljeinek összetéte¬ lével mutátnak rokonságot, mintsem a tömeges, pados kromititekkel. Az Fe 2 C >3 tartalom szintén alacsony, a Fe í+ # a köpenyeredetű spinellekre jellemző tarto¬ mányon belül változik, kevesebb, mint 0,05 (DlCK & BULLEN 1984; Arai & OKADA 1991; Arai 1992). Valamennyi mintát tekintve, összesen 3 zónás spinell szemcse fordult elő, melyben a Fe tartalom a magtól a szegély felé haladva nő, a Mg és A1 mennyiségének csökkenésével. Néhány reprezentatív vizsgálati eredmény a II. táblázatban látható. 1. Szomód, Tűzkő-hegy A felhagyott kőbánya A, B, C rétegsorában előforduló törmelékes spinellek cr-száma 0,3-0,8, mg-száma 0,45-0,7 tartományokon belül változik (14a, b. ábra). A B rétegsor spinelljeinek cr-értéke széles határok között mozog, alacsonyabb cr# értékeivel átmenetet mutatva a lherzolitok felé (14a. ábra), míg a C réteg¬ sorban az értékek 95%-a 0,5-0,65 közé esnek (14b. ábra). Valamennyi mintát tekintve ebben a szakaszban legmagasabb a Ti02-tartalom (0,0-0,4 s%, 16a, b. ábra), ezért a tömeges, pados kromititeknél alacsonyabb cr-értéke és a kisebb, A II. táblázat jelmagyarázata: FeO=összes Fe. Fe 3+ kiszámítása a DROOP (1987) képlet alapján történt. Harangi Sz. (Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest) programjának felhasználásával. Minták: 1-5 Szomód, Tűzkő-hegy, B szelvény; 6-7 Szomód, Tűzkő-hegy, C szelvény; 8-12 Lábatlan, Tölgyháti kőfejtő; 13-14 Tardos, Bánya-hegy; 15-16 zónás spinell Tardos, Bánya-hegy: 15 mag, 16 szegély Table 11 FeO--SumFe. Fe 3+ were calculated by Droop's eqltation (DROOP 1987). Computer program was made by Sz. Harangi (Eötvös University, Budapest). Samples: 1-5 Tűzkő Hill, Szomód, Section B; 6-7 Tűzkő Hill, Szomód, Section C; 8-12 Tólgyhát quarry, Lábatlan; 13-14 Bánya Hill, Tardos; 15-16 zonal spinéi grain, Bánya Hill, Tardos. 15: core, 16: rím 346 Földtani Közlöny 128/2-3 A törmelékes spinellek reprezentatív elektron-mikroszondás elemzési eredményei: oxidos összetétel, 32 oxigénre számolt kationszámok Representative microprobe analyses ofthe detrital spinéi grains: oxide compositions, cation numbers. Cation number based on 32 oxygens 11. táblázat. - Table II 1 2 3 4 5 6 7 8 MgO 12.76 11.70 10.69 14.70 12.88 12.79 15.05 14.59 A1203 22.46 21.53 20.06 30.21 20.20 23.55 29.73 37.29 TÍ02 0.00 0.13 0.09 0.14 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr203 46.09 45.44 47.06 38.91 48.32 44.85 39.93 29.22 FeO 18.79 20.64 22.33 15.89 18.44 18.87 13.79 18.62 Sum. : 100.10 99.44 100.23 99.85 99.84 100.06 98.50 99.71 Fe203: 2.87 3.39 3.55 1.57 3.18 2.85 0.56 3.33 FeO: 16.21 17.59 19.13 14.48 15.58 16.31 13.29 15.62 newSum: 100.39 99.78 100.59 100.01 100.16 100.35 98.56 100.04 Cation numbers based on 32 (spinéi phases) or 3 (rhombohedral phases) oxygens Mg 4.6744 4.3552 4.0024 5.1712 4.7680 4.6648 5.3528 5.0008 A1 6.5056 6.3368 5.9400 8.4048 5.9128 6.7928 8.3608 10.1048 Ti - 0.0232 0.0160 0.0240 - - - - Cr 8.9568 8.9728 9.3480 7.2616 9.4880 8.6784 7.5336 5.3128 Fe2 3.3304 3.6728 4.0176 2.8584 3.2352 3.3376 2.6512 3.0032 cal Fe3 0.5304 0.6376 0.6728 0.2776 0.5936 0.5240 0.1000 0.5768 mg#: 0.58 0.54 0.50 0.64 0.60 0.58 0.67 0.62 cr#: 0.58 0.59 0.61 0.46 0.62 0.56 0.47 0.34 CAT#: 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 9 10 11 12 13 14 15 16 MgO 13.48 12.22 16.41 "13.17 14.61 13.66 10.76 3.15 A1203 22.00 16.64 39.01 23.73 27.33 24.86 21.39 11.82 Ti02 0.00 0.04 0.02 0.06 0.11 0.09 0.03 0.21 Cr203 46.68 52.09 29.52 44.66 42.31 45.45 46.44 47.31 FeO 15.91 17.73 15.20 17.96 15.44 15.52 20.81 37.36 Sum. : 98 . 07 98.72 100.16 99.58 99.80 99.58 99.43 99.85 Fe203: 1.72 2.26 2.16 2.56 1.48- 0.50 2.14 8.79 FeO: 14 . 36 15.70 13.25 15.65 14.11 15.07 18.89 2 9.45 newSum: 98.24 98.95 100.38 99.84 99.95 99.63 99.64 100.73 Cation numbers ! based on 32 (spinéi phases) or 3 (rhombohedral phases) oxygens Mg 5.0104 4.6568 5.5120 4 . 8088 5.2032 4.9536 4.0344 1.2830 A1 6.4664 5.0144 10.3608 6.8512 7.6968 7.1288 6.3424 3.8232 Ti - 0.0064 0.0024. 0.0096 0.0184 0.0152 0.0048 0.0424 Cr 9.2040 10.5304 5.2592 8.6496 7.9936 8.7432 9.2376 10.2680 Fe2 2.9952 3.3560 2.4968 3.2(164 "2 ."8T92 3.0656 3.9736 6.7608 cal Fe3 0.3224 0.4336 0.3664 0.4720 0.2648 0.0912 0.4043 1.8152 mg#: 0.63 0.58 0.69 0,60 0.65 0.62 0.50 0.16 cr#: 0.59 0.68 0.34 0.56 0.51 0.55 0.59 0.73 CAT#: 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 24.0000 B. Árcyelán G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 347 Tűzkő Hill, Szomód Section C Mg/(Mg+Fe 2 *) 14. ábra. A törmelékes spinellek geokémiai összetétele a szomódi Tűzkő-hegy szelvényében a cr# [=Cr/(Cr+Al)l és a mg# f=Mg/(Mg+Fe 2f )] függvényében, A szaggatott vonal a harzburgitok, a folytonos vonal a lherzolitok spinelljeinek összetételét jelöli Pober & Faupl 1988) osztályozása alapján. A sötét terület a gerecsei kréta üledékek törmelékes spinelljeinek összetételi tartományát szemlélteti (Árgyelán 1996) Fig. 14 Geochemical composilion of detrital spinéi grains at Tűzkő Hill, Szomód in the cr # [=Cr/(Cr+Al)J vs. mg# f=Mg/(Mg+Fe 2+ )J diagrams. Dashed line: composthonal field of harzburgites, solid line: composítional field of lherzolites (Pober & Faupl 1988). Darker area: compositional rangé of spinels from Cretaceous sedimenls of Gerecse Mountains (Árgyelán 1996) 0,5-0,7 közötti mg-értéke alapján az ultrabázisos kumulátumok (dunitek) spinelljeivel mutat kémiai rokonságot (23c. ábra, 14a. ábra). A spinellek össze¬ tétele megegyezik a harzburgitok és/vagy ultrabázisos kumulátumok mezejé¬ vel (POBER & Faupl 1988), valamint a III. típusú alpi peridotitok és ofiolitok mezejével (DiCK & Bullen 1984), amely óceáni kérgen kialakult szigetívre utal. Az alacsony Fe 3+ #, kisebb mint 0,05, szintén ofiolitos lepusztulási területet tük¬ röz (18a, b. ábra). 348 Földtani Közlöny 128/2-3 (Tölgyhát quarry, Lábatlanul Mg/(Mg+Fe 2+ ) 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0.0 0.8 + s— o o 0.4 0.2 a 0.0 A\ — u í ' 1 #AJ 1 G, 1 1 1 1 1 #* *.; 1 k ▲ * Upp< Lowf Jura gr Jurassic gr to Midd ssic e 0.8 0.6 0.4 0.2 0.0 ((Bánya Hill, Tardos ) Mg/(Mg+Fe 2+ ) 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0.0 15. ábra. A törmelékes spinellek geokémiai összetétele a Tölgyháti kőfejtő és a tardosi Bánya-hegy szelvényében a cr# [=Cr/(Cr+Al)j és a mg# [=Mg/(Mg+Fe 2+ )j függvényében. A szaggatott vonal a harzburgitok spinelljeinek összetételét jelöli Pober & Faupl 1988) osztályozása alapján. A sötét terület a gerecsei kréta üledékek törmelékes spinelljeinek összetételi tartományát szemlélteti (Árgyelán 1996) Fig. 15. Geochemical composition of detrital spinéi grains in the Tölgyhát quarry, Lábatlan and Bánya Hill, Tardos in the cr# [=Cr/(Cr+Al)] vs. mg# [=Mg/(Mg+Fe 2+ )] diagrams. Dashed line: compositional field of harzburgites (Pober & Faupl 1988). Darker area : compositional rangé of spinels from Cretaceous sediments of Gerecse Mountains (Árgyelán 1996) 2. Lábatlan, Tölgyháti-kőfejtó' A Tölgyháti-kőfejtő mintáiban vizsgált spinellek cr-száma két jól elkülönülő tartományt fed le, 0,3-0,6 és 0,65-0,75 (15a. ábra). A TÍO 2 s% értékek a harzbur¬ gitok/lher Zolitok illetve az ultrabázisos kumulátomok mezejére esnek (17a. áb¬ ra). A Fe 3+ # az adatok 95%-ban a köpenyeredetű peridotitokra jellemző határ alatt marad, kevesebb mint 0,05 (19a. ábra). A rétegsor magasabb cr-értékű spi- nell-együttesét az alpi peridotitok és ofiolitok III. típusába sorolhatjuk. Az ala- B. ÁrgyelAn G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 349 .0 .0 16. ábra. A törmelékes spinellek geokémiai összetétele a szomódi Tűzkő-hegy szelvényében a cr# [=Cr/(Cr+Al)] és a TÍO 2 s% függvényében. A Iherzolitok, harzburgitok, ultrabázisos kumuláturnok (dunitek) és a réteges, pados krómititek összetételi tartománya Pober & Faupl (1988) osztályozása alapján Fig. 16 Geochemical composüion ofdetrital spinéi grains at Tűzkő Hül, Szórnád in the cr# [-Cr/(Cr+Al)] vs. TiOi s% diagrams. Compositional rangé of Iherzolites, harzburgites, ultramafic cumulates (dunite) and podiform chromitites indicated after Pober & Faupl (1988) 350 Földtani Közlöny 128/2-3 17. ábra. A törmelékes spinellek geokémiai összetétele a Tölgyháti kőfejtő és a tardosi Bánya-hegy szelvényében a cr# [=Cr/(Cr+Al)] és a T 1 O 2 s% függvényében. A lherzolitok, harzburgitok, ultrabázisos kumulátumok (dunitek) és a réteges, pados krómititek összetételi tartománya Pober & Faupl (1988) osztályozása alapján Fig. 17 Geochemical composition of detrital spinéi grains in the Tölgyhát quarry, Lábatlan and Bánya Hill, Tardos in the cr# [=Cr/(Cr+AD] vs. TiOi s% diagrams. Compositional rangé of Iherzolites, harzburgites, ultmmafic cumulates (dunite) and podiform chromitites indicated after Pober & Faupl (1988) B. Árgtelán G., Császár G,: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 351 0 . 70 - 0 60 _ ( Tűzkő Hill, Szomód - Section A, B ) 0.50- ~ 0.40-1 Section A Section B O 0.30- I- 0 . 20 - 0 . 10 - 0 . 00-1 + •* + ^ -L. JL. Jt* 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.09 0.10 Fe 3 7(Cr+AI+Fe 3+ ) 5 c\ O i- b 0.70-1 0.60- (Tűzkő Hill, Szomód - Section C) 0.50- 0.40- 0.30- 2 x * s s x 0.20- 2 : X 2% 2* * Se 0.10- 2 % , O.OO-i X 2 2 - 1 - 1 — -¥ & g, -t- 1 -i- 1 - 1 - 1 - )0-f - 1 - 1 - ¥ g a i - 1 - 1 - 1 - 1 - 1 - 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.09 0.10 Fe 3 7(Cr+AI+Fe 3+ ) 18. ábra. A törmelékes spinellek geokémiai összetétele a szomódi Tűzkő-hegy szelvényében a Fe 3+ # [=Fe 3+ /(Cr+Al+Fe 3+ )] és a TiOz s% függvényében Fig. 18 Geochemical composition of detrital spinéi grains at Tűzkő Hill, Szomód in the Fe 3+ # /'=Fe 3+ /(Cr+Al+Fe 3+ )J vs. TÍO 2 s% diagrams 352 Földtani Közlöny 128/2-3 0.70 0.60 0.50 ~ 0.40 O 0.30 H 0.20 0.10 a o.oo 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.09 0.10 Fe 3 7(Cr+AI+Fe 3 *) (Tölgyhát quarry, Lábatlan) A Upper Jurassic * Lower to Míddle Jurassic 0.70-1 0.60- 0.50- nP 0 ^ 0.40- CM O 0.30- 1- 0.20- 0.10- b 0.00- (Bánya Hill, Tardos ) % Q a a „a pqn □ p| d | o 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.09 0.10 Fe 3 7(Cr+AI+Fe 3t ) 19. ábra. A törmelékes spinellek geokémiai összetétele a Tölgy háti kőfejtő és a tardosi Bánya-hegy szelvényében a Fe 3+ # [=Fe 3+ /(Cr+Al+Fe 3+ )j és a TÍO 2 s% függvényében Fig. 19 Geochemical composition of detrital spinéi grains in the Tölgyhát quarry, Lábatlan and Bánya Hill, Tardos in the Fe 3+ # [=Fe 3+ /( Cr+Al+Fe 3 *)] vs. T 1 O 2 s% diagrams. B. Árgyelán G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 353 csonyabb cr-számú spinellek (max. 0,6) 85%-a a harzburgitok, a többi a harz- burgitok és Iherzolitok közös összetételi mezejére esik. 3, Tardos, Bánya-hegy A spinellek cr-száma 0,4-0,75 tartományban változik, az adatok 1%-a esik a harzburgit mező alsó határára (15b. ábra). ATÍO 2 tartalom a lherzolitokra/harz- burgitokra jellemző, kevesebb, mint 0,2 s% (17b. ábra). A Fe 3+ # alacsony értékei szintén köpenyeredetű peridotitokra utalnak (19b. ábra). A tardosi Bánya-hegy törmelékes spinelljei az alpi típusú peridotitok és harzburgitok III. típusával (DlCK & BULLEN 1984) és a harzburgitok (PobER & Faupl 1988) összetételi me¬ zejével azonosíthatók. Következtetések és paleotektonikai háttér A Gerecse és a Bakony jura üledékösszlete, a Déli-Alpok rétegsorához ha¬ sonlóan (BERNOULLI & Jenkyns 1974; WlNTERER & BoSELLINI 1981), a jura Tethys óceán passzív, déli kontinentális szegélyén, differenciált paleomorfológiájú alj¬ zaton rakódott le (GALÁCZ et al. 1985), A terület rétegsorának paleotektonikai fejlődése nagymérvű hasonlóságot mutat a Déli-Alpok Trento platformjához (KÁZMÉR 1987; KÁZMÉR & KOVÁCS 1985), a Nyugat szicíliai (JENKYNS & TORRENS 1971), és az Északi Mészkőalpok jurájához. A kora-liász folyamán a nagy területeket felölelő, általánosan elterjedt karbonᬠtos üledékképződést a platform feltöredezése és az egyes blokkok differenciált süllyedése teszi változatossá. A tagolt morfológia eredményeként a kiemeltebb helyzetben maradt tenger alatti hátságokon hézagos üledékképződés folyt, míg a mélyebb területeken, a medencékben folyamatos üledéksor rakódott le. A karbonátplatform tektonikus feldarabolódásához feltehetően trachitos magmás tevékenység társult. Jura időszaki lávakőzet a Déli-Alpokban nem for¬ dul elő (BERNOULLI & PETERS 1970). Toarci-bajóci-bath vulkáni tevékenység nyomai csak nyugat és délkelet Szicília területéről ismertek (JENKYNS & TORRENS 1971), a Déli-Alpokban középső-jura és felső-jura nyomok találhatók (STURANI 1969; BERNOULLI & PETERS 1970). A Velencei-Alpok (Déli-Alpok) felső-oxfordi- tithon vörös, gumós, pelágikus mészkövének (Ammonitico Rosso Superiore) bentonitos agyagközbetelepülései riolitostól a trachitos felé eltolódó vulkaniz- musról tanúskodnak (BERNOULLI & PETERS 1970). A szerzők a Gerecse területéről is végeztek összehasonlító vizsgálatot, mely negatív eredményt adott. Egyetlen, a Tölgyháti-kőfejtőből gyűjtött mintán végzett röntgenelemzésükkel ellentét¬ ben, a rétegsor egymáshoz közel eső két szintjében (5. ábra, To-3, To-4) a mik- romíneralógiai vizsgálatok során savanyú magmatizmusra utaló euhedrális, pszeudo-hexagonális biotit, hornblende, augit és vulkáni kvarc volt kimutat¬ ható. (BERNOULLI és PETERS által megvizsgált anyag FÜLÖP (1969) szelvényének 354 Földtani Közlöny 128/2-3 feltehetően az 5. szintjéből származik, amely a jelen munkában közölt szelvény To-3, To-5 mintájának feleltethető meg.) Számottevő tufaszórásra visszavezethető, 5-15 em vastagságú bentonit réte¬ gekről számolt be Császár (1984) a Levélkúti-árok (Bakony-hegység) feltárᬠsából, a Lókúti Radiolarit legfelső rétegeiből. Teljes kőzetmintán végzett rönt¬ gen-diffrakciós vizsgálat alapján a fent leírt rétegek 71% montmorillonitot és montmorillonit-illitet, 16% illitet, valamint 12% kvarcot tartalmaznak. A Déli-Alpokkal ellentétben. Észak-Magyarországon savanyú lávakőzet és mészalkáli magmatizmusra visszavezethető, üledékes kőzetekben előforduló kőzettörmelékek is egyaránt fellelhetők. A Rudabányai-hegységben, ív mögötti medencében lerakodott fekete aleurolit és márgarétegek közé (Telekesoldali For¬ máció) középső-jura riolit települ (GRILL 1988), amely kémiai jellege alapján szubdukcióhoz kapcsolódó mészalkáli magmatizmus eredménye (SZAKMÁNY et al. 1989). A Nagybátony-324. sz. fúrásban, 1825 m alatt feltárt, mintegy 140 m vastag andezitből teljes kőzeten, földpáton és szeladoniton 154±3 millió év (oxfordi-kimmeridgei) átlagos K/Ar kor határozható meg (ÁRVA-SÓS et al. 1988). A Damói és a Szarvaskői Egységek feltehetően jura időszaki homokkő olisztolitjaiból riolit-dácit és andezit(?) kőzettörmelékek azonosíthatók (ÁRGYE- lán & Gulácsi 1997). Korábbi paleotektonikai rekonstrukciók alapján, a Neo-Tethys-Vardar óceán medencéje az afrikai lemez É-ÉK felé mozgása következtében a középső-jura folyamán kezdett el bezáródni, s intraóceáni szubdukció során az óceáni kéreg egy része felemésztődött. A szubdukcióhoz kapcsolódóan létrejött mészalkáli magmatizmusú óceáni szigetív a késő-jura-kora-kréta folyamán obdukálódott a Dinári szegélyre (DERCOURT et al. 1986; Knifper et al. 1986; RlCOU et al. 1986; CSONTOS 1992), melynek maradványa feltehetően a Rudabányai-hegységben feltárt jura riolit (Harangi et al. 1997). A gerecsei berriasi-apti-alsó-albai(?) sziliciklasztos üledékek terrigén törme¬ lékanyaga és törmelékes spinelljeinek Összetétele alapján a Neo-Tethys-Vardar óceán záródása részben rekonstruálható (ÁRGYELÁN 1995,1996). A záródás kez¬ dete még nem igazolt, és a feltételezett vulkáni ív jelenlétére is néhány, a tit- hon-berriasi Szentivánhegyi Mészkőben előforduló riolitos-dácitos kiömlési és intermedier mélységi, illetve a berriasi-valangini Berseki Márgában található gránitoid kőzettörmelékek utalnak. A gerecsei hettangi-tithon korszakbeli üledékekben az ofiolitos lepusztulási területet jelző Cr-gazdag törmelékes spinellek nyomokban legkorábban már a Pisznicei Mészkő Formációban (szomódi Tűzkő-hegy A szelvénye, 3. ábra, tatai Kálvária-domb, 4. ábra, tardosi Bánya-hegy, 6, ábra) megjelennek. A spinelltar- talmú rétegek kora előfordulásonként számottevő különbséget mutat ugyan (például a szomódi Tűzkő-hegyen, ahol az idősebb rétegeket nem vizsgáltuk, pliensbachi; a tatai Kálvária-dombon sinemuri; a tardosi Bánya-hegyen sine- muri, esetleg már hettangi), de kis mennyiségük alapján ez nem szükségszerűen jelent valóban eltérő korú megjelenést. A spinellek nagyobb mennyiségben, de a vizsgált jura szelvényekben változó gyakorisággal, az Eplényi Mészkő For¬ máció toarci szintjeitől azonosíthatók (szomódi Tűzkő-hegy B szelvénye, 3. áb- B. ÁrcyelAn G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 355 ra). A törmelékes spinelleknek az alsó-kréta képződményekben előforduló spi- nellekkel egyező összetétele és a felső-hettangi-alsó-sinemuri üledékekben való előfordulása alapján, a korábbi paleotektonikai rekonstrukciókkal ellentétben (Dercourt et al. 1986; Knipper et al. 1986), joggal feltételezhető, hogy a Neo- Tethys - Vardar óceán részleges záródása egyes területeken már korábban el¬ kezdődött, és az óceáni szutúra zóna, vagy az obdukált óceáni kéreganyag erodálódott az üledékes medencébe. Összehasonlítva a vizsgált jura mészkövek és a berriasi - apti - alsó-albai(?) sziliciklasztitok törmelékes Cr-gazdag spinell- jeinek kémiai összetételét, nagy hasonlóság állapítható meg. A cr# és mg#, valamint a TiCH mennyisége alapján a harzburgitok és ultrabázisos kumulátu- mok, dunitek (POBER & FAUPL1988), illetve az óceáni kérgen kialakult szigetívek (III. típusú alpi peridotitok és ofiolitok csoportja, DicK & Bullen 1984) spinell- jeivel mutatnak azonosságot. A fentiek alapján tehát megállapítható, hogy a jura és kréta üledékek törmelékes spinelljei egy ofiolitos lepusztulási terület ugyanazon kőzettani összetételű részéből származnak. A spinellek főelemvizs¬ gálata azonban arra nem alkalmas, hogy a különböző paleotektonikai rend¬ szerekhez tartozó ofiolit sorozatokat elkülönítsük, ezért nem zárható ki a jura üledékek törmelékes spinelljeinek idősebb szutúra zónából való áthalmozódása sem. A tölgyháti szelvény egy szűk időintervallumának magas biotit-tartalma, a szórványosan megjelenő amfibol és augit szemcsék, valamint a nehézásvány frakciókban uralkodó ilmenit és magnetit egy része hullott vulkáni anyagra utal. A vulkáni eredetű fragmentumok földrajzi elhelyezkedése alapján a liász- kora-dogger(?) vulkáni működés, a mai földrajzi irányokat figyelembe véve, a Gerecsétől ÉK-i irányba valószínűsíthető. Erre utalhat az ilmenit+magnetit gya¬ koriságának ilyen irányú növekedése, szemben a kontinentális eredetű ásvᬠnyok gyakoriságának nyugati irányú növekedésével. Ezt erősítik az egykoron DK-i irányba nyíló Tethys óceán aljzatának a Rudabányai-hegységben megőr¬ ződött maradványai is. A tatai Kálvária-domb és a Tölgyháti-kőfejtő mintáinak törmelékes muszkovit szemcséi metamorf lepusztulási területről származhatnak. A Tölgyháti-kőfejtő biotit- és muszkovitgazdag két szintjéből (To-3, To-4) a K/Ar kormeghatározás folyamatban van, amely további információkat nyújthat a feltételezett vulka- nizmus, valamint a muszkovitok (tengitek?) esetében a lepusztult metamorf kőzet korának meghatározására. A tatai Kálvária-domb kiugróan magas gránáttartalma, az epidot, staurolit, apatit és a rutil, turmalin, cirkon ásványegyüttese kontinentális kéreg lepusz¬ tulásából származik. Összefoglalás Összefoglalóan tehát megállapítható, hogy a nehézásvány eloszlás vizsgálata alapján a jura folyamán négy különböző kőzettani összetételű lepusztulási hely- 356 Földtani Közlöny 128/2-3 ről szállitódott a terrigén törmelékanyag a differenciált paleomorfológiájú üle¬ dékgyűjtő medencébe: - ofiol.it komplexum harzburgit és ultrabázisos kumulátum alkotta részeiből törmelékes spinéi! erodálódott és szállitódott főként a szomódi Tűzkő-hegy lerakodási területére, amely az üledékes medencének az obdukált fragmentum¬ hoz való viszonylagos közelségére utalhat; - gramíoidokra és metamorf kőzetekre utaló kontinentális kéreganyag tör¬ meléke szállitódott a tatai Kálvári-domb területére; - valószínűleg vulkáni működésből származó hullott kristályfragmentumok halmozódtak fel a Tölgyháti-kőfejtő toarci szintjében, amely alátámasztja a fel¬ tételezett vulkáni ív jelenlétét; - a tardosi Bánya-hegy medence peremi pozíciója miatt vegyes, granitoid és metamorf, alárendelten ofiolitos és vulkáni lepusztulási terület is rekonstruál¬ ható. Jelenlegi ismereteink alapján, az alpi-kárpáti-dinári régióban a Cr-gazdag tör¬ melékes spinellek legkorábbi szórványos megjelenése a késő-hettangi-kora-si- nemuri üledékes képződményekben azonosítható, a toarcitól kezdődően nö¬ vekvő gyakorisággal. Köszönetnyilvánítás A szerzők köszönetüket fejezik ki FODOR Lászlónak, a terület tektonikai fej¬ lődését érintő kérdések megvitatásáért, valamint SZABÓ Csabának és KÁZMÉR Miklósnak szakmai tanácsaiért és a lektorálás során tett észrevételeiért. Köszö¬ net illeti GÁLNÉ SÓLYMOS Kamillát, a mikroszonda laboratórium vezetőjét, a spinellek elektronmikroszondás elemzéséért. A munkát az Országos Tudo¬ mányos Kutatási Alap T 016785 számú pályázata támogatta. Irodalom - References Allan, J.F., Sack, R.O., Batiza, R. 1988: Cr-rich spinels as petrogenetic indicators: MORB-type lavas írom the Lamont seamount chain, Eastem Pacific - American Mineralogist 73, 741-753. Arai, S. 1992: Chemistry of chromian spinéi in volcanic rocks as a potenciál guide to magma chemistry - Mineralogical Magaziné, 56, 173-184. Arai, S., Okad a, H. 1991: Petrology of serpentinite sandstone as a key to tectonic development of serpentinite belts - Tectonophysics, 195, 65-81. Árgyelán G.B. 1993: A gerecsei kréta törmelékes összlet petrográfiai és petrológiai vizsgálata (Egykori óceáni képződmények rekonstrukciója a törmelékes alkotók alapján - Egyetemi doktori disszertáció, Budapest, 186 p., (In Hungárián with English abstract). Árgyelán, G.B. 1995: Petrographical and petrological investigations of the Cretaceous clastic sediments of the Gerecse Mountains, Hungary - Általános Földtani Szemle, 27, 59-83, (In Hungárián with English abstract). Árgyelán, G.B. 1996: Geochemical investigations of detrital chrome spinels as a tool to detect an ophiolitic source area (Gerecse Mountains, Hungary) - Acta Geologica Hungarica, 39, 341-368. B. Árgyelán G., Császár G.: Törmelékes krómspmellek a gerecsei jura képződményekben 357 Árgyelán, G.B. 1997: Ophiolitic detritus in the Lower Cretaceous sandstone of Gerecse Mountains, Hungary: Petrography, detrital modes, provenance (abstract) - Mineralia Slovaca, 29, 262. Final Meeting of IGCP Project 362, Stará Lesná. Árgyelán, G.B,, Gulácsi, Z. 1997: Acidic extrusive and plutonic fragments in the siliciclastic sediments of the Damó and Szarvaskő Units, Hungary (abstract) - Terra Nostra 97/2, 3, Sediment'97, 12th Annual Meeting of Sedimentologists, Cologne. Árgyelán, G.B., Fogarasi, A., Kovács-Pálffy, P., Viczián, I. 1997: Events and cycles - an example from the Lower Cretaceous Bersek HL11, Gerecse Mountains, Hungary (abstract) - Gaea heidelbergiensis, 4, 48, ISth Régiónál Europian Meeting of Sedimentology, Heidelberg. Árva-Sós, E., Balogh, K., Ravasz-Baranyai, L. 1988: Mesozoic andesite in borehole Nagybátony 324 - A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1986 évről, 117-121. Bada, G., Fodor, L., Székely, B., Tímár, G. 1996: Tertiary brittle faulting and stress field evolution in the Gerecse Mountains, northern Hungary - Tectonophysics, 255, 269-289. Ballhaus, C., Berry, R.F., Green, D.H. 1990: Oxygen fugacity Controls in the Earth's upper mantle - Natúré, 348, 437-440. Bernoulli, D., Jenkyns, H.C. 1974: Alpine, Mediterranean, and Central Atlantic Mesozoic facies in relation to the early evolution of the Tethys. - In.: Dott, R.H., Shaver, R.H. (Eds.): Modem and ancient Geosynclinal sedimentation - Soc. Econ. Paleont. Miner. 19, 129-160. Bernoulli, D., Peters, T. 1970: Traces of Rhyolitic-Trachytic Voleanism in the Upper Jurassic of the Southern Alps - Eclogae geologíe Helvetica, 63, 609-621. Császár G. 1984: Magyarázó a Bakony hegység 20 000-es földtani térképsorozatához - Magyar Állami Földtani Intézet, 1984, 138 p. Császár, G. 1995: An overview of the Cretaceous research in the Gerecse Mountains and the Vértes Foreland - Általános Földtani Szemle, 27, 133-152, (In Hungárián with English abstract). Császár, G. (ed.) 1997: Basic lithostratigraphic units of Hungary - Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Budapest 114 p. Császár, G., Árgyelán, G.B. 1994: Stratigraphical and micromineralogical investigation of Lower Cretaceous sediments in Gerecse Mts. (Hungary) - Cretaceous Research, 15, 417-434. Császár, G,, Haas, J. 1984: The Cretaceous in Hungary: A review - Acta Geologica Hungarica, 27, 417-428. Császár, G., Galácz, A., Vörös, A. 1998: A gerecsei jura - fácieskérdések, alpi analógiák - Földtani Közlöny 128/2-3, Csontos, L. 1992: Mesozoic geologíe and geodynamic problems of the Gemer-Bükk region - Terra nova, Abstract Supplement 2, 12. Csontos, L., Nagymarosy, A„ Horváth, F., Kovács, M. 1992: Tertiary evolution of the Intra-Car- pathian area: a model - Tectonophysics, 208, 221-241. Decker, K., Faupl, P., Müller, A. 1987: Synorogenic sedimentation on the Northern Calcareous Alps duríng the Early Cretaceous. - In: Flügel, H.W., Faupl, P. (Eds.): Geodynamics of the Eastern Alps-Vienna, Deuticke, 126-141. Dercourt, J., Zonenshain, L.P., Ricou, L.E., Kazmin, V.G., Le Pichon, X., Kmpper, A.L., Grandjaquet, C., Sbortshikov, I.M., Geyssant, Lepvrier, C., Pechersky, D.H., Boulin, SlBUET, J,C„ Savostin, L.A., Sorokhtin, O., Westphal, M., Bazhenov, M.L., Lauer, J.P., Biju-Duval, B. 1986: Geoloeical evolution of the Tethys beit from the Atlantic to Pamirs since the Lias - Tectonophysics, 123, 241-315. Dick, H.J.B., BulléN, T. 1984: Chromian spinéi as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas - Conlributicms to Mineralogy and Petrology, 86, 54-76. Dietrjch, V.J., Franz, U. 1976: Ophiolite-Detritus in den Santonen Gosau-Schichten (Nördliche Kalkalpen) - Geotektonische Forsch. 50, 85-109. Dosztály L. 1998; jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységben - Földtani Közlöny 128/2-3, Droop, G.T.R. 1987: A generál equation estimating Fe 3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric eriteria - Mineralogical Magaziné, 51, 431-435. Evans, B.W., Frost, B.R. 1975: Chrome-spinel in progressive metamorphism - a preliminary analysis - Geochimica el Cosmochimica Acta, 39, 959-972. 358 Földtani Közlöny 128/2-3 Fabriés, J. 1979: Spinel-olivine geothermometry in peridotite írom ultramafic complex - Contributions to Mineralogy and Petrology, 69, 329-336. Faupl, P. 1977: Sedimentologische Studien im Kreideflysch dér Líenzer Dolomitén - Anzeiger dér Österreichischen Akademie dér Wissenschaften, Mathematisch-Naturwissenschaftliche Klasse 1976, 131-134. Faupl, P., Császár, G., Misík, M. 1997: Cretaceous and Paleogene sedimentary evolution in the Eastem Alps, Western Carpathians and the North Pannonian region: An OverView - Acia Ceologica Hungarica, 40, 273-305. Faupl, P., Tollmann, A. 1979: Die Rossfeldschichten: Ein Beispiel für Sedimentation im Bereich einer tektonisch aktiven Tiefseerinne aus dér kalkalpinen Unterkreide - Geologische Rundschau, 68, 93-120. Faupl, P., Wagreich, M. 1992: Cretaceous flysch and pelagic sequences of the Eastern Alps: correlations, heavy minerals, and palaeogeographic implications - Cretaceous Research, 13, 387-403. Félegyházy, L., NagymarOSY, A. 1991: New data on the age of the Lower Cretaceous formations in the Gerecse Mountains (Hungary) - Geologica Carpathica, 42, 123-126. Félegyházy, L., Nagymarosy, A. 1992: Calcareous Nannoplankton stratigraphy of Lower Cretaceous formations in the Gerecse Mountains - Acia Geologica Hungarica, 35, 251-262. Fisk, M.R., Bence, A.E. 1980: Experimental crystallization of chrome spinéi in FAMOUS-basalt 527-1-1 - Earth Planetary Science Letters, 48, 111-123. Fogarasi, A. 1995a: Sedimentation on tectonically controlled submarine slopes of Cretaceous age, Gerecse Mts., Hungary - working hypothesis -Általános Földtani Szemle, 27,15-41, (in Hungárián with English abstract). Fogarasi, A. 1995b: Cretaceous cyclostratigraphy of Gerecse Mts.: Preliminary results - Általános Földtani Szemle, 27, 43-51, (in Hungárián with English abstract). Főzy, 1.1993: Upper Jurassíc ammonite biostratigraphy in the Gerecse and Pilis Mts. (Transdanubian Central Rangé, Hungary) - Földtani Közlöny, 123, 441-464. Főzy, I. 1995: Lower Cretaceous ammonite biostratigraphy of the Gerecse Hill (Gerecse Mts., Hungary) - Általános Földtani Szemle, 27, 7-14, (in Hungárián with English abstract). Fülöp, J. 1958: Die kretazischen Bildungen des Gerecse-Gebirges - Geologica Hungarica, series Geologica, 11, 124 p. Fülöp, J. 1969: Excursion Guide. Geology of the Transdanubian Central, Mecsek and Villány Mountains - Coll. Mediterranean Jurassic Stratigraphy, Budapest 1969. Fülöp, J. 1975: Tatai mezozóos alaphegységrögök - Geologica Hungarica, series Geologica, 16. 135 p. Galácz, A. 1984: Jurassic of Hungary: a review - Acta Geologica Hungarica, 27, 359-377. Galácz, A. 1988: Tectonically controlled sedimentation in the Jurassic of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Rangé, Hungary) - Acta Geologica Hungarica, 31, 313-328. Galácz, A., Horváth, F., Vörös, A. 1985: Sedimentary and structural evolution of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Rangé, Hungary: Paleogeographic implications - Acta Geologica Hungarica, 28, 85-100. Galácz, A., Vörös, A. 1972: A Bakony-hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtani jelenségek kiértékelése alapján - Földtani Közlöny, 102, 122-135. Géczy, B. 1984: Provincialism of Jurassic ammonites: examples írom Hungárián faunas - Acta Geologica Hungarica, 27, 379-389. Géczy, B 1986: Jelentés a nyugat gerecseí alsójura ammonitesekről - Kézirat, 10 p. Magyar Állami Földtani Intézet Adattár. Grill, J. 1988: Jurassic Formations of the Rudabánya Mountains - A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1986. évről, 69-103. (in Hungárián with English abstract). Hantken, M. 1868: Lábatlan vidékének földtani viszonyai-A Magyarhoni Földtani Társulat Munkálatai, IV, 48-56, Budapest. Harangi, Sz., Szabó, Cs., Józsa, S., Szoldán, Zs., Árva-Sós, E., Bállá, M., Kubovics, I. 1996: Mesozoic Igneous Suites in Hungary: Implications fór Genesis and Tectonic Setting in the Northwestern Part of Tethys - International Geology Review, 38, 336-360. B. Árcyelán G., Császár G.: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződményekben 359 Hill, R., Roeder, R. 1974: The crystallization of spinéi írom basaltic liquid as a function of oxygen fugacity - Journal of Geology, 82, 709-729. Irvine, T.N. 1967: Chromian spinéi as a petrogenetic indicator - Canadian Journal of Earth Sciences, 4, 71-99. Jablonsky, J. 1992: Rossfeld Formádon in Krizna and Choc nappes, Western Carpathians (absract) - Terra nova, 4, p. 34. Jenkyns, H.C., Torrens, H.S. 1971: Paleogeographic evolution of Jurassic seamounts in Western Sicily - A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1970. évről, 91-104. Kázmér, M. 1987: Lower Jurassic facies zones in the Bakony unit of Hungary - Annales Universitatis Scientiarium Budapestinensis, Sectio Geologica, 27, 89-100 Kázmér, M., Kovács, S. 1985: Permian-Paleogene paleogeography along the eastern part of the Periadriadc Lineament: Evidence fór Continental escape of the Bakony-Drauzug unit - Acta Geologica Hungarica, 28, 69-82. Knipper, A., Ricou, L.E., Dercourt, J. 1986: Ophiolites as indicators of the geodynamic evolution of the Tethyan óceán - Tectonophysics, 123, 213-240. Konda, J. 1982: A Dunántúli-középhegység jura képződményei - Kézirat, Magyar Állami Födtani Intézet Adattár T10858. Konda, J. 1987: Gerecse, Süttő, Vöröshídi kőfejtő - Magyarország Geológiai Alapszelvényei, Magyar Állami Földtani Intézet, 6 p. Konda, J. 1988: Gerecse, Lábatlan, Tölgyháti kőfejtő - Magyarország Geológia Alapszelvényei, Magyar Állami Földtani Intézet, 8 p. Lantos, 1995: A gerecsei alsójura szedimentológiai vizsgálata. Kapcsolatok a liász tektonikával és ősföldrajzzal - Szakdolgozat, Eötvös Lóránd Tudományegyetem, Budapest 136 p. Lehmann, J. 1983: Diffusion between olivine and spinek application to geothermometry - Earth Planetary Science hellers, 64, 123-138. Letterier, J., Maury, R.C., Thonon, P. Girard, D., Marchal, M. 1982: Clinopyroxene composition as a method of Identification of the magffiatic affinities of paleo-volcanic series - Earth and Planetary Science Letters, 59, 139-154. Mattioli, G.S., Wood, B.J. 1988: Magnetite activities across theMgAl 2 0 4 -Fe 3 0 4 jóin, with application to thermobarometric estimates of upper mantle oxigén fugacity - Contributions to Mineralogy and Petrology, 98, 148-162. Misík, M., Jablonskí, J., Fejdi, P., Sykora, M. 1980: Chromian and ferrian spinels frotn Cretaceous sediments of the West Carpathians - Mineralia Slovaca, 12, 209-228. Morton, A.C. 1985: Heavy minerals in provenance studies. - In: Zuffa, G.G. (ed.): Provenance of Arenites - NATO ASl Series, Series C. 148, 249-279. Morton, A.C. 1987: Influences of provenance and diagenesis on detrital garnet suites in the Forties Sandstone, Paleocene, Central North Sea - Journal of Sedimentary Petrology, 57, 1027-1032. Morton, A.C., Stiberg, J.P., Hurts, A., Qvale, H. 1989: Lithostratigraphic correlation using heavy minerals: the Brent Group, Oseberg Field, North Sea. - In: Collison, J. (ed.): Correlation in Hydrocarbon Exploration - Graham & Trotman, London, 217-230. Murck, B.W., Campbell, I. H. 1986: The effects of temperature, oxygen fugacity and melt composition on the behaviour of chromiutn in basic and ultrabasic melts - Geochimica Cosmochimica Acta, 50, 1871-1887, Nisbet, E.G., Pearce, J.A. 1977: Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings - Contributions to Mineralogy and Petrology, 63, 149-160. Pober, E., Faupl, P. 1988: The chemistry of detrital chromian spinels and its irnplications fór the geodynamic evolution of Eastern AIps - Geologische Rundschau, 77, 641-670. Rezessy A. 1998: Ciklussztratigráfiai vizsgálatok gerecsei alsó-jura szelvényeken - Földtani Közlöny 128/2-3, Ricou, L.E., Dercourt, J„ Grandjacquet, G., Geyssant, J., Lepvrier, C„ Biju-Duval, B. 1986: Geological constraints on the Alpine geodynamic hístory of the Mediterranean Tethys - Tectonophysics, 123, 83-122. Roeder, P.L., Campbell, I.H., Jamieson, H.E. 1979: A Re-Evaluation of the Olivine-Spinel Geother- mometer - Contributions to Mineralogy and Petrology, 68, 325-334. 360 Földtani Közlöny 128/2-3 Sack, R.O., Ghiorso, M.S. 1991: Chromian spinels as petrogenetic indicator: termodynamics and petrological applications - American Mineralogist, 76, 827-847. Sturani, C. 1969: Intercalazione di. Vulcanítí Medio-Giurassiche nel 'Rosso Ammonitico' dei Lessini veronesi - Bull. Soc. Geo!. Ital. 88, 589-601. Styles, M.T., Stone, P., Floyd, J.D. 1989: Arc detrítus ín the Southern Uplands: mineralogical characterization of a 'missing' terrane - Journal of the Geological Society, London 146, 397—400. Szakmány, Gy., Máthé, Z., Réti, Zs. 1989: The position and petrochemistry of the rhyolite in the Rudabánya Mountains (NE Hungary) - Acta Mineralogica-Petrographica, 30, 81-92. Sztanó, 0.1990: Submarine fan-channel conglomerate of Lower Cretaceous, Gerecse Mts,, Hungary - Neues Jahrbuch für Geologie und Palaontologie Monatshefte 7, 431-446. Sztanó, O., Báldi-Beke, M. 1991: New data prove Laté Aptian-Early Albian age of Köszörűkőbánya Conglomerate Member, Gerecse Mountains, Hungary - Annales Universitatis Scientiarium Budapestinensis, Sectio Geologica 30, 155-164. Thayer, T.R 1970: Chromite segregations as petrogenetic indicatovs - Geological Society of South Africa, Spéciül Publications 1, 380-390. Vigh G. 1943: A Gerecse hegység északnyugati részének földtani és őslénytani viszonyai - Földtani Közlöny, 73, 4-9. Vigh G. 1961: A Gerecse hegység nyugati felének földtani vázlata - A Magyar Állami Intézet Évi Jelentése 49/2, 463-468. Vigh Gy. 1935: Adatok a Gerecse-hegység nyugati részének földtani ismeretéhez - A Magyar Állami Intézet Évi Jelentése 1925-1928 évről, 87-96. Vörös, A. 1987: Pliensbachian Brachiopod biogeography of the "Mediterrán microcontinent" - Acta Geologica Hungarica, 30, 59-80. Vörös, A. 1988: Conclusions on Brachiopoda. - In: Rakus, M, Dekcourt, J, Nairn, A (eds.): Evolution of the northern margin of Tethys - The results of IGCP project 198, 1, 79-83. Vörös, A, 1991: Hierlatzkalk - a peculiar Austro-Hungarian Jurassic facies. - In: Lobítzer, H., Császár, G. (eds.): A 20 éves magyar-osztrák földtani együttműködés jubileumi kötet 1, 145-154. Wagreich, M., Faufl, P„ Schlagintweit, F. 1995: Chrome spinéi írom Urgonian limestone pebbles of the Northern Calcareous Alps (Austria, Bavaria) Evídence fór an intra-Austroalpine suture zone - Geologica Carphatica, 46, 197-204. Winterer, E.L., Bosellini, A. 1981: Subsidence and sedimentation on Jurassic passive Continental margin (southem Alps, Italy) - American Association Petroleum Geologists Bulletin, 65, 394-421. Winterer, E.L., Metzler, C.V., Sarti, M. 1991: Neptunian dykes and associated breccias (southem Apls, Italy and Switzerland: role of gravity sliding in open and closed Systems - Sedimentology, 38,381-404. Woletz, G. 1963: Charakteristische Abfolge dér Schwermineralgehalte in Kreide- und Alttertiár- schichten dér nördlichen Ostalpen: - Jahrbuch dér Geologischen Bundesandstalt, 106, 89-119. Wood, B.J. 1991: Oxygen barometry of spinéi peridotites, - In: Lemdsley, D.H. (ed.): Oxide minerals: Petrologic and magnetic significance - Revieivs in Mineralogy, 25, 417—431. Zimmekle, W. 1984: The Geotectonic Significance of Detrital Brown Spinéi in Sedíments - Mitteilungen dér Geologie und Paliiontologie Institut Uníversitdt Hamburg, 337-360. ZupaniÍ, L., Babiö, Lj., Crnjakoviö, M. 1981: Lower Cretaceous basinal clastics OStrc Formation in the Mt. Ivanscifa Northwestern Croatia - Acta Geologica, Zagreb 11, 1-44. A kézirat beérkezett: 1998. 05. 21. Földtani Közlöny 128/2-3, 361-374 (1998) Budapest Alsó-jura glaukonitos agyagásvány és bezáró képződményeinek vizsgálata a szomódi Tuzkoí-hegyen Lower Jurassic glaucony occurrence írom Tűzkő Hill, Szomód, Hungary KORITÁR Zsuzsanna - SALLAY Enikő - WEISZBURG Tamás 1 (7 ábra, 2 táblázat) Abstract The aim of the current study is to determine the mineralogical characteristics of glaucony that occurs in Lower Jurassic limestone beds of Tűzkő Hill (Tűzkő-hegy), Szomód, near Tata, Hungary (Fig. 1). The geological envirorvment of the green minerals (hereafter referred to as glauconitic grains) has previously been characterised by detailed sedimentological, paleontological, petrographical and geochemical studies. Glauconitic grains, fiíling shells of gastropods, ammonites, bivalves and ostracodes, consist of iron-rich dioctahedral hydromica containing approximately 20-40% interlayered smectite. The considerable A1 substitution in the tetrahedral positions (Table II), and the doeo > 1.510 Á value (Fig. 5) show that this mineral is nőt celadonite. According to the Chemical analysis there is a balanced Fe-Mg-Al substitution ín the octahedral positions (Table II). There is no trace of any precursor mineral. The morphology of the grains and the REE studies (Fig. 7) show that the Szomód glaucony is of neoformational origin and it formed simultaneously with the hőst rock (Pisznice Limestone, Early Jurassic, see Fig. 2). Glauconitic grains are interlayered (they represent the second stage of the „disordered clay mineral - interlayered glauconite - disordered glauconite - ordered glauconite" series (Bailey 1984)), which indicates that there was nőt enough time fór their formation: they became buried relatively soon, or there was a change in the local reductive environment, e.g. the decay of soft bodies filling the shells, couldn't compensate the evolving oxidative conditions in sea water. As a result, the formation of glauconites stopped at this stage. From methodologieal point of view it can be emphasised that the separation of glauconitic grains by applying the standard diluted HC1 attack did nőt have any characteristic effect on the REE spectrum of the mineral (Fig. 7). Manuscript received; 22. 09. 1997 Összefoglalás Az elmúlt évek ásványtani kutatásai nyomán ma már lehetőség van a glaukonitok pontos, a földtan számára is informatív mineralógiai jellemzésére. A szomódi Tűzkő-hegy képződményeinek szakirodalomban szereplő üledékföldtani, őslénytani, kőzettani és geokémiai vizsgálatai után mineralógiai vizsgálatokat végeztünk az itt megjelenő, a geológiai leírásokban „glaukonitként" 1 ELTE Ásványtani Tanszék, 1088 Budapest, Múzeum körűt 4/A, weiszburg@ludens.elte.hu 362 Földtani Közlöny 128/2-3 szereplő kora-jura korú zöld agyagásványon, hogy hozzájáruljunk a pontosabb földtani kép kialakításához. Az ásvány csigák, ammonitesek, kagylók, ostracodák vázát tölti ki. Az elvégzett vizsgálatok alapján (röntgen pordiffrakció, teljes kémiai analízis, Mössbauer-spekt- roszkópia) a zöld agyagásvány (a továbbiakban „glaukonitok") magas vastartalmú dioktaéderes hidrocsillám, amely kb. 20-40% mennyiségben közberétegzett szmektitet tartalmaz. A tetraéderes pozíciók jelentős Al-helyettesítése és a do6c >1,510 Á érték alapján az ásvány nem szeladonit. A kémiai elemzés szerint az oktaéderes pozíciókban kb. azonos mennyiségben van jelen a vas, a magnézium és az alumínium, ami a közvetlen fajbesorolást megnehezíti. Prekurzor ásvány nyomát nem találtuk. A ritkaföldfém vizsgálatok is azt igazolták, hogy a szomódi glaukonitok neoform eredetűek és együtt képződtek a befogadó mészkővel (nem idősebb rétegekből áthalmozottak), koruk tehát megegyezik a Piszrücei Mészkő Formáció kora-jura korával. Az, hogy a glaukonitok közberétegzettek, tehát a „rendezetlen agyagásvány - közberétegzett glaukonit - rendezetlen glaukonit - rendezett glaukonit" (Bailey 1984) fejlődési sornak csak a második szakaszába jutottak el, arra utal, hogy nem volt elegendő idő a képződésükre. Ez vagy azt jelenti, hogy a képződmény viszonylag hamar betemetődött, vagy a vázakat kitöltő lágytestek bomlása által létrejött lokális reduktív környezet sem tudta kompenzálni a tengervízben később kialakuló erősen oxidatív körülményeket. Ennek hatására a glaukonitok képződése e fázisban befejeződött. Metodikai szempontból kiemelhető, hogy a glaukonitok savazásos szeparálása esetünkben nem hamisította meg az ásvány RFF-spektrumát. Bevezetés A glaukonitos rétegek vizsgálata fontos adatokat szolgáltat a földtani kép¬ ződmények keletkezési körülményeinek tisztázásához. Az elmúlt évek ásvány¬ tani kutatásai nyomán ma már mód nyílik a glaukonitok pontos, a földtan számára is informatív mineralógiai jellemzésére. A szomódi Tűzkő-hegy kréta képződményeinek üledékföldtani, őslénytani, kőzettani és nehézásvány-vizsgálatai (Császár 1995; Árgyelán 1995; Szente I. szóbeli közlés) segítették a gerecsei kréta ősföldrajzi rekonstrukcióját. Ugyan¬ akkor a triász végi, kora-jura eseményekről, a tektonikai folyamatokról, a Tethys-Vardar-óceán fejlődéséről ma is csak vázlatos képünk van. A rétegsor kora-jura szakaszában zöld agyagok (e cikkben ezentúl: glaukonitos agyagok ill. glaukonitok) is képződtek. Jelen munkánk célja, hogy e glaukonitok korszerű ásványtani jellemzésével, továbbá a glaukonitos réteg vizsgálatával a pontosabb földtani rekonstrukciót segítsük. Földtani környezet A triász-kora-kréta folyamán a Dunántúli-középhegység, s benne a Gerecse hegység az Alp-Kárpát-Dinári rendszeren belül, a Keleti- és a Déli-Alpok között a Tethys-Vardar-óceán medencéjétől délre helyezkedett el (KÁZMÉR & KOVÁCS 1985; HAAS 1987; HAAS & CSÁSZÁR 1987; CSONTOS 1997) A triász végén a Tethys gyorsan süllyedő, széles selfjein árapályövhöz közeli környezetben nagy vastagságú sekélytengeri, karbonátos összletek rakódtak le. Ezen képződmények még a Dachsteini Mészkő ill. a Fődolomit Formációba Koritár Zs. et al: Alsó-jura glaukonitos agyagásvány 363 tartoznak (HAAS 1987). A kora-jurára jellemző lassú süllyedés néhány hátság kivételével egészen a késő-jura kompresszióig tartott. A tektonikai mozgások eredményeként a hettangi végén megindult a karbonátplatformok feldaraboló- dása, és egyes részeik lesüllyedtek (1. ábra). 1. ábra. A nyugat-gerecsei jura vázlatos térképe Császár (1995) után. Jelmagyarázat: G - Gorba-hátság; Ö - település; • - mélyfúrás; függőlegesen vonalazott terület a folyamatos vagy a közel folyamatos jura rétegsor, vízszintesen vonalazott a hézagos jura rétegsor Fig. 1 Sketch of the Jurassic of West Gerecse (after Császár, 1995). Legend: G -Gorba náge , O - settlement, • - borehok ; vertical hatching area: continuous or quasi-contmuous Jurassic secjuences; horizontul hatching area: Jurassic sequences with hiatuses A szomódi „A" jelű szelvények által feltárt, glaukonitos rétegsor (2. ábra) a hátság valamelyik alsó lépcsőjén halmozódhatott fel. A hátság központi blokk¬ ján a triászra üledékhézaggal települt az alsó-jura Pisznicei Mészkő, vékony rétegben. Vetők mentén történő süllyedés és üledékfelhalmozódás váltogatták egymást. A sekély hátságlépcső megfelelő mélység, vízhőmérséklet és tenger¬ áramlási viszonyok közé kerülésekor kezdődhetett meg a tengervízből a glau¬ konitos agyag kiválása és a Gorba-hátság ( 1. ábra ) nyugati lépcsőjén való fel- halmozódása. A glaukonitok keletkezését lehetővé tevő körülmények csak a 364 Földtani Közlöny 128/2—3 SzöfitJvánhegyi D szelvény Mészkő Formádó 2. ábra. A szomódi Tűzkő-hegy szelvénye (Császár et al. jelen kötet) Fig. 2 Ceological profile of the Tűzkő Hill, Szórnád (Császár et al. this volume) Glaucony occurs in layer 3 of profile A/l and in layers A/2 (see alsó Fig. 3) pliensbachira voltak jellemzőek, és viszonylag hamar megváltoztak: a toarciban a hasonló litológiájú kőzetekben már nem találjuk meg a zöld szemcséket. A tűzkő-hegyi feltárásban (3. ábra ) csak az A/1 és A/2 jelű szelvények (2. ábra) tartalmaznak glaukonitos agyagot. Az A/l-es szelvény alsó 1,5 métere és az A/2-es szelvény teljes egésze a Pisznicei Mészkő Formációba tartozó crinoideás mészkő, szórványosan ammonitesekkel, A rétegsor alján a crinoideák még ap¬ rók, majd egyre erőteljesebb kifejlődésűek. Az A/l szelvény 3-as rétege glau¬ konitos mészkő. E rétegen belül, önálló betelepülésként, nem glaukonitos meg¬ jelenésű bamászöld agyag is megjelenik („2-es réteg"). A 3-as réteg folytatódik KoríTár Zs. et al: Alsó-jura glaukonitos agyagásvány 365 a kőfejtő másik, nyugati oldalán (3. ábra ) levő A/2-es szelvény kifej¬ lődésében, Mivel az A/l-es szel¬ vényben csak a 3-as rétegben talál¬ hatók glaukonitok (a 4-es rétegben csak szórványosan fordulnak elő), ezért kőzettani szempontból e réteg vizsgálatával foglalkoztunk részle¬ tesen. A szomódi rétegsorban a glauko¬ nitok crinoidea törmelékekkel együtt jelennek meg. Joggal feltéte¬ lezhetjük, hogy a crinoideák felhal¬ mozódása az életterükként szolgá- 3. ábra. A tűzkő-hegyi feltárás vázlatos alaprajza (lásd a 2. ábrát is) Fig. 3 Sketch af the Tűzkő Hül outcrop (see alsó Fig. 2) ló, vagy a közvetlenül ez alatti hátságlépcsőn történt. Ez a környezet lehetett a glaukonitok képződési környezete is. Mintaeló'készítés A felaprított mészkőmintákat 10%-os sósavban oldottuk, rendszeres, aprán- kénti utántöltéssel, amíg a pezsgés már nem volt észlelhető. Az oldás után visszamaradt anyagot először nedves, majd száraz szitálással választottuk el. A 0,5-0,25 mm-es, 0,25-0,125 mm-es és 0,125-0,063 mm-es frakciókat mágne¬ sesen szeparáltuk először 0,8; később 1,0; majd 1,4 amperen, 26°-os horizontális és 16°-os vertikális dőlés mellett. Végül sztereomikroszkóp alatt tűvel elválasz¬ tottuk az önálló glaukonitos szemcséket a még megmaradt karbonát- és nehéz- ásvány-szemcséktől. Morfológiai vizsgálatok A glaukonitok színe sötét fűzöld. A szemcsék a mészkőben szórványosan fordulnak elő, ritkán 1-2 cm-es halmazokban dúsulnak. Csigák, kagylók, am- monites-embriók és ostracodák vázait töltötték ki. A 0,063-0,25 mm mérettar¬ tományban dúsuló kőbelek nehezen határozhatók, szűkebb rendszertani kate¬ góriákba nem sorolhatók be (Szente I. szóbeli közlése). Az A/l-es szelvény (2. ábra) 3-as (glaukonitos) rétegében felfelé haladva a glaukonit egyre erősebben oxidált. Színe vékonycsiszolatban vörösbe hajló. Ez az oxidáltság azonban az A/2-es szelvényben nem jelenik meg. Röntgen pordiffrakciós vizsgálatok Szerkezeti rendezettségük alapján a glaukonitokat három típusra osztjuk: (1) rendezett, (2) rendezetlen, (3) közberétegzett (Burst 1958; Hower 1961). Ez a 366 Földtani Közlöny 128/2-3 megkülönböztetés a szerkezetet felépítő glaukonit - (nem duzzadó) és a szmek- tit - (duzzadó) rétegek arányán alapul. A rendezett glaukonitok kevesebb mint 10%, a rendezetlen 10-20%, a közberétegzett pedig 20-60% duzzadó réteget tartalmaznak. Ez utóbbiakban a glaukonit- és szmektitrétegek teljesen véletlen¬ szerűen helyezkednek el. Röntgendiffrakciós felvételek készültek a szeparált glaukonitok megismeré¬ sére, valamint a 10%-os sósavban oldott, szitasoron átengedett minta 0,063 mm alatti frakciójának és a 2-es rétegnek (barnászöld agyag) a vizsgálatára. 4. ábra. Glaukonitok orientált röntgendiffraktogramjai: kezeletlen (felső), etilénglikollal kezelt (alsó) Fig. 4 Oriented X-ray powder .diffractogram of glauconitic grains: untreated (upper), glycolated (lower) A rutin (szeparált, porított, orientálatlan minta), orientált (szuszpenzióból az alumínium mintatartóra ülepített minta) és orientált etilénglikolos felvételek az ELTE Ásványtani Tanszékén készültek (Siemens D 500-as röntgendiffrakto- méter, Cu cső, grafitmonokromátor; a rutinfelvételeknél 2°/perc goniométer- sebesség és 2 cm/perc papírsebesség, lassítottnál l°/perc goniométersebesség és 1 cm/perc a papírsebesség). A rutin felvételek 11,0 Á-ös bázisreflexiója alap¬ ján a szeparált glaukonitos szemcsék enyhén közberétegzett TÓT szerkezetű hidrocsillámok. Az ülepítés és etilénglikolos kezelés után a 11,0 Á-ös bázisref¬ lexió 9,92 Á-re tolódott és megjelent egy gyenge 12,90 Á-ös csúcs is, ami a szmektit-közberétegzettségre utal (4. ábra). Összehasonlítva különböző mérték¬ ben közberétegzett glaukonitokról készült röntgenfelvételekkel (BAILEY 1984) feltételezhető, hogy a szomódi glaukonit kb. 20-40% közberétegzett szmektitet tartalmaz. A 060 reflexió a lassított felvétel tanúsága szerint 1,517 Á-nél van (5. ábra). Ennek megfelelően az ásvány glaukonit (do60>l,510 Á), esetleg triokta- éderes illit (pl.: JCPDS 9-343), amelynek a 060 reflexiója 1,53 Á-ig felmehet. (Az AIPEA Nevezéktani Bizottság definíciója szerint a szeladonit 060 reflexió d-ér- téke kisebb, mint 1,510 Á (BAILEY 1980)). A glaukonit és a trioktaéderes illit elkülönítése kémiai elemzés alapján biztosan lehetséges. A glaukonitok és a bezáró kőzet agyagfrakciója eltérőek (5. ábra). Ugyanakkor ez az agyagfrakció ásványtanilag megegyezik az A/l szelvényben vékony agyagbetelepüléssel (bamászöld agyag: „2-es réteg"); mindkettő uralkodóan illitet és kevesebb dioktaéderes szmektitet tartalmaz (6. ábra). Koritár Zs. et al.; Alsó-jura glaukonitos agyagásvány 367 5. ábra. A bezáró kőzet oldás A glaukonitok kémiai összetétele Az AIPEA Nevezéktan! Bizottság definíciója (BAILEY 1980) a glaukonit kémiai összetételére vonatkozóan: „Fe-gazdag dioktaéderes csillám tetraéderes Al-mal (vagy Fe 3+ -mal), mely rendszerint több, mint 0,2 atom a képletnyi mennyiség¬ ben; és oktaéderes R 3+ -mai, mely rendszerint több, mint 1,2 atom a képletnyi 6. ábra. A közbetelepült bamászöld agyagréteg (felső) és a glaukonitos mészkő agyagfrakciójának (alsó) röntgen pordiffraktogramja Fig. 6 X-ray diffractogram of the interbedded broivnish green clay - see layer 2 ín profile A/l in Fig. 2 (upper) and the clay fraction of the glaucony-bearing limestone - see layer 3 in profile A/l in Fig. 2 (lower) The two clays are idential 368 Földtani Közlöny 128/2-3 mennyiségben." A glaukonitok 2:1 szerkezetű rétegszilikátok, melyek TÓT rétegösszleteit K + -ionok kötik össze. Az oktaéderes helyeket túlnyomó részben Fe 3+ -ionok töltik be, de változatos kationhelyettesítések is létrejöhetnek. A sze- ladonittól az különbözteti meg, hogy annak tetraéderes rétegében az Al-helyet- tesítés kisebb, mint 0,2 atom a képletnyi mennyiségben. Az illit és a glaukonit szerkezete azonos, a határt a kétféle ásvány között az oktaéderes Fe 3+ /Al arány szabja meg: ha ez nagyobb, mint 50%, akkor glaukonitről beszélünk. A rétegközi K + -tartalom fordítottan arányos a duzzadó rétegek mennyiségé¬ vel: minél jobban közberétegzett a glaukonit, annál kevesebb K + -iont tartalmaz. A tetraéderes pozíciók Si/Al aránya nem mutat összefüggést a duzzadó rétegek mennyiségével. A szomódi glaukonitok főelemösszetételének meghatározása Li-metaborátos feltárás és ICP-AES módszer felhasználásával, JY-70 típusú szimultán frekvens ICP spektrométerrel készült a MÁFI laboratóriumában. A mintákat BARTHA & Bertalan (1997) módszere alapján készítettük elő a vegyelemzésre. A Fe 2+ és Fe 3+ ionok mennyiségét mind nedveskémia elemzéssel, mind az összes vas ismeretében Mössbauer spektroszkópiával meghatároztuk. A két adat jó egyezést mutatott. A szomódi glaukonitok kémiai összetételét az I. táblázat mutatja. A szomódi szeperált glaukonitos szemcsék főelemösszetétele. Elemző: Bartha András, MAFI Chemical composition of the Szórnád glaucony. Anal: András Bartha, MÁFI I, táblázat - Table I wt% wt% at/22 O Si0 2 46,32 Si 21,63 7,07 TiOz 0,17 Ti 0,10 0,02 AI 2 O 3 12,62 Ál 6,68 2,27 Fe 2 03 11,53 Fe 3+ * 8,06 1,33 FeO* 0,92 Fe 2+ * 0,71 0,12 MnO 0,01 Mn 0,01 0,00 MgO 5,52 Mg 3,33 1,25 CaO” 2,10 Ca* 1,50 0,34 Na 2 0 0,37 Na 0,27 0,11 k 2 o 6,19 K 5,14 1,21 összeg; 85,76 összeg 47,44 oxigén oxigén 38,32 22,00 Jelmagyarázat: wt%: tömegszázalék, at./22 O: a glaukonit izzítás utáni képletében szereplő 22 oxigénre normált atomarány, *; a Fe 2+ ill. Fe 3+ arány a nedveskémiai és a Mössbauer-vizsgálatok alapján számolva, **: A minta CaC0 3 tartalmának levonása után maradó Ca Legend: at./22 O; atomié proportion normalized to 22 O; * : iron valence State ratío measured by wet Chemical and Mössbauer analysis; **: after deduction of Ca belonging to calcite; összeg: sum Kor/tAr Zs. et al.: Alsó-jura glaukonitos agyagásvány 369 A szomódi glaukonitos agyag tetraéderes, oktaédere® és rétegközi kristálykémiai pozícióiban található kationok száma képletnyi mennyiségre számolva, továbbá az oktaéderes pozíció betöltöttsége kationok szerint Cation distribution in the different crystallochemical positions of the Szórnád glaucony. II. táblázat - Table II Si Al Fe 3+ Fe 2+ Mg Na K Ca összes kation/ totál cation number összes töltés/ totál charge tetraéderes/ tetra- hedral 7,07 0,93 0 8,000 31,07 oktaéderes/ octa- hedral 1,34 1,33 0,11 1,26 4,04 10,75 rétegközi/ interlayer 0,108 1,203 0,343 1,66 2,003 oktaéderes részese¬ dés/ share in the oc- tahedral position 0,22 0,22 0,02 0,21 Az elemzési eredmények kristálykémiai értelmezése (II. táblázat) alapján meg¬ állapítható, hogy a tetraéderes pozícióban jelentős az Al-helyettesítés ezért min¬ tánk nem szeladonit. Az oktaéderes rétegben közel azonos arányban jelenik meg a Fe 3+ , az Al és a Mg, a Fe' + és az Al enyhe dominanciájával, Mindezek és a domináns rétegközi K alapján a zöld hidrocsillám formális rendszertani besorolása: nagy magnézium- és alumíniumtartalmú közberétegzett glaukonit. Képlete: (Ki / 2Cao,3Nao,i)(Fe 3+ i,33Ali,34Mgi f 26Fe 2+ o,ii)[SÍ7,07Alo / 9302o](OH)4X 295 H 2 O. A hidrocsillámokon belüli folyamatos Fe 3+ - Al helyettesítés (glaukonit - illit átmenet) ismert a szakirodalomból (IRELAND et al. 1983). A szomódi mintánál tapasztalt jelentős Mg-helyettesítés azonban az általuk vizsgált minták egyiké¬ ben sem volt megfigyelhető. A glaukonitok és a befogadó környezet ritkaföldfém-összetétele A glaukonitok keletkezésére két elmélet létezik: más rétegszilikátokból ala¬ kulnak át (transzformációs glaukonit), ill. teljesen újonnan kristályosodnak ki (neoformációs glaukonit). A transzform glaukonit képződéséhez három feltétel meglétére van szükség: (1) előzőleg lebomlott, elsősorban TOT-szerkezetű, duz¬ zadó rétegszilikát, (2) elegendő mennyiségű Fe és K, (3) lokálisan reduktív kör¬ nyezet. A pelletekben, ill. lágytestekben lévő szervesanyag bomlása lokálisan biztosítani tudja a megfelelő redoxpotenciált a glaukonit képződéséhez. A Fe a szilikátváz oktaéderes rétegeibe diffundál, amit a K-ionok belépése követ a rétegközi helyekre. Kezdetben közberétegzett glaukonit keletkezik, majd a nö¬ vekvő Fe- és K-tartalommaí rendezetlen, végül, ha elegendő idő van rá, ren¬ dezett glaukonittá válik. Ez változó sebességű folyamat, mely a feltételek vál- 370 Földtani Közlöny 128/2-3 tozása esetén bárhol megrekedhet. A rendezettség változásával csak a K-tarta- lom van összefüggésben. Az elmúlt évtizedben uralkodóvá vált neoformációs elmélet szerint nincs szükség meglévő rétegszil ikátvázra, a glaukoriit közvetlenül a tengervíz és a fenéküledék kölcsönhatásával bármely szubsztrátumon kristályosodhat, elő¬ ször mint Fe-gazdag szmektitszerű rétegszilikát, ami később, de még ugyan¬ ebben a folyamatban, rendezettebb szerkezetűvé válhat. Ha elegendő K áll ren¬ delkezésre, rendezett glaukonit viszonylag gyorsan tud képződni. (BAILEY 1984) A ritkaföldfém-vizsgálatra azért volt szükség, hogy - megvizsgálva és ösz- szehasonlítva a kőzet és a benne lévő glaukonit ritkaföldfém-tartalmát - infor¬ mációt nyerjünk a glaukonit genetikájáról. Bizonyítékot kerestünk arra, hogy a glaukonit helyben, a kőzettel egyidőben keletkezett-e, vagy áthalmozott, to¬ vábbá, hogy van-e olyan nyom, amely a glaukonit transzform keletkezésére utalna. Vizsgáltuk továbbá, hogy a nemzetközi gyakorlatnak megfelelő enyhe savazásos glaukonit szeparálás mennyire befolyásolja a glaukonit ritkaföldfém-tartalmát. A vizsgálatok LA-ICP-MS készüléken (Surrey Design Research Instrument) történtek (lézer: CETAC LSX-100 UV laser ablation system; lézer üzemmód: Q-switch; lézer enegia szint: 6; ismétlési gyakoriság: 8 Hz; mérési mód: raszter, Y=20 lépés; mérési idő: 30 sec; kalibráló standard: NIST 612 üveg), elemző: dr. Bertalan Éva. A 7. ábra mutatja az egyes minták átlagos RFF-tartalmát. A befogadó mészkő különböző pontokon mért ritkaföldfém eloszlásai egy¬ máshoz igen közel esnek, így jellemzőek a kőzetre. A mészkő könnyű ritka- földfémekben dúsul. A kondritra normált görbéken jellemző a negatív cérium- és negatív európiumanomália. E tulajdonságok alapján a minták hasonlóak az Erdélyi-medence ÉNy-i részéből származó glaukonitokhoz (POP & WEISZBURG 1998). Az összes ritkaföldfém-tartalom (a hat mérés átlagában) 351 ppm. A szeparált glaukonit ritkaföldfém eloszlása nagymértékben hasonlít a befo¬ gadó kőzetéhez. Szintén negatív cérium és negatív európiumanomália tapasz¬ talható. A glaukonit összes RFF-tartalma alacsonyabb, mint a kőzeté (5 mérés átlagából 201 ppm). Az ugyanezen frakcióról hagyományos ICP-MS technikával (Bartha et al. 1996) készült kontrollmérés igen nagy hasonlóságot mutat. A kontrollmérés La és Ce értékei — a használt feltárószer nyomelemtartalma miatt alkalmazott korrekció bi¬ zonytalansága miatt - közvetlen összehasonlításra azonban nem használhatók fel. Jól látható (7. ábra), hogy a mészkőben levő, szeparálatlan glaukonit RFF- eloszlása hasonló a szeparált glaukonit és a mészkő RFF-spektrumaihoz, A mészkőben levő glaukonit összes RFF-tartalma kevesebb, mint a mészkőé (6 elemzés átlagából 121 ppm), és kevesebb mint a szeparált glaukonité, így sem a mészkőből származó kontaminációval, sem a savazásnál esetlegesen fel¬ lépő RFF-kioldódással nem kell számolnunk. Megállapítható tehát, hogy a glaukonit és a kőzet RFF-eloszlásai hasonlóak, amiből azonos hatásra, együtt képződésre következtethetünk. Nincs nyoma, hogy a glaukonit bármilyen prekurzor ásvány RFF-eloszlását őrizné, ami szin¬ tén a neoform eredetet támasztja alá. Nem talál tünk utalást arra, hogy az al- Koritár Zs. et al: Alsó-jura gkukonitos agyagásvány 371 —♦—GJHRAV -■—GJGSEPAV -♦-GJGLHRAV 7. ábra. A vizsgált mintatípusok átlagos ritkaföldfém-tartalma (kondritra normáivá). Jelmagyarázat: GJHRAV - befogadó mészkő; GJGSEPAV - szeparált glaukonitos szemcsék; GJGLHRAV - mészkőben lévő (szeparálatian) glaukonit Fig. 7 Chondrite normalized avarage REE content of the three different sample types. Legend: GJHRAV - hőst rock; GJGSEPAV - separated glauconitic grains; GJGLHRAV - glauconitic grains in the hőst rock kalmazott standard szeparálás! eljárás meghamisítaná a ritkaföldfém-értékeket a glaukonit esetében. Mössbauer-spektroszkópiai vizsgálatok A Mössbauer-spektroszkópiai módszert választottuk, hogy megismerjük a Fe 2+ és Fe 3+ mennyiségét a különböző kristály kémiai környezetekben. A mérés megadta a glaukonit Fe 2+ /Fe 3+ arányát, vizsgáltuk továbbá a tetraéderes, okta- éderes pozíciók betöltöttségét, utóbbiakban a cisz- és transz-helyzetű Fe 2+ , Fe 3+ ionokat. A mennyiségi elemzés azt mutatja, hogy az összes vasból mintegy 92% a Fe 3+ , és 8% a Fe 2+ mennyisége. Tetraéderes vas jelenlétére utaló nyomot nem találtunk. A kvadrupólusfelhasadás eloszlásgörbéjének vizsgálatából (KLENCSÁR et al. 1996) kiderült, hogy az oktaéderes Fe 3+ két környezete közül a ciszpozíciók dominálnak (WEISZBURG et al. 1996). AFe 2+ viszont közel azonos eloszlásban van a cisz-, és a transz-pozíciós helyeken. 372 Földtani Közlöny 128/2-3 A szomódi glaukonitok genetikája Az elvégzett vizsgálatok alapján képet kaphatunk a glaukonitok képződési körülményeiről. A morfológiai és vékonycsiszolatos vizsgálatok alapján a kép¬ ződés több szakasza is elkülöníthető. Kezdetben megvoltak a glaukonit képző¬ désének feltételei. A bomló lágytestek teremtették meg a lokális reduktív kör¬ nyezetet az amúgy oxidatív viszonyok között, ezért az ásvány kőbélként jelenik meg. Később megszűnt a lokálisan reduktív környezet, így nemcsak a glauko¬ nitok képződése fejeződött be, hanem a már meglévő glaukonitok is oxidálód¬ tak. Ez jellemzően a glaukonitos réteg felső részén jelenik meg, horizontális elterjedésben, tehát nem későbbi oldatok áramlása okozta az oxidációt. AMöss- bauer-spektroszkópia is alátámasztja azt a megfigyelést, hogy a réteg alsó ré¬ szén a glaukonitok nem oxidáltak, mert mutatja, hogy a Fe 3+ még szilikátos és nem oxidos fázisban van jelen. A Fe 3+ nagy mennyisége önmagában nem utal oxidáltságra, hiszen a glaukonit definíció szerint 1,2 atomnál több Fe 3+ -mat tartalmaz a képletnyi mennyiségben (BAILEY 1980). A röntgen pordiffrakciós vizsgálatokból megállapítható, hogy az ásvány 20- 40% közberétegzett szmektitet tartalmaz, tehát a fejlődési sornak csak a második szakaszáig jutott el: a glaukonit közberétegzett. Ez arra utal, hogy nem volt elegendő idő a képződésére; vagy viszonylag hamar beternetődött, vagy a már az előbb említett oxidatív körülmények jelentek meg hamar, ami véget vetett a glaukonit fejlődésének. A ritkaföldfém-spektrumokból megállapítható, hogy a glaukonit és a kőzet azo¬ nos hatásra, együtt képződtek. Nincs prekurzor ásványra utaló RFF-nyom, ami a kőbélkénti megjelenés mellett szintén a neoformációs eredetet támasztja alá. Összefoglalás A szomódi Tűzkő-hegy feltárásában megjelenő zöld, a földtani leírásokban glauk.onitként szereplő agyagásvány ásványtani vizsgálatából és közvetlen kör¬ nyezetének feldolgozásából a következő eredményeket kaptuk: 1. Az ásvány csigák, ammonitesek, kagylók, ostracodák vázát tölti ki. 2. A glaukonitos szemcséket vastartalmú hidrocsillám alkotja. Ennek tetraé¬ deres pozícióiban jelentős Al-helyettesítés van, míg Fe 3+ -helyettesítés nem mu¬ tatható ki. Az oktaéderes rétegben csaknem azonos mértékben van jelen Fe 3+ , Al és Mg, a Fe 3+ és az A1 nagyon enyhe dominanciájával. Ennek alapján az ásvány formális rendszertani besorolása: nagy magnézium- és alumíniumtar¬ talmú közberétegzett glaukonit. 3. A hidrocsillám kb. 20-40% mennyiségben közberétegzett szmektitet tartal¬ maz. 4. A vékonycsiszolatos vizsgálatok azt mutatják, hogy a glaukonitot tartal¬ mazó réteg alsó része nem oxidálódott, míg felső része erős oxidatív hatásnak volt kitéve. A réteg alsó részéből származó minta Mössbauer-spektroszkópiai vizsgálata is igazolta itt az oxidáció elmaradását. Koritár Zs. et ah: Alsó-jura glaukonitos agyagásvány 373 5. A ritkaföldfém-vizsgálatok azt mutatják, hogy a szomódi glaukonitok neo- form eredetűek (prekurzor ásvány nyomát nem találtuk), és együtt képződtek a befogadó mészkővel (nem más, idősebb rétegekből áthalmozottak). 6. A szomódi glaukonitok kora tehát megegyezik a Pisznicei Mészkő For¬ mációba tartozó befogadó kőzet kora-jura korával. 7. Az a körülmény, hogy a glaukonitok közberétegzettek, tehát a BAILEY (1984) féle „rendezetlen agyagásvány - közberétegzett glaukonit - rendezetlen glau- konit - rendezett glaukonit" fejlődési sornak csak a második szakaszába jutottak el, arra utal, hogy nem volt elegendő idő a képződésükre. Ez vagy azt jelenti, hogy viszonylag hamar betemetődtek, vagy a vázakat kitöltő lágytestek bom¬ lása által létrejött lokális reduktív környezet sem tudta kompenzálni a tenger¬ vízben később kialakuló, erősebben oxidatív körülményeket. Ennek hatására a glaukonit képződése e fázisban befejeződött. 8. Metodikai szempontból kiemelhető, hogy a glaukonitok (nemzetközileg elfogadott savazásos) szeparálása esetünkben nem hamisította meg az ásvány RFF-spektrumát. Köszönetnyilvánítás Köszönetét mondunk dr. CSÁSZÁR Gézának és dr. ÁRGYELÁN Gizellának a probléma felvetéséért és a hasznos földtani információkért, dr. BARTHA And¬ rásnak és dr. BERTALAN Évának a kémiai elemzésekért, dr. NAGY Sándornak és dr. KLENCSÁR Zoltánnak a Mössbauer-spektroszkópiai vizsgálatokért, dr. Dana POPnak a szeparálásban és a terepi munkában nyújtott segítségéért. Köszönettel tartozunk továbbá a következő személyeknek, akik hasznos tanácsaikkal, mun¬ kájukkal segítették dolgozatunk elkészültét: SZENTE István, dr. SZAKÁLL Sándor, dr. MlNDSZENTY Andrea, dr. KÁZMÉR Miklós, PAZONYI Piroska, KISS Flenriett, VELLAI Zoltán, BAROSNÉ SzŐNYI Angéla, RUDNYÁNSZKY Lívia, LANTOS Zoltán és az ELTE Ásványtani Tanszék dolgozói. Külön köszönet illeti két lektorunkat, dr. VicziÁN Istvánt és dr. CSÁSZÁR Gézát, akiknek észrevételei sokat javítottak cikkünkön. A jelen munka létrejöttét részben az MKM FKFP 0111/1997 számú kutatási pályázatának és az OTKA T25873 számú programjának támogatása tette lehetővé. Irodalom - References Árgyelán G, 1995: A gerecsei kréta törmelékes képződmények petrográfiai és petrológiai vizsgálata, - Általános Földtani Szemle 27, 59-83. Bailey, S. W. 1980: Summary and reeommendations of AIPEA Nomenclature Committee. - C lays and Clay Minerals 28, 1, 73-78. Bailey, S.W. 1984: Mlcas. Reviews in mineralogy 13, 550-569. Minerological Society of America. Bartha, A,, Bertalan, É. 1997: Determination of the rare earth elements of rock sampies by ICP-MS using different sample decomposition methods. - Acta Mineralogica - Petrographica Szeged 38, 131-150. 374 Földtani Közlöny 128/2-3 Bartha, A., Bertalan, É., Weiszburg, T, G. 1996: Determination of the rare earth and somé other trace elements in rock samples by ICP-MS using different sample decomposition methods. Euroanalysis IX, Bologna. Abstracts Tu P44. Burst, J.F, 1958: Mineral heterogeneity in glauconite pellets. - American Minemlogist 43/5-6,481-497. Császár G. 1995: A gerecsei és a Vértes-előtéri kréta kutatás eredményeinek áttekintése. - Általános Földtani Szemle 27, 133-152. Csontos, L. 1997: A Kárpát-pannon térség nagyszerkezete. Térségünk takarős egységei. - In: Karátson D.; Magyarország földje. Pannon Enciklopédia, 50-55., Kertek 2000 Könyvkiadó, Budapest. Haas, J. 1987: Position of the Transdanubian Central Rangé structural unit in the Alpine evolution phase. - Acta Geologica Hungarica 30/3-4, 243-256. Haas, }., Császár, G. 1987: Cretaceous in Hungary: Palaeogeographic implications. - Rendiconti della Societá Geologica Itaiiana 9, 203-208. Haas J. 1987: Felső triász szelvények korrelációja a Iofer-ciklusok alapján (Gerecse hegység). - Földtani Közlöny 117, 375-383. Hower, J. 1961: Somé factors concerning the natúré and origin of glauconite. - American Minemlogist 46/3-4, 313-334. Ireland, B. Curtis, C. D., Whiteman, J. A. 1983: Compositional stability and origins .-Sedimentology 30, 769-786. Kázmér, M., Kovács, S. 1985: Permlan-Paleogene palaeogeography along the Eastem part of the Periadriatic Lineament: Evidence fór Continental escape of the Bakony-Drauzug unit. - Acta Geologica Hungarica 28, 6-82. Klencsár, Z., Weiszburg, T., Kuzmann, E., Nagy, S., Pop, D. 1996: Application of quadrupole splitting distribution fór the understanding of crystal chemistry of complex mineral structures by using the Mosswinn software package, -M&M 3, Budapest, Acta Mineralogica - Petrographica Szeged 37, Suppl. 63. Pop, D., Weiszburg, T. 1998: REE fractionation trends in somé Transylvanian glauconies. - Canadian Journal of Soil Science (in press). Weiszburg, T., Pop, D., Kuzmann, E., Nagy, S., Klencsár, Z. 1996: Contribution to the crystal chemistry of glauconites. - Anuarul Institutului Geologic al RomSniei, Bucuresti 69. Suppl. & 1, 208-211. A kézirat beérkezett: 1997, 09. 22. Földtani Közlöny 128/2-3, 375-396 (1998) Budapest Liász töréses szerkezetek a Nyugati-Gerecsében Liassic brittle structures in the Gerecse Fodor László 1 - Lantos Zoltán 1 (7 ábra) Abstract Liassic sequences of the Gerecse Mts., Hungary have been deposited on a dissected paleomorphotogy. Elevated submarine highs and subsided plateaus are characterised by thin, strongly reduced sequences while basins contain more complete (and often thicker) sedimentary piles. The largest plateau occurs in the Western Gerecse and is called Gorba High (Fig. 1). Its eastern margin runs N-S along the Malom valley, where we carried out structural measurements in order to determine the fault geometry of the supposed hasin margín. At the eastern slope of the Alsó-Látó Hill, in the Gyökér ravine, we found non-reactivated Liassic faults (Fig. 3). Their footwall is marked by a thin (2 m) Liassic (?) wackestone covered directly by Malmian, while the hangíngwall contains a thick Sinemurian Hierlatz limestone series. The fault pláne is visible and dips to the west. In the original Liassic position the faults were steeply west dipping, and the hangingwall situated on their western sídé. The west-dipping faults do nőt constítute the eastern wall of a Liassic dike (Fig. 5). Geometrically similar west-facing faults were found at other locations (Nyerges Hill, Bucsina Valley, Figs. 1, 2, 4), although the Liassic epoch cannot be unambiguously proved. Somé sedimentary dykes were originaíly east facing bút were tilted to a west-dipping position during the Cretaceous-Tertiary deformation. Using this analogy, it is possible that somé of the map-scale N-S strike-slip faults originated as east-dipping Jurassic faults and were tilted later to present a west-dipping position (Fig. 2, 6). However, at present, only the Cretaceous and/or Tertiary motion canbe demonstrated. More detailed sedimentological or paleontological observations would be needed to demonstrate Liassic activity of these supposed, east-dipping faults. In a more generál framework, structural observations can be fitted to two models. The Jurassic half-grabens could be bounded by east facing normál or strike-slip faults (Figs. 7a, b). In that scenario, the observed west-dipping fractures would represent only local features within a wider fault zone (Fig. 7c). However, the west-dipping faults would better support the existence of east-tilted half grabens (Fig. 7d). Manuscript received: 05. 06. 1998 Összefoglalás A gerecsei liász rétegsorok kiemelt hátakon, lesüllyedt platókon és mélyebb medencékben rakódtak le. A jura során végig fontos szerepet játszó Gorba-hát keleti pereme a Malom-völgyben húzódik. Ezen hát peremvetőjének vizsgálata és a medence-geometria tisztázása céljából Tardostől 1 Eötvös Loránd Tudományegyetem, Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, Budapest, 1088, Múzeum krt. 4/a. fodori@iris.geobio.elte.hu, lanti@iris.geobio.elte.hu 376 Földtani Közlöny 128/2-3 északra, a Nyerges- és Látó-hegyek oldalában szerkezetföldtani megfigyeléseket végeztünk. Ezek alapján liász szerkezeti elemeket (vetőket és teléreket) sikerült azonosítani. A szerkezeti elemek az esetek egy részében nem szenvedtek reaktivációt, csak egy későbbi fázisban kelet felé kibillentek. A törések liász helyzetét a billentés kompenzálásával helyreállítottuk. A törések néhány esetben bizonyíthatóan, míg más esetekben valószínűleg meredeken nyugat felé dőlő normálvetők vagy eltolódások voltak, melyek levetett szárnya nyugat felé esett. Ezen szerkezeti megfigyeléseket a gerecsei jura medencére kiterjesztve lehetségesnek tűnik, hogy a liász részmedencék kelet felé dőlő félárkok voltak. A Malom-völgyben és keleti környezetében megjelenő átmeneti rétegsorok a kelet felé dőlő félárok lejtőjén ülepedhettek le. Egykor függőleges vagy meredeken kelet felé dőlő, nem reaktivált törések csak kisebb telérek formájában jelennek meg a vizsgált területen. Ugyanakkor szerkezetföldtanilag lehetséges, hogy jelentősebb elvetésű, a jurában keleti dőlésű normálvetők vagy eltolódások a krétában és/vagy tercierben nyugati dőlésűvé billentek és reaktiválódtak, így ma liász aktivitásuk nehezen felismerhető. Ezen lehetőség a korábbi medence-geometria modellel lenne összhangban, amely a Malom-völgyben a Gorba-hát keleti fővetőjét (lépcsős vetőzónáját) gyanította. A két modell között további részletes, kombinált rétegtani, üledékföldtani, őslénytani vizsgálatok és szerkezeti mérések dönthetnek. Bevezetés A gerecsei jura sorozat és ezen belül a liász eltérő kifejlődésű rétegsorokkal jellemzett, amelyet már a korábbi kutatók is felismertek (VlGH Gy. 1935; Vigh G. 1943, 1961a, b; KONDA 1987; CrONAN et al. 1991; FŐZY 1993; ReZESSY 1997). A kiemelt helyzetű, tengeralatti hátakon vagy mélyebbre süllyedt platókon a jura rétegsor általában vékony és több emelet, gyakran a teljes dogger képződ¬ ményei hiányoznak. VlGH Gy. (1935), Vigh G. (1943, 1961a) és Császár et al. (in press) munkái alapján ilyenek a Gorba, Hosszúvontató, Bors-hegy, Felső- Látó, Nagy-Teke és Asszony-hegy térsége. Ezt a kiemelt morfológiai hátat Csᬠszár (1995) a kréta ősföldrajzban betöltött szerepe miatt Gorba-hátnak nevezte el (1. ábra). Kázmér (1998) maim brachiopodák alapján kiemelt helyzetűnek tekinti az alsóvadácsi (pap-rét-árki) szelvény környezetét és talán ilyenek le¬ hettek a Keleti-Gerecse egyes szelvényei is (Vigh Gy. 1935). A medencékben vastagabb és teljesebb, de még mindig kondenzált jellegű rétegsorok rakódtak le, egyik jellemző képződményük a tűzkő és a gumós ammoniteses mészkő lehet. Ezen képződmények többek között a Pisznicén, a Kis- és Nagy-Gerecsén, a tardosi Bánya-hegyen fordulnak elő (1. ábra). A két terület között lejtők hú¬ zódhattak, melyek rétegei áthalmozás! bélyegeket mutatnak (szomódi Tűzkö- 1. ábra > A Gerecse központi és nyugati részének földtani térképe (Budai T., Császár G., Fodor L. nem publikált munkái, és Bállá & Dudko 1989 alapján). A jura rétegsorok egykori medencebeli helyzetét H, M, és L jelzi, úgy mint hát (vagy kiemeltebb plató), medence, lejtő. Av: Alsővadács; Ba: Bagoly-hegy; Bo: Bors-hegy; Bu: Bucsina-völgy; Fe: Fekete-hegy; FI: Felső-Látó; Mt: Maróti-kő; Pi: Pisznice; Sz: Szél-hegy; Tű: Tűzköves-hegy. Az alsó nyilak a főfeszültség-tengelyek fejlődését mutatják Bada (1994), Bada et al. (1996) és Fodor et al. (1994) munkái alapján Fig. 1 Geological map of the Central and western Gerecse (unpublished map after Budai, T., Császár, G., Fodor and Ballá & Dudko 1989). The paleotopographic position ofthe ]urassic sequence is indicated by letters H, M, L: elevated or subsided plateau; hasin; slope, respectively. Ap: Alsővadács; Ba: Bagoly Hűl; Bo: Bors Hűl; Bu: Bucsina Valley; Fe: Fekete Hill ; FI: Felső-Látó; Mt: Maróti-kő; Pi: Pisznice; Sz: Szél Hill; TÜ: Tűzköves Hill. The evolution of the main stress axes is indicated by arrows (bottom) after Bada (1994), Bada et al. (1996) and Fodor et al. (1994). Box shows the location of Fig. 2. Fodor L., Lantos Z.: Liász törések a Nyugati-Gerecsében 377 S ^«pUDliC dm Felső-miocén Upper Miocéné Paleogén Paleogene Kréta Cretaceous Jura Jurassic Triász Triassic Tercier vető Tercier fault Jura-kréta vető Jurassic-Cretaceous fault Mezozoikum dőlése Dip of Mesozoic rocks 2 km T Jj-K, K,-Pal V' E,-OI M, k M, 378 Földtani Közlöny 128/2-3 ves-hegy: CSÁSZÁR & ÁRGYELÁN 1994; Vöröshídi-kőfejtő: KONDA 1987; Nagy- Teke déli csúcsa: LANTOS 1997). Ezen egyedi jellegeket mutató liász-dogger kép¬ ződmények vastagsága helyenként jelentős is lehet (Császár et al. in press). A hasonló ősföldrajzi képet mutató Bakonyban az eltérő rétegsorok között liász vetődéseket tételeztek fel (GaláCZ & VÖRÖS 1972; GaláCZ 1988; VÖRÖS 1989; Dulai 1993). E modell került adaptálásra a Gerecséberi is (Lantos 1997). A törések létét az üledékes telérek jelenléte is alátámasztotta (HOFMANN 1884; JORDÁN et al. 1992; KERCSMÁR et al. 1992; Lantos 1995). Az 1992-95 közötti egyetemi nyári térképező munka / majd a szakdolgozatok és a közben párhu¬ zamosan folyt MÁFI térképezés az eddigieknél pontosabb földtani térképet szolgáltatott. így megjelölhetők azok a törések, amelyek már a liászban is lé¬ tezhettek. Lantos (1995, 1997) részletes szedimentológiai vizsgálatokkal való¬ színűsítette, hogy mely, ma már reaktívált állapotú törészónák mozogtak a liászban is. Bár a potenciális liász törészónák eléggé pontosan kijelölhetők, a jura mozgás bizonyítékait a későbbi, kréta és tercier mozgások elfedik. Mezoméretű (néhány méter elvetésű), később nem reaktivált vetődéseket nem sikerült dokumentálni. Jelen tanulmány ezt a hiányt pótolja. A vizsgált terület talán a legélesebb fáci- esváltás zónájában, a Gorba-hát keleti peremén, a Malom-völgy keleti oldalán húzódik (1, 2. ábra). Jordán et al. (1992) és Lantos (1997) az Alsó-Látó-hegy keleti oldalában változatos jura-alsó-kréta rétegsort írt le. Az 1997-es földtani társulati terepbejáráson további megfigyeléseket tettünk, amelyek alapján a két¬ féle liász rétegsor között szinszediment vetődést állapítottunk meg. A vetők jelentősége, hogy később nem reaktiválódtak, csak passzívan billentődtek. Ha¬ sonló kibillentett vetőket a Nyerges-hegyen és a Felső-Látó-hegyen is azonosí¬ tottunk, bár itt a liász kort nem tudjuk egyértelműen bizonyítani. A kréta és/vagy tercier billentés visszaállítása után a vetők eredeti liász térbeli helyzete rekonstruálható, így az alkalmazható a liász medence-alak megközelítéséhez. Szerkezetföldtani megfigyelések Liász utáni szerkezeti elemek Az Alsó-Látó-hegy keleti oldalának fő poszt-üledékes szerkezeti elemei az É-D-i és KDK-NYENY-i csapású törések, melyek közül az előbbiek függőlegesek vagy meredeken nyugat felé dőlnek (2. ábra). Az adott területen a vetőkre pontos kine¬ matikai jelzők nincsenek, de 2 km-re keletre, a Bagoly-völgyi kőfejtőkben ÉK-DNY- 2. ábra. —» A Malom-völgy nyugati oldalának fedetlen földtani térképe a Nyerges-hegy és a Felső-Látó-hegy között. A feltárások között a felszínen lösz vagy lejtőtörmelék van Fig. 2 Geological map of the western side ofthe Malom, valley between the Nyerges Hill and the Felső-Látó Hill (without Quaternary}. Note the non-reactivated, west-dipping Liassic faults, and their parallelism with Cretaceous-Tertiary strike-slip faults. These latters could be reactivated Liassic faults, bút sedimentological or paleontological prooves are still insufficiant. The area without outcrop or scree is covered by loess Fodor L„ Lantos Z.: íjász törések a Nyugatí-Gerecsében 379 FehŐ-Látó-hegy ■ ■ . - ■ , \ L JL± , ’ l ; - I 380 Földtani Közlőny 128/2-3 i kompressziót azonosítottunk. E feszültségtérben az É-D-i vetők jobbos, a K-NY- iak balos kinematikájúak voltak (Bada et al. 1996). A malom-völgyi É-D-i vetők jobbos eltolódásos jellegére utalhat a csapásváltozás is, hiszen míg a Nyerges- és Látó-hegyeken a triász ÉK-i dőlésű, addig a hegyek keleti oldalán keleti dőlés mérhető. A csapásváltozás eltolódás menti elvonszolódásnak értelmezhető. A "sze¬ kérút bevágásában" (2, ábra, 175. pont) két kisebb K-NY-i balos vetőt mértünk, amely szintén ezen kinematikai rendszerhez tartozik. Ilyen irányú, térképezhető eltolódásokat a Szél-hegyen is kimutattunk (1. ábra). Ugyancsak e kinematikai rendszerhez tartozik a Gyökér-völgytől északkeletre levő jura rendszer egy ívelt vető mentén a krétára tolódott (178. pont). Mindezen deformáció a kréta homokkő utáni, de pontos kora nem ismert. Bada (1994) és Fodor et al. (1994) késő-kréta- paleocén korúnak tartotta az ilyen töréseket és feszültségteret. Fontos szerkezeti jelleg a billentés maga. Nem világos azonban, mely szer¬ kezeti elemek mentén történt ez, bár a Bors- és Nyerges-hegyen úgy tűnik, hogy É-D-i vetők felelősek a billentésért. Nem egyértelmű a billentést kiváltó deformáció feszültségtere és annak kora sem. A Dunántúli-középhegység egé¬ szére született geodinamikai értelmezés (Tari 1995), a kora-kréta üledékkép¬ ződés alapján rekonstruált vetőminta (Fogarasi 1995), valamint Bada et al. (1996) mérései alapján egyaránt számolhatunk É-D-i kompresszióval vagy ÉK- DNY-i tenzióval. Az előbbi kora-kréta korúnak tűnik, míg utóbbi fiatalabb, ko¬ ratercier. Az is lehetséges, hogy a billentés az előbb leírt jobbos eltolódás előtt, de ugyanazon feszültségtér hatására keletkezett. A deformáció korát a Szél-he¬ gyen az egri(?) korszakbeli homok(kő)-kavics-iszapkő sorozat (Mányi F.?) rög¬ zíti, mivel lefedi a kibillentett mezozoos rétegeket. Valószínű, hogy néhány É-D-i vető a miocénben visszafordult és balos kine- matikájú lett (BADAet al. 1996). Ez leginkább a "szekérút" feltárásánál észlelhető, ahol a jura-kréta határ balosán eltolódik (2. ábra, 175. és 171. pontok). Ezen "Keréknyom-eltolódás" mentén, kis foltban kötött, rosszul kerekített kvarc-ka¬ vicsokból álló konglomerátum is megjelenik, amely (JORDÁN et al. 1992) szerint egri korszakbeli. Az üledék az eltolódás miocén korát rögzíti. A vetőzóna dé¬ lebbi, kulisszás helyzetű elemei biztosan felújultak a miocénben, hiszen ezek adják a Tardosi-medence nyugati fővetőjét (1. ábra; KERCSMÁR et al. 1992; KUN- JÁGERet al. 1996). A balos eltolódás ÉNY-DK-i kompresszió és ÉK-DNY-i tenzió hatására jöhetett létre. Miocén jobbos normálvető lehet még a Nyerges-hegy északi és északkeleti oldalán húzódó, a morfológiában is jelentkező szerkezeti elem, amely elmetszi a többi törést (2. ábra). Alsó-Látó-hegy A szelvény általános leírása A szelvény Tardostól északra kb. 3 km-re, a Bikol-patak (Malom-völgy) nyu¬ gati oldalán, az Alsó-Látó-hegy keleti lejtőjén, a Szél-hegy északi csücskétől pontosan nyugatra induló K-NY-i irányú mellékvölgyben, a mellékvölgy hár- Fodor L., Lantos Z.: Liász törések a Nyugati-Gerecsében 381 más szétágazásánál található. Az általunk használt topográfiai térképeken a völgy névtelen, ezen közlemény erejéig a nem hivatalos "Gyökér-völgy" elne¬ vezést használjuk. A völgynek az elágazástól keletre eső egyenes szakasza egy meredeken keletre billentett, erősen redukált felső-triász-alsó-kréta rétegsort tár fel. A rétegsor a vízmosás mindkét oldalán egyforma, bár kisebb különbségek a feltártságból adódóan is előfordulnak. A rétegsor önmagában is elég különleges, amennyiben a liász nem vagy csak igen kis vastagságban jelenik meg. A szelvény első rész¬ letes térképezői JORDÁN et al. (1992) voltak, akik még a maim rétegeket nem ismerték fel. Ezt Pygope-félék megtalálásával LANTOS (1995) tette meg. Bár VlGH G. (1943) említ alsó-tithon brachiopodás, ammoniteses mészkövet az Alsó-Lá- tó-hegy oldalában, az térképe szerint nem azonos a most megtalált feltárással. A szelvény alább közölt leírása makroszkópos megfigyeléseken alapul, amelyet később a részletesebb vékonycsiszolatos vizsgálatok pontosíthatnak. A vízmosás szétágazásánál és attól délre a felső-triász Dachsteini Mészkő vastag padjait találjuk, az északi oldalon kisebb (5 m), a déli oldalon jelentősebb (10 m) vastagságban. A világosszürke, szürkésfehér mészkő masszív padjainak alján algagyepes szakaszok is felismerhetők. Egy 30 cm vastag, breccsás és fenesztrális kakitokkal tarkított, vörös mállott agyagos mészkő betelepülés a Dachsteini Mészkő szupratidális tagozata lehet, A triászt 1,5-2 m vastag, vékonyréteges, barnássárga, apró bioklasztos wacke- stone szövetű, rosszul feltárt mészkő fedi (3. ábra). A fedő felőli réteglap és környezete erősen mállott. A képződmény kora makrofosszília hiányában egyenlőre bizonytalan, a liászba soroltuk, bár dogger minősítés sem lenne ki¬ zárt. E rétegek fölött barna, sötétvörös, barnáslila, lila, változóan bioklasztos mész¬ kő következik (3. ábra). A völgy déli oldalán, a lila mészkő egyenetlen felületére max. 10 cm vastag sárgásfehér, finomszemcsés (porcelánszövetű) mészkő tele¬ pül. A két típus helyenként üledékes módon keveredni látszik. A barna, lila mészkőből Pygope-félék, aptychusok, ammonitesek kerültek elő, egyik ezek közül a korjelző, az alsó-tithon több szintjében megjelenő Haploceras characteis (FŐZY I. határozása). Ugyancsak tithon korszakot jeleznek a Pygope-félék (VÖ¬ RÖS A. meghatározása, LANTOS 1997). Ezt a képződményt kimmeridgei-alsó- tithon Pálihálási Mészkő Formációba soroljuk, míg a porcelán szövetű mészkö¬ vet a Szentivánhegyi Formációba. A mészköves sorozatot vörös színű, erősen limonitos, meszes alapanyagú konglomerátum fedi, amelyet max. 50 cm vastagságban lehetett kiásni a talaj alól. A konglomerátum szemcsevázú, kavicsai jórészt szürke mészkőből állnak. A kőzetet a Felsővadácsi breccsába soroljuk, bár a mátrix anyagában és a kőzet szövetében némi eltérés mutatkozik a típusos kőzetétől. A maim mészkövek fölött 2 m-rel, az északi völgyoldalon az általános réteg¬ dőléssel megegyező módon egy kb. 3 m hosszú triász dachsteini mészkőtömb jelenik meg, amelynek tetején, kisebb zsebekben és üledékes telérekben felső- sinemuri brachiopodák vannak mészkő mátrixban (DULAI A. meghatározása, 3. ábra). A triász-liász tömböt már JORDÁN és társai (1992) és Lantos (1995) is 382 Földtani Közlöny 128/2-3 310 Alsó-Látó-hegy 130 275 ° 95 Oügocén kavics V* Jfhgvcene gravet, #\ 170. pont c ^ 344. v Gyökér-völgy . v X . w T 3 + h J olisztolit ^iöfáytaip :; vaírcvilotír : Látó-eltolódás Keréknyom-eltolódás ^ m Látó strike-shpj. Keréknyom strike-slip f Lábatlant Homokkő (kréta) Lábatlan Sandstone (Cretaceous) 11 ; . 1 .t Liász finomszemü mészkő igrgj Liassic fine-grainetl limestone ,V.VJ Felsövadácsi Breccsa Felsővadács breccia Hierlatzi Mészkő^J,, Hierlatz limestone / Kimmeridgi-bcrriázi mészkő Kimmeridgian-bcrriasian limestone Dachsteiní Mészkő (T,J Dachstein limestone (Ty Liász vető Liassic fault ©©/ Kréta-tercier vető Cretaceous-Tertiary fault feltárás outerop Liász telcr Liassic clike 3. ábra. Szelvény a "Gyökér-völgy" mentén (helye a 2. ábrán). A laposan nyugat felé dőlő liász vetők reaktivációt nem szenvedtek, csak kibillentek Fig. 3 Cross section along the "Gyökér valley" (location is on the Fig . 2J, Note the very thin Liassic within the footwall and the thick Hierlatz Limestone within the hangingwall blocks. The Malmtan limestone is nőt displaced. The west-dipping Liassic faults were nőt reactivated only tiltsd during later deformation phases. Strike-sltp character of the two westemmost faults are deduced from their linearity (Fig. 2). The "Keréknyom-fault" displaces the Oligocene(?) conglomerate, occurring north of the section olisztolitként értelmezték. Ezt erősíti meg, hogy a déli oldalon a maim mész¬ követ Felsövadácsi Breccsa fedi, és a triász tömb közelében is vannak lecsúszott konglobreccsa-törmelékek. A triász-liász tömb egy nagyobb méretű olisztolit- nak tekinthető, amely valószínűleg a felsövadácsi konglobreccsa test gravitációs mozgása során szakadt le a környező medenceperemről. A feltárások környe¬ zetében talált barna, finom-középszemű homokkő-törmelék alapján az oliszto- litos Felsövadácsi Breccsát közvetlenül Lábatlan! Homokkő fedheti. A Gyökér-völgy szétágazásánál egy vető húzódik (2, 3. ábra). Ettől nyugatra mindhárom völgyágban és a gerinceken törmelékben crínoideás-brachiopodás mészkő található. A halvány vagy sötétvörös crinoidea-nyéltagok néha 1 cm-es méretet is elérnek és gyakran szemcsevázú üledéket alkotnak. A mikrites alap¬ anyagban a bioklasztok réteg- vagy lencseszerűen dúsulnak, gyakoriak a bra- chiopodás zsebek és az apró ammonitesek. Jellemző fosszíliái a csigák késő- sinemuri korszakot jeleznek ( Neritopsis elegantissima, Díscohelix miocarinata, Epu- lotrochus epulus , Sisenna turrila?, Proconulus? sp.. Szabó T. határozása). A kőzet Fodor L., Lantos Z.\ Liász törések a Nyugati-Gerecsében 383 szövete, kora és ősmaraványai alapján a Hierlatzi Mészkő Formációba tartozik (cf. Vörös 1991; Lantos 1995). Az északi völgyágban a sinemuri képződmények és feküjük is jól feltárt (2. áb¬ ra, 344. pont). A liász mészkő 10-25 cm-es rétegeket alkot, amelyeken belül durva crinoideás és wackestone-packstone szövetű sávok váltakoznak. Az ol¬ dalirányú változékonyságra utal, hogy az 50-100 méterre talált durva crinoi- ditek itt nem jelennek meg. A felső-sinemuri mészkő alatt a felső-triász Dach- steini Mészkő települ. A triász-jura kontaktus közelében a triász mészkőben számos kis méretű (kisebb mint 10 cm) liász anyagú telér jelenik meg, amelyek szövete igen változatos, a vörös mudstone-tól a durva crinoideás-csigás vagy brachiopodás grainstone-ig terjed (3. ábra). A triász rosszabbul feltárt padjai a középső völgyágban is megjelennek (2. áb¬ ra, 343.). E padoktól még nyugatabbra, azaz a dőléssel ellentétes irányban to¬ vábbi Hierlatzi Mészkő-tömbök találhatók. A triász és ezen legnyugatibb Hi¬ erlatzi Mészkő folt között újabb vetőt kell értelmeznünk (2, 3. ábra). A középső völgyág végén törmelékben, az északinál pedig szálban ismét triász mészkő jelenik meg (2. ábra, 171. és 170, pont). Szerkezetföldtani megfigyelések A térképezés alapján a triász és a Hierlatzi Mészkő között két helyen is vető húzódik. Bár a Gyökér-völgy mélysége nem nagy, a vetők dőlése mégis jól láthatóan nyugati. Ugyanis a vetők felszínnel való metszésvonala a völgytalpon a legnyugatibb helyzetű, ettől délre és északra (azaz csapás mentén) DDK ill. ÉK felé húzódik, amint ezt a Dachsteini Mészkő padok nyugati elvégződési vonala kijelöli. így egy keleti lejtésű völgyet metsző nyugati dőlésű síkra (ve¬ tőre) jellemző metszési V-szabály teljesül. Mivel a triász meredeken dől, a nyu¬ gatról határoló vetők és a keletről burkoló jura fedő rombusz alakú triász fol¬ tokat hoznak létre, amelyek a terepen kiválóan térképezhetők (2. ábra, 343. és 344., 3. ábra). Mivel a fennmaradt szárny rétegsorában a liász vékony vagy teljesen hiányzik és nem durvatörmelékes, a levetett szárnyon viszont vastag, durvaszemcséjű, a vető a Hierlatzi Mészkő leülepedése alatt működhetett (3. ábra). A liászt fedő maim képződmények a feltárásban elérik a triászt nyugatról határoló vetőt. A levetett blokkban viszont nem jelennek meg, ami azt jelenti, hogy nem érte őket elmozdulás. Ez a megfigyelés is a vető liász korára utal. Mivel a triász és maim képződmények között 10°-nál nagyobb szögdiszkordancia nem azono¬ sítható, a rétegek és a liász vetők kibillenése a jura után, a krétában (vagy a kora-tercierben?) történt. A legdélibb mellékvölgyben a triász mészkő nyugati oldala egy laposan dőlő sík felület, amelyet a határoló vetőfelületként vagy ahhoz nagyon közel eső párhuzamos törési síkként értelmezünk. E felület és a közeli párhuzamos kő¬ zetrések mérési adatai lapos nyugati dőlésű töréseket jeleznek (2, 4. ábrák). A kibillenés után a nyugat felé dőlő liász vetők - lapos dőlésük miatt - leg¬ feljebb rátolódásként újulhattak volna fel, de ezt a megfigyelt rétegtani helyzet 384 Földtani Közlöny 128/2-3 kizárja. így a liász vetők a billentést már csak "passzívan" szenvedték el, és a későbbiekben sem reaktiválódtak. A törések eredeti geometriáját a triász-jura sorozat visszabillentésével kaphatjuk meg. íly módon a megfigyelt vetők me- Billentés utáni (mai) helyzet Billentés előtti (jura) helyzet Post-tut (actuai) position Pre-tilt (Jurassic) position mm Gyökér-völgy NY-ra dőlő liász törések fVest-dippirtg Jj fracture: Összes rétegdőlés All beddingplanes Mai helyzet Actuai position K-re dőlő Jura helyzet liász törések Jurassic position East-dipping J, fractures. Poszt-jura vetők Post-Jurassic faults Keréknyom-eltolódás Keréknyom atnke-slip f Fodor L., Lantos Z.: Liász töréseket Nyugati-Gerecsében 385 redek nyugati dőlésűek maradnak (3, 4, 5. ábra). A törés pontos kinematikájára nincsenek adatok. A vető dőlése alapján azonban mindenképpen volt normál komponense, mégpedig a nyugati oldal levetésével. Az eredeti meredek helyzet eltolódásos kinematikát is megenged (4. ábra). Az északi völgyágban, a 344. pontban a triász Dachsteini Mészkőben említett liász telérek a rétegzéssel közel párhuzamosak, keleti dőlésűek. Eredeti jura helyzetben szintén megőrzik keleti dőlésüket, de sokkal laposabbakká válnak és a peremvető felé dőlnek (3. ábra). Vető vagy telér? Felmerülhet az az elképzelés, hogy a Hierlatzi Mészkő (mint sok más közép¬ hegységi előfordulásnál) telérként jelenik meg. A rétegzésre merőleges telérfal síkja ma, a kibillentés után lapos nyugati dőlésű lenne. A triász mészkő ma mérhető nyugati határoló síkja 75-90°-os szöget zár be a rétegzéssel, ami belefér egy ilyen, nem pont függőleges telérfal fogalmába. A telér nyugati határfelülete viszont - a mai kibillent helyzetben - a triász mészkövet jura képződmények fölé helyezné (5. ábra). Ilyen látszólagos feltolódást nyugaton nem találtunk, hanem meredeken kelet felé dőlő felső-triász-hierlatzi rétegsort. így ezt a sza¬ kaszt a levetett blokk normális üledékes rétegsorának értelmezzük. Elképzel¬ hető az is, hogy a telér NY-i fala a feltárásban (völgyben) már triász képződ¬ ményen belül húzódna, és a jura felé került triászbeli telérfal a mai felszín felé került, azaz lepusztult volna (5c. ábra). Ekkor azonban a telér szélessége legalább 150 m lett volna, ami tálán kissé túlzott azon a területen, ahol a legvastagabb bizonyított telér (a Nagy-Tekén) a 10 m-t is alig éri el (HOFMANN 1884; SZABÓ 1998). A "szekérút" feltárása A Gyökér-völgy tői 250-300 m-re északra, egy szekérút keleti oldalát triász mészkő alkotja (2. ábra, 175. pont). A fedő jura rétegsor hasonló a Gyökér-völ¬ gyihez, azzal csapásban van. A triászt vörös liász mészkő fedi majd erre vilᬠgosbarna porcelánszövetű mészkő (Szentivánhegyi Mészkő) következik, ami felett még egy triász tömb (olisztolit?) is található. Bár itt a felsővadácsi kong- lobreccsa törmeléke nem került elő, de 130 méterrel lejjeb, egy kisebb vízmosás <- 4. ábra. Jura töréses szerkezetek sztereografikus vetüietei (Schmidt-háló, alsó félgömb vetület). Kör: rétegzés pólusa; négyzet: telér pólusa; szaggatott görbe: rétegzés vetülete. A pontozott görbe a Látó-eltolódást jelzi, aminek jura működése kérdéses. A poszt-jura balos eltolódások EK-DNY-i feszültségtérben keletkezhettek Fig. 4 Stereographic projection of furassic brittle structures (Schmidt-net, lower hemisphere). Circle and square: poles of beddtng and jurassic dikes; dashed curve: bedding pláne. Dotted curve indicate the Látó fault whose Jurassic activity is nőt clear. The post-Jurassic sinistral strike-slip faults were probably formed by NE-SW compression which activated N~S faults as dextral strike-slips 386 Földtani Közlöny 128/2-3 bevágásában negyedidőszaki törmelékben konglomerátum-tömbök is vannak, amelyek csak a tárgyalt rétegsorból származhatnak (2. ábra, 178.). 5. ábra. A Gyökér-völgyi liász vetők (3. ábra ) lehetséges értelmezései. A nyugatra dőlő liász vető egy kis félárok (a) vagy egy 150 méternél szélesebb telér keleti pereme lehet (c), keskenyebb telérnél a billentés során a triász a jura felé kerülne (b), amit nem észleltünk Fig. 5 Possible interpretations ofthe Liassic faults ofthe Gyökér valley (Fig. 3). The west-dipping Liassic fault can form the eastern bordér of a smail half-graben (a) or a tűidé dike (c), if this latter would be smaller than 150 m, the Triassic would be over the jurassic, after the tílting of the western dike wall (b). This old-on-younger geometry zvas nőt observed, so this solution can be excluded Fodor L ., Lantos Z.: Liász törések a Nyugati-Gerecsében 387 A meredeken dőlő rétegsorban, a triász és liász mészkőben a meredek réteg¬ zéssel párhuzamos vagy még meredekebb vörösbarna mikrites telérek, breccsás zónák, az üledékes telérkitöltéssel váltakozva kalciterek jelennek meg. A réteg¬ zést vízszintesbe hozva, a telérek eredetileg lapos keleti dőlésűek voltak, a ré¬ tegzéssel mintegy 10-20°-os szöget bezárva (4. ábra). A feltárást nyugatról a meredeken (75°) nyugatra dőlő Keréknyom-vető ha¬ tárolja. Levetett nyugati szárnyán kréta homokkő és kis foltban oligocén kavics is megjelenik (3, 4. ábra). Ez a "Keréknyom-vető" a terepen hosszan követhető. Jura aktivitására nincs bizonyíték, valószínűleg kréta és miocén eltolódás. Nyerges-hegy A Nyerges-hegy fő tömegét pados Dachsteini Mészkő adja, mely 20-30°-ban ÉK felé dől. A hegy keleti oldalán nagy kiterjedésben Hierlatzi Mészkő bukkan ki. Az előfordulást korábbi munkák is jelzik (VlGH G. 1943; JORDÁN et al. 1992; LANTOS 1995), brachiopoda-faunája feldolgozás alatt van. Dulai A. szóbeli köz¬ lése szerint (1997) a késő-sínemuri-pliensbachi? korszak valószínű. A jura képződményeket nyugaton a hegy fő tömegét alkotó triász Dachsteini Mészkőtől a Látó-vető választja el (2. ábra). A törés függőleges vagy meredek nyugati dőlésű, amint ezt egyenes térképi megjelenése és a közeli kőzetrések adatai jelzik. Jellegét tekintve kréta-tercier eltolódás. Bár korábbi munkák (LANTOS 1997) valószínűsítették a vető liász műdödését is, erre főleg a keleti oldalán megjelenő Hierlatzi Mészkő utal. Amíg más szerkezeti elem nem ma¬ gyarázhatta a Hierlatzi Mészkő megjelenését, a Látó-eltolódásnak liász fővető¬ ként való értelmezése helyesnek tűnt (annak ellenére, hogy az esetleges liász vető biztosan reaktiválódott később). A vetőtől keletre tett megfigyeléseink azonban bizonytalanná teszik ezt a liász aktivitást. A hegy déli oldalán, a völgytalphoz közel a Dachsteini Mészkőre mikrites majd crinoideás liász mészkőrétegek települnek. A triász-jura határ követhető, bár helyenként 1-2 m széles sávban törmelék fedi. A dőlés K-i irányú. Ezen határ követése alapján a rétegeket 3 vető négy blokkra osztja (2. ábra). A három nyugatibb vető elvetése 2-4 m közötti, a legkeletibbé nem állapítható meg, mivel a fennmaradt blokkban a jura fedő már hiányzik. Itt viszont kijelölhető a triász nyugati határfelülete, ami egy laposan NYDNY felé dőlő sík. Ez a sík valószínűleg a vető maga vagy ahhoz nagyon közelálló párhuzamos törés, le¬ vetett szárnyán a triásztól lm-re crinoideás Hierlatzi Mészkő található. A többi vető esetében a vetősík nem látható, a de az elvetett képződmények feltárása¬ inak elvégződései alapján a nyugati dőlés egyértelmű. A vetők felfelé a durva crinoideás-brachiopodás sorozatban nem követhetők. A liász fedőképződmé¬ nyei nem láthatók, így nem bizonyítható egyértelműen a vetők liász kora. Ugyanakkor, a "Gyökér-völgyi" szelvényhez való geometriai és szerkezeti ha¬ sonlóság valószínűsíti a liász kort. A kibillenést rekonstruálva, az eredeti dőlés közepes DNY-i volt (4. ábra). A ma mérhető kibillenésért talán a nyugati Látó¬ eltolódás a felelős. 388 Földtani Közlöny 128/2-3 A feltárás ÉK-i oldalán, a gerinc mentén triász Dachsteini Mészkő jelenik meg, jórészt törmelékben. A kőzet breccsás, a repedéseket sárga-vörös mikrit tölti ki, ami a liász mészkő finomszemcsés változatára emlékeztet. Mivel a Hierlatzi Mészkő a triász felé dől, érintkezésük tektonikus. A liász(?) repedés¬ kitöltések alapján a két képződmény között egy ENY-DK-i irányú liász(?) vetőt tételezünk fel. A most leírt, valószínűleg liász vetők eredetileg (nyugat-)délnyugat felé dől¬ tek (4. ábra). Térképi nézetben egy szétágazó vetőrendszert alkothattak. Ezen vetőrendszer önmagában is elégséges a Hierlatzi Mészkő-előfordulás megma¬ gyarázásához, amennyiben az egy kelet felé dőlő kis félárokban rakódott le, hasonlóan az 5a. ábrához. Ez a felismerés igencsak gyengíti a Látó-vető liász működésébe vetett hitet, amely azonban teljesen nem zárható ki. Amennyiben a Látó-vető a liászban működött, úgy a vető az eddigiekkel szemben, meredeken kelet felé dőlt (4. ábra, pontozott vetületi kép). így a Hierlatzi Mészkő folt egy kb. 150 m széles, többé-kevésbé szimmetrikus árokban jelenne meg (hasonlóan az 5c. ábrához). Felsó'-Látó-hegy, Bucsina-völgy A Felső-Látó-hegy keleti oldalán, a "Gyökér-völgytől" délre 400 méterre, a Tardos-Süttő úttól NY-ra 60-80 méterre 1-20 cm vastag vörös mikrites liász mészkő telérek jelennek meg. JORDÁN et al. (1992) szerint a legnagyobb csapás¬ ban 100 m hosszan követhető. A telérek közepesen vagy meredeken nyugat felé dőlnek. A bíllentést korrigálva, a rétegzésre közel merőleges, vagy mere¬ deken kelet felé dőlő teléreket kapunk (4. ábra). A hegy keleti peremén a liász képződmények közel folyamatos feltárásokban jelennek meg 1,2 km hosszan (1. ábra, BUDAI T. kéziratos térképe). A legdélibb, Bucsina-völgy melletti, pliensbachi brachiopodás Hierlatzi Mészkő feltárást VlGH G. (1943) és KERCSMÁR et al. (1992) térképei is jelzik (1. ábra). A foltok térképi vetülete követi a hajladozó szintvonalakat, azaz nem függőleges telé- rekkel, hanem lapos dőlésű testekkel van dolgunk. A Hierlatzi Mészkő foltjait a lejtőn felfelé és lefelé haladva egyaránt Dachsteini Mészkő foltok szegélyezik. Ez a térképi vetület igen hasonló a részletesen tárgyalt Gyökér-völgy liász folt¬ jainak megjelenéséhez (3. ábra). További azonosság a triász rétegek közepesen meredek keleti dőlése. A Bucsina-völgy menti terepi megfigyelések alapján a liász sáv keleti határ¬ vonala laposan nyugat felé dőlő sík (térképi nézete ezért áll közel a vízszintes szintvonalakéhoz). A közepes rétegdőlést figyelembe véve, a keleti határsík ere¬ detileg közel függőleges vagy meredek nyugati dőlésű lehetett. A pontos dő¬ lésszög (a Gyökér-völggyel szemben) nem állapítható meg, mivel a sík maga nem látható. A feltárásokban a liász nyugati peremét sem lehetett közvetlenül megfigyelni. így az sem dönthető el, hogy telérről vagy a Gyökér-völgyihez hasonló vetődésről és félárokról van-e szó. Fodor L., Lantos Z.: Liász törések a Nyugati-Cerecsében 389 A liász medence-geometriát érintői következtetések A Malom-völgy környéke A liász medence-geometria megközelítéséhez először a Malom-völgy környé¬ kére helyezett fővető kérdését vizsgáljuk. A fővető meghúzására a következő adatok adtak alapot. A Malom-völgyben és déli meghosszabbításában, Tardos nyugati végén, illetve északon, a Nagy-Teke-hegyen számos, É-D-i (ÉlO-25 0 ) telér jelenik meg, felső-sinemuri-pliensbachi Hierlatzi Mészkő kitöltéssel (HOFMANN 1884; VlGH Gy. 1935; VlGH G. 1943, 1961a; GÉCZY 1986; KERCSMÁR et al. 1992; SZABÓ 1998). A Nyerges-hegy és a Látó-hegyek oldalában, a triásznak támaszkodva Hierlatzi Mészkő található, brachiopodás zsebekkel és helyenként triász olisztolitokkal. Az eddigi értelmezések szerint a lejtőperemi fáciesű Hierlatzi Mészkő jelenléte miatt a zóna a mély medence pereme lehetett (VlGH G. 1943; VlGH G. 1961a; LANTOS 1997; CSÁSZÁR et al. 1998). Mivel a medence a Malom-völgytől keletre húzódik, így a zóna törése(i) keleti dőlésűek lennének. A vető pontosabb behatárolására, részletes térképen való ábrázolására azonban még LANTOS (1997) dolgozatában sem került sor. Mivel a Látó-hegyek és a völgy között a térkép elég részletes, ezen fővető(ke)t a térképezett elemek között kell keresnünk (2. ábra). A jelentős rétegdőlés miatt ezen esetleges liász vetők ma kibillentett helyzetben lehetnek. Az egykor keleti dőlésű vetők, telérek a billentés mértéke szerint függőlegessé vagy meredek nyugati dőlésűvé váltak. Például egy eredetileg 65°-kal kelet felé dőlő sík 25°-s rétegdőlésnél (billentésnél) ma függőleges, 45°-os dőlésnél 70°-ra nyugat felé dől (6. ábra). A meredekké és nyugati dőlésűvé vált síkok a későbbi deformációk során is könnyen felújulhattak. Ezek a törések ugyanis gyengeségi zónákat jelentenek, és általában kisebb energia kell a mozgatásukhoz, mint új törések kialakításᬠhoz. Ilyen reaktiváló kréta vagy tercier fázisok ellolódásos mozgásokat okoztak (2. ábra). A földtani térképen tulajdonképpen csak ezt a fázist látjuk, éppen ezért nehéz a liász működést kimutatni. Potenciálisan minden, kréta vagy ter¬ cier időszaki vető gyanúsítható jura aktivitással. A térképi megjelenés alapján a poszt-liász mozgásnak nyugat felé volt normál elvetési komponense (2. és 6a. ábra). A Látó-, Keréknyom-eltolódás mellett ilyen, É-D-i vető húzódik a Gyö¬ kér-völgytől keletre, a Szél-hegy nyugati és keleti peremén (1. ábra). Ezen a szakaszon a rétegdőlés már csak 25-30°-os, de ezt vízszintesre visszaállítva, függőleges vagy meredek keleti dőlésű vetőkhöz juthatnánk (6, ábra). A dő¬ lésszög körüli bizonytalanság abból adódik, hogy ezen kréta-tercier elemek síkja a terepen nem közvetlenül látható, így dőlésszögük rekonstrukciója csak feltételes. Amennyiben a vetők levetett szárnya a liászban kelet felé esett, úgy az eredeti elvetés szelvényben tekintve megfordult (6b, ábra). Ezen mozgásirány-fordulás oka geometriai, hiszen a két mozgás között a vető mintegy "átbuktatódott". Ennek következtében a mai levetett helyzetben levő blokk a liászban fordítva, kiemelt helyzetben volt (6b. ábra). Éppen ezért, az egykor kelet felé dőlő vetők 390 Földtani Közlöny 128/2-3 Kréta homokkő TaT FI Kimmeridgi-bemázi Cretaceous scmdstone ISTaTI Kmunendgian-berriasian ••X**] Toarci-oxfordi [ »I Toarciamoxjordian Hierlatzi Mészkő Hierlatz Limestone rM-i Líász Liassic n Líász vetők Liassic dikes Kréta-tercier vető Cretaceous-Tertiary faults Líász telérek Liassic dikes 6. ábra. A Malom-vögyi vetőzónát keresztező szelvény és alternatív jura megoldási lehetőségei. A szelvény a Gyökér-völgyből indul, azt kelet felé folytatja (2, 3. ábra). A szél-hegyi és bagoly-hegyi szelvényszakasz egyszerűsített és torzított. A kelet felé vastagodó és teljesebbé váló rétegsorok kelet felé dűlő lépcsős vetőrendszer mentén (b) vagy egyszerűen kelet felé dőlő félárokban jelennek meg (c) Fig. 6 Section accross the Malom valley fault zone and alternative jurassic fault geometries. The section (a) starts at the Gyökér valley and continue eastward (Fig. 2, 3). The segments of the Szél and Bagoly Hills are compressed and simplified. The gradually thickening and more complete sequences can occur on steps of an easterly facing fault systern (b) or in an eastward tilted half-graben (c). In the farmer case, the jurassic faults were tilted and reactivated in the Creataceous or Tertiary and the Jurassic activity is hard to be proven. In the latter módét the younger faults can follow smail dikes or fracture zenes Fodor L., Lantos ZLiász törések a Nyugati-Gerecsében 391 jura aktivitásának bizonyításához igazolni kellene, hogy a mai, levetett helyzetű blokkban magasabb, a fennmaradt blokkban egykor mélyebb liász topográfiára utaló üledékes és paleontológiái bélyegek vannak. Mélyebb paleotopográfiai helyzetre utalhat a vastagabb, kevésbé hézagos ré¬ tegsorok megjelenése a kréta-tercier vetők között. Ebből a szempontból a hé¬ zagosság még döntőbb, hiszen ez az egyik kritériuma a Gorba-hát definíciójᬠnak is (CSÁSZÁR et al. 1998). A Látó-hegyektől keletre a liász kelet felé vasta¬ godik. Ez a vastagodás látványos a Gyökér-völgy elágazása és a Tardos-süttői út között. A liász vastagság itt kelet felé 0-2 m-ről 5-8 m-re nő (2, 6. ábra). Még tovább keletre, a Bagoly- és Fekete-hegyen a liász legalább 10 m vastag (BORSOS et al. 1994 és saját megfigyelések). Amíg a Szél-hegyen még nincs radiolarit és toarci-bajóci gumós ammoniteses mészkő, addig keletebbre, a Bagoly-hegyen már mindkettő megjelenik, habár vékonyan. A rétegsor egyes tagjainak vastagodásának mikéntjére azonban nincs megfi¬ gyelésünk, így elvileg mindkét, a 6. ábrán megadott értelmezés lehetséges. Az egyik ezek közül a "hagyományos", azaz hogy a vastagodás "szakaszos" és kelet felé lépcsősen lezökkenő medence peremén történt (6b. ábra). A másik (jelen) értelmezés szerint a kelet felé fokozatosan vastagodó és egyre teljesebbé váló jura rétegsor kelet felé dőlő félárokban rakódott le (6c. ábra). Előbbi esetben a kréta-tercier eltolódások bizonnyal a liász vetőket reaktiválják, a billentés során vagy azt követően. A félárok hipotézisnél a kréta eltolódások helye véletlen- szerű vagy kisebb jura teléreket, törési zónákat követ (6c. ábra). A fenti elvi modellekkel, a rétegtani adatok értelmezésével szemben konkrét szerkezeti megfigyeléseink azt mutatják, hogy a Nyerges-hegytől a Bucsina- völgyig a hierlatz képződmények leggyakrabban a rétegzésre közel merőleges, 111. meredeken nyugat felé dőlő telérekben vagy kelet felé mélyülő félárkokban jelennek meg. A Gyökér-völgyben bizonyítható, a Nyerges-hegyen és a Felső- Látó-hegyen valószínű, hogy a liász rétegsort eredetileg nyugat felé dőlő szin- szediment vetők határolják. Elméleti megfontolásokból valószínű, hogy a rétegsor kissé kelet felé, a vetők felé billentődött, de ennek mértéke (1-5°) a terepi bizonyítást nem engedi meg. A kis mértékű billentést talán a laposan kelet felé dőlő, a rétegzéssel közel párhuzamos telérek is sejtetik, amelyek a Gyökér-völgyben és a Szekérút-fel- tárásban jelennek meg. Ezek metén ugyanis a rétegek a nyugati dőlésű vetők felé csúszhattak. Ilyen, fővető felé dőlő teléreket és a telérek menti csúszást WlNTERER et al. (1991) írt le a dunántúli-középhegységi mezozoikumhoz ha¬ sonló Déli-Alpokból. Eredeti liász állapotban kelet felé dőlő vetőt vagy telért biztosan csak a Fel- ső-Látó-hegy keleti oldalán találtunk (4. ábra). Fenti diszkussziónk megmutatta, hogy további, eredetileg keleti dőlésű szinszediment jura vetők léte nem kizárt, azonban ezek csak a későbbi szerkezeti mozgások során reaktivált állapotban jelennek meg. Éppen ezért, a Malom-völgyi, kelet felé néző fő vető a szerkezeti vizsgálatokkal nem nyert igazolást. 392 Földtani Közlöny 128/2-3 Medence-geometriai modellek a Gerecsében Konkrét, bár kis földrajzi elterjedésű szerkezeti megfigyeléseink alapján fon¬ tolóra vehető az egész Gerecsére kialakított ősföldrajzi modell, illetve ezen ős¬ földrajzi modellek szerkezeti megfogalmazása. A legegyszerűbb (szerkezetileg alig körvonalazott) modell szimmetrikus árokkal számol (7a. ábra). A recens riftekben tett modem szerkezetföldtani megfigyelések szerint az árkok ritkán szimmetrikusak, legtöbbször aszimmetrikus félárok jön létre, melynek talpa a fővető felé dől (MORLEY 1988; PATTON et al. 1994). Ez a szerkezet az alpi jurában sem ismeretlen, ilyen jura félárkokat írt le EBERLI (1988) a svájci Ausztroalpi egységekből. Ha szerkezetföldtanilag így "átfogalmazzuk" a korábbi elképze¬ léseket, akkor egy nyugat felé dőlő félárkot kapunk, amelynek a Gorba-hát keleti peremén, a Malom-völgyben van a fővetője (7b. ábra, VÖRÖS & GaláCZ, in press). Mostani megfigyeléseink úgy lennének beilleszthetők az eddigi me¬ dence-geometriába, ha a megfigyelt nyugat felé dőlő vetőket (normálvetőket vagy eltolódásokat) és teléreket a kelet felé dőlő Malom-völgyi fővető kisebb konjugált (kiegészítő) síkjainak tartanánk (7c. ábra). A medence mélyülését ek¬ kor meredeken kelet felé dőlő vetők hozzák létre, melyek későbbi, kréta időszaki billentés során nyugati dőlésűvé váltak és eltolódásos kinematikával reaktivᬠlódtak (5. ábra). Az általunk megfigyelt, eredetileg nyugat felé néző vetők viszont felvetik azt a lehetőséget, hogy a Gorba-hát Malom-völgybeli pereme inkább egy enyhén kelet (északkelet) felé dőlő lejtő lenne, amit igazában nyugat felé dőlő fővető billentene ( 7d. ábra). Ennek kisebb párhuzamos kísérővetői lennének a megfi¬ gyelt szinszediment vetők. A meredek dőlésű telérek pedig kapcsolhatók a hát enyhe meghajlásához és a hajlat tetejének felrepedéséhez. További lehetőség, hogy az É-D-i csapású vetők valójában eltolódások, transzfer vetők, nem pedig tipikus normálvetők. Ezen értelmezés esetén a Malom-völgy környékén nem kell nagyobb, keleti levetésű vetővel számolni, bár kisebb, kelet felé dőlő vetők felléphettek ( 7d. ábra). Az Alsó-Látó-hegytől keletre a hátság fokozatosan kapcsolódik a medence felé, az 1-2 km széles átmeneti zónában ("lejtő" a 7d. ábrán) a platóról áthal¬ mozott bioklasztos üledék képződése lehetséges. Ez szerintünk gradált crinoi- deás mészkő formájában a Fekete-hegyen (BORSOS et al. 1994) és a Tardos-2. sz. fúrásban megjelenik (LANTOS 1997). Ezen szakaszon a vastagság akár meg is nőhet, ahogy azt Császár et al (1998) jelezte az átmeneti rétegsorokra. 7. ábra. —> Egyszerűsített jura medence-geometriát mutató modellek a Gerecsére vonatkozóan. A keleti plató térképi helyzete bizonytalan, az azt szegélyező üledékes szerkezetek csak hipotetikusak. Az ellipszis a megfigyelt Gyökér-völgyi és Nyerges-hegyi vetők helyét szimbolizálja. További diszkussziót lásd a szövegben Fig. 7 Simplified models showing the possible Jurassic hasin geometry. The ellipses symbolise the location of the Jurassic faults of the Gyökér valley and Nyerges Hill. Older ideas considered a symmetrical or westward ülted half-graben (a, b). The observed west-dippmg faults can be local features within a wíder east-facing fault zone, at the bordér of a west-dipping half-graben (c) or part of the west-facing faults and east-tilted half-graben system (d). The location of the eastern high, the sedimentary structures along it are hypothetic. Alsóvadács, Maróti-kő are possible candidates (Fig. 1). Graded crinoidal limestone beds (slope?) occur on Fekete Hill Fodor L., Lantos Z.: Húsz törések a Nyugati-Gerecsében 393 A kétféle modellben a hátságok (platók) helye tulajdonképpen ugyanaz (7c, d. ábra). Azonban mindkét modellben problémás a keleti plató elhelyezése a ma ismert gerecsei jura rétegsorokhoz képest. A nyugat felé dőlő félárok esetén kelet felé fokozatos sekélyesedést kellene tapasztalnunk, míg a kelet felé néző NY W szimmetrikus árok ^ symmetric graben kiemelt hát vagy mélyebb plató —i lejtő V i'ikí elevened high or deeper plateau j ... --j stopé fi-f'.tJtja Hierlatzi Mészkő (törés mentén) pTsrtr) mélyebb medence i 1 -TÚyij Hierlatz Limestone (fault-related) A. y deeper hasin 394 Földtani Közlöny 128/2-3 félárok fővetője éppen a keleti plató nyugati peremén lenne. Ezen probléma megoldása nemcsak a liász, hanem a dogger-malm medencegeometria megér¬ tését is igényli. A teljesség igénye nélkül jelzünk néhány olyan helyet, amely további vizsgálat célja lehet. A legközelebbi platóként a Gorba-háttól kb. 3 km-re keletre az alsóvadácsi szelvény körzete jöhet szóba ( 1. ábra), ahol FŐZY (1993) és KÁZMÉR (1998) szerint a maimban kiemelt hát húzódhatott (a liász rétegsor nem bukkan ki). Tovább KÉK-re, a Pisznicék és a Margit-tető környékén éri el a teljes jura rétegsor a legnagyobb vastagságát, itt medence-területet kell felté¬ teleznünk. A Tölgyháti-kőfejtőben és a Pockon DULAI (1998) brachiopoda-vizs- gálatai inkább nyugodt, mélyebbvízi üledékképződést sejtetnek a kora-liászban. Mélyebbvízi környezetet jelez FŐZY (1993) és KÁZMÉR (1998) a maimra vonat¬ kozóan is. A Malom-völgytől keletre 9-10 km-re, a Maróti-kő környékén viszont VlGH G. (1969) és ANGELUS et al. (1994) igen vékony dogger-kora-malm réteg¬ sort jelez, ami esetleg utalhat kiemelt hát létére (1. ábra). Még távolabb keletre, a Gerecse és a Pilis között az adatok még bizonytalanabbak és sekély hát létezése nem kizárt. Következtetések A gerecsei Tardostól északra, a Nyerges- és Látó-hegyek keleti oldalában vég¬ zett szerkezetföldtani megfigyelések alapján liász szerkezeteket (vetőket és te- léreket) sikerült azonosítani. A szerkezeti elemek az esetek egy részében reak- tivációt nem szenvedtek, csak egy későbbi fázisban kelet felé kibillentek. Ily módon liász helyzetük a billentés kompenzálásával helyreállítható. A törések az Alsó-Látó-hegyen bizonyíthatóan, míg a Nyerges- és Felső-Látó-hegyen va¬ lószínűleg meredeken nyugat felé dőlő normálvetők vagy eltolódások voltak, melyek levetett szárnya nyugat felé esett. Ezen szerkezeti megfigyeléseket a medencére kiterjesztve lehetségesnek tűnik, hogy a liász medencék kelet felé dőlő félárkok voltak. A Malom-völgyben és keleti környezetében megjelenő átmeneti liász rétegsorok a kelet felé dőlő félárok lejtőjén ülepedtek le. A vizsgált területen kevés nyomát találtuk a korábbi modellnek megfelelő, egykor meredeken kelet felé dőlő vetőknek. Néhány ilyen megfigyelt törés te¬ lérek formájában jelenik meg. Lehetséges, hogy jelentősebb elvetésű, a jurában keleti dőlésű normálvetők vagy eltolódások a krétában nyugati dőlésűvé bil¬ lentek és reaktiválódtak, így ma liász aktivitásuk nehezen felismerhető. Ezen lehetőség a korábbi medence-geometria modellel lenne összhangban, amely a Malom-völgyben a Gorba-hát keleti fővetőjét (lépcsős vetőzónáját) gyanította. Ezen értelmezés szerkezetileg lehetséges, de a megfigyelések kisszámúak. Az általunk vizsgált terület kis kiterjedése nem engedi meg, hogy a két ős¬ földrajzi-szerkezeti modell (7c, d. ábra) között állást tudjunk foglalni, de a to¬ vábbi kutatásokban mindkét (és esetleg további) alternatívákat figyelembe kell venni. A kérdés eldöntéséhez részletes rétegtani, üledékföldtani, őslénytani vizsgálatok és a szerkezeti mérések kombinációja adhat segítséget. így tanulmᬠnyozhatók a ma nyugat felé dőlő eltolódások közötti blokkok, a rétegvastagodás Fodor L., Lantos Z.: Liász törések a Nyugati-Gerecsében 395 milyensége és főleg az esetleges keleti plató helye. Eddigi szerkezeti megfigye¬ léseink szerint a Malom-völgy környéki, kelet felé néző fő peremvető léte leg¬ alábbis megkérdőjelezhető de semmiképpen nem bizonyított. Köszönetnyilvánítás Az 1992-1995-ös nyári térképező terepgyakorlatokat és a kapcsolódó vizsgᬠlatokat, a térkép (2, ábra) elkészültét Fodor L. 344/94 számú MKM és 506/94 számú AMFK pályázatai támogatták. A kutatás a CSÁSZÁR G. vezette T 016785 számú OTKA pályázat keretében folytatódott. A publikáció sokat köszönhet az 1997. évi társulati kirándulásnak és a résztvevőkkel, főleg ÁRGYELÁN Gizellával, Budai Tamással, Császár Gézával, Haas Jánossal, Vörös Attilával folytatott vitáknak. Külön köszönet a kirándulások során talált fosszíliák meglelőinek és meghatározóinak, DULAI Alfrédnak, FŐZY Istvánnak és Szabó Jánosnak. A cikk első változatát VÖRÖS Attila és MAROS Gyula javaslatai alapján módosítottuk, minketíőjük munkáját köszönjük. Irodalom - References Angelus B., Berta G., Magyarósi Zs. 1994: Magyarázó Pusztamarót környékének 1:10 000-es méretarányú földtani térképéhez, terepgyakorlati jelentés. -ELTE Ált. Tört. Földtani Tanszék, 27 p. Bada G. 1994: A paleofeszültségtér fejlődése a Gerecse-hegység és délkeleti előterének területén. - Szakdolgozat, ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, 147 p. Bada, G., Fodor, L., Székely, B., Tímár, G. 1996: Tertiary bnttle faulting and stress field evolution in the Gerecse Mts., N. Hungary. - Tectonophysic.s 255, 269-289. Bállá, Z., Dudko, A. 1989: Large-scale Tertiary strike-slip dísplacements recorded in the structure of the Transdanubian Rangé. - Geophys. Transactions 35, 3-64. Borsos T., Háden S., Jósvai J. 1994: Gerecse, Tardosbánya, "Grand Canyon" terület. - Terepgyakorlati jelentés, ELTE Ált. Tort. Földtani Tanszék, 42 p. Császár G. 1995: A gerecsei és a vértes-előtéri kutatás eredményeinek áttekintése. - Általános Földtani Szemle 27, 133-152. Császár, G., Árgyelán, B.G. 1994: Stratigraphic and micromineralogic investigations on Cretaceous formations of the Gerecse Mts., Hungary and their paleogeographic implícations. - Cretaceous Research 15, 417-434. Császár G., Galácz A., Vörös A. 1998: A gerecsei jura fácieskérdések, alpi analógiák. - Földtani Közlöny 128. Dulai, A. 1993: Hettangian (Early Jurassic) megafauna and paleogeography of the Bakony Mts. - In: Pálfy, J. Vörös, A. (eds.): Mesozoic Rrachiopods of Alpine Europe, Hung. Geol. Soc., 31-37. Dulai A. 1998: A Pisznicei Mészkő alsó-liász brachiopoda faunája a Keletí-Gerecsében és a tatai Kálvária-dornbon. - Földtani Közlöny 128. Eberli, G. P. 1988: The evolution of the Southern Continental margin of the Jurassic Tethys óceán as recorded in the Allgau Formation of the Austroalpine Nappes of Graubünden (Switzerland). - Eclogae Geol. Helvetiae 81, 155-174. Fodor L., Magyari Á., Fogarasi A., Palotás K. 1994: Tercier szerkezetfejlődés és késő paleogén üledékképződés a Budai-hegységben. A Budai-vonal új értelmezése. - Földtani Közlöny 124, 129-305. 396 Földtani Közlöny 128/2-3 Főzy L 1993: Felső jura ammonites biosztratigráfia a Gerecse és Pilis hegységben. - Földtani Közlöny 123, 441-464. Galácz, A. 1988: Tectonícally controlled sedimentation in the Jurassic of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Rangé, Hungary). - Acta Geologica Hungarica 31, 313-328. Galácz, A., Vörös, A. 1972: A Bakony-hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtani jelenségek kiértékelése alapján. - Földtani Közlöny 102, 313-328. Géczy B. 1986: Jelentés a Nyugat-gerecsei alsójura ammonitesekről. - Kézirat, 10 p. MÁFI Adattár. Jordán Gy., Kovács R., Szűcs A. 1992: Jelentés a gerecsei terepgyakorlatról - Kézirat, ELTE Ált. Tört. Földtani Tanszék, 22 p. Kázmér, M. 1998; Pygopid brachiopods and Laté Jurassic paleorelief in the Gerecse Mts., Hungary. - Földtani Közlöny 128. Kercsmár Zs., Lantos Z., Ács Zs. Kovács P, Maucha G. ( Vajda A. 1992: Terepgyakorlati jelentés. - ELTE Ált. Tört. Földtani Tanszék, 46 p. Konda J. 1987: Gerecse, Süttő, Vöröshidi-kőfejtő. - Magyarország geológiai alapszelvényei. MÁFI 6p. Kun-Jáger E., Varga B„ Bajnóczi B. 1996: A Héreg-Tarjáni-medence szerkezete. - Tudományos Diákköri Dolgozat, ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, 52 p. Lantos Z. 1995: Gerecsei alsójura szedimentológiaí vizsgálata. Kapcsolatok a liász tektonikával és ősföldrajzzal. - Szakdolgozat, ELTE Alkalmazott és Környezetföldtani Tanszék, 138 p. Lantos Z. 1997: Karbonátos lejtő-üledékképződés egy liász tengeralatti magaslat oldalában, elto- lódásos vetőzóna mentén (Gerecse). - Földtani Közlöny 127, 291-320. Morley, C.K. 1988: Variable extension in Laké Tanganyika. - Tectonics 7, 785-801. Patton, T.L., Moustafa, A.R., Nelson, R.A., Abdine, S.A. 1994: Tectonic evolution and structural setting of the Suez Rift. - In: Landon, S.M. (ed.): Interior rift basins, - AAPG Memoir 59, 9-55. Rezessy A. 1997: A Pisznicei Mészkő ciklus-sztratigráfiai vizsgálata gerecsei szelvényeken. - Szakdolgozat, ELTE 169 p. Szabó J. 1998: Paleogeográfiai és paleoökológiai következtetések egy késő-sinemuri gastropoda- fauna kapcsán (Hierlatzi Mészkő, Nagy-Teke-hegy, Gerecse). - Földtani Közlöny 128. Tari, G. 1995: Eoalpine (Cretaceous) tectonics in the Alpine-Carpathian transition zone - In: Horváth, F,, Tari, G., Bokor, Cs. (eds.): Extensional collapse of the Alpine orogene and Hydrocarbon prospects in the Basement and Basin Fill of the Western Pannonian Basin. AAPG International Conference and Exhibition, Nice, Francé, Guidebook to fieldtrip No. 6., Hungary, 133-156. VlGH Gy. 1935: Adatok a Gerecse-hegység nyugati részének földtani ismeretéhez. - Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentés 1925-28-ról, 88-98. VlGH G. 1943: A Gerecse hegység északnyugati részének földtani és őslénytani viszonyai. - Földtani Közlöny 73, 301-359. Vigh G. 1961a; A Gerecse hegység nyugati felének földtani vázlata. - MÁFI Évkönyv 49/2, 445—462. VlGH G. 1961b: A Gerecsei jura üledékek fácies kérdései. - MÁFI Évkönyv 49/2, 463-468. Vigh G. 1969: Magyarázó a Dorogi-medence földtani térképéhez, 1:10 000-es sorozat. Pusztamarót. - MÁFI Kiadvány, 69 p. Vörös, A. 1989: Fault-scarp controlled carbonate sedimentation in a Tethyan Jurassic seamount area (Bakony, Hungary). - 10 tfl IAES Régiónál Meeting on Sedimentology, Budapest, 250-251. Vörös, A. 1991: Hierlatzkalk - a peculiar Austro-Hungarian jurassic facies. - A 20 éves magyar¬ osztrák földtani együttműködés jubileumi kötete L, 145-154. Vörös, A. 1993: Jurassic microplate movements and brachiopod migrations in the western part of the Tethys. - Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 100, 125-145. Vörös, A., Galácz, A. 1998: Jurassic paleogeography of the Transdanubian Central Rangé (Hungary). - Rivista Italiana di Paieontologia e Stratigrafia, 104. Winterer, E.L., Metzler, C.V, Sarti, M. 1991: Neptunian dikes and associated breccias (southern Alps, Italy, and Switzerland): role of gravity sliding ín open and closed system. — Sedimentology 38, 381-404. ." A kézirat beérkezett: 1998. 06. 05. Földtani Közlöny 128/2-3, 397-435 (1998) Budapest A gerecsei jura - fácieskérdések, alpi analógiák Jurassic of the Gerecse Mountains, Hungary: facies and Alpine analogies Császár Géza 1 - Galácz András 2 - Vörös Attila 3 (17 ábra) Abstract Recently finished tieid studies and the results of laboratory investígations have made it possible to draw a palaeogeographic reconstruction of the Gerecse Jurassic period, which is more detailed and reliable than the previous efforts. The results support, with more precision, the former conclusion of G. Vigh (1961b), who suggested that the tectonic lineament followed by the Biko! valley between Süttő and Tardos subdivides the Gerecse Hills intő two, basically different facies areas: the Eastern Gerecse, which is more or less continuous, and the Western Gerecse with incomplete, lacunose Jurassic sequences. The latter area is called here Gorba High (= Teke Horst in Vörös & Galácz 1998). The results indicate that in the eastern proxímity of the Gorba High Lower and Middle Jurassic sediments have accumulated ín greater thickness than in other parts of the Eastern Gerecse. The most important results are as follows: The Western Gerecse (i.e, the Gorba High), which was regarded previously as a uniform area, and it represents a complicated, mosaic-like structure, with smaller sub-basins of episodic sedimentation from the Jurassic period. Along the western margin of the Gorba High a narrow zone of intermittent sedimentation can be outlined, which is transitional between the continuous and the lacunose (incomplete) sequences. West of the Gorba High (Szomód area) is another region of continuous sedimentation, bút with its different deposits, this is nőt a symmetric counterpart of the Eastern Gerecse basin. Products of submarine sedimentary transport recognized in the Middle Jurassic indicate an uneven, dissected bottom, and synsedimentary tectonic activity. The fact that the Middle Jurassic Lókút Radiolarite grows in thickness and has more and more limestone intercalations southwards, parallel to the supposed obduction line, indicates a compressive, southwardly deepening basin. The mass occurrence of the calcareous alga Clypeina jurassica in the redeposited carbonates within the Upper Jurassic Szentivánhegy Limestone in the Szomód area may suggest a carbonate platform nearby. As source areas of the components of the basal Cretaceous Felsóvadács Breccía, at least two possible sites can be suggested of these, the distal one, on the basis of the westward decrease of thickness of the formation, could have been an elevated obduction zone east-northeast. 1 Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia u. 14 E-mail: csaszar@mafi.hu 2 Eötvös Loránd Tudományegyetem, Őslénytani Tanszék, 1083 Budapest, Ludovika tér 2 3 Magyar Természettudományi Múzeum Föld és Őslénytár, 1431 Budapest Ff. 137 398 Földtani Közlöny 128/2-3 The results of the studies were compared to our own experience and to literature data on the Jurassic period of other parts of the Transdarvubian Central Rangé and beyond: the Karawanken, and bríefly the Southern Alps and the Northern Calcareous Alps. Though analogies of a different extent appear with all these areas, it has been concluded that the Jurassic period of the Gerecse shows somé more affinities to that of the Northern Calcareous Alps than the Jurassic of the Bakony, thus they are seemingly closer related to the Southern Alps. Manuscript received: 25. 05. 1998 Összefoglalás A tanulmány a Gerecse alapszelvény-vizsgálati eredményeiből kiindulva, a terület földtani térképezése, valamint a térképezéshez kapcsolódó kiegészítő fúrási és felszíni szelvények vizsgálatai során szerzett ismereteket tárja az olvasó elé. A vizsgálatok olyan fácies és paleogeográfiai modell létrehozásához vezettek, amely egyrészt pontosítja és megbízható adatokkal támasztja alá a korábbi elgondolásokat, másrészt számos új összefüggést tár fel. A tanulmány vizsgálja az egyes litosztratigráfiai alapegységek jellegeinek változását a Dunán¬ túli-középhegység területén belül, de keresi a fácies és paleogeográfiai kapcsolatokat az Északi Mészkőalpok és a Déli Alpok, - ezen belül is különösen a Karavankák jura kifejlődései felé. Az utóbbi esetben saját vizsgálataink teszik megalapozattabbá a rokonsági viszonyok tekintetében levont következtetéseinket. A fontosabb eredmények a Következtetések alcím alatt olvashatók. Bevezetés Korábbi, OTKA téma keretében végzett munkálataink során előrehaladást értünk el a Vértes-hegység és a Gerecse kréta időszaki képződményeinek sztrati- gráfiai tagolásában, az egyes üledékképződési környezet-típusok jellemzőinek feltárásában, valamint a terület ősföldrajzi viszonyainak és fejlődéstörténetének rekonstruálásában (ÁRGYELÁN 1995; CSÁSZÁR 1995; CSÁSZÁR & ÁRGYELÁN 1994; FOGARASI 1995; FőZY 1995; GÖRÖG 1995). Az akkor vizsgált szelvények néme¬ lyikében legfelső-jura képződmények is előfordultak, és ezek vizsgálati ered¬ ményeit nem lehetett minden esetben beilleszteni a jura üledékképződési vi¬ szonyokról és a fejlődéstörténetről korábban kialakított képbe. Különösen nagy annak a jelentősége, hogy obdukált óceáni aljzatból származó króm spinelíeket, sőt vulkanoklasztit szemcséket tudtunk kimutatni az alsó-kréta törmelékes ré¬ tegsor alatti pelágikus felső-jura karbonátokból is. Főként ez az adat, de számos további megfigyelés is arra késztetett bennünket, hogy vizsgálatainkat kiter¬ jesszük a gerecsei jura képződményekre is. A korszerű újraértékelést az a kö¬ rülmény is indokolja, hogy a legutóbbi átfogó fácies-értékelés és ősföldrajzi összefoglalás a gerecsei juráról több évtizede készült (VlGH G. 1961b), és a nem¬ régiben közölt, a Dunántúli-középhegységi jurát összefoglaló tanulmány (VÖRÖS & GaláCZ 1998) a Gerecsét csak érintőlegesen tárgyalja. Jelen munkában a gerecsei jura képződményeket - ismertetésükön túlmenően - összehasonlítjuk a Dunántúli-középhegység többi része, valamint a tágabb ősföldrajzi keretbe tartozó Déli Alpok-Karavankák-Északi Mészkőalpok területegység jura kőze¬ teivel. Császár G. et al: A gerecsei jura Földtani háttér 399 A Tethys-óceánt szegélyező, egységes kifejlődésű karbonátplatform a triász időszak végén kisebb tektonikai egységekre darabolódott (BERNOULLI & Jenkyns 1974). Ennek során a Dunántúli-középhegységben is jelentősen meg¬ változott az üledékképződés menete és az üledékek jellege (Galácz & VÖRÖS 1972; VÖRÖS & GALÁCZ 1998). Ez a változás egyes területeken időben kissé elhúzódó volt és több helyen csak kisebb rétegkimaradással járt, másutt tekin¬ télyes üledékhézagot eredményezett, A Bakony nagyobbik (délnyugati) részén a Dachsteini Mészkövet a liász elején - rövid idejű üledékhézag után - a sekély szublitorális eredetű Kardosréti Mészkő váltotta fel. DULAI (1993) szerint a makrofauna-együttesek eloszlása alapján már a hettangiban kirajzolhatok azok a hátsági területek, amelyeket korábban a változatosabb litológia és a gazda¬ gabb faunakép alapján a sinemuriból lehetett kimutatni (VÖRÖS 1986). A Du¬ nántúli-középhegység egyéb területein a hettangi emelet jelentős része őslény¬ tani adatokkal igazolhatóan hiányzik. A pliensbachi korszak végén zajlott le a változások második, bizonyos szem¬ pontból a hettangi eseménynél is fontosabb szakasza. A tengerszint általános emelkedésével egybeesőén ekkor teljesedett ki az üledékgyűjtő aljzatának hát¬ ságokra és köztes medencékre tagolódása, ami az Atlanti-óceán kinyílásához kötődő tektonikai mozgásokkal hozható kapcsolatba (BERNOULLI & LAUBSCHER 1972; VÖRÖS 1980). A hátsági és medencebeli üledékképződés kapcsolatait a mediterrán jura ki¬ fejlődéseire, és ezen belül a bakonyi területekre kidolgozott modellek foglalják össze (Jenkyns & Torrens 1971; Galácz & Vörös 1972). Ezek szerint a hát¬ ságok peremzónáiban a törésekhez kapcsolódóan hasadékrendszerek jöttek lét¬ re, miközben a hátságokról az ott képződött, túlnyomórészt biogén eredetű karbonátos üledékek nagy része tengeráramlásokkal a medencékbe sodródott. A lépcsőzetes lejtőkön és a lejtők tövében hierlatzi fáciesű üledék rakódott le. Ezt a zónát finomodó szemcseméretű crinoidea őrlemény sávja, majd agyagos, gyakorlatilag törmelékmentes medence- (adneti-) fácies követi. A toarciban, a már megelőzően csökkenő karbonátprodukciót követően az Űrkúti Mangánérc Formáció és a Kisgerecsei Márga megjelenése hirtelen peli- tesre váltó üledékképződést jelez. A kőzetminőség változásával összefüggésben is jelentősen megváltozik az ősmaradvány-tartalom. A pliensbachiban még na¬ gyon gyakori bentosz formák (elsősorban a brachiopodák) eltűnnek, és gazdag cephalopoda-fauna jelenik meg, a crinoideás-foraminiferás mikrofáciest foko¬ zatosan bositrás mikrofácies váltja fel. A hátságokon ritka kivételektől eltekintve a toarci, majd a középső-jura folyamán üledéklerakódás nem folyt, miközben a medencékben többé-kevésbé folyamatos üledékképződés zajlott. A passzív kontinensperemek fejlődésének általános modelljével összhangban a következő középső-jura vízmélység növekedés az egész mediterrán térségben, így a Dunántúli-középhegységben is általános, és ez utóbbi területen megha¬ ladja az aaleni globális vízszint esést (GÉCZY 1984a). Általános a vélemény, hogy a legnagyobb vízmélység a középső-jura végére, a radiolarit képződése 400 Földtani Közlöny 128/2-3 idejére tehető, ezt követően pedig az üledékgyűjtő vízmélysége csökkent (GALÁCZ & VÖRÖS 1972; FÜLÖP 1975). Újabban felmerült, hogy a tendencia meg¬ változását a karbonát kompenzációs mélység (CCD) növekedése okozta (lásd VÖRÖS & GALÁCZ 1998). A mediterrán térség az üledék-típusok eloszlása szempontjából a jura vége felé két fáciesterületre különíthető. Egyes (dél-alpi) térségekben maiolica (vagy biancone) térhódításával lassú szedimentációs változás vette kezdetét, ami a neokom végére pelites üledékek lerakódásához vezetett, míg másutt (Gerecse, Északi Mészkőalpok) sziliciklasztikus sorozatok lerakódása gyors és alapvető litológiai váltást jelez (CSÁSZÁR & ÁRGYELÁN 1994), A jura kifejlődési területek paíeobiogeográfiai értékelésében úttörő vizsgála¬ tok (Géczy 1973, 1984b, 1985) után egyre gyakoribbá vált a paleontológiái ada¬ tok ősföldrajzi kiértékelése (VÖRÖS 1980, 1987, 1988, 1992, 1993, 1997; SZABÓ 1980; KÁZMÉR 1993; Dulai 1993). NAGY Elemér (1971) nevéhez köthetően ugyan¬ csak a hetvenes években kezdődött meg a litológiai és fácies-rokonság keresése. Ezekhez nagymértékben hozzájárult KÁZMÉR M. és KOVÁCS S. szökési modell¬ jének kialakítása (1985), miszerint a Dunántúli-középhegységet magában fog¬ laló Pelso (vagy Észak-Pannon) egység a Déli Alpok és az Északi Mészkőalpok közötti helyzetből préselődött ki mai helyére. A vizsgálatok a napjainkban elő¬ térbe került terrénum-kutatásokban csúcsosodtak ki. Mindez indokolttá teszi, hogy a Gerecse juráját összehasonlítsuk a dél-alpi és az északi-mészkőalpi ha¬ sonló korú képződményekkel. A Gerecse és a Pilis-hegység Eltekintve a tatai juráról szóló korai tudósításoktól, PETERS (1859) és HAUER (1870) úttörő felismerései után a terület ( 1. ábra) jura képződményeivel érdem¬ ben először HANTKEN foglalkozott (1861, 1868, 1871, 1880), aki tercier kőszén¬ kutatásokkal kapcsolatosan áttekintette az idősebb képződményeket is. A Keleti Gerecse jurájában kimutatta mindhárom sorozat jelenlétét, az összletet hét szint¬ re tagolva (1880). Ezek a megállapításai alapjaikban ma is érvényesek. A Nyugati Gerecsére vonatkozó első részletes leírások HOFMANNtól származ¬ nak (1884). Ő a Teke-hegy, a Nagy-Somlyó és az Asszony-hegy "alsó liaszbeli mészkőösszleteit" a Gerecse "veres márványösszletének legmélyebb részéhez" sorolta, és a pisznicei, gerecsei és bánya-hegyi rétegsorok denudációs marad¬ ványainak tekintette. A gyűjtött brachiopoda- ammonites- és csiga-fauna alap¬ ján nem csak a mészkövek korát, de a hierlatz fácieshez való hasonlóságát is felismerte. Megállapítása szerint e mészkövek a "dachsteini mésszel megegyező irányba dőlnek, de arra, úgy látszik, discordansan vannak ráhelyezve". A Keleti Gerecséből ugyancsak elsőnek írta le és ábrázolta szelvényben a Paprét-árokban feltárt "veres, márgás, gümős" középső-dogger mészkövet (=Tölgyháti Mészkő), a fölötte települő, alsó-tithonnak tekintett vörös, kovás, tűzkőgumós vagy -len¬ csés rétegeket (=Lókúti Radiolarit), továbbá a sötétvörös, ammoniteses mész¬ kőpadot (=Pálihálási Mészkő) és az alsó-neokomba sorolt, márgás homokkővel Fig. I Extent of the Jurassic formations in the Gerecse and the neighbouring areas Császár G. et al: A gerecsei jura 402 Földtani Közlöny 128/2-3 kezdődő breccsaszerű padot (=Felsővadácsi Breccsa), valamint a "palás mész- márgát" (=Berseki Márga). Kitűnő ismereteit jelzi, hogy a gazdag és változatos fauna meghatározása mellett jelezte e kifejlődéseknek és fosszíliáknak az or¬ szágon belüli, illetve más európai térségekben való előfordulását is. A későbbiekben VADÁSZ (1913) tett érdemi észrevételeket a terület jura kép¬ ződményeiről, a liász mészköveket a Dachsteini Mészkő sziklás partjai mentén hasadékokba települt hemipelágikus üledékeknek tekintve. Az Asszony-hegyen felismerte a tithon előfordulását, és a liászt követő üledékhézagot "közbeeső szárazulati időszakkal", ennek megfelelően a jura összlet hézagosságát part¬ eltolódással, illetve utólagos lepusztulással magyarázta. VlGH Gy. (1925, 1928, 1935) számos új előfordulás és azok ősmaradvány-tar¬ talmának leírása mellett - VADÁSZ megállapításait erősítendő - transzgressziós alapbreccsát mutatott ki a Gorba keleti és a Hosszúvontató északi lejtőjén. Meg¬ figyelései szerint a maim rétegek nem csupán az idősebb jura, hanem a "triász¬ képződményekre" is transzgredálnak. Részletes tagolást adott a gerecsei jura rétegsorról. A tardosi Szél-hegyről és Agostyántól északra Pygope diphyás, törpe ammoniteses hierlatzi jellegű tithon mészkövet írt le. Rétegtani táblázatában (1928) szembeállította a kelet-gerecsei folyamatos rétegsorral a nyugat-gerecsei erősen hézagos összletet, ahol nem csak a sinemuri végétől az oxfordi végéig tüntet fel szárazulatot ("Festland"), hanem a hettangi egészére is. A Pilis-hegység területén szerinte szintén csak a sinemuriban indult az üledékképződés, és a radiolarit, tévesen, közvetlenül a crinoideás-brachiopodás mészkő fölött, a pliensbachi és toarci emeletekben szerepel. A dogger egészére szárazulatot té¬ telez fel, és a késő-tithonban ismét regressziót jelöl. Még különösebb a Doro¬ gi-medencére felállított rétegsora, ahol a Dachsteini Mészkő felett - a folyamatos kifejlődésű kelet-gerecseihez hasonlóan - csak félemeletnyi hézagot állapít meg, a toarcinak minősített radiolarit felett viszont a jura végéig szárazulatot jelöl. Apja nyomdokain haladva VÍGH G. (1943, 1961a, 1961b, 1968, 1969) számos további előfordulás feltárásával gazdagította ismereteinket a gerecsei (főleg a nyugat-gerecsei) juráról. Litológiai és őslénytani szempontból a korábbiaknál részletesebb tagolást adott, mintegy 20 egységet különböztetve meg. Közel 100 000 brachiopodát és ammonitest gyűjtött és vizsgált a hegység területéről. Meggyőzően bizonyította, hogy kellő mennyiségű brachiopoda alapján a ré¬ tegsorok legalább emelet szinten tagolhatok. Ennek megfelelően a Hierlatzi Mészkövet sinemuri és pliensbachi korú egységekre különítette. A gerecsei brachiopoda-faunát VlGH G. (1943) a tipikus Hierlatzi Mészkő faunájával látta egyezőnek, illetve a hazai előfordulások közül a pilisi és déli¬ bakonyi együttesekhez találta leghasonlóbbnak. A képződésre vonatkozó kö¬ vetkeztetései egybecsengenek VADÁSZ és VlGH Gy. megállapításaival. Szerinte a világos testszínű vagy sötétvörös, tömör mészkő fácies a kevésbé sziklás, nyugodtabb partközeli sekélytengerben képződött, míg az erősen breccsás Hierlatzi Mészkő az egyenetlen, repedésekkel teli sziklás tengerparton. A Nyu- gat-Gerecsét szigettengerként értelmezte. VlGH G. volt az első, aki megállapította, hogy a folyamatos és hézagos kifej¬ lődésű jura területek között a határ a Süttő és Tardos közötti út vonalába esik Császár G. et al: A gerecsei jura 403 (1961a). Ettől keletre csupán az Esztergom-dorogi rögökben fordul elő Hierlatzi Mészkő. A területen ÉK-DNy-i csapású vízszintes elmozdulásokat figyelt meg, amiket megtorlódás eredményének tartott. A hatvanas években a dorogi térképezéshez kapcsolódóan (VlGH G. 1969), az alapszelvény-program előzményének tekinthetőén folytak rétegtani kutatᬠsok a Gerecsében. Ezek részeként adta közre VlGH G. eredményeit (1984), többek között a Paprét-árok felső-jura szelvényéről. A 65 cm vastag, erőteljes vissza- oldódást szenvedett rétegsorban a tithon ésberriási emelet 7 ammonites zónáját mutatta ki. A Felsővadácsi Breccsa korát kora-valangininek határozta. A későbbiekben az alapszelvény-program keretében KONDA József irányítᬠsával folytak liász és dogger, majd maim rétegtani kutatások. Sajnos, a tervezett gerecsei jura monográfia Konda J. betegsége, majd halála miatt nem készül¬ hetett el. Vizsgálatainak eredményeire a későbbiekben kitérünk. A gerecsei jura képzó'dmények, a földtani szelvények vizsgálata és a térképezési munka eredményei alapján A szelvényezés és a térképező munka eredményeként a gerecsei jura réteg¬ sorokra - VlGH G. korábbi részletes felosztásával szemben - ma egy leegysze¬ rűsített, áttekinthetőbb litosztratigráfiai tagolást alkalma zhatunk. A követke¬ zőkben - a folyamatos és hézagos rétegsorok tagolása nélkül - nagyjából idő¬ rendi sorrendben tekintjük át a terület jura képződményeit. A felszíni szelvé¬ nyek értékelése mellett fontos adatokat merítettünk a területen mélyült fúrások jura képződményeinek értelmezéséből is (2. ábra). Pisznicei Mészkő Formáció Ezen a néven foglaljuk össze a Dachsteini Mészkő fölött unkonformitással, vagy alig észlelhető szögdiszkordanciával települő, vastagpados (ritkán töme¬ ges) és lemezes között változó vastagságú rétegekből álló, testszínű, ritkábban fakószürke, biogén alkotókat nagyon változó mértékben és összetételben tar¬ talmazó mészkövet. Legelterjedtebb ősmaradványai a crinoideák (változatos szemcseméretű törmelék formájában), jellemzőek a brachiopodák (főként a for¬ máció alsó szakaszán), és legalsó, valamint legfelső rétegeiben gyakoriak a rossz megtartású ammonitesek. Vékonycsiszolatban - csökkenő gyakorisági sorrend¬ ben - a következő elemek ismerhetők fel: crinoideák, mészvázú bentosz fora- miniferák, ostracodák, szivacstűk és Globochaeték. Főleg a rétegsorok középső szakaszán gyakoriak a jobbára kissé elmosódó körvonalú litoklasztok, gyakran előfordulnak az egyes rétegek középső részén, de a rétegek tetején is. A formáció esetenként két tagozatra különíthető. Az alsó rész ősmaradvᬠnyokban szegényebb, biomikrites wackestone, vagy bioklasztos mudstone szö¬ vetű, a felső biomikrites wackestone/packstone szövetű. FÜLÖP (1975) és KONDA (1985, 1987) a Pisznicei Mészkő megnevezést csak az alsó tagozatra 404 Földtani Közlöny 128/2-3 Tata Dunaszentmiklós Tardosbánya Nyerges ujfalu Bajót Mogyorósbánya Tt-30 K-l Tb-2 Ny-30 Bt-36 M-100 Mogyorósbánya Mogyorósbánya Nagysáp M-102 M-103 N-69 Nagysáp N-74 Tokod Kömye T-466 Kö-24 2. ábra. A Gerecse, a Dorogi-, a Tatabányai- és az Oroszlányi-medence fontosabb fúrásaiban feltárt jura képződmények rétegsora formáció szintű bontásban Fig. 2 Jurassic formations in selected boreholes in the Gerecse Mts. and in the Dorog, the Tatabánya and the Oroszlány Basins Császár G. et ah: A gerecsei jura 405 Tatabánya Tatabánya Tatabánya Tatabánya Tatabánya Tatabánya Ta-1330 Ta-1431 Ta-1462 Ta-1472 Ta-1486 Ta-1495 Oroszlány 0-1761 Oroszlány Oroszlány 0-1822 0-1825 Oroszlány Vértessomló 0-2391 K-l E Eocén általában K Kréta illában Szeativinhegyi Mészkő P J 3 Pálihiláíi Méwkí J3 tt un általában \J2_3 Lókútí RidioUrit e J 2 Éplényi Mészkő J 2 középBŐ-jura általában ; T t T J 2- Jl-2 Eplényi-Tölgyháti F. J1-2 Tölgyháti Mészkő ^Jj Kisgcrecsei Márga t J l Tűaktfve&árlki Mészkő p Jj Puznicei Mészkő ^T-> Dschstemi Mészkő 406 Földtani Közlöny 128/2-3 használta, a felsőt Tűzkövesárki Mészkő néven említette. A formáció-szintű összevonást az alábbi körülmények indokolják: - az alsó tagozat változó vastagságú alsó rétegei gyakran a felső tagozat számos rétegével azonos litológiai és mikrofaunisztikai bélyegekkel rendelkeznek; - ismeretesek olyan szelvények (pl. tardosi Bánya-hegy), ahol a tagozat szintű szétválasztás lehetetlen, mert az erőteljes crínoideás jelleg ebben a legvastagabb (46 m) felszíni rétegsorban visszatérően ismétlődik; - legfőképpen pedig a felső tagozat jellegei sem egyeznek meg a Tűzkövesárki Mészkő elkülönítő bélyegeivel. Megfigyeléseink szerint a Gerecsében a Tűzkövesárki Formációnak a Piszni- cei Mészkő Kisgerecsei Márgába átvezető, legfelső 2CMK3 centiméteres, kivéte¬ lesen 1-2 m-es szakasza feleltethető meg. A Bánya-hegyi rétegsor sajátossága még a gyakori erőteljes bioturbáltság, és a több milliméteres vastagságot is elérő, részben eredeti üledékhiányra, részben visszaoldódásra, gyakran pedig nyomási oldódásra (is) visszavezethető agyag¬ közök jelenléte (REZESSY 1998, jelen füzet). Ahol a két tagozat elkülöníthető, ott az alsó és felső tagozat határa közelében vasas-mangános kérgű intraklasztok formálnak vezető szintet. Különösen nagy (2-3 centiméteres), gyakran meg¬ nyúlt mangángumók koncentrálódnak 10-15 cm vastag réteget alkotva a törö- kösbükki kőfejtőben. FÜLÖP (1975) az itteni kifejlődésről nevezte el Törökbükki Formációnak a Pisznicei Mészkő feletti sorozatot, amit ma a Pisznicei Mészkőn belüli egységként. Törökbükki Tagozat néven indokoltnak látunk megkülön¬ böztetni a formáció alapvetően mikrites, jobbára crinoidea-szegény alsó tago¬ zatától. A hátsági és ahhoz közeli területeken nem csak a Dachsteini Mészkőben, de a Pisznicei Formációban is megfigyelhetők változatos vastagságú neptuni telérek. A Pisznicei Mészkő előfordul az üledékhézagos hátsági és a folyamatos, de kondenzált kifejlődésű medence-területeken is. Vastagsága a medence-terüle¬ teken 20-55 (átlagban 35) méter, de a hátsági területeken is elérheti a 27 métert, bár itt rendszerint kisebb 20 méternél (2 a-b. és 3. ábra). A legnagyobb vastagsági értékek a Gorba-hátsághoz (sensu CSÁSZÁR 1995) közeli területeken fordulnak elő: a tardosi Bánya-hegyi kőfejtőben 46 m, a Tardos Tb-2. sz. fúrásban 40,2 m, a Tatbánya Ta-1472. sz. fúrásban 54,9 m, a Ta-1495. sz. fúrásban 39,3 m, a Környe Kö-27. sz. fúrásban 36,5 m. (A fúrási adatok dőléskorrekció nélküliek!) A hátságtól távolodva a szállított biogén törmelék szemcseméretének, benne a bioklasztok és finom törmelékek szemcsenagyságának, az átlagos rétegvas¬ tagságnak, és egyúttal a formáció teljes vastagságának csökkenése állapítható meg. A hátságtól távolabb eső Tölgyháti-kőfejtőben a finomtörmelékes közbe¬ települések is vékonyabbak, mint a tardosi Bánya-hegyi kőfejtőben, jóllehet a formáció ez utóbbi helyen észlelhető nagyobb vastagsága mellett - egyenletes finomtörmelék-eloszlást feltételezve - a tölgyháti bányában vastagabb pelit köz¬ betelepüléseknek kellene lenniük, A vastagsági értékek eloszlása jól értelmez¬ hető a korábban felvázolt modellekkel (GaláCZ & VÖRÖS 1972; BOSELLINI & MASETTI 1972), amelyek szerint a hátság és a hátságot szegélyező, vetők létre¬ hozta lépcsők a nagyobb bioprodukciónak köszönhetően a lejtő közelében fel- Császár G. et al: A gerecseijura 407 Limestone Formation in the environs of Gerecse gyülemlő, rendszerint durvább szemcséjű bioklasztos üledékek forrásterületé¬ nek tekinthetők. Bár jelen esetben nem karbonát platformmal állunk szemben, mégis elmondható, hogy a jelenség összhangban van a később kialakított szek¬ vencia sztratigráfiai modellel is. Nehezen értelmezhető néhány oroszlányi fürás, ahol ugyancsak magas vastagsági értékekkel találkozunk; 0-1822: 40,4 m; 0-1761: 39 m; 0-1825: 38,4 m. A Gorba-hát nyugati lábánál (szomódi Tűzkő-hegy), a formáció teteje alatt 1 méterrel a Pelso egység jurájában szokatlan, 20 cm vastag, glaukonitban dús réteg települ (SZENTE I. felismerése). KORITÁR & SALLAI (1996) vizsgálatai szerint a 20-40%-nyi szmektitet tartalmazó glaukonit a hátság mentén feláramló hideg vízből, helyben keletkezett. A Gorba-hát keleti lejtőjét reprezentáló Asszony-hegyen két, egymástól eltérő jura rétegsort ismerünk, A délkeleti oldal sajátosan üledékhézagos rétegsorának alsó, legalább 15 m vastag szakaszát a Pisznicei Mészkő alkotja, tetején vasas- 408 Földtani Közlöny 128/2-3 mangános kemény felszínnel. Az 1,2 m vastag felső-liász-malm rétegsor fölött 2,3 m vastagságban, a feküjétől kissé eltérő dőlésű Pisznicei Mészkő rétegek találhatók ismét (FŐZY 1993). Az ebből gyűjtött ammonitesek és brachiopodák (PÁLFY & VÖRÖS in FŐZY 1993) egyaránt pliensbachi korra utalnak. A felső tömböt FŐZY (1993) az általa felsorolt több lehetséges megoldás közül - mint legvalószínűbbet - a tithon idején becsúszott blokként értelmezte. A Pisznicei Mészkő kora a kezdetektől tisztázottnak tekinthető. VlGH G. sze¬ rint (1961a, 1968) keletkezése - brachiopodák alapján - a medence-területeken a hettangi fiatalabb szakaszában mdult, míg a Gorba-háthoz tartozó előfor¬ dulásokban (Asszony-hegy, Nagy-Somlyó, Kis-Somlyó, Hosszúvontató, Kő¬ polc) a Dachsteini Mészkő feletti első jura rétegek nem idősebbek késő-sine- murinál. A hátsági területekről ennél pontosabb adattal csak az Asszony-hegy említett becsúszott blokkjából rendelkezünk. A medence kifejlődést képviselő tatai Kálvária-dombon GÉCZY (in FÜLÖP 1975) ammonitesekkel igazolta, hogy a Pisznicei Mészkő képződése ezen a területen sem kezdődött a késő-hettangi előtt. PÁLFY (in DULAI 1998) szerint a tatai Kálvária-dombon a legidősebb jura réteg kora középső-hettangi is lehet. DULAI (1998) brachiopoda-korreláció alap¬ ján a Gorba-háttól keletre eső medence területén a bázisrétegek korát a késő- hettangi-kora-sinemuri intervallumra valószínűsíti. A Pisznicei Formáció a Gerecsén kívül a Vértes-előtér északi részén (orosz¬ lányi fúrások), valamint a Bakony hegységben is általános elterjedésű, noha ez utóbbi területen vastagsága ritkán haladja meg a 10 métert. Lényeges különbség az is, hogy feküje itt a Kardosréti Mészkő, amiből helyenként fokozatosan, ki¬ sebb visszaütésekkel fejlődik ki, bár vannak olyan szelvények is, ahol a két formáció határa éles. A Pelso egység nyugati folytatásában, a Drauzug területén az Északi-Kara- vankákból ismerünk a Pisznicei Mészkőnek megfeleltethető képződményeket, amiket ott Hierlatzi Mészkőnek vagy Adnéti Mészkőnek hívnak (Bauer et al. 1983; SCHRÖDER 1988; CSÁSZÁR & DOSZTÁLY 1994). A kora-iiászban a dél-alpi Trento plató területével még kisebb a hasonlóság, mivel itt a széles tér- és időbeli elterjedésű Calcari Grígi Formáció található, amivel még a bakonyi Kardosréti Formáció is csak korlátozott mértékben korrelálható. A Calcari Grigit csak a pliensbachiban váltja fel a Trento plató legészakibb részén crinoideás-brachio- podás mészkő (GAETANI 1975). Ez is mutatja a Pelso egység és a Déli Alpok liász kifejlődései közötti különbséget, ami számos jelleget tekintve nagyobb, mint ami a Pelso egység és az Északi Mészkőalpok között kimutatható. Hierlatzi Mészkő A Pisznicei Mészkő medencebeli előfordulásaival szemben a Hierlatzi Mész¬ kő a hátsági területekre, vagyis elsősorban a Gorba-hátra korlátozódik. A for¬ máció értelmezésében a közelmúltban végzett elemző munkák (VÖRÖS 1991) ellenére is vannak véleménykülönbségek. Hierlatzi Mészkő előfordulásokat a Gerecséből elsőként WlNKLER (1883), majd Hofmann (1884), továbbá VlGH Gy (1925) említett, utóbbi "hierlatz" brachiopodás mészkőként, amiben kis méretű. Császár G. et al: A gerecsei jura 409 töredékes "hierlatz" ammonitesek is előfordulhatnak. VlGH G. (1943, 1961a, 1968) alsó-liász "hierlatz típusú" crinoideás-brachiopodás mészkövet (Nagy-Te¬ ke, Hosszúvontató több pontja. Asszony-hegy, stb.), és középső liász brachio- podás "hierlatzi típusú" mészkövet (Hosszúvontató keleti oldala. Szél-hegy nyugati oldala) különböztetett meg. VlGH G. értelmezése szerint a Hierlatzi Mészkőnek alapvető jellege a crinoidea-tartalom. Szerinte a biogén alkotók vál¬ tozása arányában megjelenési formája is változatos. A változatos jellegeket a képződmény hasadék- vagy üregkitöltésként való származásával magyarázta, ami valóban oka lehet a fauna-összetételben mutatkozó különbségeknek. Első¬ ként határozta meg ammonitesekkel a képződmény korát, a Nagy-Tekén kimu¬ tatott sinemuri Oxynoticeras oxynotum alapján (VlGH 1961a), amit később GÉCZY (1986) is megerősített. A földtani térképezés során szerzett tapasztalatok arra utalnak, hogy a Ge¬ recsében a Hierlatzi Mészkő alig formál térképezhető egységet. Tükrözi ezt VlGH G. térképe is (1943, 1961a), ahol a képződmény csak néhány parányi folt¬ ként jelenik meg, vagy csak az "adnéti mészkővel" (=Pisznicei Mészkő) össze¬ vontan szerepel. Legjellegzetesebb feltárása a Nagy-Tekéről ismert, ahol a tör¬ meléktől eltekintve csak a Dachsteini Mészkő egy hosszú, 2 méter széles hasa- dékában található. A kőzet jobbára kalcittal kitöltött brachiopodákból és apró ammorútesekből áll. Ehhez hasonló, ugyancsak hasadékkitöltésként megőrző¬ dött Hierlatzi Mészkő fordul elő az Asszony-hegy tetején. Itt azonban durva crinoideás, brachiopodás kőzettípussal váltakozik, aminek kevésbé crinoideás változata a Dachsteini Mészkő egyenetlen felszínére is települ. Minthogy ez a kőzettípus a hegy déli-délkeleti lejtőjén nem ismert, fel kell tételeznünk, hogy ez utóbbi terület eredetileg alacsonyabb térszínű lépcső lehetett, mint a vala¬ mikori plató részét alkotó hegytető. A Gorba-hát többi részén (Hosszúvontató, Nagy-Somlyó, stb.) főleg a Pisz- nicei Mészkőhöz közel álló, a Hierlatzi Mészkő felé átmenetet mutató mikrites alapanyagú, gyengén bioklasztos kőzet-változat fordul elő, látszólag rend- szertelenül feldúsuló brachiopodákkal. Ezek a brachiopodákban gazdagabb len¬ csék sorolhatók a Hierlatzi Mészkőbe (VlGH Gy. 1928, VÍGH G. 1943, 1968). Az átmeneti jellegek miatt, önálló elkülönítésük nem nélkülözi a szubjektivitást. A Bakonyban, főként a Déli-Bakonyban, a tipikusnak tekinthető (VÖRÖS 1991) Hierlatzi Mészkő sokkal elterjedtebb, mint a Gerecsében. A nem csak hasadék¬ kitöltésként kifejlődött kőzet brachiopodás változata főként Úrkút környékén elterjedt, de megjelenik az Északi-Bakonyban is, a bakonybéli Kék-hegyen. Az Északi-Bakonyban különösen jól látható, hogy átmenetekkel kapcsolódik durva crinoideás mészkövekhez. Az Északi-Karavankákban (SCHRÖDER 1988) Hierlatzi Mészkőnek neveznek minden olyan crinoideás mészkövet, ami nem gumós kifejlődésű. A crinoidea- törmelék mennyisége néha eléri a 60%-ot. Ezt mutatják saját, Wertitschnél és Raspotniknál felvett litológiai szelvényeink (4. és 5 ábra). Ezekből a szelvények¬ ből látható, hogy a hasonló korú gerecsei sorozatokkal szemben itt a formációk alsó fele crinoideásabb. A Wertitsch I. szelvényben nem csak a szemcseméret finomabb, de a crinoidea-tartalom is gyakran csak slíresen, lencsésen jelenik 410 Földtani Közlöny 128/2-3 Werritsch (I) Wertitsch (II) 4. ábra. A Pisznicei Mészkő és a Hierlatzi Mészkő jellegeit felváltva mutató liász rétegsor Wertitsch mellett a Karavankákban Fig. 4 Loiver Jurassic succession at Wertitsch, Karawanken alternatively showing characters of the Piszníce and Hierlatz Limestones Császár G. et al: A gerecsei jura 411 Raspotnik fölött útbe vágás (a) m 9 -, 8 - 7 - 6 - 5 - 4 - 3 - 2 - 1 - 0- 6 Hts 8 3 U '11 crrr> Bgf 5 8 & C/3 4 »111 ■ 111'111111111T? ’ "3 •MIMII.IUJ- —O i| |,. 11.11111111' í 1 j| Z 1 i i i i i ■ i i i i I i ' ' 1 H ' !í . i i i i i i n ' i i i i í 111 ii 11111 1 1111111 1 11M■1111 1 !1111111 [> o kő in hu niii iiui 1II1111 'i i ITtíiimT) á rnTiiTTTTTTTlTriTTÍ u c Í2 11 1 " i 1 * 1 111 1 1 Ilii) 111| IlLÜlI' M> Ml nll 1>;111,V W-IL 0 1 i 1111111111111 iTTT) O, r* HiMHilHlniThl) i 1 M i ii n ujj 111111) tó 1 1 ■ M 1 1 1 <1 | 111 M 11 H Raspotnik (b) m 12 -, 11 - 10 - 9 - 8 - 7 - 6 - 5 - 4 - 3 - 2 - 1- 0- o Q N I vb ír. T3 PP N $ vb N 5. ábra. Középső-liász crinoideás és mangánoskérgű intraklasztos, hasadékkitöltéses mészkő, erősen kondenzált felső-liász és dogger mészkő, valamint radiolarit (b rétegoszlop), továbbá radiolarit, saccocomás mészkő és maiolika fáciesű mészkő (a rétegoszlop) Raspotnik közelében Fig. 5 jurassic sequences at Raspotnik, Karawanken: middle Lower Jurassic crinoidal limestones with intraclasts of manganese coatings in fissures; condensed upper Lower Jurassic and Middle Jurassic limestone and Middle-Upper Jurassic radiolarite (column b); radiolarite, Upper jurassic Saccocoma limestone; Upper Jurassic-Lower Cretaceous Maiolica limestone (column a) 412 Földtani Közlöny 128/2-3 meg a mikrites szövetű alapanyagban. A képződmény itteni vastagsága - bár kontaktusát a fekvő Rhátoliaskalkkal nem sikerült feltárnunk - meghaladja a 30 métert. A brachiopodák és a korai pátit majdnem teljes hiánya miatt a kép¬ ződmény Hierlatzi Mészkőbe sorolása vitatható. A gyenge feltártság ellenére megállapítható, hogy a Wildensteiní-völgyben a crinoideás mészkő fokozatosan fejlődik ki az ooidos-onkoidos Rhátoliaskalkból, de a rétegsornak a wertitschi- vel való egyezése csak feltételezhető. Valószínűleg a crinoideás mészkő vastag¬ sága is meghaladja a BAUER et al. (1983) által jelzett 18 métert, A "Hierlatzi Mészkő" felső részében a Rhátoíilaskalk méteres, beágyazott tömbjei láthatók (CSÁSZÁR & DOSZTÁLY 1994), ami egyértelmű jele a hasadékképződésnek, a tektonikus feldarabolódásnak és hátsági területek közelségének. A Wildenstei- ni-völgy keleti oldalán, törmelékben, mikrites alapanyagú mészkő található, amiben apró, tömegesen jelentkező csigák ( Ataphrusl sp.. Szabó J. határozása) monospecifikus faunája, brachiopodák [Koninckodonta sp., Phymatothyris cera- sulum (ZlTTEL)] és kagylók ( Praechlamys ? sp.) fordulnak elő. Ezek a brachiopo¬ dák a Bakonyban hátsági környezetben, illetve hasadékkitöltésekben jelentkez¬ nek. A növényevő csiga fotikus övbeli, tehát sekélyvízi környezetre utal. A ví¬ zesés völgyében feltárt "Hierlatzi Mészkövet" 1 méter vastagságot alig megha¬ ladó, alul breccsa-szemcséket tartalmazó, gumós, kissé agyagos mészkő rétegek fedik (6. ábra). A mészkőben megjelenő kevés Bositra alapján arra következtet¬ hetünk, hogy a terület szétdarabolódása és hirtelen megsüllyedése a pliensbachi végén, vagy a toarci elején következett be. A Lienzi Dolomitokban BLAU (1987) és BLAU & GRÜN (1995) hasonló gene- tikájú breccsát írt le, Lavanti Breccsa néven. A Déli Alpokban a Calcan Grigi Formáció fölött brachiopodás-crinoideás mészkő települ. Az Északi Mészkőal¬ pok a Hierlatzi Mészkő típusterülete, ahol a formáció revíziós munkálatai je¬ lenleg folynak. Tűzkövesárki Mészkő Formáció A Tűzkövesárki Formáció típusos vörös, gumós, kissé agyagos mészkő kifej¬ lődése ("ammonitico rosso") nem fordul elő a Gerecsében. Bizonyos megszorí¬ tásokkal ide sorolható a Pisznicei Mészkő és a Kisgerecsei Márga közötti, - legfeljebb 1-2 méteres rétegtag a medence-területek rétegsoraiban. Vastagsága egyedül talán a rosszul feltárt szomódi Tűzkő-hegy szelvényében haladhatja meg ezt az értéket, ahol a Pisznicei Formáció tetején a mészkő - a crinoideás jelleg megmaradásával - gumós-agyagközössé válik. Hasonló kifejlődésű a Pisznicei Mészkő legfelső néhány deciméteres szakasza a tardosi Bánya-hegyen és a Vöröshídi kőfejtőben is. Feltűnő, hogy a várakozással szemben, a hátságtól távolodva nem tapasztalható a formáció kivastagodása, sőt azonosítani is egyre nehezebb. A formáció típusos kifejlődése a bakonycsernyei Tűzköves-árokban van, de a Bakony más területein is ismert. Feltételesen a Tűzkövesárki Mészkővel párhuzamosítható a Wertitsch I. szel¬ vény szálban álló szakaszának a fedő breccsa és radiolarit alatti néhány rétege. Császár G. et al: A gerecsei jura 413 ami a mangános kérgű intraklasztokat tartalmazó crinoideás mészkő felett te¬ lepül. Ez a mintegy 1,5 méter vastag, barnás színű, agyagos, gumós crinoideás mészkő a vékonycsiszolatos vizsgálatok szerint foraminiferák és parányi csigák tömege mellett apró ammoriiteseket is tartalmaz, de Bositrá k nem fordulnak benne elő. A rétegek tetején, a wildensteini vízesésnél észleltekkel azonosan, a Bositrá s alapanyagba deciméteres Rhátoliaskalk darabok ágyazódnak, tömege¬ sen. A breccsa genetikája valószínűleg egyezik a Wildensteini-völgyből emlí¬ tettel, jóllehet ott a gumós mészkő a breccsa fedőjében található. Wildensteini völgy maim szelvény (a) m *0 N c/i ' CL 'o ~ N 1 8. ábra. A Kisgerecsei Márga és a Tölgyháti Mészkő rétegoszlopa a Nagy-Pisznice dél¬ nyugati oldali kőfejtőjében. Jelmagyarázatát ld, 5. ábra. Fig. 8 Columnar section afthe Kisgerecse Mari and the Tölgyhát Limestone, quarry on the Southwest sídé of the Pisznice Mount. (Fór legend see Fig. 5) Császár G. et al: A gerecsei jura 417 arci Bifrons Zónába tartozását. A Wildensteini-volgyben a breccsa fölötti Bosit- ra-dús, a felső részén sok plankton foraminiferát is tartalmazó gumós mészkő (6 ábra, b ) megfelelhet a Kisgerecsei Mániának, bár valószínűbb a Tölgyháti Mészkővel való azonossága. A Déli Alpokban, a Trento-plató északi részén a lencsés megjelenésű, agyagos, mangános mészkő ammonites-együttese toarci-aaleni emeletekbe tartozást jelez (GAETANI 1975), ami jól megfeleltethető a Kisgerecsei Márgának is. Tólgyháti Mészkő Formáció A Gerecsében a Kisgerecsei Márgához hasonlóan a Tölgyháti Mészkő is csak a medence-területeken fejlődött ki. Típushelye a Tölgyháti-kőfejtő, ahol 13 m vastag, alapvetően vörös, gumós vagy lencsés szerkezetű, agyag- vagy márga- közös, ammonitesekben rendszerint gazdag mészkő alkotja. (Szelvényét lásd in ÁRGYELÁN & CSÁSZÁR, jelen füzet.) Itt a pelit- és karbonát-tartalom meny- nyisége vertikálisan és horizontálisan egyaránt változó. A Kisgerecsei Márgából általában fokozatosan fejlődik ki, és a karbonát-tartalom a szelvények többsé¬ gében felfelé növekvő tendenciát mutat. Változatos mennyiségben tartalmaz Bositra teknő töredéket, a gerecsei rétegsorban rendszerint fölfelé növekvő gya- 418 Földtani Közlöny 128/2-3 korisággal; egyes szelvényekben fölfelé haladva gyakoriak a Bositra teknőkből álló réteglemezek, ritkábban vékony Bosifra-padok lépnek fel. Vékony csiszolat¬ ban gyakori még az ostracoda, a crinoidea töredék, az ammonites embrió, a bentosz foraminifera. A legfelső rétegekben plankton forarniniferák és apró csi¬ gák is megfigyelhetők. Bioturbációs nyomok gyakoriak. Egyes szelvényekben (pl. Nagy-Pisznice, 8. ábra) a fedő Lókúti Radiolarit alatti néhány méteres sza¬ kasza akár Tölgyháti-Eplényi Formációnak is nevezhető, sőt a Bagoly-hegy déli részén Eplényi Mészkőnek is térképezhető. Különleges kifejlődésű a Nyagda-völgy déli részén lévő Vörös-bánya Tölgy¬ háti Mészkő rétegsora. Itt a szokásos jól rétegzett gumós rétegek felett egy közel 100 méter hosszan feltárt szakaszon rétegzetlen, tömeges megjelenésű változatával is találkozunk. A kőzettestben a gumók mellett gyakori a (szállí- tódásra utaló) breccsa-jellegű változat is. További vizsgálatokig e lokális össz- letet gravitációs tömegátrendeződés eredményeként létrejött mályvízi törme¬ lékkúpként értelmezhetjük. Szintén a későbbi vizsgálat döntheti el, hogy az egykori bányában megjelenő antiklinális szerkezet és az ahhoz kapcsolódó íves elválási felületek szinszediment szerkezeti mozgásokra, vagy utólagos tektoni¬ kára vezethetők-e vissza. A jelenség mindenesetre újabb jelzője annak, hogy a medence aljzata még a jura középső szakaszában is öröklötten tagolt volt, illetve hogy még a doggerben is folyhattak (fölrengésekkel kísért?) szerkezeti mozgások. A Gorba-hát keleti lejtőjének zónájában (Asszony-hegy, Szél-hegy) ammoni- tesekkel igazolt olyan középső-jura mészkő települ, aminek litológiai jellegei némileg eltérnek a Tölgyháti Mészkőétől és az Eplényi Mészkőétől is. A változó BoszfttJ-tartalmú, egyenetlen felületű, különböző vastagságú agyagfilmekkel vagy vasas-sztromatolitos keményfelszínekkel tagolt vastag rétegekből, ritkáb¬ ban vékony padokból álló mészkő vastagsága az Asszony-hegyen kb. 20 cm, de a Szél-hegy déli részén is mindössze 1-2 méter. A Gorba-hát nyugati lejtő¬ jének alsó szakaszát képviselő szomódi Tűzkő-hegyen a centiméteres mangános gumókat tartalmazó mészkő - a rendhagyó kifejlődésű Eplényi Mészkő fedő¬ jében - mintegy 1 méter vastagságban van feltárva (10. ábra). A klasszikus pap- rét-árki szelvényben (11. ábra), a formációnak csak felső 7 métere látható. A felszíni szelvények vizsgálata alapján a formáció a Gerecsében hozzávető¬ legesen a toarci korszak Erbaense és a bajóci korszak Humphriesianum krónja közötti időben képződött. Fedője a Lókúti Radiolarit, amitől rendszerint éles határ választja el (CRESTA & GALÁCZ 1990). A gerecsei előfordulásokkal szemben a Dorogi-medencében a Tölgyháti Mész¬ kő (a Kisgerecsei Márgával együtt) kisebb vastagságú (Nagysáp N-69. sz. fúrás: 2,7 m; N-74. sz. fúrás: 11,7 m; Nyergesújfalu Ny-30. sz. fúrás: 0,8 m), illetve hiányzik (Mogyorósbánya, M-103. sz. fúrás) (2. ábra). Hasonló a helyzet a Ta¬ tabányai-medencében, ahol a formáció vagy hiányzik (Ta-1462, Ta-1486. sz.), vagy nagyon kis vastagságú (Ta-1472: 1,2 m; Ta-1493: 3,0 m), Ezzel szemben az Oroszlányi-medence északi részén általában igen vastag (0-1822: 41,7 m, 0-1761: 39,3 m) (2. és 12. ábra). A Bakonyban a Tölgyháti Mészkő maximális vastagsága 30 méterre becsül¬ hető (CSÁSZÁR & Konda in Bence et al. 1990), bár ritkán haladja meg a 20 Császár G. ei al: A gerecsei jura 419 Szontivánhogyi 0 szelvény Mészkő Formáció EE3 radiolarit ESI lejtőbreccsa ® magános korall EE3 gumós mészkő =~ Belemnitesz kékj krinoideás mészkőt Ammonitesz I—J pados mészkő ^ Bositra 10. ábra. A Tölgyháti Mészkő és az Eplényi Mészkő rétegoszlopa a szomódi Tűzkő-hegyen (Császár & árcyelán) Fig. 10 Columnar section of the Tölgyhát and the Eplény Liniestones, Tűzkő Hill, Szórnád (CsászAr & ArcyelAn) 420 Földtani Közlöny 128/2-3 m minta rt. vi :Q % JM J-i _ -P-i II S Q .2 i-4 — (2 métert. Lókúton az Eplényi Mészkőbe települve fejlődött ki 5 méteres vastag¬ ságban, a bajóci emelet 4 zónáját tölt¬ ve ki (GALÁCZ 1976). Előfordul az üle¬ dékhézagos, hátsági területeken is: Gyenespusztán 3,5 m vastagságban fejlődött ki a Kardosréti Mészkő és Ló¬ kúti Radiolarit között, a középső ba¬ jodtól a felső bathig terjedő interval¬ lumot képviselve (GALÁCZ 1980). Még kisebb, mindössze 0,6 méter vastag¬ ságban jelenik meg a Hajag-hegycso- porthoz tartozó Kisnyerges-árokban a felső-liász és a Lókúti Radiolarit kö¬ zött. Az Északi-Karavankákban a Tölgy¬ háti Mészkőnek megfelelő képződ¬ mény a Klauskalk, aminek vastagsága SCHRÖDER (1988) szerint nem éri el az 1 métert. A raspotniki szelvényben az ezzel (esetleg az Eplényi Mészkővel) korrelálható, lencsés megjelenésű ré¬ teg 0,3 méter vastag (5. ábra, b.). A Wil- densteini-völgyben (6. ábra, Ljabrecs- csa fölötti 1,2 m vastagságú gumós, bositrás mészkőnek legalább a legfel¬ ső, plankton foraminiferás, radioláriás és csak kissé bositrás rétege is ide so¬ rolható. A Déli Alpokban a Trento-plató északi részén (Dolomitok) az erősen kondenzált "ammonitico rosso" fácie- sű, kemény felszínekkel tagolt, man¬ gángumókat tartalmazó mészkő való¬ di megfelelője a Tölgyháti Mészkőnek, bár a Trento-platót övező térségben jellemző a dogger mészkövekben a platformról bemosott ooidos betele¬ pülések jelentkezése (BOSELLINI et al. 1980), ami teljesen ismeretlen a hazai ré¬ tegsorokban. A Tölgyháti Mészkőnek megfelelő Klauskalk az Északi Mészkőalpok övének mélyebb helyzetű hátsági területein fordul elő. S N ün t 3 11. ábra. A Tölgyháti Mészkő és a Lókúti Radiolarit rétegoszlopa a Paprét-árokban. Jelmagyarázatát ld. 5. ábra. Fig. 11 Columnar section of the Tölgyhát Limestone and the Lókút Radiolarite, Paprét ravine, Gerecse. (Fór legend. see Fig. 5) Császár G. et al: A gerecsei jura 421 , 0-2391 12. ábra. A Tölgyháti Mészkő jelenlegi elterjedése és (részben feltételezett) vastag¬ sági vonalai a Gerecse környezetében Fig. 12 Present extent and thickness of the Tölgyhát Limestone in the environs of Gerecse Eplényi Mészkő Formáció Az Eplényi Mészkő a Gerecsében alárendelt jelentőségű képződmény, típusos formában nem jelenik meg. A szinte kizárólag Bositra teknőkből álló mészkő¬ lemezek általában a Lókúti Radiolarit alatti néhány méterben válnak a gumós mészkőben gyakorivá, a Bagoly-hegyen kivételesen dominánssá. Tipikus kifej¬ lődése lemezes vagy vékonypados mészkő, amiben a Bositrákon kívül más faunaelem csak ritkán látható. KONDA (1988) leírása és néhány minta alapján a kesztölci Öreg-szirten egy mesterséges feltárásban az általa Tölgyháti Mész¬ kőbe sorolt 15 m (?) vastag, Bositra teknőkből álló pados mészkő minden bi¬ zonnyal az Eplényi Mészkőbe sorolható. Tagozat-rangú elkülönítésre érdemes kifejlődése van a szomódi Tűzkő-hegyen (10. ábra), ahol a Tölgyháti Mészkő feküjében a szokásosnál nagyobb méretű Boszfrákat kőzetalkotó mennyiségben tartalmazó pados, világosvörös mészkőként fordul elő. 422 Földtani Közlöny 128/2-3 A térség fúrásaiban a leírások alapján néhol kimutatható a Tölgyháti-Ep lányi Formáció, de önálló egységként csak a tatabányai Ta-1472. sz. fúrásból lehetett azonosítani, ahol a vastagsága 20 méter. A képződmény kora a Gerecsében csak a fekü és a fedő alapján adható meg, némi bizonytalansággal az aaleni és a radiolarit képződésének kezdete között. Típusterülete is ott lévén, a formáció a Bakonyban lényegesen elterjedtebb, és vastagsága is nagyobb: maximum 80 m. Mindig lemezes, esetleg vékonypa¬ dos kifejlődésű. Itt radioláriákat is tartalmaz, és ezekből származó tűzkő gu¬ mókat és lencséket is. A Zalai-medencében vastagsága meghaladja a 100 métert. Jellemző a Tölgyháti Mészkővel való rendszertelen összefogazódása. Az Északi-Karavankákban "Filamentkalk" néven ismert képződmény az Ep- lényi Mészkőnek egyértelműen megfelelő kőzet. Vastagságát Bauer et al. (1983) 40 méterben, SCHRÖDER (1988) 10 méterben adta meg. A Trento-plató déli részéről, az Asiago-környéki középső-jurából jeleztek né¬ hány méter vastagságú lemezes vagy pados, Bositrás ill. Posidoniá s mészkő ré¬ tegeket (BOSELLINI et al. 1980). Lókúti Radiolarit Formáció A középső-felső-jura radiolarit a Gerecsében általában vörös, barnásvörös, alárendelten fekete vagy fakózöld színű, esetenként jól felismerhetően laminált tűzkőből, ritkábban kovás márgából áll (11,13,15. és 16. ábra), tehát nem típusos kifejlődésű. Az egyenlőtlen, hullámos felületű rétegek vastagsága 5-15 cm. A formációt felülről rendszerint a különleges képződésű ammoniteses, belemni- teszes, tűzkőgumós, ún. "oxfordi breccsa" ("tölgyháti breccsa") zárja. Feltűnő, hogy a Gorba-hát keleti lejtőjének övében (Asszony-hegy, Szél-hegy), ahol a Kisgerecsei Márga és a Tölgyháti Mészkő (igaz, nem típusos kifejlődése) megjelenik, a Lókúti Radiolarit hiányzik, miközben a Hosszúvontató északke¬ leti részén, valószínűleg közvetlenül a Písznicei Mészkőre első üledékként te¬ lepül. Ennél is nehezebben értelmezhető, hogy hiányzik a térség folyamatos, tehát medence kifejlődésű rétegsorát feltáró Vértessomló K-l, Környe-24. sz. és Oroszlány-1761, -1825. sz. fúrásokban. Ezek a területek feltehetően nem süllyedtek a lokális CCD-nél nagyobb mélységekbe. A hátságokon mélyült fú¬ rásokból vagy hiányzik (Tatabánya-1462.), vagy csak minimális vastagságban kifejlődve található (Tatabánya-1486. sz. és Dunaszentmiklós K-l, 2. ábra). A formáció kifejlődése és vastagsága egyaránt változatos. Átlagosan 3 méter vastag; a felszíni feltárások közül legvastagabb a Margit-tetőn (18 m, KONDA 1986), fúrásokban a Dorogi-medence területén (2,7-25,0 m). Mint már fentebb említettük, a vastag középső-jura mészkövekkel jellemzett Oroszlányi-meden¬ cében a radiolarit csak kivételesen, és akkor is csak kis vastagságban észlelhető (0-1822. sz. fúrás: 2,0 m). A radiolarit legtöbbször egyetlen kőzettestként jelenik meg a rétegsorokban. A Margit-tetői szelvény felső részén egy 60-80 centiméteres, a tardosi Bánya¬ hegytől északra, a Szél-hegy délkeleti elvégződésénél, a vízmű melletti szel¬ vényben pedig egy 4,7 és egy 2,0 m vastag mészkő-közbetelepülés szakítja meg 423 Császár G. ei ah: A gerecsei jura az összességében 20,9 méteres radiola- rit testet (14. ábra). A tiszta tűzkő és ko- vás mészkő vastagsága itt 14,2 méter. Mészkő közberétegzés van még a Nagypisznicén és a Törökösbükkön is. Úgy tűnik tehát, hogy a Gorba-háttól keletre eső medence északi sávjában egységes, vékonyabb kőzettestként je¬ lenik meg a radiolarit, de dél felé ha¬ ladva előbb kettő, majd három, tűzkő kötegként jelentkezik, miközben össz- vastagsága is megnő. A megkettőző¬ dött tűzkő övében a közbetelepülő mészkő az "oxfordi breccsával" esik egybe, míg az egységes kőzettestként kifejlődött összletnek a breccsa a fedő¬ jét alkotja. További vizsgálatokat igé¬ nyel annak megállapítása, hogy van-e "oxfordi breccsa” a hármas-osztatú ra¬ diolarit feltárásában, és ha igen, ez me¬ lyik mészkőszintnek felel meg. Sajnos ez utóbbi szelvényben (a Bánya-hegy¬ től északra) a radiolária-vizsgálatok eddig nem hoztak eredményt. A réteg¬ sorok tanulmányozásából azonban így is levonható az a következtetés, hogy a tűzkő kivastagodása a medence déli irányú kimélyülésével függhet össze, a közbetelepülő mészkőrétegek megjele¬ nése pedig az aljzatmélység ingadozᬠsával, a tengerszint (vagy a helyi kar¬ bonát-produkció) változásával hozha¬ tó kapcsolatba, A kesztölci Öreg-szirt 8 m vastag, fölfelé hiányos radiolarit rétegsora a FŐZY (1993) által késő-oxfordinak ha¬ tározott mészkőpad fölött települ. DOSZTÁLY vizsgálatai alapján (szóbeli m HMO r UüiiiMUuiumiuuiii Oh' 3 N 3 Oh Uh' 3 o •ö 3 3 13. ábra , A Lókúti Radiolarit felsó' szakaszának rétegoszlopa Jelmagyarázatát Id. 5. ábra a Margit-tetó'n. Fig. 13 Columnar section of the upper part of the Lókút Radiolarite, Margit Peak, Gerecse. (Fór legend see Fig. 5) közlés) a mészkőpad feletti radiolarit kora késő-oxfordi-kimmeridgei. KONDA (1988) értelmezése szerint a mészkőpad a formáció bázisa. Megítélésünk szerint itt is egy közbetelepült mészkővel állunk szemben, tehát alatta akár több méter vastag is lehet a Lókúti Radiolarit. A mészkőpad fölött 0,1-1,0 m vastag tarka agyag következik. A formáció itteni sajátossága, hogy tűzkő és rádióláriás kovás márga rétegek váltakozva építik fel, fölfelé csökkenő vastagságú, 1-6 centimé¬ teres laminált szürke agyag közbetelepülésekkel. Az agyag ViCZIÁN I. röntgen- Ny Lókúti Radíolarit F. 14. ábra. Földtani metszet a tardosi Bánya-hegytől északra: (a Tölgyháti Mészkő és a Pálihálási Mészkő között). Jelmagyarázatát ld. 5. ábra Fig. 14 Cross section north of Bánya HiU, Tardos, Gerecse Mts., showing the sequence between the Tölgyhát Limestone and the Pálihálás Limestone. (Fór legend see Fig. 5) 424 Földtani Közlöny 128/2-3 Császár G. et al: A gerecsei jura 425 ÉK DNy 15. ábra. Vázlatos szelvény a Paprét-árok és az egykori kisvasút találkozásánál. BMF: Berseki Márga Formáció, FBT: Felsővadácsi Breccsa Tagozat, SzMF: Szentivánhegyi Mészkő Formáció, PMF: Pálihálási Mészkő Formáció, "TB": "tölgyháti breccsa", LRF: Lókúti Radiolarit Formáció, TMF: Tölgyháti Mészkő Formáció. Jelmagyarázatát ld. 5. ábra Fig. 15 Sketchy profile at the Crossing of the Paprét ravine and the farmer narrow-gauge. BMF: Bersek Mari Fm., FBT: Felsővadács Breccia Member, SzMF: Szentivánhegy Limestone Fm., PMF: Pálihálás himestone Fm., "TB": ''tölgyhát breccia", LRF: Lókút Radiolarite Fm., TMF: Tólgyhát Limestone Fm. (Fór further legend see Fig. 5) diffraktométeres vizsgálatai szerint (1993, 1995) montmorillonitból (0-2%), il- lit-montmorillonitból (5-6%), illitből (12-13%), kaolinitból (12-20%) áll, és 29- 69% kvarcot, 0-37% kakitot és 0-2% goethitet tartalmaz. Számottevő agyag közbetelepülését a Gerecsében csak a Pusztamarót melletti egykori tűzkőbányᬠban ismerjük, ahol a tűzkő rétegei közé három szintben 4-30 cm vastagságú zöldesszürke, lilásbarna vagy fakósárga, bentonitosnak látszó agyag települ. A három mintának a MÁFI Laboratóriumában 1998-ban elvégzett röntgendiffrak¬ ciós (KOVÁCS-PÁLFFY P.) és termo analitikai vizsgálataiból (FÖLDVÁRI M.) az aláb¬ bi átlag% értékek adódnak: montmorillonit: 25 (27); illií: 3 (4); kaolinit: 9 (15); kvarc: 48; kalcit: 3 (1); anatáz: 1; goethit: 3 (2); amorf: 3. A röntgendiffrakciós vizsgálat egy mintából 4% hematitot és 1% zeolitot igazolt. (A termoanalitikai értékek zárójelben találhatók.) Dosztály (jelen kötet) vizsgálatai szerint a Lókúti Radiolarit Formáció kora a Gerecse-hegységben kallóvi-kora-kimmeridgei. A Lókúti Radiolarit a Bakony medence-kifejlődésű területein általánosan el¬ terjedt képződmény, nem csak tűzkő változatban kifejlődve, hanem radioláriás 426 Földtani Közlöny 128/2-3 16. ábra. A Tölgyháti Mészkő és a Lókuti Radiolarit szelvénye a Kis-Gerecse tetőn lévő barlang bejáratánál. Jelmagyarázatát ld. 5. ábra Fig. 16 Columnar section of the Tólgyhát Limestone and the Lókul Radiolarite at the cave on top of the Kis-Gerecse. (Fór legend $ee Fig. 5) márga változatban is. A gerecseihez hasonlóan itt is települhet jelentősebb üle¬ dékhézag után (Olaszfalu, Eperkés-hegy), vagy a fekü karbonátos összletből fokozatosan kifejlődve. Ez utóbbi esetekben alsó határa a bajóci-bath interval¬ lumban különböző lehet. A Bakony területén bentonitos közbetelepülés a porvai Kék-hegy keleti lᬠbánál található radiolarit rétegsor felső szakaszán (CSÁSZÁR 1984), és a sümegi Mogyorós-domb szelvényének tetején fordul elő. A radiolarit Ruhpoldingi Formációként általános elterjedésben ismert az Északi- Karavankákban (4, 5. ábra) és az Északi Mészkőalpokban is. Hasonló képződmé¬ nyek vannak a Déli Alpokban, ahonnan a magyarországi előfordulásokhoz hasonló vékony bentonitos rétegeket is leírtak (Bernoulli & Peters 1970). Pálihálási Mészkő Formáció Eddigi ismereteink szerint a Pelso egység egész területén, így a Gerecsében is általánosan elterjedt, a hátsági területeken is megtalálható képződmény. Jel¬ lemzője a barnás vagy lilásvörös szín, a vékonyréteges, jobbára gumós, agyag- Császár G. et al: A gerecsei jura 427 közös, a felső szakaszon - különösen a Gerecsében - vastaglemezes vagy vé¬ konypados szerkezet. Eltekintve néha legalsó rétegeitől, általános jellege a "zsír- fényű" friss törési felület, ami a kőzetalkotó mennyiségű Saccocoma vázelemek¬ től ered. Rendszerint nagy tömegben fordulnak elő benne ammonitesek, ese¬ tenként igen jó megtartási állapotban. Ahol a Lókúti Radiolaritot nem tagolják mészkőpadok, ott a Pálihálási Mészkő kezdőtagja az "oxfordi breccsa" 50-60 centiméteres mészkőpadja, ami tűzkőgumókat, ammoniteseket és belemnite- szeket tartalmaz. Ebben és a csatlakozó néhány rétegben gyakori a radiolária, a plankton foraminifera, a Cadosina és az Axothrix nevű fonalas alga maradvᬠnya, míg a Saccocoma hiányozhat. Ez a kifejlődés megvan a Gorba-háton és annak lejtőjén is. Az Asszony-hegyen a 40-60 cm vastag formáció a Tölgyháti Mészkőre, a Szél-hegy északi lejtőjének peremén erősen agyagos, gumós mész¬ kő bázisrétegekkel a Dachsteini Mészkőre, a Szél-hegy középső részén lévő kis kőfejtőben (17. ábra) a Tölgyháti Mészkőre, míg a Szél-hegy déli részén már a mészkő közbetelepüléses Lókúti Radiolaritra települ (FŐZY 1993). A Hosszú¬ vontatón feküje részben a Lókúti Radiolarit, részben a Pisznicei Mészkő, míg a Kis-Somlyón és az Agostyán-árokban a Dachsteini Mészkő. KONDA (1991) a Pálihálási Mészkőhöz sorolta a Szél-hegy északi lejtőjének peremén, egy aknᬠban feltárt, "hierlatzi tithonnak" nevezett, kalcitos kitöltésű apró ammonitesek- ből és crinoidea törmelékből álló, brachiopodákat és kagylókat is tartalmazó 70 cm vastag kőzettestet is. A sajátos kifejlődésű kőzet faunájának leírását FŐZY et al. (1994) adta. A formáció fölfelé a jellegek fokozatos, esetenként gyors változásával fejlődik át a Szentivánhegyi Mészkőbe. FŐZY (1993) részletes vizsgálatai nem tértek ki a litológiai jellemzésre, ezért a két formációt elválasztó határ kora csak hozzᬠvetőlegesen adható meg. A Pálihálási Mészkő kora oxfordi-kora-tithonnak mondható, és a vizsgált szelvények többsége hézagos. Leggyakrabban a kim- meridgei emelet van hiányosan képviselve (Paprét-árok, Szél-hegy északi elő¬ fordulás, szomódi Tűzkő-hegy), vagy a tűzkő ebbe az emeletbe is felhúzódik (Margit-tető). Egyes szelvényekben az ammonitesek és a vékonycsíszolatos (fő¬ ként a Calpionella -) vizsgálatok (TARDINÉ FiláCZ E. szóbeli közlése) utalnak szinszediment átülepítésre, áthalmozódásra. A tardosi Szél-hegy középső ré¬ szén, a felhagyott kőfejtőben (17, ábra) a korbesorolás bizonytalanságát vízszin¬ tes hasadékkitöltések jelenléte is növeli. A szomódi Tűzkő-hegyen csuszamlás- sal párosult debrit megjelenése jelzi a zavart települést, aminek következtében a szelvény egy szakaszán a két formációt nem lehet egymástól elkülöníteni. A fenti okok miatt a formáció vastagságát sem lehet pontosan megadni: a felszíni feltárásokban l,l-5,0 m, a környékbeli fúrások rétegsoraiban változatos: a Dorogi-medencében 4,6-21,3 m (bár egyes fúrásokban nem lehetett kimutat¬ ni), a Tatabányai-medencében 3,0-10,6 m (függetlenül attól, hogy folyamatos vagy hézagos szelvényekről van-e szó), az Oroszlányi-medencében 3,1-20,4 m. A Pálihálási Mészkő a Bakonyban típusos kifejlődésű; a gerecseitől eltérően - az alsó és felső átmeneti rétegektől eltekintve - gumós, agyagközös, néha breccsás rétegekkel. Eltérések csak a hátsági területeken vannak (pl. olaszfalui 428 Földtani Közlöny 128/ 2-3 D Szél-hegy (középső) 17. ábra. Erősen kondenzált jura rétegsor a tardosi Szél-hegy középső részén lévő egykori kőfejtőben Fig. 17 Considerably condensed Jurassic succession in the farmer quarry, Szél Hill, Tardos, Gerecse Mis. Jelmagyarázat D r >E Calpionella zónák sztromatolitos kéreg " * Breccsa ^5= Lemezes homokkő Homokkő C; Pados mészkő ? Ammonites = *- Belemnites Eperkés-hegy), ahol települhet változatos anyagú "alapbreccsával" is (Hajag- hegy, Sümeg Süt-17. sz. fúrás). Az Északi Karavankákban BAUER et al. (1983) szerint 8 m, SCHRÖDER (1988) szerint 2 m vastagságban fejlődött ki a vörös, lilásvörös vagy zöldesszürke. Császár G. el al: A gerecsei jura 429 flázeres Saccocomá s mészkő. A Raspotnik melletti szelvényben (5. ábra, a.) a 3 m vastag formációt alulról 50 cm vastag lemezes márga vezeti be. A Wildenstei- ni-völgyben a vastagság elérheti a 10 métert is (6. ábra). A képződmény megvan a Déli Alpokban és az Északi Mészkőalpokban is. Az előbbi területen a 8-10 m vastag ammoniteses gumós mészkövet aptychusos mészkőnek is nevezik (BOSELLINI et al. 1980). Az Északi Mészkőalpokban Ha- selbergi és Agatha Mészkőként ismert (TOLLMANN 1980), és - a Pelso egységihez hasonlóan - idősebb jura, sőt triász képződményekre is települhet. Szentivánhegyi Mészkő Formáció A legfelső-jura képződmény minden vizsgált gerecsei szelvényben a Pálihá- lási Mészkőre települ (PŐZY 1993), abból fokozatos átmenettel fejlődik ki. A Gerecsében ez a karbonátos mezozoos rétegsor utolsó tagja, amely fakó, lilás- vörös, rózsaszínű vagy sárgásfehér, vastag lemezes vagy vékonypados, mikrites szövetű mészkő, a hátságok környezetében slíres vagy lencsés crinoideásabb közbetelepülésekkel, brachiopodával. Főleg alsó szakaszában nagy mennyiség¬ ben tartalmaz gyakran héjas ammoniteseket, valamint belemnitest. Legalsó ré¬ tegeinek vékonycsiszolataiban megfigylehető a Saccocomá k hirtelen kimaradása és a Calpionellá k egyidejű felszaporodása. A radioláriák, Cadosina-íélék és Glo- bochaete algák változó mennyiségben végig kimutathatók, míg a nannoplankton elsősorban a fiatalabb rétegekben dúsul. A formációba tartozhat a Felsővadácsi Breccsa. A vizsgált felszíni feltárásokban a formáció teljes vastagsága 1-2 m (szomódi Tűzkő-hegy, tardosi Szél-hegy középső része, Törökösbükk), a Dorogi¬ medence fúrásaiban (a terepi dokumentációk alapján) 0,8-15,8 m, a Tatabányai¬ medencében 6,0-8,3 m, az Oroszlányi-medencében 4,8-5,6 m. A tatai Kálvária-dombi lelőhellyel ellentétben a Gerecsében a formáció kora ammonitesek alapján csak bizonytalanul adható meg a középső-tithontól a va- langiniig terjedő intervallumban. A Calpionellá k segítségével azonban ezen in¬ tervallum valamennyi zónája biztonsággal határozható. A szomódi Tűzkő-he¬ gyen észlelt, a Szentivánhegyi Mészkő képződése idején bekövetkezett törme¬ lékfolyás arról tanúskodik, hogy a Gorba-hát, - annak ellenére, hogy a maim folyamán újra üledékképződési színtérré vált - még ekkor is éreztette hatását környezetének felhalmozódási viszonyaira. A törmelékszemcsék közötti alap¬ anyagban és a törmelékszemcsékben egyaránt megtalálható Clypeina jurassica és más algamaradványok azt is jelzik, hogy ebben az időben a közeli hátsági területek a fotikus zónába kerülhettek. Az algák nagy méretéből és gyakorisᬠgából a fotikus öv magasabb zónájára is lehetett következtetni (Császár 1995). Mivel a Gorba-hát területén eddig csak alga-mentes biodetrituszos karbonátok ismertek a felső-jurából, felmerül annak lehetősége, hogy a Clypeina jurassica tartalmú törmelék forrásterülete a mai Gerecsétől északra helyezkedhetett el. (A SZABÓ (1961) által Tatáról említett Clypeina jurassica valószínűleg ugyanarról a forrásterületről származik.) A Nyugati Gerecsében a kora-kréta elején még folytatódott a karbonátos üle¬ dékképződés, amikor a Keleti Gerecsében már sziliciklasztikus üledék váltotta 430 Földtani Közlöny 128/2-3 fel azt. Ennek következtében a tagozat rangú Felsővadácsi Breccsa képződése, mint izokron esemény, a keleti területeken a Berseki Márga, a Szélhegytől nyu¬ gatra Szentivánhegyi Mészkő keletkezése idején zajlott. A Felsővadácsi Breccsa vastagsága nyugat felé fokozatosan csökken (Császár 1995): legnagyobb, de nem teljes vastagságban legkeletibb előfordulási helyén, a Törökösbükkön is¬ mert (kb. 5 m), a szomódi Tűzkő-hegyen, legnyugatibb lelőhelyén pedig mind¬ össze 10 cm. A breccsa összetételében meghatározó a Dachsteini Mészkő tör¬ melék, gyakoriságban ezt a Lókúti Radiolarit és a változatos összetételű vulkáni törmelékszemcse követi. Ebből következően két, eltérő távolságú törmelékfor¬ rással számolhatunk. A közelebbi forrás egy felszínre került korábbi hátság lehetett, ahonnan az uralkodó Dachsteini Mészkő mellett a kevesebb jura anyag is származik. A tűzkő és a vulkáni kőzet forrása távolabbi kiemelt térszín le¬ hetett. Ez a terület a mai elrendeződés szerint északra, a Rába-Ógyalla vonal északi oldalán valószínűsíthető, ahol óceáni aljzat mellett self rétegsor is az erózióbázis fölé préselődhetett (CSÁSZÁR & ÁRGYELÁN 1994). A Bakonyban a maximálisan 23 m vastag Szentivánhegyi Formáció elterjedése lényegében megegyezik a Pálihálási Mészkőével. Litológiai jellegei közel állnak a gerecsei kifejlődéshez, de nyugat felé tűzkőgumók jelennek meg benne, majd fokozatosan kiszorítja a maiolika fáciesű Mogyorósdombi Mészkő Formáció. A Bakonyban nincs Felsővadácsi Breccsa. Az Eszaki-Karavankákban Calpionellá s mészkő néven foglalják össze azokat az összvastagságban 6 méternyi mészköveket, amiket a Középhegységben Szentivánhegyi és Mogyorósdombi Formációnak hívunk. A vizsgált raspotniki szelvény (5. ábra) felső 1 méteres szakasza tartozik ide, de szintén ide sorolhatók a Wildensteini-völgyben a Saccocomá s mészkő feletti rétegek. A Szentivánhegyi és részben a Mogyorósdombi Mészkővel azonosíthatók az Északi Mészkőalpokban az Oberalmi Formáció és az aptychusos rétegek. A Barmsteini Breccsa a Felsővadácsi Breccsa időben is egyező megfelelője. A Déli Alpok felső-tithon-alsó-kréta rétegsora kevés hasonlóságot mutat a gerecseivel, annál többet a bakonyival. A Trento-plató területén is általánossá válik a maiolika fácies, ami a két terület szoros rokonságára enged következ¬ tetni. Míg tehát a gerecsei tithon-alsó-kréta rétegsor az Északi Mészkőalpokéra hasonlít, addig a déli-bakonyi egyértelműen a Déli Alpokéra. Követke ztetések A Gerecsében végzett földtani térképezés és az eddig lezárult részletes anyag- vizsgálatok eredményeinek értelmezése alapján a korábbinál pontosabb és meg¬ bízhatóbb ősföldrajzi kép alakítható ki a jura időszakra vonatkozóan. Az ered¬ mények megerősítik és egyben pontosítják VÍGH G. (1961b) felismerését, hogy a nagyjából a Tardos és Süttő között húzódó Bikoli-völgyet követő tektonikai vonalrendszer a Gerecsét két, jelentősen eltérő jura fácies területre osztja: a lényegében folyamatos üledékképződésű Keleti Gerecsére, és a hézagos réteg¬ sorokkal vagy üledékhiánnyal jellemzett Nyugati Gerecsére. Ez utóbbi terület Császár G. et ah: A gerecsei jura 431 az ún. Gorba-hát. Az adatok alátámasztják azt a képet, ami szerint a Gorba-hát (=Teke Horst in VÖRÖS & GALÁCZ 1998) keleti előterében a liász és a dogger során egyaránt vastagabb üledékek halmozódtak fel, mint a Keleti Gerecse tᬠvolabbi részén. Az új eredmények közül a következők emelhetők ki: - A korábban ősföldrajzilag nagyjából egységesnek tekintett Nyugati Gerecse (Gorba-hát) bonyolult, mozaik-szerű felépítést mutat, számos kisebb részme¬ dencével, amelyekben epizodikus üledékképződés folyt. - A Gorba-hát keleti peremén egy szakaszos üledékképződéssel jellemezhető keskeny, a folyamatos és hézagos kifejlődési területek közötti átmeneti zóna rajzolható ki. - A Gorba-háttól nyugatra (Szomód) egy másik, folyamatos üledékképző- désű medence körvonalazható, ami azonban nem szimmetrikus párja a kelet- gerecsei medencének, hanem attól lényegesen eltérő üledékjellegeket mutat. - A középső-jurán belüli törmelékfolyási jelenségek a medence-aljzat tagolt voltát jelzik, egyúttal szinszediment tektonikai aktivitásra utalnak. - A Lókúti Radiolarit déli irányú kivastagodása és a növekvő számú mész¬ kőtestek közbetelepülése dél felé mélyülő medence meglétét jelezheti, ami az északra elhelyezkedő obdukciós zóna kompressziós hatásának eredményeként jöhetett létre. - A Szentivánhegyi Mészkőben a szomódi területen észlelt törmelékfolyás anyagában a tömegesen jelentkező Cljpeina jurassica karbonát platform közel¬ ségére utal. - A Felsővadácsi Breccsa komponenseinek anyagát illetően legalább két szár¬ mazási terület tételezhető fel, amelyek közül a távolabbi - a formáció nyugat felé csökkenő vastagsága alapján - egy észak-északkeleten emelkedő obdukciós zóna lehetett. Részben személyes vizsgálatokra, részben irodalmi adatokra támaszkodva a gerecsei jura kifejlődések összehasonlításra kerültek a Dunántúli-középhegy¬ ség, s ezen túlmenően a Déli Alpok, a Karavankák és szerényebb mértékig az Északi Mészkőalpok megfelelő képződményeivel. Összegzésképpen leszögez¬ hető, hogy bár analógiák az említett területek mindegyikével mutatkoznak, a bakonyi jura egyértelmű déi-alpi affinitásához képest a Gerecse jura kifejlődései valamivel nagyobb hasonlóságot mutatnak az Északi Mészkőalpok képződmé¬ nyeivel. Köszönetnyilvánítás A jelen munka a T 016 785 sz. OTKA projekt anyagi támogatásával készült. Köszönetét mondunk GÉCZY Barnabás professzor úrnak, aki a Karavankákből származó ammonitesek meghatározásával volt segítségünkre, SZABÓ Jánosnak a csiga fauna és DöSZTÁLY Lajosnak a radioláriák meghatározásáért. 432 Földtani Közlöny 128/2-3 Hivatkozott irodalom-References B. Árgyelán G. 1995: A gerecsei kréta törmelékes képződmények petrográfiai és petrológiai vizsgálata. - Általános Földtani Szemle 27, 53-83, Budapest. B. Árgyelán G., Császár G. 1998 (jelen füzet): Törmelékes krómspinell a gerecsei jurában- Földtani Közlöny 128/2-3, Bauer, F. K., Cerny, I., Exner, Ch., Holzer, H-L., van Húsén, D., Loesceike, I., Suette, G., Tessensohn, F. 1983: Erlauterungen zűr Geologischen Karte dér Karawanken 1: 25 000, Ostteil. 86 p. Wien. Bence G., Bernhardt B., Bihari D., Bálint Cs., Császár G., Gyalog L., Haas ]., Horváth I., Jámbor Á., Kaiser M., Kéri ]., Kókay J., Konda )., Lelkesné Felvári Gy., Majoros Gy., Peregi Zs., Raincsák Gy., Solti G., Tóth Á., Tóth Gy. 1990: A Bakony hegység földtani képződményei. - Magyarázó a Bakony hegység fedetlen földtani térképéhez. 1: 50 000. MÁFI, Budapest., 119 p Bernoulli, D., Jenkyns, H. C., 1974. Alpine, Mediterranean and Central Atlantic Mesozoic facies in relation to the early evolution of the Tethys. - In: Dott, R. H. jr., Shaver, R. H (Eds.): Modem and ancient geosynclinal sedimentation. SEPM Spec. Publ. 19, 129-160. Bernoulli, D., Laubscher, H. P., 1972. The palinspastic problem of the Hellenides. - E cl. geol. Helv., 65 (1), 107-118. Bernoulli, D., Peters, T. 1970: Traces of rhyolitic-trachytic volcanism in the Upper Jurassic of the Southern Alps. - Eclogae geol. Helv., 63, 609-621. Blau, J. 1987: Neue Foraminiferen aus dem Lias dér Lienzer Dolomitén. Teil II (Schluss): Forami- niferen (Involutina, Spirillina, ) aus dér Lavanter Breccie (Lienzer Dolomitén) und den Nördlichen Kalkalpen. - Jb. Geol. Bundesanstalt , 130, 1, 5-23. Blau, J., Grün, B 1995: Jura und Kreide in dér Amlacher Wiesen Mulde (Nördliche Lienzer Dolomitén). - In: Geologie von Osttirol (mit Vorstellung dér weit fortgeschrittenen Manusk- riptkarte 179, Lienz.) - Arbeitstagung 1995 dér Geologischen Bundesanstalt, 43-66. Bosellini, A., Lobitzer, H., Brandner, R., Resch, W., Castellarin, A. 1980: The complex basins of the Calcareous Alps and Paleomargins. - Abhandlungen dér Geologischen Bundesanstalt 34, 287-322. Bosellini, A ., Masetti, D. 1972: Ambiente e dinamicá deposizionale dél Calcare dél Vajont. (Giurassico medio, Prealpi bellunesi e griulane), - Ann. Un. Ferrara, 5 (4), 87-100. Cresta, S., GaláCZ, A, 1990: Mediterranean basal Bajocian ammonite faunas, Examples írom Hungary and Italy. - Mem. Descr. Carta Geol. d'It., 40, 165-198. CsAszár, G. 1984: Borzavár. Magyarázó a Bakony hegység 20 000-es földtani térképsorozatához; 138 p, MÁFI Kiadvány, Budapest. Császár, G. 1995: A gerecsei és Vértes előtéri kréta kutatás eredményeinek áttekintése. - Általános Földtani Szemle 27, 133-152, Budapest. Császár, G., Árgyelán, G. B. 1994: Stratigraphic and micromineralogic investigations on Cretaceous formations of the Gerecse Mountains, Hungary and their palaeogeographic implicatíons. - Cretaceous Research 15, (4), 417-434 Császár, G., Dosztály, L. 1994: Somé notes concerning the Jurassic and Lower Cretaceous successions of the Northern Karavanke and the Transdanubian Central Rangé. - In: Lobitzer, H., Császár, G. , Daurer, A. (Eds.) lubiláumsschift 20 Jahre Geologische Zusammenarbeit Österreich-Ungam 403-408. Dulai, A. 1993: Hettangian (Early Jurassic) megafauna and paleogeography of the Bakony Mts. (Hungary). - In: PÁLFY, J., VÖRÖS, A, (Eds,) Mesozoic brachiopods of Alpine Europe 31-37, Hungárián Geological Society, Budapest Dulai, A. 1998: Early Jurassic brachiopod fauna from the basal layers of the Pisznice Limestone of the Eastern Gerecse (Hungary). - Antils hist.-nat. Mus. Natn. hung. Fogakasi A. 1995: Ciklussztratigráfiai vizsgálatok a gerecsei krétában: előzetes eredmények. - Általános Földtani Szemle 27, 43-58, Budapest. Főzy, 1.1993: Upper Jurassic ammonite biostratigraphy in the Gerecse and Pilis Mts. (Transdanubian Central Rangé, Hungary). - Földt. Közi. 123 (4), 441-464. Főzy I. 1995: A gerecsei Bersek-hegy ammonites rétegtana. - Általános Földtani Szemle 27, 7-14, Budapest. Császár G. et ai: A gerecsei jura 433 Fózy, I., Kázmér, M., Szente, 1.1994: A unique Lower Tithonian fauna in the Gerecse Mts., Hungary. - Paleopelagos, Spectal Publication 1, 155-166. Fülöp J. 1975: A tatai mezozóos alaphegység rögök. - Geol. Hung. Ser. Geol. 16, 225 p. Gaetani, M. 1975: Jurassic stratigraphy of the Southern Alps. - In: Coy Squyres (Ed.) Geology of Italy The Earth Science Society of the Libyan Arab Republic 377-402, Tripolí, Galácz, A. 1976: Bajocian (Middle Jurassic) sections from the Northern Bakony (Hungary). - Annales Universitalis Scientiarium Budapestinensis, Sectio Geologica 18, 177-191. Galácz, A. 1980: Bajocian and Bathonian ammonites of Gyenespuszta, Bakony Mts., Hungary. - Geologica Hungaríca series Paleontologica, 39, 227 p. Galácz, A. 1984: Jurassic of Hungary: a review. - Acta Geol. Hung. 27, 359-377. Galácz, A., Horváth, F., Vörös, A., 1985. Sedimentary and structural evolution of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Rangé, Hungary): Paleogeographical implicatíons. - Acta Geol. Hung., 28, 85-100. Galácz A., Vörös A. 1972: A bakony-hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtani jelenségek kiértékelése alapján. - Földtani Közlöny 102, 122-135. Géczy, B. 1973: The origin of the Jurassic faunal provinces and the Mediterranean plate tectonics. - Ann. Univ. Sci. Budapest., Sect. Geol., 16, 99-114. Géczy, B. 1984a: Províncialism of Jurassic ammonites; examples from Hungárián íaunas. - Acta Geol. Hung. 27 (3-4), 379-389. Géczy, B., 1984b: Jurassic ammonite provinces of Europe. - Acta Geol. Hung., 27 (1-2), 67-71. Géczy B. 1985: Toarci Amonites zónák a Gerecse hegységben. - Földtani Közlöny, 115, 363-368. Géczy B. 1986: Jelentés a nyugat-gerecsei alsójura ammonitesekről. 10 p., - MGSZ Adattár. Görög Á. 1995: A Vértes-előtér és a Gerecse-hegység kréta időszaki nagyforaminifera vizsgálata és sztratigráfiai értékelése. - Általános Földtani Szemle 27, 85-94, Budapest. Hantken M. 1861: Geológiai tanulmányok Buda s Tata között. - Matematikai és Természettudományi Közlemények 1, 4, Studia Geologica 213-278. Hantken M. 1868: Lábatlan vidékének földtani viszonyai. -A Magyarhoni Földtani Társulat Munkálatai. 4,48-56. Hantken M. 1871: Az esztergomi barnakőszénterület földtani viszonyai. - Magyar kir. Földtani Intézet Évk. 1. (1) 3-140. Hantken M. 1880: Jelentés a m. kir. Földtani intézet 1879. Évi működéséről. - Magyar kir. Földtani Intézet Évi Jel 1879. 1-10. Hauer, F. 1870: Geologische Übersichtskarte dér Österreichs-Ungarischen Monarchie. 1. Das Ungarische Mittelgebirge. - Jahrbuch d. k. k. geol Reichsanst. 20, 463-500. Hofmanm K. 1884: A Duna jobb partján -Szőny és Piszke közt foganatosított földtani részletes fölvételről. - Földtani Közlöny 14 (1-3), 174-190. Jenkyns, H.C., Géczy, B., Marshall, J.D. 1991. Jurassic manganese carbonates of Central Europe and the early Toarcian anoxic event. - Journ. Geol, 99/2, 137-149. Jenkyns, H.C., Torrens, H.S. 1971: Palaeogeographíc evolution of Jurassic seamounts in Western Sicily. Coll. Jurassique Medit. - MAFI Évk. 54/2, 91-104. Kázmér, M. 1993: Pygopid brachiopods and Tethyan margins. - In: Pálfy, J., Vörös, A. (Eds.): Mesozoic brachiopods of Alpine Europe 59-68, Hungárián Geological Society, Budapest Kázmér, M., Kovács, S. 1985: Permian-Paleogene paleogeography along the eastern part of the Periadriatic Lineament: Evidence fór Continental escape of the Bakony-Drauzug unit. - Acta geol Hung. 28, 69-82. Konda J. 1980: Gerecsei jura II, Kisgerecsei Márga Formáció. - Kézirat, 26 p. Konda J. 1985: Gerecse, Lábatlan, Nagypisznicei kőfejtő. - Magyarország geológiai alapszelvényei, MÁFI kiadványa, 6 p. Konda J. 1986: Gerecse, Süttő, Kisgerecsei kőfejtő Kisgerecsei Márga Formáció - Magyarország geológiai alapszelvényei. 6 p. Konda J. 1987: Gerecse, Süttő, Vöröshídi-kőfejtő. - Magyarország geológiai alapszelvényei. MÁFI Kiadványa, 6 p . Konda J. 1988: Pilis, Kesztölc, Öreg-szirt Lókúti Radioiarit Formáció. - Magyarország geológiai alapszelvényei. 6 p. 434 Földtani Közlöny 128/2-3 Konda J. 1991: A Gerecse-hegységi malin formációk. Lókúti Radiolarit Formáció, Pálihálási Mészkő Formáció, Szentivánhegyi Mészkő Formáció. - MGSz Adattára, Tér: 15689, 55 p. Koritár Zs., SallaiE. 1966: Alsó jura glaukonitok vizsgálata a szomódi Tűzkő-hegyen. - Tudományos diákköri dolgozat, 28 p. ELTE Ásványtani Tanszék. Kulcsár K. 1913: Földtani megfigyelések a Gerecsehegységben. - Földt. Közi, 43, 421-423, Kulcsár K. 1914: A Gerecsehegység középső liászkorú képződményei. - Földtani Közlöny 44 (1-2) 54-80. Nagy E. 1971: A lábai fázis jelentősége a Dunántúl szerkezetfejlődése szempontjából. - MÁFI Évi Jel. 1969-ről. 583-586. Peters, K.F 1859: Die Umgebung von Visegrad, Gran, Totis und Zsámbék. - Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanst. 10, 483-521. Rezessy A. 1998: A Pisznicei Mészkő ciklussztratígráfiai vizsgálata gerecsei szelvényeken. - Földtani Közlöny jelen kötet. Schröder, M. 1988: Stratigraphische und fazielle Untersuchungen dér Obertrias bis Unterkreide am Nordrand dér Karawanken zwishen St. Margareten im Rosental und Abtei (Karnten). - Jb. Geol. B.-A. 131 (1), 133-151. Szabó I. 1961: A tatai mezozóos rög jura kifejlődései. - MÁFI Évkönyv 49(2), 469-474. Szabó J. 1980: Liász és dogger Gastropoda-állatföldrajz a Tethys nyugati részén. - Földt. Közi. 110, 382-394. Tollmann, A. 1980: Geology and tectonics of the Eastem Alps. - Abhandlungen dér Geologischen Bundesanstalt 34, 197-255. Vadász E. 1913: Üledékképződési viszonyok a Magyar Középhegységben a jura időszak alatt. - Math. Term. Tud. Értesítő, 31/1, 102-120. Vigh G. 1943: A Gerecse hegység északnyugati részének földtani és őslénytani viszonyai. - Földtani Közlöny 73 (4) 301-359. Vigh G. 1961a: A Gerecsehegység Ny-i felének földtani vázlata. - MÁFI Évk. 49 (2) 445-462. Vigh G. 1961b: A gerecsei jura üledékek fácies kérdései. - MÁFI Évk. 49 (2) 463-468. Vigh G. 1968: Jura időszaki képződmények. - In: Szentes F. (ed.) Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához L-34-I. Tatabánya, 29-41, Budapest. Vigh G. 1984: Néhány bakonyi (tithon) és gerecsei (tithon-berriázi) lelőhely ammonites-faunájának biosztratigráfiai értékelése. - MÁFI Évk., 67, 1-210. Vigh G. 1969: Pusztamarót. Magyarázó a Dorogi-medence földtani térképéhez 10 000-es sorozat. - MÁFI kiadvány, 69 p. Vigh Gy. 1925: Földtani jegyzetek a Gerecse-hegységből. - Magyar kir. Földt. Int. Évi Jel. 1920-23-ról, 60-68. Vigh, Gy. 1928: Führer in das Gerecse-Gebirge, nach Lábatlan und Piszke. - Führ. Z. d. Studienreise Pál. Ges., 13-32, Budapest Vigh Gy. 1935: Adatok a Gerecse-hegység nyugati részének földtani ismeretéhez. - Magyar kir. Földt. Int. Évi Jel 1925-28-ról, 87-96. Vigh Gy. 1940: Rétegtani és hegyszerkezeti megfigyelések a Nagypisznice környékén. - Magyar kir. Földt. Int Évi Jel. 1933-35. évekről. 4, 1413-1440. Viczián I. 1993: A Pilis hegységi Öregszirt jura képződményeinek agyagásványtani vizsgálata. - MGSZ Adattára, 5 p. Viczián, I. 1995: Clay mineralogy of Jurassic carbonate rocks, Central Transdanubia, Hungary. - Acta Geol Hung. 38 (3), 251-268. Vörös A. 1980: Liász és dogger brachiopoda provinciák a Nyugati-Tethysben. - Földt. Közi. 110, 395M16. Vörös, A., 1986: Brachiopod palaeoecology on a Tethyan Jurassic seamount (Pliensbachian, Bakony Mts., Hungary). - Palaeogeogr., Palaeoclimatol, Palaeoecol., 57, 241-271. Vörös, A., 1987: Pliensbachian brachiopod biogeography of the "Mediterranean microcontinent". - Acta Geol. Hung., 30 (1-2), 59-80. Vörös, A., 1988: Conclusions on Brachiopoda. - In: M. Rakus, J. Dercourt, A.E.M. Nairn (Eds.): Evolution of the Northern Margin of Tethys. I. Mém. Soc. Géol. Francé, Paris, N. S., 154, 79-83. Császár G. et al: A gerecsei jura 435 Vörös, A. 1991: Hierlatzkalk - a peculiar Austro-Hungarian Jurassic facies. - In: Lobitzer, H., Császár, G. (Eds.), Jubilaumsschrift 20 Jahre Geologtsche Zusammenarbeit Österreich - Ungarn. Wien, 145-154. Vörös A. 1992. Magyarország nagyszerkezeti egységeinek ősföldrajzi kapcsolatai mezozoos faunák paleobiogeográfiai elemzése alapján. - ősi. Viták, 38, 121-129. Vörös, A. 1993. Jurassic microplate movements and brachiopod migratíons in the western part of the Tethys. - Palaeogeogr., PalaeoclimatoL, Palaeoecol, 100, 125-145. Vörös A. 1997: Magyarország jura brachiopodái. - Stud. Nat. (Magyar Tertn. tud. Múzeum) 11, 110 p. Vörös, A., Galácz, A. 1998: Jurassic palaeogeography of the Transdanubian Central Rangé (Hungary). - Riv. Ital. Pál., 104 (1) 69-84. Winkler B. 1883: A Gerecse és a Vértes-hegység földtani viszonyai. - Földtani Közlöny 13, 287-296. A kézirat beérkezett: 1998. 05. 25. Földtani Közlöny 128/2-3, 437-453 (1998) Budapest DANREG projekt 1-5 cikk Az Esztergomi-medence oligocén képződményeinek integrált sztratigráfiai vizsgálata: I. Alapelvek High-resolution stratigraphy in the Esztergom Basin, northeastern Transdanubia, Hungary: I. Prineiples of high resolution correlation: a review SZTANÓ Orsolya 1 (7 ábra) Abstract This review provides a short summary on the fundamentals of sequence stratigraphy and its application to high resolution correlation of outcrops and well-logs. The formation of basic building elements as parasequences, or systems tracts to sequences, is regarded from the point of view of sedimentology and palaeoecology. This study is primarily intended to reach a Hungárián readership. On the other hand, this whole topic is widely discussed in numerous studies and textbooks (e.g. Van Wagoner et al. 1990); therefore, it has nőt been considered necessary to give an English summary is given here, Manuscript received: 14. 04. 1998 Összefoglalás Ez a tanulmány rövid bevezetést nyújt elsősorban a nagyfelbontású szekvencia sztratigráfia alkalmazásának alapjaihoz. A legfontosabb építőelemek és határfelületek kialakulását a szedimen- tológia és a batimetriai változások tükrében magyarázza, miközben rámutat a felszíni szelvények és a lyukgeofizikai görbék korrelálásának buktatóira. Bevezetés Az utóbbi évtizedekben feltűnt, majd lassacskán bevonult a földtani iroda¬ lomba egy "új" rétegtani módszer, a szekvencia sztratigráfia (Haq et al. 1987; WlLGUS et al. 1988). Eddig szeizmikus vonatkozásai (VAIL et al. 1977) miatt elsősorban olajipari gyakorlati alkalmazása került előtérbe, pedig nagyfelbon¬ tású változata - amely a szedimentológia, a paleobatimetria és a sztratigráfia 1 ELTE TIK Általános és Történeti Földtani Tanszék, H-1088. Budapest Múzeum krt. 4/A 438 Földtani Közlöny 128/2-3 együttes alkalmazásával nyerte az integrált sztratigráfia nevet - alkalmas tu¬ dományos alapkutatási szempontú medence elemzésre is. Ezt kívánja e tanul¬ mány igazolni a meglehetősen jól ismert oligocén Esztergomi-medence eseté¬ ben. A szekvenciasztratigráfia alapelvei, definíciói viszonylag összefogottan ol¬ vashatók néhány alapműben: JERVEY 1988; POSAMENTIER et al. 1988; POSAMEN- TIER & VAIL 1988; VAN WaGONER et al. 1988; Haq 1991; Vail et al. 1991. Nagy- felbontású változata önálló kötetben is elérhető: VAN WAGONER et al. 1990, sőt a legfontosabb ismeretek glosszaszerű összefoglalása magyarul is megjelent (VAKARCS & TARI 1993a). Mégis úgy gondoltuk ezen tanulmány elején az üle¬ dékképződés folyamatára, valamint a korreláció gyakorlati kivitelezésére össz¬ pontosítva hasznos az alapokat áttekintem. E helyütt azonban nem térünk ki az alapelvek gyökereire (SLOSS 1963, 1992), a ciklikus tengerszint változások okaira, a szekvenciák da tálhatóságának problémájára (Haq 1991; POSAMENTIER & ALLÉN 1993), a karbonátos szekvenciák sajátosságaira (SCHLAGER 1993), a "genetikus szekvenciák"-kal kapcsolatos vitákra (GALLOWAY 1989), kritikára (WALKER 1989) és az alkalmazás szeizmikus oldalára sem. Ismervén a fogalmak magyar nyelvű használatában fennálló káoszt, ahol lehet a fogalmak magyarí¬ tásában VAKARCS & TARI (1993b) szószedetét tartottuk szem előtt, s ezért nem adtuk meg, illetve kerültük a szakkifejezések angol változatát. Az integrált sztratigráfia alkalmazásának alapelvei Események korrelációjára a litosztratigráfiai egységek (formációk) nem alkal¬ masak, mert határaik átlépik az idősíkokat. Ezenkívül rendszerint túl hosszú időt képviselnek. A biosztratigráfia korlátái egyrészt a fosszíliák környezetfüg- gőségében rejlenek, másrészt a különböző élőlény csoportok zónái csak ritkán alkalmasak millió éves, vagy annál finomabb felbontásra. A klasszikus krono- sztratigráfiai egységek kijelölésére ugyan több módszer is rendelkezésre áll, de az egységek gyakorlati felismerése gyakran - főleg a megfelelő adatok hiányᬠban - nehézkes. A klasszikus rétegtani módszerek alkalmazásának korlátái nyi¬ tottak utat az integrált sztratigráfiának, amely a klasszikus sztratigráfia, a sze- dimentológia és esetenként a tektonika figyelembe vételével meglehetősen nagy felbontású párhuzamosítást tesz lehetővé. A szekvenciasztratigráfia viszonylag könnyen és gyorsan alkalmazható korrelációs eszköz, amellyel bizonyos kor¬ látok között ugyan - az egyidőben - de különböző környezetekben keletkezett üledékes testek kapcsolatba hozhatók. Mivel a rétegsorokat tapintható, kala¬ pálható felületek segítségével tagolja izokron egységekre fizikai sztratigráfiának is nevezhető. Külön kiemelendő, hogy ezek a határfelületek nem litosztratig¬ ráfiai természetűek, szeizmikus szelvényeken karakterisztikus reflexió elvég- ződésnél, a lyukgeofizikai görbéken litológiai trendek változásainál jelölhetők ki, felszíni feltárásokban pedig diszkordancia felületekként vagy kondenzált rétegekként jelentkeznek (VAIL et al. 1977; WlLGUS et al 1988; VAN WAGONER et al. 1990). Sztanú OAz Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája 439 Tengerszintváltozások, transzgreszív-regresszív ciklusok, félciklusok, a fáci- esek szuperpozíciójáról szóló Walther-törvény és ebből eredően a fácies eltoló¬ dások jelentősége régen ismert a geológiában. Ezekre épül a harmad- és ne¬ gyedrendű ciklusok felismerése is. A harmadrendű vagy szekvenciaciklusok időtartama 0,5-3 ma. A szekvenciaciklusokat közvetlenül a self régióban bekö¬ vetkező térkitöltési változások keltik, amelyek azonban az eusztatikus (globális) tengerszint változás és az aljzatsüllyedés együttes hatásából erednek (POSAMENTIER et al. 1988; 1. ábra). A tapasztalat szerint a szekvenciák kialakulása nem annyira érzékeny az üledékbehordás változásaira mint azt várnánk (cf. JERVEY 1988). A harmadrendű globális tengerszintváltozások oka a glacio- eusztázia és/vagy a lemezen belüli feszültség változása (LAMBECK et al. 1987; CLOETHING 1988). Bár a tektonikai folyamatok szekvenciaciklusokat nem kel¬ tenek, tektonikailag aktív területek medencéiben az erősen változó mértékű aljzatsüllyedés hatására a szekvenciák határai jelentősen "átíródnak". Bonyolult áttételeken keresztül az orbitális elemek, összefoglalóan a Milankovich-féle cik¬ lusok hozzák létre a negyed- és ötödrendű paraszekvencia ciklusokat (v. para- ciklusokat). Olyan kis medencék - mint pl. az Esztergomi-medence is - kitöl¬ tésének vizsgálata a szekvencia- és paraciklusok korrelációját jelenti (vö. VAN WAGONER et al. 1990; HOMEWOOD et al. 1992). A feltárások, fúrómagok fácieselemzése és paleobatimetriai vizsgálata - azaz szeaimentológiai és ökológiai módszerek együttes alkalmazása - lehetővé teszi, hogy szinte rétegről-rétegre meghatározzuk az egykori keletkezési környezetet, és a hozzátartozó vízmélységet. Ezt méterben csak ritkán fejezhetjük ki, a tenger egyes zónáinak jól meghatározható átlagmélységét szokás figyelembe venni. Walther jól ismert fáciestelepülési törvénye megmondja, mely egymásra kö¬ vetkező rétegek állnak szoros genetikai rokonságban, és ahol ebben a rendben valami ugrás tapasztalható, ott szekvenciasztratigráfiai jelentőségű felület ta¬ lálható. Ez éppúgy igaz a néhány méteres, mint a több 10 km-es mértékű fácies- eltolódásokra. Ha elegendő sztratigráfiai fogódzó áll rendelkezésre a karottázs- görbék egyformán alkalmasak a tízezeréves időtartamú paraciklusok és a né¬ hány millió éves szekvenciaciklusok azonosítására és korrelációjára egy-egy medencén belül. Minél több lito-, bio-, magneto- stb. sztratigráfiai adat nyerhető a magokból, annál eredményesebb a korreláció és annál pontosabban datálha¬ tok a ciklushatárok. A medence tektonikai fejlődésének ismerete nem szükséges, ha csak szelvények szekvenciákra tagolásáról és azok korrelációjáról van szó. Azonban, ha a végeredményt folyamatában szeretnénk megérteni, és a medence geometriáját kívánjuk a szekvenciák elterjedéséből megrajzolni, vagy felmerül a szekvenciák minél pontosabb datálásának kérdése akkor feltétlenül szükséges a szerkezeti fejlődés ismerete is. 440 Földtani Közlöny 128/2-3 Néhány szekvenciasztratigráfiai alapfogalom Kitölthető tér, relatív tengerszint, vízmélység A mindenkori aljzat és tengerszint közötti térrészben rakódhat le üledék, amit ezért kitölthető térnek nevezünk (la. ábra). A kitölthető tér gyarapodik az aljzat süllyedése és/vagy az eusztatikus tengerszint emelkedése által, valamint fogy az aljzat kiemelkedése és/vagy az eusztatikus tengerszint csökkenése által. Összességében változásai megegyeznek a relatív tengerszint változásaival, hisz ez utóbbi az eusztáziának és a süllyedésnek az összege (lb. ábra). A süllyedésbe beleszámít a tektonikai, az üledék súlyából eredő és a kompakciós eredetű süllyedés is. A kitölthető tér tényleges feltöltésekor lerakódó üledék felszíne és a tengerszint között mérhető a mindenkori vízmélység (1c. ábra). Az üledékes rétegsorok csak ez utóbbi változásairól adnak információt, amit a paleobati- metria és a szedimentológia módszerei tárnak fel. Az egykori kitölthető tér változásai, s így a relatív tengerszint változása, tehát rekonstruálható a min¬ denkori üledékvastagságokból és a hozzátartozó vízmélységekből, amennyiben az üledék pontosan datálható, valamint, ha a rétegsor folytonos, és nincsen benne eróziós réteghiány. Lassú süllyedés esetén az eusztatikus és a relatív tengerszint változása közel egyező, de a gyors süllyedés már kiegyenlítheti, sőt teljesen el is nyomhatja az eusztatikus szignált (1. ábra). Ilyenkor a relatív tengerszint változó sebességgel, de állandóan nő. Az aljzat süllyedés mértéke egy medence különböző részein eltérő, általában a peremtől a medence központja felé növekszik. Ha a vizsgált peremen az aljzat süllyedés sebessége kisebb, mint az eusztatikus tengerszint esésé, akkor ezen a területen a kitölthető tér fogy, relatív tengerszintesés tapasztalható. Ilyenkor a tengerszinten fekvő területeken - gyakorlatilag a parti síkság és a hullámbázis közötti zónában - nincs üledékképződés, helyette általános erózió uralkodik, amit a parti fáciesövek jelentős tengerirányú eltolódása kísér. Ha ugyanekkor a medence egy másik peremén a süllyedés mértéke meghaladja az eusztatikus tengerszint esését, akkor ezen a területen a kitölthető tér nem fogy el, csak gyarapodása - és a relatív tengerszint emelkedés - lesz minimális mértékű. Eróziós felület nélkül a medence irányú fácies eltolódás itt is észlelhető lesz. Ugyanebben az időintervallumban a medence belsejében a süllyedés általában meghaladja az eusztatikus esést, azaz végig relatív tengerszint emelkedés tör¬ ténik. Szekvenciahatár A szekvenciahatár egy diszkordancia felület, azaz a felső fiatalabb rétegeket az alattuk levő öregebbtől elválasztó felület, amely mentén szárazulati kitettség, erózió vagy egyidős tengeralatti erózió bizonyítható, jelentősebb réteghiánnyal. Nagyon fontos, hogy a szekvenciahatár mentén jelentős medenceirányú fácies eltolódás tapasztalható. A szekvenciahatár a medence belsejében konform felü- Sztanú OAz Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája 441 A. EUSZTATIKUS TENGERSZINTVÁLTOZA& ÉS ALJZAT SÜLLYEDÉS B. RELATÍV TENGERSZINTVÁLTOZÁS = KITÖLTHETŐ TÉR VÁLTOZÁSA C. KITÖLTHETŐ TÉR FELTÖLTÉSE = ÜLEDÉKVASTAGSÁG + VÍZMÉLYSÉG 0. TENGERSZINTEK VS. VÍZMÉLYSÉG 1. ábra. A kitölthető tér (a) és a relatív tengerszint (b), valamint a kitöltés után maradó vízmélység (c) és a három referencia egymáshoz viszonyított helyzete (d) Fig 1 Accommodation space (a), relatíve sea-level (b), depositional depth after sedimentation (c) and comparison of the three reference frames (d) letté válik, és így ott klasszikus biosztratigráfiai módszerekkel datálható. A ten¬ gertől a szárazföld irányában haladva a szekvenciahatár mentén egyre nagyobb réteghiány tapasztalható (2. ábra), azaz egyre több időt képvisel. Ugyanakkor mindenhol benne van az az időhorizont is, amely szerint kora meghatározható (2. ábra). Egy szekvenciához egyetlen "eróziós olló", azaz egyetlen szekvencia¬ határ tartozik, ugyanakkor több kisebb és nagyobb tengeri üledékhiányhoz kap¬ csolódó "olló" is kialakul egyetlen szekvencia medence felőli oldalán (2. ábra). Mivel a szekvenciahatár legalább medence méretben időbeli jelentőséggel bír, el kell különíteni mindenféle kisebb, lokális eróziós tevékenység - meder- fenéki erózió, düne migrálás, stb. - nyomától. Ez különösen a völgybevágódá- sok megítélésénél fontos. Két fajta szekvenciahatár ismert, melyek kialakulása a relatív tengerszint ala¬ kulásától függ. Az elsőfajü szekvenciahatár keletkezésekor a hullámbázis tájé¬ kán relatív tengerszintesés következik be, azaz a kitölthető tér "elfogy", s ez széleskörű erózióval, völgybevágódással jár, míg a mélyebb medencében áthal¬ mozás zajlik. Ha a hullámbázisnál a kitölthető tér gyarapodása csak minimálisra 442 Földtani Közlöny 128/2-3 csökken, de nem fogy el - azaz lassú relatív tengerszint emelkedés következik be - másodfajú szekvenciahatár keletkezik. Mivel relatív tengerszintesés nem tapasztalható, nincs markáns erózió, csupán a fáciesövek eltolódása és a relatív tengerszintemelkedéssel gyakorlatilag lépést tartó feltöitődés jelzi az eusztati- kus tengerszint csökkenést. Akár első-, akár másodfajú szekvenciahatár akkor keletkezhet, amikor az eusztatikus tengerszintesés sebessége a legnagyobb, azaz a görbe inflexiós pont¬ ja közelében. Egyes becslések szerint meglehetősen rövid idő, kb. 10 ezer év elegendő jól észlelhető szekvenciahatárok kialakulásához. - szekvencia határ _self-peremi egység teteje sequence boundary top shelf-margln sl _ — — max. elöntés felülete _ . _ . _ kisvízi egység teteje maximum tloodlng surtace top lotrstand 2. ábra. Időhorizontok kifeszítésével a valós vastagság viszonyokon alapuló földtani szelvények tér-idő viszonylatra, azaz kronosztratigráfiai szelvénnyé alakíthatók. Ez utóbbi a Wheeler diagram. A szárazföld felé táguló "olló" képviseli a szekvenciahatárhoz kapcsolódó eróziós réteghiányt és üledékképződési szünetet, míg a tenger felé táguló "olló" képviseli a tengeri üledékképződési hiányt (hiatust, kondenzált szelvényt)(KENDALL & Lerche 1988 után) Fig. 2 Geological cross-sections can be transformed intő Wheeler's chronostratigraphic charts. Stratigraphic gap is built up of erosional and subaerial hiatus in the direction of the continent, while it is a marine hiatus and condensed section in the direction of the sea. These types of hiatus define the main bounding surfaces of depositional sequences (after Kendall & Lerche 1988) Sztanó O.: Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája 443 NAGYVIZI RE highstarrd st. TR ANSZg"r F" (sí "“ — NAGYVIZI RE highstand st, ANSZG.Ff^ SELFPEREMI RE. shelt-margin st. j Parti síkság agyag, aleurit, szén, coastal-plain sárid-, mudstones, coal J Belső parthomlok: homok, uppar shoratace sandstonas | J Külső parthomlok-self: aleurit, lowershoraface to shett mudstones __ Szekvenciahatar saquence boundary — — Maximális elöntés felszíne, maximum ftooding surtace .... Első elöntés! felület, transgressive suríace 3. ábra. Fáciesek, fácieshatárok és üledékképződési környezetek eloszlása határozott peremű elsőfajú szekvenciában alul és másodfajú szekvenciában felül (Van Wagoner et al. 1988 után) Fig. 3 Position offacies boundaries and depositional systems tracts in type-1 and in type-2 sequences (after Van Wagoner et al. 1988) Szekvencia, rendszeregység A szekvencia a fáciestörvény alapján genetikai kapcsolatban álló rétegek, ré- tegösszletek viszonylag folytonos egymásrakövétkezése, amelyet alulról és felülről (eróziós) diszkordancia felület vagy annak időben megfelelő konform felület határol. A szekvenciák rendszeregységekre bonthatók. A rendszer¬ egységek egyidejű üledékképződési rendszerek láncolatai. Például a parti sík¬ ság, a parthomlok, a self vagy a lejtő egy-egy üledékképződési rendszer, melyek mindegyike további környezetekre, különböző folyamatokkal jellemezhető fá- ciesövekre osztható, miközben együtt egy rendszeregységet alkotnak. Megkülönböztetünk elsőfajú és másodfajú szekvenciákat, aszerint, hogy azok kezdetén milyen típusú szekvenciahatár alakult ki. Az elsőfajú kisvízi, transzg- resszív és nagyvízi, a másodfajú selfperemi, transzgresszív és nagyvízi rend¬ szeregységekből áll (3. ábra). A rendszeregységek nevében a "-vízi" tag nem a tényleges vízszmtre, hanem az eusztatikus görbe egy-egy szakaszára utal. Bár mindig három rendszeregység épít fel egy szekvenciát, attól függően, hogy a medence mely szeletét tanulmányozzuk előfordulhat, hogy csak két rend¬ szeregységet észlelünk egy szekvenciában. A medenceperemen kimaradhat a kisvízi; a mélymedencében viszont előfordulhat, hogy csak a kisvízi egységet, majd a nagyvízhez tartozó pelágitokat észleljük. Eközben a transzgresszív egy¬ séget reprezentáló kondenzált réteg kis vastagság miatt észrevétlen marad (3. ábra). Széles medenceperemre kiterjedő relatív tengers_intesés esetén a peremeken általános erózió és az erózióbázis süllyedése következtében völgybevágódás zajlik. A nagy mennyiségű terrigén törmelék a medencébe szállítódik, ahol ki¬ alakul a kisvízi rendszeregység első tagja, a medencében elhelyezkedő törme- 444 Földtani Közlöny 128/2-3 lékkúp. Ugyanekkor a gyors vízszintesés következtében hirtelen csökkenő hid¬ rosztatikus nyomás instabillá teszi a lejtő üledékeket, ami nagy tengeralatti csuszamlásokkal jár, melyek szintén a törmelékkúpot gyarapítják. A relatív ten- gerszintesés lassulásával páhuzamosan épül ki a progradáló komlexum (lejtő). Az ezt követő lassú emelkedés (kései kisvíz) közben intenzív delta progradáció történik, valamint feltöltődnek a bevágódott völgyek, A kisvízi rendszeregység nagy része a medence (self) perem alatt rakódik le. Ha ilyen nincs, - pl. rámpa morfológia esetében akkor nem is alakulhat ki törmelékkúp vagy nagyobb progradáló lejtő, csupán a völgykitöltés jelzi az elsőfajú szekvenciát. A relatív tengerszint egyre gyorsuló emelkedése során végül elönti a kisvíz idején szárazra került teljes medenceperemet. Lapos morfológia esetén a geo¬ metriából adódóan egyszerre nagy területet érint, ezért nagy mértékű fácies- eltolódás történik a szárazföld irányában és kialakul a transzgresszív rendszer¬ egység. Az elöntés felülete alatt mindig lényegesen sekélyebb környezetben lerakodott üledéket találunk. Az elöntés gyakran szubmarin erózióval (ravíne- ment) jár, mely eredményeképp transzgresszív bázistörmelék boríthatja a fel¬ színt. A terrigén törmelék java a hirtelen messzire eltolódott partvonal mentén csapdázódik, így viszonylag sekély, de nyíltvízi területeken lassú üledékkép¬ ződéssel vagy éppen hiánnyal jellemezhető kondenzált rétegek alakulnak ki (üledékképződési ráta kb. 1-10 mm/1000 év). Nagy diverzítású, nagy egyed- számú fauna, rendkívül intenzív bioturbáció, autigén ásvány-felhalmozódás és korai diagenetikus cementációs felületek jelzik. A maximális elöntés (vagy víz¬ zel borítottság) felülete jelzi a rendszeregység végét. Erre következnek a nagyvízi rendszeregység üledékei, A korai nagyvíz idején a lassuló relatív tengerszint emelkedéssel az üledékképződés lépést tart, van még hely kis felfelé gyarapodásra is, így felfelé és a medencebelső felé egyaránt elmozdulnak a fáciesövek. A kései nagyvíz idején egyre kevesebb hely kelet¬ kezik, ehhez képest az üledékképződés relatíve gyorsul, kizárólag előre épülés jellemző. A kései nagyvíz idején az egyensúlyi folyószelvények tenger felé to¬ lódása következtében intenzív alluviális gyarapodás, azaz szárazföldi völgy- feltöltés is megfigyelhető. A süllyedést meg nem haladó mértékű eusztatikus tengerszintesés esetén, mikor a relatív tengerszint emelkedés minimálissá válik, a nagyvízi előre épülés általános felfelé gyarapodásba vált, miközben megszűnik az alluviális régió gyarapodása, és a kései nagyvíz feltöltődő folyóüledékeit parti üledékek borít¬ ják be. Ez a selfperemi rendszeregység. Rendszeregységek megjelenése szelvényeken és lyukgeofizikai görbéken Kisvízi rendszeregység fenéki kúpját blokkos, henger alakú karottázs kép jellemzi, hiszen a pelágikus iszapok régiójában hirtelen nagyobb tömegű durva¬ törmelékes összlet jelenik meg. Csupán a csuszamlások szolgáltatnak finomabb anyagot. A fázis végét a pélitek visszatérte jelzi. A kisvízi rendszeregység lej¬ tőkúpját (korai kisvízi progradáció) az előzőnél rendezettebb kép jellemzi, egy Sztanó O.: Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája 445 lassan épülő, lebenyekkel tarkított törmelékkúp alakul ki, amelyik apránként befedi a fenéki kúpot. A lebenyek autociklikus migrációja következtében egy- egy vertikális szelvényben (így a karottázsokon is) felfelé durvuló és vastagodó rétegösszletek sorozata ismerhető fel. Szerencsés esetben elkülöníthetők a le¬ benyeken belül a durva kitöltés csatorna és a finomszemcsés csatornaközti üle¬ dékek is. A progradáló lejtő/delta (kései kisvízi progradáció) már kicsit inten¬ zívebb relatív tengerszintemelkedés során jön létre. A delta síkság felfelé, mi¬ közben a front fokozatosan előre épül. Éppen ezért felfelé durvuló-vastagodó rétegösszletek jelzik, amelyek könnyen észlelhetők a lyukgeofizikai görbéken. Akisvízi rendszeregység utolsó tagja a bevágódott völgy és kitöltése (3. ábra). A völgy és kitöltése két lépcsőben keletkezik. A bevágódás a legintenzívebb relatív tengerszint eséskor, a medencefenéki kúppal egyidőben keletkezik, azon¬ ban kitöltése a kései kisvíz idején, többszörös kitöltés esetén részben a transz- greszív rendszeregység idején zajlik. Éppen ezért a bevágódott völgy talpán a szárazföldi kitettség nyomai, pl. gyökérnyomok, paleotalajok, mészkonkréciók stb. találhatók. A völgy különböző környezetek üledékeivel töltődhet ki: folyók, árapály uralta esztuáriumok, parti síkság vagy épp parti homokzátonyok je¬ lenhetnek meg benne. Felismerésüket - mint völgykitöltés — az segíti, hogy teljesen idegen nyíltparti vagy épp self üledékek között találhatók, mindenféle átmeneti fácies zónák nélkül. Azaz a fáciesövek nagyon markáns tengerfelé tolódását jelzik. A völgykitöltést alulról szekvenciahatár, felülről az első na¬ gyobb tengerelöntési felszín határolja. A medence peremén - selfen - ott ahol nincsen völgykitöltés, a szekvenciahatár és a transzgresszív felület egybeesik. Itt együtt találhatók a szárazulati kitettség nyomai és az elöntésből származó bázistörmelék. Gyakran őstalaj eredetű mészcsomókból álló transzgresszív bᬠzistörmelék az egyetlen bizonyítéka az egykori szárazulatnak. A völgyek mérete változó, kb. néhányszor 10 km széles, 10 m -n*100 m mély völgyek gyakoriak. A bevágódás mélysége egy völgyrendszeren belül is változó és többszörös bevágódások is kialakulhatnak. Karottázson a kitöltő környezet üledékeitől függően, de többnyire masszív, esetleg felfelé finomodó, a durva és finom szemcsés anyag váltakozásától kicsit "cikk-cakkos" a görbe, amely hirtelen ugrik ki a nyíltvízi pélitek közül. Rámpa geometria esetében a kisvízi rendszeregységnek csak a völgykitöltés és a rendelkezésre álló térben laposan előrenyomuló delta része alakul ki. Selfperemi rendszeregységet alulról másodfajú szekvenciahatár jelöli ki. Meg¬ különböztetését a bevágódott völgyek, a mélytengeri törmelékkúpok és a ki¬ terjedt erózió hiánya segíti. E helyett a kitölthető tér lassú gyarapodásával lépést tartó üledékfelhalmozódás (aggradáció) jellemző. A felfelé gyarapodó selfpere¬ mi rendszeregységben az időegység alatt lerakódó üledék vastagsága felfelé növekedik mindaddig, amíg az első szignifikáns elöntés miatt meg nem kez¬ dődik a hátraépülés. A transzgresszív rendszeregységet a karottázson fogazott harang ("karᬠcsonyfa") alakú retrogradáló, egyre kevesebb homokot és több pélitet tartalmazó sorozat jelzi. A kitölthető tér gyorsuló gyarapodása miatt egyre vastagabb üle¬ dékcsomagok rakódhatnak le időegység alatt, melyet elsősorban partközeli szel- 446 Földtani Közlöny 128/2-3 vényekben észlelhetünk. Az elöntött parti régióban jellegzetesek lehetnek még a paralikus széntelepek is (CROSS 1988). A transzgresszív rendszeregység a természeténél fogva vékony a többihez képest. így különösen vigyázni kell, nehogy a fúrások egyenletes mintavételénél a kondenzált rétegek sorozatban kimaradjanak és így nagy üledékhiányt értel¬ mezzünk gyakorlatilag folyamatos rétegsorban. Ugyanígy szerencsétlen, ha a vonzó, gyakran szemmel is látható bélyegek miatt csak a kondenzált rétegeket mintázzuk sorozatosan, hiszen így pont a közbeeső szakaszok sekélyebb vízre utaló bizonyítékai maradnak ki, s hosszan tartó változatlan mélyvízi körülmé¬ nyeket rekonstruálhatunk tévesen. A nagyvízi rendszeregységet a korai szakaszban aggradáció és progradáció, később tisztán progradáció jellemzi, így a karottázson fogazott tölcsér alakú görbeként jelentkezik és felfelé durvuló, egyre nagyobb homoktartalmú üle¬ dékcsomagok alakulnak ki. Vigyázni kell azonban, hogy az előrenyomuló parti síkság uralkodóan pélites üledékeit elkülönítsük a következő elöntés nyíltvízi pélitjeitől (4. ábra). Izokron üledékek korrelációja Fara szekvencia A paraszekvencia olyan egymást követő, genetikai kapcsolatban levő rétegek sorozata, amelyet tengerelöntési felszín (vagy annak időben megfelelő felület) határol. Másképpen a paraszekvencia egy csökkenő vízmélységben lerakódó folyamatos regresszív kisciklus, melyen belül teljesül Walther fáciesek szuper- pozíciójáról szóló törvénye (4. ábra). Gyakorlatilag a paraszekvenciák időegység alatt lerakodott üledékcsomagok, határfelületei izokronnak tekinthetők. Kelet¬ kezésük, időbeli kiterjedésük leginkább a Milankovich-féle ciklicitással hozható kapcsolatba. A paraszekvenciákat a nyílt víz - parthomlok vagy prodelta - torkolati zátony környezetekben felfelé durvuló-vastagodó, lagúnában, árapálycsatornában fel¬ felé finomodó-vékonyodó rétegsor alkotja (pl. 5. ábra, a tanulmány II. fejezeté¬ ben), melyek vastagsága átlagban 3-30 m. A paraszekvenciák határa tenger¬ elöntési v. kimélyülési felszín, amely mentén éles fácies változás, gyors víz¬ mélység növekedés bizonyítható. Hirtelen szemcseméretváltozás mellett lecsök¬ ken a rétegvastagság, megnő a bioturbáció mértéke, autigén ásványfelhalmo¬ zódás, vagy transzgresszív bázis törmelék található. Ez utóbbi gyakran annak köszönhető, hogy a kimélyülés során viszonylag lassan seperte végig az aljzatot a hullámverés zónája (szubmarin erózió), miközben átdolgozta és kiszitálta a finom frakciót, lumachella, feltépett agyag kiasztok, karbonát konkréciók és kipreparált járatkitöltések halmazát hagyva hátra. Amennyiben az elöntés gyors, hirtelen hullámbázis alá kerülnek a sekélyben lerakódó üledékek, nincs erózió és bázistörmelék, csupán gyors fáciesváltás. Sztanó O.: Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája 447 Part: homok síklaminációval, kisszögü keresztrétegzéssel, kavics-zsinórok Foreshore: planar lamination, hw-artgle crossbedding, pebble stríngs Külső parthomlok (hullámbázís-vjharbázis): buckás keresztrétegzés, homok - aleurit váltakozása Lowershoreface (wave base to storm basa): hummocky cross-bedding, sand-mud intercalations Parti síkság: homokos medrek, agyag, aleurit, szén Coastal-piaín sandy cnannel-fills. mudstone, coaJ A. Belső parthomlok: keresztrétegzett - keresztlaminált homok Upp ersh őre face: cross-bedded sandstone Nyíltvíz - self: bioturbált aleurit - márga Offshore - sheif: bioíurbated mudstone G-. 4. ábra. Laterális fácieskapcsolatok (a) egyetlen paraszekvencián belül, és (b) ennek karottázsképe (Van Wagoner et al. 1990 után) Fig. 4 Latéral facies relationships withvn a parasecjuence and its expression on well-logs (after Van Wagoner et al. 1990) A paraszekvenciák felismerése és korrelációja nagy mértékben függ attól, hogy hol helyezkednek el a part - nyílttenger viszonylatban (4. ábra), ezért nagyon fontos az egyidős paraszekvenciák oldalirányú fácieskapcsolatainak fel¬ ismerése. A gyakorlatban a paraszekvenciák a szekvenciák elemi építőkövei, melyeket a transzgreszív, a selfperemi és a nagyvízi rendszeregységekben ismerhetünk fel. A kisvízi törmelékkúp durvuló-fínomodó sorozatai nem nevezhetők para- szekvenciáknak, kialakulásuk autociklikus folyamatok terméke (lebeny vándor¬ lás). Paraszekvencia sorozatok A paraszekvenciák nem egyesével, hanem sorozatokban jelennek meg. Azo¬ kat a genetikai kapcsolatban levő paraszekvenciákat, amelyek egymásra épülése szabályos trendet mutat és amelyeket fő tengerelöntésí felszínek, vagy azok korrelatív megfelelői határolnak paraszekvencia sorozatnak nevezünk. A para- szekvencia sorozat határa fizikailag olyan mint a többi paraszekvenciahatár, azonban ott kell kijelölni, ahol a paraszekvenciák egymásra épülése irányt vál¬ toztat. Az egymásraéptilés irányát az üledékképződés és a kitölthető tér gyarapo¬ dásának sebessége határozza meg. Ha az üledékképződési ráta meghaladja a kitölthető tér gyarapodását, progradáció, ha azzal egyenlő, aggradáció, ha pedig 448 Földtani Közlöny 128/2-3 a tér keletkezésénél kisebb ütemben töltődik fel, akkor retrogradáeió következik be (5. ábra). Progradáció során a paraszekvenciák felfelé és előre, a medence irányába lépnek, miközben a fácieshatárok kisebb visszalépésekkel (a paraszekvencia- határoknál) fokozatosan eltolódnak a nyílt víz felé. A progradáló sorozatban az egymást követő paraszekvenciákban - ha nem jelennek a parti síkság pélites üledékei - egyre nagyobb a felső parthomlokon lerakódó homok aránya (5. ábra). Retrogradáeió során a paraszekvenciák felfelé és hátra, a szárazföld irányába lépnek, miközben a fácieshatárok nagy visszaugrásokkal (a paraszekvenciaha- PROGR. AGGR. □ n Parti síkság: agyag, aleurit, szén coastal-plain s Az E-20, K-27, K-28 és E-123-as fúrások földtani naplói alapján rajzolt kőzetoszlopai és lyukgeofizikai (TG) görbéi. a)-» Báldi & Nagy-Gellai 1990) fáciesegységei és azok korrelációja, b)—* Az integrált sztratigráfiára alapozott korreláció néhány jelentős "kapaszkodó" feltüntetésével Fig. 3 —> Lithology, sedimentology and well-logs (gamma ray) ofE-20, K-27, K-28 és E-123 a)—> Facies units and their correlation by BAldj & Nacy-Gellai 1990); Somé correlation horizons of high-resolution startigraphy on which this study is based Kesztölc-27 460 Földtani Közlöny 128/2-3 TÖRÖKBÁLINTI HOMOKKŐ © 1 batiális 'molluszkás agyag" ín $ 8 0 % Sztanö O. et al.:Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 461 KISCELLI AGYAG HÁRSHEGYI HOMOKKŐ fit "fluxoturbidit" betelepülés m tengeri betelepülés lagunáris szintben Nn Nucula nucleus belépése eredeti fúrás leírás alapján Kesztölc-27 462 Földtani Közlöny 128/2-3 TÖRÖKBÁLINTI HOMOKKO "pectunculuszos homok' 1 "molluszká szubliltoráiis I (aunamwitos lmölyazub»tiM*is< T~ s^kály batiális - Kvihartrázia -bulláinbázis) parti-intartidáb (Wlte^seff) parthizeli mély szublittorAlia 'molluazkáa agyag' £ í o O) battális ‘molkjszkás agyag' Sztanó O. etal.:Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 463 KISCELLI 464 Földtani Közlöny 128/2-3 I. Az oligocén üledékciklust bevezető, triász vagy középső-felső-eocén fek¬ vőre települő uralkodóan "lagunáris, esztuáriumi" édes- vagy csökkentsósvízi környezetben lerakódó üledékek a Hárshegyi Homokkő "bázisképződményei". Ezek vörös-tarka agyag, kőszén és kaolin betelepüléses homokkövek. Afácies- egység maximális vastagsága 200 m (E-20), a két kesztölci fúrásban kevesebb mint 70 m. II. A Hárshegyi Homokkő "tengeri self homok" ("tenger alatti homoksivatag") kifejlődése 100-120 méter vastag, uralkodóan kavicsos kvarc-arenit. Bár mikro- és makrofosszíliákban egyaránt szegény, normál sótartalomra, középső-sekély szublitorális régióra, hullámbázis-viharbázis körüli vízmélységre (15-100 m) utaló fauna jellemzi. A rétegsorokban megjelenő kvarcitkavicsos, molluszka- héjas szinteket viharrétegekként értelmezik a szerzők. Ez a "self homok" az egész medence területén megjelenik és mindenütt a Kiscelli Agyag fekvőjében található. ÜL A batiális mélységben (kb. 500 méter) lerakodott Kiscelli Agyag kemény, aleuritos, rétegzetlen agyagmárga. A Hárshegyi Homokkőre éles fácíes váltással, egy jól követhető, 0,5-20 méter vastag, nagyon rosszul osztályozott, kavicsos-agya- gos-homokos, helyenként glaukonitos, aleurit szinttel települ. Ebben lagunáris és folyami eredetű növény- és molluszka héjmaradványok is találhatóak, melyek át- ülepítést jeleznek. Ezt BÁLDI & NAGY-CELLA! (1990) vetőmozgásokhoz kötődő, gravitációs tömegmozgásos áthalmozásként értelmezték. A Kiscelli Agyag K-felé vastagodik, jelezve, hogy a nyílt tenger K, EK-felé terült el. IV. A "batiális molluszkás agyag", amely a Törökbálinti Homokkő alsó sza¬ kaszát képviseli, fokozatosan fejlődik ki a Kiscelli Agyagból. Rétegzetlen, agya¬ gos, finomhomokos aleurit, melynek kora egri. Ezt a fúrásokban elsősorban a Nucula nucleus belépési dátuma határozta meg. Az egység molluszka faunája azt jelzi, hogy a Kiscelli Agyagnál egyértelműen sekélyebb vízben (kb. 300- 200 m), de még a batiális régióban keletkezett. A "molluszkás agyag" felső sza¬ kasza már inkább sekély batiális-mély szublitorális. A fáciesegység középső és mélyebb szakaszain aprókavicsokat, növénymaradványokat és selfkagylókat tartalmazó gravitációsan áthalmozott homok, kavicsos homok betelepülések találhatók. V/A. A Törökbálinti Homokkő középső része "tengeri selfhomok" kifejlődésű, amely nyílt, tengerre néző lapos homokparttól a self külső szegélyéig terjedő környezeteket foglalja magába. Fő tömegét a viharbázis és a hullámbázis szintje között lerakódott durvahomok betelepüléses finomhomokos aleurit képviseli. A "tengeri selfhomok" "molluszkás agyagra" települése egyértelmű sekélyedést jelez, amely Báldi & Nagy-Gellai (1990) szerint már inkább eusztatikus ere¬ detű. V/'B. A Törökbálinti Homokkő legfelső szakaszát "lagunáris partvidéki és sekélyself üledékek váltakozása" alkotja. A homok és pélit váltakozásából álló képződményt Báldi & Nagy-Gellai (1990) az E-123-as fúrásban azonosította. A K-27-es fúrás felső 200 méterének maganyagát, amelyben ez a képződmény szintén megjelenik nem tanulmányozhatták. Sekély, normálsós tengeri és brakk- Sztanú O. et al: Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 465 vízi makrofaunája partvidéki homokzátonyok által lefűzött lagúnákat, idősza¬ kos tengerelöntéseket jelez. A fenti (I-V.) egymásra következő oligocén képződmények egy klasszikus transzgressziós-regressziós üledékciklus elemeit tartalmazzák (KORPÁS 1981; BÁLDI & Nagy-Gellai 1990): a ciklus lagunáris (I.) és selfhomokkal (II.) indul. A tenger maximális mélységét a Kiscelli Agyag (III.) lerakódása idején érte el. A hirtelen vízmélység növekedést a II—III. egység határán lokális okokkal, az Esztergomi-medence keleti-délkeleti peremét jelentő Budai-vonal lisztrikus normál vetőként való működésével magyarázták. Az egri korszak elején lera¬ kodott IV. egység - bár batiális körülmények között - már a tengermélység csökkenését jelzi. Ennek oka vagy a medencesüllyedés megállása, és/vagy eusz- tatikus tengerszint csökkenés Báldi & Nagy-Gellai (1990) szerint. Ez a szint fokozatosan megy át self (IV-V/A.), majd partközeli, illetve helyenként lagu¬ náris (V/B.) pélites-homokos üledékekbe. A regressziós szárny (III-V.) csaknem tükörképe a transzgressziősnak (I-H.). A süllyedés BÁLDI & Nagy-Gellai (1990) szerint kb. 31 millió éve kezdődött a késő-kiscelliben és 29-30 millió éve már meg is állt, a medence kialakulása és feltöltődése mintegy 3 millió évet vett igénybe. Az E-20, K-27, K-28. és E-123. fúrások korrelációja A rétegoszlopok szedimentológiai elemzése A földtani napló alapján megrajzoltuk a négy fúrás kőzetoszlopát, különös tekintettel a szemcseméret változásokra (3, 5. ábra). E mellett figyelemmel kí¬ sértük a fúrást leíró geológus rétegzésre, szövetre, rétegformákra, életnyomok¬ ra, fosszília tartalomra vonatkozó megjegyzéseit, amelyeket a mai szedimento¬ lógiai nomenklatúrának megfelelően szintén feltüntettünk a rétegoszlopon. A rétegsorok elemzésénél nemcsak a szemcseméret változásokat és a szedi¬ mentológiai bélyegeket vettük figyelembe, hanem Báldi részletes - a fúrás¬ leíráshoz csatolt jelentésében szereplő - méterre pontosan megadott fauna¬ listáját is. így az általa megadott nagyobb intervallumokon belül a vízmélység valószínűleg finomabb változásaira is tekintettel voltunk (pl. K-28. 520-550 m közötti szakaszán a sekély szublitorális régióra jellemző molluszkák az ural- kodóak, kivéve az 530 m körüli részt ahol inkább középső szublitorális fajt talált). Hárshegyi Homokkő: A rétegsorok legalján a Hárshegyi Homokkőben szén, szenes agyag, tarkaagyag rétegek váltakoznak aleurit, esetenként keresztréteg¬ zett homoktestekkel. A felfelé finomodó, szénnel záródó kisciklusok meder¬ üledéket vagy parti agyaglapályt és a mederközti mocsaras terület üledékeit képviselik. A tengerrel való gyenge kapcsolatra brakkvízi molluszkák utalnak (Nagy-Gellai 1973), ezért ez a lápos terület esztuáriumot vagy lagúnát övez¬ hetett (vö. Elliot 1986; REINSON 1992). Ez utóbbi feltételezi a lagúnát a nyílt¬ tengertől elzáró homokos zátonyszigetek egyidejű meglétét. Feljebb haladva 466 Földtani Közlöny 128/2-3 megjelennek a zátonyszigetek tengernek kitett parthomlokán a hullámtörés övé¬ ben lerakódó és a szigetek közti átjárókban felhalmozódó homoktestek is. Az átjáró szintén felfelé finomodó, míg a belső parthomlok felfelé durvuló rétegsort hagyott maga mögött (4, 5. ábra). A fúrások szedimentológia értelmezését sze¬ rencsésen egészítik ki Incze (1996) terepi észlelései, aki az esztergom-kertvárosi volt katonai gyakorlótér feltárásában felfelé durvuló parthomlok rétegsort ha¬ tározott meg (1. és 4. ábra). A klasszikus flázeres, hullámos vagy lencsés rétegzés a lagúnát szelő csator¬ nák és a mocsár közti területre, az ún. homok-, kevert- és iszaplapályra jellemző (ELLIOT 1986; Dalrymple 1992). Nagyobb vastagságú keresztrétegzett homok, kavicsos homok a zátonyszigetek közti átjárókban, a lagúnát lecsapoló meder¬ hálózat valamelyikében, vagy a part előtti övben elterülő hosszanti turzásokon rakódhatott le. Amennyiben mélyebb-nyíltabb vízre jellemző fauna kíséri ezeket a homoktesteket, úgy valószínűleg a tengerelöntés során gyorsan víz alá kerülő homokgerincekről van szó, melyeket a parttal közel párhuzamos áramlások építettek tovább (Johnson & Baldwin 1986). A parti hullámverés jellemző rétegformája a kisszögű keresztrétegzés és sík- lemezesség jól osztályozott homokban (Elliqt 1986; COLLINSON & THOMPSON 1989). Az uralkodóan aszimmetrikus keresztlamináció áramlásfodrok, míg en¬ nek szimmetrikus változata hullámfodrok jelenlétét jelzi. A parthomlok külső része felé haladva a fodros homok vastagsága csökken és egyre vastagabbak az aleurit betelepülések, és jelentősebb mértékű a bioturbáció. Az átmenet során flázeres, hullámos és lencsés rétegzésre emlékeztető forma is megjelenik, de általában egyre jelentősebb mértékű bioturbáció kíséretében. Aparthomlok után a hullámbázis és a viharbázis közötti régiót találjuk. A hullámbázisnál sekélyebb vízben összeolvadó buckásság ("SCS"), míg a viharbázis felett buckás kereszt¬ rétegzés ("HCS") és vékonyka tempesztitek figyelhetők meg (Johnson & Bald¬ win 1986; WALKER & PLINT 1992). Ilyen viharrétegek találhatók a sárisápi út- bevágásban is (1. ábra , INCZE 1996). A Hárshegyi Homokkő és a Kiscelli Agyag határán rendkívül gyors száraz¬ föld irányú fácies eltolódás következett be, s gyakorlatilag átmenet nélkül ba- tiális vízmélység alakult ki a vizsgált területen. A két környezet határán talál¬ ható egy 0,5-1 m vastag, kevert-brakk, sekély és mélyvízi normálsós-faunát tartalmazó kavicsos agyag, kavicsos homok réteg, amely helyenként glaukoni- tos is (3. ábra). Ez a réteg BÁLDI &: NAGY-GELLAI (1990) értelmezése szerint vetőmozgás által kiváltott, nem zagyár típusú, gravitációs áthalmozás során jött létre. Abban mindenképpen egyetértünk BÁLDI & NaGY-Gellai (1990) vé¬ leményével, hogy az áthalmozás létrejöttében eusztatikus eredetű tengerszint csökkenésnek nem volt szerepe. Azonban a gravitációs áthalmozás mellett kí¬ nálkozik egy másik értelmezési lehetőség is: ugyanis tekinthetjük transz- gressziós bázis törmeléknek a fent leírt képződményeket. A Hárshegyi Homok- kő,/Kiscelli Agyag határa egyértelműen egy transzgresszív felület. Mint ilyen, gyakran nemcsak az üledékképződés hiánya, hanem azt megelőző kis mértékű szubmarin erózió kíséri létrejöttét. Ez utóbbi felelős a bázistörmelék felhalmo¬ zódásáért, mely tartalmazhatja mindazt - pl. molluszka héjak, töredékek, fel- Sztanó O. et al.:Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiíja II. 467 20 M 77777 oooo <í A feltárás összevont rétegsora az elemzett fúrások léptékében Compiled lóg In the approximate scale of the studied well-logs AB összekötő (m) JÜLSJf 1 B & C udvar (m) 23 11 22 21 20 77777 77777 77777 77777 ~7777T 19 í 18 i M7 \ I \ \ \ 777 77 77777 4. ábra. Az esztergom-kertvárosi volt katonai gyakorlótér feltárásának felfelé durvuló rétegsora a hullámbázisnál sekélyebb környezetben a belső' parthomlokon rakódhatott le (Incze 1996 után) Fig. 4 Upward coarsening sequence at Esztergom-Kertváros indicates depositon on the upper shoreface (after Incze 1996) 468 Földtani Közlön]/ 12812-3 tépett agyag-kavicsok, mészcsomók, egyéb extrabazinális kavicsok - ami a fe¬ lület alatti rétegek átrostálásakor visszamarad. Nagyon fontos, hogy igazán jelentős bázistörmelék - mely szárazföldi kitettségre utaló elegyrészeket is tar¬ talmaz a szekvenciahatárral egybeeső transzgresszív felületekhez tartozik. Ennek nyomát - egyetlen édesvízi csiga (Planorbis) maradvány kivételével (BÁLDI szóbeli közlés 1998) - nem említi a felhasznált irodalom, értelmezésére a szekvencia sztratigráfiai fejezetben még vissz atérünk. Ki kell térnünk a K-27. fúrásban BÁLDI & NAGY-GELLAI (1990) által közel 20 m vastagságban leírt áthalmozott üledékek problémájára is. Véleményünk szerint - amelyet az eredeti fúrás leírásra alapozunk - csak egy vékony kavicsos agyag tartozik ehhez a szinthez. Az alatta levő, néhol keresztrétegzett homokkő még a Hárshegyi Homokkőhöz tartozó partközeli üledék, a még lentebb tele¬ pülő kaolinos homok és szén pedig az előző ciklus záróüledéke lehet. A Kiscelli Agyag és a "molluszkás agyag" szedimentológiájához nincs hozzᬠfűzni valónk. A kettő határát és egyben a kiscelli/egri emelet határát ott von¬ hatjuk meg, ahol egy viszonylag vékony, gradált homokkő betelepüléseket tar¬ talmazó, átülepítési esemény található (3. ábra). Ezt támasztja alá az is, hogy a K-27. fúrásban ezen a szinten jelenik meg a Nucula nucleus amely már az egri emeletre jellemző faj (BÁLDI & NAGY-GELLAI 1990). Ez a törmelékes "esemény" a karottázsgörbék és a rétegsorok alapján egyaránt jól kijelölhető (3b. ábra). Az így kapott határ BÁLDI & NAGY-GELLAI (1990) által kijelöltnél az E-20. kivéte¬ lével lejjebb van (vö. 3a. és 3b. ábra), de feloldja a túl vastag és a kétosztatú Kiscelli Agyag problémáját is. A Törökbálinti Homokkő "molluszkás agyag" kifejlődésének középső részén mind¬ egyik fúrásban megjelenik egy kb. 20 m vastag homok test. Ennek áthalmozásos eredetére bizonyíték nincs, így sokkal inkább az általános íeltöltődésből eredő se¬ kélyebb "self" régióban lerakódó homokról lehet szó. Ezt látszik alátámasztani, hogy a K-27. fúrásban mély szublittorális faunaelemek találhatók benne. Még mindig a molluszkás agyag fáciesegységében található kb. 80 m vastag, két, felfelé durvuló ciklusból álló, konglomerátummal, kavicsos homokkal zᬠródó kőzettest (3, 5. ábra). A rétegek valószínű eredete, mint ahogy azt BÁLDI & NAGY-GELLAI (1990) is felismerte gravitációs tömegmozgás lehet. Képződési környezetként pedig egy kisebb mélytengeri törmelékkúpot képzelhetünk el és a felfelé durvuló ciklicitás a kúp lebenyeinek migrációjából származhat. Ilyen nagyobb léptékű, nagyobb tömegű üledéket megmozgató áthalmozás kiváltó oka itt is lehet vetőmozgás, de nagyon gyakran relatív tengerszint esés során is létrejöhet. Úgy véljük, hogyha vetőmozgás okozta volna a törmelékkúp kép¬ ződését, mind szerkezete, mind anyaga kaotikusabb volna. Valószínűbbnek lát¬ szik, hogy tengerszint csökkenés váltotta ki a nagy tömegű áthalmozást. Törökbálinti Homokkő homokos kifejlődése: A fúrások legfelső 200-250 méteré¬ ben egyre sekélyebb vízre utaló üledékeket (vö. Hárshegyi Homokkőnél felso¬ rolt szedimentológiai jellegeket) és ősmaradványokat találunk. Az egyre sza¬ porodó és vastagodó, keresztrétegzett homok betelepülések keletkezési környe¬ zete valószínűleg hullámveréses parthomlok. A K-27. és az E-123. fúrások te¬ tején pedig lagunáris iszapos fáciesek jelennek meg brakkvízi faunaelemekkel. Sztanú O. et ah: Az. Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 469 A Törökbálinti Homokkő' egészének értelmezésekor az általános földtani kap¬ csolatokon túl (vö. KORPÁS 1981) tekintettel kell lenni az alábbi jelenségekre: - vastagság viszonyok, - mélyebbvízi szakaszain lejtőre utaló átülepítés megléte, - felfelé durvuló és sekélyesedő tendencia, - a medence határozott feltöltődését jelző fáciesviszonyok. Ennek alapján, legalábbis az Esztergomi-medence területén egy delta meg¬ létével számolhatunk, mely nyugati irányban a Csatkai Kavicstól a "mányi ho¬ mok" deltasíkságán át fokozatosan a Budai-vonalig épült ki. Ennek igazolása esetleg a Pesti-síkságot harántoló szeizmikus szelvényekkel kivitelezhető. Az Esztergomi-medencében kifejlődő deltafront - a szűkebb szedimentológiai osz¬ tályozásokat figyelembe véve (GALLOWAY 1975; Orton & READING 1993 - mikrotidális lehetett, az uralkodó hullámverés módosító jellemzőit viseli ma¬ gán. A lyukgeofizikai görbék elemzése Eredetileg megvizsgáltuk a rendelkezésünkre álló görbesereget, de azok na¬ gyon változó minősége - pl. értékelhetetlen SP - miatt végül a természetes gamma (TG) görbéket választottuk az összehasonlításhoz, A TG görbék mellé helyezve a földtani napló alapján rajzolt kőzetoszlopokat jó egyezést tapasz¬ talhatunk. Mielőtt a görbék korrelációjára kerülne sor feltétlenül ki kell jelölni legalább egy, de inkább több biztosan azonosítható "marker" felületet, amelyeket refe¬ renciaként használhatunk a továbbiakban. Jelen esetben ilyen biztosan izokron felület a Hárshegyi Homokkő és a Kiscelli Agyag határa. Sajnos, a Nucula nucleus belépésével datált kiscelli/egri emelet határa bizonytalan (vö. 3a. és 3b. ábra). Mint később látni fogjuk, ez valóban nem izokron felület, mivel a fosszília megjelenése esetleges. A fúrások alján a brakk-édesvízi környezetben lerakodott Hárshegyi Homok¬ kőben BÁLDI & NAGY-GELLAI (1990) felismert egy "marin" normálsósvízi epi¬ zódot, amely szintén alkalmas a korrelációra (3a, 3b. ábra). Retrogradáló para- szekvencia sorozat - mint izokron egység - csak egy helyen jelenik meg a Hárs¬ hegyi Homokkőben (ld. alább), ez szintén segíti a szelvények alsó szakaszának korrelációját. A "molluszkás agyag" felső részén durvahomokos, kavicsos, jellegzetes alakú betelepülések találhatók, amelyek egyértelműen azonosíthatók a két kesztölci fúrásban. Bár erről a szakaszról hiányzik az E-20, fúrás lyukgeofizikai görbéje, a rétegoszlopon szintén felismerhető a fenti "esemény". Kijelölése az E-123. fú¬ rásban már nem ilyen egyértelmű, mert ott csak kavicsmentes, finomabb szem¬ csés homok betelepülésekként jelentkezik, laterális fáciesváltozás eredménye¬ ként (3b. ábra). Ugyanakkor valamivel mélyebben találunk egy kavicsos áthal¬ mozott réteget, melyet Báldi & Nagy-Gellai (1990) a fent említett összetett sorozattal vélt azonosítani (3a. ábra). Véleményünk szerint azonban ez az át- 470 Földtani Közlöny 128/2-3 halmozott faunát tartalmazó kavicsos homok kiékelődik, és a szomszédos fú¬ rásokban már nem jelenik meg (3b. ábra). A Törökbálinti Homokkő felső, homokos kifejlődésű szakaszán a korreláció ismét a paraszekvencia sorozatok felismerésén alapul. A fent felsorolt "kapaszkodókkal" már meglehetős biztonsággal azonosítha¬ tók a karottázs görbék korrelatív csúcsai is. Paraszekvenciák, rendszeregységek, szekvenciák a vizsgált fúrásokban Paraszekvenciák a Hárshegyi Homokkőben A négy vizsgált fúrás alapján a partvonal-tenger viszonylat, melynek isme¬ rete szükséges a heteropikus fáciesek helyes párhuzamosításához, viszonylag nehezen határozható meg. Általában az esztergomi fúrások kissé nyíltabb víz¬ ben, míg a kesztölciek a parthoz közelebb helyezkednek el. A progradáció-ret- rogradáció iránya - a tágabb ősföldrajzi ismeretekkel egyezően - északkelet¬ délnyugati volt. A homokkő feküre települése csak az E-20. és K-27, fúrásban figyelhető meg (5. ábra). Az E-20, vastag esztuáriumi-mocsári rétegsora (A) egy mélyedésben, a többinél kicsit korábban halmozódhatott fel. Ez a mélyedés valószínűleg egy az eocénből - kora-oligocénből átöröklött szerkezet nyomán alakult ki. Ehhez képest a K-27. jóval vékonyabb lagunáris-mocsári üledékei valamivel később, egy kiemelt helyzetű blokk lezökkenésével és/vagy elöntésével kerülhettek ten¬ gerszintre illetve az alá. A fúrások pozícióját, a paraciklusok korrelációját és a E-123. terelő fúrás rétegsorát tekintve, valószínűleg a K-28. és E-123. alján sem hiányzik vastag lagunáris összlet. Bár kisciklusok kijelölhetők a Hárshegyi Homokkő legalsó "lagunáris-esztu- áriumi" szakaszán (5. ábra, A), ezeket nem tekinthetjük igazi paraszekvenciák- nak, mivel inkább a parti síkságot átszelő medrek autociklikus vándorlásával rakódtak le (pl. A2). Az első igazi tengerelöntési eseménytől kezdve azonban a Hárshegyi Ho¬ mokkő paraszekvenciákra osztható (5. ábra, Bl-től felfelé). A sekélyedő réteg¬ sorok a viharbázistól a partig, néhol a brakkvizű lagúnáig terjedő zónákban ülepedtek le (B átmeneti szakasz). Ezek a zátonyszigetek előreépülésével ke¬ letkező elemi ciklusok (B1-B3) felfelé durvuló, majd finomodó sort alkotnak, a külső parthomlok pélitjétől a homokos parti üledéken át a lagunáris-mocsári iszapig. A paraszekvenciák egymásra következésében a partvonal hosszabb tᬠvú elmozdulására utaló tendencia alig ismerhető fel. A B1-B3 szakaszon a K-27. fúrásban felfelé kissé nő, a K-28.-ban csökken, míg az E-20.-ban állandó a la¬ gunáris vagy a sekélyebb parti környezetre utaló fácies aránya. Ez a változé¬ konyság az üledékbehordás helyi ingadozásait mutatja, progradáló (K-27,), ret- rogradáló (K-28.) és aggradáló (E-20.) paraszekvenciasorozatot hozva létre ugyanazon időintervallumban (5a. ábra). A B szakasz egészére inkább aggradá- Sztanú O, et ai: Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 471 ció, a tengerszint lassú emelkedésével egyensúlyban gyarapodó feltöltődés jel¬ lemző. A B4 paraciklus idejére az E-20, már a szigeteknél mélyebb, nyíltabb vízbe került, ami szintén a blokk eredendően mélyebb szerkezeti helyzetét bi¬ zonyítja. Az E-123. korrelatív rétegei pedig végig viszonylag nyílt vízben, eset¬ leg a szigetek közti átjárókban rakódtak le. A következő C szakasz paraszekvenciáiban a lagúna üledékek - egyetlen kivételtől eltekintve (K-27./C5) - gyakorlatilag nem fordulnak elő. A B4-C4 szakaszban az E-20. és az E-123. továbbra is inkább a külső parthomlok Öve¬ zetében helyezkedett el, a viharbázisnál mélyebbre azonban csak rövidebb epi¬ zódokra kerülhettek. A két kesztölci fúrás keresztrétegzett, néhol kavicsos ho¬ mokja a zátonyszigetek környezetét jelzi, de az ebből az intervallumból előke¬ rült molluszkák itt is kissé mélyebb vízre utalnak. Az észlelt vastagságban a kesztölci fúrások durvaszemcsés üledékei viharüledékként nem értelmezhetők. Azonban jól ismertek recens selftengerekben (YANG & NlO 1985) azok az elte¬ metett, néha aktívan mozgó ún. homokgerincek, melyek egykori partmenti zᬠtonyszigetek, nagyobb turzások "megfulladásával" keletkeznek. Ilyenkor a víz¬ szint emelkedése olyan gyors, hogy a hullámbázis menti szubmarin erózió nem képes legyalulni, átdolgozni a szigetek anyagát, azt csupán nyíltvízi, általában parttal párhuzamos áramlások módosítják. BÁLDI & Magy-Gellai (1990) értel¬ mezése tehát - "mint tenger alatti homoksivatag" - helytálló. A sárisápi útbe- vágás és a csolnoki feltárások rétegsorát (1. ábra ; Incze 1996), hullámbázis-vi- harbázis körüli üledékeik révén a C4 ciklusba soroltuk be. A B4-C4 paraszekvenciák tehát progresszíven mélyebb vízi fácieseket tartal¬ maznak, retrogradáló paraszekvencia sorozatot alkotnak, a partvonal száraz¬ föld irányú elmozdulását jelzik. Azaz, ebben az időintervallumban kisebb transzgresszió zajlott, minek következtében a vizsgált terület egészében a nyílt¬ vízi zónába került, s a hullámbázis övezete Csolnok térségében húzódhatott. A legfelső két paraszekvencia (C5-C6) lerakódása idején azonban a relatív tengerszint emelkedés megtorpanhatott vagy a feltöltődés (üledékbeszállítás) vált az eddiginél sokkal intenzívebbé, így a kesztölci fúrásokban újra megje¬ lennek a parti hullámveréses öv, sőt a mögöttes láp üledékei is. Egy progradáló zátonysziget homloka épp Esztergom-Kertváros vidékén terülhetett el (vö. INCZE 1996; 1. és 4. ábra). Ez a rétegsor elvben bármely idősebb parthomlok 5. ábra A vizsgált fúrások a)-» szedimentológiai bélyegekre és Báldi & Nagy-Gellai (1990) paleoökológiai értéklésére alapozott részletes környezeti interpretációja és b)—>—» az integrált sztratigráfia módszerével kijelölhető oligocén paraszekvenciák, rendszeregységek és szekvenciák, valamint ezek egy lehetséges korrelációja eusztatikus tengerszintváltozási ciklusokkal, Részletes magyarázatot ld. a szövegben Fig. 5a)^> Depositíonal environments from fresh-water estuary, brackish estuary to lagune, foreshore, upper and lower shoreface (shaílow subhttoral), shelf ídeep sublittoral) to shallow and deeper bathyal realm based on sedimentologícal features and ecological indicators given by Báldi & Nagy-Gellai (1990). bjt-*-} Interpretation in terms of parasequences, systems tracts and secjuences and their potential correlation with eustasy. Far detailes see text Kesztölc-27 472 Földtani Közlöny 128/2-3 TÖRÖKBÁLINTI HOMOKKO "pectunculuszos homok" “molluszká: s; o: g> N m LU ,{Aggr.) Progr. 1 ilsáWífe < I itíTi! pailkűzel Magon ári* sekály szubflttoráiis (viharbaiis-hullám bázia) se kéj/ b alfái is - mély azubíittorális (U bfiMSa ‘rriolluazHás agyag’ Sztanó O. et ah: Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 473 KISCELLI AGYAG HÁRSHEGYI HOMOKKŐ 'tanper salf homok' lagúna, eaztuáflum (édesvíz) i 9 I sekély batiális zóna (200-300 m) közópsö-mély batiális zóna (500 m<) Kesztölc-27 474 Földtani Közlöny 128/2-3 TÖRÖKBÁLINTI HOMOKKO "pectunculuszos homok" "molluszkás w OJ CD CM Sztanó O. et al.:Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 475 HST nagyvízi rendszeregység SMST self-peremi rendszeregység 476 Földtani Közlöny 128/2-3 paraszekvenciával azonosítható lenne, vastagságát figyelembe véve azonban mindenképp a C5 ciklussal párhuzamosítható. Paraszekvenciák a Törökbálinti Homokkőben A batiális "molluszkás agyag"-ban, akárcsak a Kiscelli Agyagban paraszek- venciák nincsenek. A Törökbálinti Formáció felső 200-250 m-re azonban para- szekvenciákra bontható. A batális - sekély szublittorális átmeneti zóna felett megjelennek a viharbázistól a parthomlok felsőbb részéig terjedő üledékek, egy progradáló - enyhén aggradáló paraszekvencia sorozatot alkotva (Dl-5). Ebben a sorozatban az egymást követő paraszekvenciák vastagsága felfelé egyértel¬ műen csökken, jelezvén, hogy időegységenként egyre kevesebb kitölthető tér keletkezett, a relatív tengerszint emelkedése jelentősen lassult, illetve megállt. Ezt követően jelentős mélyülés következett be (D6 és El között). Legfelül két progradáló paraszekvencia sorozat található, amelyek egymáshoz képest is progresszíven sekélyebb helyzetben helyezkednek el (El-2 és E3-4). Ez szaka¬ szos, de határozott relatív vízszintesést és/vagy gyorsuló üledékbeszállítást, feltöltődést indikál. Oligocén szekvenciák A Hárshegyi Homokkő diszkordáns településű talpa egy többszörös, össze¬ olvadó szekvenciahatár, hiszen a Telegdi Roth-hátság kiemelkedésének köszön¬ hetően a kora-oligocén során 3-5 millió évnyi kitettség valószínűsíthető (TELEGDI ROTH 1927). Az Esztergomi-medence Hárshegyi Homokköve a lassú relatív tengerszint emelkedéskor keletkező "völgykitöltésként" értelmezhető (5b. ábra). A lassú relatív tengerszint emelkedés oka vagy a Telegdi Roth-hátság tektonikus eredetű süllyedése, vagy valódi eusztatikus tengerszint emelkedés lehetett. Ez utóbbi abiosztratigráfiai adatok figyelembevételével nem valószínű, hiszen az eusztatikus tengerszint változási görbén egy hosszan tartó nagyvízi periódus vége felé járunk (vö. HAQ 1991,2. ábra). A relatív tengerszintemelkedés akkor a leggyorsabb, amikor a sekély, néhányszor 10 m-es vízben lerakodott Hárshegyi Homokkövet felváltja az 500 m-es mélységben felhalmozódó Kiscelli Agyag. Ekkora relatív vízszint növekedés oka csakis tektonikus lehet, azaz a Telegdi Roth-hátság drasztikus lezökkenése, amely a paleogén medence nyugati irányú kiszélesedéseként jelentkezett. A Hárshegyi Homokkő paraszekvencia sorozatait alaposabban megvizsgálva egy kissé finomabb kép is felrajzolható: a "völgykitöltés" több lépcsőben eltérő sebességgel zajlott. Az alapvetően alluviális-parti síksági szakasz egyértelműen a relatív vízszint növekedés és a feltöltődés egyensúlyát bizonyítja, ami a kései kisvízi vagy gyakran a selfperemi rendszeregység sajátja. Az átmeneti szakasz¬ ban folytatódik ez az egyensúlyi helyzet, bár érezhetően kezd eltolódni a gyor¬ suló relatív vízszintemelkedés irányába. Az erre települő nyíltvízi retrogradáló paraszekvencia sorozat (B4-C4) már egyértelműen nagyobb léptékű, gyorsuló elöntést - ha úgy tetszik transzgresszív egységet - jelez, a relatív tengers zin t Sztanó O, et cd. : Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 477 lokális maximumot ér el a C4 ciklusban (5. ábra). Ezt lassuló tengerszintemel- kedés és/vagy azt meghaladó mértékű feltöltés követi, ami esetleg betudható a kb. ekkor bekövetkező drasztikus T'Bl.l (30 ma) eusztatikus tengerszint esés¬ nek (vö. HAQ 1991), amit azonban eme epizód kivételével a medence tektonikus eredetű süllyedése messze felülír. A rétegsor által nyújtott adatok véleményünk szerint nem elegendőek a "30 ma éves eusztatikus tengerszintesés” egyértelmű kimutatásához. A Kiscelli Agyag egyértelműen egy transzgresszív és egy nagyvízi rend¬ szeregységet képvisel (5. ábra). A kettőt elválasztó kondenzált szelvényt nagyon részletes mikrofaunisztikai vizsgálattal valószínűleg ki lehetne mutatni. Ez a szekvencia időben kb. a TB1.1 jelű (HAQ 1991) szekvenciának feleltethető meg, annak ellenére, hogy alsó határának helyzete vitatható, oka pedig semmiképp sem eusztatikus. A Kiscelli Agyag és a molluszkás agyag határa egy piciny áthalmozási ese¬ ménnyel tarkított szekvenciahatár, mely mintegy 200 m relatív vízszintcsökke- nést jelez. Ebből - az ismert tengerszintváltozási görbék becslései alapján - maximum 30-50 m lehet eusztatikus eredetű, a többit az aljzatemelkedés és/vagy a feltöltődés számlájára kell írnunk (ld. 6. ábra kb. 28.5 ma-nél). A következő, már az egri emeletbe tartozó szekvencia, amely akár a TB1.2 eusztatikus ciklussal is korellálható, a molluszkás agyag alsó részén, annak a közepe felé megjelenő - a K-27. faunája alapján - mélyszublitorális üledékekig tart (5. ábra). Ez egy tipikus mélyvízi szekvencia, amely jelentéktelen vastagságú kisvízi és egy viszonylag vastagabb nagyvízi rendszeregységből áll. A konden¬ zált szelvény pontos kijelölése itt is alapos mikropaleontológiai vizsgálattal le¬ hetséges csak (diverzitás, egyedszám növekedés stb). Az E-123. sz. fúrásban kevert faunát tartalmazó, mintegy 10 m vastag kavicsos összlettel kezdődik a következő szekvencia (5. ábra). A gravitációs tömegmoz¬ gással - törmelékfolyással - áthalmozott üledék a K-27-ben is megtalálható, csak sokkal vékonyabb. Ugyanakkor az E-20-ban több áthalmozott anyagot (pl. szenet) tartalmazó réteg is települ. A "nyugodt" sekélybatiális márgával válta¬ kozó átülepített eredetű rétegek felfelé durvulva - az E-123. kivételével, ahol "csak" a homokbetelepülések válnak gyakorivá - kavicsos-homokos sorozatok¬ ba mennek át. Az egész áthalmozott összlet (80-90 m) egy viszonylag jelentős mértékű eusztatikus tengerszint esést jelez, a kisvízi rendszeregységet, talán éppen a kiépülő lejtőt képviseli. A durvaszemcsés törmelékek viszonylag hir¬ telen érnek véget, átadva helyüket a sekélybatiális, majd a mélyszublitorális üledékeknek. Ezek felett, lényegesen sekélyebb körülmények között, a külsőseit üledékei halmozódtak fel. Előbbi a transzgresszív, utóbbi a nagyvízi rend¬ szeregységet reprezentálja (5, ábra). A szekvencia kialakításában az intenzív fel¬ töltődés mellett a TB1.3 (Haq 1991) eusztatikus ciklusnak lehetett szerepe, mi¬ közben az aljzat emelkedése megtorpant (6. ábra). A nagyvízi egységben az egyre kisebb vastagságú paraszekvenciák sorozata (Dl-5) már a következő szekvenciahatár közeledtét jelzi. Amennyiben a sorozat aggradáló szakaszának nagyobb jelentőséget tulajdonítunk a nagyvízi egység a Dl-2 paraciklusokból áll, a D3-5 pedig már a következő szekvencia self-peremi 478 Földtani Közlöny 128/2-3 ESZTERGOM-123. relatív tengerszintváltozás ESZTERGOM-123. süllyedéstörténet IDŐ (millió év) 6. ábra. a) Batimetrikus adatok Báldi & Nagy-Gellai (1990) alapján és az üledékfelhalmozódás figyelembevételével számított relatív tengerszintváltozások. b) Az E-20. és az E-123, fenti adatok alapján szerkesztett süllyedéstörténete. (A görbék szerkesztésénél Van Hinte 1978 és Keen 1979 elveit is felhasználtuk.) Az azonosított szekvenciák megjelenése és azok lehetséges korrelációja miatt a fúrások által reprezentált időt 3 millió év helyett (vö. Báldi & Nagy-Gellai 1990) kb. 6-7 millió évre becsüljük Sztanó O. et al.: Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 479 ESZTERGOM-20. relatív tengerszintváltozás ESZTERGOM-20. süllyedéstörténet IDŐ (millió év) Fig. 6 a) Relatíve sea-level changes calculated from palaeobathymetry by BAldi & Nacy-Gellai (1990) and sediment accummulation rates. b) Geohistary ofE-20 and £-123 based on the above data. (Corrections made after Van Hinte 1978 and Keen 1979). Time represented by the successions is estimated as 6-7 ma, instead of 3 ma given by Báldi & Nacy-Gellai (1990) 480 Földtani Közlöny 128/2-3 egységeként értelmezhető. Ebben az esetben a D2/3 egy másodfajú szekvencia- határ. Ezt az alternatív változatot a végső értelmezésben azért vetettük el (5b. ábra), mert az egymást követő paraszekvenciák vékonyodása a kései nagyvíz fogyó terét inkább jellemzi, míg a self-peremi egységben felfelé gyarapodó térre számíthatnánk. A D6 ciklus mélyszublitorális üledékei a következő transzgresszív rend¬ szeregységet képviselik, a relatív tengerszintemelkedés eusztatikus eredettel ma¬ gyarázható mértékű (vö. 6. ábra). A legfelül megjelenő progradáló sorozatokban végül a medence tenger szintig feltöltődik. Ez a szekvencia korrelálható a TB1.4 eusztatikus ciklus kezdetével az alsó-/felső-egri (NP25/NN1) határán, Diszkusszió A magyarországi tercier képződmények szekvenciasztratigráfiai értelmezé¬ sével és tagolásával elsőként Tari Gábor előadásaiban, munkáiban találkozhat¬ tunk (összefoglalása: Tari et al. 1992). Az oligocén-alsó-miocén szekvenciák részletesebb, meglehetősen "ortodox szemléletű" elemzését SZTANÓ et al. (1991), Tari & Sztanó (1992), és Sztanó & TARI (1993) adta. jelen munkával ellentétben a tercier legnagyobb tengerszintesését (kb. 30 ma ezelőtt, HAQ 1991), a kiscel- li/egri emelet határán, nevezetesen a Kiscelli Agyag és a rátelepülő Szécsényi Slír, Törökbálint Homokkő illetve egri "molluszkás" agyag határán véltük azo¬ nosítani. Ebben az esetben azonban a Kiscelli Agyag az NP 24-es nannoplankton zónának csak elenyészően kicsiny, alsó részét képviselné, amely jelenlegi sztra- tigráfiai ismereteinknek ellentmond (vö. NaGYMAROSY & Báldi-Beke 1988 és HAQ 1991). Az északmagyarországi paleogén medence területén a Kiscelli Agyagba több szintben, de inkább annak mélyebb részén, kisebb-nagyobb át¬ halmozott törmelékes sorozat települ (vö. Báldi 1983), melyek csak lokálisan korrelálhatok egymással, s valószínűleg nem hozhatók egyetlen eusztatikus "eseménnyel" sem kapcsolatba. Sokkal inkább helyi, szedimentációval egyidős tektonikai mozgásokra utalnak (Nagymarosy 1990b; Sztanó 1994). Az északmagyarországi paleogén medence déli pereméhez közel mélyült mélyfúrások részletes elemzésével a Kiscelli Agyag felett települő egri-eggen- burgi rétegsorban 5 szekvencia ismerhető fel (7. ábra, Nagymarosy et al. 1995), melyek legfiatalabbika párhuzamba állítható a Pétervásárai Homokkőben ész¬ lelt szekvenciával (Sztanó & Tari 1993). Ez utóbbi minden adat szerint a TB2.1 jelű (Haq 1991) eusztatikus tengerszint ciklus helyi megfelelője. A bio- sztratigráfiai adatok által nyújtott keret nem zárja ki az egri szekvenciák pár¬ huzamosítását a TB1.2-1.5 ciklusokkal. Ezekkel az adatokkal teljesen összhang¬ ban áll, amit az Esztergomi-medence egri emeletéről állíthatunk, ahol szintén nem zárható ki a TB1.2-1.4 megjelenése. Sajnos az Esztergomi-medence terü¬ letén az egri rétegsorok teteje hiányzik, így nincsen olyan jól megfogható bi- osztratigráfiai szint (pl. eggenburgi talpa), melynek segítségével a rétegsor felső részének pontos kora megadható volna. Sztanó O. et ah: Az Esztergomi-medence integrált sztratígráfiája II. 481 szekvencia határ sequence boundary -max. elöntés felülete maximum flooding surtace völgykítöltés incised vailey . _ . _ kisvízi egység teteje top íowstand • NP2S datált minta ősied sample 7. ábra. A paleogén rétegsorokban a medence "átellenes", keleti peremén azonosított szekvenciák néhány reprezentatív fúrás alapján (Nagymarosy et al. 1995) Fig. 7 Dejiositional sequences found in coeval palaeogene deposits at the eastern margine of the hasin (Nagymarosy et al. 1995) 482 Földtani Közlöny 128/2-3 NAGYMAROSY et al. (1995, 1997) az egész paleogén medencére kiterjedő, - foraminifera ökológiára alapozott, több mint 20 fúrás süllyedéstörténeti görbé¬ jének -, vizsgálata alapján arra a következtetésre jutott, hogy a vizsgált eocén- kora-miocén időintervallum nagy részén az észlelt batimetriai változásokat el¬ sősorban a tektonikai mozgások okozták, míg az eusztatikus eredetű tengerszínt ingadozások szerepe gyakorlatilag elenyésző volt. A görbék igazolták a Báldi & BÁLDI-BEKE (1985) által is kimutatott késő-eocén gyors medencesüllyedést, melyet a Budai-vonaltól nyugatra eső terület drasztikus kiemelkedése követett kb. 35 ma ezelőtt (NP22). Ezt követően a Tardi Agyag anoxiája valószínűleg kapcsolatba hozható a hosszantartó TA4.4-4.5 nagyvízi periódussal. A "30 millió éves tengerszint esés” hatását nyugaton-keleten egyaránt, mindegyik vizsgált szelvényben a medence rendkívül gyors süllyedése teljesen elnyomta. Az egri során általánossá vált a süllyedés megtorpanása és a lassú aljzatemelkedés meg¬ indulása, melyhez a peremeken intenzív feltöltődés járult. így az is érthetővé válik, hogy miért épp az egri szelvényekben lehet a legkönnyebben kimutatni az eusztatikus tengerszint változásokat. VAKARCS (1997) egész tercierre kiterjedő tanulmánya a paleogén mélyebb és magasabb részén egyaránt kimutatott szekvenciákat, melyek jelentős részét azo¬ nosította a globális tengerszintváltozási eseményekkel. Ehelyütt az eocén-kora- oligocén szekvenciák kimutathatóságát, értelmezését nem kívánjuk megvitatni, bár az eddigiekből nyilvánvaló, hogy a gyors süllyedéssel jellemzett idősza¬ kokban ezek globális korrelációjában kételkedünk. Az általunk is vizsgált szű- kebb időintervallummal kapcsolatban egyetértünk abban, hogy - a Kiscelli Agyag a 30 millió éves esést követő szekvencia (TB1.1, HAQ 1991 vagy Ru-3, VAKARCS 1997) transzgresszív és nagyvízi részét képviseli. A Bu¬ dai-vonaltól keletre elterülő gyakorlatilag folytonos mélymedence kifejlődésben a kisvízi intervallum is képviselve lehet; - a Kiscelli Agyag és Törökbálinti Homokkő határa szekvencia határ, mely¬ nek kora kb. 28.5 ma, az NP24 zóna felső részén húzódik. Vitatjuk, azonban hogy a Kiscelli Agyagon, vagy a Hárshegyi Homokkövén belül szekvenciahatár bizonyítható lenne, akár a "30 ma éves esés"-sel kapcso¬ latban is (vö. Ru-2 és Ru-3 határa, VAKARCS 1997). Bár a lényeget nem érinti, itt jegyezzük meg, hogy VAKARCS (1997) korrelációs ábráin két ciklus-sztratigráfiai rendszer (ti. HAQ et al. 1987 és HARDENBOL et al. in press) szerepel, melyek korrelációját jelentősen megnehezíti, hogy az előbbi millió években kifejezett határai nem egyeznek az eredeti publikációban szereplőkkel. Véleményünk különbözik annak megítélésében is, hogy - a Hárshegyi Homokkő bármely ciklus transzgresszív rendszeregységével azonosítható lenne, melynek okát a tektonikai felülírásban látjuk. Forma szerint, legalábbis az Esztergomi-medencében, völgykitöltésként a kései kisvízi egység¬ hez tartozik. - a Törökbálinti Homokkőben, - beleértve az azóta érvényét vesztett mányi homokot is az NP 24 felső részétől az NN1 alsó szakaszáig (kb. 28.5-24 ma intervallumban) további három szekvencia ismerhető fel: TB1.2, 1.3 és 1.4 HAQ Sztanó 0. et al.: Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 483 et al. (1987) és Haq 1991 kronosztratigráfiai beosztása alapján. VAKARCS ugyan¬ ebben az intervallumban négy szekvenciát: a Ru-l./Ch-l, Ch-2, Ch-3 és Ch- 4/Aq-l ciklusokat azonosítja HARDENB0l et al. (in press) beosztását figyelembe véve. Azonban a medence peremén Ru-4./Ch-l ciklus idején - a Kiscelli Agyag és a Törökbálinti Homokkő között jelentős réteghiánnyal számol, melynek vé¬ leményünk szerint semmi bizonyítéka nincs. ACh-4/Aq-l ciklust pedig már a Budafoki Homokhoz köti. - Ezt követően (az NN1. felső részén és az NN2-ben, kb. 19 ma-ig) a paleogén medencében mi további két szekvenciát (TB1.5 és 2.1) azonosítottunk, míg VAKARCS hármat (Aq-2, Aq-3/Bu-l, Bu-2), az utóbbi kettőt a Pétervásárai Ho¬ mokkőben. SZTANÓ (1994) részletes terepi vizsgálatai alapján a homokkő egyet¬ len szekvenciát képvisel, a formáción belül szekvenciahatár nem húzódik. Összefoglalva, a gyors és nagymértékű késő-kiscelli medencesüllyedést kö¬ vetően az oligocén szekvenciák létrejöttében a lokális tektonikai mozgásoknak egyre csökkenő, az eusztatikus eredetű tengerszintváltozásoknak egyre növek¬ vő szerepe volt, amint arra már Báldi & NAGY-GELLAI (1990) is rámutattak. A Hárshegyi Homokkő és a Kiscelli Agyag keletkezése idején a tektonikus szignál teljesen elnyomta az eusztatikus jelet, míg a Törökbálinti Homokkő lerakódása idején a lassú aljzatmozgásnak köszönhetően már érzékelhető volt az euszta¬ tikus eredetű tengerszintváltozások szerepe is. Következtetések E tanulmány kiindulásaként BÁLDI & NAGY-GELLAI (1990) munkája szolgált. Az általuk feldolgozott négy esztergomi-medencebeli oligocén fúrás (E-20, K-27, K-28. és E-128.) rétegsorán végzett paleobatimetriai értékelésüket messzeme¬ nőkig figyelembe vettük. E mellett szedimentológiai szempontból újraértelmez¬ tük az eredeti fúrási rétegsorokat. A kétféle megközelítés, valamint a karottázs görbék alapján újra elvégeztük a négy fúrás korrelációját. Ennek alapján kis- cellí/egri határ valamivel mélyebben húzódik, a "batiális molluszkás agyag” kissé vastagabb, a Kiscelli Agyag problémás kétosztatúsága feloldható. A nagy felbontású integrált sztratigráfiai elemzés alkalmat adott a relatív vízszintváltozások és a feltöltődés történetének részletes elemzéséhez. A Hárs¬ hegyi Homokkő értelmezésénél kiegészítésként felhasználtuk INCZE (1996) te¬ repi szedimentológiai észleléseit. BÁLDI & NAGY-GELLAI (1990) fő következte¬ téseivel a részletes integrált sztratigráfiai elemzés után is egyetértünk. A relatív tengerszint változási ciklusok kialakulása elsődlegesen a késő-kiscelli során le¬ zajlott tektonikai mozgásokhoz köthető. A korai-egriben feltehetően a szerkezeti mozgások csitulásával és az aljzatsüllyedés megállásával az eusztatikus ten¬ gerszintváltozások egyre nagyobb mértékben éreztették hatásukat. Ezen tanul¬ mány azonban több ponton árnyaltabb képet fest az üledékgyűjtő fejlődéséről. Három, valószínűleg harmadrendű relatív tenger szintváltozási ciklust mutat¬ tunk ki, melyek alapján a fúrások által reprezentált időt kb. három millió év helyett hét millió évre becsüljük. A négy fúrás és hat felszíni feltárás behatárolta 484 Földtani Közlöny 128/2-3 területen elég pontosan megrajzolható a Hárshegyi Homokkő lerakódásának ősföldrajzi menete is. A fentiek alapján a medence további oligocén fúrásainak hasonló módsze¬ rekkel való feldolgozása ígéretesnek és új eredményekkel kecsegtetőnek tűnik, mind a rétegtani korreláció, mind a medencefejlődés és az oligocén ősföldrajzi kép további tisztázása és pontosítása céljából. Köszönetnyilvánítás Köszönettel tartozunk BÁLDI Tamásnak és BEKE Máriának, akik munkánkat mindvégig hasznos tanácsokkal támogatták, vitaindító észrevételeikkel serken¬ tettek továbbgondolkodásra. A kézirat gondos lektorálásáért BÁLDI Tamást és JUHÁSZ Györgyit illeti köszönet. A tanulmány elkészítéséhez anyagi támogatást az MKM 340/1995, F.14508, T.15976, T.17089 sz. és a T.16788 sz. a OTKA pᬠlyázatok nyújtottak. Irodalom - References Báldi T. 1974: A Iciscellien, egerien és eggenburgien parasztratotípusaként javasolt Budafok-2. szelvénye és makrofaunája - Földtani Közlöny, 104, 40-59. BÁLDI X 1976: A Dunántúli-középhegység és Észak-Magyarország oligocénjének korrelációja - Földtani Közlöny, 106, 407-424. Báldi T. 1980: A korai Paratethys története. - Földtani Közlöny, 110, 456-472. Báldi T. 1982: A kárpát-pannon rendszer tektonikai és ősföldrajzi fejlődése a középső tercierben (49-19 millió év között) - őslénytani Viták, 28, 79-155. Báldi T. 1983: Magyarországi oligocén és alsómiocén formációk - Akadémiai Kiadó, Budapest, 293 p. Báldi, T. 1984: The terminál Eocéné and Early Oligocene events in Hungary and separation of an anoxic cold Paratethys - E clogae Geol. Heh., 77 (1), 1-27. Báldi, T., Báldi-Beke, M. 1985: The evolution of the Hungárián Paleogene Basins - Acta. Geol. Hung. 28, 5-28. Báldi T., Báldi-Beke M. 1986: A Magyar Paleogén Medencék fejlődése - ősi. Viták, 33, 95-145. Báldi X, Nagy-Gellai Á. 1990: Az esztergomi oligocén medencetöredék süllyedéstörténete - Ált. Földt. Szemle, 25, 119-149. Báldi T., Nagymarosy A. 1976: A hárshegyi homokkő kovásodása és annak hidrotermális eredete - Földtani Közlöny, 106, 257-275. Báldi X, Senes, J. (Eds.), 1975: Chronostratigraphie und Neostratotypen: Miozán OM - Egerian. - Slovenskei Akademie Vied, Bratislava, 576 p. Báldi X, Báldi-Beke M., Horváth M., Kecskeméti X, Monostori M., Nagymarosi A. 1976; A Hárshegyi Homokkő Formáció kora és képződési körülményei - Földtani Közlöny, 106, 353-386. Báldi-Beke M., Báldi T. 1990: A bakonyi eocén medence süllyedéstörténete - Ált. Földatni Szemle, 25, 83-118. Báldi-Beke, M., Báldi, T. 1991; Palaeobathymetry and paleogeography of the Bakony Eocéné Basin is Western Hungary - Faleo. Paleo. Paleo., 88, 25-52. Collínsón, C.D., Thompson, D.B. 1989: Sedimentary structures. - Unwin Hyman, 207 p, Dalrymple, R.W. 1992: Tidal depositional Systems. - In: Walker, R.G., James, N.P. (Eds.): Facies models - response to sea-level change. 195-218, Geol. Assoc, Canada. Elliot, T. 1986: Siliciclastic shorelines. - In: Reading H.G. (Ed.): Sedimentary Envíroments and Facies. 155-188, Blackwell. Sztanó O. et al.:Az Esztergomi-medence integrált sztratigráfiája II. 485 Fodor L., Magyart Á., Fogarasi A., Palotás K. 1994: A Budai vonal szerkezeti jellege és kapcsolata a hegység késő-paleogén tektonikájával és szedimentációjával- Földtani Közlöny, 124/2,129-305. 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. Galloway, W.E. 1975: Process framework fór describing the morphologic and stratigraphic evolution of deltaic depositional systems. - In: Broussard, M.L. (Ed.): Deltas - models fór exploration, Houston Geol. Soc, 87-98. Haq, B. U. 1991: Sequence stratigraphy, sea-level change and significance fór the deep sea. - In: Macdonald, D. (Ed.) Sedimentation, Tectonics and Eustasy; sea-level changes at active margins - Blackwell, IAS Spec. Publ. no 12, 3-40. Haq, B.U., Hardenbol, J., Vail, P.R. 1987: Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. - Science, 235, 1156-1167. Hardenbol, J., Thierry, J., Farley, M.B., Jacquin, T., De Gracíansky, P.-C., Vail, P.R. (in press): Mesosoic-Cenozoic sequence chronostratigraphic of European basins, - In: De Gracíansky, P.C., Hardenbol, J,, Jacquin, T., Vail, P.R, Farley, M.B. (Eds.): Sec/uence stratigraphy of European basins: Tulsa, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publications 57. Incze Sz. 1996: A nem kovás Hárshegyi Homokkő szedimentológiai vizsgálata az esztergom-dorogi medence területén - ELTE TTK, Ált. és Tort. Földtani Tanszék, Budapest, szakdolgozat, 68 p. Johnson, H.D., Baldwin, C.T. 1986: Shallow sihciclastic seas. - In: Reading H.G. (Ed.): Sedimentary Enviroments and Facies, 229-282, Blackwell, Keen, C.E. 1979: Thermal history and subsidence or rifted Continental margins - evidence írom wells on the Nova Scotia and Labrador shelves. - Can. ]. Earth Sci. 16, 505-522. Korpás L. 1981: A Dunántúli Középhegység oligocén-alsómiocén képződményei. -MÁFI Évkönyve, 64, 79 p. Magyari Á. 1996: Eocén szinszediment tektonikai jelenségek és üledékképződésre gyakorolt hatásai a Budai-hegységben - doktori értekezés, ELTE TTK Ált. és Tört, Földtani Tanszék, 289 p. Nagymarosy, A. 1990a: From Tethys to Paratethys, a way of survival. - Acta Geod. Geoph, Mont. Hiing., 25, 373-385. Nagymarosy, A. 1990b: Palaeogeographical and palaeotectonícal outlines of somé Intracarpathian Palaeogene basins. Geologicky Zbornik - Geologica Carpathica, 41, 259-274. Nagymarosy A. 1993: Magyarország alsó-oligocén nannoplanktonja és ősföldrajzi kapcsolatai. - Kandidátusi értekezés, ELTE, 141 p, 98figs. Nagymarosy, A., Báldi-Beke, M. 1988: The position of the Paleogene formations of Hungary in the standard nannoplankton zonation. - Annales Univ. Sci. Eötvös, Sect., Geol, 28, 3-25. Nagymarosy, A., Sztanó, O., Horváth, M. 1995: Relative sea-level changes in the North Hungárián Palaeogene Basin. - EUG VIII, Terra Abstracls, 7, p. 261. Nagymarosy, A,, Sztanó, O., Horváth, M. 1997: Tectonics as the main control of bathymetric changes in the North Hungárián Palaeogene Basin. - AAPG Meeting, Vienna, Abstracts p. Nagy-Gellai Á. 1973: Oligocén forarniniferák Dorog környékéről. - Földtani Intézet Évkönyve, 55, 419-601. Orton, G.J., Reading, H.G. 1993: Variability of deltaic processes in terms of sediment supply, with particular emphasis on grain size. - Sedimentology, 40/3, 475-512. Reinson, G.E. 1992: Transgressive barrier island and estuarine systems. - In: Walker R.G., James N.P. (Eds.): Facies models - response to sea-level change. 179-194, Geol. Assoc. Canada. Royden, L., Báldj, T. 1988: Early Cenozoic tectonics and palaeogeography of the Pannonina basin and surrounding regions. - In: L.H. Royden, F, Horváth: The Pannonian Basin - a study in basin evolution. - AAPG Memoir, 45, 1-16. Sztanó, O., Tari, G. 1992: Early Miocéné basin evolution in Northern Hungary: Tectonics and Eustacy. - Tectonophysics, 226/1-4, 485-502. Sztanó, O. 1994: The tide influenced Pétervására Sandstone, Early Miocéné, Northern Hungary: sedimentology, palaeogeography and basin development. - Geologica Ultraiectina, 120, 155 p. 486 Földtani Közlöny 128/2-3 Sztanó, O., Tari, G., Varga, P. 1991: High frequency sea level changes in a laté Oligocene barrier island - lagoon complex, Eger, northern Hungary. - First International Meeting of Young Geologists, Budapest, 63-64. Tari, G., Sztanó, 0. 1992: Eustacy versus tectonics: Laté Oligocene - Early Miocéné Basin Evolution in Northern Hungary; Sequenee Stratigraphy ofEuropean Basins, Díjon ; Abstract Volume, 258-259. Tari, G., Báldi, T., Báldi-Beke, M. 1993: Paleogene retroarc flexural basin beneath the Neogene Pannonian Basin: a geodynamic model - Tectonophysics, 226, 433-455. Tárj, G., Báldi, T., Báldi-Beke, M v Horváth, F., Kovács, A., Lakatos, L., Nagymaros y, A., Pogácsás, Gy., Sztanó, O., Vail, P.R., Vakarcs, G. 1992: Tertiary sequenee startigraphy of the Pannonian basin; Sequenee Stratigraphy of European Basins, Díjon; Abstract Volume, p. 90. Telegdi Roth K. 1927: Az infraoligocén denudáció nyomai a Dunántúli Középhegység északnyugati peremén. - Földtani Közlöny, 57, 32-41. Vakarcs, G. 1997: Sequenee stratigraphy of the Cenozoic Pannonian Basins, Hungary - Ph.D thesis, Rice llniversity, Houston, Texas, 514 p. Van Hinte, f.E. 1978: Geohistory analysís - Application of micropalaeontology in exploration geology. - AAPG Bull. 62/2, 20-222. Walker, R.G., Plint, A.G. 1992: VVave- and storm-dominated shallow maríné systems. - In: Walker, R.G., James, N.P. (Eds.): Fades models - response to sea-level change. 219-238, Geol. Assoc. Canada. Yang C.S., NiO S.D. 1985: The estimation of palaeohydrodynamic processes from subtidal deposits using time analysis method - Sedimentology, 32, 41-57. Földtani Közlöny 128/2-3, 487-497 (1998) Budapest A DANREG projekt geotermikus potenciál térképének magyarországi vonatkozásai Geothermal Potential Map of Danube Region concerning Hungary Rotárné Szálkái Ágnes 1 Abstract The target area of the DANREG project is on the northern part of the Little Hungárián Piain, the north-eastem part of the Transdanubian Rangé and the North-Hungarian Palaeogen Basin. A part of this programme is the geothermal revaluation of this territory. The purpose of the project is to carry out a uniform investigation of the thermal water reservoirs which exceed the national boundaries. These tepid- and thermal springs have been known fór hundreds of years. The research area (consisting of different geological units) is built up of two independent, bút connecting thermal water reservoir systems. One of the representatives of these two Systems is the porous reservoir of the Neogen Basin in the Little Hungárián Piain, The other member is the karstic complex of the Transdanubian Rangé and its subsurface countinuation in the basement below the young sediments. The mainly aquitards sediments of the North-Hungarian Palaeogene Basin do nőt contain any significant thermal water reservoirs. Using the data of thermal water wells, hydrocarbonwells, and structural exploratory wells, as well as the geological hydrogeological maps, it was possible to produce the Geothermal Potential Map of this region. The scale of the map is 1:200 000, and shows the distribution of the thermal water with respect to expected temperatures. The legend of the maps was compiled together with our Austrian and Slovak partners and it takes mto account the dífferences in the basic data of the different countries. The dífferences between 4 temperature categories (< 20°C, 20-50 °C, 50-100 °C, >100 °C) were examined. The respective temperatures examined represent the highest temperature of the existing aquifers. The map which has been created is a part of the map series of the DANREG project; the latter supplies geological, hydrogeological, and environmental Information about the Danube Region. Manuscript received: 06. 10. 1998 Összefoglalás A DANREG program keretében a Duna menti területek (Kisalföldi-medence északi térségére, a Dunántúli-középhegység északkeleti részére, illetve az Észak-magyarországi paleogén medence nyugati szegélye) geotermikus viszonyainak újraértékelését végeztük irodalmi adatok alapján. Vizsgálataink célja az országhatárokon túlnyúló hévízrendszerek egységes módszerrel történő vizsgálata volt. E hévíztárolók langyos- és hévforrásait már évszázadok óta ismerik és hasznosítják. Akülönbözű földtani szerkezeti egységekből felépülő térségben két külön, de egymással közvetlen kapcsolatban álló hévíztárolő rendszer található, E két rendszer képviselője egyfelől a Kisalföldi¬ medence porózus üledékeiből álló hévíztároló rendszer, másfelől a Dunántúli-középhegység karsz¬ tos képződményeiből, és a nagy vastagságú laza üledékkel kitöltött medence alatti, lezckkent 1 Magyar Állami Földtani Intézet 1143 Budapest Stefánia út 14. 488 Földiani Közlöny 128/2-3 karbonátos alaphegységi képződményekből álló hévíztároló rendszer. A paleogén medencét kitöltő többnyire vízzáró kó'zetek nem tartalmaznak említésre méltó hévízkészletet. A vizsgált térségben található termálkutak, szénhidrogénkutató fúrások, és szerkezetkutató fúrások adatai, valamint a rendelkezésünkre álló földtani és geotermikus adatokat tartalmazó vízföldtani térképek alapján megszerkesztettük atérség geotermikus jellemzőit általánosan bemutató geotermikus potenciál térképet. Az 1:200 000 méretarányú térkép a hévíztároló képződményekben elérhető legmagasabb hőmérséklet térbeli eloszlását mutatja be. A várható legmagasabb hőmérséklet meghatározására négy hőmérsékleti tartományt különítettünk el (< 20 °C, 20-50 °C, 50-100 °C, > 100 °C). A szerkesztés alapjául a feltárható hévíztároló összletek térbeli határai, illetve a már meglévő hévíz- és egyéb kutakban mért és számított réteghőmérséklet-adatok szolgáltak. A általunk szerkesztett térkép része és kiegészítése a DANREG kutatási területre megszerkesztett térképsorozatnak, mely a térségben széles körű információkat szolgáltat a földtani, alkamazott- földtaní, geofizikai kutatások számára. Bevezetés Az Ausztria, Szlovákia és Magyarország által közösen létrehozott DANREG projekt 1992 -1998 között a három ország szakembereinek együttműködésével a Duna menti területek állapotértékelését végezte földtani, környezetföldtani és vízföldtani szempontból. A projekt Magyarországon a Kisalföld északi részét, a Dunántúli-középhegység északkeleti szárnyát és a Duna balpartja menti észak-magyarországi terület nyugati szélét érintette. Az újabb vizsgálatok mellett sor került a térség geotermikus viszonyainak újraértékelésére, melynek célja az országhatárokon túlnyúló hévízrendszerek egységes módszerrel történő vizsgálata volt. Az értékelésre csak irodalmi ada¬ tok szolgáltak alapul, új fúrás mélyítésére, illetve a meglévő hévízkutakban hidraulikai mérések végzésére nem volt lehetőség. A Dunántúli-középhegységnek, illetve a középhegységi mezozoos összlet mélybe süllyedt rögeinek langyos vizű és hévforrásait már évszázadok óta is¬ merik és hasznosítják. Európai viszonylatban is elsők közé tartozott a múlt század végén Budapesten a Margitszigeten (1867) és a Városligetben (1868- 1878) mélyült hévízkút, melyeket a század elején számos új fúrás követett. A Kisalföld északi részén a hévízfeltárás 1962-ben Győr városában kezdődött meg, és az ezt követő évtizedekben a hévízkutak száma megsokszorozódott. E térségek hévízviszonyaival számos tanulmány foglalkozott az országos hé¬ vízfeltárási lehetőségek vizsgálatán belül, míg a területet önállóan ALFÖLDI (1966, 1981), KORIM (1973, 1981), LlEBE (1982) és LORBERER (1977, 1982, 1986, 1996) vizsgálták. A geotermikus adottságok jellemzéséhez szükséges a földtani felépítés rövid áttekintése. Földtani felépítés A DANREG program keretében vizsgált magyarországi terület különböző földtani szerkezeti egységekre, a Kisalföldi-medence északi térségére, a Dunán- Rotárné Sz. Á.: Geotermikus potenciál Magyarországon 489 túli-középhegység északkeleti részére, illetve az észak-magyarországi paleogén medence nyugati szegélyére esik. A Szlovákiában is folytatódó kisalföldi harmadidőszaki mélymedence aljzatát két eltérő korú és kifejlődésű egység alkotja. Az egységeket elválasztó Rába- vonaltól nyugatra az aljzatot paleozoos-mezozoos metamorf képződmények építik fel. A medencealjzat a medence Ny-i peremén a felszín közelébe, illetve a felszínre emelkedik. A tektonikus vonaltól keletre eső területen a medence- aljzat lisztrikus vetők mentén mélybe süllyedt középhegységi típusú mezozoos kőzetekből áll, melyek a Dunántúli-középhegység északkeleti részeként, a Ge¬ recse, illetve a Pilis hegység területén felszínre bukkannak. A Rába-vonaltól nyugatra paleogén képződményeket nem ismerünk, ennek K-i oldalán a medence peremeken eocén képződmények jelenléte bizonytalan, ugyanakkor a triász alaphegységre diszkordánsan települő oligocén márga- agyagmárga rétegeket Komárom térségében elérték a fúrások. A miocén kép¬ ződmények a medence peremeken szinte mindenhol megtalálhatók, és a me¬ dence középső régiójában nagy vastagságban vannak jelen. A miocén összletre a Kisalföldi-medence egész területén jelentős vastagságban nyugodt településű pannóniai képződmények települnek. A nagy vastagságú, főleg pélites alsó- pannóniai képződmények a medence peremén, illetve a kiemelkedéseken ki¬ vékonyodott rétegsorral jelennek meg. A felső-pannóniai képződményeket ho¬ mok, homokkő, aleurit és agyagmárga váltakozása jellemzi. A rétegsort a terü¬ letileg változó vastagságú, de a medencében általános elterjedésű negyedidő¬ szaki folyóvízi, durvaszemcsés, törmelékes összlet zárja. A Gerecse hegységben az alaphegységet alkotó nagy vastagságú felső-triász karbonátos összletet vékony jura rendszer fedi. A kréta üledékeket a Dunántúli- -középhegység többi kifejlődésétől eltérő flis jellegű törmelékes sorozat alkotja. A hegység peremi területem (Tatabányai-medence, Dorogi-medence) jelentős vastagságú eocén és oligocén összlet található. A Budai- és Pilis-hegységben a nagy felszíni kiterjedésű és vastagságú triász összlet mellett szinte teljesen hiányoznak a jura és kréta képződmények, de az eocén és az oligocén sorozat megtalálható. A miocén üledékek csak kisebb fol¬ tokban jelentkeznek a térségben. Annál fontosabb képződmény a miocén vul- kanizmus során keletkezett andezites összlet, amely a Viságrádi- és a Börzsöny¬ hegység túlnyomó részét alkotja, A Pilisi-törés mentén északkelet felé mélybesüllyedő középalpi-óalpi szerke¬ zet helyet ad a paleogén medencének és miocén vulkáni hegységnek. A har¬ madidőszaki üledékekkel fedett medencealjzat két részre különíthető, melyek a Rába-vonal keleti folytatásaként értelmezett Diósjenői-vonal mentén kapcso¬ lódnak egymáshoz. A mélybesüllyedt középhegységi mezozoos alaphegységi képződményeket e tektonikai vonal mentén északi irányban vepori jellegű metamorf kristályos palákból álló aljzat váltja fel. Az eocénben megindult süllyedés következtében a térségben nagy vastagságú harmadidőszaki üledékek rakódtak le. A főként pélites oligocén képződmények törmelékes üledékekből álló megfelelői a medenceperemen találhatók. A miocén üledékképződés ho¬ mokos, kavicsos üledékek lerakódásával kezdődött, melyeket mind vertikális. 490 Földtani Közlöny 128/2-3 mind horizontális irányban slír képződmények váltanak fel. A térség egyik leg¬ jellemzőbb miocén képződménye a bádeni andezitből és piroklasztikumokból álló vulkáni összlet. Termálvíz tároló összletek és jellemvonásaik A vizsgált terület földtani egységei két külön, de egymással közvetlen kap¬ csolatban álló hévíztároló rendszert alkotnak. E két rendszer képviselője egy¬ felől a Kisalföldi-medence porózus, neogén üledékeiből álló hévíztároló rend¬ szere, másfelől a Dunántúli-középhegység felszíni és felszín közeli karsztos képződményei és a nagy vastagságú harmadidőszaki üledékkel fedett, lezök¬ kent karbonátos alaphegységi képződményekből álló hévíztároló rendszer, A paleogén medencét kitöltő uralkodóan vízzáró kőzetek nem tartalmaznak em¬ lítésre méltó hévízkészletet. A medencebeli hévíztároló rendszert döntően a felső-pannóniai törmelékes képződmények alkotják, a medence peremén azonban az idősebb miocén össz¬ let is fontos lehet hévízbeszerzés szempontjából. A felső-pannóniai rezervoár minden irányból jól lehatárolható. A rezervoár felső határát a 35-40 °C hőmérséklet izoterma felület alkotja, mely 700-900 m közötti mélységben húzódik. Mélybeli kiterjedését az alsó-pannóniai imperme- ábilis rétegek határozzák meg. A rezervoár tál alakú képződmény, melyben jelentős hévíztárolő szint települ 800-2500 m mélységben. A hévíztároló többszintes, sok telepes rendszert alkot, amely változó vastagságú (130 m) permeábilis homok, laza homokkő és ezeket elválasztó (120 m) impermeábilis aleurit, agyag-agyagmárga és márga válta¬ kozásából épül fel. A vízadó rétegek kifejlődése és hidraulikus paraméterei szé¬ les határok között változnak. A medence belseje felé haladva a hévíztároló ho¬ mokkő rétegek száma nő, de egyúttal az egyes rétegek vastagsága, hézagtér¬ fogata és permeabilitása csökken, szoros összefüggésben a fiatal üledékes me¬ dencében lejátszódott rétegtömörödéssel, kompakcióval, A homoktestek gyak¬ ran lencsés kifejlődésűek, laterálisán nem követhetők nagy távolságon keresz¬ tül. Gyakori a homokkő és agyag-agyagmárga rétegek összefogazódása okozta több komponensű, nagy dimenziójú hévíztároló egységek és rendszerek meg¬ jelenése. 1800 m mélység alatt a kompakció mértéke ugrásszerűen megnő, mely¬ nek következtében a rétegek vízadó képessége és porozitása hirtelen lecsökken. A hévízkutak legfontosabb adatait az I. táblázat ismerteti. Az alsó-pannóniai finomszemcsés, pélites összlet regionálisan vízzáró tulaj¬ donsággal rendelkezik, A medence belsejében ez alkotja a porózus hévíztároló rendszer alsó határát. A pannóniai sorozat feküjét alkotó miocén sorozatban, amelyet uralkodóan aleurit és agyagmárga rétegek építenek fel, helyenként kisebb vastagságú po¬ rózus mészkő, meszes homokkő, homok és konglomerátum rétegek is előfor¬ dulnak. A miocén képződmények a medence belsejében a több ezer méter vastag pannóniai sorozat alatt, nagy mélységben helyezkednek el, ahol a nagymértékű A porózus hévíztárolót megcsapoló hévízkutak legfontosabb adatai The most important data of the geothermal wells of the porous reservoir system I. táblázat -Table I Hévíz- kataszteri szám Helység Kút száma Építés éve Talp (m) Nyugalmi vízszint (m) Vízhozam a/p) Kifolyóvíz hőmérséklet °C Mélységi hőmérséklet °C Mőmérséklet mérés mélysége (m) 10-4 Ács 67 1972 1848,0 33,0 1728 70.0 90 1800 7-1 Győr 60 1962 1998,0 28,0 633 64.0 83 1950 7-25 Győr 107 1968 131,4 14,0 800 53.0 86 2000 7-38 Győr 148 1973 2034,0 23,0 1584 68.0 82 2028 7-21 Győr 81 1966 1992,0 21,1 1210 69.0 99 1992 7-27 Csorna 47 1969 1800,5 37,6 1200 69.5 90.5 1793 7-29 Győrszemere 7 1970 132,1 17,9 100 43.0 67.5 1285 7-47 Abda 12 1981 1850,0 10,0 1440 65.0 80 1849.7 7-50 Mosonmagyaróvár 136 1987 1994,9 14,5 1800 64.0 80.5 1668.8 7-22 Mosonmagyaróvár 123 1966 1996,0 16,0 1872 75.0 101 1906 7-46 Lébénymiklós 40 1981 2400,0 49,0 1200 83.0 90 2400 7-31 Lébénymiklós 28 1971 2300,0 25,5 1200 78.0 114 2200 7-41 Lipőt 10 1975 1806,0 18,0 1410 64.0 72.8 1798.3 7-24 Lipót 7 1968 2206,5 25,0 1944 64.0 88 2090 7-49 Kapuvár 84 1986 1800,0 -12,33 840 62.0 80 1689 7-26 Kapuvár 61 1968 1801,0 -10,6 600 66.0 81 1779.5 7-28 Hegykő 5 1969 1434,0 27,0 330 54.0 80 1293 7-30 Fetőháza 11 1970 1348,0 3,9 600 42.0 71.5 1306.5 Rotárné Sz. Á.: Geotermikus potenciál Magyarországon 491 492 Földtani Közlöny 128/2-3 kompakció miatt kifejlődésüktől függetlenül termálvizet nem tartalmaznak. A medence peremén megfelelő mélységben települve azonban ezek a rétegek al¬ kalmasak lehetnek termálvíz tárolására. A vizsgált térségben a miocén rezer- voárok hévízbeszerzés szempontjából kevésbé jelentősek, hasznosításuk leg¬ több esetben valamilyen másik tárolóval együttesen történik. A vizsgált kisal¬ földi területen két feltárásuk ismert: a süllyedők nyugati szélén Hegykő, illetve annak keleti peremén Bábolna térségében. A mezozoos hasadékos, karbonátos hévíztároló összlet a Dunántúli-közép¬ hegység főkarsztvíz-tárolójának a Rába-vonalig terjedő mélybesüllyedt folyta¬ tása. Fő hévízadó képződményei a középső-felső-triász mészkövek, dolomitok, amelyeknek vastagsága helyenként a 3000 m-t is meghaladja. Az alaphegység hidraulikai szempontból is szoros kapcsolatban van a felszíni rétegekkel. A triász hévíztároló összlet a Dunántúli-középhegység területén felszínen lévő karbonátos képződményeken keresztül beszivárgó vízből, kapja utánpótlását. A beszivárgó csapadékvíz kényszerpályák útján a mélybe áramlik, miközben egyre jobban felmelegszik. A főkarsztvíztárolót a peremeken a karsztvíz nyu¬ galmi szintjénél magasabb térszíni helyzet vízzáró, felső-kréta és paleogén kép¬ ződmények fedik, s így a főkarsztba beszivárgott csapadékvíz túlnyomó része csak a medencealjzatban áramolva juthat el a megcsapolásokhoz, illetve a hegy¬ ségperemeken szerkezeti vonalak mentén juthat a felszín közelébe. A vízmozgás olyan kényszerpályák mentén történik, amelyet alapvetően a karsztosodott alaphegység felszíne, illetve a karbonátos összlet felett települő vízzáró medenceüledékek feküfelszíne határoz meg. A feltolódások és áttoló- dások miatt a vízvezető karbonátos kőzettömegek folytonosságát helyenként vízrekesztő mezozoos rétegek, és ezek szerkezeti zónákba becsípett, elvonszolt rétegei szakítják meg, így az egyes törések vízvezető képessége korlátozott le¬ het. A kőzettömegben tározott karsztvíz jelentős része csak a feltolódás-sorok csapása mentén mozoghat a tárolóban a természetes megcsapolások felé, A jó vízvezető zónák főleg az ÉNY-DK irányú haránttörések, míg a hegység csa¬ pásirányával párhuzamos hosszanti, ÉK-DNY-i irányú törések többsége vízre¬ kesztő jellegű. A hévízkutak legfontosabb adatait a II. táblázat mutatja be. Jelentőségük miatt fontos külön megemlíteni a Budapesten és környékén ta¬ lálható hévforrásokat, és hévízkutakat melyek szintén a Dunántúli-középhegy¬ ség főkarsztvíz-tárolóját csapolják meg (III. táblázat). A Duna mentén kialakult szerkezeti zóna lehetőséget biztosít a kiemelt karsztos területeken beszivárgott, és a mélybe áramlás közben felmelegedett víz felszínre jutására. A szerkezeti öv mentén azonban a közeli beszivárgási területekről hideg víz áramlik a meg- csapolási helyek felé. A meleg és a hideg víz keveredési arányának megfelelően különböző hőmérsékletű források, gyakran forrás csoportok jelennek meg. Az észak-magyarországi paleogén medencét kitöltő paleogén és neogén üle¬ dékekben nem alakult ki említésre méltó hévíztároló rendszer. A 35 °C-nál ma¬ gasabb hőmérsékletű jelentős vízadó képződmények ritkák, nem rendelkeznek megfelelő utánpótlással. Nagyobb hozamú termálvíz beszerzésre csak a mezo¬ zoos alaphegységi főkarsztvíztároló alkalmas, elsősorban azokon a területeken, ahol az alaphegység 1000 m-nél nagyobb mélységben helyezkedik el. RotArné Sz. Á.: Geotermikus potenciál Magyarországon 493 Geotermikus potenciál térkép Az egységes vizsgálati módszer kiala¬ kítása során figyelembe kellett venni az egyes országokban rendelkezésre álló adatok eltérő jellegét, valamint a hévíz¬ tároló képződmények országonként el¬ térő részletességű megkutatottságát. Részletes értékelésre ezért nem volt le¬ hetőség, így célunk a térség geotermikus jellemzőit általánosan bemutató geoter¬ mikus potenciál térkép megszerkesztése volt. Az együttműködés végeredménye¬ ként megszerkesztett 1:200 000 méret¬ arányú térkép (1. ábra)* a termálvíz el¬ érhető legmagasabb hőmérséklet el¬ oszlását mutatja be. A várható legma¬ gasabb hőmérséklet meghatározására négy hőmérsékleti tartományt különí¬ tettünk el (<20 °C, 20-50 °C, 50- 100 °C, >100° C), A szerkesztés alapját a feltárható hévíztároló összletek tér¬ beli határai, illetve a már meglévő hé- vízkutakban mért, vagy réteghőmér¬ sékletek határozták meg. A szerkesz¬ téshez figyelembe vettük továbbá a te¬ rületen található szerkezetkutató fúrᬠsok és szénhidrogénkutató fúrások adatait, az esetleges mért paramétere¬ ket. A hasadékos mezozoos tároló rendszerben uralkodó hőmérsékletek meghatározásánál figyelembe vettük a főkarsztvíztároló geotermikus jellem¬ zőit ábrázoló térképet {LORBERER 1987). A Kisalföldi-medence területén ten¬ gerszint alatt 1000 m mélyen 50-60 °C, 1500 m mélyen 65-80°C között válto¬ zik a hőmérséklet, míg a medence köz¬ ponti területén 2000 m mélységben a 90 °C-ot is meghaladhatja. * A dolgozat térképmellékletét lásd a kötet végén. A budapesti hévízkutak legfontosabb adatai The most important data ofthe geothermal u/ells of Budapest Ili. táblázat-Table III Hévíz- kataszteri szám Hely Kút száma Építés éve Talp (m) Nyugalmi vízszint (m) Vízhozam (l/p) Kifolyóvíz hőmérséklet °C Mélységi hőmérséklet °C Hőmérséklet¬ mérés mélysége °C 20-18 Lukács fürdő 8 1956 41,5 -0,5 1600 60 20-2 Gellért fürdő 13 1927 142,0 -10,0 0 50 20-20 Margitsziget (XIII.K) 19 1868 118,5 9,5 11000 43,8 20-21 Margitsziget 20 1936 310,7 9,0 5000 71 20-22 Margitsziget 18 1942 236,5 6,5 6000 41,6 20-23 Szabadság fürdő 14 1944 126,0 9,5 6200 36,5 20-24 Elektromos művek 16 1947 196,0 2,9 611 41 20-25 Városliget (XIV. kér) 21 1878 970,0 13,5 600 73.9 20-1 Tétényi üt (XI. kér) 15 1943 536,0 4,2 500 49 20-26 Városliget 13 1936 1256,0 17,0 6000 76,3 20-11 Rudas fürdő 3 1932 115,0 86 45 20-27 Csepel (XXI. kér) 10 1959 1100,0 7,5 1700 45 20-13 Lukács fürdő 9 1956 25,0 -1,2 30 49 20-28 Csepel 19 1961 1135,0 7,6 1200 45 20-16 Lukács fürdő 10a 1919 22,2 -2,3 49 20-29 Zugló 24 1965 1735,0 10,0 1000 69 20-3 Rudas fürdő 9 1940 27,3 -0,5 78 42,3 20-30 Gellért rakpart 38 1968 5,0 -8,2 1037 45 20-32 Gellért rakpart 36 1968 10,4 -1,9 432 37 20-33 Elektromos művek 43 1973 280,0 1,4 1500 43 46 268 20-12 Várkert (I. kér) 10 1938 261,0 16,5 410 45 20-34 Budafok (XXII. kér) 68 1970 2001,0 1,2 450 52 63 2001 20-17 Lukács fürdő 12 1956 135,2 0,9 2000 63 494 Földtani Közlöny 128/2-3 Hévíz- kataszteri szám Hely Kút száma Építés éve Talp (m) Nyugalmi vízszint (m) Vízhozam d/p) Kifolyóvíz hőmérséklet °C Mélységi hőmérséklet °C Hőmérséklet¬ mérés mélysége °C 20-35 Pesterzsébet (XX. kér) 137 1977 664.0 8,2 2300 45 46,5 550 20-10 Rácz fürdő 11 1934 7.0 45 20-14 Lukács fürdő 11 1956 73.2 -1,9 1728 58 20-36 Margitsziget 47 1978 105.0 2,5 16500 37,5 37,8 103 20-37 Lukács fürdő 60 1979 119.0 -1,0 1800 46 20-38 Közraktár u. (IX. kér) 39 1980 650.0 0,6 1000 44 51 650 20-39 Kvassay J. út 38 1980 559.0 5,5 840 48 53 558 20-4 Rudas fürdő 8 1943 36.0 -4,1 168 39,6 20-9 Rácz fürdő 2 1935 94.0 216 44 20-40 Apenta 46 1980 997.0 12,0 2500 62 65 995,2 20-42 Engels tér (V. kér) 21 1982 766.0 0,1 590 51 56 719 20-43 Gellért-rakpart 48 1969 21.5 -2,1 1400 42 20-44 Gellért-táró 4 1969 3.1 -0,5 800 44 20-45 Gellért-táró 50 1969 15.1 -0,6 1400 43 20-46 Gellért-táró 51 1969 3.3 -0,8 1400 43,5 20-5 Rudas fürdő 4 1932 36.8 0,6 103 46,8 20-6 Rudas fürdő 5 1932 43.5 1,5 200 46,6 20-8 Rácz fürdő 1 1935 104.5 -0,8 200 46,2 20-41 GANZ-MÁVAG (X. kér) 63 1957 701.0 -23,1 380 30 20-7 Rudas fürdő 6 1932 40.0 -2,6 137 43 20-50 Apenta 52 1993 902.0 3,2 1550 64 20-49 Lukács fürdő 66 1991 161.0 -0,9 1500 41 Rotárné Sz. Á.: Geotermikus potenciál Magyarországon 495 496 Földtani Közlöny 128/2-3 A karbonátos tárolóban az áramlási pályákat elsősorban a törések, tektonikai vonalak határozzák meg, ezért a különböző mélységekben uralkodó hőmérsék¬ let területileg is igen változó. A mélyben áramló, felmelegedett víz feláramlási helyei a hegység peremi területeinek szerkezeti zónáihoz kötöttek. Ilyen zóna mentén találhatók a Duna-menti termáiis karsztforrások, illetve itt mélyültek a terület legfontosabb hévízkútjai is. Tovább nehezíti a hőmérséklet eloszlásᬠnak pontos meghatározását, hogy a feláramlási területeken a felmelegedett karsztvíz helyenként a beszivárgó hideg vizekkel keveredve jelenik meg. A hegyvidéki, beszivárgási területen nem áll rendelkezésre konkrét hőmérséklet¬ mérési adat, de a karsztvíz hőmérséklete feltehetően 1000 m mélységben sem haladja meg a 20 °C-ot. A kutatási területen a geotermikus gradiens értéke igen széles határok között változik. A Kisalföldi medence térségében értéke 3247 °C/km. A Dunántúli-kö¬ zéphegység területére a geotermikus gradiens értéke nem határozható meg. A termálvíz feltárás szempontjából perspektivikus területeket bemutató ge¬ otermikus potenciál térkép szerkesztéséhez nem vizsgáltuk a termálvízkészle¬ teket, sem pedig a kitermelhető termálvíz mennyiségét. A regionális kiterjedésű hévíztároló rendszerekbe történő bármilyen beavatkozás nagy távolságban érezteti hatását. Mind a neogén porózus, mind a mezozoos karbonátos rezer- voárokban a több évtizede tartó víztermelés miatt a sztatikus rétegnyomás csök¬ kenése figyelhető meg. Ez a nyomáscsökkenés az egész régióra jellemző, és együtt jár a nyugalmi vízszint csökkenésével, amely ma már több méteres nagy¬ ságrendű. A általunk szerkesztett térkép része és kiegészítése a DANREG kutatási te¬ rületre megszerkesztett térképsorozatnak, mely a térség széles körű informáci¬ ókat szolgáltat a földtani, alkamazott-földtani, geofizikai kutatások számára. Irodalom - References Dövényi, P. ( Horváth, F, Liebe, F, Gálfi, J,, Erkt, I. 1983: Geothermal conditions of Hungary - Geophisical Transaction 2911, 3-114 Franyó F,, Juhász Á., Deák JVL, Végh S., Bihari D„ Korpásné Hódi M., Rónai A,, Szűcs L. 1971: Magyarázó Magyarország 1:200 000-es térképsorozatához. - L-33-VI. Győr, MÁFI Kiadvány, Budapest 157 p. Jámbor Á., Moldvay L., Rónai A. 1966: Magyarázó Magyarország 1:200 000-es térképsorozatához. - L-34-II. Budapest, MÁFI Kiadvány, Budapest, 358 p, Korim K. 1973: A Kisalföld hévizei az újabb kutatások tükrében - Hidrológiai Közlöny 53/11., 492-500. Korim K. 1981: Üledékes medencében előforduló termálvizek kutatásának módszerei és eszközei - GEOINFORM 1981, MÁFI Kiadvány, Budapest, 102 p. Liebe F, Lorberer Á, 1982: A Kisalföld hévízföldtani viszonyai - Magyarhoni Földtani Társulat Kiadványa - Építésföldtani Ankét Győr, 1982. október 22-25, 143-158. Lorberer Á. 1977: Hidrogeológiai adatok a mélységi vizek mozgásviszonyainak ismeretéhez - Hidrogológiai Közlöny 57/9, 390M03. Lorberer Á. 1986: A Börzsöny- és a Cserhát-hegységek és előterük hévízbeszerzési lehetőségeinek összefoglalása - VITUKI, Kézirat 28 p. RotArné Sz. A,: Geotermikus potenciál Magyarországon 497 Lorberer Á. 1987: A rnezozőos karsztvíztároló geotermikus jellemzői (1:200 000), - VITUKI, Kézirat. Lorberer Á. 1987: A mezozóos főkarsztvíztároló geotermikus jellemzői. M=l:200 000 - VITUKI, Kézirat. Lorberer Á. 1996: Négyoldalú (szlovén-osztrák-szlovák-magyar) közös hidrogeológiai kutatás a Ny-Dunántúli határterületeken, különös tekintettel a íelsőpannóniai hévíztárolóra. - VITUKI, Kézirat, 37 p. Magyarország hévízkútjai I-VI. Kötet. - VITUKI Kiadvány, Budapest, 1988 p. Szentes F., VÍGH G., BöJTösné Varrók K., Dér SzOcs L. 1968: Magyarázó Magyarország 1:200 000-es térképsorozatához. - L-34-I. Tatabánya, MÁFI Kiadvány, Budapest, 158 p. Földtani Közlöny 128/2-3, 499-518 (1998) Budapest A Kisalföldi és a Gerecse-peremi Duna-teraszok nehézásvány vizsgálata Heavy mineral analyses of the Danube-terraces of the Gerecse-margin and the Little Hungárián Piain, Hungary CSAPÓ László 1 ( 8 ábra, 2 táblázat) Abstract The interpretations of the formations of the Danube in the Little Hungárián Piain, and Gerecse-margin are nőt homogeneous. The different models are nőt convincing enough to identify the outcrops and the terraces. To explain the geological formations of the area this study summerises the micromineralogical peculiarities of the gravel outcrops of the region, The outcrops of the young terraces (II/a-II/b ) of the Little Hungárián piain show little variety of heavy mineral distributions, while the older (terrace IV.) formations are different and can be characterized by a lower content of garnet. The differences among the heavy mineral spectra were formed during the preparatíon. The weight of the magnetic fractions of the samples have crucial effect upon the result of the analyses. On the basis of this fact it can be stated that - in the Danubian sediment of the area - the differences between the younger terraces and the terrace IV., and older gravel levels, are due to the different weight proportion of the magnetic fractions. This means a lower quantity of garnet in the heavy mineral spectrum. The reason fór these differences is probably the fact that II/a-II/b and IV-VI terraces are partly from different source areas. At the time (Early Pleistocene) of the deposition of IV, and older gravel levels, the deposits of the others rivers (fór example from the Carpathians) played a big part in sedímentation. Inside the area analysed, the most varied developments appear on the bordér of the Gerecse Mountains. Taking intő account the effect of the river Danube in Gerecse, we can distinguish 3 areas: the northern margin of the Gerecse, the western margin of the Gerecse, and the Lábatlan region. The northern margin of the Gerecse reflects a strong Danubian effect (i.e. they reflect a similar pattern to II/a-II/b terraces in the Little Hungárián Piáin). The terraces in the Lábatlan region have a combination characteristic of Gerecse Mountains, the heavy mineral spectrum of the western margin of the Gerecse is the same as the outcrops of the terraces (IV-VI) of Győr-Tata. The outcrops of the catchment area of the Által-ér bordering the western side of Gerecse Mountains are heterogeneous, while the micromineralogical peculiarities of the upper and the lower regions are significantly different. This is probably due to the fact that the upper region has been affected by the Oligocene-Miocene formations (Csatkai F.) of the Vértes Mountains, while the lower region - showing a high content of magnetite, ilmenite - has been affected by the Cretaceous clastic formation (Lábatlan F.) of the Gerecse Mountains. Manuscript received: 10. 09. 1998 1 Nyugat-dunántúli Környezetvédelmi Felügyelőség, H-9700 Szombathely, Vörösmarty u. 2. 500 Földtani Közlöny 128/2-3 Összefoglalás A Duna kisalföldi és Gerecse-peremi képződményeinek értelmezése nem egységes, a különböző modellek nem adnak megnyugtató megoldást a feltárások és a teraszok beazonosításához. E munka keretében összefoglalásra került a terület kavicsos feltárásainak nehézásványspektruma, mely segítséget nyújt a terület földtani képződményeinek értelmezéséhez. A kisalföldi fiatal teraszok ( II/a-II/b.) feltárásainak nehézásványösszetételei egymáshoz igen hasonlóak, az idősebb ( Győr-Tatai teraszvidék IV-VL) teraszai ezektől eltérnek, lényegesen alacsonyabb gránáttartalommal jellemezhetők. Ezen nehézásványspektrumok közti különbségek már a mintaelőkészítés folyamán kimutathatók, a minták mágneses frakcióinak tömege döntő módon befolyásolja a nehézásványvizsgálat eredményét. Ennek alapján megállapítható, hogy a terület dunai üledékei közül a fiatalabb teraszok ( Il/a-II/b.) és a IV-VI. sz, terasznak tekintett kavicsszintek közti eltérést a frakciók tömegeloszlása közti különbség okozza, mely 4 nehézás- ványspektrumban kevesebb mennyiségű gránátot jelent. Az eltérés valószínű oka, hogy a II/a-II/b. és a IV-VI. teraszok részben eltérő lepusztulási területről származnak. AIV. sz. és ennél idősebbnek tekintett kavicsszintek lerakódása idején egyéb (pl. kárpáti) folyók üledékei nagyobb szerepet játszhattak az üledékképződésben. A vizsgált területen belül a legváltozatosabb kifejlődések a Gerecse peremén jelentkeznek ("közelhegységi hatás"). Ezen belül a dunai hatás mértékét figyelembe véve három terület különíthető el: Gerecse É-i perem, Gerecse Ny-i perem, Lábatlan környéke. A Gerecse É-i előtere erős dunai hatást tükröz ( hasonlít a kisalföldi II/a-II/b. teraszokhoz), a lábatlani terület teraszai a Gerecsére jellemző összetételűek (törmelékes kréta). A Gerecse Ny-i előterének nehézásványspektruma azonos a Győr-Tatai teraszvidék (IV-VI.) feltárásaival. A Gerecse Ny-i oldalát határoló Által-ér vízgyűjtő feltárásai heterogének, lényegesen eltérnek az alsó és felső szakaszának mikrominerológiai jellemzői. Ez valószínűleg annak következménye, hogy a felső szakasz a Vértes oligomiocén (Csatkai F.) képződményei, míg az alsó szakasza - magas magnetit-ilmenit tartalom - a Gerecse kréta törmelékes kifejlődés (Lábatlani F.) hatása alatt áll. Bevezetés Magyarország legismertebb, legtöbbet vizsgált és legtöbb problémát felvető teraszvidéke a Duna kisalföldi és Gerecse-előtéri teraszrendszere. A közel nyolc¬ van éves kutatási időszak alatt a kutatási módszerek bővülésével a területről eltérő értelmezések keletkeztek. ChOLNOKY (1925) az üledékek térbeli elhelyezkedése alapján két Duna teraszt különböztetett meg. Az 1920-s években előtérbe került Duna-völgyi kutatások során KÉZ (1934a, 1934b) a Duna Győr-Budapest szakaszáról öt átmenő teraszt ismertetett. SZÁDECZKY-KARDOSS (1938) kisalföldi munkájában hat teraszt vélt kimutathatónak. PÉCSI (1959) a Duna Gerecse-előtéri szakaszán hét, a kisalföldi szakaszán kettő, az átmeneti területeken kettő-öt teraszt különített el. A Magyar Állami Földtani Intézetben a kilencvenes évek elején indult DANREG program keretében a területet újratérképezték, ennek során az elmé¬ letek közti eltérés, mint gyakorlati probléma jelentkezett. Nehéz a feltárások és a teraszszámozás egymáshoz rendelése (pl. a 17. sz. feltárás Pécsi szerint a IV. sz. teraszhoz, Hahn szerint a III. sz. teraszhoz, Moldvay szerint a Il/b. sz. teraszhoz tartozik (HAHN 1972 ), a lepusztulás miatt a gyengén fejlett terasz¬ rendszerek igazolása, a nyolcvanas évek végén végzett kutatások eredménye- Csapó L.: Gerecse-peremi Duna teraszok nehézásvány vizsgálata 501 inek (Hahn 1989; KROLOPP 1991) keretbe illesztése, ezeken keresztül kérdéses a modellek megalapozottsága. Ezen problémák megoldásához, a terület földtani képződményeinek értelme¬ zéséhez szükséges vizsgálatok keretében készült el a különböző teraszok ne- hézásványvizsgálata. Földtani felépítés A vizsgált terület a Duna jobb partján Győr és Lábatlan között helyezkedik el, déli határa a Dunántúli-középhegység északi előterében húzható meg (2. ábra). Fig. 1 The drainage pattern of the region, with the sampling places A Duna-völgy ezen szakasza az Alpok, Kárpátok és a Dunántúli-középhegy¬ ség közös üledékgyűjtője. Az alaphegységet a Keleti-Alpok kristályos palái és a Dunántúli-középhegység mezozoos képződményei építik fel melyek az ÉK- DNy irányú Rába-vonal mentén főgázodnak össze. Az alaphegység mélysége a neogén üledékképződés súlypontjában a 8000 m mélységet is meghaladja (NEMESI et al-1994), a Komárom-Pápa vonalban hozzávetőlegesen 1000 m mély¬ ségben húzódik, majd a Dunántúli-középhegységben felszínre bukkan. A terület DK-i része az oligocén folyamán megsüllyedt és az alaphegységre több száz méter vastag limníkus-fluviális durvatörmelékes sorozat települt (Csatkai F.). 502 Földtani Közlöny 128/2-3 A Kisalföld medencéje (északi rész) az alsó-miocénben (Paratethys) jött létre (VASS et al. 1990), majd fokozatosan dél felé terjeszkedett. A szarmata végén (12 millió év) a Pannon-medence elveszítette összeköttetéseit a világtengerek¬ kel, kialakult a Pannon tó, mely mintegy 7 millió éven át létezett. A pannon során nagyvastagságú agyagos-homokos üledéksor képződött, a partmenti sᬠvokon alapkonglomerátummal. A tó a pliocén elejére teljesen feltöltődött, végső feltöltésében a folyók (Duna, Morva, Vág, Garam, Zsitva, Nyitra ) is részt vettek (keresztrétegzett homokos rétegsorok). A Duna a pliocén végén a Gerecséig kiterjedően jókora hordalékkúpot épített (A Gerecse központi része a Pannon tó legnagyobb kiterjedése idején is szárazulat volt) és bevágódott a Visegrádi szorosba, részben elrombolva a Ny-Kárpátokból eredő folyók hordalékkúpját. Korábban SZÁDECZKY-KARDOSS (1938) a pliocén végén a Duna déli folyását valószínűsítette, a Dunának tulajdonított kavicsoknak (Biliege) azonban pannon fedője van (Hahn 1989; PÉCSI 1991), így a Duna déli folyása nem bizonyítható. A Duna teraszainak kialakulása kora-pleisztocénban következhetett be (MOL¬ NÁR P. 1995) miután a Kisalföld a pleisztocén folyamán végig süllyedt, míg a Győr-Tatai teraszvidék a süllyedésből kimaradt. Terasznak azokat az egykori folyóvízi völgytalpakat tekintjük, melyek a folyó jelenlegi völgytalpánál magasabb helyzetben találhatók és általában in¬ verz sztratigráfiával jellemezhetők (Győr környékén a feltárások (41, 39, 51) szerint még normál sztratigráfia érvényesül). Az elméletek szerint terasz tek¬ tonikai és/vagy klimatikus okok miatt keletkezhetett. Az éghajlati változások - melyek glaciálisokban és interglaciálisokban fejeződtek ki - jól egybevágnak a Föld pályaelemeinek változásaival (MlLANKOVICH 1930; BACSÁK 1955). A teraszképződés klimatikus elmélete szerint az eljegesedések alatt a folyók völgyei törmelékkel feltöltődnek, melyből az interglaciálisok idején a megnö¬ vekedett vízmennyiség nagyobb eróziós munkája teraszt alakít ki. A teraszok morfológiailag markánsan jelentkeznek, ha a klímaváltozást megelőző szakasz hosszú. Teraszokat csak jelentős vízhozamú folyók alakítottak ki, a kisebb víz¬ folyások (Által-ér ) reagáltak ugyan az éghajlatváltozásra, de a feltöltött völgy¬ hálózatukból nem véstek ki völgyeket, hanem a kéregmozgásoknak megfele¬ lően más területre helyezték át medrüket (MIKE 1991), ugyanakkor PÉCSI (1973) szerint az Által-ér öt teraszos völgyet alakított ki. A teraszok Győrnél, a Kisalföld medencéjének peremi vetőjénél jelennek meg és Budapest déli részéig nyomozhatok, Győrtől Gerecséig széles sávban, PÉCSI (1959) szerint a legidősebb kavicsszintek (29, 30, 31) egy-egy feltárásban jelen¬ nek meg és csak a hegységi szakaszon. KROLOPP (1991) vizsgálatai szerint az kora-pleisztocén (Pécsi szerint VI. sz.) terasz Győr és Tata között is megvan (23, 39, 46). A feltárások kavicsszintjeinek besorolását (PÉCSI 1959 szerint) és a magassági adataikat a 2. táblázat tartalmazza. A Duna IV. sz. teraszának kép¬ ződését követően szakaszosan alakult ki az Által-ér, mely egyike azon vízfo¬ lyásoknak, melyek a Vértes É-i előterében található kavicsos üledéket ÉNy-i illetve K-i irányba szétterítették (JÁMBOR & KORPÁS 1969; JÁMBOR 1980). A ki¬ salföldi és a Gerecse-peremi kavicsos képződmények kutatási eredményeinek értékelése ellentmondásos. MOLNÁR P. (1995) szerint PÉCSI (1959) hét teraszos Csapó L.: Gerecse-peremi Duna teraszok nehézásvány vizsgálata 503 modelljéből a VI. és VTI. számú nem terasz, erre PÉCSI is hajlik (PÉCSI et. al. 1980). HahN (1989) szerint a dél-pesti területen az V. sz. kavicsszint a pannon agyag alá bukik (Cinkota, Ilona-telep), a pannon fekü fölött csak három kavicsz- szint mutatható ki (Őcsa), tehát az idősebb terasznak tartott kavicsszintek egy része pliocén. Molnár P. (1995) szerint kb. 730 ezer évre tehető a IV. sz. terasz üledékeinek lerakódása, a III. sz. terasz kifejlődése bizonytalan, a Il/b. sz. terasz lerakódásának kora riss (PÉCSI szerint korábban würm eleji, később riss végi), a Il/a. terasz lerakódásának kora 60 ezer év ( PÉCSI szerint würm második fele). Mintavétel és mintaelólcészítés A kavicsszintek a Dunával párhuzamosan helyezkednek el, feltártságuk kü¬ lönösen a Gerecse előtérben elégtelen. Közvetlen vizsgálatukat akadályozza, hogy a teraszok morfológiailag könnyen pusztuló képződmények illetve meg¬ maradásuk esetén vastag fedő alatt helyezkednek el. Irodalmi adatok és értel¬ mezések alapján a vizsgált területen 42 feltárást sikerült azonosítani, melyek valamelyik kavicsszintet tárják fel. Ezen feltárásokból valamint a Duna jelenkori árteréről a kontrollanyagokkal együtt 51 db mintát vettem (2. ábra). - Az ártéri szintről 5 db minta. A 3. sz. minta a parti habzásból, a 35. sz. mintában sok volt az antropogén (bitumen ) törmelék. - A Il/a. teraszból 8 db minta. A 8, 44, 49 feltárások fehéres-szürke, az 5, 6, 9, 10. feltárások sárgásszürke kavicsanyagot tártak fel. A 8. erősen homokos kifejlődésű. - A II/b. teraszból 8 db minta. A feltárások sárgásszürke kavicsanyagot tár¬ tak fel, a 16. kissé zöldesszürke. A 39. sz. feltárásban a IV. sz. terasz is megvan. - A III. sz. teraszból 3 db minta. Csak Lábatlan környékén varrnak feltárásai, A feltárások kavicsanyaga fehér színű, szögletes (48. kerekített), édesvízi mész¬ kőtörmeléket is tartalmaz. - A IV. sz. teraszból 14 db minta. A 25-26. minták egyazon feltárás alsó (25.) és felső (26.) szintjét jellemzik. A 34. feltárás besorolása bizonytalan. A 20, 21, 22, 24, 51. feltárások sárgásszürke, a többi világosszürke kavicsanyagot tár fel. A lábatlani minták nagyon rosszul kerekítettek, a 34. főként tűzkő törmeléket tartalmaz. A 37, 50. feltárások PÉCSI (1959) szerint magasabb szintről suvadtak le, uralkodóan édesvízi mészkőtörmeléket tartalmaznak. A feltárások Sashegy- puszta és Neszmély között általában keresztrétegzett homokra települnek. - Az V. sz. teraszból 2 db minta. PÉCSI (1959) a Győr-tatai terasz-szigethegyek feltárásaiban nem választotta szét a IV. és V. szintet, így a IV. teraszból vett minták egy részét helyesebb IV-V. jelzéssel szerepeltetni (I. táblázat). - A VI. sz. teraszból 2 db minta a Gerecse Ny-i pereméről. - A VII. sz. teraszba sorolt képződményeknek mintavételre alkalmas feltárása nincs. - Az Által-ér alsó szakaszáról egy (15.), a középső szakaszáról kettő (38, 40.), felső szakaszáról (32, 33, 42.) három mintát vizsgáltam. A 32, 42, 38. feltárások zöldesszürke kavicsanyagot tárnak fel, 33. erősen mállóit, vasas kifejlődésű. A 504 Földtani Közlöny 128/2-3 33, 32. feltárásokban a kavicsanyag egy része gyengén kerekített, 38, 40, 15. édesvízi mészkőtörmeléket tartalmaz. - 3 feltárásból ismételt mintavétel történt (kontrollminták). Mintavétel a teraszok aprókavicsos-homokos kifejlődéséből történt, ugyanis ez a szemcseösszetétel biztosítja a teljes nehézásványspektrumot (Molnár B. 1969). A mintavételre két fázisban került sor, először 1994-ben ekkor a 33 db minta súlya egyenként 40 kg volt, illetve 1996-ban, amikor a 18 db minta súlya egyenként 20 kg volt. A minták összehasonlíthatóságát az azonos helyről vett kontrollminták biztosítják (11-47. (Csém), 32-43. (Dad) és a 16-45. (Agostyán)). A minták nedves szitálás (0,4 mm) után spirálszeparátoros dúsításon estek át. A spirálszeparálás során a vizes zagyként 4 mm-s szitán keresztül feladott anyag a 4 m hosszú spirálkarokon sűrűség szerint differenciálódik, a nehezebb rész a spirál belső, a könnyebb a spirál külső ívére kerül. A spirálkarok legbelső ívén külön csatorna fut, melyben tiszta víz áramlik és az erre alkalmas helyeken átbukik a vizes zagyot tartalmazó csatornába, keresztirányban a zagyot szétte¬ rítve segítette elő a differenciálódást. A spirálkarok végén a nehezebb és könnyebb részek elválasztó ékkel elkülöníthetők. A spirálszeparátoros dúsítás után mintánként 0,2-2 kg anyag maradt. A mintaelőkészítés folyamán az első szakaszban vizsgált 33 minta bromofor- mozására a mágneses szeparálás után került sor, így a bromoformos leválasz¬ tásban csak a diamágneses frakció vett részt, a második szakaszban vizsgált 18 db minta esetében a teljes tömeg bromoformozásra került, a mágneses sze¬ parálást megelőzően. Egyéb eltérés a két mintaelőkészítés során nem volt. A minták maratását a limonit és a karbonáttartalom megismerése végett mellőz¬ tem. A minták szemcseloszlásának függvénye a vizsgálandó tartomány. MOLNÁR B. (1969) vizsgálatai szerint aprókavicsos-durvahomokos minták nehézásványsprektuma akkor hasonlítható össze ha a 0,1-0,2 szemcseátmérőjű tartományt vizsgáljuk. A szárított anyag 0,125-0,25 mm átmérőjű részét a mágneses szeparátor ferro- mágneses (F), három db paramágneses (Pl—PII—PIII) és diamágneses (D) frak¬ cióra osztotta. A mágneses szeparálás legnagyobb előnye az ásványfelismerés megkönnyítése (gránátok elkülönítése). A nagy kiinduló anyagmennyiség miatt a mágneses szeparátor kiválasztásánál a gép teljesítménye került előtérbe, a tisztítás hatásfoka másodlagossá vált. A szeparátor három szabályozható para¬ méterrel rendelkezett: áramerősség (0-3 A), fordulat (0-140 fordulat/perc), el¬ választó ék (0-10). A szeparálás során problémát okozott a PII—PIII frakciók szétválasztása. A PII frakciót két fázisban tudtam leválasztani, így a leválasztási sorrend: F, Pl, PII (első fele), D, végül a PII (második fele) és a PIII. A nehézásványvizsgálat során (binokuláris és polarizációs mikroszkóp) frak¬ ciók szerint hét látómezőben elemeztem a területlefedés alapján az ásványok százalékos megjelenését. A karbonátok sósavas feltárás során kerültek megha¬ tározásra, a bizonytalan, de főásványként megjelenő szemcsék azonosításához röntgen-diffrakciós vizsgálatok társultak. Csapó L.: Gerecse-peremi Duna teraszok nehézásvány vizsgálata 505 N ehézásvány vizsgálat Az ásványok szállításában és a leülepedésében fontos szerephez jut a sűrűség. Ezért a nehézásvány-társulások hasznos genetikai információhordozók lehet¬ nek, eredménnyel használhatók a lepusztulási térszín valószínű összetételének, a lehordás irányának, a felhalmoz ód ási szintek elkülönítésének és kiterjedésé¬ nek megállapítására (HERMANN 1956; GEDEONNÉ RAJETZKY 1973; MOLNÁR B. 1963, 1964; CSÁSZÁR & ÁRGYELÁN 1994). A mintatér nehézásványtartaknában 20-25 ásvány ismerhető fel (2-3 főásvány (>10%), 2-5 mellékásvány (2—10%) és 15-20 járulékos ásvány (<2%)). Főásványként jelenik meg a gránát, karbonát és a bontott szemcse, esetenként a limonit, ilmenit, hornblende, kőzettörmelék. Homokos- aprókavicsos üledékekben csak 7 nehézásvány ( cirkon , turmalin, apᬠtit, gránát, staurolit, epidot, rutil ) fordul mindig elő, ezek egyben a legellenál- lóbbak is. A homokos üledékekben mindig előforduló 7 ásvány gyakorisága összességében 2-90%-ig változik, a gerecsei teraszok és a Győr környéki terasz- szigefhegyek nehézásványspektrumában kisebb részaránnyal jelennek meg. Szferulit névvel a nehézásványmintákban gyakran előforduló gömbölyű szemcséket illetjük. Általában feketék, fémfényűek, de lábatlani mintákban elő¬ fordulnak barnás színűek, sőt átlátszó sárgás színű változatok is. A szferulitok anyaga nagyon hasonlít a meteoritokéhoz, leggyakrabban a kréta korú kőze¬ tekhez kapcsolódva fordul elő (DETRE 1998). A nehézásványvizsgálatok ezt alᬠtámasztották, lábatlani mintákban dúsulnak, emellett gyakoriak a jelenlegi Du- na-parton is. Az ilmenit az Által-ér alsó szakaszán lévő mintákban dúsul, szintén gyakori a Győr környéki teraszsziget maradványokban, a magasabb helyzetű gerecsei teraszokban ritkább. A magnetit, amennyiben nem saját alakú kifejlődésről van szó, az ilmenittől szinte megkülönböztethetetlen. A magnetit mikrominerológiai értelemben a ferromágneses frakcióban lévő fekete opakásvány, az ennél pontosabb megha¬ tározással járó többletmunka nem áll arányban a nyerhető információval. A magnetitdúsulás részben hasonló feltárásokhoz kötődik, mint az ilmenit, kivéve Győr környékén, ahol visszaszorul az ilmenithez képest. Az Által-ér felső sza¬ kaszán a magnetit szinte teljesen hiányzik. A gránát domináns ásvány, rózsaszín-lilás megjelenésű, egyes változatok szín¬ telenek. Általában zárványmentes. Lézermikro-optikaí emissziós színkép- elemzés szerint főelemként a Si, Fe, Mg, Al, Ca jelenik meg, Cr hiányos. Több mintában Ti dúsulás észlelhető. A gránáttartalom az Által-ér felső szakaszán dúsul, majd a folyó mentén a Gerecse felé csökken, a Gerecse-peremi teraszok¬ ban újra 50-60% gyakoriságú. A magasabb helyzetű gerecsei teraszok és a Győr környéki terasz-szigetek gránáttartalma alacsonyabb, a fiatalabb teraszok grᬠnáttartalma magasabb (kivétel 10, 35.). A staurolit gyakorisága dunai eredetet jelez (PÉCSI 1959), az Által-ér vízgyűjtő területe, és a lábatlani terület alacsony gyakorisággal jellemezhető, a legfelső helyzetű, kőpitei teraszok (30, 31.) staurolit tartalma kiugró. 506 Földtani Közlöny 128/2-3 Az epidot szintén alacsony stabilitású ásvány, zöld és színtelen változata je¬ lenik meg. Gyakorisága szeszélyesen változik, hiányzik illetve alacsony gyako¬ riságú az Által-ér felső szakasza környékén és azon lábatlan! teraszokban, me¬ lyek közvetlenül paleogén rétegek felett helyezkednek el. Az epidothoz hasonló zoizit halvány sárgászöld színű, a dadi mintákban (32, 43.) magas arányban van jelen. A hornblende a lábatlani mintákban nagyobb gyakorisággal fordul elő, jelezve a gerecsei törmelékes kréta kifejlődését, e mellett a Győr környéki terasz-szi- gethegyeken is viszonylag gyakori, az Által-ér völgyi mintákban alacsony gya¬ koriságú. A karbonát általában sárgásfehér színű, jól gömbölyített szemcsékként jelenik meg. A karbonáttartalom nem mutat összefüggést sem a teraszok képződési korával, sem a Gerecse-Vértes karbonátos kifejlődéséhez nem ragaszkodik. Tel¬ jesen hiányzik a Győr környéki területről. A csillámok stabilitása eltérő, legkönnyebben a klorit mállik, aztán a biotit, legellenállóbb a muszkovit, a gyakoriság a mintákban ennek megfelelően alakul. A csillámok ott búsulnak ahol az aprókavicsos feltárás közelében homok is előfordul (24, 22, 51.). A bontott szemcse kifejezés kényszerkategória (GYURICZA 1994), a szemcsék a fizikai-kémiai folyamatok során olyan jelentős változást szenvedtek, hogy mik- rominerológiai módszerekkel nem határozhatók meg. Esetenként a minta 30- 50%-t is alkothatják, színük rendszerint fehér, színtelen, sárgás. Mikroszondás vizsgálat szerint földpát, gránát, epidot, egyéb szilikátok mállástermékei. Abon¬ tott szemcse kategória az értékelést korlátozó paraméter, az idősebb teraszok¬ ban nagyobb gyakorisággal szerepel, azaz összefüggést mutat a képződés ko¬ rával. A limonit-, leukoxéntartalom a bontott szemcsékhez hasonlóan a mállás fokát rögzíti, ez az idősebb teraszok értékelését nehezíti meg. A hipersztén vulkáni hatást jelez, valószínűleg pannon tufákból halmozódik át, sötétbarna-szürke megjelenésű, gyakorisága egyértelműen a Gerecse nyugati oldalához kötődik. Fekete változatát, melynek felületén általában rozsdavörös kéreg képződik ferro-hipersztén néven különítik el. A kőzetek a szállítás során nem mindig esnek szét szemcséikre, ez esetben kőzettörmelékként jelennek meg, az eredeti kőzet általában meghatározhatatlan. A piroxének, amfibolok gyorsan mállanak, így nehézásványtársulásokban vi¬ szonylag ritkán jelennek meg (Morton 1991). Értékelés A vizsgálat végeredménye két paraméter szorzataként jelenik meg. Az egyik paraméter valamely frakció tömege ( I. táblázat ) a másik a frakcióban előforduló ásvány gyakorisága, amely a mikroszkóp alatt hét látómezőben megfigyelt be¬ csült átlagérték (II. táblázat). Csapó L.: Gerecse-peremi Duna teraszok nehézásvány vizsgálata 507 A I. sz. táblázat értékelése Ahhoz, hogy valamely ásvány főásványként jelenjen meg, nemcsak valamely frakcióban kell uralkodó mennyiségben előfordulnia, hanem a frakció tömegé¬ nek is nagynak kell lennie, a teljes mintatömeghez képest. Pl. a magnetit a ferromágneses frakcióban általában 40-80%-os gyakorisággal jelenik meg, de miután ennek a frakciónak a tömege a minta össztömegének töredéke, a mag¬ netit a minta nehézásvány spektrumában 1% alatti gyakoriságban fordul elő, ilyen értelemben az ásványt tartalmazó frakció tömege preferáló jellegű. A grᬠnát százalékos megjelenését a nehézásványspektrumban elsődlegesen nem a paramágneses II. frakcióban előforduló gyakorisága befolyásolja, hanem ezen frakció tömegének és a minta össztömegének aránya. Bizonyos ásványok több frakcióban is előfordulhatnak (gránát, ilmenit, hornblende, epidot, staurolit, kőzettörmelék), ezek frakció szerinti gyakoriságát összegezni szükséges. A jᬠrulékos ásványok általában csak egy frakcióban fordulnak elő (magnetit, cirkon, disztén, rutil, turmalin, apatit ), gyakoriságuk a frakción belül is kicsi. A frakciók önmagukban ásványcsoportok, ezek egymáshoz való viszonyítása, ásványcsoportok viszonyát jelenti. A ferromágneses frakció színe fekete, 40- 80%-ban magnetit, kis tömegű. A paramágneses I. frakció színe fekete, 60-80%- ban ilmenit, kis mennyiségű. A paramágneses II. frakció nagy tömegű, színe vörös, 90%-ban gránát. A paramágneses III. frakció közepes tömegű, zöld színű, uralkodó ásványa igazára nincsen, itt koncentrálódik az epidot. A diamágneses frakció viszonylag nagyobb tömegű, színe színtelen-fehér, a bontott szemcse és a karbonát előfordulási szakasza. Miután a frakció tömegaránya az adott ásvány gyakoriságában index értékű, ezért a frakciók tömegarányai is jellemzőek a mintára, azaz a pontos nehézás- ványösszetétel ismerete nélkül is értékelhetjük a mintákat. Az 51. minta frak¬ cióinak tömegeloszlása négyféle, azaz négyféle módon történhet a nehézás- ványspektrum befolyásolása (2. ábra). A 2. ábrán látható A, B, C, D típusokat térben a 3. ábra jeleníti meg. Az A típusra a PII>PIII>D összefüggés, a B típusra a PIID összefüggés, a C típusra a PII>PIII o N E o jo apatit | karbonát | bont. szemcse | c X o -X jŰ E O S :5 !Ö > I Koppánvmonostor 0.1 0.1 5.5 + 0.2 0.2 0.2 28.1 6.0 0,4 o.t + 2 Dunaalmás. part + 0,1 5.8 0.1 0.2 0.2 22.9 4.9 0.1 0.3 0.7 3 Süttö. pari + + 1.7 0.1 0.2 0.1 4.7 1.7 0.2 + 0.1 4 Dunaalmás, Alsó-szíeet 0,1 3.9 + 0.2 17.8 5.8 0.3 + 0.2 0.6 5 Almásfüzitő. Naevkolónia 0.2 3.4 0.1 0.8 + 0.2 0.1 19.8 3.S 0.5 0.2 0.7 6 Almáspuszta 0.1 4- 6.5 0.2 + + 0.7 23.7 0.2 0.4 1.1 7 Naszály 0.1 11.7 0,1 <1,7 0.5 24.2 10.1 0.4 0.4 2,5 8 Dunaalmás.ÁItaí-éri k. bánva 0.5 6.2 + 1.1 0.1 0.1 0,2 25.5 24.0 0.4 0.4 0,3 9 Ács. Tei-hegy + 2.2 0,1 0.4 0,4 0.2 33,3 9.0 0.5 0.2 0.5 10 Szőnv, Puskaporos + 0.2 6.3 0.8 3.8 0.6 0.1 0.1 37,3 29.6 16.1 0,1 11 Csém 0.7 + 0.2 7.6 0,1 0.7 0.1 0,2 15.6 10.2 0.6 0.1 0.7 12 Bartusekpuszta 0.1 0.1 5.7 0.1 0,1 ■f 24.1 5.9 0,3 + 4- 2.2 13 Mocsa, Bo!doGasszonv-íó + 0.2 0.2 6,8 0.6 2,4 + 0,2 11,4 17,0 0,1 1.0 2.2 14 Grébicspuszta 0.1 6.8 0.2 0.1 02 54,8 5.5 + 0.1 0.8 15 Vértesszőlös -i- 1.4 0,5 0.1 0.3 0.4 u 50.8 0.2 0.1 2.2 0.5 IS Aeostván + 1,5 0,6 0.4 0,1 0.3 0,1 3,2 6.3 0,1 0,1 0.7 0.8 17 Neszmclv. Pap-heev 0.2 4- 0.1 5,1 0,1 0.3 0.1 0.1 31,5 13,3 0,4 0.2 0.7 18 Lábatlan. Cementgyár 0.4 12.3 0.2 0.8 0.2 0.2 36.7 10.1 0.6 0.5 0.6 1.0 19 Bana. Sínai-heev 0.2 + 3.5 0.1 1.3 0.5 0.1 0,1 22.5 23,3 0.4 9.9 1.5 70 Bana Ördöeásta-hesv 0,3 4.5 0.2 0,9 5.7 22.3 1.0 0.6 0.7 21 Bábolna. Nverees-besv 0.5 0.2 6,1 0,4 0,7 0,1 02 18,3 8.4 0.8 + 0.1 0.1 22 Mocsa-öreshe.ev 0.4 0.1 3.6 0.2 2.9 0.3 0.2 0.2 42.9 3.0 0.3 2.2 Í.O 23 Tata. Grébicsheev 0,5 o, 1 4.6 0.3 1.5 0.1 + 19.6 1,7 0.5 0.4 24 Dunaalmás, Betlehemi elás. 0,3 5.0 0.4 2.2 0.2 0.9 0.6 26.1 23.9 0.1 0.6 1.0 4.4 25 Lábatlan, Búzás-lleev K-l 0,2 + 26,7 0.1 0.2 0,1 15.3 8,5 0.3 1,9 0.2 1.0 26 Lábatlan, Búzás-heev íC*2 0,2 0.1 3,4 0.1 02 + 15.6 7.0 0.5 0.5 27 Lábatlan Búzás-heev É 0.1 9.9 0.2 0.9 0.1 9.8 17.0 0.3 46.7 0.2 0.6 28 Neszmélvi-völgv 0,1 4.8 0.1 0.6 + 0.3 34.6 21.1 0.3 + 2.1 29 Dunaalmás. Csúcsos-heav 0,7 7.3 0,1 1.0 0.2 0.6 0,6 9.5 11.9 0.4 0.3 0.8 30 KÖoite £ 1,0 2.4 0,1 1.7 0,1 0,3 15,9 41,7 0.1 19.3 0,8 3.1 31 K.őpite D 3.1 0.8 1,9 + 0.8 52.8 0.8 2,1 0.3 2.4 32 Dad 0,2 0.9 0.6 : 0.4 0.3 6.0 1.4 0.2 1.1 33 Szákszend 3.0 0,1 1 1.5 29.5 51.4 + 0.8 34 Lábatlan 2 + 0.1 0,1 0.2 0.1 0.8 0.3 0.2 5.5 35 Gönvü. part + 2.9 0,3 -h 6.7 13.6 0.3 2.7 0.2 36 Neszmélv, Korpás-heev 0,1 5,2 0.2 0.1 18.9 12.8 1.2 0.6 0.2 37 Neszmélv. Téelaevár 1 + 3.1 + 0.1 13.5 8.5 0.8 + 2.0 38 Kecskéd 4.5 0.1 + 0.1 12.9 3.9 0.5 0.2 0.2 0.2 39 Sashegy DNv 2,1 + 0,2 + 0,2 20,1 0.1 + 1,5 40 Tatabánva. Bánhida + 4.5 0.1 + + 11.6 7.7 0.3 0.4 41 Győr, Kakas-heev 0,1 10.0 0.2 0.2 31,4 + 0.1 1.0 4.5 42 Vérteskerhelv + 02 + 6.4 0.4 0.1 43 Dad, kontroll 0.1 u 0.2 + 0.1 0.5 8.4 0.3 2.6 44 Vaspuszta 4- 4.0 + 0.1 0.1 19.2 5.6 0.1 0.2 0.3 45 Aeostván. konroll 0.1 2.2 0.4 0.1 3.0 6.0 0.1 0.1 0.3 4.6 46 Sasheaypnszta + 0,5 17.3 + + 31.9 1,2 + 0.2 2.6 47 Csém, kontroli 0.2 6.5 0.2 + 0.1 2.4 22.8 0.7 0.5 0.8 48 Piszke 0,3 2.7 0.1 0.3 11.4 13,8 0,5 + 0.2 1.5 49 Gvörszentiván + 2.7 + 0.1 4- 15.7 13,6 1.2 0.1 1.9 50 Neszmélv. Téglaevár 2 0.1 4.4 0.1 + 23,8 5,9 2.0 0.2 2.8 Tiborháza 0.1 o.l 6.3 3.0 30 2 06 0 1 JLL. 0 í Csapó L.: Gerecse-peremi Duna teraszok nehézásvány vizsgálata 511 23 hematu | 5 E n ej öb E c oh c o c3 c •i D. O •3 í KoDPánvmonostor 1,3 o,i 0.2 3,2,9 + 0,3 1.8 3,3 0.1 0,1 2 Dunaalmás. part 0.4 0,1 0.3 60.2 + 0,2 1.2 1.0 0.4 1.0 Süttö. part 1.1 0,1 0.1 87,8 + 0,2 0,8 0.5 + 0,5 4 Dunaalmás. Alsó-sziget 0,3 0!* 0.1 62,3 0,2 0,3 4,9 2,0 0,5 0,3 5 Almásfilzitő.Naevkolónia 0.5 0,1 0,6 59.6 0,1 0,4 3.0 5,0 0,1 0.6 + 0,3 6 Almáspuszta 0.6 0.1 0.4 62,0 0,2 0,4 0,8 2.1 0.1 0,3 7 Naszáiv 0.6 0,1 0,4 38,6 0,1 0,9 4,6 3,6 0,4 0,4 8 D.almás.Által-ér k,bánva 0,5 +■ 0,5 37.6 0.1 0,3 1,4 0,7 0,2 o, 1 9 Ács. Tei-hegv 0,1 0.2 0,1 + 48,0 0,2 0,4 1,9 1,6 0.2 0,4 10 Szőnv, Puskaporos 0,6 0.1 0, 1 4- 3.2 0,1 0,2 0,1 0,4 0.1 0,1 11 Csém 0,7 0,2 0.3 50,2 0,1 1,8 5,9 2.4 1.1 0,6 + 12 Bartusekpuszta 0,3 0,1 0,2 53,1 0,2 1,7 2,i5 2,4 0,3 0,7 13 Mocsa, Boldoeasszonv-tó 0,3 0.2 + 31,0 oj 0.5 34 1,6 1.0 0,2 14 Grébicspuszta 0,1 0,9 0.6 0.5 18,0 0,6 2,6 3,2 3.4 0,7 0,7 is Vértesszőlős í 11,7 0,2 1.6 25,1 0,2 0,4 0,2 1,6 0.5 1,1 16 Asostván 17.2 0,3 5,7 52,0 0,3 0,7 IÁ 1,2 + 1.4 + 5,7 17 Neszmélv.. Pap-hegv 0,1 1,1 +■ 0,3 36,a 0,2 0,2 2 .3 6.5 0,2 0.3 IS Lábatlan, Cementgyár + 0.4 1.5 0,4 i,i 29.0 0,2 !,l 0,8 + 0,6 1.3 19 Bana. Sínaí-hegv 0,1 0,1 0,1 24.4 0,1 1,6 5,9 2.9 o.i 0.8 0.5 20 Bana Ördöeásta-heav 0.3 0.1 0,1 54,6 0,1 0,8 3,1 0,7 0.2 l,S + 21 Bábolna. Nverees-heev 0,3 0.2 0,1 45,9 0,1 2,0 4,5 + 10,2 0.3 0,4 0,1 11 Mocsa-Őreghegv + 0,4 0,2 + 34,1 0.1 0,8 4,5 1.2 0.6 1,0 11 Tata. Grébicsheev 1 0,1 0.3 0,4 + 53,8 0,2 2.5 1,4 0,2 9,9 0,9 0,5 74 D.almás. Betlehemi eláe. 0.4 0,5 0.1 20,1 0,1 1,1 l t 9 3.6 2.8 3,7 2% Lábatlan. Búzás-hesv K-l 1 0,1 0,8 1,2 0,6 36,7 0,1 1.7 0,5 3,1 2.2 0.6 26 Lábatlan. Búzás-hegv K-2 0,5 -0.2 0,2 0.5 64.0 0,2 0,3 3,1 2.4 0.6 0.5 + 27 Lábatlan Búzás-hesv É 0,5 1.3 0,4 0.2 6.8 0,1 2 ,? 0,1 + 0.3 1.7 7.8 Neszmélvi-völgv 0.3 0,2 0.3 29,8 0,5 0,2 0,6 2,6 0.4 1,! 0,1 ?,<> Dunaalmás, Csúcsos-hegy 1,3 0.3 0,2 53,6 0,1 0,6 4,2 1,8 1,1 + 2,6 30 Köpite É +■ 0.6 0,5 0.1 1.3 0.1 2,2 1,4 4.6 + 2.7 -h + 31 KőpJte D + 1.2 0.4 + 13,3 + 6,4 5,3 5.0 3.2 0.2 32 Dad 0.1 0.4 + 76,8 0,3 0,8 0,5 0,6 8,2 0.9 0,4 Szákszend 3,3 4,3 0,2 2,5 2.2 0,2 0,2 0,2 0.1 0.1 + 0,8 34 Lábatlan 2 0,2 90,5 +• 0,2 1,0 + 0,4 0,2 0.1 0.2 + 4 - 35 Gönvü, part + 2.6 7.6 + 6.9 51.8 + 0,6 0.5 1,9 0.6 0,1 0,4 36 Neszmélv. KLorpás-begv + 8.3 0,1 0,5 41.9 2.1 1,7 2,0 2,3 1.0 0,4 37 Neszmélv. Téelagvár l 0,1 4,8 0,1 0.3 59,4 0.6 0,4 3Á 3,0 0.3 0,3 38 Kecskéd 0,1 7,4 + o.s 64,5 0,4 1,3 0,1 2,1 0.3 0,1 39 Sashegv DNv i 0.6 6.8 + 0.1 62,5 0,2 1,4 1.6 + 2.4 0.1 + 0.1 + 40 Tatabánya. Bánhída 8.7 + 0,5 62,1 0,5 1.2 0,5 1.8 0.1 O.l 41 Gvőr, Kakas-begv 0,1 10.3 0,1 0,1 35.8 0,1 1,1 0,6 3,7 0.3 0.6 0.! 42 Vérteskethelv + 0.6 + 90,2 0,1 0,6 4 - + 1,1 0.2 + 43 Dad, kontroll 0.6 0, 1 74.4 0.1 1.1 0,6 0.2 8,8 0.7 0.3 44 Vaspuszta 3.1 0.1 64.6 0.1 0,8 0,7 O.S 0.3 0.2 + 45 Aeostván. kontroll 0,2 17.0 0,1 1.0 56.! 0.7 1,0 0,8 2.6 0.1 4,1 46 Sashegy puszta + 8.6 + + 31,4 0,1 1,6 1.1 2.4 0.3 0.6 47 Csém. kontroll 1.6 0.1 0,1 53.3 0.2 1,3 2,8 4.7 1.2 0.4 48 Piszke 0.1 8.3 0.4 55.4 0.1 0,3 1,7 + 1.9 0.2 0.5 49 Gvörszentiván 1.7 4- 0.1 58.2 0,1 1,2 0.5 +• 1.1 1.0 0.6 50 Neszmélv, Téglagyár 2 10.2 0.1 0,2 46.6 0,6 0.6 0,9 1.0 0.2 0.4 •* * — 40 6 JLL 1 1 JLL 512 Földtani Közlöny 128/ 2-3 3. ábra. A feltárások eloszlása a frakciók arányai szerint Fig. 3 The dispersion of the outcrops according to the weight proportion of the fractions - A IV. sz terasz feltárásai két csoportra bontva jelennek meg. A csoport egyik ágát a Gerecse Ny-i peremi feltárások és a Tatai-terasz-szigethegyek fel¬ tárásai képviselik. A csoport egyik ága megfelel a tömegeloszlás B típusának, a csoport másik ága a C és A típusok határán helyezkedik el, melybe a lábatlani és a Győr környéki teraszok tartoznak. - Az A típust a Duna komáromi öblözetének feltárásai és a 11. minta alkotja. A C típusba tartozik az említett IV. sz. terasz egy része, a Il/b. teraszok, az ártéri szint valamint az Által-ér mintái. - A III. sz. terasz 48. feltárása valószínűbb, hogy Il/b. - A leghatározottabb a II/b-II/a. és a IV. sz. teraszok közti különbség, mivel az a PII-PIII frakciók súlyának arányaiban jelentkezik azt jelentheti, hogy a két terasz nehézásványspektruma eltérő mennyiségben tartalmaz gránátot (ezt alá- Csapó L.: Gerecse-peremi Duna teraszok nehézásvány vizsgálata 513 Q 4. ábra. Feltárások eloszlása a frakciók tömegének arányai szerint Fig. 4 Dispersion of the outcrops according to the iveight proportion of the fractions támasztják részben a nehézásványspektrumok), vagy azt, hogy nem azonos frakcióba tartozó gránátot tartalmaznak, AIV, sz, terasz feltárásában előforduló gránátok kevésbé vasdúsak. Ennek eldöntésére készült lézermikro-optikai emisz- sziós színképelemzés nem bizonyult alkalmasnak a különbségek kimutatására, a bizonyításhoz mikroszondás vizsgálatok szükségesek, A fentiek szerint - mivel a nehézás vány-összetételének számításában a tömegeloszlás meghatározó - a minták nehézásványspektruma alapján az aláb¬ bi csoportok elkülönülése várható: Által-ér, IV. teraszon belül Győr környéke, tatai teraszhegyek-Gerecse Ny-i perem. Lábatlan. A II/a-II/b. teraszokon belül csak a Komáromi öblözet különül el, ettől K-re és Ny-ra a tömegeloszlás azonos. A Duna III-IV-V-VI. teraszai közt különbség nem várható. A II. sz. táblázat értékelése Az értékelés ezen része a feltárások nehézásványspektrumának hasonlóságán alapszik, ezen keresztül történt a területek szétválasztása. A II. táblázat eredményei és egyes irodalmi adatok közt eltérések tapasztalhatók, a különbség abban áll, hogy a korábbi vizsgálatok lényegesen alacsonyabbra határozták a terület kavicsszintje- 514 Földtani Közlöny 128/2-3 Q (a) Q (b) 5a, b. ábra. A kisalföldi, Gerecse-peremi és Vértes előtéri teraszok elhelyezkedése Fig. 5a, b The terraces in the Little Hungárián Piain, Gerecse-tmrgin and Vértes Foreland Csapó L.: Gerecse-peremi Duna teraszok nehézásvány vizsgálata 515 Kisalföld ll/a-ll-b teraszok/átlag/ egyé^ karbonát epidot gránát zöld staurolit amfibol Kisalföld IV. teraszok/átlag/ egyéb bontott szemcse 6. ábra. A kisalföldi teraszok nehézásványösszetételei Fig. 6 The heavy mineral spectra of the terraces of the Little Hungárián Piain inek gránáttártalmát (PÉCSI 1959; MOLNÁR B. 1964; HERMANN 1956). Ugyanakkor a Gyuricza (1994) és MIKÉ (1991) nehézásványvizsgálat adataival a II. táblázat adatai egybecsengnek. Az eltérés és a hasonlóság oka az eltérő, illetve azonos vizsgálati metódus lehet. (Ugyanazon folyó finomhomokos és kavicsos üledékei¬ nek azonos szemcseátmérőjű nehézásványtársulásai eltérőek (MOLNÁR B. 1969), kis és nagy tömegű minta nehézásvány összetétele szintén lehet különböző.) A különböző időpontban vett hasonló - bár sorrendiségében némileg eltérő - vizsgᬠlati metóduson átesett anyag nehézásványösszetétele azonos, a kiinduló anyag (40 ül. 20 kg) eltérő mennyisége nem hat zavarólag (A csémi kontrollpontban az ilmenit és az epidot valamivel nagyobb mennyiségben jelenik meg, a karbonát kisebb arányban). A II. táblázat alapján az alábbiak állapíthatók meg: - A jelenkori Dunapart és a Il/a és Il/b. terasznak tekintett képződmények (1, 2, 4, 5, 6, 7, 9, 10, 11, 12, 13,14, 47.) nehézásvány összetétele Ácstól Mocsáig, Dunaalmásig jellegében változatlan, 50-60% gránáttartalommal, 15-25% kar¬ bon áítartalommal, 5-15% bontott szemcse aránnyal, alacsony magnetoilmenit tartalommal jellemezhetők. Ezen a területen belül a 10. eltérő összetételű, ne- hézásványspektrumában a karbonát, bontott szemcse és a kőzettörmelék összege 80%-nál nagyobb arányú, gránáttartalma minimális. - A Kisalföld D-i részén a IV. sz. terasznak tekintett szigethegyek (19, 20, 21, 22, 23.) nehézásványösszetétele különbözik az előbb II/a-II/b. teraszok te¬ rületétől, relatíve kisebb gránáttartalommal jellemezhető (6. ábra). A terasz-szi- getsor Ny-i, Győr környéki vége (39,41,46,51.) ilmenitdúsabb, mint a Tatai-árok Ny-i oldalán elhelyezkedő, emellett bontottság, karbonát, gránát, hornblende, epidot tekintetében is jobban elkülönülnek a fiatalabb teraszok (35, 49, 44.) nehézásványspektrumától. - A Gerecsén belül a dunai illetve közelhegységi hatás mértékét figyelembe véve három területet lehet elkülöníteni (7. ábra). Az első csoportba (Gerecse É-i 516 Földtani Közlöny 128/2-3 perem) az erősebb dunai hatás érvényesül, nagy gránát és közepes mennyiségű staurolit tartalommal jellemezhető, a 3, 26, 36, 37, 48, 50. mintavételi pontok képviselik, a nehézásványösszetéte! a Kisalföldi II/a-II/b. teraszokhoz hasonlít. A második (Lábatlan) csoportba (18, 25, 26, 34.), mely területileg fedésben van az előzővel, az erős "közelhegységi" hatást tükröző minták kerültek, ezekre kis staurolit-, gránát- és epidottartalom és nagy hornblende arány jellemző vala¬ mint az alacsony bontott szemcse mennyiség. A harmadik csoportot (17, 24, 28, 29, 30, 31.), a Gerecse Ny-i peremén elhelyezkedő feltárások alkotják, melyek a dunai teraszrendszer legidősebb kavicsszintjei, magas bontott szemcse mennyiséggel, sok hiperszténnel, epidottal és staurolittal, valamint alacsony gránáttartalommal. Ezen feltárások nehézásványsprektuma a tatai terasz-szi- gethegyek feltárásaihoz hasonlít. - A Vértes É-i előterében elhelyezkedő mintavételi pontok (42, 33, 43, 32.) eltérő lepusztulási területre utalnak, ugyanis egymáshoz sem hasonlítanak. A32,43. min- 7. ábra. A gerecsei teraszok nehézásvány összetételei Fig. 7 The heavy mineral spectra of the terraces of the Gerecse Mountains tavételi pontok zoizit tartalmukkal ütnek el környezetüktől, a 42. és a 33. feltárások nehézásványspektruma gránát, limonit, ilmenit, hornblende, epidot tekintetében tér el. Külön csoportot alkotnak az Altal-ér alsó és középső szakaszán elhelyezkedő minták (8,38,40,15.), melyek magas magnetit és ilmenit tartalommal bírnak, kisebb a gránáttartalmuk, nagyobb a hipersztén és a staurolit mennyisége. Következtetések - Az eredmények csak azonos mintavételezésen és mintaelőkészítésen átesett mintákkal hasonlíthatók össze. - A minták tömegeloszlásának és nehézásványspektrumának értékelése ha¬ sonló, ez azt jelzi, hogy a különbségek már a mintaelőkészítés folyamán kiala¬ kulnak, s a frakciók eltérő tömegeloszlásában jelennek meg. Ugyanakkor az I. táblázat eredményeinek értékelését az 11. táblázat csak részben igazolja vissza. Csapó L.: Gerecse-peremi Duna teraszok nehézásvány vizsgálata 517 8. ábra Az Által-éri feltárások nehézásvány összetételei Fig. 8 The heavy mineral spectra of the outcrops of the Által-ér Ennek oka, hogy az I. táblázat , 3 paraméter (PII-PIII-D) értékeinek feldolgozᬠsával kialakult különbségek megoszlanak a II. táblázat 20-30 paramétere között, azaz ezen öszefüggések tisztázása bonyolultabb. - A minták tömegeloszlása alapján a következő teraszok mutathatók ki: ártér, II/a, Il/b, IV-VT, a minták nehézásványtartalmában csak a II/a-II/b. és a IV-VI. teraszok közti különbség mutatható ki. A nehézásványösszetételből nem kö¬ vetkezik a teraszok valószínűsíthető száma. - A nehézásványspektrum a IV. sz. teraszon belül ingadozik. A szint kiala¬ kulásakor jelentős különbségek voltak az adott szakaszhoz tartozó lepusztulási területek között, a szinten belül eltérő földtani kifejlődések interferálódnak. A II/a-II/b. teraszon belül a változatosság lényegesen kisebb. - A IV. sz. terasz és a III-V-VI. között nem lehet különbséget tenni, azaz jellegükben azonosak, ez azt jelzi, hogy hasonló földtani háttér mellett képződ¬ tek. A II/a-II/b és a IV. teraszok közti különbségek a lepusztulási környezetek közti különbségre vezethetők vissza, a IV. terasz anyagának lerakódása idején a Duna mellett más folyók (pl. Kárpátokból) üledékei is nagyobb szerepet ját¬ szottak az üledékképződésben. Erre utal, hogy a IV. teraszok feküje Sashegy- puszta és Neszmély között azon keresztrétegzett homok, mely képződésében a Kárpátok folyói is részt vettek. - Az Által-éri minták összetétele mind a gerecsei, mind a kisalföldi területtől eltér, az Által-ér alsó-középső (Tatai-árok ) és felső (Vértes É-i előtér ) szakaszán eltérő nehézásványspektrumok fordulnak elő. Ez valószínűleg annak következ¬ ménye, hogy a felső szakasz a Vértes oligomiocén (Csatkai F.) képződményei, míg az alsó szakasza - |magas magnetit-ilmenit tartalom - a Gerecse kréta tör¬ melékes kifejlődés (Neszmélyi F.) hatása alatt áll. A felső és középső szakasz mintáinak tömegeloszlása hasonló, ugyanakkor nehézásványtartalmuk külön¬ böző, ennek az a magyarázata, hogy a tömegeloszlás értékeléséhez használt frakciók (PII, PIII, D) nem tartalmazzák a nehézásványspektrumban megjelenő különbségeket (ilmenit, magnetit - F, Pl frakciók). Az Által-ér felső szakaszának feltárásai egymáshoz sem hasonlítanak, ezen a területen további részletesebb vizsgálatok szükségesek a lepusztulási területek azonosításához. 518 Földtani Közlöny 128/2-3 Köszönetnyilvánítás Jelen munka az OTKA T 016788 sz. projekt támogatása révén készült, ezúton szeretnék köszönetét mondani a projekt irányítóinak. Irodalomjegyzék-References Bacsák Gy. 1955: A pliocén és a pleisztocén az égi mechanika megvilágításában. - Földt. Közi. 85, 70-105. Cholnoky J. 1925: A folyóvölgyekről. - Mát. Term. Tud. Ért. 42, 101-110. Császár, G., Árgyelán, G. 1994: Stratigraphic and micromineralogic investigations on Cretaceous Formations of the Gerecse Mountains, Hungary and their palaeogeographic implications. - Cretaceous Research 15, 417-434. Detre Cs. 1998: A szferulák. Kozmikus események hírnökei. - Term. Világa 2, 71-73. Gedeonné Rajetzky M. 1973: Fosszilis folyóvízi üledékek mikrominerológiai spektrumának értel¬ mezése recens hordalékvizsgálatok alapján. - Földt. Közi. 103, 285-293. Gyuricza Gy, 1994: Mikrominerológiai vizsgálatok Paks térségében. - MÁFI Kézirat 50 p. Hahn Gy. 1972: Tata környékének geomorfológiai képződményei. - Földr. Ért. 21/4, 389-408. Hahn Gy. 1989: A magyarországi kavicsszintek és teraszok kronológiai átértékelésének gyakorlati jelentősége. - Földt. Kút. 32/4, 59-64. Hermann M. 1956: Kisalföldi és dunántúli pannóniai homok mikrominerológiai vizsgálata. - Földt. Közi. 86, 59-65. Jámbor Á, 1980: A Dunántúli- középhegység pannon képződményei. - MAPI Évkönyve 62, 259 p. Jámbor Á., Korpás L. 1969: A Dunántúli- középhegység kavicsképződményeinek rétegtani helyzete. - MÁFI Évi Jel. 1969-ről 75-92. Kéz A. 1934a: A Duna Győr-Budapesti szakaszának kialakulásáról. - Földr. Közi. 62, 175-193. Kéz A. 1934b: A Duna visegrádi áttörése. - MTA Mát. és Term. Ért. 713-751. Krolopp E. 1991: Kisalföldi folyóvízi képződmények Mollusca-faunája, - MÁFI Kézirat 16 p. Mike K. 1991: Magyarország ősvízrajza és felszíni vizeinek története. - Aqua Kiadó, Bp. 698 p. Milankovich, M. 1930: Mathematische Klimalehre. Hb. d. Klimatologie. 1. köt. Berlin 176 p. Molnár B. 1963: A Délalföldi pliocén és pleisztocén üledékek tagolása nehézásvány-összetétel alapján. - Földt. Közi 93/1, 97-107. Molnár B. 1964: A magyarországi folyók homoküledékeinek nehézásvány-összetétel vizsgálata. - Hidr. Közi 8, 347-355. Molnár B. 1969: A szemcsenagyság és a nehézásvány összetétel összefüggései. - Földt. Kút. 12/2, 8-17. Molnár P. 1995: Duna teraszok- Fejlődési modell, - MÁFI Kézirat 14 p, Morton A.C.1991: Geochemical studies of detrital heavy minerals and their application to prove- nance research. - Geological Society Special Publication 57, 31-45. Nemesi L. et al. 1994: A kisalföldi medence aljzatának és kéregszerkezetének kutatása az ELGI-ben 1982-90 között. - Geof. Közi. 39/2-3, 193-223. Pécsi M. 1959: A magyarországi Duna-völgy kialakulása és felszínalaktana. - Akadémiai kiadó Bp. 292 p. Pécsi M. 1973: Geomorphological position and absolute age of the Lower Paleolithic site at Vértesszőlős. - Földr. Közi. 21(97), 109-115. Pécsi M. et. al. 1980; A Gerecse hegység geomorfológiai szintjei. - MÁFI Adattár 84 p. Pécsi M. 1991 : A magyarországi Duna-völgy teraszai és szintjei. - In: Pécsi M.: Geomorfológia és domborzatminűsítés. MTA FKI kiadvány, Bp. 36-57. Szádeczky -Kardoss E, 1938: Geologie dér Rumpfungarlandischen kleinen Tiefebene - A soproni Bánya és Erdőmérnöki Főiskolai Közi. 10 (2). 444 p. Vass, D. et al. 1990: Out-lirie of Danube basin geology. - Földt. Közi 120, 193-214. A kézirat beérkezett: 1998. 09. 10. Földtani Közlöny 128/2-3, 519-530 (1998) Budapest Adatok a Duna-hordalékkúp és teraszok kapcsolatához Győr környékén New data on the Relationship between the Danube's Alluvial Fan and Terraces in the vicinity of Győr, Hungary Kaiser Miklós 1 - KROLOPP Endre 1 - Scharek Péter 1 (3 ábra) Abstract During the complex geological mapping of the Little Hungárián Piain (Kisalföld) - carried out with intemational co-operation (DANREG Programme) - the authors collectea new fossils, borehole data and showed that the disintegration of the laté Pleistocene Danube cone was initiated by renewing of the Rába tectonic line between the Győr Basin and the Győr-Tata terraee hills. The movements started at the end of Mindéi glaciation. Manuscript received: 21. 05. 1998 Összefoglalás A Kisalföld komplex földtani térképezése során és a DANREG nemzetközi földtani együttmű¬ ködés keretében a szerzők újabb faunaleletek begyűjtésével és a földtani-szerkezeti kép elemzésével kimutatták, hogy a Győri-medence és a Győr-Tatai-teraszvidék között, a Rába-vonal a mindéi glaciális végi felújulásával kezdődött a Duna kisalföldi hordalékkúpjának feldarabolódása. Bevezetés A vizsgált terület a Győr-tatai-teraszvidék Ny-i pereme és a Győri-meden¬ cének a teraszvidékkel szomszédos része. A Győri-medencét kitöltő hordalék¬ kúp üledékei a Rába-Mosoni-Duna-Öreg-Duna vonaláig jelentősen kivéko¬ nyodnak, ettől D-re felső-pannóniai rétegeken kialakult lépcsősen kiemelkedő teraszvonulatok sorakoznak. A táj kialakulásával SZÁDECZKY-KARDOSS (1938) és PÉCSI (1959) foglalkoztak korábban részletesen. Értelmezésük szerint a Kisalföld É-i részén a pliocén vé¬ gén megjelenő Duna a kora- és középső-pleisztocénben hatalmas hordalékkúpot halmozott fel. A középső-pleisztocénben a hordalékkúp középső és É-i része megsüllyedt és a süllyedésben egy újabb hordalékkúp képződése indult meg. A süllyedésből kimaradt területeket a Duna részben erodálta és felszínükön teraszokat alakított ki. Az idősebb hordalékkúp maradványai Ausztriában a 1 Magyar Állami Földtani Intézet 1143 Budapest Stefánia út 14. 520 Földtani Közlöny 128/2-3 Parndorfi-fennsíkon, Magyarországon a Győr-tatai-teraszvidék legfelső tera¬ szain maradtak fenn. A fiatalabb hordalékkúp Ny felől a Rába-Duna vonaláig húzódik. A hordalékkúp különböző korú üledékei a Szigetközben egymás alatt, ettől D-re egymás mellett települnek a felszínen. A Kisalföld részletes földtani térképezése (SCHAREK szerk. 1991) keretében az általános földtani helyzet tisztázására számos térképező- és a negyedidőszaki képződményeket harántoló mélyfúrást telepítettek. A rendelkezésre álló min¬ tákból KROLOPP E. makrofauna vizsgálatokat végzett és ezeket terepi vizsgála¬ tokkal is kiegészítette. A vizsgálatok lehetőséget adtak a felszínközeli rétegek részletes földtani ta¬ golására (SCHAREK szerk. 1991) de a szerkezeti összefüggések még feltáratlanok maradtak. A magyar részről CSÁSZÁR G. koordinálásával befejezett háromoldalú (ma- gyar-osztrák-szlovák) földtani kutatás a Duna mentén (DANREG projekt) le¬ hetőséget adott a Kisalföld peremvidékének újbóli bejárására - országhatártól függetlenül - és a korábban már feltételezett kapcsolatok bizonyítására. A Duna kisalföldi hordalékkúpjának és teraszainak kialakulását a szerzők egy jelenleg befejezés alatt álló, nagyobb szabású munkájukban vizsgálják. A tisztánlátást nagyban elősegítette a DANREG projektet támogató OTKA pályázat azzal, hogy lehetővé vált egy fúrás lemélyítése és részletes feldolgozása Győr térségében ( 1. és 2. ábra). Jelen beszámolónk a fúrás és a környező lelőhelyek eredményei alapján le¬ vonható következtetéseket taglalja. A Duna holocén hordalékkúpja és ártéri szintjei A csekély szintkülönbséget mutató ártéri szint az óholocén magas ártérre és az újholocén alacsony ártérre osztható. A középvízszint felett két-három méter relatív magasságú alacsony ártér az Öreg-Duna és a Mosoni-Duna mellett kes¬ keny sávban alakult ki, továbbá megfigyelhető még a Szigetköz területén folt¬ szerűen a feltöltött morotvák, medermaradványok helyén kialakult mélyedé¬ sekben. Az 5-6 méter relatív magasságú magas ártér foglalja el a Szigetköz nagy részét, felszínét elsősorban egykori zátonymaradványok építik fel. Győrtől köz¬ vetlenül É-ra 5-10 méter vastag néhány km 2 kiterjedésű futóhomok takaró bo¬ rítja. A Mosoni-Duna jobb oldalát keskeny sávban kíséri, csak Győr környékén szélesedik ki. Az ártéri üledék felső-pannóniai feküje a Mosoni-Duna mentén 98-100 m Bf., Likócs és Gönyü között Győrszentivántól É-ra a fekü lemélyül 85 m Bf.-i ma¬ gasságig. A Mosoni-Dunától É-ra a fekü fokozatosan, majd a Szigetköz közepe táján egyre erősebben mélyül több száz méter mélységig (3. ábra). A hordalékkúp peremi részének települési viszonyait a győri Bácsai úton a sportpálya mellett mélyített 25 m mély fúrás tárta fel. A pannóniai fekü itt majdnem 30 m mélyen van. A fúrásban vékony futóhomok alatt holocén ártéri Kaiser M. et al: Adatok a Duna-hordalékkúp és teraszok kapcsolatához 521 0 250 500 750 1000 m t— .1 l I 1. ábra. Győr Bácsai úti fúrás helyszínrajza Fig. 1 Situation of the borehole Győr Bácsa-1 iszap települ, majd 8,7 m mélységig homok és homokos kavics következik. Alatta 18,2 m-ig homok és kavicsos homok található, legnagyobb része szer¬ vesanyag törmelékes, sötétszürke színű (2. ábra). Ebből a rétegből 11 m-től lefelé és az alatta települő kavicsból alsó-pleisztocén Mollusca fauna került elő (ld. KROLOPP E. meghatározásait a továbbiakban). A holocén ártéri iszap és az al¬ só-pleisztocén homok közötti 4,4 m vastag homok és kavics kora egyaránt lehet holocén vagy késő-pleisztocén. Az ártéri holocén rétegek átlagos vastagsága és feküjének tengerszint feletti magassága alapján valószínűnek látszik, hogy a fúrás anyaga 8,7 m melységig holocén és feltételezhető, hogy Győr környékén a peremek felé kivékonyodó középső- és felső-pleisztocén rétegeket a holocén folyamán a Duna erodálta. 522 Földtani Közlöny 128/2-3 GYŐR, RÁCSAI ÚTI FÚRÁS RÉTEGOSZLOPA 114,00 mBf.-0,0-i z -w o _) o X 3,1 4,3 -uj X 5 ’ 2 N ! a i ÜJ J Cu o ui _) w 6,4 7,8 10,4' 11 . 7 - 12.8 16,1 18,2 18,7 25,0 o o o O O • o ' o ' 0.0 ' 0 O o 0 • O ű o . 0 ^ Futóhomok Kőzetliszt, finomhomókos. Világos kékesszürke. Ártéri üledék. Homok, folyóvízi, sárga éles szemcséjű Kavicsos homok, szürkéssárga, főleg dara és aprókavics Kavics, kissé homokos. Sárga, apró és durvaszemcséjű. Vasas cemetuálású 2-3 cm vastag rétegek Kavicsos homok, szürkéssárga dara és aprókavics Homok, világos sárgásszürke Homok, sok szerves törmelék, sötétszürke. Kavicsos homok, világosszürke darakavics. Homok, szervesanyagtörme lékes, sötétszürke. Kavicsos homok, szürke apró és durvakavics, 2-5% közeliiszttartalommal, fekúnél vékony iszap rétegekkel Homokos kavics, világosszürke apró és darakavics Kavics, világos sárgásszürke, apró- durva szemcséjű, homoktartalom 10-15 % Homokos kavics, ugyanaz, homoktartalom 25*30 %, Kavics, ugyanaz, homoktartalom 15-20 %. Homokos kavics, szürke apró- durvaszemcséjű, homoktartalom 25-30 %. 2. ábra. Győr, Bácsai úti fúrás rétegoszlopa Fig. 2 Lithologic column of the borehole Győr Bácsa-1 Kaiser M. et al: Adatok a Duna-hordalékkúp és teraszok kapcsolatához 523 Fig. 3 Neotectonic sketch of the neighbourhood of Győr 524 Földtani Közlöny 128/2 -3 A kb. 4 km-rel nyugatabbra fekvő győrújfalui kavicsbányában (JÁNOSSY & KROLOPP 1994) a középső- és felső-pleisztocén rétegek vastagsága szintén elég csekély, a 24 m vastag ősmaradvány mentes holocén és felső- (középső-?) pleisztocén rétegsor alatt alsó-pleisztocén rétegek következnek. A pleisztocén teraszok elhelyezkedése és települése A Mosoni-Dunától K-re húzódik a Győr-tatai teraszvidék. Felszínét D, illetve K felé lépcsősen emelkedő teraszok építik fel. Az első terasz (II/a.) relatív magassága 8-12 m. A terasz anyaga 4-10 m vastag homokos kavics, fedője általában néhány m vastag futóhomok. Kiala¬ kulásának kora a wiirm második fele (PÉCSI 1959; FRANYÓ et al. 1971). Feküje felső-pannóniai kőzetliszt, homok (Tihanyi Formáció). A fekü magassága átla¬ gosan 105 m Bf. Likócs-Győrszentiván-Gönyü vonalától É-ra a fekü 85 m Bf. körül helyezkedik el, viszont a terasz pereme ettől 1-3 km-re É-ra húzódik. Itt a terasz a Mosoni-Duna mellett, azzal párhuzamosan alakult ki, kiterjedve a kisalföldi hordalékkúp 30-35 m-re kivastagodott kavicsrétegére is. A II/b. terasz csak foltszerűen, kisebb lépcsők, pihenők felszínén maradt fenn. Fekümélysége 110-115 m Bf. A irt. terasz Győr környékén nem fejlődött ki. A legmagasabb terasz egy K-Ny-i irányú felszabdalt dombvonulat tetőszint¬ jein található. A szint relatív magassága 35-40 m, Ny felé kissé lealacsonyodik. Azonos kőzetösszetételű anyaga több feltárásban tanulmányozható. A Győr-sashegyi téglagyár fejtője 127-128 m Bf. magasságban alsó-pleiszto¬ cén (günz-günz-mindel) faunát, 138-139 m Bf. magasságban középső-pleiszto¬ cén (mindel-mindel-riss) faunát tartalmaz. A két lelet nem egy falból került elő de egymásra településük megállapítható. Ez igazolja a korábbi (SZÁDECZKY- KARDOSS 1938; PÉCSI 1959) véleményeket, hogy a legfelső teraszszint a Duna alsó- és középső-pleisztocén hordalékkúpjának normális sztratigráfiai sorrend¬ ben települt maradványa. A mindéi kori (IV.) terasz anyaga azonban nem borítja egybefüggően a terasz felszínét, mivel a felszín közelében alsó-pleisztocén (Sas¬ hegy, felső bánya 140-145 m Bf.) és középső-pleisztocén (Sashegy 138 m Bf., Purgly-puszta 145-150 m Bf.) kavics is előfordul. A teraszkavics vastagsága 2-6 m, elterjedése nem teljesen összefüggő, a te¬ tőszint É-i peremén Tiborháza környékén hiányzik. Feküje felső-pannóniai (Ti¬ hanyi Formáció) agyag, kőzetliszt, homok. A tiborházai homokbányában a ko¬ rábbi irodalomban "Unió wetzleri-vel" jellemzett homokrétegek figyelhetők meg. A homok felső 1,5 m-es szakaszában meszes cementálású rétegek és konkréciók fordulnak elő, valószínűleg a messinai korszakban kialakult száraz éghajlat következményeként. Ugyanez a homok a sashegyi bányában is előbukkan. Ál¬ talában megfigyelhető, hogy a pannóniai rétegek 2-3°-kal ÉNy-ra dőlnek. A teraszkavics lenyesett pannóniai feküjének lejtése ugyanebben az irányban 1,5°. Győr-Sashegytől Ny-ra a Győrszabadhegy 128-138 m magas felszínén meg¬ figyelhető 3—4 m vastag kavicsréteg valószínűleg a IV. (mindéi) teraszhoz tar- Kaiser M. et ai: Adatok a Duna-hordalékkúp és teraszok kapcsolatához 525 tozik. A kavicsréteg a Győrszabadhegy melletti 128 m magasságot elérő dombon folytatódik. A korjelző faunaleletek a domb oldalába telepített téglagyár fejtő¬ jéből származnak. Szerkezeti következtetések Az új fúrás adatait és a DANREG keretében elvégzett vizsgálatok eredmé¬ nyeit (Molnár R szóbeli közlései) felhasználva elkészítettük Győr környékének szerkezeti vázlatát (3. ábra), A Győri-medence és a Győr-tatai-teraszvidék kö¬ zötti szerkezeti különbség tény amit nem kell újra bizonyítanunk, hanem a faunaleletek és vastagsági-települési adatok figyelembevételével kialakulásᬠnak okait és korát kívánjuk bemutatni. Kitekmtve a tágabb régió földtani szerkezetére, közismert, hogy a Kisalföld medencéjének peremét DK felől a Rába-vonal határolja (KŐRÖSSY 1963; RÓNAI 1977; BÁLLÁ 1993). Ezen nagyszerkezeti öv mentén a harmadidőszak elejétől függőleges és vízszintes elmozdulások történtek. A legjelentősebb függőleges mozgások a bádeni korszak végétől a negyedidőszakig tartottak A szerkezeti okok mellett az üledékek kompakciója is további süllyedést okozott, melynek hatását az idősebb pleisztocén hordalékkúp jelentős vastagsága is bizonyítja. Ennek roncsai a kiemelt területeken a IV-VI. teraszok formájában vannak jelen, összefüggésüket az őslénytani leletek bizonyítják. Ebből az következik, hogy a IV. sz. (mindéi) terasz kialakulása előtt a Duna még átfolyt a Rába-vonal felett, annak felújulása a mindéi glaciális végére tehető. A győrszabadhegyi IV. (mindéi) terasz a sashegyi mindéi szinttől 2 km-rel nyugatabbra, 5-10 m-rel alacsonyabban helyezkedik el. SÜMEGHY (1942) a két szint között is egy jelentősebb vetőre következtetett. A teraszkavics feküjének kb. l,5°-os dőlését figyelembe véve azonban legfeljebb csak kisebb lépcsőt, ill. a részleges kiemelkedést kísérő kibillenést feltételezhetünk. A 3. ábrán azokat a szerkezeti vonalakat jeleztük vázlatosan, melyek megha¬ tározták (és valószínűleg ma is meghatározzák) a Duna eróziós-akkumulációs tevékenységét. A Bácsai-úti fúrás faunalelete jelzi a kapcsolatot az idősebb te¬ raszok felé és valószínűsíti, hogy a teraszok mai határait az utólagos lepusztulás alakította ki, melyet a Győri-medence további süllyedése és az ezt kísérő billenő mozgás felerősített. Ősmaradvány előfordulások a Győr környéki Duna üledékekben Győr, Bácsai úti fúrás mintáinak vizsgálata 8 m Unió cf. crassus Retz. Pisidium sp. indet. Valvata naticína Menk. Bithynia tentaculata (L.) operculum Chondrula tridens (Müll.) Helicidae indet. 526 Földtani Közlöny 128/2-3 héj töredékek 9 m Unió sp. indet. Planorbis planorbis (L.) héj töredékek 8,7-10,4 m Valvata piscinalis (Müll.) Bithynia leachi (Shepp.) operculum héj töredékek uszadékfa-darab 10 m Unió sp. indet. Planorbis planorbis (L.) Pisidium sp. indet. Helicidae indet. Bithynia leachi (Shepp.) operculum héj töredékek 10,4-11,7 m Unió sp. indet. Fagotia sp. indet. Valvata sp. indet. Pupilla muscorum (L.) Bithynia leachi (Shepp.) operculum héjtöredékek szenesedett növényi törmelék 11-12 m Unió sp. indet. Fagotia esperi (Fér.) Pisidium sp. indet. Gyraulus albus (Müll.) Theodoxus prevostianus (C.Pfr.) Granaria frumentum (Drap.) Neumayria crassitesta (Brömme) ? Clausiliidae indet. Bithynia leachi (Shepp.) héjtöredékek Bithynia leachi (Shepp.) operculum növényi törmelék 12,8-14,8 m Unió sp. indet. Valvata naticina Menke Neumayria crassitesta (Brömme) operculum Chondrula tridens (Müll.) Clausiliidae indet. Héjtöredékek szenesedett növényi törmelék 16,1-18,2 m Unió sp. indet. Lymnaeidae indet. Pisidium clessini Neum. Prososthenia sp. indet. Pisidium sp. indet. Fagotia acicularis (Fér.) Valvata piscinalis (Müll.) Planorbis planorbis (L.) Valvata naticina Menke Granaria frumentum (Drap.) Valvata pulchella (Stud.) Helicidae indet. Viviparus boeckhi (Halav.) héj töredékek Bithynia leachi (Shepp.) operculum szenesedett növényi törmelék Neumayria crassitesta (Brömme) operculum 18,2 m Unió cf. crassus Retz. Lymnaeidae indet. Theodoxus transversalis (C.Pfr.) héjtöredékek Fagotia acicularis (Fér.) Kaíser M. et al.: Adatok a Duna-hordalékkwp és teraszok kapcsolatához 527 18,7-20,7 m Unió sp. indet. Pisidium sp. indet. Lithoglyphus naticoid.es (C.Pfr.) Fagotia sp. indet 22,6-23,8 m Unió sp. indet. Valvata sp. indet. Planorbis planorbis (L.) Planorbis planorbis (L.) Chondrula tridens (Müll.) héjtöredékek szenesedett növényi törmelék Perfcratella bidentata (Gmel.) Helicidae indet. héjtöredékek 11 m-től lefelé alsó-pleisztocén mollusca fauna (Viviparus boeckhi biozóna). Gyó'r-Sashegy , alsó kavicsbánya Alsó szint (128-129 m Bf.) Unió crassus Retz. Pisidium amnicum (Müll.) Pisidium clessini Neum. Pisidium cf. hensloivanum (Shepp.) Theodoxus danubialis (C.Pfr.) Theodoxus transversalis (C.Pfr.) Viviparus acerosus zsigmondyi (Halav.) Viviparus boeckhi (Halav.) Valvata piscinalis (Müll.) Valvata naticina Menke Lithoglyphus naticoides (Fér.) Bithynia tentaculata (L.) Bithynia leachi (Shepp.) Fagotia acicularis (Fér.) Lymnaea palustris (Müll.) Sphareium rivicola (Lám.) Planorbarius corneus (L.) Planorbis planorbis (L.) Anisus spirorbis (L.) Gyraulus albus (Müll.) Segmentina nitida (Müll.) Orcula dolium (Drap.) Vallania pulchella (Müll.) Chondrula tridens (Müll.) Clausilia pumila (C.Pfr.) Ruthenica filograna (Rm.) Clausiliidae indet. Discus ruderatus (Fér.) Perforateüa bidentata (Gmel.) Cepaea sp. indet. ? Alsó-pleisztocén mollusca fauna (Viviparus boeckhi biozóna) Megjegyzés: közvetlenül a pannóniai üledékek fölött, a folyóvízi rétegsor leg¬ aljáról begyűjtött minták. Felső" szint (138-139 m Bf.) Sphaerium corneum (L.) Pisidium cf. henslowanum (Shepp.) Pisidium amnicum (Müll.) Pisidium sp. indet. Valvata cristata Müll. Valvata pulchella (Stud.) Valvata piscinalis (Müll.) Valvata naticina Menke Columella edentula (Drap.) Pupilla muscorum (L.) Orcula dolium (Drap.) Vallonia pulchella (Müll.) Vallonia costata (Müll.) Vallonia tenuílabris (A.Br.) Chondrula tridens (Müll.) Clausilia dubia Drap. 528 Földtani Közlöny 128/2-3 Lithoglyphus naticoides (Fér.) Bithynia tentaculata (L.) Bithynia leachi (Shepp.) Lymnaea palustris (Miül.) Lymnaea peregra f, ovaia (Drap.) Planorbis planorbis (L.) Anisus spirorbis (L.) Anisus septemgyratus (Rm.) Anisus leucostoma (Mill) Gyraulus laevis (Aid.) Succinea oblonga Drap. Succinea cf. putris (L.) Succinea elegáns Risso Succinea cf. schumacheri And. Cochlicopa lubrica (Müll.) Granaria frumentum (Drap.) Vertigo pygmaea (Drap.) Clausilia pumila C.Pfr, Neostyriaca corynodes (Held) Macrogastra ventricosa (Drap.) Ciausiliidae indet. Punctum pygmaeum (Drap.) Díscus ruderatus (Fér.) Vitrea crystallina (Müll.) Nesovitrea hammonis (Ström) Zonitoides nitidus (Müll.) Euconulus fuhms (Müll.) Semilimax semilimax (Fér.) Helicopsis striata (Müll.) Trichia hispida (L.) Trichia striolata (C.Pfr.) Perforatella bidentata (Gmel.) Arianta arbustorum (L.) Vertigo antivertigo (Drap.) A fauna a középső-pleisztocén alsó szakaszát (Perforatella bidentata biozóna, vagy Helicigona vértesi biozóna) képviseli. Gyor-Sashegy, felső kavicsbánya Unió sp. indet. Pisidiutn amnicum (Müll.) Theodoxus transversalis (C.Pfr.) Valvata piscinalis (Müll.) Valvata naticina Menke Viviparus boeckhi (Halav.) Bithynia leachi (Shepp.) Neumayria crassitesta (Brömme) Lithoglyphus naticoides (Fér.) Fagotia acicularis (Fér.) Fagotia esperi (Fér.) Planorbarius corneus (L.) Ena montana (Drap.) Ciausiliidae indet. Perforatella bidentata (Gmel.) Aegopis verticillus (Fér.) Helicigona sp. indet.? Bradybaena fruticum (Müll.) A Viviparus boeckhi biozónába tartozó alsó-pleisztocén mollusca fauna. Megjegyzés: A bánya az előzőtől mintegy 1 km-re keletre van. Győrszabadhegy, kavicsbánya Pisidium amnicum (Müll.) Succinea elegáns Risso Pisidium cf. henslovanum (Shepp.) Succinea oblonga Drap. Pisidium sp. indet. Vallania costata (Müll.) Valvata pulchella (Stud.) Chondrula tridens (Müll.) Valvata naticina Menke Ciausiliidae indet. Lymnaea palustris (Müll.) Trichia hispida (L.) Kaisek M. et al.: Adatok a Duna-hordalékkúp és teraszok kapcsolatához 529 Planorbis planorbis (L.) Arianta arbustorum (L.) cfr. Gyraulus albus (Mull.) A mollusca faunában korhatározó értékű faj nincsen. A fauna jellege és a régebben talált gerinces maradványok (Palaeoloxodon antiquus ) alapján kora a középső-pleisztocén idősebb része. Megjegyzés: A lelőhely a győrszabadhegyi téglagyár (jelenleg Győr része). Az anyag a pannóniaí üledéksort fedő kavicsos homokrétegből származik. Purgly-tanya (Bőnyrétalap) Pisidíum sp. indet. Valvata cristata Müll. Valvata pulchella (Stud.) Valvata piscinalis (Müll.) Valvata naticina Menke Bithynia tentaculata (L.) Bithynia leachi (Shepp.) Lithoglyphus naticoides (Fér.) Lymnaea palustris (Müll.) Lymnaea peregra f. peregra (Müll.) Lymnaea truncatula (Müll.) Planorbis planorbis (L.) Anisus leucostoma (Mill.) Gyraulus cf. laevis (Aid.) Bathyomphalus contortus (L.) Succinea cf. elegáns Risso Succinea oblonga Drap. Cochlicopa lubrica (Müll.) Vertigo antivertigo (Drap.) Vertigo alpestris (Aid.) Vertigo parcedentata (A.Br.) Granaria frumentum (Drap.) Pupilla muscorum (L.) Pupilla triplicata (Stud.) Columella columella (G.Mart.) Orcula dolium (Drap.) Vallonia pulchella (Müll.) Vallania costata (Müll.) Vallonia enniensis (Gredl.) Vallonia tenuilábris (A.Br.) Chondrula tridens (Müll.) Clausilia dubia Drap. Clausilia pumila C.Pfr. Neostyriaca corynodes (Held) Macrogastra densestriata (Rm.) Vitrea crystallina (Müll.) Euconulus fulvus (Müll.) Nesovitrea hammonis (Ström) Zonitoides nitidus (Müll.) Semilimax semilimax (Fér.) Discus ruderatus (Fér.) Punctum pygmaeum (Drap.) Trichia hispida (L.) Trichia striolata (C.Pfr.) Perforatella bidentata (Gmel.) Arianta arbustorum (L.) Középső-pleisztocén korú fauna. A Perforatella bidentata biozónát, vagy a Helicigona vértesi biozónát képviseli. A kutatás az OTKA T 023871 és T 016788 projektek támogatásával folyt. Irodalom-References Ádám L., Marosi S. 1975: A Kisalföld és a nyugat-magyarországi peremvidék - Magyarország Tájföldrajza 3, Akadémiai Kiadó, Budapest 605 p. Bállá Z. 1993: A Kisalföld medencealjzatának tektonikája - Kézirat, MÁFI, Kisalföld Projekt Adattára. 530 Földtani Közlöny 128/2-3 Franyó F. et al. 1971: L-33-VT. Győr. Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához. - Magyar Állami Földtani Intézet Térképtára 157 p. HoRUSITZKY H. 1942: Sopron vármegye csornai és kapuvári járásának artézi kútjai. Földtani Intézet Alkalmi Kiadványai p. 35. JÁNOSSY D,, Kkolopp E. 1994: Alsó-pleisztocén Mollusca- és gerinces fauna a győrújfalui kavicsbᬠnyából - Földtani Közlöny 124, 403-440. KőRÖssy L. 1963: Magyarország medenceterületeinek összehasonlító földtani szerkezete - Földtani Közlöny 93, 153-172. PÉCSI M. 1959: A magyarországi Dunavölgy kialakulása és felszínalaktana. - Földrajzi Monográfiák 3, 346 p. Rónai A. 1977: Negyedidőszaki kéregmozgások a Magyar-medencében - Földtani Közlöny 107, 431 436. SchArekP. (szerk.) 1991: Magyarázóa Győr-északjelű térképlaphoz -A Kisalföldföldtani térképsorozata 1:100 000, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest 31 p. Scheffer V., KántAs K. 1949: A Dunántúl regionális geofizikája - Földtani Közlöny 79, 327-360. Sümeghy J. 1942: Földtani kutatások Győrött és közvetlen környékén - Földtani Intézet Évi jelentése az 1936-38. évekről 1273-1308. Szádeczky-Kardoss, E. 1938: Geologie dér rumpfungarlandischen kleinen Tiefebene - Sopron, 444 p. A kézirat beérkezett: 1998. 05. 21. Földtani Közlöny 128/2-3, 531-533 (1998) Budapest Hírek, ismertetések NATO tanfolyam Fegyverkezés helyett földtudományi továbbképzés '98 Mátraházán szeptember 6-18. között került megrendezésre a NATO minősített szak¬ embereinek továbbképzési intézménye a NATO ASI által szervezett tanfolyamra. A két hetes tanfolyamon 32 ország 105 oktatója és szakembere: geológusok, közgaszdászok, bányamérnökök, matematikusok, geográfus-mérnökök és ökológusok vettek részt. A rendezvény célja az ásványi nyersanyag-kitermelés környezeti befolyásolásának tanulmányozása, modellezése és a rehabilitációs módszerek összegzése volt. A tanfo¬ lyam a szakmai és ezen keresztül a társadalmi fejlődés követendő irányait rajzolta fel. A tanfolyamon Prof. Chikán Attila gazdasági miniszter "Optimál extraction of natural A képen balról jobbra Brezsnyánszky Károly MÁFI igazgató- a hazai szervező bizott¬ ság elnöke, Mr. FABBRI felesége Finella FABBRI, prof, CHIKÁN Attila gazdasági miniszter, prof. Andrea Fabbri tanfolyam igazgató és prof. Gábor Gaál a Finn Földtani Szolgálat kutatási és fejlesztési igazgatója- a tanfolyam társigazgatója látható, Chikán Attila be¬ széde közben 532 Földtani Közlöny 128/2-3 resources - Economics and policy of social costs and benefits” címmel tartott előadást. A rendezvény anyaga egy háromkötetes publikációban kerül közreadásra. A nemzetközi együttműködés előmozdítására közös témák kidolgozása történt meg, mely segíti a NATO és az EU által finanszírozott tudományos projektek elnyerését. A résztvevők meglátogatták a környék ismertebb ásványelőfordulásait, megismerked¬ tek a gyöngyösoroszi bánya problémáival, a recski réz és lahócai aranyelőfordulások geológiájával. A tanfolyam igazgatói voltak Prof. Andrea Fabbri, In ternational Enstitute fór Aerospace Survey and Earch Sciences (ITC - Hollandia), Prof. Gábor Gaál, Geological Survey of Finland (GTK), Dr, Ríchard McCammon, US Geological Survey. A házigazda a Magyar Állami Földtani Intézet volt. A rendezvényt támogatta a Földtudományok Nemzetközi Uniója (IUGS), az UNESCO, az International Association of Mathematical Geology (IAMG), a USGS, a GTK, az ITC, a MÁFI és az OMFB. Bodnár Erika PR munkatárs, MÁFI Hírek, ismertetések 533 Összesen 22 előadás hangzott el, továbbá két poszterbemutatóra és négy cégismerte¬ tőre került sor. A meghirdetett programban két rövid kirándulás szerepelt. Az első napon a kömlődi magaspartoknál Sólymos Attila (Paksi Polgármesteri Hivatal) illusztrálta az önkormányzati munkájukban szinte napi munkaként jelentkező veszélyelhárítási gya¬ korlatukat. A második napon a résztvevők kérésére látogatást szerveztünk a Paksi Atom¬ erőmű bemutató központjába. A harmadik napon a Dunaújvárosi Partfalvédelmi Vállalat által üzemeltetett partfalvédelmi mű megtekintésére szervezett helyszíni bemutatóra került sor. Kevesen tudják, hogy az a mai áron kb. 20 mdFt-ba kerülő védelmi rendszer, egyben arborétum, sportközpont, szoborpark is. A résztvevők megkérték a szervezőket, hogy a szervezett védekezés során szerzett tapasztalatok ismertetése, átadása érdekében a konferenciát újra rendezzék meg. Erre az előzetes egyeztetések alapján 1999. május 27-28-án kerül sor, melyre ezúton is min¬ denkit szeretettel várunk. Oszvald Tamás Országos Partfal Konferencia A Magyarhoni Földtani Társulat szervezésében, négy társszervezettel közösen 1997. június 4-6. között került megrendezésre az Országos Partfal Konferencia. A rendez¬ vénynek a paksi Energetikai Szakképzési Intézet adott otthont. A konferencia célja volt, hogy lehetőséget teremtsen a belterületi partfal omlások prob¬ lémáival küzdő települések vezetőinek, műszaki szakembereknek és a mentesítést meg¬ tervező és kivitelező cégek munkatársainak, valamint az érintett tudományágak képvi¬ selőinek, hogy egymás véleményét megismerhessék. A konferencia feladata volt, hogy az érdekeltek között létrejöjjön az együttműködés, a veszélyek elkerülhetővé, keletkezett károk pedig kezelhetővé váljanak. A partfalomlások miatt bekövetkezett károk elhárítását a kormány eddig a "vis maior" keretből finanszírozta eseti jelleggel. Az 1001/1997. (01,15.) Korm. határozattal életre hívott "Partfalveszély-elhárításí Tárcaközi Bizottság"-gal, illetve a költségvetési törvény¬ ben rendelkezésére bocsátott éves kerettel a probléma szervezett megoldásán kívül, a megelőzésre is sor kerülhet. A konferencia témakörei voltak: - a partfal, mint geológiai, geomorfológiai képződmény, - mint mérnökgeológiai probléma, - mint mérnöki kihívás, - mint településfejlesztési határ. A viszonylag szűk körben meghirdetett konferencia első napján 110-en regisztráltatták magukat. Köztük 22 partfalas problémával érintett település 18 polgármestere, illetve műszaki szakemberek, továbbá ebben a témakörben dolgozó 5 tervező és 7 kivitelező cég képviselői, valamint az előadásaikkal, hozzászólásukkal és részvételükkel a konfe¬ renciát megtisztelő közel 70 más résztvevő. A téma újszerűségének és a jó előadásoknak köszönhetően az érdeklődés mindhárom napon egyenletesen magas volt. Hírek Elhunyt tagtársaink: Radnóthy Egon 1997. XII. 17. Nagy Elemér 1998. VI. 12. Fekete Ágnes 1998. VIII. 4. Mikolay István 1998. VIII. 27. Bohn Péter 1998. IX. 4. Korim Kálmán 1998. IX. 12. Leél-Őssy Sándor 1998. IX. 16. 1998. június 26-án a Miskolci Egyetem Bánya¬ mérnöki Kara tanévzáró ünnepségén az Egye¬ tem rektora dr. Bérczi Istvánnak, társulatunk elnökének Habilitációs oklevelet ill. Egyetemi magántanári oklevelet nyújtott át. *** 1998. június 25-én a Miskolci Egyetem rektora kinevezési okmányokat adott át. Ennek keretén belül dr. Juhász József tagtársunk "Professzor emeritus” címről szóló oklevelet, míg dr. Bán M iklós tagtársunk egyetemi docensi kinevezést kapott. *** 1998 március 16-án Zsigmondy Béla szüle¬ tésének 150. évfordulója alkalmából közös em¬ lékülést rendezett az OMBKE KFVSZ Olajbᬠnyászattörténeti Munkabizottsága, a Zsigmon¬ di Béla Klub, a Magyar Olajipari Múzeum, a Magyar Hidrológiai Társaság Vízügyi Történeti Bizottsága, valamint a Magyarhoni Földtani Társulat Tudománytörténeti Szakosztálya. Fejér László bevezetőjében rámutatott arra, hogy a reformkorban és a dualizmus korában News is számos kiemelkedő egyéniség szolgálta a tár¬ sadalmi haladás ügyét. "Ezek között találjuk Zsigmondy Vilmos mellett a vízügyi műszaki múltúnk XIX. századi fiatalabb nemzedékének kimagasló alakjai között Zsigmondy Bélát, aki az alföldi városok ivóvíz gondjait nagymérték¬ ben csökkentő kutak készítőjeként vált országos hírű szakemberré." Előadások: dr. Dobos Irma: Zsigmondy Béla a geológus. Csath Béla: Zsigmondy Béla vízfúrási tevékeny¬ sége. dr. Korim Kálmán: Zsigmondy Béla talajmecha¬ nikai munkálatai. dr. Pataki Nándor: Zsigmondy Béla közpályán történő működéséről. Tóth János epilógusában megemlítette, hogy mini a magyar vízgazdálkodás jelese a mélyfú¬ rási szakmát európai színvonalra emelte. Beje¬ lentette, hogy a Zsigmondy Béla Klub tagjai megkoszorúzták Zsigmondy Béla emléktábláját (Kelenhegyi utca 33.). A hallgatóság között szétosztásra került a "Múzeumi Közlemények" 9. sz. füzete "Zsigmondy Béla 1848-1916" címmel (szerk.: Csath Béla). Csath Béla OMBKE tiszteleti tag Útmutató a Földtani Közlöny szerzői számára A Földtani Közlöny csak eredeti, új tudományos eredményeket tartalmazó (magyar, illetve angol nyelven még meg nem jelent) közleményeket fogad el. Eseti megítélés alapján a szerkesztőbizottság összefoglaló jellegű cikkek közléséhez is hozzájárulhat. Az elsődleges cél a hazai földdel foglalkozó, vagy ahhoz kapcsolódó tárgyú cikkek megjelentetése. A szerkesztőbizottság elfogadhatja közlésre magyar vagy külföldi szerző külföldi tárgyú cikkét is. A kéziratok lehetnek: értekezések, rövid közlemények, könyvismertetések, vitairatok. Ez utóbbiak a vitatott cikkek megjelenésétől számított hat hónapon belül küldhetők be. Ez esetben a szerzők lehetőséget kapnak arra, hogy válaszukat a vitázó cikkei együtt jelentessék meg. A tanulmányok maximális összesített terjedelme 25 nyomdai oldal (szöveg, ábra, tábla). Ezt meghaladó tanulmányok csak abban az esetben közölhetők, ha a szerző a különbözet térítésére kötelezettséget vállal. A tömör fogalmazás és az állításokat alátámasztó adatszolgáltatás alapkövetelmény. A mindenkori tényleges nyomtatási költség 2/3-ának megfelelő pénzügyi támogatás esetén a szakmailag megfelelő minőségű cikk vagy önálló kötet közreadási preferenciát élvez. A folyóirat nyelve magyar és angol. A közlésre szánt cikk bármelyik nyelven benyújtható, mindkét esetben magyar és angol összefoglalással. Az angol változat vagy összefoglalás az elfogadás után is elké¬ szíthető, és ez a szerző feladata. A magyar (és/vagy angol) nyelvű kéziratot három példányban kell a technikai szerkesztőhöz eljuttatni. Az egyik példányhoz tartozó illusztrációs anyag nyomdakész rajz vagy ezzel azonos minőségű fénymᬠsolat, 111 fényes felületű, kontrasztos fénykép legyen. A másik két példányhoz tartozó anyagok lehetnek jó minőségű másolatok is, lehetőleg a véglegesnek elképzelt méretben. Előnyt élveznek a lektorálás és javítás után mágneslemezen visszaküldött kéziratok. (Néhány éves át¬ meneti periódus után a jelenleg csak javasolt megoldás követelménnyé válik.) A lemezhez egy kinyomtatott példányt kell mellékeni, amelyen a szövegszerkesztő programmal le nem írható jelek, ékezetek, egyenletek egyértelműen jelölve vannak. jelenleg IBM-kompatibilis személyi számítógépen bármely szövegszerkesztőből ASCII kódban (DOS Text Only) kimentett változat benyújtható, de elsősorban a Word változatok használata javasolt. A lemezen fel kell tüntetni a szövegszerkesztő program típusát és verziószámát. A kézirat részei (kötelező, javasolt): a) Cím g) A téma kifejtése - megfelelő alcím alatt (diszkusszió) b) Szerzó'(k), postacímmel h) Eredmények, következtetések i) Köszönetnyilvánítás j) Hivatkozott szakirodalom k) Ábra-, táblázat- és fényképmagyarázatok l) Ábrák, táblázatok és fényképtáblák Az ábrákat arab, a táblázatokat és a fényképtáblákat külön-külön római számok jelölik. Az ábrák betű¬ mérete a végleges méretre való kicsinyítés után legalább 1,5 mm, a vonalvastagság 0,1 mm legyen. Kívᬠnatos, hogy az ábra eredeti mérete legalább 30%-kal haladja meg a közlés méretét. A fényképtáblákat kartonra ragasztva, a végleges tükörméretben (126xl96mm) kell elkészíteni. Kihajtós táblázat nem, kihajtós térkép is csak indokolt esetben, a szerkesztőbizottság döntése alapján fogadható el. Színes térkép vagy íényképtábla csak a szerző költségén közölhető. A cikk elfogadása esetén a nyomdakész rajzok előállítása a szerző feladata. Az irodalomjegyzék tételeire a szerző nevével és a megjelenés évszámával lehet hivatkozni az alábbi példák szerint: Radócz (1974) Galácz & Vörös (1972), Kubovics et al. (1987). Példák a bibliográfiai adatok közlésére: a) cikkek: Jaskó S. 1986: A Magyar-középhegység neogén rögszerkezete. (The Neogene block structure of the Central Hungárián Rangé). - Földtani Közlöny 118/4, 325-332 (in Hungárián with English abstract). b) kötetben közölt tanulmányok: Bensőn, R.H., Gould, S.J., Smith, W.A. 1984: Perfection, continuity and common sense in hístorical geology. - In: Berggren, W.A., Van Couvering, J.A. (Eds): Catastrophes and Earth Hislory: The New Uniformitarianism. Princeton Universíty Press, Princeton, 35-75. c) könyvek: FöldváRY, G.Z. (1988): Geology of the Carpathian Region. - World Scientific, Singapore, 571 p. A folyóirat nevének rövidítése kerülendő. A horvát, román, szlovák, stb. ékezetek lehetőség szerint a lemezen is rögzítendők. Ennek hiányában a kéziraton kell egyértelműen jelölni. Cirill betűs munka esetén (ha nincs latin betűs címe) az eredeti címet, angol írásmód szerinti átírásban, szögletes zárójelben, valamint angol fordításban is meg kell adni. Az előírásoknak meg nem felelő kéziratokat a technikai szerkesztő az első szerzőnek visszaküldi. A kéziratokat a következő címre kérjük beküldeni: Piros Olga 1443 Budapest, Pf. 106. c) Összefoglalás d) Bevezetés, előzmények e) Módszerek f) Adatbázis, adatkezelés Földtani Közlöny Vol. 128. 2-3. 1998 Tartalom - Contents Szabó János: Paleogeográfiai és paleoökológiai következtetések egy késő-sinemuri gastropoda- fauna kapcsán (Hierlatzi Mészkő, Nagy-Teke-hegy, Gerecse,) - Palaeogeographicai and palaeoecological conclusions in ccnnection tuith a Laté Sinemunan gastropod fauna (Hierlatz Limestone Formation, Nagy-Teke-hegy, Gerecse Mts., Hungary) . 211 István Szente: Early Jurassic bivalves írom the Gerecse Mts. and Tata (Hungary) - Kora-jura kagylók a Gerecséből és Tatáról ....... 223 Dulai Alfréd: A Pisznicei Mészkő hettangi és kora-sinemuri (alsó-jura) brachiopoda faunája a Keleti-Gerecsében és a tatai Kálvária-dombon - Hettangian and Early Sinemurian (Early Jurassic) brachiopod fauna of the Pisznice Limestone in the eastern Gerecse Mts. and ín the Kálvária Hill at Tata . 237 Miklós KázméR: Pygopid brachiopods and Laté Jurassic palaeorelief in the Gerecse Mts., Hungary - Pygopid brachiopodák és a késő-jura domborzat a Gerecsében . 265 Dosztály Lajos: Jura radiolaritok a Dunántúli-középhegységben - Jurassic Radiolarites in the Trans- danubian Rangé ........ ..... . . 273 Rezessy Attila: A Pisznicei Mészkő ciklussztratigráfiai vizsgálata gerecsei szelvényeken - Cyclo- stratigraphical investigation of the Lower jurassic Pisznice Limestone in the Gerecse Mts. (Transdanubian Rangé, Hungary) . . 297 B. Árgyelán Gizella - Császár Géza: Törmelékes krómspinellek a gerecsei jura képződmé¬ nyekben - Detrital chrome spínels in jurassic formations of the Gerecse Mountains, Hungary 321 Koritár Zsuzsanna - Sallay Enikő - Weiszburg Tamás: Alsó-jura glaukonitos agyagásvány és bezáró képződményeinek vizsgálata a szomódi Tűzkő-hegyen - Lower Jurassic glaucony occurrence from Tűzkő Hill , Szórnád, Hungary . 361 Fodor László - Lantos Zoltán: Liász töréses szerkezetek a Nyugati-Gerecsében - Liassic brittle structures in the Gerecse ... . . 375 Császár Géza - Galácz András Vörös Attia: A gerecsei jura - fácieskérdések, alpi analógiák - Jurassic of the Gerecse Mountains, Hungary: facies and Alpine analogies . 397 Sztanó Orsolya: Az Esztergomi-medence oligocén képződményeinek integrált sztratigráfiai vizs¬ gálata: I. Alapelvek - High-resolution stratigraphy in the Esztergom Basin, northeastern Transdanubia, Hungary: I Principles of high resolution correlatwn: a review . 437 Sztanó Orsolya - Magyar: Árpád - Nagymarosy András: Az Esztergomi-medence oligocén képződményeinek integrált sztratigráfiai vizsgálata: II. Oligocén szekvenciák és értel¬ mezésük - High-resolution stratigraphy in the Esztergom Basin, northeastern Transdanubia, Hungary: II Oligocene sequences and their interpretation . 455 Rotárné Szálkái Ágnes: A DANREG projekt Geotermikus potenciál térképének magyarországi vonatkozásai - Geothermal Potential Map of Danube Region concerning Hungary . . 487 Csapó László: A Kisalföldi és a Gerecse-peremi Duna-teraszok nehézásvány vizsgálata - Heavy mineral analyses ofthe Danube-terraces of the Gerecse-margin and the Little Hungárián Piain, Hungary . . 499 Kaiser Miklós - Krolopp Endre - Scharek Péter: Adatok a Duna-hordalékkúp és teraszok kap¬ csolatához Győr környékén - New data on the Relatwnship betiueen the Danube's Alluvial Fan and Terraces in the vicinity of Győr, Hungary . 519 Hírek, ismertetések - News and reviews . .. 531 tisza NYOMDA HÍT