Felelős kiadó Haas János, a Magyarhoni Földtani Társulat elnöke Főszerkesztő Császár Géza Műszaki szerkesztők Piros Olga Simonyi Dezső Nyelvi lektor Philip Rawlinson Szerkesztőbizottság Elnök: Haas János Fodor László, Ki. f.b Béla, Palotás Klára, Papp Gábor, Sztanó Orsolya, Vörös Attila Főtámogató MÓL Rt. Támogató: A füzet az OTKA támogatásával készült. A kéziratokat az alábbi címre kérjük küldeni Piros Olga, 1442 Budapest, Pf. 106. e-mail: piros@mafi.hu * * * Editor-in-charge János Haas, President of the Hungárián Geological Society Editor-in-chief Géza Császár Technical editors Olga Piros Dezső Simonyi Language editor Philip Rawlinson Editorial board Chairman: János Haas László Fodor, Gyula Greschik, Klára Palotás, Gábor Papp, Orsolya Sztanó, Attila Vörös Sponsors MÓL Rt. This issue sponsored by OTKA. Manuscripts to be sent to Olga Piros, 1442 Budapest, P. O. box 106. e-mail: piros@mafi.hu Földtani Közlöny is abstracted and indexed in GeoRef (Washington), Pascal Folio (Orleans), Zentralblatt für Palaontologie (Stuttgart), Referativny Zhurnal (Moscow) and Geológiai és Geofizikai Szakirodalmi Tájékoztató (Budapest) A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata Bulletin of the Hungárián Geological Society Tartalom — Contents Szabó János: A budapesti (Budai-hegység) felső-triász Dachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója, és gondolatok a típusgyujtemény hányatott sorsa okán. — A revision of the nomenclature of well-known gastropod fauna front the Upper Triassic Dachstein Limestone of Budapest (Buda Hills) and thoughts onfate ofthe type collection. 217 Bállá Zoltán, Mártonné Szalay Ernő, Gulácsi Zoltán: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján. — The Age ofthe Cretaceous Subvolcanic Bodies front South Transdanubia (Hungary), Based on Palaeomagnetic Measurements. 233 Mihály Zoltán: Újabb adatok a kolozsvári felső-eocén üledékek rákfaunájának (Crustacea-Decapoda) ismeretéhez. — New data on the Crustacean (Crustacea-Decapoda) faunafrom the Laté Eocéné ofCluj. 251 Menyhárt Adrienn, Dódony István, Pekker Péter: Új ásványtani adatok a Mád környéki savanyú vulkánitokból (Tokaji-hegység). — New mineralogical data concerning vulcanites from the district ofMád, in North East Hungary (Tokaj Mts). 257 Embey-Isztin Antal, Dobosi Gábor: Poikilites és mozaikos peridotitxenolitok eredete és jelentősége a Pannon-medence nyugati részén. — The origin and significance of poikilitic and mosaic peridotite xenoliths in the western Pannonian Basin. 267 Alfréd Dulai, Michal Stachacz: New Middle Miocéné Argyrotheca (Brachiopoda; Megathyrididae) species from the Central Paratethys. — Új középső-miocén Argyrotheca (Brachiopoda; Megathyrididae)faj a Középső-Paratethysből. 283 Kele Sándor, Scheuer Gyula, Demény Attila, Chuan-Cou Shen, Hong-Wei Chiang: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata. — Uranium-series dating and geochemical analysis of the travertines located on the Rózsa¬ domb (Budapest). 293 István Viczián: Hungárián contribution to the mineralogy and geology of clays. —Magyar eredmények az agyagásványtan és -földtan terén. 313 Hírek, ismertetések (összeállította Palotás Klára) 321 Első borító: Nagyméretű kvarc és kisebb káliföldpát kristályokat tartalmazó, szálas kalcittal körülvett litoklaszt; +N, Rudabánya Rb-661 fúrás, 116,1 m (Fotó: Kövér Szilvia) Hátsó borító: Mészkőlencsék (boudinok) palában. Almár-völgy (Fotó: Haas János) ( Budapest, 2011 _ ISSN 0015-542X ) Útmutató a Földtani Közlöny szerzői számára A Földtani Közlöny — a Magyarhoni Földtani Társulat hivatalos szakfolyóirata — csak eredeti, új tudományos eredményeket tartalmazó (magyar, ill. idegen nyelven még meg nem jelent) közleményeket fogad el. Elsődleges cél a hazai földdel foglalkozó, vagy ahhoz kapcsolódó tárgyú cikkek megjelentetése. A kézirat lehet: értekezés, rövid közlemény, vitairat, fórum, szemle, rövid hír, könyvismertetés, ill. a folyóirat egyéb rovataiba tartozó mű. Vitairat a vitatott cikk megjelenésétől számított hat hónapon belül küldhető be. Ez esetben a vitatott cikk szerzője lehetőséget kap arra, hogy válasza a vitázó cikkel együtt jelenjék meg. Az értekezések maximális összesített terjedelme 20 nyomdai oldal (szöveg, ábra, táblázat, fénykép, tábla). Ezt meghaladó értekezés csak abban az esetben közölhető, ha a szerző a többletoldal költségének 130%-os térítésére kötelezettséget vállal. A tömör fogalmazás és az állításokat alátámasztó adatszolgáltatás alapkövetelmény. A folyóirat nyelve magyar és angol. A közlésre szánt értekezés és rövid közlemény bármelyik nyelven benyújtható, az értekezés esetében magyar és angol nyelvű összefoglalással. Az angol változat vagy összefoglalás elkészítése a szerző feladata. Magyar nyelvű értekezés esetén részletes angol nyelvű összefoglaló kívánatos. Más idegen nyelven történő megjelentetéshez a Szerkesztőbizottság hozzájárulása szükséges. A kéziratot (szöveg, ábra, táblázat, fénykép, tábla) digitális formában — lemezen vagy hálózaton keresztül — kell benyújtani, emellett a technikai szerkesztőhöz 3 nyomtatott példányt is meg kell küldeni. Ha a szerző nem tudja biztosítani a digitális formát a kézirat elfogadásáról a Szerkesztőbizottság javaslata alapján a Társulat Elnöksége dönt, tekintettel annak költségvonzatára. Jelenleg IBM-kompatibilis személyi számítógépen bármely szövegszerkesztőből ASCII kódban (DOS Text Only) kimentett változat nyújtható be, de elsősorban a Word változatok használata javasolt (rtf formátumban). A Szerkesztőbizottság három lektort jelöl ki. A felkért lektoroknak 3 hét áll rendelkezésre a lektorálásra. A harmadik lektor egy pozitív és egy negatív vélemény, ill. valamelyik lektor visszautasító válasza esetén kapja meg a kéziratot. A szerzőtől a Szerkesztőbizottság a lektorálás után 1 hónapon belül várja vissza a javított változatot. Amennyiben a lektor kéri, átdolgozás után újra megtekintheti a cikket, s ha kívánja, pár sorban közzéteheti szakmai észrevételeit a cikkel kapcsolatban. Abban az esetben, ha a szerzői javítás után megkapott cikkel kapcsolatban a lektor 3 héten belül nem nyilvánít véleményt, úgy tekintjük, hogy a cikket abban a formájában elfogadta. Mindazonáltal a Szerkesztőbizottság fenntartja magának a jogot, hogy kisebb változtatás esetén 2 hónapon, nagy átdolgozás esetén 6 hónapon túl beérkező cikkek megjelentetését visszautasítsa. A kézirat részei (kötelező, javasolt): a) Cím b) Szerző(k), postacímmel (E mail cím) c) Összefoglalás (magyarul, angolul) d) Bevezetés, előzmények e) Módszerek f) Adatbázis, adatkezelés g) A téma kifejtése — megfelelő alcím alatt h) Diszkusszió i) Következtetések j) Köszönetnyilvánítás k) Hivatkozott irodalom l) Ábrák, táblázatok és fényképtáblák m) Ábra-, táblázat- és fényképmagyarázatok (magyarul és angolul) A Közlöny nem alkalmaz az alcímek esetében sem decimális, sem abc-s megjelölést. Kérjük, hogy az alcímeknél és bekezdéseknél ne alkalmazzanak automatikus sorszámozást vagy bekezdésjelölést. Harmadrendű alcímnél nem lehet több. Lábjegyzetek használata kerülendő, amennyiben mégis elkerülhetetlen, a szöveg végén sorszámozva ún. végjegyzetként jelenik meg. A cikk szövegében hivatkozások az alábbiak szerint történjenek: Radócz (1974), ill. (Radócz 1974) Galácz & Vörös (1972), ill. (Galácz & Vörös 1972) Kubovics et al. (1987), ill. (Kubovics et al. 1987) (Galácz & Vörös 1972; Radócz 1974,1982; Kubovics et al. 1987) (Radócz 1974, p. 15.) Az irodalomjegyzék tételei az alábbi minta szerint készüljenek: Wignall, R B. & Newton, R. 2001: Black shales on the basin margin: a model based on examples from the Upper Jurassic of the Boulonnais, northern Francé. — Sedimentary Geology 144 / 3 , 335-356. A hivatkozásokban, irodalmi tételekben a szerző nevét kis kapitálissal kell írni, a cikkben kerülendő a csupa nagybetű használata. Az illusztrációs anyagot (ábra, táblázat, fénykép) a tükörméretbe (170x240 mm) álló, vagy fekvő helyzetben beilleszthető méretben kell elkészíteni. A fotótábla magassága 230 mm lehet. Az illusztrációs anyagon a vonalvastagság ne legyen 0,3 pontnál, a betűméret ne legyen 6 pontnál kisebb. A digitális ábrákat, táblákat cdr, kiterjesztéssel, illetve, a tördelő programba történő beilleszthetőség miatt az Excel táblázatokat word táblázatokká konvertált formában, az Excel ábrákat CorelDraw formátumban tudjuk elfogadni. Amennyiben az ábra nem konvertálható cdr formátumba, a fekete és színes vona¬ las ábrákat 1200 dpi felbontással, tif kiterjesztéssel, a szürkeárnyalatos fényképeket 600, a színes fényképeket 300 dpi felbon¬ tással, tif, ill. jpg kiterjesztéssel tudjuk használni. A színes ábrák és képek közlése a szerző kérésére és költségére történik. A Földtani Közlöny feltünteti a cikk beérkezési idejét. A késedelmes szerzői javítás esetén a második (utolsó) beérkezés is feltüntetésre kerül. Az előírásoknak meg nem felelő kéziratokat a technikai szerkesztő a szerzőnek, több szerző esetén az első szerzőnek visszaküldi. A kéziratokat a következő címre kérjük beküldeni: Piros Olga 1443 Budapest, Pf. 106., e-mail: piros@mafi.hu rokltam Qeoloííjc.al 141 / 3 , 217-232., Budapest, 2011 A budapesti (Budai-hegység) felső-triász Dachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója, és gondolatok a típusgyűjtemény hányatott sorsa okán SzabóJ ános Magyar Természettudományi Múzeum, Őslénytani és Földtani Tár; Budapest VIII, Ludovika tér 2.; postacím: 1431 Budapest, pf. 137; e-mail: j szabó @ nhmus .hu A revision ofthe nomenclature ofwell-known gastropodfauna from the UpperTriassic DachsteinLimestone ofBudapest (Buda Hills) and thoughts onfate ofthe type collection Abstract In the first hali of the 20th century, outcrops of Dachstein Limestone in the Budai-hegység (= Buda Hills, Budapest) yielded the most abundant and diverse Norian gastropod fauna of the Alpine Triassic, especially from the Remete-hegy locality. This fauna is complemented by Laté Carnian species from the Fazekas-hegy. Evén today this collection can be regarded as one of the richest available sources of information fór studies on the Laté Triassic to Early Jurassic faunal changes. However, its optimál applicability requires a systematic revision of nomenclature; this is mainly because of the developments which have occurred over a period of more than seven decades since publication of the first results. This paper summarises the results of the revisions that have been carried out so far. It alsó centres on the history of this particular Science and looks at somé interesting details concerning the original collection of the fauna. Detailed documentation and selection of types are planned fór further publications about the formai revision; these are already in preparation. Here details are presented about the revisions of the genera which have been established on type-species from the Budapest (Budai-hegység) Norian gastropod fauna. The modified characterisation, based on a systematic updating of the respective compositions, does nőt support the earlier assumption that the gastropod fauna has distinct Palaeozoic features. Because of the high ratio of taxa occurring locally, the faunal list shows considerable differences, even between other Alpine-type gastropod assemblages of a similar age; the Norian gastropod faunas from remote areas alsó show markedly differentprocesses of evolution. Keywords: Gastropoda, taxonomical revision, Upper Triassic, Budai-hegység (= Buda Hills), history of Science Összefoglalás A Budai-hegység Dachsteini Mészkövéből az Alpi térség leggazdagabb és legváltozatosabb nori gastropoda-faunája került elő a huszadik század első felében a remete-hegyi lelőhelyről, kiegészítve a Fazekas-hegy késő-karni faj aival. Ma is úgy kell erre a gyűjteményre tekintenünk, mint a késő-triász és a kora-jura közötti faunaváltás egyik legbőségesebb, hozzáférhető információforrására. Optimális hasznosítása azonban előzetes rendszertani-nevezéktani revíziót igényel, tekintettel a szisztematika terén az első publikálás óta eltelt több, mint hét évtized során lezajlott fejlődésre. Ez a cikk a revízió eddig elért eredményeit és az eredeti gyűjteményhez kötődő tudománytörténeti tanulságokat foglalja össze. A részletes dokumentálás és az utólagos típuskijelölés, illetve -pótlás további, szigorú értelemben vett rendszertani publikációk keretében várható. Itt a munkának ez utóbbi részét a budai-hegységi nori gastropoda-faunából való típusfajra alapozott három genus revíziój ának a részletei szemléltetik. A frissített rendszertani összetétel alapján adható jellemzés nem erősítheti meg azt a korábbi véleményt, amely szerint a gastropoda-fauna határozottan paleozoos jellegű lenne. Emellett a rendszertani összetétel már a hagyományosan „alpi” típusba sorolható faunákkal szemben is számos egyéni vonást mutat; a távolabbi földrészek késő-triász leletei pedig egyértelműen „különutas” fejlődést dokumentálnak. Tárgyszavak: Gastropoda, taxonómiai revízió, felső-triász, Budai-hegység, tudománytörténet 218 Szabó János: A budapesti (Budai-hegység) felső-triászDachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója Bevezető A Budai-hegység Budapest területére eső két Dachsteini Mészkő előfordulásának gazdag faunája Kutassy (1927, 1933, 1936, 1940) munkásságának köszönhetően vált híressé. Pálfy (1920) néhány tételes, és Vadász (1920) bővebb listája után Kutassy száznál több fosszilis faj maradványait ismertette részletező rendszertani publikᬠciókban. Munkái sok tekintetben hoztak újat, és ma már azt is tudjuk, hogy a késő-triász malakológiai irodalomban az alapvetéshez tartoznak. Különösen igaz ez a faunát uraló csigák tekintetében; a fajcsoportban 60 taxont különített el. Kutassy munkáinak idézettsége a mai napig számottevő, és ez nem csak a prioritási szabály kötelező erejének köszön¬ hető, hanem az elvégzett munka fontossága és színvonala is hozzáj árul ehhez. A gastropoda-fauna ismeretéhez egyetlen, de kiemelkedő jelentőségű faj ( Fusus noricus ) leírásával Bartkó (1939) is hozzájárult. Bármennyire is igaz a fenti mondatok állítása, néhány évtized után — a rendszertani kutatások előrehaladása miatt — szinte bármelyik gyűjteményt revideálni kell, ha arra általános őslénytani vizsgálatot kíván valaki építeni. E sorok írójának a távlati célkitűzése az, hogy felvázolja a kora-jura Mediterrán-faunaprovinciában élt gastropoda-faunák kiala¬ kulásának a történetét, e cél eléréséhez szükséges a triász előzmények feltárása is. Az információk összegyűjtéséhez kényelmes lehetőségnek tűnt a már Kutassy által fel¬ dolgozott anyag revíziójával indítani a triász faunák kellő mélységű ismeretének megszerzését. Ám ennek az anyag¬ nak a sorsa olyan meglepetésekkel szolgált, amelyek miatt néhány szakmai, és szakma-etikai gondolat felvetése is szükségessé vált. Kutassy publikált anyagának jelentős részét ugyanis több évi kutakodás után sem sikerült fellelni, a megmaradt anyag dokumentációja pedig részben elveszett, illetve összekeveredett. Emiatt a jelen közlemény tudomány- történeti és muzeológiai aspektusa hangsúlyosabb annál, mint amit egy „normális” revízió igényelne. Kutassy életművének lezárulása óta Góczán (1961) közölt előzetes cikket a dunántúli-középhegységi, ezen belül a budai-hegységi Dachsteini Mészkőből származó triász gastropoda-faunák általa megkezdett revíziójának állásáról és módszertanáról, ám munkája ezen a szinten megszakadt. Az újból megkezdett revízió közvetlen céljai közé tartozik a szükséges nevezéktani korrekciók végrehajtása és a korai rendszertani besorolások felülvizsgálata. Emellett megoldandó a fent megjelölt munkákban létrehozott taxonok fixálása, azaz a faj kategórián belül a szüntípusok köréből kijelölendő egy lektotípus, szüntípusok hiányában egy neotípus. Ezek az eredeti leírások—ma már kötelezően kijelölendő — holotípusával egyenértékűen válnak az adott fajok reprezentánsává. Hasonló az eljárás a „varietasok” esetében is, amelyek Kutassy publikációinak dátumát tekintve még alfaji szinten kezelendők a Nemzetközi Zoológiái Nevezéktani Kódex (ICZN 1999) értelmében. Kiemelkedően fontos a Kutassy által felismert új genusok és azok típusfajainak a revíziója és stabilizálása, tekintettel a szakirodalomban velük kapcsolatosan megjelent zavarokra. Sajátos módon, még az „eredeti”, összesített faunalista is rekonstruálásra szorul. A rendelkezésre álló anyag kiemelkedő jelentőségét az adja, hogy a késő-triász gastropoda-faunák ismertsége világszerte alacsony szinten áll. A kis számú ismert lelőhely között kevés a megfelelő megtartással jellemezhető. A revízió szükségességét jelzi az a körülmény is, hogy különö¬ sen kevés az olyan korszerű publikáció, amely a fosszilis és a ma élő gastropodák kutatása során az utóbbi évtizedekben elért eredményeket is tükrözné. Az új módszerek és leletek nyomán feltáruló evolúciós és tözsfejlődési kapcsolatok sokszor lényegesen megváltoztatják a rendszerrel együtt a fosszilis faunák „üzeneteit”. Ez igaz a Budai-hegység késő¬ triász gastropodái alapján levonható általános őslénytani¬ földtani következtetések megbízhatósága tekintetében is; a revízió már régóta időszerű. Lelőhelyek A Budai-hegység Dachsteini Mészkövének fosszília- gazdagságára Pálfy (1920), illetve Vadász (1920) hívta fel a figyelmet. Kutassy két lelőhelye Budapesten, az ÉNy-i közigazgatási határ közelébe eső területeken található. Egyikük a máriaremetei városrész peremére ÉNy-ról benyúló Remete-hegy DK-i végén, a Remete-szurdok K-i bejárata közelében nyitott hajdani kőfejtők csoportját jelenti; az itt folyó bányászat leállításáról már Kutassy (1936) hírt adott. A másik lelőhely az ettől DK-re, kb. egy km-re elhelyezkedő Fazekas-hegy (Remetekertváros, Hűvösvölgy) ugyancsak régóta inaktív kőfejtője. A remete¬ hegyi kőfejtőkön belüli gyűjtési pontok és rétegtani szintek egyáltalán nem azonosíthatók; a fazekas-hegyi példányok túlnyomó részben az „amoniteszes lencséből” származnak. Mindkét lelőhelyen a Dachsteini Mészkő Formáció őslénytani szempontból különleges kifejlődése tartalmazza a gazdag és változatos összetételű ősmaradvány-együt¬ teseket. A különlegesség abban nyilvánul meg, hogy a fosszíliák nagy része kiszabadítható, ami egyébként a Dachsteini Mészkőre nem jellemző. A helyenként kréta- szerűen porlódóvá vált, szokatlanul kis szilárdságú bezáró kőzetnek köszönhetően viszonylag jó megtartási állapotban és rendszerint héj astól kerültek elő az ősmaradványok, néhol — elsősorban a Remete-hegyen — tömeges előfordulás is megfigyelhető. Ritka azonban a teljesen ép példány és akadnak olyan fajok ebben az anyagban is, amelyek csupán a héj kioldódása után maradt üreg kitöltéséből ismertek. Litosztratigráfiai szempontból Haas & Budai (in Haas J. 2004) a Fazekas-hegy fosszíliagazdag rétegeit a tipikus Dachsteini Mészkő Fődolomit feletti átmeneti tagozatába sorolja. Ezzel harmonizál Bércziné Makk (1969) meg¬ figyelése is, aki szerint a faunát tartalmazó kis szilárdságú kőzet a tipikus Dachsteini Mészkő közvetlen feküjében helyezkedik el. A fazekas-hegyi fosszíliatartalmú rétegek biosztratigráfiai helyzetét Pálfy (1920) az Arcestes ellipticus és a Tropites subbullatus zónában (felső-karni) jelölte meg. Kutassy (1927) szerint a Tropites subbullatus Földtani Közlöny 141/3 (2011) 219 zónát igazolja az általa vizsgált ammonitesz-fauna (amely a csigákat is eredményező gyűjtésekből származik). Bércziné Makk (1969) összegző megállapítása szerint is „uralkodóan afelső-karni alemelet T. subbullatus zónájára jellemző” az ammonitesz-fauna, de kiegészítésében azt is állítja, hogy néhány faj a nori emelet alsó részét jelzi. Táblázatában azonban csak egyetlen faj, a Rhacophyllites neojurensis (Quenstedt) az, amely kizárólag az alsó-nori oszlopban szerepel. Ez a faj viszont frissebb adatok szerinti hosszú, karni-kora-rhaeti fajöltője (Rakús 1993) miatt nem tekint¬ hető bizonyítéknak a nori emelet jelenlétére. A fazekas-hegyi „ammoniteszes lencse” kapcsán koráb¬ ban felmerült annak lehetősége is, hogy a fauna törpe növésű, de ezt Bércziné Makk (1969) az ammoniteszek esetében cáfolta. A gastropodák kapcsán fel sem vethető ugyanez a probléma. A csigák túlnyomó részét adó Remete-hegy kőfejtői a Dachsteini Mészkő vastagpados, onkoidos kifejlődését tárják fel (Haas & Budai in Haas J. 2004). A lelőhely¬ csoport biosztratigráfiai helyzetének megállapításához régóta az egyik legfontosabb bizonyíték a Kutassy (1927) által meghatározott heteromorf ammonitesz, a Rhabdoceras suessii Hauer. A faj később megismert hosszú faj öltője (nori-rhaeti), illetve az ismeretlen remete-hegyi előkerülési szint(ek) miatt azonban a R. suessii- nek tulajdonítható biosztratigráfiai jelző érték ma már csekély. Krystin (2008, p. 93) például ezt a fajt egyenesen a „rétegtanilag indifferens taxonok” kategóriájában tartja számon. Oraveczné Scheffer (1987) a közelben mélyült Adyliget-I fúrás által feltárt Dachsteini Mészkő rétegtani helyzetét noriban jelölte meg foraminiferák alapján. A két lelőhely közül tehát bizonyított a fazekas-hegyi késő-karni kora, de a remete-hegyi feltárások besorolását elégséges közvetlen bizonyíték hiányában szerencsésebb tágabb rétegtani intervallumban (nori) megadni. A gastropoda genusokon és gyakori fajokon belül megfigyelhető morfológiai változatosság azt sejteti, hogy az anyag tágabb sztratigráfiai intervallumból kerülhetett elő, de ez szelvény menti gyűjtés hiányában nem bizonyítható. Nagy szükség lenne korszerű újragyűjtésre, ennek esélyei azonban csekélyek, mert a lelőhelyek térsége mára védetté, vagy lakóövezetté vált. Emiatt ez a gastropoda-revízió első lépésben csak a rendszertani-taxonómiai kérdésekben ígérhet fejlődést. Anyag A revízióhoz minden fellelhető topotipikus példányt igyekeztem összegyűjteni, de a munka középpontjában az első publikációk anyaga kell(ene), hogy álljon. E cikk írásakor azonban már biztosan állítható, hogy az erre való törekvés nem valósítható meg teljes sikerrel. A megtalált, Kutassy által ábrázolt szüntípusok egy része a publi¬ kációkban megjelölt egyik intézmény jogutódjának gyűjte¬ ményében (Magyar Állami Földtani Intézet) hiánytalanul megőrződött. Ugyanide menekítették az 1970-es években az intézet munkatársai (Mihály S. és Kordos L., szem. közi.) az ábrázolt példányok és a többi szüntípus egy további részét, amikor azok már az őrzőhelyként ugyancsak megjelölt Pázmány Péter Tudományegyetem Földtani Tanszéke jogutódjának gyűjteményében gondozatlanná és védtelenné váltak. Ez az anyag a mostani revízióig gyakorlatilag a mentés idejének szomorú állapotában maradt meg, eltekintve néhány ábrázolt szüntípus kiemelésétől és leltárba vételétől. Az 1960-as években az ELTE Földtani Tanszéke nagy mennyiségű, feleslegesnek ítélt gyűjteményi anyagot adott át a Magyar Természettudományi Múzeum Föld- és Őslénytára számára. Ezt követően Véghné Neubrandt E. pedig Megalodontoidea monográfiájának típusgyűjteményét helyezte biztonságba ugyanitt 1995-ben; ezzel együtt további — rendezetlen — triász anyag is érkezett. Mindkét adomány tartalmazott kallódó Kutassy példányokat. Szüntípusok jelenlétére az eredetileg „Neritopsis spinosa Kutassy, 1927” néven publikált faj máig egyedülálló monotípusa (1. alább 2. ábra) hívta fel a figyelmet; az első ábrázolás alapján ez a maradvány kétség nélkül azonosítható volt (homonímia miatt helyettesítő neve: Hungariella kutassyi Szabó, 2007). Az átadások és menekítések idejére a megmaradt példányok már összekeveredtek és megfogyatkoztak. A keveredés egyrészt rendszertani értelemben történt — ami még tisztázható lenne —, másrészt azonban a lelőhelyek között is valószínűsíthető, de ez már a megtartás hason¬ lósága miatt többnyire nem bizonyítható. Összemosódtak az eredeti gyűjtemények is. A rendezés tehát lényegében csak rendszertani alapokon valósítható meg, de az is részlegesen, mert alátétcédulák is vesztek el, és emellett elcserélődtek, illetve olvashatatlanná szennyeződtek. Az anyag számottevő része vár újrahatározásra. Az üresen maradt nagy számú tárolódoboz pedig jelentős, de — az ábrázolt példányoktól eltekintve — pontosan meg sem határozható veszteséget bizonyít eredeti nyilvántartások hiányában. A két lelőhely faunáinak megbízható külön listázása csak az eredeti cikkek alapján valósítható meg. Kutassy (1927,1933,1934,1936,1940) munkásságának végeredményeként (az 1940-es állapot) 56 faj és 4 „varietas” elkülönítése történt meg (I. táblázat), ezek közül ő maga 22 új fajt és 4 új „varietas”-t ismert fel. Az utóbbiak esetében a faji rangra emelés lehetősége is vizsgálandó a revízió során. Az új fajok közül 11, az új varietasok közül pedig 3 ábrázolt szüntípusa—potenciális lektotípusa—fellelhető az Orszᬠgos Földtani Múzeum (MÁFI) leltározott gyűjtemény¬ részében. A publikációk információi szerint ebből mindössze 5 fajnak az eredetileg is megjelölt őrzője a MÁFI. A többiek már az egyetemről menekített anyagból kerültek a leltározott gyűjteménybe, ahogy ezt gyakran a megőrzött korai alátét¬ cédulák is igazolják. (Ezeken felül még egy nem ábrázolt példány is bekerült ebbe akörbe.) Kutassy három Hungariella fajának formális revízióját Szabó (2007) már végrehajtotta, típusaik a Magyar Termé¬ szettudományi Múzeumban találhatók. Az Országos Földtani Múzeumban megtalált leltá- rozatlan anyag rendezése közben további két faj és egy 220 Szabó János: A budapesti (Budai-hegység)felső-triászDachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója I. táblázat. A budapesti (Budai-hegység) késő-triász gastropoda-fauna rendszertani összetétele Kutassy (1940) munkásságának végén (bal oldali oszlop), és a revízió jelenlegi állása szerint (jobb oldali oszlop). Akét oszlop egyező számai ugyanazt a fajt jelentik a revízió előtt és utánis Table I. The systematical composition of the Budapest (Budai-hegység) Laté Triassic gastropodfauna, as compiled by Kutassy’s (1940) lastpublicaton (left column), and by the recentState ofthe revision (right column). The identical numbers of the two columns indicate the same species before and alsó afterthe revision A Budai-hegység (Budapest) késő-triász gastropoda-faunája Kutassy (1940) utolsó munkája alapján összeállítva A Budai-hegység (Budapest) késő-triász gastropoda-faunája a revízió jelenlegi (előrehaladott) szakaszában Archaeogastropoda SuhcliiHK AreihaLiigastnipfiih TllTllll, 1925 Pkummmariiílat: ? Wuttl i etiitl lidae BANDKL, 2(109 2 3 Pknnttm/nsna k | j . KaJtítkdei f/álfyi KUTASSA', 192'' Woríbtftin mhm STOITAN 1 , 1305 3 4 5 Wuríbenkllaí cschcri (STíAPPANl, 1 863) WiifíhtXklltit bfiftgafka (KlJTASSY, 194(1) WortbemeM infmomsía (K( .TASSA', 1936) 1 W'orlbeftití bungtíriru KltasüY, 1940 6 WorthtmetlT? infmi (Stü PPAM) rolundocmnalá Kl TASSY, 1936 5 Wvrtbtnh} hdrmrmíii K-UTAssy, 1936 7 WüTibtftftiíri? entdiu íK.lt.vsív, 1933) 6 Wortbtnifi bnptri STt )íTA ni var, rsimdftcmifítiia Ki. i ass'i h 1936 7 Würthatia amate KT7TASSY, 1933 RapliiHttmiatfdae KOKFX, 1K96 a Wvrihaáttpm budenns Ki JTASSY, 1927 8 Wfiríbenfopxis hndmris KlJTASSY, 1927 Huoinplialidae Turbinidae ILAfirvJHSQUH, ISIS 9 Wothrmímnkt dtioraltt Kl TASSY, 1936 9 Woehmmwieí detomía KüTASSY, 1936 Ti-tk- hidat 1 : (LaliitHitcriifc^ttidae THTFJ.F r 1924 10 (. Jilhtmdms InnAkns KlJTASSY, 1927 10-11 i"2idtiín>d)Mi intiditm (KT’l'ASÍTY, 1927} 11 {jdhitnuJuít iriaJiaa KlJTASSY var. slegantaLs KTTTA5SY, 1932 12 13 Sütnrwlla mJifrn KUTASS Y, 1927 Túrt fii sp. 12 ? ParaiLLtbinidae CossMANN, 1916 Jiokritlía" Hoéfem KlJTASSY, 1927 Nc-ritopsidac TTutyelidae KOkiín, 1596 14 DfifthittMÍnp.m hindim KFTASKY, 1927 1 Hscjdas íip. 15 \)fk4útuúúpá\ hinados/i M17NSTI JR, 1841 ló Anna hhiichi-t'i KT" l ASSY, 1934 fiuhelasH Netltaelnnrplii KOKFN, 1896 Naticopsidac 1-1 Delphiaulnpsldae Blodcett, Fr’ída & Stanley , 2001 Dtípbitiufopsiié inadiiii KlJTASSY, 1927 17 llmgifntüa pitppi KutAssy, 1927 15 Ddphtmthpits inmdofti (MÜJNiSXiiit, 1841) 18 lltmgaritik sp/msa Kl ‘i'ASSY, 1977 58 DtipbmHlvptisé sp. 19 llungaritik ítrsdííú K.LTASSY, 1933 16 Stiskt hínscbkei {Kltassy, 1934) 20 N sitii rHu mhimefiia. MílMS"11 -.R, 1341 17 t Iwigtxneíiapapfii (KPl' AASA T , 1927) 21 Timkiijnii ( TOktmníii) dti&is KTTlT, 1394 18 JJiini'iiniJLi JaUurp SZ.WIO, 2(K(7 ( m/'t,pdi .r/.w ;tr.M Kiri'ASSY} 22 Nci/itofrsii- s^flnimda KlíTASSY, 1936 19 HuHgűrii/Ai yfnxlar Kl TASSA', 1933 23 Naihvpsif (Hohgyrd} iaSSÍatia WlSSMANN, 1341 24 Nadcopsis (Tediúdla) sp, Nciítopsidae Cray, 1847 20 s/fM/reaftt (MÜNSTJJit, 1841) Neriridne 35 _ : . ..... -. \ i \. -4S 25 Pmtfimrita turnadati KUTASSA', 1933 2ó 27 Pmífífíeriía plkaíilii Kl.TT'STEJN, 1843 Pmtfmcriia matuMifohi Kl.IRSTK.3N, 1343 23 NaLieofífiltlae Waaíjen, 1880 f-ff/kgyni tassiatin (WlSSMANN in MUNSTKR, 1841) 23 Prntotimla sp. 29 Trasbynmía cf. aotüfen* Kittl, 1894 Fedaiellidac Bamdll, 2007 30 '1 'nabyruritd mdsftm KlTi'L, 1894 var, cKtáiimbottdtd KJUTASSY, 1936 21 Dmsff/os didim {Ki'i'il, 1894) 31 ' i radiymritfi tptdijira K i'i'j'l , t 1894 var, etíWffita KIJTASSY, 1977 22. 1 iiüsufiiis sigjMatuidt-i Kl. i ÁSSv, 1936 32 7 ‘mdrjnenla qtsadntia „5TOPP. AKT, 1 H6( \ 24 ht'disiúda sp. 33 34 ' i mdiyutnü! qandmla STOPPANT, 1 860 var. esi'tidkulaía AHTBURO, 1906 Tratbymrita quadraia STOimANJ, 1860 var. pmcatuSa Kl JTASSY, 1936 25 NeriLariidae WENZ, 1938 Nerilaria ttírrkalaia KlJTASSY, 1933 (Mcsopasiropoda-s-XeopastropGHLij 26 Neritaria püíndhi (KlípstiíIísi, 1843) 27 Ner/ttma mmddibíú {KumiiiN, 18-13) l'í.rsíjaHdae 28 \trifuri?i sp, 35 Ptilmminiü rrígaraninmi/ti KT.TPS'lTIN, 1 H43 29-31 t 'racírjmnttinni nodípra (KTTlT... 1894) 36 l'utpLitiriidat: Partiam Imin hunpafii a KlJTASSY, 1933 Sulvel^fiA CeiiügasLxopndá Cox, 1959 ? Naticidae Gulldinc, 1834 37 Angidam plkata KlJTASSY, 1927 59 Amumpíií f mami). BÖILM, 1895 33 Pnrptmm mmnut Ki. 1 ASSY, 1927 39 Purpnmi{kfi &a$bwr Koki LM, 1897 AmpnlTinidae OOíiSMAMN, 1919 40 PxrpMimcttni jkmicgii KTTTASKY, 1 927 32-34 ! rnúhyutnia qanAnüss [STOPPÁt-T, 1 860) 41 Burpttmdea easaigfitnais Dl S l t.FVJO, 1912 42 43 Purffumidna ümimlata KlJTASSY, 1927 TrvSnipira ef. (aiáctía fClTTI., 1892 36 PurpLirmldae 2.ITTEJL, 1895 Vüfiirtgnknü hangit ma (KlJTASSY, 1933) 37 Angsdmtí phiala KUTASSY, 1927 .1 eivoncmatkiae 38 TurfitimuH mimma Kl TASSY, 1927 44 \Api, ?'vv«vv/3 : í /:e,r c.\;[ AtMídáriti KLi i “1 1 ., 19ÍH.I 39 PuTpamidea exahmr KOKl-.N, 1897 45 Atephn/toaumíii commita Kt) k i •: 1892 40 Putpamidea ftnwr%ii Kl. TASSY, 193.7 Földtani Közlöny 141/3 (2011) 221 I. táblázat folytatása Tablel. continuation A Budai—hegység (Budapest) késd-tfiász- gaHtnjpuda-íáunája KUTASSY (■miJ) utukú tnunkája alapján Összeállítva A Budai— hegység (Budapest) késő-triász gastmpuda-láunája a revízín jelenlegi (eliírelialadntt) szakasz álján 46 47 Zyspfíknra HTVÍemuSala MüNSTFLR, 1841 Zy$pplenta d" íifpadií fClTTU 1900 41 42 Ihupunüdea jianatfujTim D [ StFEANü, 1912 PufpMviika titffitnlaía Ki.TASSY, 1927 60 .■ : 51. : a>' i. 1 CoclosiyüiiUac 48 Coeíostylma mtkií MünSTER, 1841 ? Uttprínidav Cl 111ImiiM, 1834 49 CaefastytinaplatistafH/i 1 1 l ,Rl . 1 ', 191)8 43 7 rfiftirftim rt. fiixaatfi K TT l 'l, 1 892 ai Cmdaslyfoia sülida kOKFK & WOEHRMANN, 1 892 51 Cmlnstyiiríű íOmpbahjíJyrhd] bacdsas KlTTf., 1894 Zvgople ut-idae WENZ, 1938 52 Coekstylina (Qttiphahpíyvbify pupniski STOPPAN1, 136*0 44 Tynoííffílt étkmtietfs (KjTTL, 1900) 53 Coelasfylimi (Ompbahpi^bií] BÜKM, 1895 45 Slepbamtmm^ teramüa (KOKON, 1892) 5-1 Coelofbrfsülis rotmda Ki TASSY, 1936 46 Z'mpktmi arstwmrattí (MŰK Sílift, 1841) .55 P/diSfnmsfi (7 r/írár) k i. tasSy, 1936 47 Zyfrffikitrrt rí, arpadis K f l'll, 1900 5* i iHfhiliifia (7 taaunnifai} rf hmarhii S'l OTTANI, 1861) 57 PsCLií]<'jmclalliidtijC Psendimftlariüi (ÜútfÁa) KjTTL, 1916 48 49 Cóéloslylmidue COSSMANM, 1909 C.oehslylítlal túlikéi (MlJNSTHR, 1841) dac&sty&líd? pla/'üívwei HAUhRLF, 19I.J8 50 Coíkslylifííd Süíüld (KORÉN & WüLJ IRMÁN N, 1892) Vcrmctidíic 51 Ofxféfiteptyehsi? hacíbus (KilTJ1894) 58 Pmwmiiadatia sp. 52 (íntjihakfttycfkF papoldfj (5‘ii jfTAiNi, 1860) 5.3 (IfKfjhalaptychd? qitleli BOT TM, [ 895 NaLlddae :>4 íjudtubryialis miamin KUTASSY, 1936 59 AmauTvf>JV uratm |í. BOHM, 1895 53 56 Tslkndijósltai KUTASSY, 1936 Tixvitifid'dl cf. bmasbii (STOPPANi, 1860) FllEÍdlC W Palneoiritmi (?) gfobukm KLl'ASSY, 1936 Pscudorntliiniitlíic R, MOllINlA, 1884 61 h'jt.rta nnriats BAKTkÓ, 19.39 57 (' hm/i? (Kl'lTl.„ 1916) 61 ? Máluíífusidaé GrÜNDEL, 2001 „VmaF mrkas BARTKí >, 1939 13 ? Cacnog^stropodn sp. ifidet 2 juv. aTTiTTJOiiit esz sp. ÍTitlet. „varietas”, ábrázolt szüntípusait sikerült azonosítani. Ez az anyag intézményközi megállapodás értelmében a revíziót követően a Magyar Természettudományi Múzeumban kerül nyilvántartásba és megőrzésre. További 6 Kutassy faj ábrázolt darabjai hiányoznak még, ám ezek között olyan is van, amelyből jelenleg már nem áll rendelkezésre sem szüntípus, sem más gyűjtésből származó példány, tehát a faj fixálása egyelőre nem lehetséges. Megkerült a Fusus noricus B artkó, 1939 monotípusa is, amely az egyik nyomtatott alátétcédula tanúsága szerint ugyancsak az egyetem Földtani Intézetéből jutott az Országos Földtani Múzeumba. Kutassy publikált anyagát sokan gyűjtötték; köszönet- nyilvánításaiból tudható, hogy Pálfy Mór és Ferenczi István találta az eredetileg is a MÁFI-ban elhelyezett anyagot. Saját gyűjtései során B artkó Fajos és Kerekes József volt a segítségére. Az alátétcédulák szerint az egyetemről menekített anyagok jelentős része származik a legkorábbra datálható gyűjtésből (Vadász 1918-19). Mégis, biztosan tudható a Kutassy (1927) által megadott, alacsony példányszámokból, hogy ez a bőséges anyag még nem állt a rendelkezésére első publikációjának készítésekor. A következő cikkek kapcsán azonban már tekintetbe kell venni a szüntípusok keresése közben. Streda Rezső amatőr gyűjtő is a segítők közé tartozott, és saját példányait is Kutassy rendelkezésre bocsátotta, de ezek is csak az 1933-as és az 1936-os új fajok kapcsán veendők szüntípusként számításba a köszönetnyilvánítások alapján. Streda gyűjteménye is részben a Magyar Természettudományi Múzeumba, részben pedig az Országos Földtani Múzeumba került. A példányok¬ nak a többsége azonban nem köthető gyűjtőkhöz a hiányos dokumentáció következtében. A megtalált anyag már további — többnyire ismeretlen — gyűjtők kis számú példányát is tartalmazza, amelyek neotípusok keresése közben, és morfológiai pontosí¬ tásokhoz kiválóan hasznosíthatók (pl a Parangularia ese¬ tében, 1. alább). A revízió eredményeiből Pálfy (1920) és Vadász (1920) fajnevei nem köthetők példányokhoz. E két szerző közül az utóbbi faunalistája a részletesebb, 29 fajt sorol fel, közöttük 10 „n. sp.” meg¬ jelöléssel szerepel, ezek azonban a „nőmén nudum” neve- zéktani kategóriában maradtak. Kutassy a Dachsteini Mészkőből előkerült fajait nem helyezte el a genusnál magasabb rendszertani csoportokban az eredeti publikálás során, és nem készített róluk összesített faunalistát. Rövid életpályája során azonban sohasem szakadt el teljesen az anyagtól és alkalmanként revideálta korábbi 222 Szabó János: A budapesti (Budai-hegység) felső-triászDachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója munkáinak eredményeit. A budapesti késő-triász gastropoda- faunát leíró, legfejlettebb rendszertani listája utolsó, már poszthumusz publikációjából (Kutassy 1940, Fossilium Catalogus, 81) állítható össze. Még ebben a munkában is végrehajtott korrekciókat, amelyek közül egyedül a junior homonimának bizonyult Mesotrochus helyett javasolt Callotrochus névre vonatkozót írták felül a Wenz (1938) könyvében hamarabb megjelent, hasonló értelmű sorai. Az így nyert faunalistát itt az I. táblázat bal oldali oszlopa mutatja be. Az 1940-es állapot óta szükségessé vált nevezéktani és rendszertani változtatásokat pedig a jobb oldali oszlop összegzi. Az itt megszaporodott kérdő- és idézőjelek még végrehajt(hat)atlan, új szempontok szerinti ellenőrzéseket jelölnek. A táblázat két oszlopához vezető útról a készülő formális revíziós publikációk fognak részletekkel szolgálni. Az alábbiakban elsőként a család szintű összetételt érintő, fontos rendszerezési problémákat tekintem át. Ennek az egyik oka az, hogy az adott időtávlatban az aktualisztikus módszerre épülő paleoökológiai elemzések alacsonyabb szinten nem valósíthatók meg, mert ott már nincs közös taxon a jelenkori faunákkal. (A triász gastropoda genusok közül egyedül stNeritopsis az, amelynek létezése a jelenlegi ismereteink szerint bizonyított a triásztól máig, de elő¬ fordulása még kérdéses a vizsgálati anyagban.) A család szint a nagy léptékű történeti és paleobiogeográfiai össze¬ vetések céljára is a legalkalmasabb. A problémafeltárás család szinten is jelentős változta¬ tások szükségességét mutatja, de szinte megszámlálhatatlan az alacsonyabb rangú taxonok körében jelentkező feladat. Ez utóbbiakból csak a legnyilvánvalóbbakat kezeli az alábbi összeállítás, amely az „eredeti” rendszert követi és az I. táblázat jobb oldali oszlopának létrejöttéhez nyújt magya¬ rázatot. Azokat a legfeltűnőbb korrekciós feladatokat tekinti át, amelyek a faj ok helyes azonosítása mellett is fennállnak; a „problémás” családok nevét idézőjellel használom. Az I. táblázattal azt is szeretném demonstrálni, hogy a rendszer¬ tan fejlődése miért teszi szükségessé néhány évtized után még az eredetileg jól feldolgozott faunák revízióját is, illetve azt, hogy a revízió elmaradása egyrészt téves következ¬ tetésekhez, másrészt információvesztéshez vezethet egy általános őslénytani kiértékelésben. Az alacsonyabb taxonómiai szintekről a budapesti Dachsteini Mészkőből származó típusfajjal rendelkező három Kutassy által felismert genus mélyebb revíziója számíthat a legszélesebb érdeklődésre, ezért ennek eredmé¬ nyeit részben itt is közreadom; a teljes mélységű formális revízió publikálás alatt áll (Szabó in press). „Pleurotomariidae” — A Kutassy (1927) által Pleuro- tomaria sp.-ként azonosított rossz megtartású példányok valójában egy Eucyclus (Eucyclidae) fajhoz tartoznak. Az Eucyclus karinapárjai közötti álrésszalagok sokakat vezettek már félre. A ház alakja is idegen a Pleurotomariidae családban. A modern gastropoda rendszerekben a Kokeniella ” — helyesen Kokenella — a Porcellidae család tagja. Az egyetlen rossz megtartású példány díszítőelemei prosocyrt (szájadék felé domborodó) lefutásúak a felcsavarodási tengelytől legtávolabbi zónában. Itt a Kokenella esetében a résszalag helyezkedik el ellenkező hajlású (opisthocyrt) növekedési vonalakkal. Az ábrázolttal azonos példány (a K. palfyi monotípusa) áll rendelkezésre, amely valójában egy juvenilis ammonitesz. A „Worthenia" (Lophospiridae) és a Wortheniopsis (Raphistomatidae) sem a Pleurotomariidae család tagja, de valamennyi a Pleurotomariina alrendbe tartozik. Maga a Pleurotomariidae nincs jelen az anyagban. B andel (2009) vizsgálatai a Cassiani Formációból szár¬ mazó jó megtartású korai házakon megerősíteni látszanak azt a korábbi sejtést, hogy a paleozoos típusfajra alapozott Worthenia genus hiányzik a triász faunákból. A balra csa¬ varodó, vagy kissé benyomott protoconch + jobbra csava¬ rodó, trochospirális teleoconch kanyarulatok kombináció¬ jából álló, Worthenia- szerű triász házak alapján eddig négy genust és két családot jelöltek ki a közelmúltban. Közülük talán a Wortheniella Schwardt, 1992 ( Wortheniellidae Bandel, 2009) alkalmazható leginkább a Kutassy által öt Worthenia fajként azonosított töredékes teleoconch példányokra, de csak kérdőjeles formában, amíg eléggé jó megtartású anyag nem áll rendelkezésre a szükséges mélyrevízió elvégzéséhez. „Euomphalidae” — A Woehrmannia genus legutóbbi vizsgálatai (Bandel 1988) azt bizonyították, hogy nem az Euomphalidae, hanem a Turbinidae család tagja. A következtetésre héj szerkezeti vizsgálatok adtak okot; az Euomphalidae névadó genusának házaiban a legvastagabb héjréteg keresztezett lamellás aragonitból áll (Nützel 2002), a Woehrmannia esetében azonban ez lemezes gyöngyház szerkezetű. Ez a különbség a mai osztályozási gyakorlatban a család szint feletti elkülönítésre használatos. „Trochidae” — A Callotrochus Kutassy, 1938 még „Mesotrochus"- ként a Trochidae családban kapott helyet; később Wenz (1938) ezen belül a Calliostomatinae, majd Cox (in Knight et al., 1960) a Proconulinae alcsaládba helyezte. Az eredeti Proconulinae „szétbontás alatt áll” (Szabó et al. 1993; Monari et al. 1996; Gründel 2000, 2008). Gründel (2000) a csoportot családdá minősítette, de ugyanakkor a Proconulidae értelmezését szűkítette, amely már kizárja a Callotrochus genust. A revízió során felismert valóságos peristoma-morfológia figyelembe vételével új alcsaládjavaslatkészült. A „Solariella" nodifera Kutassy morfológiája nem illik az igazi Solariella Wood, 1842 (Trochidae, Solariellinae) egyik (10) subgenusába sem. Az állítás igaz Kokén (1897) „Solariella ” fajaira is, amelyek Kutassy (1927) meghatᬠrozását sugallhatták. A Trochoidea korai csoportjai közül a Paraturbinidae névadó genusával mutatkozik hasonlóság, de azzal sem azonosítható fenntartás nélkül (valószínűleg új genus). A Tectus sp. néven azonosított faj egyetlen töredékes példánya opistocline-opistocyrt növedékvonalakkal rendel¬ kezik, ami nemcsak a Tectus (Trochidae) genusban, de a Trochina alrend egyetlen családjában sem fordul elő. Ez a faj a legvalószínűbben a Caenogastropoda alosztály valamelyik családj ába tartozik. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 223 Neritopsidae-Naticopsidae — Ma a legelterjedtebb e két csoport önálló családként való kezelése, vagy a Neritopsidae családon belüli alcsalád szintű elválasztása. A Neritopsinae elsősorban a díszített, a Naticopsinae a sima héjú formákat gyűjti össze. Kutassy munkássága végére kialakult az a nézet, hogy az utóbbi alcsaládba javasolt genusok többsége valójában a Naticopsis M’Coy, 1844 subgenusa. Bandel (2007) legfrissebb Neritaemorphi rendszere viszont az összes Kutassy által is használt genus¬ csoport nevet önálló genusként ismeri el. Közülük azonban csak a Hologyra (Hologyrinae Bandel, 2007) jöhet szóba a Naticopsidae-n belül, a többi a Fedaiellidae Bandel, 2007 család tagja lett. Kutassy (1940) az értelmezése szerinti Neritopsinae alcsaládba mindössze két genus fajait sorolta ( Delphi- nulopsis, Seisia.) A Delphinulopsis időközben a Delphi- nulopsidae Blodgett, Fryda & Stanley, 2001 (Neritop- soidea) névadója lett. Ebben a családban a többé-kevésbé hasonló házalak és feloldatlan belső falak mellett a peristoma belső ajka mentén kialakuló, aperturát szűkítő „lemez” jelenti az összekötő héj morfológiai jellegzetes¬ séget. A Seisia Kutassy, 1934, a Platychilina Kokén, 1892 és a Schwardtopsis Bandel, 2007 ugyanabba a külső morfológiai típusba tartozó házakra alapozott genus. Rendelkeznek valamilyen mértékig kifejlődött „apertura- szűkítő”-vel, de mert ezek szerkezete eltérő, pontos rend¬ szertani és nevezéktani helyzetük még további vizsgálatokat igényel. Kutassy utolsó munkájában a Hungariella Kutassy, 1932 már a Naticopsinae tagja, jóllehet korábban első két faját a Neritopsinae névadó genusába sorolta, és hang¬ súlyozta a család paleozoos genusaihoz való hason¬ lóságot. Saját megfigyeléseim szerint a korábbi vélemény jelentette a jobb megközelítést. A közelmúltban főcsalád (Neritopsoidea) rangúvá előlépett csoporton belül a Delphinulopsidae jelenti a helyes besorolást. (1. még alább is). „Neritidae” — A Naticopsinae/idae hasonló formájú házaitól a Neritidae tagjait a korai kanyarulatok belső falainak a feloldódása különbözteti meg. Kutassy fajai közül csak a Neritaria (junior szinonimája a Protonerita ) fajok sorolhatók biztosan a Neritidae családba. Saját vizsgálataim azt bizonyítják, hogy a Trachynerita quadrata Stoppani (típusfaj) nemcsak eddigi családjában (Neritidae) idegen, hanem az egész Neritaemorphi alosz¬ tályban. Sértetlenek még a legkoraibb megfigyelhető kanya¬ rulatok belső falai is, egyéb morfológiai jellegei pedig a Campaniloidea Douvillé, 1904 egy korai sikeres csoport¬ jának, az Ampullinidae (= Ampullospiridae) családnak a jelenlétére utalnak. Azon belül pedig az Ampullospira G. F. Harris, 1897 héj morfológiája lényeges elemeiben azonos, emiatt a Trachynerita Kittl, 1894 junior szinonimájává válik. Tekintve, hogy a Trachynerita quadrata az egyik legnagyobb példányszámú faj, a változás a fauna megítélését is jelentősen módosítja. „Trachynerita nodiferd' -ként azonosított mikroszko¬ pikus méretű házak alapján Bandel (2007) létrehozta a Trachyneritaria (Neritidae, Trachyneritariinae) genust, amelynek belső kanyarulatfalai feloldódtak, tehát valóban a Neritidae tagja. Még nem bizonyított azonban az aduit házak alapján felismert típusfaj ( Trachynerita nodifera Kittl) és Bandel (2007) korai juvenilis házainak azonos fajba való tartozása. A „Naticella Münster, 1841” genusnév nem alkal¬ mazható arra a triász neritimorfa alakkörre, amelyre szerzője létrehozta, mert a Naticella Guilding in Swainson, 1840 (Naticoidea) junior homonímája. Egyes, korábban ide sorolt fajok a Natiria de Koninck, 1881 genusba tartoznak, de mélyreható revízió szükséges más esetekben, mint például a Kutassy által azonosított Naticella sublineata Münster, 1841. Fossaridae — Azt az egyetlen fajt, amit Kutassy (1927) ebbe a családba sorolt, Bandel (2007) újravizsgálta és a Fossariopsis (Neritopsidae) új genus típusfajává minő¬ sítette, azaz egy másik alosztályba került (Neritaemorphi). A Fossaridae (Caenogastropoda) tehát nincs jelen a faunában. Purpurinidae — A faj számok tekintetében ez az egyik legnépesebb család, de példányszámuk meglehetősen kicsi, ezzel állhat kapcsolatban ismertségük viszonylag alacsony szintje is. Kutassy a Parangularia genus (1. alább) mellett több új fajt is felismert ebben a csoportban. Közülük a „Purpurind" minima Kutassy, 1927 genus besorolása még felülvizsgálat alatt áll (?Trochoidea). Naticidae — Ez a családnév és genusnevei ( Natica , Amauropsis, Tylotrochus stb.) gyakran megjelennek a klasszikus triász gastropoda irodalomban, ám ritkán illetnek igazi naticid formákat. Legtöbbjük az Ampullinidae, vagy a Coelostylinidae alacsony spirájú házait takarja. Minden egyes eset gondos revíziót igényel; Kutassy faunalistájának Amauropsis macra J. Böhm, 1895 fajához még nem sikerült példányt találni. „Loxonematidae” — A Loxonematoidea az egyik leg¬ korábbi magas spirájú, caenogastropoda (Mesogastropoda) szerű házakat tartalmazó főcsalád a kora-paleozoikumtól. A budapesti faunában csak a korábban ide sorolt Zygopleuridae van jelen, amelynek névadó genusa mellett a „Stephano- cosmid ’ is a tagja, de ennek a genusnévnek az érvényessége vitatott, a remete-hegyi példányokra a Tyrsoecus Kittl, 1892 név alkalmazható. A Zygopleuridae ma a Zygopleuroidea főcsaládba tartozik, amely a már protoconch alapján is bizonyíthatóan Caenogastropoda alosztályba tartozó korai, magas spirájú csigákat gyűjti össze. Coelostylinidae — A családban az Omphaloptycha és a Coelostylina is önálló genusként szerepel, de — ahogy ezt Haas O. (1953), valamint Nützel & Erwin (2004) is hang¬ súlyozza — a mai napig nem megoldott a megbízható morfológiai elhatárolásuk egymástól; lehet, hogy szinoni¬ mák. A jellegtelen házaikból következően bizonytalanok a fajhatárok is, emiatt vélhetően sokkal magasabb a nevek sokaságában jelentkező, mint a valóságos faj szám. Várható a faj szám csökkenése azért is, mert az ide sorolt sekély varrató, kúpos spirájú fajok a Pseudomelaniidae családba illenek inkább. 224 Szabó János: A budapesti (Budai-hegység)felső-triászDachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója Pseudomelaniidae — Az egyetlen idesorolt faj rossz megtartású példányai mélyen futó varratuk miatt inkább illenek az Ampullinidae, vagy a Coelostylinidae családba. A család azonban valószínűleg jelen van a faunában (1. a Coelostylinidae-t). „Vermetidae” — A Provermicularia Kittl, 1899 egy meghatározhatatlan faját listázta Kutassy (1927). Maga a genus is rosszul ismert, neve rokonságot sejtet a Vermicu- laria genussal; Wenz (1938) meglátása szerint is ennek a szubgenusa a Provermicularia. így azonban a Turritellidae Vermiculariinae Dall, 1913 alcsaládjában kellene elhe¬ lyezni, ahol a Vermetidae tagjaihoz hasonlóan a felcsa¬ varodás diszjunkt, vagy szabálytalan. Az egyetlen, nagyon rossz megtartású példány alakja és héj maradványai azonban olyan erőteljes növekedési rátát mutatnak, mint a neritae- morfa gastropodáké; a héj maradványokból rekonstruálható utolsó és azt megelőző kanyarulat pedig lazán érintkezik egymással, hasonlóan a Delphinulopsis (Delphinulopsidae) házakéhoz. „Fusidae” — Ez a családnév a Colubraridae Dall, 1904 (Buccinoidea Ralinesque, 1815) junior szinonimája, ezért érvénytelen (Bouchet & Rocroi 2005). A legfejlettebb elölkopoltyús csigákra (?Neogastropoda) alkalmazott érvé¬ nyes nevek túlnyomó többsége legfeljebb a kora-krétától megjelent formákra használható. Ma még az sem álta¬ lánosan elfogadott, hogy ez a nagycsoport hosszú, látens evolúciós utat tett meg, és már a triászban is megtalálhatók képviselői. Kutassy (1936) Palaeotriton (?) globularis fajának a genusneve (Kittl, 1894 szerzőségével) homonimia miatt érvénytelen, a Pseudotritonium Wenz, 1938 helyettesítő név használandó a Kittl által felismert taxonra. Nützel & Erwin (2004) ezt a genust is a Maturifusidae Gründel, 2001 családba sorolta faunájuk Maturijususl sp. fajával együtt. A család névadója, az igazi Maturifusus Szabó, 1983 már jól fejlett szifócsatornával rendelkezik, ami a Pseudotritonium esetében csupán egy enyhe szinusz a columella végénél ezért nincs helye a Maturifusidae-ben. Az a példány azonban, amit Bartkó (1939) „Fusus noricus ” néven írt le jobban illeszkedik a Maturifusidae családba. A Fusus Helbling, 1879 genusnév azonban nem alkalmazható az adott fajra (sem három junior homonimája, illetve azok helyettesítő nevei), de a közel másfélszáz „fusus” utótagú, illetve annak megfelelő előtagú genusnév sem; új genus felállítása szükséges (in prep.). Kutassy genusai Kutassy három új genust jelölt ki a Budai-hegység Dachsteini Mészkövéből származó típusfajra alapozva: Callotrochus, Hungariella és Parangularia. Meglátásai helyesek voltak, de egyik genus sem bizonyult teljesen problémamentesnek nevezéktani szempontból. A szükséges korrekciókat már Kutassy elkezdte, a formális revízió publikálása folyamatban van (Szabó in press) Callotrochus Kutassy in Wenz, 1938), (Calliostomatidae, Archaeogastropoda/Vetigastropoda) (l.ábra) Javított leírás — A bikonikus, vékony héjú ház mér¬ sékelten tornyos, kihegyesedő (coelokonoidális) spirával rendelkezik. Az aduit ház utolsó két kanyarulata „felfújt”; minden kanyarulat perifériája szögletes, de kis sugár mentén lekerekített. A házat nyitott (phaneromphalus) köldök fúrja át valamennyi növekedési stádiumban; a köldök nyílását lekerekített szögletesség határolja el a bázistól. A kanya- 1. ábra. Callotrochus triadicus (Kutassy, 1927) 7 a-c: az elveszett monotípus (holotípus) ábrája másolatban. A-D: a holotípushoz leginkább hasonló újabb gyűjtésű példány (A-C: x 1; D: *2). E-F: „Mesotrochus triadicus var. elagantula Kutassy, 1936” monotípusa, amelynektaxonómiai elkülönítése nem indokolt a revízió eredményeként (x 1) Figurel. Callotrochus triadicus (Kutassy, 1927) 7 a-c: copiedfigure of the lost monotype (holotype). A-D:figures of a specimen, morphologically nearest to the holotype (A-C *1; D: *2). E-F: “Mesotrochus triadicus var. elagantula Kutassy, 1936 ”monotype, the revision has notconfirmed its taxonomical distinction ( y l) Földtani Közlöny 141/3 (2011) 225 rulatok és a bázis külső fala lapos a juvenilis házon, de fokozatosan domborúvá válik az utolsó kanyarulatok felé haladva és kialakul az enyhén felfújt jelleg. A varrat eleinte sekély, majd fokozatosan kissé benyomottá válik az utolsó kanyarulatokon. A peristoma megszakítás nélküli és nagy¬ jából egy síkban található; fő összetevői négyszögletes körvonalat mutatnak. Parietális része igen vékony kallusz- ként tapad az előző kanyarulatra. A köldöki („kolumelláris”) ajak közel vertikális helyzetű, ki vastagodás nélküli, de széles, enyhe, középtáji szinusszal rendelkezik, domború oldalával a köldök felől. A köldökperemi szögletesség csekély beöblösödésben végződik a kolumelláris és abazalis ajak talákozásánál; ez a szinusz kezdetleges szifócsatornára emlékeztet. A teljes héj finom növekedési vonalakkal díszített, amelyek orientációja prosoclin. A növekedés vonalak mellett véletlenszerűen megjelenő spirál vonalszakaszok is előfordulnak, főként a periféria mentén. Diszkusszió — Eredetileg Kutassy (1927) az egyik új faját helyezte el az általa létrehozott űj szubgenusban [Trochus ( Mesotrochus ) triadicus], később még ennek egy „varietas”-át is leírta „ elegantulo ” név alatt. (Saját vizs¬ gálatommal nem tudom alátámasztani a faj megosztásának indokoltságát). Kutassy (1927) a típusfajt monotípus alapján jelölte ki, amely azonban elveszett. A rendelkezésre álló példányok pedig lényeges morfológiai különbségeket mutatnak az eredeti, rajzos ábrától, és a leírástól. Kutassy (1927) „ Mesotrochus ”, majd Callotrochus diagnózisa egy vaskos, kallusszal bevont columellával rendelkező, köldöktelen házról beszél. A Mesotrochus triadicus Kutassy var. elegantula Kutassy, 1936 megtalált, ábrázolt monotípusa és minden további példány (35) teljes házát jól észlelhető, igazi köldök fúrja át (phane- romphalus) (1. ábra). A peristoma belső (köldöki) ajka pedig hártyavékony (1. ábra: A, D), nincs rajta semmi kivastagodás (kallusz). Valószínű, hogy a köldöknek az oszlopszerű kitöltését értelmezte Kutassy (1927 p. 151) buzogány-, vagy botformájú kolumellaként („Keulen- förmig”, „Stabförmig”), maga a köldökfali vékony héj pedig a „kallusz” lehet az eredeti leírásban. A Trochoidea rokonsági körében éppen ezen a tájékon található a genus¬ szinten alkalmazott elkülönítő bélyegek legtöbbje; a köldök létét/hiányát pedig sokan már önmagában is elkülönítő jegyként kezelik. Esetlegesek a Kutassy (1927) rajzán és a leírásában szereplő gyenge kiemelkedések a varrat alatti és a perifériális sávban, és csak késői növekedési fázisban jelennek meg. Ezek az első ábra tanúsága szerint a csigákon gyakran megfigyelhető egyedi növekedési variabilitás kategóriájába tartoznak; nem tekinthetők genus-bélyegnek [hiányoznak az összes rendelkezésre álló példányról]. A köldök jelenléte miatt kötelező az összevetés a hasonló morfológiájú Anticonulus Cossmann, 1918 (Trochidae) genussal, amelynek fajai nagyobb számú és alacsonyabb kanyarulatokkal rendelkeznek, mint a Callotrochus. Emel¬ lett ez utóbbi genus házalakja „bikonikus”, azaz nemcsak a spira, de a bázis körvonala is kúpszerű; az Anticonulus esetében a bázis lapított. A Callotrochus-é hoz hasonló alakkal rendelkező Eucyclomphalus (Eucyclidae) a mélyen futó varrat miatt kissé „pagoda formájú” körvonala, és a családjára jellemző díszítés alapján különíthető el. Mivel a Mesotrochus név már foglalt volt a genus¬ csoporton belül, az Kutassy új genusára alkalmazva érvénytelen. A Callotrochus helyettesítő nevet egy évtized után publikálta Kutassy Wenz (1938) gastropoda rend¬ szertani kézikönyvében a Trochidae (Calliostomatinae) család tagjaként. Később Knight et al. (1960) a máig töredékes — csak Archaeogastropoda — „Treatise” rend¬ szerében a Callotrochus genust kérdőjellel a Proconulinae Cox, 1960 (Trochidae) alcsaládban helyezte el, míg Pchelincev & Korobkov (1960) vázlatos rendszerében a Conulinae Cossmann, 1916 (Trochidae) tagja lett a csupán csak listázott genusok között. A Conulinae Cossmann, 1916 név érvénytelen (Bouchet & Rocroi 2005), ez az alcsalád tehát elvetendő, mint lehetséges rendszertani hely. A Proconulinae inho¬ mogenitására már Szabó et al. (1993) és Monari et al. (1996) felhívták a figyelmet, két fő alakkörükből a Proconulus és a közelálló genusok számára szűkített értelmezéssel Gründel (2000) létrehozta a Proconulidae családot; az új értelmezés azonban már kizárja a Callotrochus genust. A „kirekesztettek” ugyancsak hete¬ rogén csoportjának családbesorolása még megoldatlan. A Callotrochus számára a legjobb rendszertani helynek Wenz (1938) besorolása látszik (Trochidae, Calliosto¬ matinae), azzal a pontosítással, hogy a mai malakológia a névadó Calliostoma genust és rokonságát család szinten elkülöníti a Trochoidea főcsaládon belül: Calliosto- matidae Thiele, 1924 (Trochoidea, Vetigastropoda/ Archaeogastropoda). Ezen a családon belül találhatók a hasonló alak mellett olyan egyszerű columelláris (umbilikális) ajakkal rendelkező házak, mint amilyen a Callotrochus genusé is. Az Interneten is hozzáférhető adatbázisok építése köz¬ ben a nem eléggé alapos és gyakran névtelen közreműködők további zavarokat idéztek elő e „nehéz sorsú” genus körül. A „Nomenclator Zoologicus ” genusnév-adatbázisába — annak ellenére, hogy Kutassy szerzőségét az új névhez kapcsolt lábjegyzet egyértelművé teszi —, tévesen a Callotrochus Wenz, 1938 név került. A „ Palaeobiology Database” egy adatközlője pedig azt a hamis információt táplálta a rendszerbe, hogy ez a név téves helyesírású volt és Ladd (1982) kijavította azt Calliotrochus- ra. A valóság az, hogy Ladd nem javított, az nem is szükséges, mert a Callotrochus helyesírása rendben van. Ő a Calliotrochus Fischer in Kiener, 1979 genusnevet használta korrekt módon, az pedig a Gibbula Risso, 1826 egyik subgenusára — tehát más alakkörre — vonatkozik és másik típusfajon is alapul. Az egy betűnyi különbség a névben pedig elegendő ahhoz, hogy ne minősüljön homonimának (ICZN 1999, 56.2. pontja). A hamis információ viszont elég volt a 226 Szabó János: A budapesti (Budai-hegység) felső-triászDachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója Callotrochus automatikus törlésére az adatbázis érvényes genusai közül. A Budai-hegységen kívül a perui késő-triász faunában azonosított Haas O. (1953) Callotrochus sp.-ként két igen rossz megtartású példányt. Az Interneten szabadon hozzᬠférhető gyűjteményi adatbázisok közül pedig a Montanai Egyetem Múzeuma jelez egy Oregon (USA) állambeli Callotrochus sp. előfordulást (egy példány). Tekintve az említett fontos morfológiai bélyegek eredeti leírásbeli pontatlanságát, ezek az előfordulások bizonytalannak tekintendők. Az ismereteink mostani állása szerint tehát a Callotrochus genus valószínűleg endemikus azon a sekély¬ vízi platformon, amelyhez köthető a budapesti Dachsteini Mészkő képződése is. Hungariella Kutassy, 1933 (Delphinulopsidae, Neritaemorphi) (2. ábra) Javított leírás — Alacsony termetű, gömbölyded, turbó formájú a ház, amely kevés (4-5) kanyarulatból épül fel, meglehetősen mélyen húzódó varrattal. A kanyarulatok belső fala nem oldódott fel. A spira körvonala kissé lépcsőzetes. A varrat alatt keskeny váll (rámpa) található, amelynek felszíne az enyhén homorú-enyhén domború tartományban fejlődik ki. A kanyarulatok átmetszete kissé elnyúlt a varrat és a columella abapikális vége közötti irányban. A ház nyílása (apertura) félkör alakhoz közelítő, az átmérőnek megfelelő, csak enyhén ívelt oldal a szájadékperem (peristoma) belső ajka mentén található; az ív az apertura felől nézve homorú. Ezt a vonalat egy gyengén kifejlődött, éles peremű peristoma- szűkítő „lemez” határozza meg (amely egyben a családbeso¬ rolás egyik fontos bélyege). Maga a teljes peristoma meg¬ szakítás nélküli, de a parietális régióban az utolsó előtti kanyarulatra tapadt kalluszként jelenik meg. Ezen a házré¬ szen, de az „apertura szűkítőtől” a ház belseje felé eső módon egy dudor („fog”) található a típusfajon. A columelláris ajak elülső oldala meglehetősen széles és enyhén homorú, egyes fajokon apró dudorok figyelhetők meg ezen a felületen, amelyek valószínű funkciója az éppen jelenlétük alapján feltételezhető operculum zárt állapota esetén a lélegzőrés biztosítása. A külső ajak erősen ívelt és éles peremű; lefutᬠsában a tövissorral díszített fajok esetében törés alakulhat ki a rámpa abaxiális pereménél. A díszítés változatos; harántbordák, vagy ráncok (hullámok) alakulnak ki a fajok többségén, amelyek a rámpa külső pereménél a legmagasabbak. Emellett különböző erősségű hosszanti (spirális) kiemelkedések (cérna, fonal, szalag jellegűek, néha karina is) vannak jelen minden faj házán. A két legerősebb spirális díszítőelem eltérő módon, de minden fajon kifejlődik a rámpa peremén és amellett. A hosszanti elemeken különböző méretű gömbölyded és növekedési irányban elnyúlt kivastagodások is kifejlőd¬ hetnek (szemcse, csomó, dudor, bütyök), ezek az erőssé¬ güknek megfelelő méretű tüskévé is módosulhatnak a rámpán és közvetlenül az alatt. A kivastagodások spirális irányban többé-kevésbé szabályosan ismétlődnek, de a sorok fázisa általában eltérő. Egymás mellé kerülve változatos formájú álbordákat hozhatnak létre, de teljesen kaotikus képet is mutathatnak. A növekedési vonalak finomak, csak a felnőtt példányok szájadéka közelében erősödnek meg; lefutásuk prosoclin. 2. ábra. Hungariella Kutassy, 1933 9 a-b: a „Neritopsis spinosa Kutassy, 1927” monotípusának első ábrázolása (másolat); ez a jellegzetes példány igazolta minden kétséget kizáróan azt, hogy Kutassy gyűjteménye részben a Magyar Természettudományi Múzeumba került. 10 a-b: a Neritopsispappi Kutassy, 1927 (a Hungariella típusfaja) eredeti ábrájának másolata; maga a példány elveszett a többi szüntípussal együtt. A-B: & Hungariella kutassyi Szabó, 2007 = „Neritopsis spinosa Kutassy, 1927” fényképen (x 1); elsődleges junior homonímia miatt az eredeti név nem alkalmazható. C-E: a Hungariella típusfajának kijelölt neotípusa (Szabó 2007), ( x l). F: Kutassy ( 1933,1. tábla, 9.) által is, de más nézetben ábrázolt példány, amelyen jól látható a jellegzetes „fog” a házbelsőben, (*1) Figure 2. Hungariella Kutassy 1933 9 a-b: copy offirstflguration ofthe monotype fór “Neritopsis spinosa Kutassy, 1927”; this characteristic specimen doubtlesslyjustifies that a part o/Kutassy’s collections has got to the Hungárián Natural History Museum. 10 a-b: copiedfirstfigure of Neritopsis pappi Kutassy, 1927 (type species ofHungariella); the specimen itselfand the other syntypes lost. A-B-.photos ofHungariella kutassyi Szabó, 2007 = ” Neritopsis spinosa Kutassy, 1927” ( xl ); because ofprimary junior homonymy, the original name had to be replaced. C-E:figures of the neotype fór the type species of Hungariella (from Szabó 2007), (x1).F: a figure to show the morphologyoftheinnerdenticleofa specimen, depicted alsó byKuTASSYj 1933, Pl. l:9.)butinanotherview,(xl) Földtani Közlöny 141/3 (2011) 221 Fontos hangsúlyozni, hogy a fent említett haránt díszítő elemek nem párhuzamosak a növedékvonalakkal (nem kollabrálisak), hanem a tengellyel közel párhuzamosak (axiálisak). Diszkusszió — Ez Kutassy legismertebb és talán a legkevésbé problémás genusa. Sajnálatos módon, a nem¬ zetközi és a hazai rendszertani irodalomban az Erdős (1946) által egy Hymenoptera genusra létrehozott junior (érvénytelen) homonimája is használatban maradt a mai napig. Az igazi Hungariella a Budai-hegységen kívül csak a Karavankákban fordult elő biztosan az alp-kárpáti térségben (Kutassy 1934), emellett Pan (inYü et al. 1995) Kína Szecsuán tartományából publikálta a genus negyedik faját Hungariella latosepta Pan, 1985 néven. Ötödik faja (a Remete-hegyről) publikálás alatt áll (Szabó in press). Abból, hogy Kutassy (1927) első alkalommal még Neritopsis genusként azonosította későbbi új genusának két faját ( N . spinosa, N. pappi),díd]ok szintjén azonnal revíziós feladat jött létre, a „Neritopsis spinosa ” nevet ugyanis akkor már viselte egy jura faj (Hébert & E. Eudes-Deslong- champs 1860). A név Kutassy 1927-es újbóli alkalma¬ zásában az ICZN (1999) 53.3. cikkelye értelmében elsőd¬ leges junior homonimának minősül, ezért azt az 57.2. cikkely örökre kizárja a fajra alkalmazható nevek köréből; a 60.3. cikkely pedig helyettesítési kötelezettséget ír elő. A névhelyettesítést Szabó (2007) végrehajtotta ( H. kutassyi ) és összekötötte a másik két Hungariella faj revíziójával, amelyek eredetileg ábrázolt szüntípusai nem kerültek elő [kivéve egy sérült, tévesen H. stredae fajként azonosított és ábrázolt, nagytermetű Purpuroidea példányt (Kutassy 1933,1. tábla: 14.)]. A revízió első lépéseinek egyik ered¬ ményeként a H. pappi (Kutassy, 1927) (= típusfaj) részére neotípus, a H. stredae Kutassy, 1933 számára pedig lekto- típus kijelölése történt meg. Újból mérlegelve az egyes héj morfológiai bélyegek fontosságát, a kifejlődőben levő peristoma-szűkítő képződmény alapján helyesnek látszik a Hungariella áthelyezése a közelmúltban létrehozott Delphinulopsidae Blodgett, Fryda & Stanley, 2001 (Neritopsoidea) családba. Parangularia Kutassy, 1934 (Purpurinidae, Caenogastropoda) (3. ábra) Javított leírás — Mérsékelten tornyos ház, amely enyhén homorú, pagodaszerű spira körvonallal, valamint kissé felfújt (aduit) utolsó két kanyarulattal rendelkezik. A kanyarulatokat középtájon spirális szögletesség töri meg, amely felett a rámpa (váll) és az alatta található külső sáv kb. egyforma szélességű és lapított. A rámpa meglehetősen meredeken lejt kifelé, a külső oldal viszont enyhe szögben hajlik a szögletességtől a tengely irányába; ez a lejtés azonban kifejezettebb a juvenilis kanyarulatokon, és csökkenő a későbbieken. Második szögletesség fut a juvenilis házak azon vonalán, amit a következő kanyarulat varrata éppen lefed (periféria). Ez azonban fokozatosan eltűnik a növekedéssel. A bázis maga egyenletesen dom¬ ború és köldöktelen. Az apertura ovális, körülötte a peristoma folyamatos; a parietális ajak és a csatlakozó kolumelláris ajakrész elvékonyodó kalluszként kiszélesed¬ het a bázis irányában. Széles szinusz fejlődik ki a szifó- csatornánál megszokott helyen, a kolumella végénél. Ennek a korábbi házrészen hagyott nyoma lapos redőként jelenhet meg a kolumellával párhuzamosan a bázis felőli oldalon, esetleg egy sekély árok által elválasztva. A ház legfeltűnőbb díszítése a kanyarulatok szög¬ letességén futó egyetlen karinából és az ezt keresztező, többé-kevésbé szabályosan, az utolsó növekedési fázisban néha szabálytalanul ismétlődő bordákból áll. A bordák meglehetősen ritkák, lefutásuk kollabrális. A karina és a bordák kereszteződési pontja kihegyesedő a juvenilis kanyarulatokon, később azonban tövissé is erősödhet. A karina a ház teljes hosszában megtalálható, de a bordák gyengülhetnek, vagy hiányozhatnak is az aduit házrészről, de a tövisek még az utóbbi esetben is jelen lehetnek. A tövisek „parabolikus” jellegűek legalább az utolsó két kanyarulaton, ami szakaszos növekedésre utal. A növeke¬ dési vonalak opisthocyrt lefutásúak a rámpán és gyengén opisthocyrtek a kanyarulatok külső oldalán, valamint a bázison. Az utolsó előtti kanyarulaton a karina és az alsó varrat között lapos dudorok (pustulák) kialakulása figyelhető meg, amelyek valószínűleg a bázist is beborítj ák, ahogy az az utolsó kanyarulaton már látható, és ahol már mammillák többé-kevésbé rendezett hálózatává erősöd¬ nek. Diszkusszió — A genus típusfajának első, meglehetősen rossz megtartású, kőbél példányát Kutassy (1933) a Remete-hegy faunájában találta, és a Purpuroidea raib- lensis Blaschke fajjal azonosította, a már akkor felismert különbségeket pedig a „var.” hungarica felállításával hangsúlyozta. A Karavankák Dachsteini Mészkövéből származó gastropoda-faunában Kutassy (1934) további példányokat talált és a korábbi „varietas”-t faji rangra emelte, amelyet az ugyanakkor definiált Parangularia genus típusfaj akéntjelölt meg. A névadás is jelzi az Angularia Kokén, 1892 genussal való morfológiai rokonságot. Ebből, és a Purpuroidea Lycett, 1848 genussal való összevethetőségből kézenfekvő volt Wenz (1938) döntése az együttes családbesorolásra (Purpurinidae). Ugyanakkor Wenz szubgenusi státusz lehetőségét is felveti a Purpuroidea genuson belül, de a házmorfológia alapján ez nem igazán indokolt. A Parangularia leletei biztosak a Dunántúli-közép¬ hegységben és a Karavankákban, ezek mellett még Zapfe (1972) is lehetségesnek tartotta észak-alpi előfordulását egy azonosíthatatlan lelet elemzése közben. Egy ismeretlen gyűjtő jó megtartású példányai (3. ábra) alapján a Parangularia hungarica (Kutassy, 1933) házának legtöbb részlete jól demonstrálhatóvá vált, és alátámasztható mind a faj, mind pedig a genus kijelö¬ lésének a helyessége. 228 Szabó János: A budapesti (Budai-hegység) felső-triászDachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója 3. ábra. Parangularia hungarica (Kutassy, 1933), aKuTASSY ( 1934) által kijelölt genus típusfaja A holotípus (monotípus) melletti új példányok segítségével jól demonstrálható a házak változása az egyedfejlődés során csakúgy, mint a variabilitás. Az összes bemutatott példány gyűjtője ismeretlen. Nagyítás: x 1. - A-B: az először „Purpuroidea raiblensis Blaschke var. hungarica Kutassy, 1933”-ként leírt faj holotípusa; felnőtt példány utolsó két kanyarulata aperturális és hátoldali nézetben; C-H: fiatal példányok a variabilitás szemlétetésére: markáns, szabályos bordázat (C-D); szabálytalanná váló bordázat (E-F); mindig szabályos bordázat a juvenilis házon (G); gyenge bordák, és egy az aduit kanyarulatok bordáin ismétlődő tövisek közül (H), amelyeknek általában csak a sebhelye marad meg Figure 3. Parangularia hungarica (Kutassy, 1933), type species ofthe genus, assigned by Kutassy (1934) The holotype (monotype) and somé new specimens demonstrate the ontogenetic changes ofthe shells and alsó the variability. All specimens arefrom unknown collectors, magnification: x /. -A-B: the holotype, first described as “Purpuroidea raiblensis Blaschke var. hungarica Kutassy, 1933 thepenultimate and the last whorl of an aduit specimen in apertural and dorsal view. C-H.young specimens to demonstrate the variability: shell with marked costae (C-D); ribbing changes subregular (E-F); ribs are every time regular on juvenile shell (G); weak ribs and one of the spines (H), which are repeatedon the top ofallcostae bút usually theirscars remainpreserved A fauna jellemzése A faunán korábban dolgozó szerzők egybehangzó véle¬ ménye az, hogy a megtalált együttes határozottan paleozoos jellegű. Az állítás már az „eredeti” faunalistára tekintve is túlzó, de ma már egyáltalán nem állja meg a helyét. Nyilvánvaló az, hogy a perm végi krízis után a kora-triász faunák felépülése a paleozoos túlélők sikeres csoportjainak a diverzifikációjával indult. Sokuk leszármazottai látszólag jelentős változások nélkül éltek tovább a késő-triászig és előfordulnak a Dachsteini Mészkőben is. Az utóbbi évtizedekben elterjedt új kutatási módszerek azonban lényegesen megnövelték a gastropoda-osztályozás felbontó¬ képességét. Az új eredmények nyomán a klasszikus rendszerek nagycsoportjai mellett azok részei is gyakran új értelmezést kaptak. Az új módszerek (SEM, DNS analízis, óriásmátrixú, számítógépes kladisztikai elemzések) és új felfedezések nyomán számos esetben módosultak a korábban vélt rokonsági kapcsolatok és az új faunák feltárásával a taxonok története is változott. Ennek egyik következményeként tovább nőtt a triász eredetű magasabb rendszertani csoportok aránya is a vizsgált faunában. A változások az I. táblázat jobb oldalának vázlatos rendszerében is megjelennek. Ezek közül a nem specialista olvasó számára valószínűleg az a legfeltűnőbb, hogy részben hiányoznak a magasabb rendszertani csoportoknak Földtani Közlöny 141/3 (2011) 229 a tanulmányok során és a korábbi irodalomban megszokott nevei, vagy a tartalmuk megváltozott. Az Archaeogastro- poda Thiele, 1925 rend ma alosztály szintű csoport a paleon¬ tológusok értelmezésében, de a neontológusok számára ez nem elfogadható, és a helyette a Vetigastropoda Salvini- Plavén, 1980 rend tartalmazza az ősi típusú gastropodáknak nagyjából azt a részét, amelyben a héj anyaga lényegében gyöngyház és/vagy a lágytestben a kopoltyú páros. Az Archaeogastropoda rend eredeti értelmezés szerinti másik nagy csoportja ma a Neritaemorphi Kokén, 1896 alosztályba tartozik, ahol a meghatározó héjréteg már keresztezett lamellás aragonit. A két „utódcsoport” a korai egyedfejlődés (protoconch morfológia), a lágytestfelépítés, szaporodás mellett még számos biológiai és alaktani különbséget is mutat. Ponder et al. (2008) tanulmánya szerint a Neritaemorphi a leszármazási kapcsolatokat vizsgálva a hasonló héj szerkezetű Caenogastropoda Cox, 1959 (= Mesogastropoda Thiele, 1925 + Neogastropoda Wenz, 1938) alosztály testvércsoportjaként („sistergroup”) különül el a kladisztikus osztályozási mód többféle megközelítésével is a Vetigastropodától. Ugyanezzel a módszerrel a korábban az archaeogastropodák közé sorolt Patella- félék pedig ma Patellogastropoda Lindberg, 1986 néven nem kategorizált rendszertani egységbe („clade”) kerültek. Ezt a biológusok az összes többi csiga nagy¬ csoportjával egyenrangú leszármazási egységként („sister¬ group”) kezelik (függetlenül attól, hogy fosszilis anyag alapján ez az állítás nem támasztható alá; kétségtelen Patellogastropoda leletek csak a triásztól ismertek). A budapesti faunában az Archaeogastropoda alosztály¬ hoz tartozó hét család közül csak kettő rendelkezik paleo- zoos genusokkal is. Az öt Neritaemorphi család közül kettő ismert a paleozoikumtól (a fajok csaknem fele-fele arányban oszlanak meg közöttük). A Caenogastropoda valamennyi (8) listázott családja a triásztól ismert. Összesítve tehát a paleozoos+mezozoos (4) és a triászban megjelenő (16) család arány inkább mezozoos jelleget ad a faunának. A „jövő előhírnöke”, a Maturifusidae jelenléte pedig csak erősíti ezt a megállapítást. Még erőteljesebben nyilvánul meg a mezozoos jelleg a genusok rétegtani elterjedését alapul véve, amit a gyako¬ risági viszonyok is nyomatékosítanak; a rendelkezésre álló anyagban a Hungariella (késő-triász) a legnagyobb pél¬ dányszámú genus. A (közel) azonos korú, teljesen feldol¬ gozott, sekély vízi faunákkal való összehasonlítások szerint (1. alább) ez egyedülálló annyiban, hogy nem a Caeno¬ gastropoda alosztályból kerül ki a faunára legjellemzőbb család és genus. A kevés hasonló korú publikált faunával való összevetés megkérdőjelezi egy másik, közhelyszerű paleobiogeo- gráfiai jellegű megállapítás általános érvényét is, miszerint a triász faunák világszerte meglehetősen egyveretűek. Kétségtelen tény, hogy a viszonylag jól feldolgozott alpi gastropodák klasszikus monográfiáinak genusnevei uralják a világ többi részének a faunalistáit is, ami arra enged következtetni, hogy egy viszonylag szűk túlélői körből indult a (sekély)tengerek újbóli benépesedése a perm végi kihalás után. Az erőteljes középső-triász diverzifikáció során azonban már valamennyi fontos palaeobiogeográfiai térségben kialakultak az önálló jellegek. A késő-triászban a gastropoda-faunák már a Paleotethysen belül sem „egy¬ veretűek”. A mai napig érvényes Bartkó (1939) megállapítása, hogy az alpi triász leggazdagabb nori gastropoda-faunája került elő a Budai-hegységből, ennélfogva jó összehason¬ lítási alapot képez. A közelben a Karavankák Dachsteini Mészkövének jóval szegényebb faunája (Kutassy 1934) mutatja a legnagyobb hasonlóságot, de a különbségek is szembetűnők. Az a körülmény, hogy a Budai-hegységben előkerült fajok mintegy harmad része másutt még nem fordul elő — és ezzel bizonyos endemikus jelleg tulaj¬ donítható a faunának —, még értelmezhető a megkuta- tottság alacsony fokával. Az emiatt mutatkozó különbségek könnyen változhatnak. Feltűnő azonban, hogy az alpi térségben a kevéssel idősebb és ugyancsak platformhoz köthető, sekélyvízi környezetben képződött St. Cassiani Formáció karni rétegeiből ismertetett közel 400 (!) fajból álló fauna több tucatnyi újonnan felismert genusában és családjában megnyilvánuló evolúciós robbanás nyomai nem érzékelhetők a Dachsteini Mészkő faunájában (irodalom 1. http://www.palaeontologische-gesellschaft.de/palges/ bandel/). Ajelenség oka további kutatást igényel. Az alp-kárpáti térségből kitekintve más jellegű eltérések jelentkeznek. A Paleotethys területéről Iránból állnak rendelkezésre a legközelebbi, korszerűen feldolgozott késő¬ triász fauna adatai (Nützel & Senowbary-Darian 1999); a gastropodák többsége a rétegsor rhaetinek tartott zátony¬ mészkövéből került elő. A 29 fajból álló fauna genusai az alpi térségbeliekkel közösek, de a fajok közül már csupán nyolc azonosítható — többnyire nyílt névadással — az euró¬ paiakkal. Közülük egyedül a Trachynerita quadrata közös a budapesti faunával. A fauna arculatát Caenogastropoda genusok határozzák meg, közülük a leggyakoribb (-25%) a Protorcula Kittl, 1894 (Protorculidae), mellette még a Rhynchocerithium Cossmann, 1906 és a Xystrella Coss- mann, 1906 (Procerithiidae), valamint az Anulifera Zapfe, 1962 (Protorculidae) gyakori; egyikük sincs jelen a budapesti faunákban. A Paleotethys távolabbi területeinek szórványos adatai faji szinten nem mutatnak közös elemet a budapesti faunával. A faunisztikai kapcsolatok tekintetében azonban figyelemre méltó a Hungariella genus dél-kínai (Szecsuán- tartomány) előfordulása (Yü et al. 1995), amely egyedüli az alp-kárpáti térségen kívül. Az észak-amerikai kontinensről a szórványos adatok mellett a Wallowa-terrénum (USA: Washington, Montanaés Idaho államok hármashatárának környéke) területéről — ami a Panthalassa egy mikrokontinense volt a késő-triászban —, áll rendelkezésre korszerű adatforrás (Nützel & Erwin 2004). Az igen gazdag és változatos késő-nori faunát (66 faj, 1954 példány) a Cryptaulax Taté, 1869 (Procerithiidae) dominanciája jellemzi; hat fajából az egyik egyedül is a példányok több, mint 56%-át adja. Nützel & Erwin (2004) valószínűsíti, hogy a Paleotethys K-i végein és a Panthalassa 230 Szabó János: A budapesti (Budai-hegység) felső-triászDachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója csatlakozó részeiben lehetett a Procerithidae evolúciós centruma. Ennek a faunának egy másik jellegzetessége, hogy a jurában fontossá váló taxonok (pl. Proconulidae) korai előfordulása is megfigyelhető benne. A budapesti faunából ezek a csoportok teljesen hiányoznak. A dél-amerikai kontinensen a perui Pucara Formáció gazdag nori gastropoda-faunája (Haas O. 1953, Bandel 1994) nyújt további összehasonlítási lehetőséget. Ennek az együttesnek a sajátossága abban nyilvánul meg, hogy a Procerithiidae (Caenogastropoda) nagy változatossága és gyakorisága mellett a Cylindrobullinidae (Opisthobranchia) is hasonló szerepet tölt be a faunában. Ez utóbbi jellemző teljesen egyedülálló az összehasonlított faunák körében. A DNy-i Pacifikumból kevés információ áll rendel¬ kezésre, de Begg & Grant-Mackie (2003) a Pleuroto- mariidae (s. s.) változatos jelenlétét dokumentálta Új-Zé- land és Új-Kaledónia középső- és felső-triász rétegeiből. Ez a család az összes többi említett térségből hiányzik, ami ugyancsak a csigák előrehaladott késő-triász provincializ¬ musát bizonyítja. Összefoglalás Ez a cikk egy revíziós helyzetjelentés, annak előre¬ haladott állapotában, de a szerző nem titkolt másik (talán fontosabb) célja az eredeti gyűjtemény eddigi sorsa miatt — amely sajnos nem egyedi —, ébredt aggodalom nyomán a figyelemfelkeltés ahasonló esetek elkerülése érdekében. Úgy látom, hogy a megőrzéssel kapcsolatos gondo¬ latoknak aktualitást adnak napjaink változásai is, amelyek következtében a földtan területén még működő intézmények egy részében a létezési gondok között a gyűjtemények fenntartása és gondozása növekvő teherként jelenik meg. Pedig, a rájuk épített kutatásokkal már értéket kapott gyűjteményeknek a sorsa, a következő nemzedékek számára történő megőrzése bármilyen körülmények között fontos kell, hogy legyen mindannyiunk számára. A még fel¬ dolgozatlan gyűjteményekre is érvényes a rendkívül köny- nyen belátható igazság, mégis ki kell itt is mondani: a megsemmisült, elveszett fosszília nem jön létre ismét, helyettesítése gyakran megoldhatatlan. Csaknem ugyan¬ olyan értékvesztést jelent, ha a hozzájuk tartozó dokumen¬ táció keveredik, hiányossá válik, vagy elveszik (a gondolat könnyen kiterjeszthető más jellegű anyagvizsgálatra alapo¬ zó szakterületekre is). A publikált őslénytani gyűjtemények akkor is kiemelten védendő értékek, ha nem tartalmaznak nevezéktani típusokat, egyszerűen azért, mert a darabjai bizonyító erejű tárgyi dokumentumokká minősültek át. Megőrzésük lehetővé teszi a rájuk alapozott eredmények ellenőrzését és — ha szükséges —, korrekcióját. Ha azonban egy gyűjte¬ mény taxonómiai típusokat is tartalmaz, akkor már a hazai szakmai testületeink által is elfogadott nemzetközi meg¬ állapodások — amelyek a nevezéktani kódexekben egye¬ temes szabályokként és ajánlásokként nyertek meg¬ fogalmazást —, valamennyi paleontológusra, és őslénytani gyűjteményért bármilyen módon felelős személyre is kötelezettségeket rónak. Azzal pedig, hogy egy ősmarad¬ vány típussá lesz, a Kódex globális jelentőséggel ruházza fel, azaz kimondatlanul a tudományos világörökség részévé válik. A Zoológiái Nevezéktan Nemzetközi Kódexe (ICZN) már korai állapotában is alaposan tárgyalja a típusok szerepét, kijelölésük szabályait, illetve korábbi létrejöttük módozatait. Ajánlásokat fogalmaz meg azok gyűjteményi megjelölésére és védelmükkel kapcsolatban is. Mivel Kutassy egyik munkájában sem jelölt ki típusokat, új fajainak a leírásához felhasznált összes példánya szüntípussá vált. Az ilyen helyzet pedig már fokozott gondoskodási kötelezettséget ró a gyűjteményt birtokló (feldolgozó) személyre, az anyagot őrző intézményre, és ez a szabály már Kutassy gyűjteményének elhanyagolása idején is érvényben volt. Emellett az őslénytan kezdetei óta létezik az az íratlan szakmaetikai szabály, amely ugyanezt követeli meg. Mégis, Kutassy és több más, neves paleontológus előd típusai is „felelős” vezetői döntés, illetve mulasztás következtében, anyagi és emberi erőforrások hiányára hivatkozva méltatlan sorsra jutottak. Hasonló esetek elkerülésére szabad legyen emlékeztet¬ nem arra, hogy a nemzeti tudományos-kulturális infrastruk¬ túra részeként a tárgyi természeti örökség megőrzésére hivatott intézmények (Múzeumok) is rendelkezésre állnak. Ezekben a veszélyeztetett gyűjtemények véglegesen, vagy — a tulajdonjog megtartásával —„letéf’-ként, ideiglenesen is elhelyezhetők. Maga a fauna azon túl, hogy élettörténeti dokumentu¬ mok sokaságának tekinthető, fontos földtani-fejlődés¬ történeti jelentőséggel is bír. A rendszertani összetétel olyan egyedi vonásokkal rendelkezik, amely nemcsak a távoli térségek, de az alpi triász feltehetően közeli ősföldrajzi helyzetű területein élt faunák egy részétől is eltérő fejlődési irányokat mutat; ennek többféle kiváltó oka lehet. A revízióval a kutatás folytatásának a modern rendszertani alapj a teremtődik meg. Köszönetnyilvánítás Köszönöm mindazoknak, akik Kutassy megmaradt anyagának megtalálásában segítettek, és munkássága történetének megismeréséhez adalékokkal járultak hozzá. Köszönöm továbbá Haas János és Szente István lektori segítségét a cikk jobbítása érdekében. A revízió elvégzését az Országos Tudományos Kutatási Alapprogramok (T 042739) támogatása segítette. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 231 Irodalom — References Bandel, K. 1988: Reprasentieren die Euomphaloidea eine natürliche Einheit dér Gastropoden? — Mitteilungen des Geologisch- Palaontologischenlnstituts dér Universitat Hamburg 67,1-33. Bandel, K. 1994: Comparision of Upper Triassic and Lower Jurassic gastropods from the Peruvian Andes (Pucará Group) and the Alps (CassianFormádon).— Palaeontographica, [A] 233,127-160. Bandel, K. 2007: Description and classification of Laté Triassic Neritimorpha (Gastropoda, Mollusca) from the St. Cassian Formádon, Italian Alps. —Bulletin ofGeosciences 3,215-274. Bandel, K. 2009: The síit bearing nacreous Archaeogastropoda of the Triassic tropical reefs in the St. Cassian Formádon with evaluation of the taxonomic value of the selenizone. —Berliner palaobiologische Abhandlungen 10,5-47. Bartkó, L. 1939: Fusus noricus nov. sp. a remetehegyi dachstein mészkőből. (Fusus noricus n. sp. aus dem Dachsteinkalkstein des Remeteberges .)—Földtani Közlöny 69,196-198. Begg, J. G. & Grant-Mackie, J. A. 2003: New Zealand and New Caledonian Triassic Pleurotomariidae. — Journal ofthe Royal Society of New Zealand 33/1,223-268. Bércziné Makk, A. 1969: A fazekas-hegyi felsőtriász am monoi deák (Die obertriadischen ammonoiden des Fazekas-Berges ).—Földtani Közlöny 99,351-367. Blodgett, R. B., Fryda J. & Stanley, G. D. 2001: Delphinulopsidae, a new neritopsoidean family from the Upper Triassic (Upper Carnian to lower Norian) of the Wallowa terraine, northeastern Oregon. — Journal ofCzech Geological Society 46,307-318. Bouchet,P. &Rocroi, J.-P 2005: Classification andNomenclatorofGastropodFamilies .—Malacologia 47,1-397. Erdős, J. 1946: Genera nova et species novae Calcioidarum (Hym.). (Figura 14 originales in textu.) —Annales historico-naturales Musei nationalis hungarici 39,131-165. Góczán F. 1961: A dunántúli és az alpi csigafaunákrétegtani értékelése. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 59/2,303-312. Gründel, J. 2000: Archaeogastropoda aus dem Dogger Norddeutschlands und des nordwestlichen Polens. — Berliner geowissen- schaftliche Abhandlungen [E] 34,205-253. Gründel, J. 2008: Remarks to the classification and phylogeny of the Ataphridae Cossmann, 1915 (Gastropoda, Archaeogastropoda) in the Jurassic .—Neues JahbuchfürGeologie undPalaontologie, [Abhandlungen] 250/2,177-199. Haas, J. (ed.) 2004: Magyarország geológiája. Triász. —ELTE, Eötvös Kiadó, Budapest, 384p. Haas, 0.1953: Mesozoicinvertebratefaunas ofPeru. —Bulletin ofthe American MuseumofNaturalHistory 101,1-328. Hebert, E. & Deslongchamps, E. 1860: Mémoire sur les fossiles de Montreuil-Bellay (Maine-et-Loire). — Bulletin, Société linnéenne de Normandie5, 153-240, Pls 1-9. ICZN (International Commission on Zoological Nomenclature) 1999: International Code ofZoological Nomenclature. — Fourth Edition, XXIX+306p., London (International Trust fór Zoological Nomenclature); http://www.iczn.org/iczn/index.jsp. Knight, J. B., Cox, L. R., Keen, A. M., Smith, A. G., Batten, R. L., Yochelson, E. L., Ludbrook, N. H., Robertson, R., Yonge, C. M. & Moore, R. C. 1960: Mollusca — Generalfeatures, Scaphopoda, Amphineura, Monoplacophora, Gastropoda — Generalfeatures, Archaeogastropoda and somé (mainly Paleozoic) Caenogastrpoda and Opisthobranchia - In: Moore, R. C. & Pitrat, C. W. (eds): Treatise on Invertebrate Paleontology, Parti, Mollusca 1 .—The University of Kansas Press, Lawrence, XXIII+3 51 pp. Kokén, E. 1897: Die Gastropoden dér Trias um Hallstatt. —Abhandlungen dér Kaiserlich-königlichen Geologischen Reichsanstalt 17, 1-112, Taf.I-XXIII. Krystin, L. 2008: Excursion 1. The Hallstatt pelagics — Norian and Rhaetian fossillagerstaetten of Hallstatt. —Berichte dér Geologische Bundesanstalt 76,81 -116. Kutassy, A. 1927: Beitráge zűr Stratigraphie und Paláontologie dér Alpinen Triasschichten in dér Umgebung von Budapest. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 27,107-175, Taf. 1-6. Kutassy A. 1933: Újabb adatok a Budapest környéki dachsteini mészkő faunájának ismeretéhez. (Weitere Beitráge zűr Kentniss dér Fauna des Dachsteinkalkes in dér Umgebung von Budapest.) —Matematikai és Természettudományi Értesítő 49,222-250, Taf. 1-2. Kutassy A. 1934: A nori dachsteinmész faunája Szt. Annán Neumarktl közelében (Felső Krajna) [Die Fauna des norischen Dachstein¬ kalkes von St. Anna bei Neumarktl (Oberkrain)]. —Földtani Közlöny 56/4-6,65-81, Taf. 2-4. Kutassy A. 1936: Fődolomit és Dachsteinmészkő faunák a Budai hegységből. (Faunén aus dem Hauptdolomit und Dachsteinkalk des Budaer Gebirges). —Matematikaiés Természettudományi Értesítő 54,1006-1050, Taf. 11-13. Kutassy, A. 1940: Glossophoratriadicall. —Fossilium Catalogus. LAnimalia 81,1-477. Ladd, H. S. 1982: Cenozoic fossd mollusks from Western Pacific Islands; Gastropods (Volutidae through Terebridae). — United States Geological Survey Professional Paper 1171,1-100. Monari, S., Conti, M. A. & Szabó, J. 1996: Evolutionary systematics of Jurassic Trochoidea: the family Colloniidae and the subfamily Proconulinae.—In: Taylor, J. (ed.): Origin and evolutionary radiation ofthe Mollusca ., Oxford University Press, 392,199-204. Nützel, A. 2002: An Evaluation of the Recently ProposedPalaeozoic Gastropod Subclass Euomphalomorpha. — Palaeontology 45/2,259-266. Nützel, A. & Erwin, D. 2004: Laté Triassic (Laté Norian) gastropods from the Wallowa Terrane (Idaho, USA). — Palaontologische ZeitschriftlSH , 361-416. Nützel, A. & Senowbary-Darian, B. 1999: Gastropods from the Triassic (Norian-Rhaetian) Nayband Formádon of Central Irán. — Beringeria 23,93-132. Oraveczné Scheffer A. 1987: A Dunántúli-középhegység triász képződményeinek foraminiferái. — Geologica Hungarica series Palaeontologica 50,1-78,98 tábla. Pálfy, M. 1920: Tenger alatti forrás lerakódások a budapesti triászkorú képződményekben. (Submarine Quellablagerungen in den Triasbildungen von Budapest.) —Földtani Közlöny 50,14-20; (99-105). 232 Szabó János: A budapesti (Budai-hegység)felső-triászDachsteini Mészkő legendás gastropoda-faunájának revíziója Pchelincev, V. F. & Korobkov, I. A. 1960: Osnovypaleontologii. Molljuski-Brjuchonogie. — Moszkva, 360 p. Ponder, W. F., Colgan, D. J., Healy, J. M., Nützel, A., Simoné, L. R. L. & Strong, E. E. 2008: Caenogastropoda.—In: Ponder, W. F. & Lindberg, D. L. (eds): Phylogeny and evolution ofthe Mollusca. — University of California Press (Berkeley, Los Angeles, London), 331-383. Rakús, M. 1993: Laté Triassic and Early Jurassic Phylloceratids from the Salzkammergut (Northern Calcareous Alps). — Jahrbuch dér Geologische Bundesanstalt 136/4,933-963. Szabó, J. 2007: Initial notes to a revision of Laté Triassic gastropods from Budapest (Hungary): Hungariella Kutassy, 1933. — Fragmenta Palaeontologica Hungarica 24-25,69-75. Szabó, J. in press: Corrections to three gastropod genera, established by Kutassy on Laté Triassic type species from Dachstein Limestone localities of Budapest (Hungary). — Neues JahrbuchfürGeologie undPalaontologie [Abhandlungen]. Szabó, J., Conti, M. A. & Monari, S. 1993: Jurassic gastropods from Sicily; new data to the classification of Ataphridae (Trochoidea). — Scripta Geologica, [Speciallssue] 2,406-416. Vadász, E. 1920: Die stratigraphische Stellung des Dachsteinkalkes in dér Umgebung von Budapest. — Ethica, Budapest, 5 p. Wenz, W. 1938^-4: Gastropoda. Teil 1: AllgemeinerTeil und Prosobranchia. — In: Schindewolf, O.H .: Handbuch dér Palaozoologie, Bánd 6, Berlin, Borntraeger, 1639 p. Yü, W. , Pan, H. & Wang, H. 1995: Fossd gastropods from E. Xizang, W. Sichuan and W. Yunnan. — In: Stratigraphy andPaleontology in W. Sichuan and E. Xizang, China; part 3. Science and Technique’s publishing of Sichuan, 151-181, Pls I-VIII., (in Chinese with English abstract). Zapfe, H. 1972: Cornucardia hornigii (Bittner) in einer „Dachsteinkalk-Fazies”der Nordalpen. — Annáién des Naturhistorischen Museums in Wien 76,587-604. Kézirat beérkezett: 2010.05.16. Faltam 141 / 3 , 233-250., Budapest, 2011 A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján Bállá Zoltán 1 , Mártonné Szalay Ernő 2 , Gulácsi Zoltán 1 1 Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14., balla@mafi.hu, gulacsi@mafi.hu 2 Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet, 1145 Budapest, Kolumbusz u. 17-23., paleo@elgi.hu TheAge ofthe Cretaceous Subvolcanic Bodiesfront South Transdanubia (Hungary), Based on Palaeomagnetic Measurements Abstract The palaeomagnetic results obtained from a collection of new samples taken from South Transdanubia partly confirmed earlier interpretations, bút alsó presented the opportunity fór further development of the earlier picture. In this process new support was given to the following statements: —Palaeomagnetic directions fór the “Lower Cretaceous” subvolcanic bodies are much more consistent with no tilt correction than with it. Hence, they are obviously younger than the mid-Cretaceous folding. The Mórágy dykes cut crystalline rocks and their directions are ab ovo without any correction. These directions are consistent and fit well the declination trend of the Mecsek rocks. —On the basis of geological observations from the Villány Hills the folding took piacé after the Albian. Therefore, the subvolcanic activity could nőt have taken piacé in the Early Cretaceous. Régiónál considerations fix this magmatism at the beginning of the Laté Cretaceous. Palaeomagnetic directions from the Lower Cretaceous effusives, after tilt correction, correspond to those from the sediments; thus they are older than the folding. Since the effusive and subvolcanic activities are separated by the mid-Cretaceous folding, they cannot be the products of the same magmatism. —Palaeomagnetic directions of the Mecsek and Mórágy subvolcanic bodies imply two significant rotations. The older of these moved in an anti-clockwise direction and started after the Albian. The younger rotation was clockwise and commenced after the intrusion of the Miocéné Komló Andesite. The declinations which are observable in the present- day position are resultants of the two opposite rotations. In the earlier interpretation, the older rotation was conceived as a simple, significant, ~90° rotation. The increased number of data made it possible to further develop this concept, given that the available data set points to a gradual change from =0° till ~90°. In other words, most of the subvolcanic bodies were intruded during the rotation towards the west, nőt after it. This is because their present-day declination is less than the maximum eastern declinaton (~90°), which is displayed by the Komló Andesite. The smeared distribution of the declinations makes it possible to determine the succession of the intrusive bodies: the oldest of these are the ones with the minimum declination; the youngest are represented by those with the maximum eastern declination. The newly-obtained palaeomagnetic direction from the Máriagyűd (Villány Hills) dyke does nőt show any evidence of rotation. This direction is clearly younger than the folding. This circumstance constrains the relation between the Máriagyűd dyke and the Mecsek and Mórágy subvolcanic bodies — i.e. the former is either older than the Mecsek and Mórágy rocks or synchronous with the oldest of them. Lrom the above results the following palaeotectonic conclusions can be drawn: —After the mid-Cretaceous folding, South Transdanubia (and probably of the whole of the Tisza Unit) rotated towards the west relatíve to Europe (supposedly in Laté Cretaceous). This rotation took piacé during the subvolcanic activity in the Mecsek-Mórágy area. —The magmatism which fixed the rotation should be incorporated intő the palaeotectonic syntheses. In the last two decades the rotation has been accepted in the framework of these syntheses bút without taking intő account the Laté Cretaceous alkali rift magmatism which actually dates this rotation. —The post-subduction origin of the lamprophyric magmatism of the Villány Hills should be integrated intő one extensional palaeotectonic model. An explanation should be found fór the existence of two different types of the upper mantle in two magmatic areas. These areas are situated at a distance (30 km) from each other; this is several times smaller than the supposed depth of the magma generation. Keywords: Cretaceous, interpretation, intrusive rocks, Mecsek, palaeomagnetic declinations, rotations, tectonics, Villány 234 Ballá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján Összefoglalás A Dél-Dunántúlon vett újabb minták paleomágneses vizsgálata részben megerősítette, részben tovább fejlesztette a korábbi eredményeket. Megerősítette a következőket: — A mecseki „alsó-kréta” szubvulkáni testek paleomágneses irányai dőléskorrekció nélkül jóval konzisztensebbek, mint dőléskorrekcióval, tehát minden bizonnyal fiatalabbak a kréta közepi gyűrődésnél. Ezzel összhangban van az, hogy a kristályos kőzetekben települő mórágyi telérek eleve dőléskorrekció nélküli irányai — egymás között kiválóan egyezve —jól illeszkednek a mecsekiek trendjébe. — A gyűrődés a villányi-hegységi adatok alapján az albai után történt, vagyis a szubvulkáni tevékenység nem történhetett a kora-krétában. Regionális megfontolások alapján ezt a magmatizmust a késő-kréta elejére tehetjük. A biztosan alsó-kréta effuzívumokból kapott paleomágneses irányok viszont dőléskorrekció után egyeznek az üledékekből kapottakkal, tehát idősebbek a gyűrődésnél. Az effuzív és a szubvulkáni tevékenységet tehát időben elválasztja egymás¬ tól a kréta közepi gyűrődés, a kettő nem lehet egyazon magmatizmus terméke. —A mecseki és mórágyi szubvulkáni kőzetek paleomágneses irányai két jelentős elfordulást rögzítenek. Közülük az idő¬ sebb, óramutató járásával ellentétes irányú, az albai után, a fiatalabb, óramutató járásával megegyező irányú, a miocén Komlói Andezit benyomulása után kezdődött. A mai helyzetben észlelhető deklinációk a két, ellentétes irányú elfordulás eredői. Korábban úgy véltük, hogy az idősebb elfordulás =90°-os, egyszeri, jelentős esemény volt. A nagyobb adatszám lehetővé tette, hogy tovább fejlesszük ezt a megállapításunkat. Eszerint a paleomágneses irányok nem egyszeri jelentős, elfordulást rögzítenek, hanem fokozatos irányváltást ~0°-tól ~90°-ig. Más szóval a szubvulkáni kőzetek nagy része nem az elfordulást követően, hanem a nyugati elfordulás idején nyomult be, mert a jelenlegi helyzetében mért deklinációja kisebb, mint az a maximális keleti deklináció (kb. 90°), amelyet a Komlói Andezit mutat. Lehetségessé válik tehát, hogy e képződmények sorrendjét meghatározzuk: legidősebbek a legkisebb, és legfiatalabbak a legnagyobb keleti deklinációt mutató kőzettestek. Új eredmény a máriagyűdi (Villányi-hegység) telér paleomágneses iránya. Ez az irány jól kimutathatóan gyűrődés utáni, ami ezt a telért a mecseki és mórágyi szubvulkáni képződményekkel rokonítja. A máriagyűdi paleomágneses irány azonban nem mutat elfordulást, ebből következően ez a telér a mecseki-mórágyi kőzeteknél vagy korábban (de még a késő-krétán belül), vagy azok legidősebbjeivel egy időben keletkezett. Eredményeinkből az alábbi paleotektonikai következtetések adódnak: — A Dél-Dunántúl (és valószínűleg az egész Tiszai-egység) a kréta közepi gyűrődést követően (feltehetően a késő¬ krétában) nyugatra fordult el Európához képest, s ez az elfordulás a mecseki-mórágyi szubvulkáni tevékenység alatt játszódott le. — Az elfordulást rögzítő magmatizmust be kellene építeni a paleotektonikai szintézisekbe, amelyek az utóbbi két évtizedben az elfordulást elfogadják, de az azt rögzítő késő-kréta rift jellegű alkáli vulkanizmustól eltekintenek, — A villányi — lamprofíros — magmatizmus poszt-szubdukciós eredetét egyazon paleotektonikai modellbe kellene integrálni a felnyílással. Magyarázatot kellene találni arra, hogyan lehetséges közel ugyanabban az időben különböző felső köpeny létezése két olyan magmás területen, amelynek távolsága ma a magmaképződés mélységének töredékét — mindössze 30 km-t — kitevő távolságban van. Tárgyszavak: értelmezés, intruzívumok, kréta, Mecsek, paleomágneses deklinációk, rotációk, tektonika, Villány Bevezetés A Dél-Dunántúl alábbi körzeteiben ismeretesek szub¬ vulkáni telérek: a Keleti-Mecsekben, a Nyugati-Mecsekben és a Villányi-hegységben. E felosztásban a Mórágyi-rög telérkőzeteit (a korábbi kutatókhoz hasonlóan) együtt tár¬ gyaljuk a Keleti-Mecsekben lévőkkel. A Keleti-Mecsekben széleskörűen elterjedtek a „pikri- tes bazaltmagmából származó, az alkálibazalttól trachibazal- tokon és tefriteken át a fonolitig terjedő differenciációs sorozatot alkotó vulkáni és szubvulkáni megjelenésű” kőze¬ tek, amelyeket Bilik (1996) Mecsekjánosi Bazalt Formáció néven különített el, és amelyekről úgy vélte, hogy „a késő¬ jurától a kora-krétáig terjedő időintervallumban keletkez- [tek]”. Az összevonást az anyagi összetétel jellegzetességei alapján annyira magától értetődőnek vette, hogy — elődeire (pl. Pantó 1961) támaszkodva — külön nem is indokolta. A rétegsorban alulról fölfelé az alábbi négy egységet különítette el: — Singödöri Bazalt Tagozat, — Balázsormai Tefrit Tagozat, — Szamárhegyi Fonolit Tagozat, — Kisbattyáni Bazalt Tagozat. A Singödöri Bazalt Tagozat helyzete világos: feküjében a középső-titon-alsó-valangini (Nagy 1996) Márévári Mészkő Formáció, fedőjében a felső-valangini-barrémi (Császár 1996b, c) Magyaregregyi Konglomerátum és Apátvarasdi Mészkő Formáció, illetve az alsó-valangini- hauterivi (Bilik & Császár 1996) Hidasivölgyi Márga Formáció települ. Felső korhatára tehát valahol a kora- valangini és a barrémi közé tehető. Ha figyelembe vesszük az „ujjas összefogazódásokat” a „Mecsekjánosi Bazalt külön¬ böző tagozataival” (Császár 1996b), s e tagozatok közé a Singödöri Bazalt Tagozatot is odaértjük, a felső korhatárt inkább az említett intervallum felső részébe helyezhetjük. A Balázsormai Tefrit Tagozatot Bilik (1996) lényegileg a Singödöri Bazalt Tagozat felső részével korrelálta, és fedőjeként ugyanazokat a képződményeket nevezte meg, megjegyezve, hogy a két tagozat terepi elhatárolásához „kőzettani vizsgálat és kémiai elemzés szükséges”. Más szóval a terepi elhatárolás nehézségekbe ütközik. A Kisbattyáni Bazalt Tagozat részben a Magyaregregyi Konglomerátum Formáción belül, részben afölött települ. A közbetelepülő része akár azonos korú is lehet a Singödöri Bazalt Tagozatnak a Magyaregregyi Konglomerátum For¬ mációval „ujjasán összefogazódó” részeivel. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 235 A három bazalttagozat tehát a rétegsorban legalább részben átfedi egymást, s együttes felső korhatáruk tisztᬠzatlan (mivel a Kisbattyáni Bazalt Tagozat Magyaregregyi Konglomerátum Formáció fölött települő részének fedőjére nincs információ). A legalább részleges rétegtani átfedés arra mutat, hogy a három tagozat valóban egyazon formációba sorolható, s egyazon differenciáció termékének tekinthető. Valószínűnek látszik, hogy a három tagozat effuzív képződményeinek szubvulkáni analógjai is vannak (erre mutathatnak Harangi & Árváné Sós 1993 adatai is), az azonban erősen kérdéses, hogy a régió minden szubvulkáni kőzete a Mecsekjánosi Bazalt Formációba sorolható-e. Barabás (1956), Imreh (1956) és Kardossné Danzvith (1956) bosztonittörmeléket írt le permi, felső-triász és alsó- liász üledékekből. Ezen adatok alapján Vadász (1960) úgy nyilatkozott, hogy „a bosztonit perm előtti kora kétség¬ telen”. A „bosztonit” az a Mórágyi Gránitban települő alkáli telérkőzet (Mauritz & Csajághy 1952), amelyet Harangi (2006) — kőzettani hasonlóság alapján — a Mecsekjánosi Bazalt Formáció szubvulkáni kőzeteivel azonosított. Ez pedig azt jelenti, hogy a Mecsekjánosi Bazalt Formáció szubvulkáni kőzeteihez legalábbis rendkívül hasonló kőzetek keletkeztek már jóval korábban is, vagyis a Mecsekben nem egyetlen alkálibazalt-sorozattal kell számolnunk. A tisztán szubvulkáni kőzetekből álló Szamárhegyi Fonolit Tagozatot Bilik (1996) a Balázsormai és a Kis¬ battyáni Bazalt Tagozat közé helyezte, azonban ezt semmi¬ vel sem indokolta. Ezek a kőzetek Bilik (1996) szerint különféle jura formációkat törnek át, tehát jura előtti korukat kizárhatjuk. Ugyanakkor földtani térképen (1. ábra) és földtani szelvényben (2. ábra) a kövestetői fonolit már meggyűrt szerkezetbe nyomul be. Viczián (1971) úgy vélte, hogy a kövestetői antiklinális a fonolit benyomulásának eredményeképpen, magmás felboltozódásként jött létre, ennek azonban ellentmond, hogy az antiklinális távolról sem emlékeztet izometrikus boltozatra, hanem KÉK felé a regionális csapás mentén legalább 3,5 km-en át, maximum 1 km szélességben követhető (1. Hetényi et al. 1982 térképén). A korviszonyokat illetően fontos információt adnak a paleomágneses vizsgálatok. Ezek már régen (Márton & Szalay-Márton 1969) eltérést jeleztek a formáción belül az effuzív és szubvulkáni kőzetek paleomágneses irányai között a Mecsek hegységben, ami bizonyos időkülönbségre utalt a kétféle kőzetegyüttes képződése közt. Bállá (1987) a paleomágneses adatok közül a vulkánitokra jellemző pólusirányok legfiatalabb előfordulását az őslénytanilag Méhes K. által (szóbeli közlés, 1987) bizonyított apti korú beremendi mészkőre tette (a kort megerősítették Görög 1996 vizsgálatai is). A szubvulkáni testek — a hosszú- hetényi „diabáz, dolerit” és a Máza-völgyfői „teschenit, fonolit” — ettől közel 90°-kal eltérő mágnesezettségi irányt mutattak, amit Bállá (1987) késő-aptinál fiatalabb kor 1. ábra. A köves-tetői fonolitterület földtani térképvázlata (Némedi Varga 1963:1. ábra nyomán) 1 - középső-miocén üledékek, 2 - kréta fonolit, 3 - kréta trachidolerit, 4 - középső- liász, felső tagozat, 5 - középső-liász, alsó tagozat (foltos mészmárga), 6 - alsó-liász, lotharingiai emelet, felső tagozat (fedő- márga), 7 - alsó-liász, lotharingiai emelet, alsó tagozat (fedőhomokkő), 8 - alsó-liász, hettangi-sinemuri emelet (kőszéntelepes összlet), 9 - rhaeti emelet, 10 - eróziós diszkordancia, 11 - intruzív kontaktus, 12- rátelepüléses határ, 13 - törés, 14 - fúrás és jele, 15 - szelvényvonal és jele Figura 1. Geological sketch of the Köves¬ tető phoholite area (after Némedi Varga 1963: Figure 1) 1-Middle Miocéné sediments, 2-Cretaceous phonolite, 3-Cretaceous trachydolerite, 4- Middle Liassic, upper member, 5-Middle Liassic, lower member (spotty calcareous mari), 6-Lower Liassic, Lotharingian Stage, upper member (overburden mari), 7-Lower Liassic, Lotharingian Stage, lower member (overburden sandstone), 8-Lower Liassic, Hettangian-Sinemurian Stages (coal measure), 9-Rhaetian Stage, 10-erosional disconformity, 11-intrusive contact, 12- stratigraphic contact, 13-fault, 14-borehole and its code, 15-cross-section and its code 236 Bállá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján SE B’ ±0 2. ábra. Földtani szelvény a köves-tetői fonolitterületen keresztül (Némedi Varga 1963: 3. ábra, alsó rész, B-B’ szelvény) 1 - középső-miocén üledékek, 2 - kréta fonolit, 3 - kréta fonolit endokontakt öve, 4 - alsó-liász, lotharingiai emelet, felső tagozat (fedőmárga), 5 - alsó-liász, lotharingiai emelet, alsó tagozat (fedőhomokkő), 6 - alsó-liász, hettangi-sinemuri emelet (kőszéntelepes összlet), 7 - rhaeti emelet, 8 - eróziós diszkordancia, 9 - intruzív kontaktus, 10 - rátelepüléses határ, 11 - törés. Feltüntetve a fúrások jele és talpa Figure 2. Geological cross-section across the Köves-tető phonolite area (after Némedi Varga 1963: Figure 3, lower part, section B-Bj 1-Middle Miocéné sedminets, 2-Cretaceous phonolite, 3-endocontact zone of the Cretaceous phonolite, 4-Lower Liassic, Lotharingian Stage, upper member (overburden mari), 5-Lower Liassic, Lotharingian Stage, lower member (overburden sandstone), 6-Lower Liassic, Hettangian-Sinemurian Stages (coal measure), 7-Rhaetian Stage, 8-erosional disconformity, 9-intrusive contact, 10-stratigraphic contact, 11-fault. Boreholes and their codes displayed jeleként értelmezett. A beremendi mészkő kora azonban csak a két csoport közti időhatárra ad információt, maguk¬ nak a csoportoknak az elkülönülése ettől teljesen független. Elvileg fontos információ várható a radiometrikus kormeghatározástól. Az eddigi K-Ar radiometrikus korok (I. táblázat) jellemzésében Harangi & Árváné Sós (1993) az elemzett kőzetek településéről azt írja, hogy a Na- bazanitok, fonotefritek, tefrifonolitok és fonolitok „mind teléres kifejlődésűek” (azaz a szubvulkáni fáciesbe tar¬ toznak), míg az ankaramitok, alkálibazaltok és trachi- bazaltok „uralkodóan lávakőzetek” (azaz nagy részük az effuzív fáciesbe tartozik). A táblázatot ezen információ alapján egészítettük ki a „Vulkáni fácies” oszloppal. A táblázat adataiból kitűnik, hogy a szubvulkáni és az effuzív(?) kőzetek kora közötti 4 M éves különbség még az átlagos elemzési hibánál is kisebb, az átlagok szórásánál pedig még inkább. Más szóval a koradatokban nincs érté¬ kelhető különbség a két kőzetcsoport között. Akármilyen fáciesbe tartoznak is a harmadik csoport kőzetei, koruk szintén nem különbözik a másik két csoportétól. I. táblázat. A Mecsek hegység késő-mezozoos vulkáni kőzeteinek K-Ar-koradatai (Harangi, Árváné Sós 1993: 1. táblázat nyomán, a környező területek adatai nélkül) vulkáni fáciesenként csoportosítva Table /. K-Ar age data on the laté Mesozoic volcanic rocks of the Mecsek Mountains (from Table 1 in Harangi, Árváné Sós 1993, omitting a data fór the suroounding areas) grouped by volcanic facies Lelőhely Kőzettípus Vulkáni fácies Vizsgált anyag K-Ar-kor | Hiba | Szórás millió év Síngödör bazanit effuzív? teljes kőzet 122,5 5,5 Jánosi-völgy bazanit effuzív? teljes kőzet 125,8 4,9 Márévári-völgy bazanit effuzív? teljes kőzet 124,6 5,0 Márévári-völgy alkálibazalt effuzív? teljes kőzet 114,7 5,7 Márévári-völgy plagioklászbazalt effuzív? teljes kőzet 134,6 5,1 Átlag és szórás 124,4 5,2 7,1 Cigány-hegy, Pásztor-forrás Na-bazanit szubvulkáni teljes kőzet 132,3 5,2 Mázai-völgy Na-bazanit szubvulkáni teljes kőzet 108,0 4,1 Mázai-völgy tefrifonolit szubvulkáni biotit* 120,4 4,6 Sás-völgy tefrifonolit szubvulkáni amfibol 121,4 7,3 Átlag és szórás 120,5 5,3 9,9 Balázs-orma K-trachit ? teljes kőzet 120,8 4,6 Hidasi-völgy K-trachit ? teljes kőzet 114,2 4,3 Lantos-völgy essexit ? teljes kőzet 128,3 5,0 Átlag és szórás 121,1 4,6 7,1 * A mállás vagy bontás miatt túl kis értéket adó teljes kőzet és földpát elhagyva. Hiba = elemzési hiba, Szórás = az átlag szórása. * Whole-rock andfeldspar data which are too low due to the weathering or alteration omitted. Hiba (error) = analytical error, Szórás (dispersion) = dispersion of the mean. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 237 Az ellentmondás a paleomágneses adatokkal tehát nem oldható fel oly módon, hogy a szubvulkáni kőzeteket a kora¬ krétán belül kissé fiatalabbnak tekintjük, mint azt Harangi & Árváné Sós (1993) tette. A kelet-mecseki szubvulkáni kőzetekre vonatkozóan rendelkezésre álló adatok tehát ellentmondóak. A kőzettani¬ geokémiai jellemzők és a radiometrikus koradatok kora¬ kréta, míg egyes földtani szelvények és a paleomágneses adatok későbbi korra mutatnak. Anélkül, hogy a kérdést véglegesen megoldani szándé¬ koznánk, úgy gondoltuk, hogy célszerű a paleomágneses méréseket lefolytatni az Radioaktív Hulladékokat Kezelő Kft. (RHK Kft.) által finanszírozott, kis és közepes akti¬ vitású radioaktív hulladékok végleges elhelyezésére irᬠnyuló üveghutai kutatás keretében mélyült fúrások magján és a térképezés során tanulmányozott feltárásokon, valamint kiterjeszteni néhány további kelet-mecseki és — az OTKA 62468 (A Mecseki- és a Villány-Bihari-zóna ősföldrajzi viszonyainak feltárása a felső-triász-középső-kréta képződ¬ mények sokoldalú elemzése alapján) keretében — két villányi feltárásra. Megjegyezzük, hogy e kutatás eredményeképpen a szub¬ vulkáni kőzetek rétegtani helyzetével kapcsolatos problémák megoldatlansága miatt a Mórágyi-rög teléreit nem soroltuk be a Mecsekjánosi Formációba (mint tette azt Gyalog et al. 2006), hanem újabb vizsgálatokig önálló képződménynek— a Rozsdásserpenyői Alkálibazalt Formációnak — tekintettük (felosztatlan kréta, Bállá et al. 2008, Bállá & Gyalog 2009). Úgy gondoltuk, hogy mindez vonatkozik a Szamár¬ hegyi Fonolit Tagozatra is, amelyet így — szintén rétegtani helyzetének és korának bizonytalanságát hangsúlyozandó — nem a Mecsekjánosi Bazalt Formációba, hanem a Rozsdás¬ serpenyői Alkálibazalt Formációba soroltunk (Bállá et al. 2008, Bállá & Gyalog 2009). A Nyugati-Mecsekben alsó-krétába sorolt, trachidole- ritnek nevezett szubvulkáni teleptelérek ismeretesek 46 felszíni feltárásban és 56 fúrásos harántolásban (Rózsás & Téglássy 1977). Ezek nagy része az alsó-triász evaporitos összletre (ma: Hetvehelyi Dolomit Formáció, Magyarürögi Anhidrit Tagozat) koncentrálódik, más részük a „fedő¬ vörös” homokkőben (ma: Kővágószőlősi Homokkő Formáció, Cserkúti Homokkő Tagozat) települ. Ezekről a képződményekről Mauritz (1913) közölt észlelési ada¬ tokat, kőzettani leírást és vegyelemzéseket, majd Rózsás & Téglássy (1977) ismertette elterjedésüket és rétegtani helyzetüket, végül Lantai (1987) ismertetett mikroszkópos kimérési, elektron-mikroszondás, vegyelemzési és RFF- adatokat, zömmel fúrási magmintákon, kisebb mennyi¬ ségben felszíni kőzeteken. Várszegi (1970), majd Chikán et al. (1984) részletes térképen ábrázolta ezeket a kőzeteket, de csak igen vázlatos leírás (Várszegi 1972) kíséreté¬ ben. Az „alsó-kréta” besorolás alapja mai is Mauritz (1913) munkája, amely a kőzettani hasonlóságot támasztja alá a kelet-mecseki kőzetekkel. Bár Mauritz javarészt pontosan rögzítette, melyik kőzet hogyan települ, így azt is, hogy a nyugat-mecsekiek mind szubvulkáni testeket alkotnak, nem látott sem kőzettani, sem vegyi különbséget a kelet-mecseki effuzívumoktól. Paleomágneses mérései nyomán Márton (1986) meg¬ állapította, hogy a nyugat-mecseki szubvulkáni kőzetek ugyanazt a rotációs trendet mutatják, mint a kelet¬ mecsekiek. A Villányi-hegységben az első magmatit-előfordu¬ lásról (Babarcszőlős) Strausz (1942) számolt be. A második előfordulást (Máriagyűd) a magyar szakiroda- lomban elsőként Árváné Sós et al. (1991), majd (hivat¬ kozás nélkül) Harangi & Árváné Sós (1993) említette. A harmadik előfordulásról (Beremend) elsőként Mangult (1995) adott információt, majd rá hivatkozva Molnár & Szederkényi (1996) közölt néhány adatot. A babarc- szőlősi teleptelér triász, a másik két telér apti-albai mész¬ kőben települ. Fülöp (1966) a babarcszőlősi teleptelért mecseki típu¬ súnak vélte. Molnár & Szederkényi (1996) a beremendi telért inkább miocén vulkánitokhoz hasonlította. Nédli & M. Tóth (1999, 2002, 2003) a máriagyűdi (Szabolcsi- völgyi-bánya) és a beremendi telért a szlavóniai felső-kréta vulkánitokkal rokonította, Nédli (2004) lamprofírnak nevezte. Ezeket a minősítéseket fogadják el ma is (Nédli & M. Tóth 2007, Nédli et al. 2006,2010). A máriagyűdi telér K-Ar-kora (teljes kőzet) Harangi & Árváné Sós (1993) szerint 64,0+2,9 M év, a beremendi teléré Molnár & Szederkényi (1996) szerint 76+3 M év. Az adatokat bizonytalannak tartják, de nemritkán felhasz¬ nálják arra, hogy a villányi teléreknek a mecsekieknél fiata¬ labb korát tételezzék fel. Paleomágneses mérés e kőzetekből korábban nem tör¬ tént. Paleomágneses mintavétel és laboratóriumi mérések Azimutálisan tájolt fúrómagokból (Üh-29 és Üh-39 fúrás; a magok oldalán az északi iránnyal ismert szöget bezáró azimutális tájolás referenciaegyenese és a felfelé irány meg volt jelölve) laboratóriumban fúrtunk ki 3-3 magszakaszból szakaszonként két-két, a mérőműszerek mintatartóiba illeszkedő mintát. Terepen nyolc feltárásból hordozható fúróval vettünk mintákat, amelyeket helyben tájoltunk. A laboratóriumi vizsgálatokat összesen 102 irányított mintán végeztük. Ezek közül 63 minta kréta magmás kőzetből, három exokontaktusból (Szabolcsi- völgyi-bánya) és 36 alsó-kréta mészkőből (Harsány-hegy) származik. A vizsgálatok alapvető célja a következő volt: a vizsgált képződmények mintacsoportra jellemző paleomágneses irányainak meghatározása, természetesen a statisztikus pontosság jellemzését szolgáló paraméterekkel együtt. A nyolc mintacsoport (3. ábra) minden mintáján termé¬ szetes állapotban megmértük a természetes remanens mág- nesezettség (NRM) irányát és intenzitását, amely több komponenst jellemezhet. Ezt követte a szuszceptibilitás 238 Bállá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján anizotrópiájának (AMS) mérése. Ezután minden minta¬ csoportból egy vagy több mintán (az NRM-irányok cso¬ portosulásának mértékétől függően: ahol jó volt a csopor¬ tosulás, egy mintát, ahol nagy irányszórást figyeltünk meg, több mintát választottunk) kísérleti jelleggel váltóáramú, illetve termolemágnesezést végeztünk, amelynek célja az optimális laboratóriumi eljárás kidolgozása volt. Azt tapasztaltuk, hogy a váltóáramú lemágnesezés gyakran csak a minta részleges lemágnesezéséhez vezet, ezért a sokkal munkaigényesebb termolemágnesezést kellett alkalmaznunk, vagy önállóan, vagy váltóáramú lemágne- sezéssel kombinálva. A mérések munkaigényességét tovább fokozta a remanens mágnesezettség mérésekor gyakran jelentkező viszkózus komponens, amelynek eltᬠvolítása gyakran sikerrel járt, de nemritkán egy mérés idejét fél óránál is hosszabbra növelte. 3. ábra. A paleomágneses mintavételi pontok 1 - kainozoikum, 2 - kréta, 3 - jura, 4 - triász, 5 - gránit, 6 - paleozoikum, 7 - földtani határ, 8 - a kutatási terület, 9 - minta¬ vételi pont Figure 3. Palaeomagnetic sam- pling points 1-Cenozoic, 2-Cretaceous, 3- Jurassic, 4-Triassic, 5-granite, 6- Palaeozoic, 7-geological boundary, 8-study area, 9-samplingpoint Földtani Közlöny 141/3 (2011) 239 Paleomágneses mérési eredmények Az egyes mintacsoportokon belül a remanens mágne- sezettség kezdeti intenzitása éppúgy, mint a mágneses szuszceptibilitás értékei, hasonlóak, míg a mintacsoportok között nagy eltérések figyelhetők meg. Kiemelkedően nagy a Hidasi-völgyben mintázott telérek, a komlói fonolit és a máriagyűdi (Szabolcsi-völgyi bánya, Márton E. 2010) lamprofír NRM-intenzitása éppúgy, mint mágneses szusz- ceptibilitása, míg a Mórágyi Gránit telérkőzeteire (Üh-29, Üh-39, Mórágy vasútállomás, Kismórágy) mindkét para¬ méter kicsi. A harsányipusztai riolitot a kis szuszceptibi- litáshoz viszonyítva erős remanens mágnesezettség jellemzi (II. táblázat). A vizsgált képződmények mágneses szövete, amelyet a mágneses szuszceptibilitás anizotrópiájának (AMS) méré¬ sével ismertünk meg, nagyon változatos. Mintacsoport szin¬ ten orientálatlan szövete van a hidasi-völgyi és a komlói fonolitnak valamint a máriagyűdi (Szabolcsi-völgyi-bánya) lamprofírnak. A komlói mintavételi helyen három, egy¬ mással nem összefüggő tömbből vettünk mintákat, amelyek közül kettőben jól, de egymástól eltérően (III. táblázat), a II. táblázat. A mágneses szuszceptibilitás és az NRM-intenzitás átlagértékei mecseki és villányi kréta telérekben Table II. Mean values of the magnetic susceptibility and NRM intensity in Mecsek and Villány dykes Mintavételi hely Kőzet Szuszceptibilitás [10" Sí] NRM-intenzitás [10 3 A/m] Komló 9578-587 fonolit 49 351 624,33 Hidasi-völgy 9517-524 fonolit 51 440 462,10 9525-530 trachit 90 796 574,28 Harsányipuszta 9503-510 alkáliriolit 189 19,10 Mórágy vasútállomás 9511-516 alkálibazalt 444 0,68 Kismórágy 9531-538 alkálibazalt 328 0,66 Üh-29 fúrás 260,95-263,33 m alkálibazalt 682 2,53 ' Üh-39 fúrás 200,92-202,77 m tefrifonolit 576 1,63 Máriagyűd (Szabolcsi-völgyi-bánya) 9723-729 lamprofír 42421 6967 III. táblázat. A szuszceptibilitás-főirányok és a mágneses anizotrópia-paramétereinek mintacsoportokra jellemző értékei Table III. Mean values of the principal susceptibility directions and parameters of the magnetic anisotropy characteristic far the sample groups Mintavételi hely Kőzet n.n, Szuszceptibilitásfőirány-értékek Anizotrópiaparaméterek (%)* irány max inter min fok lin föl Komló fonolit 9/10 D - - - 1,93 0,47 1,45 I - - - Komló 1. tömb fonolit 3/3 D 301 33 162 1,35 1,06 0,29 I 10 9 76 Komló 2. tömb fonolit 3/4 D - - - 1,84 1,49 0,34 I - - - Komló 3. tömb fonolit 3/3 D 40 136 246 3,90 0,65 3,23 I 28 11 59 Hidasi-völgy fonolit 8/8 D - - - 2,47 1,10 1,36 I - - - trachit 6/6 D 8 98 273 11,57 1,09 10,36 I 1 12 78 Harsányipuszta alkáliriolit 8/8 D 118 28 298 3,29 1,52 1,75 I 50 0 40 Mórágy vasútállomás alkáli bazalt 6/6 D 79 167 349 0,89 0,25 0,63 I 0 82 8 Kismórágy alkáli bazalt 8/8 D - - 44 0,60 0,04 0,56 I - - 38 Üh-29 alkálibazalt 4/6 D - - 181 3,62 0,94 2,65 I - - 13 Üh-39 tefrifonolit 6/6 D - - 194 4,83 0,96 3,83 I - - 16 Máriagyűd (Szabolcsi-völgyi-bánya) lamprofír+ „kontakt” mészkő 5/5 D - - - 1,68 0,55 1,12 I - - - n = kiértékelt minták száma, n 0 = vizsgált minták száma, max = maximum, inter = intermedier, min = minimum, D = deklináció, I = inklináció; * szuszceptibilitásfőirány-értékek hányadosa: fok = max/min = anizotrópiafok, lin = max/inter = lineáció, föl = inter/min = foliáció. n = number ofinterpreted samples, n 0 = number ofmeasured samples, max = maximum, inter = intermediate, min = minimum, lin = max/inter = lineationjol = inter/min =foliation. 240 Ballá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján harmadikban egyáltalán nem csoportosulnak a szuszcepti- bilitás-főirányok. A többi mintacsoportra vagy mindhárom szuszceptibiltás-főirány csoportosulása (Hidasi-völgy trachit, Harsányipuszta, Mórágy vasútállomás) vagy a minimum¬ irányok csoportosulása jellemző, bár a szövet mindkét esetben uralkodóan fóliáit. Lényeges eltérések vannak azonban a foliációs síkok orientációját illetően. Ez közel függőleges Mórágy vasútállomás és az Üh-29, Üh-39 fúrás teléreiben, közel vízszintes a Hidasi-völgy trachitjában és köztes helyzetű Harsányipusztán és Kismórágyon (III. táblázat). A szövettípusok közül néhányat a 4. ábra mutat be. A mintacsoportok nemcsak a szövet irányítottságának fokában és a foliáció síkjának helyzetében, hanem az an¬ izotrópia fokában is különböznek, olyannyira, hogy nagy¬ ságrendi különbség van a legkisebb (Kismórágy, alkáli¬ bazalt) és a legnagyobb (Hidasi-völgy, trachit) anizotrópiájú mintacsoportok között. Az utóbbi mintacsoport olyan nagy anizotrópiát mutat, amilyen a magmás kőzettestek között inkább a gránitos-granodioritos intrúziókra jellemző, mint a bázisosabb összetételű kisebb telérekre. Az AMS mérését követően lemágneseztük a mintákat. Voltak olyan mintacsoportok, amelyekben a minták váltó¬ térben, több lépésben teljesen lemágnesezhetőek voltak. A komlói fonolitot, a Mórágy vasútállomásnál és Kismó¬ rágyon mintázott két telér anyagát azonban termole- mágnesezéssel kezeltük, mert váltótérben az NRM nem volt lemágnesezéssel előállítható. Ezekben az esetekben a magnetit Curie-pontjánál kisebb, de 250, illetve 350 °C-nál nagyobb hőmérsékleten a Zijderveld-diagramokon (5. ábra, a) jól látható és az origóba tartó egyenes szakaszok által jellemzett irányokat tekintettük a kőzetre jellemző remanens mágnesezettség irányának. 4. ábra. A mágneses szövetet jellemző szuszceptibilitás-főirányok eloszlása négy mintacsoportra Sztereografikus vetületek (alsó félgömb), i- =maximális, ▲ = intermedier, • = minimális szuszceptibilitás iránya Figure 4. Distribution of the principal susceptibility directions, which charaterise the magneticfabricfórfour sample groups Stereographicplots (lower hemisphere projection), i- =maximum, ▲ = intermediate, • = minimum susceptibility directions Földtani Közlöny 141/3 (2011) 241 (Rq), illetve kezdeti szuszceptibilitásra (k 0 ) normált értékek 242 Bállá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján A Zijderveld-diagramokon (5. ábra, a és 6. ábra, a) a mág- nesezettség irányának és intenzitásának változása látszik a lépésenkénti lemágnesezés során. Fontos információt hordoz a 5. ábrab és ó.ábra b, c része is, amely az intenzitás és a szusz- ceptibilitás változását mutatja a lépésenkénti lemágnesezés során. Ilyen például a részleges maghemitesedés a Mórágy vasútállomás alkálibazaltjában (a szuszceptibilitás csökke¬ nése 500 °C felett) vagy a minták teljes lemágneseződése a magnetit 575 °C-os Curie-pontja feletti hőmérsékleten, ami arra utal, hogy a magnetit kismértékű oxidációt szenvedett. Az 5. ábra c és a 6. ábra d részén szögtartó vetületen láthatjuk a paleomágneses vektor irányának mozgását lemágnesezés folyamán. Ezeken a pontok a vetület síkja alá, a körök a sík fölé mutató vektorokat jelentenek. Az előbbi pozitív, az utóbbi negatív inklinációjú paleomágneses irányokat jelent. Az inklináció zérus a kör kerületén és 90° a középpontban. A szögtartó vetületeken jól látszik az NRM irányának stabilitása pl. Mórágy vasútállomás alkáli- bazalt-telérében, míg a Kismórágy alkálibazalt-teléréről ez csak addig állapítható meg, amíg a szuszceptibilitás a hőkezelés hatására meg nem nő drámai módon (új mág¬ neses fázis keletkezése). Harsányipuszta riolitja egészen speciális eset. Váltóára¬ mú lemágnesezéssel a kezdeti NRM-intenzitást egyáltalán nem tudtuk csökkenteni (6. ábra, a és b), azonban az ezt követő termolemágnesezés 150 °C-on nem, viszont 250 °C-on drámai intenzitáscsökkenést idézett elő. A kezdeti NRM- irányok egy része normál, más része reverz polaritású volt. A helyzet 250 °C-on történt lemágnesezésre úgy változott, hogy minden minta polaritása normál lett. 6. ábra. Harsányipuszta, riolit. A természetes remanens mágnesezettség irányának és intenzitásának változása lemág¬ nesezés folyamán a) Zijderveld-diagram, b) intenzitás/lemágnesező térdiagram, c) intenzitás (o) és szuszceptibilitás (• / lemágnesező térdiagram, d) vektorvégpontok helyzetének változása szögtartó vetületen; teli jel = alsó félgömb-, üres jel = felsőfélgömb-vetület Figure 6. Harsányipuszta, rhyolite. Path of the directions and intensities of the natural remanent magnetisation during the demagnetisation process a) Zijderveld diagram, b) intensity versus demagnetisation field diagram (results of AF demagnetisation) c) intensity (o) / susceptibily (%) versus demagnetisation field, diagram, d) path of the endpoints of the vectors in a stereographic plot; solid symbols = lower hemisphere, hollow symbols = upper hemisphere projection Földtani Közlöny 141/3 (2011) 243 Statisztikus kiértékelés A korszerű statisztikus kiértékelés a lemágnesezési görbék elemzésén alapszik oly módon, hogy azokon egye¬ nes szakaszokat keresünk (Kirschvink 1980), és ezek irányai (amennyiben statisztikus szempontból kielégítően meghatározottak) képezik a csoportszintű kiértékelés be¬ menő adatait. Amennyiben több egyenes szakasz található a lemágnesezési görbén (minden szakaszt legalább három lemágnesezési lépés határoz meg), a megfelelő szakaszok¬ ból egy-egy mintacsoportra esetleg több irány is megha¬ tározható. Ezek közül általában az origóban végződőt tekintik az NRM legidősebb (eredeti) komponensének. A Hidasi-völgy trachitjára az első lemágnesezési lépés utáni összes lemágnesezési-mérési adatot felhasználhattuk az eredeti mágnesezettség irányának meghatározására, míg az Üh-29 és az Üh-39 fúrás anyagára a 150 °C-on és az azt követő termolemágnesezési lépések eredményeiből tud¬ tunk jellemző remanens mágnesezettségi irányt számítani. Kismórágy és a Mórágy vasútállomás alkálibazalt-teléreire a lemágnesezési görbék tárgyalásakor említett szakaszok alapján számítottunk középirányt. A komlói fonolit III. táblázatban feltüntetett középiránya azonban részben a lemágnesezési görbék origóba tartó szakaszaira, részben egy-egy lemágnesezési lépésben meghatározott irányokra alapozódik. Az utóbbinak az az oka, hogy a minták egy része a termolemágnesező kemencében 250 °C-on felrob¬ bant, ezért a teljes lemágnesezés lehetetlen volt. A harsányipusztai riolit paleomágneses irányát a 250 °C-os lemágnesezési lépés után mért NRM-irányokból szᬠmítottuk. Az eredményeket a IV. táblázat foglalja össze, amelyben a mintavételi helyekre jellemző paleomágneses középirányok (D, I) mellett a Fisher-statisztika (Fisher 1953) paraméterei: a 95 a konfidenciaszög és k a pontossági paraméter. a 95 : A megfigyelt középirány körüli konfidenciakúp fél- nyüásszöge, amely a valódi irányt 95%-os valószínűséggel tartalmazza; a paleomágneses gyakorlatban a 95 <16° elfo¬ gadható érték. k: A párhuzamosság mértéke, azt jellemzi, hogy az irány vektorok milyen mértékben mutatnak azonos irányba, vagyis teljesen párhuzamos egység vektorok esetén a k a végtelenbe tart; a k>10 elfogadható pontosság, a k>100 már nagyfokú párhuzamosságot jelöl. A „Megjegyzés” oszlopban egyebek mellett a polaritás is fel van tüntetve, amennyiben a táblázatban feltüntetett normál polaritástól eltér. A mintacsoportra jellemző mág¬ nesezettség normál polaritású Harsányipuszta riolitjára, Kismórágy és Mórágy vasútállomás alkálibazaltjára, továb¬ bá a komlói fonolitra és a máriagyűdi lamprofírra, reverz polaritása van az Üh-29 és Üh-39 fúrással harántolt telé- reknek, míg vegyes a polaritása a Hidasi-völgy trachitjának. A máriagyűdi (Szabolcsi-völgyi-bánya) max. 1 m vas¬ tagságú lamprofírtelér közel függőlegesen szeli át a szinte fehér titon mészkövet (dőlése DDK-i irányban 35°), amely az exokontaktuson kb. 20 cm vastagságban szürke lett. A telér és a „kontakt” mészkő tökéletesen megegyező paleo¬ mágneses iránya pozitív kontakttesztet jelent és egyben kombinált irány számítását indokolja. A paleomágneses és AMS-adatok értelmezése A IV. táblázat földrajzi rendszerben (tektonikai korrekció nélkül) adja meg a mintavételi helyekre jellemző paleomágneses irányokat. Az Üh-29 fúrásban a jellem¬ zőnek tekinthető irányszögek alatt feltüntettük annak a két magszakasznak az irányát is, amelyek egymás között egyező, de az ugyancsak az Üh-29 fúrásból származó többi négytől és a Hidasi-völgy, valamint az Üh-39 fúrás mintáin meghatározottaktól jelentősen eltérő irányt mutattak. Ez a két minta a mágneses szövet irányítottságát illetően is jelentősen eltér a csoport többi négy mintájától, illetve az IV. táblázat. A paleomágneses eredmények összefoglaló táblázata Table IV. Summary of the palaeomagnetic results Mintavételi hely n/n„ D Ül m k oU°) Megjegyzés Komló fonolit 9/10 4/10 21 32 43 53 25 46 10 14 eléggé instabil, a 4/10 az utolsó 4 mintából Hidasi-völgy trachit 6/6 80 +31 41 11 3 normál, 3 reverz, kissé instabil, TH 350 °C-ig él a jel Harsányipuszta alkáliriolit 8/8 94 +57 298 3 Curie-pont polaritásfordulás TH 250T-nál Mórágy vasútállomás alkálivulkanit 6/6 58 +60 55 9 erősen felülírt Kismórágy alkálivulkanit 7/8 110 +57 45 9 - Üh-29 fúrás alkálibazalt 4/6 2/6 83 55 +59 54 152 8 mindegyik reverz, TH 250 °C-ig stabil jel Üh-39 fúrás tefrifonolit 6/6 65 +54 31 12 mindegyik reverz Máriagyűd (Szabolcsi-völgyi-bánya) lamprofír+”kontakf" mészkő 8/8 329 +76 226 4 kombinált irány n = kiértékelt minta/ n 0 vizsgált minta; D = deklináció, I = inklináció, k = pontosság, a 95 = konfidenciaszög. n = number of interpreted samples, n 0 = number of measured samples; D = declination, I = inclination; k =precision paraméter; a 95 = confidence limit (Fisher 1953). 244 Bállá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján Üh-39 fúrás mintáitól. így ezeket a további értelmezésből (mint nagy valószínűséggel bizonytalan azimutális orien- tációjúakat) kizárjuk. A 7. ábra szögtartó vetületén a sikeres mintacsoportok paleomágneses középirányait és a hozzájuk tartozó konfi¬ denciaköröket tüntettük fel (a megfelelő normál polaritású vektorral). Ezek jól érzékeltetik, hogy a Keleti-Mecsekből N 7. ábra. AIV. táblázat középirányai szögtartó vetületen Alsófélgömb-vetület. Kör — a 95 Figure 7. Mean directions from Table IV in a stereographic plot Lower hemisphere projection. Circle = a 9S és a Mórágyi-rögből származó telérek egyaránt óramutató járásával egyirányú rotációt jeleznek. Négy mintacsoport (Üh-29, Üh-39, Mórágy vasútállomás, Harsányipuszta) középirányai mind deklinációban, mind inklinációban jól egyeznek, míg a Hidasi-völgy trachitjának jelentősen kisebb az inklinációja, mint a többi mintacsoporté, Komló, Kismórágy és Máriagyűd (Szabolcsi-völgyi-bánya) most vizsgált képződményei viszont deklináció szempontjából mutatnak eltérést a többi mintacsoporttól. A Hidasi-völgy trachitjának kis inklinációja az inkli- náció „sekélyesedésének” tulajdonítható. Ez a közel víz¬ szintesen elhelyezkedő és erősen fejlett mágneses foliáció következménye, amely az egykori mágneses tér inkliná- cióját a vízszintes felé torzítja. A máriagyűdi (Szabolcsi- völgyi-bánya) telér és „kontakt” mészkő paleomágneses deklinációja nyugati. A komlói trachit deklinációja a mai deklináció irányában tér el a többiekétől. Az első esetben a mágnesezettség biztosan eredeti (pozitív kontaktteszt). A második esetben elképzelhető hogy a minták vagy egy részük a mai térben felvett utólagos mágnesezettséget is hordoz, mivel az anyag a többihez viszonyítva mállott volt. Ilyen esetben előfordul, hogy az elsődleges és utólagos komponens ugyanahhoz az ásványhoz kapcsolódik, így sem a váltóáramú, sem a termolemágnesezés nem tudja teljesen eltávolítani az utólagos komponenst. Kismórágy alkáli¬ bazaltjának deklinációja valamivel nagyobb, mint a többié. Ez az eltérés valószínűleg a mágneses tér évszázados változásának következménye, így a Keleti-Mecsek és a Mórágyi-rög együttes rotációjának jellemzésére számított paleomágneses irány számításához felhasználható. Végezetül érdemes felhívnunk a figyelmet arra, hogy a deklinációknak a maitól való jelentős eltérését semmi¬ képpen nem magyarázhatjuk mágneses refrakcióval, mert a mágneses foliáció sikjainak (azokban az esetekben, amikor a mágneses szövet egyáltalán irányított) orientációjában semmilyen szabályszerűség nem figyelhető meg, miközben a paleomágneses deklinációk eloszlása a terület óramutató járásával egyirányú elfordulását sugallja. Az új és korábban publikált paleomágneses eredmények együttes értelmezése Az új paleomágneses eredmények közül öt a Mórágyi- rögöt képviseli. Ezek kivétel nélkül kitűnő vagy jó statisztikus paraméterekkel jellemzett irányok, amelyek a paleomágneses jel teljes spektrumának laboratóriumi elem¬ zése és modern statisztikus kiértékelés eredményeként jöttek létre, a paleomágneses mérések szempontjából gon¬ dosan kiválasztott, szinte ideális anyagon. Az öt mintavételi helyre és a korábbi vizsgálatok eredményeként a Mórágyi- rögre, a paleozoikumnál fiatalabb mágnesezettségű mag¬ más testekre számított paleomágneses középirányokat (V. táblázat) hibahatáron belül azonosnak találjuk. Ez indokolja az új és a korábban publikált irányok kombinációját, annak ellenére, hogy egy-egy mintavételi pontot tekintve az új meghatározások lényegesen pontosabbak a korábbiaknál. A Mórágyi-rögre így 15 mintavételi hely alapján számíthatunk jellemző paleomágneses irányt (V. táblázat). Ezt a közép¬ irányt tekintjük referenciának a Mecsek és a Villányi¬ hegység paleomágneses irányainak elemzésében. A Keleti-Mecsekből korábban négy, újabban két önálló szubvulkáni testből származó minta jellemző mágnese- zettségéből kaptunk paleomágneses irányokat (Márton 1986). Ezek közül egy (Óbánya) mindössze két függetlenül tájolt mintára alapszik, ezért statisztikus pontossága nem határozható meg. Óbánya paleomágneses irányának a többi¬ eknél lényegesen rosszabb minősége miatt célszerű a Keleti-Mecsekre Óbánya kihagyásával öt mintavételi pont alapján paleomágneses középirányt számítani. A testeket bezáró üledékes kőzetek dőlését tektonikai korrekcióként alkalmazva szignifikánsan rosszabb statisztikus paramé¬ tereket kapunk, mint korrekció előtt (8. ábra). Ez azt jelenti, hogy a vizsgált szubvulkáni testeknek a kréta deformációt követően kellett benyomulniuk. Korábban a Nyugati-Mecsekből Márton (1986) három telérről publikált paleomágneses irányt, amelyek szintén az üledékes rétegsor deformációját követően nyomultak be. Legújabban pedig egy villányi lamprofírt vizsgáltunk (Máriagyűd), amelynek paleomágneses iránya tektonikai korrekció előtt illeszkedik a bezáró mészkő tektonikai Földtani Közlöny 141/3 (2011) 245 V. táblázat. Új és korábban publikált paleomágneses eredmények összefoglaló táblázata a Mórágyi-rög és Keleti-Mecsek szubvulkáni teléreiből Table V. Summary of the new andformerly publishedpalaeomagnetic results from the subvolcanic dykes of the Mórágy Block and Eastern Mecsek Mintavételi helyek Mérési adatok N tektonikai korrekció nélkül tektonikai korrekcióval D(°) I(°) k C) D(°) I(°) k a (°) Mórágyi-rög új 5 82 +59 50 11 korábban publikált 10 94 +57 28 9 összes 15 90 +58 33 7 Keleti-Mecsek összes új és korábban publikált, Óbánya nélkül 5 73 +50 9 26 57 1 34 5 39 1. Hidasi völgy, trachit, 3. Hosszúhetény, alkálibazalt-telér, 6. Máza, alkálibazalt-telér 3 93 +40 19 29 85 +45 7 49 Vh Máriagyűd, lamprofírtelér 1 329 +76 226 4 184 +70 226 4 N = mintavételi helyek száma; D = deklináció, I = inklináció; k=pontosság; a 9S = konfidenciaszög (Fisher 1953), Vh = Villányi-hegység. A Keleti-Mecsekből korábban vett minták (2,4) nincsenek feltüntetve. N=number of sampling sites;D=declination, I=inclination; k =precisionparaméter; a 9S =confidence limit (Fisher 1953), Vh = Villány Hills. Samples (2,4)formerly taken from the Eastern Mecsek nőtpresented. korrekció utáni paleomágneses irányához (D=40°, 1=68°), míg tektonikai korrekció után magában véve is teljesen abszurd (1. V. táblázat), mert azt kb. 180°-os rotációként kellene értelmeznünk. A mészkő paleomágneses irányának deformációt megelőző korát nemcsak a korábban publikált adatok (Márton E. 2000), hanem a legújabb paleo¬ mágneses vizsgálatok is bizonyítják (a Harsány-hegy Nagy- harsányi Mészkövét képviselő 18 mintán D = 28°, I = 51°, k = 29, a 95 = 4°), mert ezek a korábban publikált iránnyal hibahatáron belül megegyező eredményre vezettek A Mecsek és Villányi-hegység kréta szubvulkáni kőze¬ teinek paleomágneses irányait a fenti bizonyítékok alapján ott is tektonikai korrekció nélkül elemezzük, ahol a bezáró kőzet települése vízszintestől különbözik. Ezeket az 8. ábra. A Keleti-Mecsek szubvulkáni kőzeteiből (Óbánya nélkül, öt mintavételi helyre) kapott paleomágneses irányok és a Mórágyi-rög fiatal kőzetteléreinek középiránya Szélső ábrák = a mintavételi helyekre meghatározott paleomágneses középirányok (1-4, 6) és a Mórágyi rög középiránya (V. táblázat, szürke kör = 15 helyből számolva). Kör = a 95 . Bal oldalt = tektonikai korrekció előtt, jobb oldalt = korrekció után. Alsófélgömb-vetület. Középen = az irányok párhuzamosságát jellemző k érték változása fokozatos dőléskorrekcióra. A k 0% dőléskorrekció körül éri el a maximumát, tehát a mágnesezettség gyűrődés utáni (ha gyűrődés előtti lenne, a k legnagyobb értékét a teljes, 100%-os dőléskorrekcióra érné el). 1 - Hidasi-völgy, trachit; 2 - Komló, alkálibazalt-intrúzió; 3 - Hosszúhetény, alkálibazalt-telér; 4 - Kövestető, fonolit (5 - Óbánya, alkálibazalt-telér, az ábráról elhagyva), 6 - Máza, alkálibazalt-telér Figure 8. Palaeomagnetic directions fór the subvolcanic rocks of the Eastern Mecsek Mts (without Óbánya, five sampling points) and the mean direction of the young dykes of the Mórágy Block Figures left and right = mean palaeomagnetic directions (1-4,6) and the mean direction of the Mórágy Block (Table Vgrey circle = calculated from 15 sampling sites). Circle = a 95 . Left = before tilt correction, right=after tilt correction. Lower hemisphere projection. Figure in the centre = change of the k value, which characterise the parallelism of the directions, during the gradual tilt correction. Value of k reaches its maximum around 0% of tilt correction, thus, the magnetisation is younger than folding (if it were older than folding the maximum value of k would be seen at 100% tilt correction). 1-Hidasi-völgy, trachyte; 2-Komló, alkali hasalt intrusion; 3-Hosszúhetény, alkali hasalt dyke; 4-Köves-tető, phonolite (5-Óbánya, alkali hasalt dyke, nőt displayed), 6-Máza, alkali hasalt dyke 246 Ballá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján irányokat szögtartó vetületen ábrázolva (9. ábra) azt látjuk, hogy néhány, inklináció szempontjából kiütő adattól elte¬ kintve az irányok egy 58°-os (a maihoz közeli értékű) inkli- nációt jelentő kiskör mentén helyezkednek el, szinte egyen¬ letesen elosztva, kis nyugati deklinációval jellemzett irᬠnyoktól egészen a 90°-nál nagyobb keleti deklinációt mutató irányokig. Az utóbbiak a miocénnek tekintett Komlói Ande¬ zit paleomágneses irányához (Márton E. 1986) hasonlóak. N 9. ábra. Az új és régi irányok eloszlása szögtartó vetületen Alsófélgömb-vetület. 1 - új irányok: a = Hidasi-völgy, b = Komló, c = Harsányi- puszta, d= Mórágy vasútállomás, e = Kismórágy, f=Üh-29 fúrás, g = Üh-39 fúrás, h = Szabolcsi-völgyi kőfejtő (telér + „kontakt” mészkő); 2-5 - régi irányok: 2 - Keleti-Mecsek, 3 - Mórágyi-rög, 4 - Nyugati-Mecsek (2-4 - kréta szubvulkáni testek), 5 - Komló (alsó-miocén andezit); 6 - kiskör Figure 9. Distribution of new and old directions in a stereographic plot Lower hemisphere projection. 7-new directions: a = Hidasi-völgy, b = Komló, c = Harsányipuszta, d= Mórágy Railway Station, e = Kismórágy, f= Borehole Üh-29, g = Borehole Üh-39, h = Szabolcsi-völgy Quarry (dyke + “contact” limestone); 2-5-old directions: 2-EasternMecsek, 3-MórágyBlock, 4-WesternMecsek(2-4-Cretaceous subvolcanic bodies), 5-Komló (Lower Miocéné andesite); 6-small sircle Következtetések Az új paleomágneses mérések megerősítették a koráb¬ ban ugyanezzel a módszerrel, ugyanezen képződmények más feltárásaira kapott eredményeinket. Nevezetesen azt, hogy a szubvulkáni kőzetek az alsó-kréta effuzívumoktól lényegesen eltérő paleomágneses irányokat mutatnak. A földtani értelmezés szempontjából az a legfontosabb következtetés, hogy a szubvulkáni testek a gyűrődés és eset¬ leges takaróképződés után nyomultak be. Más szóval az effu- zív és a szubvulkáni fáciesbe tartozó képződményeket elvᬠlasztja egymástól a kréta közepén lejátszódott orogenezis. Az effuzív magmatizmust a Mecseki-egységnek az Európai-lemezről való leválásával egyidősnek vélik (Haas et al. 1990, Harangi et al. 1996, Márton 2000), ami jól illeszkedik a régió fejlődésmenetéről alkotott képbe. A szubvulkáni képződményekben rögzült jelentős elfor¬ dulást — bár különböző szögekkel, de — az utóbbi két évtized gyakorlatilag minden paleotektonikai, ősföldrajzi és geodinamikai összesítésében elfogadják (pl. Haas et al. 1990, KovÁc et al. 1994, Fodor et al. 1999, Csontos et al. 2002, Csontos & Vörös 2004), azonban többnyire homály¬ ban hagyják mind viszonyát a mecseki kora-kréta magma- tizmushoz, mind azoknak a szubvulkáni képződményeknek a helyzetét és eredetét (a vázolt képen belül), amelyek ezt az elfordulást rögzítik. Harangi et al. (1996) az elfordulást összekapcsolja a Mecseki-egységnek az Európai-lemezről történt leválásával és a szubvulkáni képződményeket az effuzívumokkal rokonítja. Világosan kell azonban látnunk, hogy a paleomágneses irányok csak úgy jeleznek elfordulást, ha a kőzettesteket mai helyzetükben vesszük, s nem vagyunk tekintettel a mellék¬ kőzetek különböző dőlésére és a Mórágyi-rög esetleges utólagos kibillenésére. Abban az esetben, ha a befogadó üledékes kőzetek dőlt települése alapján visszaállítjuk a paleomágneses irányokat a felhalmozódáskori helyzetükbe (tektonikai korrekciót végzünk), az irányok szórtabbá válnak, egy részük pedig értelmezhetetlenné lesz. Más szóval az elfordulás bizonyíték nélkül marad, s az egyébként jó minőségű, konzisztens paleomágneses adatok használ¬ hatósága kétségessé válik. Nem lehet tehát a jelentős elfordulást úgy elfogadni, hogy azt a gyűrődésnél idősebbnek gondoljuk. Ha viszont elfogadjuk, a késő-jurában és kora-krétában csak kismérvű elfordulással számolhatunk, s az elfordulás zömét a gyű¬ rődés utánra kell tennünk. Felvetődik a kérdés, milyen eredetűnek gondoljuk azt a szubvulkáni tevékenységet, amely a kréta közepi gyűrődést követő elfordulást kísérte. Az anyagi jellemzők alapján ugyanolyan rift jellegűnek vélik, mint a kora-kréta effuzív vulkanizmust (Harangi 1994, Harangi et al. 1996). A riftesedés felnyílást jelentene, s ennek természetes kísérője lehetne az elfordulás. Figyelembe véve a Szolnoki-flisöv üledéktörténetét, ezt a felnyílást nem sokkal a gyűrődés utánra, a késő-kréta korai szakaszára kellene tennünk. Itt lépnek be a képbe a villányi lamprofírok. Ezeket a mecseki magmatitoktól genetikailag elválasztják, s paleo¬ tektonikai szintézisekre támaszkodva azoknál fiatalabbnak gondolják (Nédli & M. Tóth 2002,2007; Nédli et al. 2006, 2010). A máriagyűdi telérből kapott paleomágneses közép¬ irány azonban a mecsekiek alapján kimutatott elfordulás elé vagy annak korai szakaszára esik. A lamprofírok tehát nem lehetnek fiatalabbak a mecseki szubvulkáni testeknél, ha¬ nem azok közül éppen a legidősebbekkel vélhetők egyko¬ rúnak (1. a 9. ábrát) vagy még azoknál is korábbiaknak. A villányi lamprofírok xenolitjaiból szubdukciós eredetű felső köpenyre következtettek, a mecseki szubvulkáni kőzeteket pedig rift eredetűnek gondolják. A paleomágneses adatok¬ ból feltételezhető sorrend ezekkel a minősítésekkel össz¬ hangban áll: a mecseki egységben szubdukciót követő felnyílással lehet dolgunk. Nem hagyhatjuk azonban figyelmen kívül azt a körül¬ ményt, hogy a máriagyűdi telér gyűrődés után nyomult be, vagyis képződése inkább poszt-szubdukciós, mint szub¬ dukciós lehet. Meglehetősen furcsa az a helyzet, amelyben Földtani Közlöny 141/3 (2011) 247 két, egymástól alig 30 km-re eső, közel egykorú magmás övezet anyagát eltérő felsőköpenyből származtatják, amely¬ nek mélysége a vízszintes távolságnak legalább két- háromszorosa. A mecseki effuzív és szubvulkáni kőzetek szétválasztását illetően kételyek támadhatnak amiatt, hogy hosszú időn át feltételezték: ugyanazon magma termékeinek tekinthetők. Harangi (1994) azonban arra a következtetésre jutott, hogy a két sorozat nem köthető ugyanazon anyamagma frak- cionált kristályosodásához, hanem inkább hasonló köpeny eltérő fokú parciális olvadásával kapcsolatos. A „hasonló köpeny” értelemszerűen nem jelent azonos köpenyt, vagyis az összetétel nem bizonyítja az egykorúságot. Az elfordulás iránya első pillantásra az óramutató járᬠsával egyezőnek tűnik. Figyelembe kell azonban vennünk, hogy a mecseki alsó-kréta effuzívumok és valamennyi idősebb üledék, akárcsak a Villányi-hegység minden jura- alsó-kréta üledéke mai helyzetében mutat európai rokon¬ ságot igazoló irányt. Ennek magyarázatára két rotációt téte¬ lezünk fel: egy korábbi, óramutató járásával ellentétes és egy későbbi, azzal egyező irányút (Bállá 1986, 1987). Az első rotáció folyamán mágneseződnek a szubvulkáni testek. E rotáció idején valamennyi albai és annál idősebb kép¬ ződmény paleomágneses deklinációja nyugatra fordul. A második, az óramutató járásával egyező irányú rotáció a Komlói Andezit mágneseződése után kezdődik. Ekkor az albainál idősebb képződmények visszafordulnak kb. az eredeti helyzetükbe. (Ez az utóbbi két évtized szintéziseibe beépült). A szubvulkáni testek közül a legidősebbeknek a jura-alsó-kréta üledékekéhez hasonló a deklinációja. A fiatalabbaknak, amelyek az óramutató járásával ellentétes rotáció közben mágneseződtek, változó nagyságú, de min¬ dig óramutató járásával megegyező irányú a deklinációja (10. ábra). Az óramutató járásával megegyezőnek tűnő, de valójában azzal ellentétes irányú elfordulás teljes szögét illetően a legmegbízhatóbb adatot a Mórágyi-rög (9. ábra, c) és a Komlói Andezit (9. ábra, 5) szinte azonos, kb. 90°-os deklinációval jellemzett paleomágneses iránya adja. Az első nagy pontossága és a második jóval fiatalabb kora nem teszi lehetővé, hogy kisebb szöggel számoljunk. Ezt a körül¬ ményt a szintézisek eléggé szabadon kezelik. A Mórágyi-rög kibillenését a későbbi tektonikai moz¬ gások során elvileg nem zárhatjuk ki. A szerkezeti elemek (kőzethatárok, zárványok, aplittelérek, palásság, milonitok) településének elemzése nyomán azonban Bállá (2010) azt a következtetést vonta le, hogy a Mórágyi Gránit-test ma is eredeti helyzetében van, nem billent ki a későbbi tektonikai mozgások során. A Mórágyi-rög telérkőzeteiből kapott paleomágneses irányok ezzel a megállapítással jó egye¬ zésben vannak. A kétféle konklúzió megerősíti egymást. Azt látjuk tehát, hogy a paleomágneses adatokból vázolt kép összhangban van a földtani ismereteinkkel, csak az azokból alkotott szintézisek pontosítását/módosítását igényli. A legfontosabb módosítás azt jelenti, hogy számo¬ lunk egy, a kréta közepi gyűrődésnél fiatalabb felnyílással a Dél-Dunántúl és a stabil Európa között, s ezzel a felnyílással kapcsoljuk össze a Dél-Dunántúl — és az egész Tiszai¬ egység — nagymérvű elfordulását az óramutató járásával ellentétes irányban. A Tiszai-egység körvonala és helyzete - Bállá (1986,1987) nyomán. 1 -2 - fő tektonikai határok: 1 - felszínen, 2 - medencealjzatban. Feliratok: Kj - kora-kréta; K, - késő-kréta: K,1 - az elfordulás első 30°-a utáni időpont, K 2 2 - az elfordulás második 30°-a (összesen 60°) utáni időpont, K,3 - az elfordulás harmadik 30°-a (összesen 90°) utáni időpont; Pg - paleogén; MCj - kora-miocén; Mc, - középső-miocén; Q - negyedidőszak. Nyilak = paleomágneses irányok: J - jura, 1 - K 2 1,2 - K 2 2, 3 - K 2 3 Figure 10. The rotation history of the Tisza Unit Contourandposition ofthe Tisza Unit-after Bállá (1986,1987). 1-2-principaltectonicboundaries: 1-on theground surface, 2-in basin basement. Subtitles: K-Early Cretaceous; K-Late Cretaceous: K 2 l-the moment after thefirst 30° of the rotation, K 2 2-the moment after the second 30° of the rotation (totál 60°), K 2 3-the moment after the third 30° of the rotation (totál 90°); Pg-Palaeogene; Mc-Early Miocéné; Mc-Middle Miocéné; Q-Quaternary. Arrows = palaeomagnetic directions: J-Jurassic, 1-K 2 1,2-K 2 2, 3-K 2 3 248 Ballá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján Köszönetnyilvánítás A szerzők köszönetüket fejezik ki a Radioaktív Hulladékokat Kezelő Kft. (RHK Kft.) és az OTKA 62468 (A Mecseki- és a Villány-Bihari-zóna ősföldrajzi viszo¬ nyainak feltárása a felső-triász-középső-kréta képződ¬ mények sokoldalú elemzése alapján) projekt vezetésének a vizsgálatok finanszírozásáért, külön személyesen Császár Gézának a cikkünk megírása érdekében tett erőfeszí¬ téseiért. Irodalom — References Árváné Sós E., Balogh K. & Pécskay Z. 1991: Balatonfelvidéki és villányi vulkánitokon végzett K-Ar módszeres kormeghatározások (in Hungárián, translated title: Dating of volcanites from the Balaton Highland and Villány Hills by K-Ar method). — Kézirat, (manusrcript), Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. Bállá Z. 1986: Analysis of the anti-clockwise rotation of the Mecsek Mountains (Southwest Hungary) in the Cretaceous: Interpretation of palaeomagnetic data in the light of geology. — Geophysical Transactions 32/2,147-181. Bállá Z. 1987: A Mecsek óramutatójárással ellentétes elfordulása a krétában: paleomágneses adatok értelmezése a földtani ismeretek fényében (in Hungárián, with English abstract: Analysis of the anti-clockwise rotation of the Mecsek Mountains (Southwest Hungary) in the Cretaceous: Interpretation of palaeomagnetic data in the light of geology). —Általános Földtani Szemle 22,55-98. Bállá, Z. 2010: The monzonite centre and folds in the Mórágy Gránité Plútón (SW Hungary) (Monzonitos centrum és redők a Mórágyi Gránit-testben). —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2009,65-90. Bállá Z. & Gyalog L. 2009: A Mórágyi-rög északkeleti részének földtana. Magyarázó a Mórágyi-rög északkeleti részének földtani térképsorozatához (1:10 000) (Geology of the North-eastern part of the Mórágy Block. Explanatory notes to the Geological map series of the north-eastern part of the Mórágy Block [1:10,000]). — Magyarország tájegységi térképsorozata, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 283 p. (216 p.) Bállá Z., Császár G., Földvári M., Gulácsi Z., Gyalog L., Horváth I., Kaiser M., Király E., Koloszár L., Koroknai B., Magyari Á., Maros Gy., Marsi I., Musitz B., Rálisch E., Rotárné Szálkái Á., Szőcs T., Tóth Gy. (MÁFI); Berta J., Csapó Á., Csurgó G., Gorjánácz Z., Hámos G., Hogyor Z., Jakab A., Molnos I., Moskó K., Ország J., Simoncsics G., Szamos I., Szebényi G., Szűcs I., Turger Z., Várhegyi A. (Mecsekére); Benedek K., Molnár P., Szegő I., Tungli Gy. (Golder); Madarasi A., Mártonné Szalay E., Prónay Zs., Tildy P. (ELGI); Szongoth G. (Geo-Log); Gacsályi M. (MBFH); Kovács L. (Kútfej Bt.); Mónus P. (GeoRisk) & Vásárhelyi B. (Vásárhelyi és Tsa Bt.) 2008: A felszín alatti földtani kutatás zárójelentése (in Hungárián, translated title: Final report of the underground exploration). — Kézirat (manuseript), Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, Tekt. 1419. Barabás A. 1956: A mecseki perm időszaki képződmények. Kandidátusi értekezés (in Hungárián, translated title: Permian sequences of the Mecsek. Candidate dissertation). — Kézirat (manusrcript), Magyar Tudományos Akadémia, Budapest. Bilik I. 1996: Mecsekjánosi Bazalt Formáció (in Hungárián, translated title: Mecsekjános Basalt Formation). — In: Császár (1996a), 102-106. Bilik I., Császár G. 1996: Hidasivölgyi Márga Formáció (in Hungárián, translated title: Hidasivölgy Mari Formation). — In: Császár ( 1996a), 107-109. Chikán G., Chikán G.-né & Kókai A. 1984: A Nyugati-Mecsek földtani térképe, 1:25 000 (in Hungárián, translated title: Geological map of the Western Mecsek, 1:25,000). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. Császár G. (szerk.) 1996a: Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Kréta (in Hungárián, translated title: Lithostratigraphic units of Hungary. Cretaceous). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 163 p. Császár G. 1996b: Magyaregregyi Konglomerátum Formáció (in Hungárián, translated title: Magyaregregy Conglomerate Formation). — In: Császár (1996a), 110-112. Császár G. 1996c: Apátvarasdi Mészkő Formáció (in Hungárián, translated title: Apátvarasd Limestone Formation). — In: Császár ( 1996a), 113-114. Csontos, L. & Vörös, A. 2004: Mesozoic plate tectonic reconstruction of the Carpathian region. — Palaeogeography, Palaeo- climatology, Palaeoecology 210/1,1-56. Csontos, L., Márton, E., Wórum, G. & Benkovics, L. 2002: Geodynamics of SW Pannonian inselbergs (Mecsek and Villány Mts., SW Hungary). — EGU[European Geosciences Union] Stephan Mueller Special Publication Series 3,227-245. Fisher R. 1953: Dispersion on a sphere. — Proceedings ofthe Royal Society, A, Mathematical, Physical and Engineering Sciences 217/1130,295-305. Fodor, L., Csontos, L., Bada, G., Győrfi, I. & Benkovics, L. 1999: Tertiary tectonic evolution of the Pannonian basin system and neighbouring orogens: a new synthesis of palaeostress data. — In: Durand, B., Jolivet, L., Horváth, F. & Séranne, M. (eds): The Mediterranean basins: Tertiary Extension within the Alpine Orogen. Geological Society Special Publication 156, 295-334. Fülöp J. 1966: A Villányi-hegység krétaidőszaki képződményei (Les formations crétacées de la montagne de Villány). — Geologica Hungarica, Series Geologica 15,3-52 (53-87). Görög Á. 1996: A magyarországi kréta Orbitolina-félék vizsgálata. Sztratigráfiai és ökológiai értékelés. Doktori értekezés (in Hungárián, translated title: Investigation of the Cretaceous Orbitolina of Hungary. Doctoral thesis). — Kézirat (manuseript), Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest, 329 p. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 249 Gyalog L., Bállá Z., Császár G., Gulácsi Z., Kaiser M., Koloszár L., Koroknai B., Lantos Z., Magyari Á., Maros Gy., Marsi I., & Peregi Zs. 2006: Bátaapáti hulladéktároló felszín alatti létesítményeinek előkészítési munkái 2006-2007. Földtani és geomorfológiai térképezés jelentése. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Tekt. 1339; Radioaktív Hulladékokat Kezelő Kht., Paks, RHK-K-131/06. Haas, J., Kovács, S., Vörös, A. & Császár, G. 1990: Evolution of Tethy as reflected by the geological formations of Hungary. —Acta Geodaetica, Geophysica etMontanistica Hungarica 25/3-4,325-344. Harangi, Sz. 1994: Geochemistry and petrogenesis of the Early Cretaceous Continental rift-type volcanic rocks of the Mecsek Mountains, South Hungary. — Lithos 33/4,303-321. Harangi Sz. 2006: Mecseki (üveghutai) „trachyandezit” kőzetminták petrográfiai és geokémiai értékelése (in Hungárián, translated title: Petrographic and geochemical interpretation of the „trachyandezit” specimens from Mecsek [Üveghuta]). — Kézirat (manuscript), Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, Tekt. 1311. Harangi Sz. & Árváné Sós E. 1993: A Mecsek hegység alsókréta vulkáni kőzetei I. Ásvány- és kőzettan (in Hungárián, with English abstract: Early Cretaceous volcanic rocks of the Mecsek Mountains [South Hungary]. I. Mineralogy and petrography). — Földtani Közlöny 123/2,129-165. 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 38/4,336-360. Hetényi R., Hámor G., Földi M., Nagy I., Nagy E. & Bilik I. 1982: A Keleti-Mecsek földtani térképe, 1:25 000 (in Hungárián, translated title: Geological map of the Eastern Mecsek, 1:25,000). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. Imreh L. 1956: A mecseki felső-triász homokkőösszlet felső részének kőzettani vizsgálata (in Hungárián, with Germán abstract: Petrographische Untersuchung des oberen Teiles des obertriassischen Sandsteins des Mecsek-Gebirges. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 45/1,53-72. Kardossné Danzvith A. 1956: A komlói alsó-liász kőszénösszlet meddőinek mikroszkópos vizsgálata (in Hungárián, with Germán abstract: Mikroskopische Untersuchung dér tauben Gesteine des unterliassischen Steinkohlenkomplexes von Komló). —A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 45/1,73-93. Kirschvink J. L. 1980: The least-squares line and pláne and the analysis of palaeomagnetic data. — Geophysical Journal ofthe Royal Astronomical Society 62/3,699-718. KovÁc, M., KráF, J., Márton, E., Plasienka, D. & Uher, P. 1994: Alpine uplift history of the Central West Carpathians: geochronological, paleomagnetic, sedimentary and structural data. — Geologica Carpathica 45/2,83- 96. Lantai, C. 1987: Petrology and geochemistry of Lower Cretaceous mafics from the western Mecsek Mountains (South Hungary). —Acta Geologica Hungarica 30/3-4,339-356. MangultI. 1995: Terepi jelentés aberemendi vulkanitról.— Kézirat, Magyar Bányászati és Földtani Hivatal, Pécsi Bányakapitányság, TD 2387. Mauritz B. 1913: A Mecsek hegység eruptivus kőzetei (in Hungárián, translated title: Igneous rocks of the Mecsek Mountains). —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 21/6,151-190. Mauritz B. & Csajághy, G. 1952: Alkáli telérkőzetek Mórágy környékéről (in Hungárián, translated title: Alkáli dykes in the surroundings of Mórágy). — Földtani Közlöny 82/4-6,137-142. Márton, E. 1986: Paleomagnetism of igneous rocks from the Velence Hills and Mecsek Mountains. — Geophysical Transactions 32/2, 83-145. Márton, E. 2000: The Tisza Megatectonic Unit in the light of paleomagnetic data. —Acta Geologica Hungarica 43/3,329-343. Márton E. 2010: Jelentés a máriagyűdi Szabolcsi-völgyi kőfejtőben feltárt bazalttelér paleomágneses vizsgálatáról (in Hungárián, translated title: Report on the palaeomagnetic investigation of the hasalt dyke exposed in the Szabolcsi-völgy Quarry at Máriagyűd). — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. Márton, P. & Szalay-Márton, E. 1969: Paleomagnetic investigation of magmatic rocks from the Mecsek Mountains, Southern Hungary. —Annales Universitatis Scientiarum Budapestiensis de Rolando Eötvös Nominatae, Sectio Geologica 12,67-80. Molnár, S. & Szederkényi, T. 1996: Subvolcanic basaltic dyke from Beremend, Southeast Transdanubia, Hungary. — Acta Mineralogica-Petrographica 37,181-187. Nagy I. 1996. Márévári Mészkő Formáció (in Hungárián, translated title: Márévár Limestone Formation). — In: Császár G. (szerk.) 1996a: Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Kréta (in Hungárián, translated title: Lithostratigraphic units of Hungary. Cretaceous). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 99-101. Nédli Zs. 2004: A Villányi-hegység bázisos teléreinekpetrográfiája, geokémiája és petrogenetikája. — Kézirat, PhD értekezés. Tézisek. Szegedi Egyetem, Szeged, 10 p. Nédli Zs. & M. Tóth, T. 1999: Igneous records of the Meso-Alpine (Laté Cretaceous) subduction in the Villány Mts. (Tisza Block, SW Hungary). — Székely, B., Frisch, W., Kuhlemann, J., Dunkl, I. (eds): 4th Workshop on Alpine geological studies, 21-24 September 1999, Tübingen (Germany). — Tübinger Geowissenschaftliche Arbeiten, ReiheA: Geologie, Palaontologie, Stratigraphie 52,188-189. Nédli, Zs. & M. Tóth, T. 2002: Subduction-related volcanism in the SW Tisia and its geodynamic consequences. — Geologica Carpathica 53 (Special Issue), 213-214. Nédli Zs. & Tóth T. 2003: Késő-kréta alkáli bazalt vulkanizmus a Villányi-hegységben (in Hungárián, with English abstract: Laté Cretacoeus alkali hasalt volcanism in the Villány Mts [SW Hungary]). — Földtani Közlöny 133/1,49-68. Nédli, Zs. & M. Tóth, T. 2007: Origin and geotectonic significance of Upper Cretaceous lamprophyres from the Villány Mts (S Hungary). — Mineralogy and Petrology 90/1-2,73-107. Nédli, Zs., M. Tóth, T. & Szabó, Cs. 2006: Geodynamic significance of Laté Cretaceous lamprophyres from the Carpathian-Pannonian Region. — GeoLines 20 (Proceedings ofthe 4 th Meeting ofthe Central European Tectonic Studies Group/ ll th Meeting ofthe Czech Tectonic Studies Group/7 th Carpathian Tectonic Workshop, Zakopane, Poland, April 2006), 99-100. 250 Bállá Zoltán et al.: A Dél-Dunántúl kréta szubvulkáni testeinek koráról paleomágneses mérések alapján Nédli, Zs. & M. Tóth, T., Downes, H., Császár, G., Beard, A., Szabó, Cs. 2010: Petrology and geodynamical interpretation of mantle xenoliths írom Laté Cretaceous lamprophyres, Villány Mts (S Hungary). — Tectonophysics 489/1-4, 43-54. Némedi Varga Z. 1963: Hegységszerkezeti vizsgálatok a kövestetői fonolitterületen (in Hungárián, with English abstract: Structural history of the Mecsek Mountains in the phonolite area of Kövestető [Mecsek Mountains]). — Földtani Közlöny 93/1, 37-53. Pantó G. 1961: Mezozoos magmatizmus Magyarországon (Le magatisme mésozod’que en Hongrie). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49/3, 785-799 (979-997). Rózsás F. & Téglássy L. 1977: Adatok a Ny-mecseki bázisos-alkáli-(„trachidolerit”) vulkanizmus elterjedéséről (in Hungárián, with Germán abstract: Über die Verbreitung des basischen-alkalischen [„Trachydolerit-”] Vulkanismus des westlichen Mecsek- Gebirges). — Földtani Közlöny 107/2, 229-232. Strausz L. 1942: Adatok Baranya geológiájához (in Hungárián, with Germán abstract: Angaben zűr Geologie des Baranyaer Komitates). -—Földtani Közlöny 72/4-12, 181-191 (119-121). Vadász E. 1960: Magyarország földtana. Második, átdolgozott és bővített kiadás (in Hungárián, translated title: Geology of Hungary. Second, revised and extended edition). — Akadémiai Kiadó, Budapest, 646 p. Várszegi K. 1970: A Mecsek hegység földtani térképe, 10 000-es sorozat, Pécs-ÉNy, Földtani térkép (in Hungárián, translated title: Geological map of the Mecsek Mountains, 10,000 series, Pécs-NW, Geological map). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. Várszegi K. 1972: Magyarázó a Mecsekhegység földtani térképéhez. 10 000-es sorozat. Pécs-ÉNy (in Hungárián, translated title: Explanatory notes to the geological map of the Mecsek Mountains, 10,000 series, Pécs-NW). — Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 42 p. Viczián I. 1971: A mecseki fonolit kőzettani vizsgálata (in Hungárián, with English abstract: Petrology of the Mecsek Mts phonohtes). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ről, 327-344. Kézirat beérkezett: 2010.11.17. (földtani KSd^i Qeoloíiic.al 141/2, 445^68., Budapest, 2011 Újabb adatok a kolozsvári felső-eocén üledékek rák-faunájának (Crustacea - Decapoda) ismeretéhez Mihály Zoltán RO 400295 Cluj-Napoca (Kolozsvár), str. §tefan Móra 10/18. New data on the Crustacean (Crustacea - Decapoda) faunafrom the Laté Eocéné ofCluj Abstract In a previous work (Mihály 1963), the author described a new Decapod fossil: Xanthopsis bittneri Lőrenthey, nőt yet known in Románia and South-East Europe. This form has been found in the Soméiul Mic river bed, in the Nummulites fabianii level, namely in terminál part of the Cluj Limestone Formation (Hofmann 1879), belonging to the Upper Eocéné; in a very good preservation. After Vía Boada (1969), this species belong to the Harpactoxanthopsis genus, created by him, accepted by us, when we have studied the type species in the Geological Institute of Hungary, in Budapest. Later, the number of samples at this level has reached 15 pieces, and, it has alsó been discovered in the Brebi Mari Formation (Hofmann 1879); in the same piacé 8 specimens were found. In this work we present the morphometry of the discovered exemplars. Within this work the author describes a new species of the Upper Eocéné írom Románia, namely Micromaia tuberculata Bittner of the Cluj Limestone Formation. Keywords: Crustaceans, Laté Eocéné, Cluj Limestone Formation, Brebi Mari Formation Női date asupra faunéi de crustacee (Crustacea - Decapoda) din Eocénül Tárziu de la Cluj Rezumat Autorul, intr-o lucrare precedentá (Mihály, 1963) a descris un decapod fosil sub denumirea Xanthopsis bittneri Lőrenthey, nou pentru paleofauna Romániei, respectiv pentru cea a Sud-Estului Europei. Aceastá forma - intr-o stare de pástrare foarte buná - a fost gásitá in Priabonianul Superior, respectiv, in partea terminalá a Formatiunii Calcarului de Cluj (Hofmann 1879), in nivelul cu Nummulites fabianii. Situl se gáse§te in ora§ul Cluj-Napoca, in albia Soméiul ui Mic, sub „Dig”. Dupá revizuirile sistematice ale lui Vía Boada (1969), aceastá spécié apartine genului Harpactoxanthopsis creat de el; incadrarea fiind acceptatá §i de női, in urma confruntárii cu specia tip, pástratá in colectia Institutului Geologic Maghiar de Stat din Budapesta. Continuánd cercetárile, numárul exemplarelor din acest ni vei a ajuns la 15, §i ca element nou, specia a fost identificatá §i in Formatiunea Marnelor de Brebi (Hofmann 1879) („marnele cu bryozoare” auctorum) - intr-un numár de 8 exemplare. Deci, in totál dispunem de 23 de exemplare apartinánd spéciéi Harpactoxanthopsis bittneri (Lőrenthey 1897). ín lucrarea de fatá prezentám morfometria acestor forme. Studiile noastre de térén in acela§ sit, au scos la ivealá insá §i o altá spécié, nouá pentru fauna eocená din Románia: Micromaia tuberculata Bittner , tót din Formatiunea Calcarului de Cluj, pe care o prezentám in lucrarea de fatá. Cuvinte chei: Crustacee, Eocén Tárziu, Formatiunea Calcarului de Cluj, Formatiunea Marnelor de Brebi Összefoglalás Szerző, egy korábbi dolgozatban (Mihály, 1963) leírt egy Románia és Délkelet-Európa ősállatvilága számára új tízlábú rákot: Xanthopsis bittneri Lőrenthey néven. Ez a kitűnő megőrződésű forma a felső-priabonai üledékekből, a Kolozsvári Mészkő Formáció (Hofmann 1879) Nummulites fabianii-tartalmú szintjéből került elő. A lelőhely Kolozsváron, a Kis-Szamos medrében, a „Gát” alatt volt. 2 Mihály Zoltán: Újabb adatok a kolozsvári felső-eocén üledékek rák-faunájának (Crustacea - Decapoda) ismeretéhez Vía Boada (1969) értelmezése szerint ez a faj az általa bevezetett Harpactoxanthopsis nemzetséghez tartozik. Miután tanulmányozhattuk a Magyar Állami Földtani Intézet gyűjteményében található típuspéldányt, mi is elfogadtuk ezt a rendszertani besorolást. Tovább kutatva, ugyanabból a szintből összesen 15 példányt sikerült kibontanunk, s újdonságképpen 8 példányt a Berédi Márga Formációban (Hofmann 1879) (korábban: „bryozoás márgák”) is találtunk. Tehát, összességében 23 Harpactoxanthopsis bittneri (Lőrenthey 1897) példány áll ma rendelkezésünkre, melyek morfometriáját mellékeljük. Utóbb, ugyanarról a lelőhelyről, szintén a Kolozsvári Mészkő formációból, még előkerült egy Romániára nézve új faj, aMicromaia tuberculata Bittner is, melyet jelen dolgozatunkban bemutatunk. Tárgyszavak: rákok, késő-eocén, Kolozsvári Mészkő formáció, Berédi Márga Formáció Bevezetés, kutatási előzmények Az Erdélyi-medence ÉNy-i részének paleogén (különösen annak középső-felső-eocén) rétegsora igen gazdag őslénytani szempontból. Irodalma tekintélyes, nem célunk erre részletesen hivatkozni. A Kolozsvár környéki terület rövid rétegtani jellemzését Cálin Baciu és Sorin Filipescu (2002) munkájában megtalálhatjuk. A minket érintő két felső-eocén formáció (Kolozsvári Mészkő és Berédi Márga) a Kis-Szamos medréből, a mai Iuliu Hatieganu Egyetemi Sporttelep környékéről régóta ismert (Koch 1894). A Számos-gátnál még ma is feltárt Kolozsvári Mészkő Formáció egy sekélytengeri karbonátplatform üledéksora (Codrea, Vremir, Dica 1997), melyre a mélyülő vízben lerakodott Berédi Márga Formáció települt. Ennek felső harmadában húzható meg az eocén/oligocén határ (Rusu et al. 1994), de sem e felső szint, sem a fedő, sekélyebb mélységben lerakodott képződmények (Hója- dombi Mészkő Tagozat, Mérai Formáció), már nem követhetők a Kis-Szamos medrében, csak a szomszédos domboldalakon. Ami a jelzett üledékek rák-faunájának irodalmát illeti, az is gazdag. Ha csak Kolozsvár határára vonatkozunk, megjegyzendő, hogy Koch Antalnak köszönhetően, Alexander Bittner (1893) írta le innen az első, késő¬ eocénkori rák alakokat (többek között 5 új fajt), majd Főrenthey Imre (1897a; 1897b; 1901; Főrenthey, Beurlen, 1929) tanulmányozta azokat. K Szőts Endre (1942) Xanthopsis quadrilobata (Desmarest, 1822)-ként ismertetett egy alakot, melyet Koch Sándor a kolozsvári „durvamészben” (=Kolozsvári Mészkő Formáció) talált. A K Szőts által leírt és ábrázolt fajt mi a későbben általunk megtalált Harpactoxanthopsis bittneri Főrenthey 1897 fajjal (Mihály, 1963) azonosítjuk. (Egyébként, a Xanthopsis ” ( ^Harpactoxanthopsis ) quadrilobata (Desmarest, 1823)-t Főrenthey és Beurlen (1929) valóban jelezték több helyről is az egykori Magyarország területéről, de egyértelműen a középső-eocénből.) Mészáros Miklós (1957) a Calianassa craterifera Főrenthey et Beurlen, 1929 faj járatait vélte felismerni az alsó-oligocén Mérai Formációból. (Hasonló járatokat Zapfe (1935) már írt le a Bácsi-torok felső-eocén Kolozsvári Mészkő Formációjából, de mint iszapfaló Echinidae- k járatait. Mészáros nem hivatkozott rá, valószínűleg, nem ismerte e külföldön napvilágot látott dolgozatát.) A talált rák-kövületek bemutatása Harpactoxanthopsis bittneri (Lőrenthey 1897) a kolozsvári eocénben Korábban megjelent dolgozatunkban (Mihály, 1963; melynek magyarra fordított címe Új adatok Kolozsvár környéke kövült rák-faunájának ismeretéhez ), egy, mind Romániában, mind Délkelet-Európában addig ismeretlen tarisznyarák, a Xanthopsis (=Harpactoxanthopsis ) bittneri Főrenthey 1898 kolozsvári előfordulását ismertettük. Ez a tízlábú rákfaj a Kolozsvári Egyetemi Sporttelep mellett, a Kis-Szamos vize által a „Gát” alatt lévő feltárás, felső-eocén rétegeiből, vagyis a Kolozsvári Mészkő Formáció (Hofmann 1879) tetejéből, a Nummulites fabianii-s szintből került elő, hét, nagyon jó megtartású példányban, amelyeket 1957-től kezdve gyűjtöttünk. Ma a feltárás már nem lelhető meg, helye az 1918. december 1. sugárút és a Petúnia utca kereszteződésétől 300 m-re K-re, a Kis-Szamos bal partján keresendő (megközelítő Google Earth koordinátái: 46§ 46’ 04” N és 23§ 33’ 25” E). A Xanthopsis bittneri fajt eredetileg Főrenthey Imre (1997b), mint újat, a Piszke (Esztergom megye) melletti felső-eocén, bryozoás szintjéből (Padrasi Márga Formáció) írta le, mely szint megfelelője az Erdélyi-medence „bryozoás rétegei”-nek, azaz a Berédi Márga Formáció (Hofmann 1879) szintjének. I. táblázat. A vizsgált Harpatoxanthopsis bittneri (Lőrenthey) egyedek A példányok számozása és oenu' 1 ti A ccphalotliorax szélességé (a) 67 A cephalolhorax hossza (b) 58 A hóm lók párkány szélessége (c) 32 Szem üreg (külső átmérő) (d) 6 A mellső oldali párkány hossza 5% klinopiroxén), modális összetétel 55-73% olivin (ol), 17-29% ortopiroxén (opx), 5-17% klinopiroxén (kpx) és 2-4% spinell (sp). Kimerült harzburgitok 72-80% ol, 20-29% opx, 0,5-5% kpx és 1-2% sp összetétellel ritkábbak. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 269 Poikilites xenolitok Poikilites xenolitok gyakoribbak Szentbékkállán, de megtalálhatók a Bondoró-hegyen, Szigligeten és Gércén is. Újabban a xenolitokban szegény Tihanyi-félszigetről is sikerült ezt a típust kimutatni (Falus & Szabó 2004). A spinellt zárványként tartalmazó dunántúli peridotitxenoli- tokat két alcsoportra oszthatjuk. Egyikük durvaszemcsés (8-10 mm-ig menő szemcsemérettel), részben görbe vonalú, részben pedig egyenes vonalú szemcsehatárokkal (/. tábla 2, 3, 4, 5). Orto- és klinopiroxének elég gyakran, az olivinek ritkábban képeznek félig saját alakú kristályokat. Stresszhatást nem vagy alig mutatnak. Ásványreakciók sem figyelhetők meg. Az opak spinellszemcsék gyakorta alkot¬ nak változó méretű sajátalakú kristályokat. Figyelemre méltó, hogy bár a kis spinellkristályok általában egyenle¬ tesen oszlanak el az egyes xenolitokban, helyenként nagyobb spinellszemcsékkel sűrűn telített horizontok is előfordulnak (7. tábla 4,5). A nagyobb orto- és klinopiroxén-kristályokban helyenként megfigyelhető kis, kerekded olivin zárványok szintén a poikilites xenolitok sajátsága, melyet a fősoro¬ zatban nem észlelhetünk (7 tábla 3). A másik alcsoportra egy erősen átkristályosodott finomszemcsés szövet jellem¬ ző (7 tábla 6). Az általában 1 mm alatti ekvigranuláris szemcséknek egyenes vonalú határai vannak, melyek gyakorta 120° hármaspontokba futnak össze. Az előző alcsoporttól való megkülönböztetés céljából erre a típusra a „mozaikos” kifejezést fogjuk használni. Az igen kis spinell¬ szemcsék zárványként részben a szilikátokban és azon belül is főként az olivinekben találhatók, részben pedig a hármas pontok közötti teret töltik ki. Szivacsos szövetű klinopiro¬ xének gyakoribbak ebben az alcsoportban, mint bármely más szöveti típus esetében. A poikilites és mozaikos xenolitok modális összetétele határozottan változatosabb, de nagy átlagban átfedi a fősorozat mintáiét (54-98% ol, 0-35% opx, 1-11% kpx, 1-3% sp). A harzburgitok azonban gyakoribbak (<5% kpx), mint a fősorozaton belül. Ennek ellenére, klinopiroxénben kifejezetten gazdag minták is akadnak. Néhány mintának meglehetősen szokatlan modális összetétele van. A mozaikos alcsoportban néhány ortopiroxén-mentes kőzet lényegében csak olivinből, nagyon kevés klinopiroxénből és spinellből áll. Kevés orto- és klinopiroxénben egyaránt gazdag poikilites olivin- websterit anyagú xenolit is előkerült és egy hasonló zárványt Báli et al. (2007) is leírtak Szentbékkálláról. Végül meg¬ jegyezzük, hogy a poikilites és protogranuláris szövettípu¬ sok között átmenetek is észlehetők, azaz olyan kőzet¬ példányok, melyekben a spinell részben intergranuláris, részben pedig zárványként van jelen. Munkánkban azonban az átmeneti típusokat elkerültük és csak a tisztán poikilites zárványokra koncentráltunk. Az ásványok főelem-összetétele A kőzetalkotó ásványfázisok kémiai jellegeit az 1-5. ábrákon mutatjuk be. Első közelítésben a fősorozat és a poikilites/mozaikos peridotitok összetétele hasonló, pl. az olivinek Mg/(Mg+Fe) hányadosának tartománya (Mg#) mindkét csoportban nagyjából azonos értékek között változik (7. ábra). Átlagban azonban a poikilites xenolitok olivinjének forszterit (Fo)-tartalma szignifikánsan maga¬ sabb. A mozaikos xenolitok szintén ezt a tendenciát mutatják, bár a fősorozattól kevésbé térnek el, mint a poikilites zárványok. Ennek ellenére egyetlen mozaikos dunitmintát leszámítva (G1005), a legmagasabb Fo-érékek a fősorozat erősen kimerült harzburgit mintáira jellemzők. A G1005 dunit olivinje extrém magas forszteritértéket mutatott (Mg# 0,94, Embey-Isztin et al. 2001). A poikili¬ tes/mozaikos xenolitok és a főcsoporthoz tartozó xenolitok között a legjellemzőbb diagnosztikai különbség az, hogy az 1. ábra. Az olivin Mg-értékének változása a koegzisztens spinellek Cr-értékével A szaggatott vonalak Arai (1994) olivin-spinell köpenysor (OSMA) határait jelzik, mely a parciális olvadási trendnek felel meg. Figyeljük meg a poikilites és mozaikos minták rendszeresen magasabb Cr-értékeit egy adott olivin Mg-értékhez viszonyítva. Az 1-6. ábrák részben közölt mikroszonda elemzéseken (Embey-Isztin et al. 1989,2001; Downes et al. 1992), részben pedig a szerzőkpubbkálatlan mérésein alapulnak Figure 1. Co-variation ofMg-number in olivine with Cr-number in co-existing spinéi The dashed lines delineate the Olivine-Spinel MantleArray (OSMA) representing a partial melting trend (Arai 1994) Note the consistently higher Cr-numbers of poikilitic and mosaic samples at a given Mg-number of olivine. Diagrams in Figure 1-6 are based on partly published microprobe analyses (Embey-Isztin et al. 1989, 2001; Downes et al. 1992) and partly on unpublishedanalyses of the authors olivinek egy adott Fo-értékéhez viszonyítva, az előző csoport koegzisztens spinellj ének szignifikánsan magasabb Cr# -értéke (Cr# = Cr/(Cr+Al) van, mint az utóbbiaknak (7. ábra). Szignifikáns eltérés mutatkozik továbbá a két ellentétes csoport klino- és ortopiroxénjeinek Al-tartalmában is. Míg a fősorozat klinopiroxénjei alumíniumban gazdagok A1 2 0 3 (többnyire »4%), addig a poikilites és különösen a mozaikos piroxénekre általában alacsony Al-tartalom jellemző (2. ábra). E csoportokra nem csak a nagyon alacsony Al-tartalom jellemző, hanem a koegzisztens klino- 270 Embey-Isztin Antal és Dobosi Gábor: Poikilites és mozaikos peridotitxenolitok eredete és jelentősége a Pannon-medence nyugati részén 2. ábra. KlinopiroxénekAl 2 0 3 - Mg-érték diagramja, fent: fősorozatú xenolitok (üres négyzetek), lent: poikilites (telt háromszögek) és mozaikos peridotitok (telt négyzetek) Figure 2. Al 2 0 3 vs. Mg-value diagrams fór clinopyroxenes, top: main series xenoliths (open square), bottom: poikilitic (full triangle) and mosaic peridotites (Juli square) és ortopiroxének közötti anomális Al-megoszlás is (J. ábra). Az I. típusú lherzolit- és harzburgit-xenolitokban a klinopiroxén lényegesen több alumíniumot tartalmaz, mint a koegzisztens ortopiroxén (pl. Varne 1977, Nickel & Green 1984, Wiechert et al. 1997 & Ying et al. 2006 és sokan mások). A dunántúli fősorozatú peridotitxenolitok tökéletesen megfelelnek ennek a szabálynak, azonban a poikilites és még inkább a mozaikos mintákban, a legtöbb esetben mind a klino- mind pedig az ortopiroxének hasonlóan alacsony Al-tartalmukkal tűnnek ki. Sőt, néhány mintában az orto- és nem pedig a klinopiroxén Al-tartalma nagyobb ( 3. ábra). Ez meglehetősen különös, és legjobb tudásunk szerint az említett anomáliát eddig még más helyről nem ismertették. A fősorozatban a klinopiroxének Mg# és A1 2 0 3 változói között negatív korreláció áll fenn (2. ábra), melynek oka a progresszív parciális olvadás (és/vagy metaszomatikus elemdúsulás) lehet. A poikilites/moza- ikos csoportban a korreláció sokkal kevésbé nyilvánvaló. A poikilites alcsoporton belül pedig egyáltalán nincs korreláció. A poikilites és mozaikos alcsoportokban más ásvány-kémiai jellemzők is a szokásos progresszív parci¬ ális olvadási trendtől való eltérésre mutatnak. Érdemes itt megemlíteni, hogy a fősorozattal ellentétben, a mozaikos és poikilites minták magas Cr/(Cr+Al) spinelljei Al és Cr- ban egyaránt szegény klinopiroxénhez társulnak. Továbbá, a poikilites és mozaikos xenolitok sokkal kevesebb nátriumot tartalmaznak, mint a fősorozatbeliek és a mozaikos xenolitok Ca-tartalma nagyobb, mint bármely más szöveti csoporté. A spinellek esetében a Cr/(Cr+Al) és az Mg/(Mg+Fe) negatív korrelációban áll egymással. Feltűnő azonban, hogy a dunántúli peridotitxenolitok két különböző korrelációs egyenes mentén koncentrálódnak, a meredekebb vonal körül a fősorozatú, a kevésbé meredek mentén pedig a mozaikos és poikilites minták (4. ábra). Míg a fősorozatú spinellek Dick & Bullen (1984) „óceáni mélységi peridotit mező” médián vonalához igazodnak, addig a poikilites és mozaikos mintáknál ettől a vonaltól jobbra helyezkednek el. 0,4 0,3 x CL o 0,2 0,1 0,0 □ ekvig ranuláris Q porti rok la sztos a protogranuláris A poikilites mozaikos 1:1 s r JÜA 0,0 0,1 0,2 0,3 Al/kpx 0,4 0,5 Mg/Mg+Fe 3. ábra. Az Al (6 O-ra számolva) megoszlása a koegzisztens orto- és klino- 4. ábra. Fe/Mg és Cr/Al megoszlás a különböző szövetű peridotitxenolitok piroxén-párok között spinellj eiben Figyeljük meg, hogy néhány mozaikos poikilites xenolit ortopiroxénjében több az Al, mint A szaggatott vonal Dick & Bullen (1984) óceáni „abisszikus peridotit” mezejének aklinopiroxénben médián vonala Figure 3. Distribution ofAl (per formula unit) in co-existing ortho- and clino- pyroxenepairs Note that somé mosaic and a poikilkitic xenoliths have moreAl in the orthopyroxene than in clinopyroxene Figure 4. Fe/Mg and Cr/Al distribution in spinels in peridotite xenoliths of different texturetypes The broken line represents the médián of the oceanic “abyssal peridotite field” of Dick & Bullen (1984) Földtani Közlöny 141/3 (2011) 271 Ebből következik, hogy egy adott Cr/(Cr+Al) érték mellett — a fősorozatú spinellekhez képest — a poikilites és mozaikos peridotitok spinelljei vasban lényegesen gaz¬ dagabbak és magnéziumban pedig szegényebbek. Bár a poikilites és mozaikos típusokban a spinell számított Fe 2 0 3 tartalma nagyobb, mint a fősorozatban, az A1 és Cr helyettesítése Fe 3+ ionok által nem magyarázza meg a különbséget. A poikilites kőzetekhez hasonlítva a fősorozatban az Mg/Fe arány lényegesen magasabb (rendre átlagban 3,1 és 1,7). Úgy tűnik tehát, hogy a poikilites kőzetek spinelljei speciális fiziko-kémiai körülmények között képződtek, mely hasonlíthat a bázisos-ultrabázisos olvadékokban uralkodó körülményekhez. Mindenesetre, Kamenetsky et al. (2001) diszkriminációs diagramjában a fősorozat tagjai a „MORB-típusú köpeny spinell” mezőbe esnek, a poikilites és mozaikos minták viszont a „vulkáni spinell” (azaz olvadékból kristályosodott) mezőben találhatók (5. ábra). 0 10 20 30 40 50 60 Spinell A\ 2 O z 5 . ábra. A fősorozatú és a poikilites/mozaikos peridotitxenolitok elhelyez¬ kedése Kamenetsky et al. (2001) diszkriminációs diagrammjában Figure 5. Plot of main seríes and poikilitic/mosaic peridotite xenoliths in the discriminative diagram of Kamenetsky etal. (2001) Termobarometria Az egyensúlyi hőmérsékleteteket a két-piroxén és az ortopiroxén Ca-tartalmán alapuló termométer (Brey & Köhler 1990) használatával becsültük meg ( 6. ábra). A fősorozaton belül a legkevésbé deformálódott protogranu- láris zárványok mutatták a legmagasabb hőmérsékleti tartományt (1077-1175 °C), a fokozatosan növekvő defor¬ mációt jelző porfíroklasztos és ekvigranuláris xenolitok egyensúlya alacsonyabb hőmérsékleteken állt be (rendre 950-1132 és 914-1074 °C). Meglehetősen nagy hőmér¬ 6. ábra. A hazai peridotitxenolitok két-piroxén egyensúlyi hőmérsékleti tartománya A Puy de Beaunit (H. Downes publikálatlan elemzéseiből számolva) és Bőréé (Xu et al. 1998) hőmérsékleti értékeit összehasonlítás céljából ábrázoltuk Figure 6. Rangé of two pyroxene equilibrium temperatures of Pannonian peridotite xenoliths Fór comparison, temperature values ofpoikilitic xenoliths from Puy de Beaunit (calculated on the hasis ofunpublished analyses ofH. Downes), and Bőréé (Xu et al. 1998) are given sékleti eltérést észleltünk a durvaszemcsés poikilites, valamint az erősen átkristályosodott mozaikos minták között (6. ábra). Míg a poikilites kőzetek esetében számolt maximum hőmérséklet (1172 °C) nem különbözik a protogranuláris xenolitok megfelelő értékétől, a mozaikos xenolitok nagyon alacsony hőmérsékleti tartományt mutattak (790-985 °C). A meredek, óceáni típusú geo¬ termikus gradiens, valamint az elvékonyodott litoszféra alapján az észlelt hőmérséklettartomány azt valószínűsíti, hogy a xenolit mintáink megközelítőleg a teljes köpeny¬ litoszféra szelvényt megmintázták (Embey-Isztin et al. 2001). így a legalacsonyabb hőmérsékletű xenolitok a köpeny tetejéről, a MOHO közeléből származhatnak, mely a Pannon-medencében csak 25-30 km mélyen található (Royden et al. 1983). Ezzel szemben a legmagasabb hőmérsékletek 55-60 km mélységet jeleznek, mely nincs messze az asztenoszféra-litoszféra határától. Egy alternatív magyarázat lehet azonban az is, hogy a számított hőmérsék¬ let értékek diffúziós folyamatok blokkolási hőmérsékleteit jelzik, mivel a T értékek mindkét csoportban a szövettel mutatnak korrelációt (magasabb T a durvább szemcsés kőzetekben). Orogén peridotitokban ezt már régen felismerték és diffúzió sebesség becslésére is felhasználták (pl. Fabriés 1979). Jelen esetben a durvaszemcsés poikilites xenolitok megőrizhették magas egyensúlyi hőmérsék¬ letüket, az erősen átkristályosodott mozaikos kőzetek a hűlés során új egyensúlyba juthattak, vagy a kisebb szemcseméret miatt, vagy pedig az átkristályosodás hatására. 272 Embey-Isztin Antal és Dobosi Gábor: Poikilites és mozaikos peridotitxenolitok eredete és jelentősége a Pannon-medence nyugati részén Nyomelemek Szeparált klinopiroxén szemcsék nyomelem össze¬ tételének vizsgálata felfedte a nagy ionsugarú, litofil elemek (LILE) dúsulása/elszegényedése és a szöveti típusok közötti összefüggéseket (7-9. ábrák). Ezek összhangban vannak a korábbi, kevesebb számú mintából kapott eredményekkel (Embey-Isztin et al. 1989, Downes et al.1992 és Szabó et al. 1995). A klinopiroxének és ortopiroxének nyomelem¬ spektrumát részletesebben Dobosi et. al. (2010) tárgyalja. Poikilites és mozaikos xenolitok vagy könnyű ritkaföldek¬ ben (LREE) dúsult kondrit-normalizált, vagy pedig U-alakú mintát mutatnak. Ez utóbbinak a középső ritkaföldfémeknél (Eu-Dy) minimuma van és mind a könnyű, mind pedig a nehéz ritkaföldeknél relatív dúsulást mutat (7. ábra). Két (nem ábrázolt) poikilites xenolit gyengén felfelé konvex mintát eredményezett. Ezzel szemben a protogranuláris nem deformált fősorozatú xenolitok nagy többsége LREE- elszegényedett görbét mutatott, változóan meredek Sm-Nd- Pr-Ce-La inflexióval. A deformált porfiroklasztos és ekvigranuláris zárványok többnyire LREE-ben gazdagod¬ tak. A LREE-dúsult fősorozatú, valamint a hasonló poikilites és mozaikos minták a ritkaföldfém görbék lefutása alapján nehezen különíthetők el egymástól, azonban az adatokat Yb-La diagrammban ábrázolva (8. ábra) a két csoport egyértelműen szétválik egymástól, 7. ábra. A Pannon-medence klinopiroxénjeinek (üres körök) és teljes kőzet peridotit (telt körök) mintáinak kondritra- normált REE gyakoriságai Az elemzések a Géosciences Montpellier (Embey-Isztin et al. in prep.), valamint a Memóriái University (Kanada) laboratóriumaiban (Dobosi et al. 2010) készültek. A Cl kondrit értékek Sun & McDonough (1989) munkájából származnak Figure 7. Chondrite-normalized REE abundances in clinopyroxenes (open symbols) and xvhole rock peridotite samples (Juli symbols)from the Pannonian Basin The analytical work was performed in the laboratories of Géosciences, Montpellier (Embey-Isztin et al. in prep.) and the Memóriái University, Canada (Dobosi etal. 2010). Clchondrite values from Sun & McDonough (1989) Földtani Közlöny 141/3 (2011) 273 8. ábra. A dunántúli peridotitxenolitok klinopiroxénjeinek Yb-La diagrammja Figure 8. Yb-La diagram of clinopyroxenesfrom Pannonian peridotitexenoliths mivel a poikilites és mozaikos xenolitoknak a fősoro¬ zathoz képest alacsonyabb HREE koncentrációja van. Különösen az U-alakú minták Yb és Lu koncentrációi alacsonyak. A ritkaföldekkel szemben a többi inkompatibilis elem kevésbé egyértelműen korrelál a szöveti típusokkal (9. ábra, 12 - E Q. a re 9. ábra. A fősorozatú, poikilites és mozaikos xenolitok klinopiroxénj einek Sun & McDonough (1989) primitív köpenyre normált inkompatibilis nyomelem diagramj a. Analitikai munka: lásd a 7. ábrát 0 a) U-alakú poikilites, U-alakú mozaikos és protogranuláris xenolitok, b) Dúsult poikilites, dúsult mozaikos és dúsult fő sorozatú xenolitok □ deformált fosorozatú _ protogranuláris ■ mozaikos * pokilites Figure 9. Incompatible trace-element abundances main series, poikilitic and VK mosaic xenolithic clinopyroxenes, normalized to primitive mantle values ofSrn & td ppm McDonough ( 1989). Analytical work: see Figure 7 a) U-shapedpoikilitic, U-shaped mosaic andprotogranular xenoliths.b) Enrichedpoikilitic, enriched mosaic and enriched main series xenoliths a) b) 274 Embey-Isztin Antal és Dobosi Gábor: Poikilites és mozaikos peridotitxenolitok eredete és jelentősége a Pannon-medence nyugati részén a, b). Megjegyzendő azonban, hogy U-alakú mintájú xenolitok nyomelemtartalma lényegesen alacsonyabb, mint a többi zárványé. Továbbá, ezekben a zárványokban a Ce és Pr elemekhez viszonyítva határozott pozitív Sr-anomália mutatkozik, de az U-alakú mintát mutató mozaikos xeno- litokban a Sr csak kevéssé dúsul a szomszédos elemekhez képest. Ezzel szemben a LILE-gazdag poikilites, mozaikos és fősorozatú minták egyöntetűen negatív Sr-anomáliát jeleznek. Általában ezek a xenolitok a primitív köpeny¬ normált kiterjesztett sokelemes diagramban változatosabb mintákat mutatnak (9. ábra, b ). Változóan mély Ti, Zr, Hf, valamint Nb- és Ta-anomáliák általánosan elterjedtek, de a LILE-gazdag mintákban erősebben mutatkoznak, mint az elszegényedett kőzetekben. Általában a teljes kőzetmin¬ tákban a nyomelemgörbék lefutása, alacsonyabb gyako¬ risági értékek mellett, a klinopiroxénekét utánozza (7. ábra). Kivételt képez a könnyű ritkaföldekhez képest maga¬ sabb Ba-, U-, Th-, Nb- és Ta-, valamint a sekélyebb negatív Zr-Hf-anomália. A különbségek talán arra vezethetők vissza, hogy ezeknek az elemeknek egy része akcesszorikus fázisokban, olvadékcsomókban és szemcsehatárokat bevo¬ nó komponensekben van jelen. Az utóbbit Bodinier et al. (1996) és Bedini & Bodinier (1999) a Kelet-Afrikai-rift peridotitxenolitjaiban bizonyították, miután spinellkristá- lyok felületén Ti-oxidokból álló vékony reakciós bevonatot, valamint flogopitot találtak, melyek Nb-Ta és Rb-Ba elemekben dúsultak. A szeparált klinopiroxének Sr-Nd-Pb izotóp¬ összetétele A dunántúli peridotitxenolitokból szeparált klino¬ piroxének Sr-Nd-Pb izotópösszetétele meglehetősen tág határok között változik és a szöveti típusokkal korrelációt mutat (10. ábra). Egy Bondoró-hegyi xenolit kivételével, mely alacsony 143 Nd/ 144 Nd hányadossal tűnik ki, a pro- togranuláris zárványok a Sr-Nd izotópdiagram elszegényedett negyedében helyezkednek el, a MORB-mezőn (Zindler & Hart 1986) belül, sőt részben még a fölött is, mely egy nagyon elszegé¬ nyedett rezervoárra utal (e Nd =+8,3 - +19,9, 87 Sr/ 86 Sr 0,70215-0,70455 — 10., 11. ábra). A fősorozat deformált porfiroklasztos és ekvigranuláris xeno- litjainak szignifikáns mértékben alacsonyabb 143 Nd/ 144 Nd (e Nd = + 2,9 - + 7,3) és magasabb 87 Sr/ 86 Sr (0,70307-0,70522) izotóphányadosai vannak. A poikilites és mozaikos peridotitok még fokozottabb Sr-izotópdúsulást mutatnak ( 87 Sr/ 86 Sr 0,70357-0,70599,8 Nd = + 6,7 tói - 0,8 ig). Követke¬ zésképpen e xenolitok többsége a Sr-Nd diagram jobb felső negyedében találhatók, mely a teljes Földhöz (=primitív köpeny) képest Sr-izotópban dúsult, de Nd-izotópösszetételét tekintve még elszegényedett (10. ábra). A kevésbé dúsult poikilites és mozaikos xenolitok a pliocén alkáli bazalt mező közelében helyezkednek el, az erő- 0,5136 0,5134 - 0,5132 - 0,5130 0,5128 - 0,5126 - 0,5124 0,702 ÁT mozatíms puikilibas inekvjgiianuláriH O pDrfiroklasztn-B protograniilári-í; 0,703 ^°> Sr 0J05 0,706 10. ábra. A hazai peridotitxenolitok 143 Nd/ 144 Nd - 87 Sr/ 86 Sr diagrammja Az új eredmények (Géosciences Montpellier, Embey-Isztin et al. in prep.), Downes et al. (1992) adataival, valamint egy poikilites mintával (Báli et al. 2008) kiegészítve Figure 10. 143 Nd/ I44 Nd - 87 Sr/ 86 Sr diagram of the Pannonian peridotite xenoliths ( Géosciences Montpellier, Embey-Isztin et al. in prep.) In addition to the new results, Sr- and Nd-isotope analyses by Downes et al. ( 1992), and one poikilitic sample ofBALietal. 2008) are alsó included sebben dúsultak a miocén mészalkáli vulkánitok mezeje felé irányulnak, azonban a Nd-izotóphányadosuk magasabb (11. ábra). A jelentős átfedések miatt, a különböző csoportokba tartozó peridotitxenolitok 207 Pb/ 204 Pb hányadosa és a szövet között nincs jó korreláció. Ezzel szemben, a 208 Pb/ 204 Pb - 206 Pb/ 204 Pb izotópadatok és szövet között a korreláció jónak mondható, mivel a protogranuláris kőzetek 208 Pb/ 204 Pb hányadosa a legalacsonyabb és a mozaikos minták a leg¬ inkább radiogén értékeket mutatják. (12. ábra). A 207 Pb/ 204 Pb - 206 Pb/ 204 Pb diagramban a különböző szövetű dunántúli peridotitxenolitok meglehetősen átfedik egymást és jellemző rájuk, hogy egy adott 206 Pb/ 204 Pb értékhez képest túl magas 207 Pb/ 204 Pb arányuk van és így az NHRL, valamint a Stacey & Kramers (1975) által meghatározott 4,55 milliárd éves Geochron közötti térben helyezkednek el. 20 ~a 10 -10 A /A o * műszalháli ■ mozaikos O deformált fö&orozat K * i* 4 »* .E. a pökiiks á prolügíanuláíis X alkali basalt A O 0,701 0,703 0,705 37 Sr / 0 0,707 0,709 >Sr 11. ábra. 87 Sr/ 86 Sr - e Nd diagramm. Adatok forrása mint a 10. ábránál A Balaton vidéki alkáli bazaltok: Embey-Isztin et al. (1993); Miocén mészalkáli kőzetek: Salters et al. (1988), Harangi etal. (2007) Figure 11. 87 Sr/ 86 Srversus e Nd diagram. Data sources fórperidotites as in Figure 10 Alkáli basalts of the Balaton region, Embey-Isztin et al. ( 1993 ); Miocéné calc-alkaline rocks Salters et al. (1988), Harangi etal. (2007) Földtani Közlöny 141/3 (2011) 275 16,8 17,3 17,8 18,3 18,8 19,3 19,8 206p b/ 204 pb 12. ábra. A hazai peridotitxenolitok 207 Pb/ 204 Pb - 206 Pb/ 204 Pb és 208 Pb/ 204 Pb - 206pb/ 2 04pb diagramja (Embey-Isztin et al. in prep.), Rosenbaum et al. (1997) adataival kiegészítve. NHRL (Hart 1984) és a 4,55 milliárd éves Geochron (Stacey&Kramers 1975) Figure 12. 207 Pb/ 204 Pb - 206 Pb/ 204 Pb és 208 Pb/ 2 o 4 P b - 206 Pb/ 204 Pb diagrams ofthe Pannonian peridotite xenoliths (Embey-Isztin et al. in prep.) Lead isotope data of Rosenbaum et al. (1997), are alsó included. Straight lines: NHRL (Hart 1984) and 4.55 Ga Geochron (Stacey& Kramers 1975) zárványból. Példaként említhetjük a klinopiroxének jelleg¬ zetesen alacsony Al-tartalmát és ennek az elemnek ano¬ mális megoszlását az orto- és klinopiroxén között. Bőréé, (Massif Central, Franciaország) lelőhelyről származó „poi- kiloblasztos” (= poikilites) xenolitokban mindkét piroxén- nek kiemelkedően magas Al-tartalma van és a társult „granular” (= I. típusú) peridotitxenolitokhoz hasonlóan a két piroxén közötti Al-megoszlás szabályszerű (Xu et al., 1998). Ugyanez áll a Kerguelen-szigetekről leírt poikilites harzburgitokra és dunitekre (Grégoire et al. 1997), vala¬ mint az északkelet-kínai Huinan lelőhelyről származó „másodlagosan átkristályosodott reakciós harzburgitokra” is (Xu et al. 2003a). A spinellek Mg/(Mg+Fe) - Cr/(Cr+Al) diagramjában (4. ábra) e lelőhelyek xenolitjai sokkal inkább a fősorozatú xenolitok (közönséges I. típusú peridotit) trendje mentén helyezkednek el mintsem a mi poikilites és mozaikos trendünkön (nincs ábrázolva). A legjobb tudᬠsunk szerint csak a francia Massif Central Puy Beaunit lelőhelyéről származó peridotitxenolitok egy része osztozik a hazai poikilites és mozaikos zárványok e különleges ásványkémiai jellegeivel. Az ún. „másodlagosan átkristᬠlyosodott” Puy Beaunit lelőhelyű xenolitokon végzett, de nem publikált elemzéssorozat (H. Downes szívessége), valamint néhány saját elemzés alapján megállapíthattuk, hogy e zárványok spinelljei ugyanazokat a különleges bélyegeket mutatják, mint a hazai poikilites és mozaikos minták. Figyelemre méltó, hogy a Puy Beaunit lelőhelyen a klinopiroxének szintén alacsony Al-tartalmat mutatnak. Úgy tűnik tehát, hogy Puy Beaunit kivételével, a hazai poikilites és mozaikos xenolitok bizonyos ásványkémiai bélyegei nem mutathatók ki más lelőhelyek hasonló szövetű mintáin. Említést érdemel azonban, hogy alacsony Al- tartalmú klinopiroxént I. típusú protogranuláris és porfiro- klasztos xenolitokból is leírtak már, melyeket karbonátos olvadékokkal történt reakció termékeként értékeltek (pl. Yaxley et al. 1991, Dautria et al. 1992, Rudnick et al. 1993). Azonosságok és különbségek a világ más lelőhelyeiről származó poikilites peridotitxenolitokkal A hazai poikilites és mozaikos xenolitok változó mértékben mutatnak hasonlóságot és eltérést az iroda¬ lomban ismertetett hasonló szövetű xenolitokkal. Az ilyen zárványok jellemzésénél a legtöbb szerző kiemeli a Cr- gazdag spinell és a viszonylag alacsony mg-értékű olivin társulását és/vagy egyéb nem egyensúlyi állapotra utaló bélyeg észlelését, melyet a parciális olvadási trendtől való eltéréssel magyaráznak (Berger 1978; Grégoire et al. 1997; Xu et al. 1998,2003b). Újabban a közönséges I. típusú peridotitok, valamint a poikilites kőzetek REE és inkompatibilis elem görbéiben, valamint az izotóphánya¬ dosokban megmutatkozó különbségeket is megemlítik. A hazai zárványok néhány különleges ásványkémiai bélyege azonban nem ismeretes a legtöbb távoli lelőhelyről leírt Diszkusszió, következtetések A dunántúli fiatal alkáli bazaltos kőzetekben található peridotitzárványok két egymástól elütő csoportot alkotnak. A xenolit populáció többsége, melyet itt fősorozatúnak neveztünk, a világviszonylatban is szélesen elterjedt I. típusú peridotitxenolitokhoz hasonló szöveti és geokémiai bélyegeket mutat (cf. Wilshire & Shervais 1975, Frey & Prinz 1978, Stosch & Seck 1980, Menzies 1983). Ezzel szemben a ritkább poikilites/mozaikos peridotitok olyan sajátos szöveti és geokémiai jellegzetességeket mutatnak, melyeket csak néhány más lelőhelyen figyeltek meg (pl. Bőréé és Kerguelen-szigetek). A két szembenálló litológiai változat térbeli viszonya a felső köpenyben fontos, meg¬ oldatlan kérdés. A peridotit masszívumokkal ellentétben, a köpeny megmintázása vulkáni erupcióknak köszönhetően, szükségképpen véletlenszerű és töredékes. Sehol sem kerültek elő olyan összetett zárványok, melyek e két típus 276 Embey-Isztin Antal és Dobosi Gábor: Poikilites és mozaikos peridotitxenolitok eredete és jelentősége a Pannon-medence nyugati részén között kontaktust mutatnák. Egy, közvetett bizonyítékként értékelhető, unikum számba menő összetett zárványt azonban sikerült találni a szigligeti bazalttufából. Ez a xenolit különböző szövetű, fősorozatú és poikilites kőzet¬ töredékeket, ezen kívül II. típusú Al-augit és amfibol megakristályokat tartalmaz. Mindez azt sugallja, hogy mind a közönséges I. típusú, mind pedig a poikilites xenolitok azonos mélységből származhatnak és a köpenyben való¬ színűleg egymás mellett helyezkedtek el. AII. típusú Al- augit és amfibol megakristályok a végső erupciónál valamivel korábbi alkáli bazaltos magmatevékenység követ¬ keztében képződött olvadékból váltak ki (Dobosi et al. 2003). Ez az összetett zárvány tehát arra enged követ¬ keztetni, hogy a poikilites peridotitok képződése a pliocén bazaltos vulkanizmustól független, és annál idősebb folyamat eredménye lehet. Szöveti és geokémiai jellemzői alapján, aprotogranuláris peridotitxenolitok a térség alatti idős litoszféra protolitot képviselhetik. E xenolitok többségében a szilikátok mg- értéke alacsony, vagy közepes, a spinellek alumíniumban gazdagok és krómban szegények (Cr/(Cr+Al)<0,2). Ez az összetétel mérsékelt parciális olvadással és bazaltolvadék kivonódásával áll összhangban. A fősorozatú peridoti- toknak csak egy kis része mutat fokozatosan nagyobb mg- értéket és Cr-gazdagodást a spinellben, mely nagyobb mértékű elszegényedésre utal (7. ábra). A protogranuláris xenolitok túlnyomó többsége könnyű ritkaföldekben és nagy ionrádiuszú litofil elemekben mérsékelten elsze¬ gényedett és a sokelemes diagrammokban meglehetősen sima görbéket mutat, a nagy térerejű elemek (HFSE) csekély mértékű negatív anomáliájával. Ennek követ¬ keztében olyan köpenytartományt képviselhetnek, melyet jelentősebb mértékű metaszomatikus változás nem módo¬ sított. Izotóphányadosai alapján a protogranuláris minták erősen elszegényedtek miután a MORB-mezőben és rész¬ ben jóval e fölött helyezkednek el (10. ábra), és az 8 Nd maxi¬ muma eléri a kiugróan magas +19,9-es értéket (77. ábra). Könnyű ritkaföldekben elszegényedett kontinentális xenoli- tokból gyakorta jeleznek magas 8 Nd értékeket (pl. Stosch & Lugmair 1986, McDonough & McCulloch 1987, Xu et al. 2003b). Az ilyen radiogén 143 Nd/ 144 Nd összetételek a rezi- duális peridotitok idő-integrált izotópfejlődését tükrözik. Miután az ehhez szükséges idő geológiai léptékben mérve is nagyon hosszú, az izotópfejlődés egy konvekciómentes rezervoárban jöhet létre, mint amilyen a kontinentális litoszféra köpeny. Protogranuláris xenolitjainkon végzett Sm-Nd modell korszámítások azt mutatják, hogy ezek a kőzetek egy olyan köpenyrészből származnak, mely könnyű ritkaföld elszegényedési folyamat következtében a primitív köpeny (teljes Föld) Nd-fejlődési vonalától ~2 milliárd éve tértek el. A protogranuláris xenolitok egyszerű fejlődésével szemben, a poikilites és mozaikos xenolitok komplikált és sajátos geokémiai jellegeinél fogva bonyolultabb fejődést valószínűsítenek: (1) Egyrészt hasonlítanak a világ más poikilites xenolit- jaira, melyek néhány, csak erre a szöveti változatra tipikusan jellemző geokémiai bélyeggel rendelkeznek, mint pl. a spinell egy adott Cr/(Cr+Al) értékéhez viszonyított ala¬ csony forszterit arány az olivinben (7. ábra). Ezt a bélyeget magas olvadék/kőzet arányú olvadék-kőzet kölcsön¬ hatásaként értelmezték (Xu et al. 1998, 2003b). További hasonlóságként említhetjük az ilyen típusú zárványok alacsony REE tartalmát is. Figyelembe véve e peridotitok alacsony mg-értékét, az alacsony REE tartalmuk nehezen magyarázható olvadék kivonódással. Ezek a paradox jellemzők is könnyebben értelmezhetők nagy porozitású olvadékban dúsult doménekben történő olvadék-kőzet kölcsönhatással. Mint azt Garrido et al. (2007) kimutatták, ez utóbbi folyamat (Ca-)boninitos olvadék és ezzel kapcso¬ latos piroxenitek képződésével hozható kapcsolatba, külön¬ böző geodinamikai helyzetben, beleértve a litoszféra köpenynek a felnyomuló asztenoszféra által történt erózió¬ ját. Itt jegyezzük meg, hogy egy szentbékkállai peridotitból Báli et al. (2007) egy olivin-websterit eret ismertettek, melynek alacsony REE tartalma volt és ezért azt boninitos olvadékkal hoztak összefüggésbe. (2) Másrészt azonban, a hazai zárványoknál olyan geokémiai jellegek is megfigyelhetők, melyek másutt hiányoznak. Ilyen a piroxének feltűnően alacsony Al- tartalma, mely más poikilites sorozatból még nem ismer¬ tettek. Ennek az anomáliának lehetséges magyarázataként a karbonátolvadék által okozott metaszomatózis jöhet szóba. Elterjedt vélemény ugyanis, hogy az alacsony Al, karbonát¬ olvadékkal beállt ásványi egyensúly egyik bizonyítéka (pl. Hauri et al. 1993, Rudnick et al. 1993). A mozaikos minták gyakorta szivacsos szerkezetű klinopiroxénjeinek A1 2 0 3 - tartalma a legalacsonyabb (részben <2,5%), ugyanígy az Na 2 0 (<1%) és ez a legmagasabb CaO-koncentrációval párosul (>22%). Az említett bélyegeket Mongólia (Ionov et al. 1994, Wiechert et al. 1997) és az északi Ahaggar, Algé¬ ria (Dautria et al. 1992) (nem poikilites vagy mozaikos!) peridotitxenolitjainak klinopiroxénjeiben is észlelték, és úgy gondolták, hogy ennek oka karbonátos metaszomatózis által indukált kezdeti parciális megolvadás lehetett. A karbonátos hatás további indikációja lehet a klinopiroxének LREE dúsulása, melyhez a ritkaföldekhez viszonyított negatív HFSE (Ti, Zr, Hf, Ta)-anomália társul (7., 9. ábra) (Dautria et al. 1992, Hauri et al. 1993, Ionov et al. 1993, Rudnick et al. 1993). Végül az U-alakú REE görbéjű poikilites minták klinopiroxénjeinél észlelt pozitív Sr- anomália szintén karbonátolvadék hatását jelezheti. Itt jegyezzük meg, hogy néhány fősorozatba tartozó hazai peridotitxenolitban kalciterek találhatók, melyek egy része a stabilizotópos vizsgálatok szerint hidrotermális mállási termék, más része azonban szubdukált kéregből származó mobilizált üledékes eredetű karbonát lehet (Demény et al. 2010 ). Problematikusnak tűnik azonban, hogy a poikilites és mozaikos peridotitxenolitok klinopiroxénjei, — függetlenül attól, hogy kezdeti megolvadás jeleit mutatják-e, vagy teljesen épek—Na-ban szegények, beleértve a könnyű REE dúsult mintákat. Ez a körülmény karbonátban gazdag olvadék szerepét nem támasztja alá, miután ez az ágens, Na Földtani Közlöny 141/3 (2011) 277 dúsulást szokott eredményezni (pl. Yaxley et al. 1998). Továbbá az akcesszorikus apatit, valamint a wehrlit felé eltolódó litológiák hiánya szintén ugyanezt erősíti meg (Dalton & Wood 1993). Néhány poikilites és mozaikos peridotit mintának feltűnően magas az ortopiroxén/klino- piroxén aránya (~5). Ez a tény viszont Si-gazdag olva¬ déknak, illetve vizes fluidumnak a peridotit olivinjével tör¬ ténő reakciójára vezethető vissza (pl. Kelemen et al. 1992). Az elemgyakorisági anomáliák és a frakciónáció oka azonban magából a kromatografikus folyamatból is levezet¬ hetők. Különösen a reaktív porózus beszűrődéssel össze¬ kapcsolt áramlási folyamatok okozhatnak drámai változᬠsokat az átáramló metaszomatikus olvadék összetételében (Verniéres et al. 1997, Bedini et al. 1997). Ilyen fluidumok, az olvadék-kőzet reakció következtében, csökkenő olvadék tömegarány hatására az asztenoszféra-litoszféra határán keletkezhetnek (Bedini et al. 1997) és az olvadék felhalmo- zódási doméneken túl vándorolhatnak (Van dér Wal & Bodinier 1996, Xu et al. 1998). A kis volumenű olvadékok vándorlása kromatografikus frakcionáció utján történhet. A különböző meredekségű és lefutású LREE-dúsult, valamint U-alakú és enyhén felfelé konvex görbék, valamint a viszonylag magas Nd-izotóphányadosokmegőrződése dúsult Sr-izotóphányadosok mellett, leginkább reaktív porózus olvadékvándorlás alatt történő kromatografikus frakció- nációval értelmezhető. Számos szerző (pl. Navon & Stolper 1987, Bodinier et al. 1990, Godard et al. 1995, Van dér Wal & Bodinier 1996, Piccardo et al. 2007) mutatott rá arra, hogy ez a mechanizmus alkalmas az elemgyakoriságok és az izotóp-heterogenitások kialakulásának értelmezésére. Továbbá, a Sr-Nd izotópszétválást (10. ábra ) már korábban a Spitzbergák köpenyxenolitjain is észlelték és metaszoma- tózis során lejátszódó kromatografikus kémiai frakcionáció- val magyarázták (Ionov et al. 2002). A dunántúli peridotitxenolitok metaszomatózisát okozó olvadék/fluidum természetének behatárolása nehezebb problémának tűnik. A xenolitok erupciójáért felelős fiatal alkáli bazaltokban Nb, Ta és Zr elemeknél pozitív anomália mutatkozik (Embey-Isztin et al. 1993, Embey-Isztin & Dobosi 1995), ezért a jelöltek közül kizárhatók. Az sem valószínű, hogy a miocén szubdukcióhoz kapcsolható, erős pozitív Pb-anomáliával, valamint kisebb Zr-maximummal rendelkező andezitos olvadékok (Downes et al. 1995) számításba jöhetnének. Úgy tűnik tehát, hogy a felszíni vulkanizmushoz köthető olvadékok (alkáli bazaltok és mészalkáli andezitek) geokémiai jellemzői nem szolgál¬ hatnak magyarázatul a poikilites és mozaikos peridotit¬ xenolitok sajátságaira. Felszínen nem tanulmányozható, más természetű olvadékok, fluidumok hatásának felté¬ telezése joggal tűnhet ad hoc felvetésnek, de mint láttuk, a xenolitok egyes, ha nem is az összes, geokémiai jellemzői boninites, illetve karbonátdús olvadékok hatásával össze¬ egyeztethetők. Még az is lehetséges, hogy e két ágens egymástól függetlenül, egymást felülbélyegezve hatott. Mégis valószínűbbnek tartjuk, hogy a változatos meta¬ szomatikus módosulásokért csak egy fajta olvadék-fluidum rendszer lehetett felelős, mivel a kromatografikus frakcionáció széleskörű és drámai változásokat képes okozni. Az olvadék-kőzet reakció magyarázatul szolgálhat a különleges szöveti típus kialakulásához is. A Massif Central poikilites peridotitzárványait már Mercier & Nicolas (1975) is a közönséges E típusú peridotitok deformációs ciklusának végállomásaként, átkristályosodással és szem¬ cseméret növekedéssel (annealing) magyarázta. A szemcse¬ határok nedvesedése, különösen a magas olvadék/kőzet aránnyal végbemenő reakciók esetében ezt a folyamatot nagyban segítheti, ezen kívül kézenfekvő magyarázatot ad az átalakulás nem izokémikus jellegére is. Az azonban elgondolkodtató, hogy a jelek szerint a peridotitok meta- szomatózisa, mely nagyon gyakori jelenség, az esetek messze túlnyomó többségében nem jár együtt az itt ismertetett poikilites szövet kialakulásával. Az ilyen szempontból részletesen tanulmányozott peridotit masszí¬ vumokban (pl. Ronda, Lherz, Lanzo) a miénkhez hasonló szövetet nem írtak le, és ez a xenolitok között is világszerte ritka. Mindez a poikilites kőzetek képződésének nagyon ritka, speciális feltételeit tükrözheti. Ilyen lehet a porózus olvadékvándorlás során történő olvadék/kőzet arány helyenkénti szokatlan mértékű megnövekedése. Úgy gon¬ doljuk, hogy az olvadék-kőzet reakció nem zárja ki olyan vékonyabb diffúz erek létezését, melyekben az olvadék a mellékkőzettel léphet reakcióba. A tipikus euhedrális spinellzárványos poikilites peridotitok talán ilyen olvadék¬ gazdag környezetben alakultak ki. Ez lehetőséget adhatott kumulusz, vagy legalábbis kvázi-kumulusz folyamatokra, ami a szöveti jellemzők kézenfekvő magyarázata lehet. Azonban ha ez a feltevés igaz, akkor a poikilites kőzetek genezise további komplikációkkal jár. Ugyanis ellent¬ mondás mutatkozik a poikilites szövet kialakulása (mely magas olvadék/kőzet arányt feltételez), valamint az alacsony olvadék/kőzet arányt feltételező geokémiai bélyegek (pl. a változatos lefutású LREE görbék, a Sr-Nd izotóprendszerek szétválásának), kialakulása között. A dilemma feloldásának lehetséges módja lehet, ha feltéte¬ lezzük, hogy e különleges zárványok képződése legalább két fázisban történt. Az első fázisban a peridotit és az olvadék közötti reakció magas olvadék/kőzet arány mellett játszódhatott le, mely lehetővé tette vékony és diffúz olvadékerek kialakulását. Ezt a fázist majd egy másik követte, és ezúttal az előzőleg kristályosodott poikilites peridotitok már az olvadék felgyülemlési zónán jóval túl helyezkedtek el. Ennek következtében a reakciók alacsony fluidum/kőzet arány mellett mentek végbe és így hozhatták létre az erősen mobilis elemek és az izotóphányadosok jellegzetes változásait. A poikilites peridotitxenolitok geodinamikai jelentősége A világszerte elterjedt nagyszámú peridotitxenolit lelőhely közül csak néhány helyen fordulnak elő a hazai poikilites kőzetekhez geokémiailag és szöveti szempontból 278 Embey-Isztin Antal és Dobosi Gábor: Poikilites és mozaikos peridotitxenolitok eredete és jelentősége a Pannon-medence nyugati részén is hasonló minták. Érdemes tehát megvizsgálni, hogy milyen közös vonást találhatunk ezeknek a régióknak geodinamikai, tektonikai viszonyaiban. Tektonikai adott¬ ságait tekintve a Pannon-medencéhez legközelebb a Massif Central vulkáni területe áll, mely alatt a kéreg és a litoszféra a hazaihoz hasonló mértékben vékonyodott ki. Érdekes¬ ségként említjük meg, hogy a kivékonyodást a Limagne- síkságon végzett Eötvös-féle torziós inga mérésekkel, első ízben magyar geofizikus, Pékár Dezső állapította meg (Szilárd 1974). A poikilites zárványairól ismert Bőréé és Puy Beuanit vulkánok vidéke tehát az asztenoszféra- litoszféra határ jelentős topográfiai kiemelkedésével esik egybe. A Kerguelen-szigetekkel való analógia természetesen távolibb, de a kivastagodó óceáni plató alatti forró pont itt is asztenoszféra felemelkedést okozott (Grégoire et al. 1997). A spanyolországi Ronda peridotit masszívumban részletesen tanulmányozott átkristályosodási front kialakulása hason¬ lóképpen a Betic-Albor-i dómén alatti asztenoszféra¬ litoszféra határon történt erős termális erózió kezdetével hozható összefüggésbe (Lenoir et al. 2001). A poikilites xenolitok geodinamikai jelentősége tehát abban áll, hogy kőzettani és geokémiai bizonyítékot szolgálnak a felemel¬ kedő aszteno szférából származó magmás olvadékok és fluidumok, valamint a szilárd litoszféra köpenykőzeteinek kölcsönhatására. Ez a kölcsönhatás a felemelkedő aszte¬ noszféra köpeny feletti litoszféra termális eróziójában és parciális olvadásában kulminálódott és jelentős mértékben járulhatott hozzá a litoszféra kivékonyodásához. Úgy véljük, hogy a Pannon-medencében szoros kapcsolat állhat fel a poikilites kőzetzárványok szokatlan gyakorisága és a geo¬ dinamikai helyzet, nevezetesen az erősen erodált litoszféra között. A Pannon térség poikilites xenolitjai rávilágítanak az olvadékok lehetséges szerepére—különösképpen az olvadék felhalmozódási rétegekre—a litoszféra erózió folyamatában. Köszönetnyilvánítás A szerzők köszönetüket fejezik ki Báli Enikőnek és Falus Györgynek értékes kritikai észrevételeikért. Mun¬ kánkat a T37382 sz. (E-E A.) és T35031 (D. G.) OTKA pályázat támogatta Irodalom — References Arai S. 1994: Characterization of spinéi peridotites by ölivine-spinéi compositional relationships: Review and interpretation — Chemical Geo/ogyll3,191-204. Ave Lallemant, H. G., Mercier, J-C.C., Carter, N. L. & Ross, J. V. 1980: Rheology of the upper mantle: Inferences írom peridotite xenoliths — Tectonophysics 70 , 85-113. Báli, E., Falus, Gy., Szabó, Cs., Peate, D. W., Hidas, K,. Török, K. & Ntaflos, T. 2007: Remnants of boninitic melts in the upper mantle beneath the Central Pannonian Basin?— Mineralogy andPetrology 90 , 51-72. Báli, E., Zanetti, A., Szabó, Cs., Peate, D. W. & Waight, T. E. 2008: A micro-scale investigation of melt production and extraction in the upper mantle based on silicate melt pockets in ultramafic xenoliths from the Bakony-Balaton Highland Volcanic Field (Western Hungary). — Contribution to Mineralogy and Petrology 155 , 165-179. Bedini, R.M., Bodinier, J-L., Dautria, J.-M. & Morten, L. 1997: Evolution of LILE-enriched small melt fractions in the lithospheric mantle: a case study from the East African Rift. — Earth and Planetary Science Letters 153 , 67-83. Bedini, R. M. & Bodinier, J-L. 1999: Distribution of incompatible trace elements between the constituents of spinéi peridotite xenoliths: ICP-MS data from the East African Rift— Geochim CosmochimActa 63 , 3883-3900. Berger, E.T. 1978: Origine cumulatique des enclaves de péridotites — structure poecilitique et tabulaire — gros grains, comparaison avec les tectonites: Conséquences sur 1’interprétation de la structure du manteau supérieur, ses relations avec la croute inférieure et 1’origine des basaltes alcalins. — Bulletin of Mineralogy 101 , 506-514. Bodinier, J-L., Vasseur, G., Vernieres, J., Dupuy, C. & Fabries, J. 1990: Mechanisms of mantle metasomatism: geochemical evidence from the Lherz orogenic peridotite. — Journal of Petrology 31 , 597-628. Bodinier, J-L., Merlet, C., Bedini, R. M., Simien, F., Remaidi, M. & Garrido, C. J. 1996: Distribution of niobium, tantalum, and other highly incompatible trace elements in the lithospheric mantle: The spinéi paradox. — Geochimica CosmochimicaActa 60 , 545-550. Brey, G. P & Köhler, T. P 1990: Geothermobarometry in four phase lherzolites II. New thermometers, and practical assessment of existing thermometers. — Journal of Petrology 31 , 1353-1378. Dalton, J. A. & Wood, B. J. 1993: The composition of primary carbonate melts and their evolution through wall rock reaction in the mantle. — Earth and Planetary Science Letters 119,511-525. Dautria, J-M., Dupuy, C., Takherist, D. & Dostal, J. 1992: Carbonate metasomatism in the lithospheric mantle: peridotitic xenoliths from a melilititic district of the Sahara basin. — Contribution to Mineralogy and Petrology 111,37-52. Demény, A., Dallai, L., Frezzotti, M.-L., Vennemann T. W., Embey-Isztin, A., Dobosi, G. & Nagy, G. 2010: Origin of C0 2 and carbonate veins in mantle-derived xenoliths in the Pannonian Basin— Lithos 117 , 172-182. Dick, H. J. B. & Bullen, T. 1984: Chromian spinéi as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas. — Contribution to Mineralogy and Petrology 86,54-76. Dobosi, G., Downes, H., Embey-Isztin, A. & Jenner, G. A. 2003: Origin of megacrysts and pyroxenite xenoliths from the Pliocene alkali basalts of the Pannonian Basin (Hungary). — Neues Jahrbuchfür Mineralogie und Petrologie, Abhandlungen 178 , 217-237. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 279 Dobosi, G., Jenner, G. A., Embey-Isztin, A. & Downes, H. 2010: Cryptic metasomatism in clino- and orthopyroxene in the upper mantle beneath the Pannonian region. — In: Coltorti, M., Downes, H., Grégoire, M. & O’Reilly, S. Y. (eds): Petrological evolution of the European lithospheric mantle. Geological Society, London, Special Publications 337 ,177-194. Downes, H. & Dupuy, C. 1987: Textúrái, isotopic and REE variations in spinéi peridotite xenoliths, Massif Central, Francé. — Earth and Planetary Science Letters 82, 121-135. Downes, H., Embey-Isztin, A. & Thirlwall, M. F. 1992: Petrology and geochemistry of spinéi peridotite xenoliths from the western Pannonian Basin (Hungary): evidence fór an association between enrichment and texture in the upper mantle. — Contribution to Mineralogy and Petrology 109, 340-54. Downes, H., Pantó, Gy., Póka. T., Mattey, D. P. & Greenwood, P. B. 1995: Calc-alkaline volcanics of the Inner Carpathian arc, northern Hungary: new geochemical and oxygen isotopic results. — Acta Vulcanologica 7,29-41. Embey-Isztin, A. 1984: Texture types and their relative frequencies in ultramafic and mafic xenoliths from Hungárián alkali basaltic rocks. — Annls hist-nat Mus natn hung 76, 27-42. Embey-Isztin, A., Scharbert. H. G., Dietrich, H. & Poultidis, H. 1989: Petrology and geochemistry of peridotite xenoliths in alkali basalts from the Transdanubian Volcanic Region, West Hungary. — Journal of Petrology 30, 79-105. Embey-Isztin, A., Downes, H., James, D. E., Upton, B. G. J., Dobosi, G., Scharbert, H. G. & Ingram, G. A. 1993: The petrogenesis of Pliocene alkaline volcanic rocks from the Pannonian Basin, Eastern Central Europe. — Journal of Petrology 34, 317-343. Embey-Isztin, A. & Dobosi, G. 1995: Mantle source characteristics fór Miocene-Pleistocene alkali basalts, Carpathian-Pannonian Region: areview of trace element and isotopic composition. — Acta Volcanologica 7, 155-166. Embey-Isztin, A., Dobosi, G., Altherr, R. & Meyer, H-P. 2001: Thermal evolution of the lithosphere beneath the western Pannonian Basin: evidence from deep-seated xenoliths. — Tectonophysics 331, 283-305. Embey-Isztin, A., Dobosi, G., Bodinier, J-L., Jenner, G. A., Bosch, D., Pourtales, S. & Bruguier, 0.( in prep): Origin and significance of poikilitic peridotite xenoliths in the western Pannonian Basin: Geochemical and petrological evidences. Fabriés, J. 1979: Spinel-olivine geothermometry in peridotites from ultramafic complexes. — Contribution to Mineralogy and Petrology 69,329-336 Falus Gy. & Szabó Cs. 2004: Felsőköpeny eredetű xenolitok Tihanyról: nyomonkövethető litoszférafejlődés a Bakony-Balaton-felvidék vulkáni területén? Upper mantle xenoliths from Tihany: traceable lithospheric evolution in the Bakony-Balaton Highland Volcanic Field ?).—Földtani Közlöny 134/4, 499-520. Féménias, O., Mercier, J-C. C. & Demaiffe, D. 2001: Pétrologie des xénolites ultramafiques du puy Beaunit (Massif Central fran£ais: un gisment atypique du manteau sous-continental. — Comptes Rendus de VAcadémie des Sciences — Series HA — Earth and Planetary Science 332, 535-542. Frey, F. A. & Prinz, M. 1978: Ultramafic inclusions from San Carlos, Arizona: pétrologie and geochemical data bearing on their petrogenesis. — Earth Plánét SciLetters 38, 129-76. Garrido, C. J., Bodinier, J-L., Dhuime, B., Bosch, D., Chanefo, I., Bruguier O., Hussain, S.S, Dawood, H. & Burg J.-P 2007: Origin of the island arc Moho transition zone via melt-rock reaction and its implications fór intracrustal fractionation of island arcs: Evidence from the Jijal Complex (Kohistan complex, northern Pakistan). — Geology 35/8, 683-686. Godard, M., Bodinier, J-L. & Vasseur, G. 1995: Effects of mineralogical reactions on trace element redistributions in mantle rocks duringpercolationprocesses: achromatographic approach. — Earth and Planetary Science Letters 133,449^-61. Grégoire, M., Lorand, J. P, Cottin, J-Y., Giret, A., Mattielli, N. & Weis, D. 1997: Xenoliths evidence fór a refractory oceanic mantle percolated by basaltic melts beneath the Kerguelen archipelago. — European Journal of Mineralogy 9, 1085-1100. Harangi, Sz., Downes, H., Thirlwall, M. & Gméling, K. 2007: Geochemistry, Petrogenesis and Geodynamic Relationships of Miocéné Calc-alkaline Volcanic Rocks in theWestern Carpathian Arc, Eastern Central Europe.— Journal of Petrology 48, 2261-2287. Hart, S. R. 1984: A large scale isotope anomaly in the Southern hemisphere mantle. — Natúré 309, 753-757. Hauri, E. H., Shimuzu, N., Dieu, J. J. & Hart, S. R. 1993: Evidence fór hotspot-related carbonatite metasomatism in the oceanic upper mantle. — Natúré 365,221-227. Ionov, D. A., Dupuy, C., O’Reilly, S. Y., Kopylova, M. G. & Genshaft, Y. S. 1993: Carbonated peridotite xenoliths from Spitsbergen: implications fór trace element signature of mantle carbonate metasomatism. — Earth and Planetary Science Letters 119, 283-297. Ionov, D. A., Hofmann, A. W. & Shimizu, N. 1994: Metasomatism-induced Melting in Mantle Xenoliths from Mongólia. — Journal of Petrology 35/3, 753-785. Ionov, D. A, Mukasa, S. B. & Bodinier, J-L. 2002: Sr-Nd-Pb isotopic compositions of peridotite xenoliths from Spitsbergen: numerical modeling indicates Sr-Nd decoupling in the mantle by melt percolation metasomatism. — Journal of Petrology 43, 2261-2278. Kamenetsky, V. S., Crawford, A. J. & Meffre, S. 2001: Factors controlling chemistry of magmatic spinek An empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclusions fromprimitive rocks. — Journal of Petrology 42, 655-671. Kelemen, PB., Dick, H. J. B. & Quick, J. E. 1992: Formation of harzburgite by pervasive melt/rock reaction in the upper mantle. — Natúré 358, 635-644. Lenoir, X., Garrido, C. J., Bodinier, J-L., Dautria, J-M. & Gervilla, F. 2001: The recrystallization front of the Ronda peridotite: evidence fór melting and thermal erosion of subcontinental lithospheric mantle beneath the Alboran Basin. — Journal of Petrology 42, 141-158. McDonough, W. F. & McCulloch, M. T. 1987: The southeast Australian lithospheric mantle: isotopic and geochemical constraints on its growth and evolution. — Earth and Planetary Science Letters 86,327-340. Menzies, M. 1983: Mantle ultramafic xenoliths in alkaline magmas: evidence fór mantle heterogeneity modified by magmatic activity. — In: Hawkesworth, C. J. & Norry, M. J. (ed.): Continental Basalts and Mantle xenoliths. pp. 92-110 Cheshire, Engl. Shiva, 272 p. Mercier, J-C. C. & Nicolas, A. 1975: Textures and fabrics of upper mantle peridotites as illustrated by basalt xenoliths. — Journal of Petrology 16,454—487. 280 Embey-Isztin Antal és Dobosi Gábor: Poikilites és mozaikos peridotitxenolitok eredete és jelentősége a Pannon-medence nyugati részén Navon, O. & Stolper, E. 1987: Geochemical consequence of melt percolation: the upper mantle as a chromatographic column. — Journal ofGeology 95 , 285-307. Nickel, K. G. & Green, D. H. 1984: The natúré of the uppermost mantle beneath Victoria, Australia as deduced from ultramafic xenoliths. — In: Kornprobst, J. (ed.). Kimberlites II: The Mantle and Crust-Mantle Relationships. 161-78. Piccardo, G. B., Zanetti, A. & Müntener, O. 2007: Melt/peridotite interaction in the Southern Lanzo peridotite: Field, textúrái and geochemical evidence. — Lithos 94 , 181-209. Rosenbaum, J. M., Wilson, M. & Downes, H. 1997: Multiple enrichment of the Carpathian-Pannonian mantle: Pb-Sr-Nd isotope and trace element constraints. — Journal ofGeophysical Research 102 , 14947-14961. Royden, L. H., Horváth, F., Nagymarosy, A. & Stegena, L. 1983: Evolution of the Pannonian hasin system: 2. Subsidence and thermal history. — Tectonics 2 , 91-137. Rudnick, R. L., McDonough, W. F. & Chappell, B. W. 1993: Carbonatite metasomatismin the northern Tanzánián mantle: petrographic and geochemical characteristics. — Earth andPlanetary Science Letters 114 , 463-476. Salters, V. J.M., Hart, S. R. & Pantó, Gy. 1988: Origin of laté Cenozoic volcanic rocks of the Carpathian Arc, Hungary. — In: Horváth F. & Royden L. H. (eds): The Pannonian Basin. AAPGMemoir45, 279-92. Stacey, J. S. & Kramers, J. D. 1975: Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. — Earth and Planetary Science Letters 26 , 207-221. Stosch, H. G. & Seck, H. A. 1980: Geochemistry and mineralogy of two spinéi peridotite suites from Dreiser Weiher, West Germany. — Geochimica et CosmochimicaActa 44 , 457-470. Stosch, H. G. & Lugmair, G. W. 1986: Trace element and Sr and Nd isotope geochemistry of peridotite xenoliths from the Eifel (West Germany) and their bearing on the evolution of the subcontinental lithosphere. — Earth and Planetary Science Letters 80 , 281-298. Sun, S. S. & McDonough, W. E. 1989: Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications fór mantle composition and processes. — In: Saunders, A. D. & Norry, M. J. Magmatism in the Óceán Basins. — Geological Society Special Publication 42 , 313-345. Szabó, Cs., Vaselli, O., Vannucci, R., Bottazzi, P, Ottolini, L., Coradossi, N. & Kubovics, I. 1995: Ultramafic xenoliths from the Little Hungárián Piain (Western Hungary): a petrologic and geochemical study. — Acta Vulcanologica 7 , 249-263. Szilárd J. 1974: A gyakorlati célú Eötvös-inga mérések mérési metódusának kifejlesztése - emlékezés dr. Pékár Dezsőre, az Eötvös Loránd Geofizikai Intézet első igazgatójára. — Magyar Geofizika 15 , 135-140. Van dér Wal, D. & Bodinier, J-L. 1996: Origin of the recrystallisation front in the Ronda peridotite by km-scale pervasive porous melts flow. — Contribution to Mineralogy and Petrology 122 , 387^-05. Varne, R. 1977 On the origin of spinéi lherzolite inclusions in basaltic rocks from Tasmania and elsewhere. — Journal of Petrology 18 , 1-23. Verniéres, J., Godard, M. & Bodinier, J-L. 1997: A plate model fór the simulation of trace element fractionation during partial melting and magma transport in the Earth’s upper mantle. — Journal ofGeophysical Research 102 , 24771-24784. Wiechert, U., Ionov, D. A., & Wedepohl, K. H. 1997: Spinéi peridotite xenoliths from the Atsagin-Dush volcano, Dariganga lava plateau, Mongólia: a record of partial melting and cryptic metasomatism in the upper mantle. — Contribution to Mineralogy and Petrology 126 , 345-364. Wilshire, H. G. & Shervais, J. W. 1975: A1 augite and Cr-diopside ultramafic xenoliths in basaltic rocks from the western United States. — Physics and Chemistry ofthe Earth 9 , 257-72. Yaxley, G. M., Crawford, A. J. & Green, D. H. 1991: Evidence of carbonatite metasomatism in spiné 1 petidotite xenoliths from western Victoria, Australia. — Earth and Planetary Science Letters 107 , 305-317. Yaxley, G.M., Green, D. H. & Kamenetsky, V. 1998: Carbonatite Metasomatism in the Southeastern Australian Lithosphere. — J Petrology 39 , 1917-1930. Xu, Y-G., Menzies, M. A., Bodinier, J.-L, Bedini, R. M., Vroon, P. & Mercier, J-C. C. 1998: Melt percolation and reaction a top a plume: evidence from the poikiloblastic peridotite xenoliths from Bőréé (Massif Central, Francé). — Contribution to Mineralogy and Petrology 132 , 65-84. Xu, Y-G., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F., Huang, X-L., Liu, Y. & Chen, X-M. 2003a: “Reactive” harzburgites from Huinan, NE China: Products of the lithosphere asthenosphere interaction during lithospheric thinning? — Geochimica et CosmochimicaActa 67 , 487-505. Xu, X., O’Reilly, S. Y., Griffin, W. L. & Zhou, X. 2003b: Enrichment of upper mantle peridotite: petrological, trace element and isotopic evidence in xenoliths from SE China. — Chemical Geology 198 , 163-188. Ying, J., Zhang, H., Kita, N. & Morishita Shimoda, Y. G. 2006: Natúré and evolution of Laté Cretaceous lithospheric mantle beneath the eastern North China Craton: Constraints from petrology and geochemistry of peridotitic xenoliths from Jünan, Shandong Province, China. — Earth and Planetary Science Letters 244 , 622-638. Zindler, A. & Hart, S. 1986: Chemical geodynamics. — Annual Review of Earth and Planetary Sciences 14 , 493-571. Kézirat beérkezett: 2010.10.20. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 281 I. tábla— Table I 1. Tipikus protogranuláris xenolit— Typical protogranularxenolith. 2 & 3. Durvaszemcsés poikilites peridotitxenolitok — Coarse poikilitic peridotite xenoliths. 4. Spinell és piroxén gazdag réteg poikilites xenolitban — A detail ofa spinéi andpyroxene rich layer in a poikilitic xenolith. 5. Viszonylag nagy idiomorf spinell zárványok olivinben— Relatively large idiomorph spinéi crystals included in olivine. 6. Tipikus mozaikos szövet— Typical mosaic texture. Jelmagyarázat: Cpx = clinopiroxén, 01 = olivin, Opx = ortopiroxén, Sp = spinell. - Legend: Cpx=clinopyroxene, 01=olivine, Opx=ortopyroxene, Sp=spinelle Faltam m ' J) -^7íHTi Qeoloíjfiá^ 1 ' ■' 141 / 3 , 283-291., Budapest, 2011 New Middle Miocéné Argyrotheca (Brachiopoda; Megathyrididae) species from the Central Paratethys Alfréd Dulai 1 , Michal Stachacz 2 Department of Palaeontology and Geology, Hungárián Natural History Museum, H-1431 Budapest, POB 137, Hungary, dulai@nhmus.hu 2 Institute of Geological Sciences, Jagiellonian University, ul. Oleandry 2a, 30-063, Kraków, Poland, michal.stachacz@uj.edu.pl Új középső-miocén Argyrotheca (Brachiopoda ; Megathyrididae) faj a Középső-Paratethyshől Összefoglalás A Középső-Paratethys miocén bentosz együtteseiben a brachiopodák általában alárendelt szerepet játszanak. A nagyméretű, szabad sze mm el is jól látható rhynchonellidákés terebratulidák elvétve fordulnak elő egy-egy lelőhelyen. A kisméretű, ún. mikromorf brachiopodák azonban helyenként feldúsulhatnak az iszapolási maradékokban. A Középső- Paratethys sekély tengeri mikromorf brachiopoda faunáiban uralkodó szerepet játszanak a Megathyrididae családba tartozó nemzetségek (. Megathiris, Argyrotheca, Joania ). Számos lelőhelyről ismerünk olyan brachiopoda együtteseket, ahol az Argyrotheca (illetve a belőle elkülönített Joania ) a domináns elem. A korábbi őslénytani irodalomban számos fajnévvel illették ezeket az alakokat, az utóbbi évtizedekben végzett revíziók eredményeképpen azonban többnyire csak két faj jelenlétét erősítették meg (A. cuneata és A. cordata; ez utóbbi lett a közelmúltban leírt Joania nemzetség típusfaja). A lengyelországi Szent Kereszt-hegység déli előterében, a Szydlów község mellett kibukkanó alsó-badeni hetero- steginás homokból 2006-ban gyűjtött minták a kis mennyiségben előforduló Joania cordata, Megathiris detruncata, Platidia anomioides és Discinisca sp. fajok mellett igen nagy számban tartalmazták egy új fajba sorolható Argyrotheca példányait. Nem sokkal később ugyanez a faj került elő a leideni Naturális Biodiverzitás Központ középső-paratethysi miocén anyagában. Az irodalom tanulmányozása során kiderült, hogy lengyel szerzők már többször is ábrázolták ezt a formát, tévesen azonosítva a recens földközi-tengeri Argyrotheca cistellula fajjal. Jelen cikk a saját gyűjtésű szydlówi, valamint a leideni NCB Naturális és a varsói Muzeum Ziemi gyűjteményi anyagainak vizsgálata alapján új fajként írja le az Argyrotheca bitnerae n. sp. fajt. Az eddig rendelkezésre álló adatok alapján elterjedése a Középső-Paratethys északi részére korlátozódott. Tárgyszavak: Brachiopoda, Argyrotheca, új faj, középső-miocén, badeni, Középső-Paratethys, Lengyelország Abstract The shallow water micromorphic brachiopod assemblages of the Central Paratethys are generally dominated by members of the family Megathyrididae ( Megathiris, Argyrotheca, Joania ). Several localities are recorded in the literature which are characterized by the dominance of Argyrotheca (and alsó of Joania, which has recently been differentiated from Argyrotheca). In earlier papers published in Central Europe, several names were used fór these forms. However, after careful revisions over recent decades, only two species have been confirmed in the Badenian (Middle Miocéné) of the Central Paratethys: A. cuneata and A. cordata; the latter is now regarded as the type-species of the recently recognised Joania. Somé samples collected in 2006 from the Lower Badenian Heterostegina Sand on the Southern slopes of the Holy Cross Mts (near Szydlów, Poland) yielded an abundant and new Argyrotheca species (together with somé Joania cordata, Megathiris detruncata, Platidia anomioides and Discinisca sp.). Later, somé specimens of the same form were found in the Middle Miocéné Central Paratethyan samples of the Netherlands Centre fór Biodiversity (NCB) Naturális in Leiden (the Netherlands). This form had already been illustrated in earlier papers by somé Polish authors. However, it was erroneously confused with the Recent Mediterranean Argyrotheca cistellula. In this paper Argyrotheca bitnerae n. sp. is described on the basis of the newly collected Szydlów assemblage, the limited matériái of the NCB Naturális, as well as the revision of somé larger collections in the Muzeum Ziemi (Warsaw), which were described by the laté Ewa Popiel- Barczyk. According to the known data, palaeogeographic distribution of Argyrotheca bitnerae n. sp. is limited to the northern part of the Central Paratethys. Keywords: Brachiopoda, Argyrotheca, new species, Middle Miocéné, Badenian, Central Paratethys, Poland 284 Alfréd Dulai & Michal Stachacz: New Middle Miocéné Argyrotheca species from the Central Paratethys Introduction The Paratethys was an epicontinental sea that developed as a relict of the ancient Tethys Óceán. It consisted of a series of basins, which were intermittently connected to the Medi- terranean and the Indo-Pacific (Rögl 1998, Meulenkamp & Sissingh 2003). The area ranging from the present-day Austria to Poland and Románia is called the Central Paratethys. The Badenian is a régiónál stage used as a reference in the Central Paratethys fór part of the Middle Miocéné (Langhian to Middle Serravallian) (Papp et al. 1978, Nagymarosy & Müller 1988). The Badenian sedimentation of the Central Paratethys comprises a mixed siliciclastic-carbonate type. Most of the surface outcrops represent shallow water deposits, while deeper water formations are known mainly from drill cores. Brachiopods are minor components of the Central Paratethyan Badenian benthic assemblages. Large-sized terebratulides and rhynchonellides are generally rare, bút the small-sized, so-called micromorphic forms are sometimes more common in the washed residues. Members of the family Megathyrididae (. Megathiris, Argyrotheca, Joania ) are generally dominant in the Miocéné shallow water brachiopod faunas, similarly to Recent Mediterranean assemblages (Logan 1979; Logan et al. 2004). Megathiris and Argyrotheca are two “old” genera of the family; Joania was proposed recently by Alvarez et al. (2008b) fór those Argyrotheca, which differ in their aduit crural development, narrow hinge line, prominent Cardinal process, characteristic dorsal médián septum and their tuberculate radial ridges (which terminate anteriorly in tubercles). The micromorphic megathyrid brachiopod genera Argyrotheca and Joania are nowadays recognized as having a worldwide distribution with 26 living species (Hiller et al. 2008, Simon 2010). The highest diversity can be observed in the Caribbean and European seas (Cooper 1977, Logan 2007). These genera have alsó been discovered in the tropical areas of the Atlantic, the Pacific and Indián Oceans; however, they seem to be missing in Arctic and Antarctic waters (Hiller et al. 2008, Fig. 1). Fossil Argyrotheca species are known from the Laté Cretaceous (Lee et al. 2006) and they alsó have a worldwide distribution. Joania is known to have been present since the Eocéné (Simon 2010). According to Hiller et al. (2008), until now, more than 45 fossil Argyrotheca (and Joania ) species have been described from different palaeo- geographic realms and different stratigraphic levels. Búik samples of shallow water Central Paratethyan sediments yieldedrich Argyrotheca (and Joania) assemblages at several localities. In the earlier papers the names of several species were used fór these forms. Matyasovszky (1880) described four new Argiope species from Southern Hungary (A. baanensis, A. hofmanni, A. baranyaense, A. boeckhi) bút later these were neglected by subsequent authors. Unfortunately, this matériái was nőt found in the collection of the Hungárián Geological Institute. However, on the basis of the descriptions and the figures, they are identical with Joania cordata (Risso), Argyrotheca cuneata (Risso) and Megathiris detruncata (Gmelin). Dreger (1889) mentioned A. neapolitana (Scacchi), A. squamata (Eichwald) and A. interponens (Dreger) from the Miocéné of the Vienna Basin. Friedberg (1921) described A. squamata, A. neapolitana, A. dertomutinensis (Sacco) and A. zboroviensis (Friedberg) from the Ukrainian Miocéné. Meznerics (1944) found A. neopolitana, A. subcordata (Boettger), A. subcuneata (Boettger), A. squamata and A. cistellula (Wood) in the Hungárián Miocéné (including Transylvanian localities). Barczyk & Popiel-Barczyk (1977) identified four Argyrotheca species in the Middle Miocéné of the Korytnica Basin (A. cistellula, A. subcordata, A.2 squamata and A. sp.). The Miocéné brachiopod fauna of Románia was summarized by Bárbulescu & Rado (1984) and they illustrated A. cistellula, A. squamata, A. subcordata and A. subcuneata from different localities. However, on the basis of careful revisions during the last two decades, only two Argyrotheca species were confirmed in the Miocéné deposits of the Central Paratethys (A. cuneata and A. cordata ). These were found in the silty facies of the Nowy Sqcz Basin (Bitner & Kaim 2004). The same two species are dominant in Lychów, Radmanówka and Zdziechowice (Roztocze Hills, Poland; Bitner 1990), in Niechobrz (south-eastern Poland; Bitner & Pisera 2000), in Bivolare and Ohrid (Bulgária; Bitner 1993), as well as in Bánd (Bakony Mts, Hungary; Dulai 2007). Localities and the studied matériái J. Szydlów (new collection, deposited in the Hungárián Natural History Museum, Budapest) Middle Miocéné sediments can be found between Szydlów and Brzeziny (on the Southern slopes of the Holy Cross Mountains, Poland) (Stachacz 2007). In the studied outcrop ( Figure 1 ) the Pinczów Beds are developed as Figure 1. Location of the Szydlów locality along the Southern slopes of the Holy Cross Mts (modified after Stachacz 2007) 1. ábra. A Szent Kereszt-hegység déli lejtőjén lévő Szydlów lelőhely helyzete (módosítva Stachacz 2007 nyomán ) Legend: Ou tcrops Q[ old time kiln * analysed outcrop Földtani Közlöny 141/3 (2011) 285 Heterostegina sands with intercalations of red algal limestones. These sediments contain numerous fossils of foraminifers, bryozoans, bivalves, ostracods, echinoids, crustaceans and corallinacean red algae. Foraminifers ( Amphistegina , Heterostegina, Orbulina suturalis ) suggest an Early Badenian age fór the Pinczów Beds. Stachacz (2005a, b) alsó mentioned the presence of somé brachiopods in this locality in his MSc thesis ( Terebratula styriaca, Argyrotheca subcordata ). In September 2006 the authors went to visit the outcrop and four samples (1.5-1.5 kg each) were collected; the washed residues were checked to see if any micromorphic brachiopods were present (.Figure 2). These samples yielded the following brachiopod Figure 2. Section of the Lower Badenian Heterostegina Sand with algal limestone intercalations at Szydlów. Numbers indicate the location of washed and studied samples 2. ábra. Az alsó-badeni heterosteginás homok szelvénye algás mészkő betelepüléssel Szydlównál. A számok jelzik a begyűjtött és leiszapolt minták helyzetét fauna (numbers of specimens; abbreviations: fr = fragments, C = complete specimens, V = ventral valves, D = dorsal valves): 2. Korytnica and Wqjglin, Netherlands Centre fór Biodiversity Naturális, Leiden (the Netherlands) Alfréd Dulai visited the NCB Naturális in February 2008 within the framework of a European Union’s Synthesys project to check the Neogene brachiopods in the Leiden collections. Among many other brachiopods, a rich fauna was found írom the Middle Miocéné of the Central Paratethys, collected by Arié W. Janssen, former curator of the NCB Naturális. There were more than 1400 (partly fragmentary) brachiopod specimens representing 9 species of 7 genera (Dulai submitted). Within this matériái the new Argyrotheca species was alsó found írom two Polish localities: Korytnica: Argyrotheca bitnerae n. sp. (5C) W^glin: Argyrotheca bitnerae n. sp. (2D) 3. Different localities, Museum ofthe Earth ofthe Polish Academy of Sciences (Muzeum Ziemi, PAN), Warsaw (Poland) During the course of checking carefully earlier papers on the subject of brachiopods it became clear that the same form had already been written about in Poland by Barczyk & Popiel-Barczyk (1977), Jakubowski & Musial (1979), Popiel-Barczyk & Barczyk (1990) and Popiel-Barczyk (1996); however, they erroneously identified this form as Argyrotheca cistellula. The bilateral cooperation between the Hungárián Academy of Sciences and the Polish Academy of Sciences made it possible fór Alfréd Dulai to study the laté Ewa Popiel-Barczyk’s materials in the Muzeum Ziemi. Within this collection the new Argyrotheca species was identified írom the following localities: Korytnica: Argyrotheca bitnerae n. sp. (2C, 8V, 6D) Mogila: Argyrotheca bitnerae n. sp. (2C) Celiny: Argyrotheca bitnerae n. sp. (10C, 3V, 5D) Szczaworyz: Argyrotheca bitnerae n. sp. (128C, 2V, 4D) Busko-Welecz: Argyrotheca bitnerae n. sp. (20C, 2V, 2D) Pinczów: Argyrotheca bitnerae n. sp. (454C, 13V, 10D) Sample 1 (lower part of the section) Discinisca sp. (lfr) Joania cordata (Risso) (16C, 3V, 2D) Argyrotheca bitnerae n. sp. (120C, 18V, 11D) Sample 2 (below the limestone intercalation) Discinisca sp. (3fr) Joania cordata (Risso) (23C, 8V, 3D) Argyrotheca bitnerae n. sp. (198C, 34V, 31D) Sample 3 (above the limestone intercalation) Discinisca sp. (9fr) Megathiris detruncata (Gmelin) (3C) Platidia anomioides (Scacchi & Philippi) juv. (3C) Joania cordata (Risso) (49C, 5V, 12D) Argyrotheca bitnerae n. sp. (520C, 42V, 39D) Sample 4 (upper part, just below the soil level) Discinisca sp. (lfr) Joania cordata (Risso) (7C) Argyrotheca bitnerae n. sp. (140C, 9V, 13D) Systematic palaeontology (A. Dulai) Phylum Brachiopoda Duméril, 1806 Subphylum Rhynchonelliformea Williams, Carlson, Brunton, Holmer & Popov, 1996 Class Rhynchonellata Williams, Carlson, Brunton, Holmer, & Popov, 1996 Order Terebratulida Waagen, 1883 Suborder Terebratellidina Muir-Wood, 1955 Superfamily Megathyridoidea Dall, 1870 Family Megathyrididae Dall, 1870 Genus Argyrotheca Dall, 1900 Argyrotheca bitnerae n. sp. (Figure 3:1-11, Figure 4:1-6 ) 1977 Argyrotheca cistellula (S. Wood, 1841) - Barczyk & Popiel- Barczyk, pp. 161-162, Pl. 1, Figs 1-3. 286 Alfréd Dulai & Michal Stachacz: New Middle Miocéné Argyrotheca species from the Central Paratethys 1979 Argyrotheca cf. cistellula (S. Wood, 1841) - Jakubowski & Musial, p. 50, pl. 1, Figs 10-13. 1990 Argyrotheca cistellula (S. Wood, 1841) - Popiel-Barczyk & Barczyk, pp. 172-173, Pl. 2, figs 11,13. 1996 Argyrotheca cistellula (S. Wood, 1841) - Popiel-Barczyk, p. 659, pl. 158, figs 1-3. Holotype: PÁL 2011.1.1. (Hungárián Natural History Museum, Budapest [HNHM]) {Figure 3:1 ) Paratypes: PÁL 2011.2.1. - PÁL 2011.3.1 (HNHM, Bu¬ dapest); RGM 607.738 - RGM 607.741 (Netherlands Centre fór Biodiversity Naturális, Leiden); MZ Bra-1601, 1603a, 1604a, 1208/4, 1208/7 (Muzeum Ziemi, Warsaw [MZ]) (Figure 3: 2-11, Figure 4:1-6). Type horizont Lower Badenian sands and clays (Hetero- stegina Sand, Korytnica Clay). Type locality: Szydlów, Poland. Etymology: in honour of dr Maria Aleksandra Bitner, Polish brachiopod speciálist. Diagnosis: Argyrotheca of very small size, subtrian- gular in outline. Prominent, high and acute beak. Short and slightly arched hinge line and large subtrigonal hypothyrid foramen. Thin, disjunct deltidial plates and narrow inter- areas. Dorsibiconvex, smooth and punctate shells. Recti- marginate anterior commissure. Short bút wide subtrape- zoidal oblique teeth. Wide and tall pedicle collar. Short and deep oblique sockets and slender socket ridges. Very high dorsal médián septum, triangular in profile with 2-3 slight serrations. Materiül: Szydlów (978C, 103V, 94D; HNHM); Korytnica (5C, NCB Naturális; IC, 8V, 6D, MZ), W^glin (2D, NCB Naturális); Mogila (2C, MZ); Celiny (10C, 3V, 5D, MZ); Szczaworyz (128C, 2V, 4D, MZ); Busko-Welecz Figure 3 .Argyrotheca bitnerae n. sp. Outer morphological characters 1 - Dorsal view, Szydlów, HNHM, Budapest, holotype (PÁL 2011.1.1.), ><20; 2 - Dorsal view, Szydlów, HNHM, Budapest, paratype (PÁL 2011.2.1.), x 20; 3 - Dorsal view, Korytnica5, NCB Naturális, Leiden, paratype (RGM 607.738), x 20; 4 - Dorsal view, Korytnica5, NCB Naturális, Leiden, paratype (RGM 607.739), x 20; 5 - Dorsal view, Busko, Muzeum Ziemi, Warsaw, paratype (MZ Bra-1603a), x 20; 6 - Dorsal view, Szydlów, HNHM, Budapest, paratype (PÁL 2011.3.1.), x 20; 7 - Dorsal view, Busko, Muzeum Ziemi, Warsaw, paratype (MZ Bra-1603a), x 20; 8 - Lateral view, Szczaworyz, Muzeum Ziemi, Warsaw, paratype (MZ Bra-1604a), x 20; 9 - Ventral view, Szczaworyz, Muzeum Ziemi, Warsaw, paratype (MZ Bra-1604a), x 20; 10 - Ventral view, Korytnica5, NCB Naturális, Leiden, paratype (RGM 607.740), x 20; 11 - Ventral view, Szczaworyz, Muzeum Ziemi, Warsaw, paratype (MZ Bra-1604a), x 20 Földtani Közlöny 141/3 (2011) 287 (20C, 2V, 2D, MZ); Pinczów (454C, 13V, 10D, MZ) (altogether 1853 specimens). Size (mm; 50 randomly selected specimens from Szczaworyz, Muzeum Ziemi, Bra-1604/a): Lollii Widlh l.oi"ih Widih Widih í.-L'Tl Lí ifi Widlh Í.LUj'lh Widlh 2.4 2.3 1.9 Ló 1.4 1.2 2.1 1.9 2.Ú 1.7 2.5 2,3 2,0 IJ 7.1 1.7 1.8 1.5 1,6 1,4 14 2.0 Ui 1.7 2.0 I.S 1.7 1.4 1.7 1.5 1.4 1.3 Ló 1.5 1.8 L5 2.1 ÍÜ 1.9 1.7 1,2 1,1 1.8 Ló 1.8 1.4 2.2 2.0 15 L,1 2.K 2.0 1.4 1.2 1.8 1.5 2.2 1.8 1.5 1.2 2.0 1.8 2.1 2.0 1.9 Ló Í.5 1.3 1.2 1.0 2,2 2,0 2,0 L8 1.6 1.3 2.1 2.0 1.3 1.1 2.2 21 2.0 1.9 1.8 1.7 1.7 1.4 1.1 1.0 Description: External characters: Small and thin shells (maximum observed length is 2.9 mm), both valves densely punctate ( Figure 4: le). Dorsibiconvex, with the subpentagonal dorsal valve slightly inflated ( Figure 3: 8). Outline is dominantly subtriangular, rarely subcircular (.Figure 3: 5) bút always longer than the width. Maximum width is at the anterior third, while maximum thickness is at the mid-length to posterior third. The angle between the beakridges is about 70-80°. Prominent, high and acute beak truncated by large and wide subtriangular hypothyrid foramen flanked by very thin, disjunct deltidial plates and narrow interareas. Hinge line widely angled and slightly arched; its length is about two-thirds of the shell width. Shell surface smooth, ornamented only by somé weaker or stronger growth lines. Anterior commissure is rectimarginate; the lateral commissures are straight. Internál characters: Ventral valve interior with short bút wide oblique teeth, subtrapezoidal in outline ( Figures 4: la-b). Dental plates are lacking. Pedicle collar wide and rather tall with transverse growth lines (. Figure 4: 1b), supported by a low bút long ventral médián septum that extends to three-quarters of the shell length. Dorsal valve interior with short and deep oblique sockets and slender Socket ridges ( Figures 4: 4 and 5b). Medián septum very low posteriorly, becoming high at the mid-valve; subtriangular in profile; and the anterior side has 2-3 sligtht serrations {Figures 4: 6a-b). Anterior ends of descending branches jóin to the médián septum ( Figures 4: 5a, d). Notes: Argyrotheca is a common member of the shallow water brachiopod assemblages and accordingly several dozens of the species were deseribed both in fossil and Recent faunas (26 living, and more than 45 fossil species according to Hi ller et al. 2008 and Simon 2010). With respect to the Central Paratethyan Miocéné Megathyrididae brachiopods, Argyrotheca bitnerae n. sp. is externally slightly similar to Joania cordata; however it differs due to its subtrigonal outline, its very high beak, the absence of a médián sulcus on the dorsal valve and the lack of tubercles on the internál margin of both valves. Evén the smallest J. cordata have four tubercles situated at the internál anterior margin (Bitner 1990). Argyrotheca cuneata can be clearly distinguished from A. bitnerae n. sp. by its ribbed surface and its pentagonal outline. The Recent Mediterranean Argyrotheca cistellula (which has been mentioned from the Central Paratethys by somé authors) has no tubercles on its internál margins. However, it is smaller, transversely subrectangular or óvóid in outline with a short beak and straight hinge line. Its relatively short dorsal médián septum alsó has a different shape without serrations (see Logan 1979, Brunton & Curry 1979, Alvarez et al. 2008a). On the basis of the illustrated specimens, it is obvious that Barczyk & Popiel-Barczyk (1977), Jakubowski & Musial (1979), Popiel-Barczyk & Barczyk (1990) and Popiel-Barczyk (1996) erroneously identified the Polish A. bitnerae n. sp. specimens as A. cistellula. At the same time Bárbulescu & Rado (1984) used the species name cistellula fór a different form in Románia, which seems to be more similar to J. cordata. Based on an analysis of all the other fossil and Recent Argyrotheca species, most of the deseribed species can be excluded, given that their respective surfaces are more or less covered by weaker or stronger ribs. Therefore, in the following discussion only the smooth Argyrotheca species will be mentioned. The very small-sized, Laté Cretaceous A. popielae deseribed by Simon (1992) from Belgium, is smooth and subcircular to subtriangular, without any sulcus; in this way, externally it is similar to A. bitnerae n. sp. However, its outline is closer to subcircular and the punctation seems to be larger, while internally the triangular dorsal médián septum has a double-peaked appearence, and the teeth are strongly recurved and significantly higher. Although Johansen (1987) deseribed eleven Argyrotheca species, including smooth forms from the Danish Maastrichtian-Danian boundary section, all of these species are significantly different from A. bitnerae n. sp., in outline and partly alsó in shell surface ornamentation. A. altavillensis deseribed by de Morgan (1883) from the Eocéné of Francé, is a relatively large-sized, smooth and elongated triangular species, which possesses a small sulcus on both valves. The equibiconvex valves are fiat, without dorsal inflation. The dorsal médián septum is very long, reaching the anterior margin. A. puncticulata deseribed by Deshayes (1861) from the Eocéné of the Paris Basin, and later alsó recognized in the Belgian Eocéné by Vincent (1893) is a smooth and equibiconvex species, with a subcircular to subtrigonal outline. Compared with A. bitnerae n. sp., its beak is nőt so high, the foramen is smaller and the interareas are wider. According to Vincent (1893) A. puncticulata is synonymous with A. parisiensis deseribed by de Morgan (1883). A. saltmountainensis deseribed by Toulmin (1940) from the Early Eocéné of Alabama is small and smooth to poorly costate. However, its outline is quadrate to subcircular, the dorsal valve is semicircular, and the hinge is nearly equal to its maximum width. In contrast to A. bitnerae n. sp., its interareas are wider than the foramen. A. akymatophora from the Middle Eocéné of Texas is much larger, differently shaped with strong growth lines, and it has a well-developed 288 Alfréd Dulai & Michal Stachacz: New Middle Miocéné Argyrotheca species from the Central Paratethys Földtani Közlöny 141/3 (2011) 289 296 Kell Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U -Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata napvilágot az elmúlt évtizedben (Leél-Őssy Sz. 1995, 1997; Leél-Őssy & Surányi 2003) és a vizsgálatok a területen napjainkban is folytatódnak (Szanyi et al. 2009), a budai termálkarsztot érintő hidrogeológiai kutatásokkal együtt (pl. Erőss & Mádl-Szőnyi 2007). Jelen tanulmány a Budai-hegység területén 169 m és 240 m tengerszint feletti magasságok közt elhelyezkedő 11 rózsadombi travertínó-előfordulás képződményein végzett szedimentológiai, stabilizotóp-geokémiai, valamint U-Th- sorozatos kormeghatározások eredményeit közli. A geo¬ kémiai vizsgálatok elsősorban a genetikai kérdések meg¬ válaszolásában segítettek, míg a radiometrikus korvizs¬ gálatok fontos új adatokkal járultak hozzá a Budai-hegység geológiájához, paleohidrogeológiájához, tektonikai folya¬ matainak (pl. kiemelkedés) rekonstrukciójához, valamint a Duna-völgy fejlődésének, a folyó bevágódásának és a folyóteraszok kialakulásának megismeréséhez. Földtani háttér A Rózsadomb a Hármashatár-hegy csoporthoz tartozik és a Duna jobb partján, a folyóhoz közel helyezkedik el. Területén számos barlang fordul elő a térség sajátos kőzettani, tektonikai és vízföldtani viszonyainak köszön¬ hetően. A felszínen lösz, lej tő törmelék, travertínó, agyag, márga, eocén mészkő és triász dolomit található (2. ábra). A legidősebb kőzetek az 1000-1500 m vastagságot is elérő felső-triász, karni-nori Fődolomit Formáció és a mészkőből és dolomitból álló, helyenként az 50-200 m vastagságot is elérő karni-nori-rhaeti korszakban intraplatform meden¬ cékben képződött Mátyáshegyi Formáció (Schafarzik & Vendl 1929, Wein 1977, Feél-Őssy Sz. 1995, Haas 2002). A területen a Mátyáshegyi Formáció Sashegyi Dolomit Tagozata is megtalálható (Esteban et al. 2009). A Fő¬ dolomitban ritkán fordulnak elő barlangok, míg a tűzköves Mátyáshegyi Mészkő tagozat jól karsztosodik (Feél-Őssy Sz. 1995). A triász alaphegységre több mint 160 millió éves üledékhézagot követően települnek a paleogén és negyedidőszaki képződmények. Jura és kréta üledékek a főváros területén mélyült fúrásokból sem ismertek (Wein 1977). A Budai-hegység területe a középső-eocén elején biztosan és talán a késő-kréta elején is szárazulat volt, amit a szárazföldi mállástermékek (bauxitindikációk) előfordu¬ lása is bizonyít. A feldarabolódott triász kőzetek magasra emelt tömbjei ekkor karsztosodhattak (pl. Róka-hegy). A késő-krétában rövid időre visszatérhetett a tenger, melyet Átlagos vastagság és kor Avamge thickmss Zinrí ágé 5—10 m 5-20 m Q S 0-5 0 0 OI, nnax. lOOm OI 1 50-200 40-80 m E, 5-10 m E, 1000-2500m T, 50-200 L i,í, —v .ti -ily;- TTT 1 T a: H o > - O^Q Q Jl A törmelék scree édesvízi mészkő fr&shwat&r lim&stone Kiscelli Agyag Formáció Kiscei! Clay Formáljon Tardi Agyag Formáció Tárd Clay Formádon Budai Márga Formáció Buda Mart Formádon Szépvölgyi Mészkő Formáció Szépvölgy Umestone Format/on báziskűnglomerátum és breccsa basa! Congbmerate and breccia Födolomit Formáció ■ Main Dolomité Formádon Mátyáshegyi Formáció Mátyáshegy Umestone Faimation ko n ko rdáns te I e pü lés concordanca eróziós d i sz korda n c i a 9füsional discofőance 4 TL összefo gázóriás interöigitation barlangijáratok csvQpassagos 2. ábra. A rózsadomb elvi rétegsora (Leél-Őssy & Surányi 2003 alapján, módosítva) Figure 2. Litostratigmphic column of the Rózsadomb area (modified after Leél-Őssy and Surányi 2003) Földtani Közlöny 141/3 (2011) 297 átülepített nannoplankton és plankton foraminifera fosszüiák bizonyítanak (Nádor 1991). Az eocén tenger a Budai-hegységet ÉNy felől érte el és az eocén üledékek már a triász dolomit és mészkő rétegeire rakódtak rá. Jelentősebb üledékképződés csak az késő¬ eocénben, a priabonai korszakban kezdődő transzgresszió nyomán indult meg (Wein 1977). A késő-eocén transz¬ gresszió első összlete egy néhány méter vastagságú alapkonglomerátum és breccsa, amely felszíni előfordu¬ lásokban (pl. a Látó-hegy előterében, a Balogh-sziklánál), valamint barlangokban (pl. Zöldmáli-barlang) egyaránt tanulmányozható (Magyari 1995, Leél-Őssy & Surányi 2003). Erre a néhány 10 méter vastag platform vagy rámpa eredetű felső-eocén lithotamniumos-nummuliteszes, disco- cyclinás Szépvölgyi Mészkő Formáció települ, és benne alakult ki a Rózsadomb barlangjainak nagy része. A késő¬ eocénben a tenger a Gellért-hegy és Budaörs térségét is elborította és üledékei szinte az egész hegységben meg¬ találhatóak (Juhász 1987). A középső-eocéntől a kora¬ miocénig a Budai-hegységben két üledékképződési kör¬ nyezet különült el. Az ÉK-DNy csapású Budai-vonaltól Ny-ra a kora-oligocénben szárazföldi lepusztulás zajlott („infraoligocén denudáció”), míg tőle K-re, anoxikus környezetben a Tardi Agyag Formáció rakódott le. A Tardi Agyag fokozatos átmenettel fejlődik ki a Budai Márgából. A Rózsadomb területén a Szépvölgyi Mészkő Formᬠciót a felső-eocén-alsó-oligocén Budai Márga fedi és jórészt ez utóbbi kőzettípus található meg a felszínen, főként a Budai-hegység középső és K-i részén, a Rózsadomb térségében (Feél-Őssy Sz. 1995). A Várhegy fő tömege is Budai Márgából épül fel, de megtalálható ez a kőzet a Gellért-hegyen, a Sas-hegyen, a János-hegyen és a Rózsa¬ dombon is, helyenként elkovásodva. Annak ellenére, hogy a jelentős agyagtartalmú márga karsztosodásra kevésbé hajlamos, mégis számos barlang (pl. József-hegyi II. barlang) alakult ki benne. A márga alsó részét bryozoás márgának is nevezik, amelyben közbetelepülésként allodapikus mészkő és szingenetikus vulkanizmushoz kapcsolódó tufarétegek találhatók (Báldi 1983, Varga 1985). Az oligocénban jöttek létre a többnyire ÉNy-DK csa¬ pásirányú táguló törésrendszerek (pl. Ördög-árok, Soly¬ mári-árok, pilisvörösvári törések övezete) (Juhász 1987). A késő-kiscelli transzgresszió átcsapott a Budai-vonalon (Tari et al. 1993). Nyugaton (Kevélyek, Pilisvörösvári- medence, Hárs-hegy, Vadaskert) a sekélytengeri, maximᬠlisan 100 m vastagságú Hárshegyi Homokkő, keleten a mély vízi, de már nem anoxikus fáciesű, több 100 m vastag Kiscelli Agyag a rétegsor következő képződménye (Nagymarosy & Báldi-Beke 1988). Az oligocén képződ¬ ményekre a már említett euxin fáciesű Tardi Agyag Formáció pelágikus üledékei települnek, amelyre a Kiscelli Agyag Formáció képződményei következnek. A Kiscelli Agyag átlagos vastagsága a főváros területén 500 m, de mélyfúrások 800 m vastagságban harántolták a Pesti-síkság alatt. A Kiscelli Agyagot Horusitzky (1935) és Wein (1977) is említette a Rózsadombról. Az eocén és oligocén rétegek együttes vastagsága elérheti a 700 métert. A Kiscelli Agyag fölött a Törökbálinti Homokkő, a Hárshegyi Homokkő felett a Mányi Formáció települ. Mindkettő homokkő-, aleurolit-, és agyagrétegek váltakozásából áll. A Hárshegyi Homokkő keleti irányban a Szécsényi Slírrel, a Mányi Formáció nyugati irányban a folyóvízi és ártéri eredetű Csatkai Formációval fogazódik össze, amelynek vastagsága megközelíti az 1000 m-t. A kora-miocéntől kezdve a Budai-hegység területe szárazulat volt (Jámbor 1968), míg a pesti oldalt az Alföld nagy részével együtt trópusi, szubtrópusi tenger borította. A Budai-hegység K-i és Ny-i oldalán egyaránt kialakultak üledékgyűjtő medencék, ám még a Pannon-tó legnagyobb kiterjedésekor sem folyt itt számottevő üledékképződés (említendő esetleg az édesvízi kifejlődésű Nagyvázsonyi Mészkő, ami megtalálható például a Sváb-hegyen; Müller 1997). A miocén végére a tenger sótartalma lecsökkent, és a miocén végén képződött (szarmata) mészkövek általában likacsosak, durvaszeműek (pl. Tétényi-fennsík, Biatorbágy környéke, Budajenő stb.). A budai hegyvidék sziget, illetve félsziget jellege a pannon korszakban is megmaradt (Juhász 1987). Alsó-pannóniai rétegeket a Budai-hegység terüle¬ téről nem ismerünk (Wein 1977). A késő-pannóniai beltó dél felől öntötte el a Budai-hegység nagy részét, és egészen a Csiki-hegyek-Budaörsi-hegyek-Szabadság-hegy-Hűvös- völgy vonalig hatolt előre. A felső-pannóniai képződmé¬ nyek megtalálhatóak Zugligetben, a Kakukk-hegyen, a Budaörsi-hegyen, valamint a Széchenyi-, Szabadság- és Sváb-hegyen is. A felső-pannóniai képződmények lerakódását követően a pleisztocén elején a Budai-hegység kiemelkedett a neogén medencék környezetéből és kiemelt állapotban maradt a pleisztocénben is (Juhász 1987). Ekkor kezdett kialakulni a mai Budai-hegység (Wein 1977). A pleiszto¬ cénben több szakaszban történt gyors kiemelkedés a folyóteraszok magasságkülönbségei alapján, és a min¬ denkori erózióbázis szintjén travertínóösszletek képződtek (Scheuer & Sc hweitzer 1988), majd a würm idején megjelent a lösz és a hegyoldali lejtőtörmelék, amelyekre a Duna régi árterületeinek teraszüledékei (iszap és finom homok), valamint újabb, holocén travertínó összletek rakódtak le. A Rózsadomb jellegzetes képződményei a 169 m és 240 m tengerszint feletti magasság között elhelyezkedő traver- tínók ( 3 . ábra ) (Scheuer & Schweitzer 1988, Kele 2009), amelyek kivétel nélkül eocén, vagy oligocén képződ¬ ményeken (Budai Márga, Kiscelli Agyag) települnek, míg a fedőkőzet sok helyen hiányzik, vagy csak lejtőtörmelék borítja a mészkövet (Vermes & Scheuer 1969). A traver- tínók megnyugtató kormeghatározása mindezidáig nem történt meg, mivel a korábbi kormeghatározások elsősorban a tengerszint feletti települési magasságok szerint történtek. Schréter (1953) fiatalabb és idősebb travertínószinteket különített el a Budai-hegységben. A Rózsadombon és környékén előforduló mészkövek keletkezését eleinte a késő-pliocénre (Schréter 1953), majd később (Schréter 1958) a kora-pleisztocénre helyezte. 298 Ke le Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata 3. ábra. A Rózsadombi édesvízimészkő-előfordulások és barlangok elhelyezkedése (a térkép a Google, Tele Atlas internetes utcatérképének módosított változata). Abarlangok Leél-Őssy& Surányi (2003), míg az édesvízi mészkövekKELE (2009) alapján lettek feltüntetve Figure 3. Travertine occurences and caves on the Rózsadomb (the map is a modified version ofthe Google, Tele Atlas). The position of the caves was taken from Leél-Őssy& Surányi (2003), while the locations of the travertines are shown afterKELE(2009) Édesvízimészkő-előfordulások (travertine occurences ): Törökvész út (1), Törökvész lejtő (2), Lepke köz (3), Detrekő u. (4), Fillér u. (5), Bimbó út (6), Barsi u. (7), Bogár u. (8), Szemlő- hegy (9), Szőlészeti Kutatóintézet (10), Apostol u. (11). Mintázás és vizsgálati módszerek Jelen munka keretei között a Rózsadombon a Törökvész úton (1), a Törökvész lejtőn (2), a Lepke közben (3), a Detrekő (4) és Fillér utcánál (5), a Bimbó útnál (6), a Barsi utcánál (7), a Bogár utcánál (8), a Szemlő-hegy tetején (9), a Szőlészeti Kutatóintézetnél (10), valamint a Duna felőli oldalon az Apostol utcánál (11) mintáztuk a travertínót (/. táblázat). A terepbejárások alkalmával meghatároztuk az előfordulások GPS koordinátáit, tengerszint feletti tele¬ pülési magasságát, terepi szedimentológiai, geomorfológiai megfigyeléseket tettünk, és az egyes előfordulásokból megfelelő mennyiségű mintát (összesen 41 db) gyűjtöttünk a petrográfiai és geokémiai vizsgálatokhoz. Az U-Th mérésekre szánt minták begyűjtésekor különös figyelmet fordítottunk a minták tisztaságára, és az üde, fehér színű, kompakt, pórusokat nem tartalmazó mintákat részesítettük előnyben. Az összes feltárás fontosabb kőzettípusain végeztünk petrográfiai megfigyeléseket polírozott vékony- csiszolatokon optikai mikroszkóp segítségével. Erre azért is szükség volt, mivel az előfordulások többsége allochton tömbök, törmelékek formájában maradt fenn, ami a legtöbb esetben nem tette lehetővé a képződési környezet mor¬ fológia alapján történő rekonstrukcióját. A mintavétel módja hatással lehet a stabilizotópos elemzések eredményeire. A begyűjtött kőzetpéldányokból mikrofúróval történő mintázás a travertínók esetében nem célszerű, mivel ha kis mennyiségű mintát veszünk, nagyobb eséllyel mérhetjük a másodlagos karbonát összetételét, ami inhomogenitást okozhat egy adott mintán belül is a mért stabilizotópos összetételben, és így nem a kőzetre jellemző átlagos értéket kapjuk a mérések során. A másodlagos karbonát mennyisége a teljes kőzethez képest elenyésző, ezért jóval kisebb hibát okozunk, ha nagyobb mennyiségű kőzet porításával és homogenizálásával kapott mintán végzünk teljes kőzetelemzést. A vizsgált 11 rózsadombi Földtani Közlöny 141/3 (2011) 299 I. táblázat. A Rózsadomb travertínóinak stabilizotópos átlagértékei, radiometrikus kora, tengerszint feletti települési magassága és GPS koordinátái Table I. Stable isotopic composition, radiometric age, elevation level and GPS coordinates of travertines of the Rózsadomb Terület Előfordulás Ö ls 0-átlag [%>, V-PDB] 8 l8 0-átlag [%o, V-SMOW] 5 l3 C-átlag [%o, V-PDB] Kor ezer év h (Tszf.) m GPS koordináta Ördögárok völgye Törökvész út -16,9 13,5 2,4 241 N 47°31 539' EO 19°00 581' Törökvész lejtő -12,0 18,5 1,1 > 600 (?) 222 N 47°31 398’ EO 19°00 599' Lepke köz 12,0 18,5 0,7 183 N 47°31 251’ EO 19°00 284’ Fillér u. -15,0 15,4 1,3 224 N 47°31 045’ EO 19°00 716' Detrekő u. -15,4 15,1 1,4 227 N 47°31 070’ EO 19°00 778' Barsi u. -9,5 21,1 1,2 356 ± 24 174 N 47°30 924’ EO 19°00 739' Bogár u. -15,2 15,2 2,0 224 N 47°31 172’ EO 19°00 924' Bimbó út 12,6 17,9 1,9 367 ± 122 193 N 47°31 257’ EO 19°00 351' Szemlő-hegy, kilátó -15,8 14,7 2,1 225 N 47°31 428’ EO 19°01 644' Szőlészeti Kutatóintézet -11,7 18,9 1,3 346 ± 79 170 N 47°30 765’ EO 19°00 714' Duna völgye Apostol u. -11,3 19,3 1,6 347 + 64 169 N 47°31 131’ EO 19°02 014' travertínó előfordulás 36 db mintáján készült stabil szén- és oxigénizotópos elemzés az MTA Geokémiai Kutató- intézetének stabilizotópos laboratóriumában. A mérések részben Finnigan MÁT delta S, részben Finnigan delta Plus XP tömegspektrométerrel történtek. A Finnigan MÁT delta S tömegspektrométerrel történő szén- és oxigénizotópos elemzésekhez a karbonátminták feltárása (a porítást követően) külön feltáró rendszerben, vízmentes H 3 P0 4 -ban történt McCrea (1950) módszerével. A vákuumdesztillá- lással tisztított C0 2 gázt mintapalackokba fagyasztottuk, majd a tömegspektrométer segítségével meghatároztuk a 13 C és 12 C, ill. ls O és 16 0 izotópok arányát. A Finnigan delta Plus XP tömeg spektrométerrel történő mérések esetén a Spötl & Vennemann (2003) által leírt vivőgázas technikát alkalmaztuk. Az izotópos összetételt a hagyományos 8 értékkel fejezzük ki ezrelékben (%c) a V-PDB (S 13 C) és V- SMOW (S 18 0) sztenderdekhez viszonyítva. A reprodukál¬ hatóság mind a S 13 C, mind a 8 18 0 értékek esetében jobb volt, mint ±0,1 %c. Összesen 6 rózsadombi travertínófeltárás mintáin végeztünk 8 db U-Th-sorozatos kormeghatározást a tajvani National Taiwan University (NTU) Földtudományi Tanszékén (Tajpej, Tajvan). A minták kiválasztásánál előnyben részesítettük a szálban álló, tiszta, tömött, üde színű kőzeteket. Mindezek ellenére nem mindegyik minta volt alkalmas kormeghatározásra, elsősorban a minták Th¬ ai való szennyezettsége következtében, ami kihatással volt a mérések pontosságára is (7. táblázat). A mérési hiba nagysága a korok nagyságával párhuzamosan növekszik, így az idősebb minták kormeghatározása bizonytalanabb. Mivel a módszer felső mérési határa 600 ezer év, ezért az ennél idősebb minták mérése az U-Th-sorozatos kor¬ meghatározással nem volt lehetséges. A nagy pontosságú U-Th mérések „ultratiszta” laboratóriumi körülményeket igényelnek. A minták összetörése, tömegük lemérése, a kémiai előkészítés és maga a mérés is különböző tisztaságú laborokban történik. Az édesvízi mészkőminták U-Th- sorozatos kormeghatározáshoz való kémiai előkészítése „eláss- 10 000” geokémiai tisztaszobában történt. A kémiai előkészítés során 229 Th- 233 U- 236 U spike oldatot használtunk. Az U és a Th elkülönítése vassal való lecsapatással és anion¬ cserélő kromatográfiával történt. Az U-t és a Th-ot 1% HN0 3 + 0,005 N HF-ban oldottuk fel a mérések előtt (Shen et al. 2002). Az urán és tórium izotópos összetételt és 230 Th koradatokat Thermo Electron Neptune tömegspektro¬ méterrel, MC-ICPMS (Multi Collector — Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry) technika segítségével (Shen et al. 2002,2006,2008) határoztuk meg. Eredmények A szedimentológiai és petrográfiai vizsgálatok eredményei A Rózsadombon található nagyszámú travertínó- előfordulás arra enged következtetni, hogy a terület egykor súlyponti karsztvíz-kiáramlási terület volt. Az előfor¬ dulások többnyire törmelékes formában maradtak fenn (pl. Törökvész út, Lepke köz, Detrekő u., Fillér u., Barsi u., Bimbó út, Bogáru., Szőlészeti Kutatóintézet), így esetük¬ ben az üledékképződés környezetére csak a mikrofácies- vizsgálatok alapján lehet következtetni. Vékonycsiszolatok az egyes előfordulások legfontosabb fáciestípusait kép¬ viselő mintákból készültek. A szöveti leírások során főleg Folk (1959) és esetenként Dunham (1962) által elkülönített szöveti kategóriákat használtuk. A Törökvész úti előfordulás (257 m tszf.) 1-1,5 m-es tömbjeinek mészköve szürkésfehér színű, tömött, flóra- és faunamentes, mikrites-pelmikrites szövetű és feltehetően nyíltvízi tavi, esetleg völgyoldali környezetben képződ¬ hetett. A Törökvész lejtő előfordulása (249 m tszf.) egy 2x2x1 m-es, szálban álló mészkő tömb, ami morfológiája alapján ( 4. ábra, A) egy egykori forráskúp maradványa lehet. A tömbből gyűjtött minták (II. táblázat, 1-4. minta) vörösesbarnás színűek, tömöttek, mikrokristályosak, flóra- és faunamentesek, és pelmikrites szövetűek. A Lepke köz (183 m tszf.) 1,5-2 m-es tömbjei szürkésfehér és sárgás¬ barna színűek, kompaktak, helyenként pizoidos-onkoidos kifejlődésűek. A pizoidok mérete a mm-tői a több cm-ig 300 Kele Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata 4. ábra. A fontosabb rózsadombi édesvízimészkő-előfordulások terepi képei A) A Törökvész lejtő édesvízi mészkő kúpjának maradványa; B) Édesvízi mészkő a Detrekő u. és a Fillér u. találkozásánál; C) Édesvízimészkő-tömbök a Bimbó út 146. sz. ház kertjében; D) A Szemlő-hegyi kilátó alatt található édesvízimészkő-kúp maradványa; E) A Barsi u. mészkőtömbjei közvetlenül az út mellett; F) Az Apostol u. 15. szám alatti társasház kertjében található nagyméretű édesvízimészkő-tömbök Figure 4. Pictures of the most important travertine occurences of the Rózsadomb area A) Remnant of the Törökvész lejtő travertine spring cone; B) Travertine block at the Crossing point ofDetrekő and Fillér streets; C) Travertine blocks in the garden of Bimbó str. 146.; D) Travertine cone below the look-out tower ofthe Szemlő Hill;E) Travertine blocks along the Barsi str.; F) Large travertine blocks in the garden of Apostol str. 15 terjedhet. Az oopátitos szövetben szabálytalan onkoidos formák és szabályos onkoidok és pizoidok egyaránt meg¬ figyelhetőek (5. ábra, A, B). A Detrekő utcában (227 m tszf) és a Fillér utcában (224 m tszf) mintegy 25-30 m-es magasságot átfogóan 3 szintben bukkannak elő az édesvízi¬ mészkő-tömbök és -törmelékek, amelyek tömött, kompakt megjelenésűek. A Detrekő u. mészköve biopelmikrites szövetű, csigamaradványokat, valamint Characea termések és szárak metszeteit tartalmazó sekélyvízi tavi üledék (5. ábra, C ), míg a Fillér u. fehéresszürke mészköve flóra- és Földtani Közlöny 141/3 (2011) 301 II. táblázat. A Rózsadomb travertínóinak szén- és oxigénizotópos összetétele Table II. Stable carbon and oxygen isotopic composition of travertines of the Rózsadomb Teriid hlüíiirdulás Minta Minta 5 I! 0 ö' K 0 Ö IJ C neve száma jellege IV V-PDB1 IV V-SMOW1 rv V-PDBl Törökvész át 1 allochton tömb hí,9 13,5 2,4 1 szálban álló 10,7 19,8 3,2 2 szálban álló 12,2 18,3 2,3 Törökvész lejtő 3 szálban álló 14.1 16,3 2,2 4 szálban álló -12,7 17,9 2,4 5 allochtcm törmelék -11,0 19,5 -1,7 6 allochton törmelék -11,2 19,3 -1,8 1 alluditon törmelék 12,5 18,1 0,3 Lepke köz 2 aTodilon törmelék 12,3 18,3 0,8 3 alioclitou törmelék -11,4 19,2 1,2 Fillér ii. 1 a Hódítón törmelék -14,2 16,3 1,2 2 a Hódítón törmelék -15,9 14,6 1,4 1 allocthon tömb -15,2 15,2 1,8 2 allochton tömb 14,9 15,5 0,4 Delrekö u. 3 alluditon tömb - - - u 4 aUoclilon tömb 16,4 14,0 2,2 35 •.a 5 allochton tömb -14,9 15,6 1,4 1 alloctbon tömb - - - "ka 2 allochton tömb - - - o Barsi u. 3 alluditon tömb - - - 4 alluditon tömb 10,4 20,2 0,8 5 áUodilúü tömb 10,7 19,9 0,7 6 allochton tömb -13,0 17,5 2,2 Bogár u. 1 allochton törmelék -15,2 15,2 2,0 1 allűrt hon tömb - - - Bimbó uL 2 allűdilon tömb 12,3 18,2 2,0 3 állód Lón tömb 13,3 17,2 1,8 1 kibilleni 17,4 13,0 1,8 S/jcmlő-hcgy, ki Háló 2 3 szálban álló allochton tömb 17,4 -14.6 13,0 15,8 0,8 3,0 4 allochton tömb -13,7 16,8 2,7 l allűdilon törmelék ILI 19,5 OJ 2 alluditon törmelék 12,2 18,4 2,0 Szőlészeti Kutatóintézet 3 allochlcm törmelék 12,0 18,5 1,2 4 alloclitou törmelék -11,8 18,7 1,9 5 allochton törmelék -11,2 19,4 1,4 1 allocthon tömb -10,5 20,0 3,1 jáj 2 allochton tömb -11,2 19,3 1,1 Apostol u. 3 allochton tömb 1L7 18,9 2,9 3 o 4 allochton tömb 11,9 18,7 u 5 alludton tömb 11,2 19,4 0,0 faunamentes, pelmikrites, pelmikropátos szövetű és sztromatolitos bekérgezéseket is tartalmaz (5. ábra, D ). A Barsi utca (174 m tszf.) édesvízi mészköve szürkésfehér színű, tömött, mikrokristályos tömbökben fordul elő {4. ábra, E ). Szövete pelmikrites-intramikrites, helyenként mikropátos, másodlagos karbonátokat tartalmazó, fauna¬ mentes, néhol növényi szárra emlékeztető elemek fordulnak elő benne. A jelenlegi feltártsági viszonyok között az üledékképződési környezet nem rekonstruálható, de a területre jellemző forráskúpos képződés valószínűsíthető. A Bogár utca mentén (224 m tszf.) a travertínó törmelékes kőzetként, masszív, tömött kifejlődésben található meg. A Bimbó út 146. sz. ház kertjében (193 m tszf.) 1-1,5 m-es tömbökben fordul elő a szürkésfehér színű, tömött, helyenként finoman rétegzett mészkő ( 4 . ábra, C). Szövete pelmikrites-oomikrites, de ostracoda teknő, valamint a mikrobiális tevékenység nyomaként sztromatolitos, onko- idos formák is megfigyelhetőek benne (5. ábra, E). A Szemlő-hegy tetején (225 m tszf.) 1,5-2 méteres blokkokban, a kilátó alatt fordul elő a travertínó, amely morfológiája alapján egy egykori forráskúp maradványa lehet {4. ábra, D ). A kőzet szürkés színű, tömött, 302 Kele Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata Földtani Közlöny 141/3 (2011) 303 5. ábra. Mikroszkópos felvételek a Rózsadomb édesvízi mészköveinek legjellegzetesebb szövettípusairól A) és B) Oopátitos szövet a Lepke köz allochton édesvízimészkő-tömbjéből. A pizoidok és a változatos alakú onkoidok bakteriális tevékenységre és a víz mozgatottságára egyaránt utalhatnak. C) Csigamaradványokat, Characea terméseket és szárakat tartalmazó biopelmikrites szövet a Detrekő u. édesvízimészkő-blokkjából. D) Pelmikrites, pelmikropátos, flóra- és faunamentes, sztromatolitos bekérgezéseket is tartalmazó szövet a Fillér u. édesvízi mészkövéből. Pelmikrites-oomikrites szövet a Bimbó u. (E) és mikrites-pelmikrites szövet a Szemlő- hegy (F) édesvízi mészkövéből. G) Intramikrites-intrapátitos szövet a Szőlészeti Kutatóintézet egyik allochton édesvízimészkő-tömbjéből. H) Az Apostol út pelmikrites szövetű, ostracodákat is tartalmazó mészköve Figure 5. Photomicrographs of the most characteristic textures of travertines collectedfrom the Rózsadomb area A) and B) Oosparitic texturefrom the allochtonous travertine blocks of the Lepke köz. Thepisoids and oncoids could both referto bacterial activity and/or agitated water. QBiopelmicritic texture containing gastropoda remnants and crops and stems of Characea algae from the travertine block of Detrekő str. D) Pelmicritic, pelmicrosparitic, flóra and fauna-free texture containintg stromatolitic encrustation from the travertine of the Fillér str. E) Pelmicritic-oomicritic texture from the travertine of the Bimbó str. and micritic-pelmicritic texture from the Szemlő Hill travertine (F). G) Intramicritic-intrasparitic texture from an allochtonous travertine block of the Szőlészeti Kutatóintézet. H) Pelmicritic texture of large travertine blocks containing somé ostracodes collected at the Apostol str. mikrokristályos, flóra- és faunamentes, mikrites-pelmik¬ rites szövetű (5. ábra, F). A Szőlészeti Kutatóintézet közelében (170 m tszf.) részben törmelékként, részben szálban álló kőzetként, változatos kifejlődésben talál¬ hatunk travertínót. Jellemzőek a nagyméretű növényi ma¬ radványok, de a tömött, kompakt és vékonyrétegzett (intra¬ mikrites-intrapátitos szövetű) típus is előfordul (5. ábra, G ). A Rózsadomb Duna felé eső oldalán, az Apostol u. 15-17. sz. ház kertjében, 1-3 m-es tömbökben, törmelékes (esetenként szálban álló?) formában (4. ábra, F), 160 m tszf. magasságon fordul elő a masszív, tömött, pórus¬ mentes, pelmikrites szövetű, ostracodákat és apró növényi maradványokat tartalmazó mészkő, amely feltehetően tavi eredetű (5. ábra, H). A stabilizotóp-geokémiai vizsgálatok eredményei Mind all vizsgált előfordulás travertínóján készültek stabil szén- és oxigénizotópos elemzések (II. táblázat). A szénizotópos értékek -1,8 %o és +3,2%c (V-PDB) között, az oxigénizotópos értékek pedig +13,0 %c és +20,2 %c (V- SMOW) között, viszonylag tág tartományban váltakoz¬ nak. Az U-Th-sorozatos vizsgálatok eredményei Az U-Th-sorozatos vizsgálatok eredményei az I. táblᬠzatban találhatóak. Vizsgálataink alapján a Rózsadomb területét mintegy 350 ezer éve intenzív hévforrás tevé¬ kenységjellemezte, amit számos, korábban alsó-pleiszto¬ cénnek tartott édesvízimészkő-előfordulás bizonyít. A Rózsadomb Duna völgye felé néző részén található Apostol utcai feltárás (169 m tszf.) 347+64 ezer év korú. A Rózsadomb további (mérhető U és Th) koncentrációval rendelkező előfordulásai közé tartoznak a Barsi utca (174 m tszf., 356+24 ezer év), Bimbó út (193 m tszf., 367+122 ezer év) és a Szőlészeti Kutatóintézet (170 m tszf., 346+79 ezer év) travertínói. A szintén a Rózsadomb területéről származó Törökvész lejtő (222 m tszf.) és Detrekő utcai feltárás (227 m tszf.) kora nem volt mérhető, míg a Törökvész út (241 m tszf.), Lepke köz (183 m tszf), Fillér út (224 m tszf.), Bogár utca (224 m tszf.) allochton travertínótömbjeiből és -törmelékeiből, valamint a Szemlő-hegyi (Józsefhegyi út) travertínóból (225 m tszf.) nem készültek korvizsgálatok. Diszkusszió A rózsadombi édesvízi mészkövek kora és paleokörnyezeti rekonstrukciója A rózsadombi travertínó-előfordulások többségének paleokörnyezeti rekonstrukciója még korábban, kedvezőbb feltártsági viszonyok között készült el (Schréter 1953, Scheuer & Sc hweitzer 1988), ugyanakkor a képződ¬ mények részletes mikrofácies-vizsgálata, geokémiai elem¬ zése és radiometrikus kormeghatározása a mai napig nem történt meg, holott azok értékes információkkal egészít¬ hetik ki a terepi megfigyeléseket, legfőképpen ott, ahol a feltártsági viszonyok alapján érdemi következtetések nem vonhatóak le a paleokörnyezeti viszonyokkal kapcsolatban. A stabilizotópos adatok értelmezése A travertínók 8 18 0 értékeinek kialakításában számos tényező vett részt, amelyek közül a legfontosabb a mészkövet lerakó víz oxigénizotópos összetétele, valamint a víz hőmérséklete, amely paraméterek kapcsolatban állnak a mindenkori klímával, de a mért oxigénizotópos összetétel értelmezésekor a diagenezis módosító hatásával is számolni kell. Az általános nézet szerint a legnagyobb hatása a klímának (a hőmérsékletnek) van (Ford & Pedley 1996). A meleg, csapadékos időszakokra a pozitívabb 8 18 0 értékek a jellemzőek, míg a hidegebb időszakok esetén fordított a helyzet, ami a vízösszetétel elsődleges befolyását mutatja, hiszen a megfigyelt trend a hőmérsékleti izotóp-frakcio- nációs hatással éppen ellentétes. A karbonátok S ls O értékét a mészkövet lerakó víz izotópos összetételén kívül a kiválás hőmérséklete is befolyásolja. Stabilizotópos egyensúly esetén és állandó izotópos összetételű vizet feltételezve megállapítható, hogy minél nagyobb hőmérsékletű vízből válik ki a karbonát, annál kisebb lesz a S 18 0 értéke, és fordítva. A (T) képződési hőmérséklet (paleohőmérséklet) a következő egyenlet szerint számolható izotópos egyensúly esetén (O’Neil et al. 1969, Friedman & O’Neil 1977): 10 3 lná = (2,78 x 10 6 ) / T 2 - 2,89, ahol á= (S 18 O l>Italát +10 3 ) / (8 18 O vlz +10 3 ) A karbonát 8 ls O értékét egyensúlyi kiválás esetén tehát a lerakó víz hőmérséklete és izotópos összetétele határozza meg és 1 °C hőmérsékletváltozás a vízben 0,24 %c S 18 0 változásnak felel meg a képződő karbonátban (Craig 1964, Andrews 2006). Ez azt jelenti, hogy adott esetben a kiválási hőmérséklet szabhatja meg egy édesvízi mészkő 8 ls O 304 Ke le Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata értékét és nem a víz eredete. Itt jegyezzük meg, hogy az édesvízi mészkövek feltehetően nem egyensúlyi rend¬ szerben képződtek és ezért a fenti egyenlettől kismértékben eltérő empirikus összefüggést követnek (Kele et al. 2008). Ez azonban a hőmérsékleti hatás mértékét (%c változás °C- onként) nem befolyásolja. A rózsadombi mészkövek esetében az oxigénizotópos értékek tág határok között változnak (II. táblázat, 6. ábra). A közel egy korúnak meghatározott rózsadombi előfor¬ dulások (Apostol u., Barsi u., Bimbó út, Szőlészeti Kutató- intézet) S 18 0 értékei közel azonosak, ami arra utalhat, hogy egyenlet alapján (lásd feljebb) kb. 10 és 55 °C közötti hőmérsékletnek felel meg. Figyelembe véve, hogy a nem¬ egyensúlyi kiválásból adódóan az egyenlet alkalmazása mintegy 8 °C-kal alábecsli a valós hőmérsékletet a forráskilépési pontnál (Kele et al. 2008), a kiválási hőmérséklet mindenkor meghaladhatta a 20 °C-t és elérte a 60-65 °C hőmérsékletet. A Rózsadomb travertínóinak stabil oxigénizotópos összetétele meglehetősen nagy szórást mutat a Budai¬ hegység és a Gerecse területéről már korábban publikált adatokhoz képest, míg a szénizotópos értékek leginkább a 10 D (V V-SMGW) 7. ábra. A rózsadombi travertínók stabilizotópos összetételének összevetése a felső-pleisztocén Tata, Porhanyó-bánya (Nyugat- Gerecse, Kele et al. 2006), a pleisztocén Budakalász (Budai-hegység, Kele et al. 2003) travertínóinak már korábban publikált izotópos értékeivel, valamint a Rudas fürdő (Budapest) recens karbonátkiválásának (Veres 2007) izotópos értékeivel Figure 7. Comparison ofthe stable isotopic values of travertines of the Rózsadomb, the Upper-Pleistocene travertines ofTata, Porhanyó Quarry (Western Gerecse, Kele et al. 2006), the Pleistocene Budakalász travertine (Buda Hills, Kele et al. 2003) and the Holocene carbonateprecipitation ofthe Rudas Bath (Budapest, Veres 2007) szükséges mélyedéseket. Az előfordulások kis mérete a területen szintén a forráskúpos kifejlődésre utal, szemben a tavi előfordulásokkal, amelyek általában jóval nagyobb kiterjedésben (pl. Budakalász, Süttő) fordulnak elő. A Törökvész úti előfordulással (257 m tszf) számos szerző (Horusitzky 1939, Schréter 1953, Scheuer & S chweitzer 1988, Szöőr et al. 1992) foglalkozott. A Budai Márgára települő mészkő korát Szöőr et al. (1992) és Scheuer et al. (1993) az alsó-pleisztocénre tette és karsztvíz eredetűnek írta le. Scheuer & Schweitzer (1988) a 306 Kele Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata travertínót a tetarátás, völgyoldali típusba sorolta, valamint genetikai összefüggésbe hozta a travertínót lerakó forrást és a Ferenc-hegyi-barlangot. Az üledékképződés környezete vizsgálataink alapján nyíltvízi tavi, esetleg völgyoldali lehetett. A Törökvész lejtő (249 m tszf.) travertínóblokk- jának {4. ábra, A) korát Schréter (1953) felső-pliocénként említi. Mivel a mészkő U-Th módszerrel történő többszöri mérése sem vezetett eredményre, ezért elképzelhető, hogy idősebb a módszer felső határánál (>600 ezer év). A morfológiája alapján az előfordulás egy forráskúp marad¬ ványa lehet. A Lepke köz (183 m tszf) édesvízi mészkövét vízszintes rétegzettsége miatt Scheuer & Schweitzer (1988) tavi kifejlődésűnek írta le. A mikrofácies-vizsgálatok alapján leírt pizoidos-onkoidos kifejlődés (5. ábra, A, B ) a víz mozgatottságára, és esetleges bakteriális tevékenység hatására utal, ezért nem zárható ki, hogy az előfordulásban az egykori forrásfeltörési centrum környéke őrződött meg. A Detrekő utca (227 m tszf.) travertínója a Fillér utcáig nyomozható törmelékben {4. ábra, B ). Schréter (1953) a Vérhalom dűlőben ÉÉK-DDNy-i irányú édesvízi mészkő- vonulatot említ az alsó-oligocén Budai Márga fölött és „Radix sp. Cfr. Ovata Drap” kőbeleit és lenyomatait határozta meg benne. Schréter (1953) a mészkövet felső- pliocénnek tartotta, míg Szöőr et al. (1992) munkájában az előfordulás már alsó-pleisztocénként szerepelt. A mészkő U-Th módszerrel történő többszöri mérése sem vezetett eredményre, ezért elképzelhető, hogy idősebb a módszer mérési határánál (>600 ezer év). Scheuer & Schweitzer (1988) szerint a mészkövet lerakó forrás valószínűleg a Rókus-hegy karbonátos kőzeteiből fakadt, és völgyoldali kifejlődésű édesvízi mészkövet rakott le. A jelenlegi feltárt¬ sági viszonyok alapján az üledékképződési környezet nem állapítható meg, de a mikrofácies-vizsgálatok sekélyvízi tavi környezetre utalnak. A Fillér utca (224 m tszf.) mészköve csak törmelékként volt nyomozható a Detrekő utca közelében. A Rózsadombon található Barsi utcai (174 m tszf., 4. ábra, E ) előfordulást a korábbi irodalmak nem tárgyalták. Méréseink alapján a mészkő U-Th kora 356+24 ezer év. A jelenlegi feltártsági viszonyok között az üledékképződési környezet nem rekonstruálható, de a területre jellemző forráskúpos képződés valószínűsíthető. A Bimbó út travertínójából (193 m tszf.) korábban nem készült sem mikrofácies-leírás, sem kormeghatározás. A mészkő a Bimbó út 146. sz. társasház udvarában, tömbökben talál¬ ható meg (4. ábra, C ). A mészkő U-Th kora 367+122 ezer évnek adódott, de az előfordulás törmelékes jellege miatt az üledékképződési környezet nem határozható meg pontosan. A mészkő megjelenése alapján a tavi eredet valószínű¬ síthető. A Szemlő-hegy tetején (225 m tszf.) 1-2 m-es blokkokban találunk travertínót (4. ábra, D ), aminek nagy részét már lefejtették és kilátót építettek rá. Scheuer & Schweitzer (1988) az előfordulást genetikailag kapcso¬ latba hozta a környező karbonátos kőzetekben termális karsztvizek oldásának hatására kialakult barlangokkal (pl. József-hegyi-barlang) és karsztos üregekkel. Schréter (1953) szerint a travertínó az alsó-oligocén Budai Márgára települ és kora késő-pliocén, míg Scheuer et al. (1993) szerint kora-pleisztocén. Szedimentológiai vizsgálataink alapján az előfordulás feltehetően egy egykori forráskúp maradványa. A Szőlészeti Kutatóintézet változatos kifejlődésű, ám csak törmelékben megtalálható travertínójából (170 m tszf) korábban nem készült mikrofácies-leírás, sem kormeg¬ határozás. Schréter (1953) szerint a mészkő középső- oligocén Kiscelli Agyag fölött települ és szintén megtalálhatók benne a Radix ovata Draparnaud kőbelei. U-Th sorozatos méréseink alapján a mészkő kora a többi, mérhető korú rózsadombi előfordulásokhoz hasonlóan 346+79 ezer évnek adódott. A törmelékes minták mikro- fácies vizsgálataiból változatos kifejlődési típusra következ¬ tethetünk, de az üledékképződés környezete nem határol¬ ható be pontosan. A Rózsadomb Duna felőli oldalán, az Apostol u. 15-17. sz. ház kertjében található travertínó (160 m tszf., 4. ábra, F) Scheuer & Schweitzer (1988) leírása szerint tavi eredetű, és ezt e dolgozat keretei között végzett mikrofácies- vizsgálatok is alátámasztották. A mészkőből korábban koradatok nem álltak rendelkezésre, és a tengerszint feletti magassága alapján a 175 ezer éves kiscelli édesvízi mész¬ kővel párhuzamosították (Pécsi 1973). U-Th-sorozatos méréseink alapján a mészkő kora 347+65 ezer év, ami megfelel a rózsadombi Barsi utca, Bimbó út és Szőlészeti Kutatóintézet előfordulások korának. A korábbi irodal¬ makban ugyan nem, vagy csak ritkán említették, de további törmelékes travertínó-összletek találhatóak a Rózsadombon a Bogár utca (224 m tszf.) környékén, valamint Szöőr et al. (1992) leírása alapján a Rózsadombi Ruszti útnál (alsó¬ pleisztocén). Paleokarsztvízszint rekonstrukció és kiemelkedéstörténet A karsztforrások vízkilépési pontjai általában a mindenkori karsztvízszintet tükrözik, ezért a forrásokból kivált édesvízi mészkövek (csakúgy, mint a barlangi leme¬ zes kalcitképződmények) elméletileg alkalmasak a paleo- karsztvízszint rekonstrukciójára. Mivel a Budai-hegység¬ ben és a Gerecsében a Duna mindenkori erózióbázisa volt a forráskilépés és az édesvízi mészkőképződés szintje, így megállapítható, hogy a relatív paleokarsztvízszint csökke¬ nésének fő oka a középhegységi területek kiemelkedése és a Duna bevágódása volt. Az egykori forráskilépési pontok területi átrendeződése szoros kapcsolatban áll az említett hegységek morfológiai fejlődéstörténetével. Elsősorban a Duna és mellékpatakjai völgyeiben léptek ki a mészköveket lerakó források, ott, ahol a karsztos víztartó rétegekről a vízzáró üledékek lepusz¬ tultak, exhumálva a vízadó kőzeteket. A források azonban esetenként csak az erózióbázis felett tudtak a felszínre lépni, mivel lokálisan olyan feltételek alakulhattak ki, hogy a víztartó rétegek megakadályozták a források erózióbázison történő kilépését. Egyes források csak késéssel követték az Földtani Közlöny 141/3 (2011) 307 erózióbázis süllyedését, így sokszor több generációs édesvízimészkő-összletek (paleotórendszerek) kapcsolód¬ tak össze, esetenként lejtői tetarátás kifejlődéssel (pl. Süttő, Scheuer & Schweitzer 1988). Az egyes korszakokra jellemző paleokarsztvízszint értékek rekonstrukciójakor azonban figyelembe kell venni, hogy a travertínók jelenlegi tengerszint feletti magasságának kialakításában a már említett helyi tektonikának is szerepe volt, aminek követ¬ kezménye, hogy az azonos korú travertínók jelenleg különböző tengerszint feletti magasságon is előfordulhat¬ nak (Kele 2009). A travertínók jelenlegi tengerszint feletti magassága tehát nem tükrözheti az egész hegységre kiterjedően az egykori karsztvízszintet. Egyes termál- források periodikusan működtek, történetük során többször elapadtak, majd újra kezdték működésüket, újabb travertínógenerációkat létrehozva a korábbiak mellett. A travertínók vizsgálataiból levont következtetések igazolᬠsában a barlangi és teraszfedő üledékekkel való összevetés segíthet. A paleokarsztvízszintet befolyásoló tényezők A paleokarsztvízszintet befolyásoló legfontosabb ténye¬ zők közé tartozik a karsztforrások hozamát meghatározó csapadék mennyisége és eloszlása, ami a klíma függvénye: a száraz éveket általában alacsony, a csapadékos éveket magas karsztvízszint jellemzi. A völgybevágódás és a felszíni erózió a klíma mellett a tektonikával is szoros kapcsolatban van. A felszíni erózió általában akkor volt a legnagyobb, amikor a csapadékos klíma egybeesett a kiemelkedéssel (Scheuer 2004). A bevágódó folyóvölgyek a karsztvíztároló mészkőfedőjének lepusztításával lehetővé tették a források alacsonyabb szinten való kilépését, ami a karsztvízszint csökkenéséhez vezethetett. A karsztvízszint folyamatos csökkenése következtében kezdetben a magasabb szinteken működő források apadtak el, míg a mélyebben levők még folytathatták működésüket. Tartós szárazság esetén a források hozama időszakosan csökken¬ hetett, de a források el is apadhattak. A szárazabb időszakok az előfordulások rétegsorában is nyomon követhetőek (pl. Felső-hegy, Kálvária-tető stb.). A csapadékosabb időszakok idején a források hozama nagyobb volt, a karsztvízszint emelkedett, a korábban elapadt források újraéledhettek, így a szárazulati környezetre utaló rétegbetelepülésekre újabb édesvízimészkő-rétegek rakódhattak le. Nagyméretű tavi előfordulások (pl. Süttő) elsősorban a csapadékosabb időszakok alatt fennálló nagyobb forráshozam következ¬ tében jöhettek létre. A barlangi képződmények és a paleokarsztvízszint kapcsolata A rózsadombi barlangok többsége a felső-eocén Szépvölgyi Mészkőben alakult ki, míg egyes barlangok alsóbb szintjei már a triász Mátyáshegyi Mészkőben, a felső járatok esetenként Budai Márgában képződtek. A kutatók zöme (pl. Jakucs 1948, Leél-Őssy S. 1957, Takácsné- Bolner & Kraus 1989) a rózsadombi barlangokat hidrotermás eredetűnek tartja. A barlangokat magukban foglaló hegytömegek kiemelkedése (az emelkedés szakaszossága) és az erózióbázis relatív süllyedése a keveredési zónák áthelyeződését eredményezte, aminek következtében többszintes barlangrendszerek jöhettek létre. Ahol több idő állt az oldódás rendelkezésére, ott nagyobb belső méretű járatszel vények alakultak ki (Leél-Őssy Sz. 1995). A középső- és késő-pleisztocén folyamán a bar¬ langképződési időben nagyrészt a Szépvölgyi Mészkőben húzódott a keveredési zóna, ezért itt alakult ki a rózsadombi barlangjáratok többsége. Az oldódás megszűnése után számos ásvány vált ki, amelyek egy része valószínűleg még a barlangot kitöltő melegvízből származtatható (pl. lemezes kaiéit), más része pedig a hegység kiemelkedése, a járatok szárazzá válása után keletkezhetett (pl. gipszbevonatok, cseppkő stb.) (Leél-Őssy Sz. 1995). A termálkarsztos barlangok egyes kalcitásványai jelezhetik a karsztvízszint egykori helyzetét, mivel a barlang egyes szintjei az egykori karsztvízszinteknek megfelelően alakultak ki. Például a József-hegyi-barlang járatrendszere 120 és 180 m tszf-i magasság között helyezkedik el és egybeesik a tlI.-tIV. terasz-, és T1-T4 travertínószintekkel. A József-hegyi-barlang karbonátjai¬ nak kormeghatározásával Leél-Őssy Sz. (1997), valamint Leél-Őssy & Surányi (2003) megállapították, hogy 350 ezer évvel ezelőtt a relatív karsztvízszint a barlangban 165 méteren lehetett, míg 66 ezer évvel ezelőtt a legalsó járatszint alján, 115 méteren húzódhatott. Ford & Takácsné-Bolner (1992) végezte az első radiometrikus korvizsgálatokat hazai barlangi kalcitképződményeken (Pál-völgyi- és Ferenc-hegyi-barlang és egy darab (!) mérhető korú (300+59 ezer év) borsókőminta alapján arra következtetett, hogy mintegy 350 ezer évvel ezelőtt a karsztvízszint 160-165 m tengerszint feletti magasságon lehetett. Szanyi et al. (2009) a Pál-völgyi kalcitminták koradatai alapján megállapította, hogy az 500-310 ezer év közötti időintervallumban 160-165 m tszf. magasságon lehetett a karsztvízszint, bár hangsúlyozta, hogy az egyes barlangokban (pl. Szemlő-hegyi-, Pál-völgyi-barlang) az azonos korú minták különböző tszf. magasságon is elő¬ fordulhatnak. Ha ezekkel az adatokkal összevetjük a rózsadombi travertínókon végzett U-Th-sorozatos kormeghatározásaink eredményeit, akkor látható, hogy a Rózsadomb területéről, a József-hegyi-barlang közeléből származó, 170-180 m tszf. magasságon található édesvízi mészkövek (Apostol u., Szőlészeti Kutatóintézet, Barsi u.) kora szintén 350 ezer évnek adódott (/. táblázat), ami arra utal, hogy a travertí- nókat lerakó források is ezen a szinten léphettek a felszínre. Annak ellenére, hogy a rózsadombi mészkövek, függetlenül a tszf. magasságukban való eltéréstől egy szűk időinter¬ vallumon belül (mintegy 350-360 ezer éve) képződtek, és a mészkövek szennyezettsége miatt a radiometrikus mérések nem szolgáltattak pontos koradatokat, valamint a feltárások korát is mindösszesen egy minta korvizsgálata rögzíti, megállapítható, hogy a rózsadombi előfordulások kora és települési magassága között jó összefüggés mutatható ki, ami fokozatos relatív vízszintcsökkenésre utal a területen. A 308 Ke le Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata Törökvész lejtő (222 m tszf.) mészkőkúpjának kora a módszer felső mérési határánál (600 ezer év) idősebbnek bizonyult, míg a 227 m tszf. magasságon található Detrekő u. travertínója szintén nem volt a módszerrel mérhető. A mérhető korú travertínók közül a legmagasabban (193 m tszf.) található Bimbó út travertínója 367 ezer évesnek adódott, a 174 m tszf. magasságon található Barsi u. mészköve 356 ezer éves kort mutatott, míg a legala¬ csonyabban található Szőlészeti Kutatóintézet (170 m tszf.) és Apostol u. (169 m tszf.) mészkövei 346 ezer és 347 ezer éves kort adtak (8. ábra). Megállapítható továbbá az is, hogy a források kilépési pontja a Rózsadomb területén belül fokozatosan a Duna-völgy irányába (pl. Apostol u.), korábban közölt (paleontológiái, szedimentológiai, paleo- mágneses, U-Th, 14 C) koradatok felhasználásával végzett számításokat. Mivel az adatsor meglehetősen hiányos volt és a korábbi radiometrikus (U-Th, 14 C) mérések csak 360 ezer évig visszamenőleg szolgáltattak adatokat, a levont következtetések csak durva becslések lehettek, míg a 360 ezer évnél idősebb koradatok esetében (a radiometrikus koradatok hiánya miatt) még bizonytalanabbak voltak. Az irodalomból gyűjtött koradatok alapján Ruszkiczay- Rüdiger et al. (2005c) rámutatott, hogy a Duna bevágódása két eltérő sebességű időszakra osztható: 9 millió és 360 ezer év közötti időszakban a Gerecsében és a Budai-hegységben 0,02 és 0,04 mm/év, 360 ezer évtől napjainkig pedig 0,16 és 195 -i 190 - 135 - 180 - 175 - 170 - 165 — 340 út _ ♦ Bimbó u. -I- Barsi u. A Szőlészeti Kutatóint. O Apostol u. A O + 345 350 355 360 A 365 370 tra vert inó kor [ezer év] 8. ábra. Összefüggés a rózsadombi édesvízi mészkövek kora és települési magassága között Figure 8. Relationship between the age and elevation level of the travertines located in the area of the Rózsadomb valamint az Ördögárok-völgyének irányába tolódott el a Ferenc-hegy irányából, ahol a legidősebb travertínó- előfordulások (pl. Törökvész lejtő) találhatóak. Kiemelkedési ráták számítása a rózsadombi travertínók radiometrikus koradataiból A Budai-hegység kiemelkedéstörténetének rekonstruᬠlására az elmúlt évek során több szerző is kísérletet tett részben barlangi képződmények U-Th-sorozatos koradatai (Leél-Őssy Sz. 1997, Leél-Őssy & Surányi 2003, Szanyi et al. 2009), részben a már korábban édesvízi mészkövekből publikált radiometrikus koradatok alapján (Ruszkiczay- Rüdiger et al. 2005a, c). A kiemelkedési/bevágódási ráta (a továbbiakban: ráta) Burbank & Anderson (2001) szerint a következőképpen számítható: i (ráta) = [települési magasság (mm) - Duna tszf-i magassága (mm)] / kor (év) Leél-Őssy Sz. (1997) a József-hegyi-barlang ásvány¬ kiválásainak kormeghatározása alapján a Budai-hegység kiemelkedési sebességét 0,15-0,3 mm/év-nek határozta meg. Ruszkiczay-Rüdiger et al. (2005c) az irodalomban 0,18 mm/év volt a bevágódási sebesség az édesvízi mészkövek korábbi irodalmakból ismert koradatai alapján. Ruszkiczay-Rüdiger et al. (2005c) a József-hegyi-barlang ásványainak radiometrikus koradataiból 0,23 mm/év sebességet adott meg a Duna bevágódási rátájára a Budai¬ hegységben, míg a Budai-hegység és a Gerecse teraszai alapján 0,19 és 0,14 mm/év bevágódási sebességet való¬ színűsített 360 ezer évtől napjainkig. Figyelembe véve azonban, hogy radiometrikus koradatok egészen mostanáig csak az elmúlt 360 ezer évtől álltak rendelkezésre, valamint, hogy a 360 ezer évnél idősebb koradatok (így a belőlük számolt ráták is) bizonytalanok, ezért a számolt adatokból nem feltétlenül következik a kiemelkedés (bevágódás) gyorsulása az utolsó 360 ezer évre, mint ahogy azt Ruszkiczay-Rüdiger (2007) is hangsúlyozta. Nem ismer¬ jük a bevágódás pontos kezdetét, valamint a bevágódási ráta változásának időbeni lefutását sem. Szanyi et al. (2009) a Pál-völgyi-barlangból származó lemezes kaiéit koradatai alapján az 500-280 ezer évvel ezelőtti időintervallumra 0,06-0,3 mm/év-es rátát határozott meg, de felhasználva Leél-Őssy Sz. (1997) méréseit és a Pál-völgyi-barlang 155 m tszf. magasság alatti mintáit a 280-70 ezer éves idő- intervallumra 0,16 mm/év kiemelkedést mutatott ki. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 309 Kele (2009) és jelen tanulmány eredményei lehetőséget adnak a travertínók és a barlangi képződmények kor¬ adataiból levonható következtetések összevetésére, így a travertínóval fedett felszínek (Duna-teraszok) kiemelkedési-, illetve a Duna és mellékfolyóinak bevágódási sebessége a korábbiaknál jóval pontosabban és biztosabban becsülhető. A ráták számításakor feltételeztük, hogy az édesvízi mészkő kiválása a Duna szintjén (a mindenkori erózióbázison) ment végbe, tehát a képződés pillanatában a mészkőkiválás és a Duna szintje között nem volt jelentős magasságbeli különb¬ ség. Az U-Th adatok az egyes magassági (terasz-) szinteket fedő édesvízi mészkövekből származnak, tehát a szintek minimum korát adják meg. Ezen kívül az egyes feltárásokat mindössze 1-1 pontszerű koradat jellemzi, holott az édes- vízimészkő-előfordulások teljes rétegsorának képződésé¬ hez esetenként több százezer év szükséges. Amennyiben egy adott feltárásból származó legfiatalabb minta kor¬ adatából számoljuk a bevágódási rátát, úgy a maximális bevágódási rátát kapjuk meg, míg ha a legidősebb mintáiból származó koradatból számolunk, úgy a ráta értéke akár felére is csökkenhet. A teraszt borító édesvízi mészkő legidősebb mintái közelítik a legjobban a terasz korát. A teraszszintek korolására a tavi eredetű mészkövek a leg¬ alkalmasabbak, mivel lejtői, tetarátás típus olyan földtani helyzetekben fordulhat elő, amikor a forrás az erózióbázis felett fakad. Az U-Th adatoknak a mészkövek tóriummal való szennyezettsége miatt viszonylag nagy (± 50 ezer év) a hibája, ami kis mértékben ugyan, de hatással van a számított kiemelkedési/bevágódási rátára is, ezért a hibának meg¬ felelően a minimális és a maximális bevágódási rátát is meghatároztuk az egyes feltárások esetében. A mm/év-ben megadott kiemelkedési ráta azonban csak átlagos érték, ami elfedi a tektonikai folyamatok jellegét és csak akkor tekinthető valósnak, ha feltételezzük, hogy a hegység kiemelkedése és a Duna bevágódása folyamatos volt. Jóval valószínűbb azonban (a teraszok és párkánysíkok is ezt támasztják alá), hogy a kiemelkedés a számolt értékeknél (lásd később) gyorsabban és szakaszosan ment végbe, és a kiemelkedés/bevágódás bizonyos időszakokban szünetelt, hiszen a kialakult párkánysíkok a folyó bevágódásának egyes stádiumait rögzítik. A vizsgált rózsadombi előfordulások (Barsi utca, Bimbó út, Szőlészeti Kutatóintézet, Apostol utca) koradataiból számolt kiemelkedési ráták egyaránt 0,20-0,25 mm/év közötti értékeket eredményeztek (IV. táblázat), amelyek nagyságrendileg megfelelnek az előzőekben átte¬ kintett barlangi képződményekből számolt rátákkal. Következtetések Munkánk során a jelenleg hozzáférhető rózsadombi travertínó-előfordulásoknak komplex szedimentológiai és geokémiai vizsgálatát végeztük el. Vizsgálataink alapján a rózsadombi travertínók többségére a forráskúpos kifejlődés a jellemző, míg a stabil oxigénizotópos adatok alapján a rózsadombi travertínók egy része (pl. Detrekő u., Szemlő- hegy) magas hőmérsékletű termálvizekből képződött. Modellszámításaink alapján a rózsadombi travertínók esetében a kiválási hőmérséklet mindenkor meghaladhatta a 20 °C-ot és elérte a 60-65 °C hőmérsékletet. A travertínók S 13 C értékei arra engednek következtetni, hogy a rózsa¬ dombi mészkövek karbonátanyaga és a mészkövet lerakó víz C0 2 -tartalma feltehetően ugyanabból a karbonátos kőzetből és C0 2 -forrásból származik, mint a Budai¬ hegység többi travertínó előfordulása esetében. U-Th- sorozatos vizsgálataink alapján megállapítható, hogy a középső-pleisztocénben, mintegy 350 ezer évvel ezelőtt, intenzív paleohévforrás tevékenység volt jellemző a Rózsadomb területén, aminek következtében számos travertínó-előfordulás képződött. Vizsgálataink szerint a travertínóképződés aktív volt a mindel-riss interglaciális és a riss glaciális alatt, ami azt jelzi, hogy a glaciális periódus alatt is elégséges mennyiségű volt a csapadék a források működéséhez. A radiometrikus koradatok szórása ellenére jó összefüggés mutatható ki az édesvízi mészkövek települési magassága és kora között. Korvizsgálataink alapján a Rózsadomb területén a legidősebb travertínók (pl. Török¬ vész út) települnek a legmagasabb tszf. magasságon, míg a fiatalabb mészkövek egyre alacsonyabb szinteken találha¬ tóak, ami a karsztvízszint fokozatos (relatív) csökkenésére utal a területen, bizonyítva, hogy a barlangi karbonátos üledékekhez hasonlóan a travertínók is felhasználhatóak a Budai-hegységben lokálisan a paleokarsztvízszint válto¬ zásának rekonstrukciójára. A travertínók települési magasságából és radiometrikus koradataiból számolt kiemelkedési ráták 0,20-0,25 mm/év-nek adódtak, amely értékek szintén összevethetőek a barlangi lemezes kalcit- kiválások korából számolt értékekkel. IV. táblázat. A vizsgált rózsadombi előfordulások radiometrikus koradataiból és települési magasságaiból számolt minimális hegységkiemelkedési (Duna bevágódási) ráták Table IV. Minimál uplift (Danube incision) rates calculatedfrom the elevation levels and radiometric age data of travertines studiedfrom the Rózsadomb area Sorszám 1 2 3 Előfordulás Kor (év) + Barsi u. 355 935 24 047 Bimbó u. 366 562 122 258 Szőlészeti Kutatóintézet 346 387 78 858 Apostol u. 347 297 64 197 h (m tszf) Ráta (mm/év) Ráta + Ráta - 174 0,21 0,20 0,22 193 0,25 0,19 0,38 170 0,20 0,16 0,26 169 0,20 0,17 0,24 4 310 Ke le Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th-sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata Köszönetnyilvánítás Research Council-t (NRSC) az U-Th mérésekhez szükséges tajvani tanulmányút létrejöttéért. Külön köszönjük a kézirat Köszönet illeti a Magyar Tudományos Akadémia lektorainak (Fórizs István és Leél-Őssy Szabolcs) hasznos Nemzetközi Együttműködési Irodáját és a tajvani National és segítőkész megjegyzéseit. Irodalom — References Andrews, J. E. 2006: Paleoclimatic records írom stable isotopes in riverine tufas: Synthesis and review. — Earth-Science Reviews 75, 85-104. B abidorics, J., Fórizs, I. & Papp, S. 1998: Isotope hydrogeological study of the thermal karst system in the Buda Mountains, Hungary. — RMZ-Materials and Geoenvironment 4/1-2,8-12. Báldi T. 1983: Magyarországi oligocén és alsómiocén formációk. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 293 p. Bulla B. 1941: A Magyar medence pliocén pleisztocén teraszai. — Földrajzi Közlemények 69/ 4,199-229. Bulla B. 1956: Folyóteraszproblémák. — Földrajzi Közlemények 81/4,121-141. Burbank, D. W. & Anderson, R. S. 2001. Tectonic Geomorphology. — Blackwell Science, USA, 22-26. Cholnoky J. 1923: Általános földrajz III. — Danubia kiadása, Pécs, 251 p. Cholnoky J. 1925: A folyóvölgyekről. — MTA, Matematikai Természettudományi Értesítő 42,101-108. Craig, H. 1964: The isotopic geochemistry of water and carbon in geothermal area. — Symp. Nuclear Geol. GeothermalAreas, Spoleto, Italy, 17-53. Deák, J. & Coplen, T. B. 1996: Identification of Holocene and Pleistocene groundwaters in Hungary using oxygen andhydrogen isotopic ratios. —In: Isotopes in Water Resources Management (Symposium Proceedings, Vienna, 1995), 1. IAEA: Vienna; p. 438. Dunham, R. J. 1962: Classification of carbonate rocks according to depositional texture.— In: Ham, W. E. (ed.): Classification of Carbonate Rocks. — Mem. Am. Áss. Petrol. Geol. 1. Tulsa, Oklahoma, 108-121. Erőss, A. & Mádl-Szőnyi, J. 2007: Hydrogeological studies on the Buda Thermal Karst system (Budapest, Hungary). — In: Riberio, L., Chambel, A. & Condesso de Meló, M.T. (eds): Proceedings on CD ofthe XXXV. Congress ofthe International Ássociation of Hydrogeologists, 17-21 September, Lisboa, Portugál, 9p. Esteban, M., Budai, T., Juhász, E. & Lapointe, P. 2009: Alteration of Triassic carbonates in the Buda Mountains - a hydrothermal model. — CentralEuropean Geology 52/1,1-29. DÓI: 10.1556/CEuGeol.52.2009.1.1 Folk, R. L. 1959: Practicalpetrographic classification of limestones. — Bull. Am. Áss. Petrol. Geol. 43,1-38. Ford, D. C. & Takácsné Bolner K. 1992: Abszolút kormeghatározás és stabilizotóp vizsgálatok budai barlangi kalcitmintákon. — Karszt és Barlang 1991/I-II, 11-18. Ford, T. H. & Pedley, H. M. 1996: A review of tufa and travertine deposits of the world.— Earth-Science Reviews 41,117-175. Földvári, M., Berner, Zs. & Stüben, D. 2003: Thermoanalytical study of Quaternary thermal lacustrine travertine occurrences in Hungary (Buda-Vár-hegy, Budakalász, Szomód-Les-hegy). —Acta Geologica Hungarica 46,195-204. Friedman, I. & O’Neil, J.R. 1977: Compilation of stable isotope fractionation factors of geochemical interest. — In: Data of Geochemistry 6th, Geol. Surv. Prof. Paper 440-KK, p. 61. Gábris, Gy. 1994: Pleistocene evolution of the Danube in the Carpathian Basin. — Terra Nova 6,495- 501. Gábris Gy. 1997: Gondolatok a folyóteraszokról .—Földrajzi Közlemények 121(45)/l-2,3-16. Gábris Gy. 2007: Kapcsolat a negyedidőszaki felszínalakító folyamatok időrendje és az oxigénizotóp-rétegtan között - magyarországi lösz-paleotalaj-sorozatok és folyóvízi teraszok példáján .—Földtani Közlöny 137/4,515-540. Gábris, Gy. & Nádor A. 2007: Long-term fluvial archives in Hungary: response of the Danube and Tisza rivers to tectonic movements and climatic changes during the Quaternary: a review and new synthesis. — Quaternary Science Reviews 26,2758-2782. Gibbard, P L. & Lewin, J. 2008: River incision and terrace formádon in the laté Cenozoic of Europe. — Tectonophysics, dói: 101016/.tecto.2008.11.017 Haas, J. (ed) 2002: Magyarország geológiája. Triász. —ELTE, Eötvös Kiadó, 384 p. Hennig, G. J., Grün, R., Brunnacker, K. & Pécsi, M. 1983: Th 230 /U 234 sowie ESR Alterbestimmungen einiger Travertine in Ungarn. — Eiszeitalter and Gegenwart 33,7-19. Horusitzky H. 1935: Budapest Duna bal parti részének talajvize és altalajának geológiai vázlata —Hidrológiai Közlöny 15,1-161. Horusitzky H. 1939: Budapest Duna jobbparti részének hidrogeológiáj a. — Hidrológiai Közlöny 18,1-404. Horusitzky H. & Wein, Gy. 1962: Érckutatási lehetőségek a Budai-hegységben. — Bányászati Lapok 73,749-753. Jakucs L. 1948: A hévforrásos barlangkeletkezés földtani és fizikai tényezői. — Hidrológiai Közlöny 28,53-58. Jámbor, A. 1968: A Budapest környéki neogén képződmények ősföldrajzi vizsgálata.— MÁFIÉviJel. 1967. évről, 135-142. Juhász Á. 1987: Évmilliók emlékei. —Gondolat Kiadó, Budapest, 562 p. Kele S. 2009: Édesvízi mészkövek vizsgálata a Kárpát-medencéből: paleoklimatológiai és szedimentológiai elemzések. — PhD értekezés, Eötvös Loránd Tudományegyetem, 176 p. Kele, S., Vaselli, O., Szabó, Cs. & Minissale, A. 2003: Stable isotope geochemistry of Pleistocene travertine from Budakalász (Buda Mts, Hungary). —Acta Geologica Hungarica 46/2,161-175. Kele, S., Korpás, L., Demény, A., Kovács-Pálffy, R, Bajnóczi, B. & Medzihradszky, Zs. 2006: Paleoenvironmental evaluation of the Tata Travertine Complex (Hungary), based on stable isotopic and petrographic studies. —Acta Geologica Hungarica 49/1,1-31. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 311 Kele, S., Demény, A., Siklósy, Z., Németh, T., Mária, T. & B. Kovács, M. 2008: Chemical and stable isotope compositions of recent hot-water travertines and associated thermal waters, írom Egerszalók, Hungary: depositional facies and non-equilibrium fractionations. — Sedimentary Geology 211,53-72. Kéz A. 1933: A budai Várhegy teraszkavicsa. —Földrajzi Közleményekül , 266-268. Kéz A. 1942: Az erózióról és a teraszokról. — Földrajzi Közleményekig , 1-32. Korpás, L., Kovács-Pálffy, P., Lantos, M., Földvári, M., Kordos, L., Krolopp, E., Stüben, D. & Berner, Zs. 2004: Sedimentology, geochemistry, chronology and palaeokarst evolution of Quaternary thermal lacustrine travertine. An integrated case study from Vár¬ hegy, Budapest, Hungary. — Földtani Közlöny 134/4,541-562. Kretzoi, M. & Pécsi, M. 1982. Pliocene and Quaternary chronostratigraphy and Continental surface development of the Pannonian Basin. — Quaternary Studies in Hungary, INQUA Hungárián, National Committee, 11-42. LángS. 1955: Gerecse peremhegységi részeinek geomorfológiája. — Földrajzi Értesítő A, 143-157. Leél-Őssy S. 1957: A Budai-hegység barlangjai. —Földrajzi Értesítő 6,157. Leél-Őssy Sz. 1995: A budai Rózsadomb és környékének különleges barlangjai .—Földtani Közlöny 125/3-4,363^-32. Leél-Őssy Sz. 1997: A József-hegyi-barlang (Budapest) geológiai viszonyai, fejlődéstörténete és a Rózsadomb környéki termálkarsztos barlangok genetikája.— Kézirat, Kandidátusi értekezés. 114p. Leél-Őssy, Sz. & Surányi, G. 2003: Peculiar hydrothermal caves in Budapest, Hungary. —Acta GeologicaHungarica 46/4,407-436. Magyari Á. 1995: Késő-eocén hidraulikus breccsásodási jelenségek a Budai-hegység D-i részén. (Laté Eocéné hydraulic rebrecciation in the Southern Buda Mountains). — Földtani Közlöny 124/1,89-107. McCrea, J. M. 1950: On the isotopic chemistry of carbonates and a paleotemperature scale. — Journal of Chemical Physics 18,849-857. MüllerP. 1997: Az újabb neogén.— In: K\RÁTSOND.(szerk.): Magyarország Földje. 137-139. NádorA. 1991: A Budai-hegységpaleokarsztjai. — Kézirat, Egyetemi doktori értekezés, ELTE, Általános és Történeti Földtani Tanszék, 171 p. Nagymarosy, A. & Báldi-Beke, M. 1988: The position of the Paleogene formations of Hungary in the Standard Nannoplankton Zonation. — Universitatis Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae. Sectio Geologica 28,3-25. Noszky, J. 1935: Adatok a Visegrádi Dunaszoros terraszképződményeinek geológiai ismeretéhez. — Földtani Intézet Évi Jelentése 1933-1935,1523-1563. O’Neil, J. R, Clayton, R. N. & Mayeda, T. K. 1969: Oxygen isotope fractionation in divalent metál carbonates. — The Journal ofChem. Physics 51,5547-5558. Petz R., Scheuer Gy. & Szentirmai L-né 1987: A Budapest rózsadombi barlangokkal kapcsolatos vízföldtani vizsgálatok eredményei. — Hidrológiai Tájékoztató, október. 21-23. Pécsi M. 1959: A magyarországi Duna-völgy kialakulása és felszínalaktana. (Formádon and geomorphology of the Danube valley in Hungary) — Földrajzi Monográfiák, III. kötet, Akadémiai Kiadó, Budapest, 346 p. Pécsi M. 1973: A vértesszőlősi ópaleolit ősember telephelyének geomorfológiai helyzete és abszolút kora (Geomorphological position and absolute age of the lower paleolithic site at Vértesszőlős, Hungary). — Földrajzi Közlemények 21,109-125. Pécsi, M., Scheuer, Gy. & Schweitzer, F. 1982: Geomorphological position and chronological classification of Hungárián travertines. — Quaternary Studies in Hungary, Budapest, 117-133. Ruszkiczay-Rüdiger, Zs. 2007: Tectonic and climatic forcing in Quaternary landscape evolution in the Central Pannonian Basin: a quantitative, geomorphological, geochronological and structural analysis. — Kézirat, PhD thesis, Department of Isotope Geo¬ chemistry, Vrije Universiteit, Amsterdam 149 p. Ruszkiczay-Rüdiger, Zs, Fodor, L. Bada, G., Leél-Őssy, Sz., Horváth, E. & Dunai, T. J. 2005a: Quantification of Quaternary vertical movements in the Central Pannonian Basin: A review of chronologic data along the Danube River, Hungary. — Tectonophysics 410, 157-172. Ruszkiczay-Rüdiger, Zs., Dunai, T. J., Bada, G., Fodor, L. & Horváth, E. 2005b: Middle to laté Pleistocene uplift rate of the Hungárián Mountain Rangé at the Danube Bend, (Pannonian Basin) using in situ produced 3 He. — Tectonophysics 410,173-187. Ruszkiczay-Rüdiger Zs., Dunai T., Fodor L., Bada G., Leél-Őssy Sz. & Horváth E., 2005c: A negyedidőszaki függőleges kéregmozgások számszerűsítése a Duna völgyében a korábbi kronológiai adatok és új, kozmogén 3 He kitettségi kor mérések alapján. — Földtani Közlöny 135/3,373-403. SchafarzikF. & Vendl A. 1929: Geológiai kirándulások Budapest környékén. —Budapest, Stádium, 341 p. Scheuer, Gy. 2004: Quaternary travertinos as paleo-karst waterlevel indicators in the Gerecse and Buda Mountains. — Excursion guide - Climatic and tectonis Controls on travertine formádon: the case ofthe Pannonian Basin -field course - 4-9. July, 2004, Tata and Egerszalók, Hungary, Excursion guide, 9-10 Scheuer, Gy. & Schweitzer, F. 1973: The development of the Hungárián travertine sequence in the Quarternary. — Földrajzi Közlemények 21,133-141. Scheuer, Gy. & Schweitzer, F. 1974: Új szempontok a Budai-hegységi környéki édesvízi mészkőösszletek képződéséhez. — Földrajzi Közlemények 22/2,113-134. Scheuer, Gy. & Schweitzer, F. 1984: A Gerecse és a Budai-hegység édesvízi mészkőösszletei és képződésüknek geomorfológiai és geokronológiai sajátosságai. — Kézirat, MTA, Kandidátusi értekezés tézisei, 35 p. Scheuer, Gy & Schweitzer, F. 1988: A Gerecse és a Budai-hegység édesvízi mészkőösszletei. — Földrajzi Tanulmányok 20, Akadémiai Kiadó, Budapest, 131 p. Scheuer, Gy., Szöőr, Gy., Sümegi, P, Balázs, É., Hertelendi, E. & Schweitzer, F. 1993: A magyarországi quarter és neogén édesvízi mészkövek termoanalitikai és izotógeokémiai elemzése fácies és rétegtani értékeléssel. — Hidrológiai Közlöny 73 /5,298-306. Schréter Z. 1953: A Budai- és Gerecse-hegység peremi édesvízi mészkő előfordulásai. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1949-ről, 111-150. 312 Kele Sándor et al.: A Rózsadomb (Budapest) édesvízi mészköveinek U-Th sorozatos kormeghatározása és stabilizotóp-geokémiai vizsgálata Schréter Z. 1958: Budapest és környékének geológiája. Negyedkor. — In: Budapest természeti képe. Akadémiai Kiadó, Budapest, 111-118. Schulte, L., Júlia, R., Burjachs, F. & Hilgers, A. 2008: Middle Pleistocene to Holocene geochronology of the River Aguas terrace sequence (Ibérián Peninsula): Fluvial response to Mediterranean environmental change. — Geomorphology 98, 13-33. Schwarcz, H. P. 1990: Dating travertine. — In: Hermán, J. S. & Hubbard, D. A. Jr.: Travertine-Marl: Stream Deposits of Virginia, Virginia Division of Mineral Resources, Publication 101, Charlottesville, Va. (Virginia Division of Mineral Resources), 113-116. Schwarcz, H. P. & Latham, A. G. 1990: Absolute age detemination of the travertine from Vértesszőlős. — In: Kretzoi, M. & Dobosi, V.T. (eds): Vértesszőlős site, mán and culture. Akadémiai Kiadó, Budapest, 549-552. Schwarcz, H. P. & Skoflek, 1.1982: New dates fór the Tata, Hungary archaeological site. — Natúré 295, 590-591. S chweitzer F. 2002: Édesvízi mészkő előfordulások, mint a geomorfológiai szintek értelmezése. — Karszt és Barlang 1998-1999. (2002.), I-IL, 105-108. Shen, C.-C., Edwards, R. L., Cheng, H., Dorale, J. A., Thomas, R. B., Mórán, S. B., Weinstein, S. E.& Edmonds, H. N. 2002: Uránium and thorium isotopic and concentration measurements by magnetic sector inductively coupled plasma mass spectrometry. — Chemical Geology 185, 165-178. Shen, C.-C., Lin, H-T., Chu, M-F., Yu, E-F., Wang, X., Dorale, J. A. 2006: Measurements of natural uránium concentration and isotopic composition with permil-level precision by inductively coupled plasma-quadrupole mass spectrometry. — Geochemistry, Geophysics, Geosystems 7, Q09005, dói: 10.1029/2006GC001303,10 p. Shen, C.-C., Li, K.-S., Sieh, K., Natawidjaja, D., Cheng, H., Wang, X., Edwards, L., Lám, D. D., Hsieh, Y.-T., Fan, T.-Y., Meltzner, A., J., Taylor, F., W., Quinn, T., M., Chiang, H.-W. & Kilbourne, H. 2008: Variadon of initial 230 Th/ 232 Th and limits of high precision U-Th dating of shallow-water corals. — Geochimica et CosmochmicaActa 72, 4201-4223. Spötl, C. & Vennemann, T. W. 2003: Continuous-flow isotope ratio mass spectrometric analysis of carbonate minerals. — Rapid Communications in Mass Spectrometry 17, 1004-1006. Szanyi Gy., Bada G., Surányi G., Leél-Őssy Sz. & Varga Zs. 2009: A Budai-hegység pleisztocén kiemelkedéstörténete barlangi lemezes kalcitkiválások uránsoros kormeghatározása alapján. — Földtani Közlöny 139/4, 353-366. Szöőr Gy., Balázs É., Sümeghy P, Scheuer Gy., Schweitzer F. & Hertelendi E. 1992: A magyarországi édesvízi mészkövek termoanalitikai és izotópgeokémiai elemzése fáciestani és rétegtani értékeléssel. — In: Szöőr Gy. (szerk.): Fáciesanalitikai, paleobiogeokémiai éspaleoökológiai kutatások, Debrecen, 93-107. Takács-Bohner, K. & Kraus, S. 1989: The results of research intő caves of thermal water origin. — Karszt és Barlang Special Issue, 31-38. Tari, G., Báldi, T. & Báldi-Beke, M. 1993: Paleogene retroarc flexural basin beneath the Neogene Pannonian Basin: a geodynamic model. — Tectonophysics 226,433-455. Varga P. 1985: Mészturbidites betelepülések a budai márgában és a tardi agyagban. — Őslénytani Viták 31, 93-99. Veres V. 2007: A Rudas fürdő travertínója. — Kézirat, Diplomadolgozat, ELTE, Természettudományi Kar, Alkalmazott és Környe¬ zetföldtani Tanszék, 116 p. Vermes J. & Scheuer Gy. 1969: Újabb édesvízi mészkő előfordulás a Rózsadombon. — Földrajzi Értesítő 1,149-153. Vitális Gy. & Hegyi I.-né 1982: Adatok a Budapest térségi édesvízi mészkövek genetikájához.— Hidrológiai Közlöny 62/2, 73-84. Wein Gy. 1977: A Budai-hegység tektonikája. — MÁFI Alkalmi kiadvány, Budapest, 76 p. Kézirat beérkezett: 2010.05.18. Hungárián contribution to the mineralogy and geology of clays Commemorating the 50 th anniversary of the Hungárián Clay Minerals Group founded in 1960 István Viczián Geological Institute of Hungary, 1143 Budapest, Stefánia út 14., Hungary (viczian@mafi.hu) Magyar eredmények az agyagásvány tan és -földtan terén Az 1960-ban alapítottMFTAgyagásványtani Szakosztály 50. évfordulója alkalmából Összefoglalás A cikk a magyar földtudományi agyagkutatás főbb eredményeit foglalja össze témák szerint csoportosítva. Általános művek. A Magyarhoni Földtani Társulat Agyagásványtani Szakosztályának alapítója, Nemecz írta az első magyar általános szakkönyvet az agyagásványokról. Tágabb értelemben Bárdossy alapvető műveit a bauxitokról szintén az agyagkutatás körébe sorolhatjuk. A talajok agyagásványaival Stefanovits, Szendrei és Nemecz, újabban pedig Nagy és Kónya könyvei foglalkoztak. Egyes agyagásványok vizsgálata. A Füzérradványon bányászott híres illites ásványt Maegdefrau és Hofmann írta le még 1937-ben. Ezt nevezhetjük „a világ második illitjének” (az illinoisi után). Az ásvány további kutatásáról Nemecz és Varjú számolt be. A vastartalmú agyagásványok, mint a szeladonit, glaukonit és a „Fe-dús montmorillonit csoport” kémiai rendszerezését lényegesen előrevitték Weiszburg és Tóth E. munkái. Erdélyi részletesen tanulmányozott számos szerpentinásványt. Újabban Dódony végzett szerkezeti vizsgálatokat szerpentinásványokon (pl. antigorit, poligonális szerpentin). Agyagásványok meghatározási módszerei. Új, és ma is használható röntgendiffrakciós mennyiségi határozási módszert Náray-Szabó vezetett be. A Paulik testvérpár termikus meghatározó készüléket fejlesztett ki, amelyet „derivatográf’-nak neveztek. Az első termikus határozó atlaszt az agyagásványokra vonatkozólag Földvári-Vogl állította össze. A termikus módszert jelenleg is magas szinten alkalmazza Földvári. Talajok és üledékek. Magyarország talaj-agyagásvány térképét Stefanovits és Dombóvári készítették el. Bidló részletesen vizsgálta a vörös agyagokat, amelyek legtöbbször fosszilis talajokból származnak. Bazaltkráterekben fosszilis bentonitos tavi üledékeket ismert fel Solti. Ezek anyagát Földvári, Zs. Barna és mások vizsgálták. A Kárpát¬ medence főleg riolitos eredetű bentonittelepeit Kovács-Pálffy vizsgálj a rendszeresen. Kó'zetrétegtani alkalmazások. A magyarországi üledékes formációkat agyagás vány-tartalmuk szempontjából Viczián jellemezte. Jelenleg ezt a kutatási irányt Raucsik, Varga A. és Szakmány folytatják tovább. Viczián, Mátyás J. és mások a szmektit-illit diagenetikus átalakulást alkalmazták a szénhidrogén-prognózisban. Az igen kisfokú metamorfózis rétegszilikátjainak fő kutatója Árkai, munkatársai Tóth M., Judik és mások. Ő vezette be a klorit „kristályossági” fokot (Árkai-index), munkatársaival vizsgálta az indexásványokat, a kőzetek szövetét stb. Kutatásaikat Magyarország határain túlra, a svájci Alpokra és DK-Európára is kiterjesztették. A hidrotermális elváltozási öveket a Tokaji-hegységben elsőnek Székyné Fux ismerte fel. Később Nemecz és Varjú, újabban Molnár részletesen vizsgálták az elváltozással létrejött agyagásványokat. A nemesagyag-telepek kutatásával évtizedekig Mátyás E. és Zelenka foglalkozott, alkalmazhatóságukat és kolloid tulajdonságaikat Juhász, Szántó és tanítványaik vizsgálták. A nehézfémek által okozott környezeti szennyezés modellezését Németh végzi. Szabó egyik fő szakértője az agyagos szigetelőréteg kialakításának városi hulladéklerakók körül. Agyagos mellékkőzetben kívánják elhelyezni a nagy intenzitású radioaktív hulladékot a Mecsekhegységben. Tárgyszavak: agyagásványok, szedimentológia, talajtan, igen kisfokú metamorfózis, környezeti ásványtan Abstract The main results of the Hungárián clay research are reviewed in the field of earth Sciences in a thematic order. A generál textbook on clay minerals was published by the founder of the Clay Minerals Group, Professor Nemecz. In a broader sense, the important books on bauxites by Bárdossy belong to the field of clay research. Soil clay minerals were discussed in the textbooks of Stefanovits, Szendrei and Nemecz, andrecently by Nagy and Kónya. Specific clay minerals. The famous illite mineral of Füzérradvány — the “second illite in the world” (after the illite of 314 István Viczián: Hungárián contribution to mineralogy andgeology ofclays Illinois) — was described by Maegdefrau & Hofmann as early as 1937 and later reviewed by Nemecz & Varjú. Weiszburg and E. Tóth contributed much to the Chemical systematics of celadonite, glauconite and the “Fe-rich montmorillonite” series. Earlier, serpentine minerals were extensively studied by Erdélyi and in recent years by Dódony (structural analyses of antigorite andpolygonal serpentine). Determinative methods in clay mineralogy. A method of quantitative analysis by X-ray diffraction was introduced by Náray-Szabó. A special apparátus fór thermal analysis — called the “Derivatograph” —was developed by Paulik et al. An atlas of thermal analysis was first compiled by Földvári-Vogl. The application of this method was later continued at a higher level by Földvári. Soils and sediments. Stefanovits and Dombóvári published a map of clay minerals in Hungárián soils. Red clays, mostly relict fossd soils were studied by Bidló. Fekete published a book on recent tropical soils. Fossd bentonitic laké sediments of basaltic craters were recognised by Solti and analysed by Földvári, Zs. Barna and others. Kovács-Pálffy focusedhis systematic studies on rhyolite-relatedbentonite deposits of the Carpathian Basin. Lithostratigraphic applications. Clay minerals of Hungárián sedimentary formations were systematically characterised by Viczián. Today this line has been continued by Raucsik, A. Varga and Szakmány. The diagenetic transformation of smectite to illite was widely applied fór CH prospecting by Viczián, J. Mátyás and others. Layer silicates of the very lowgrade metamorphic stage have been studied by Árkai and his co-workers M. Tóth, Judik etc. He introduced the paraméter “chlorite crystallinity” (Árkai index), studied index minerals, and alsó applied textúrái analysis. His studies extended to Hungary, the S wiss Alps, and to South East Europe. Zones of hydrothermal alteration in the Tokaj Mts were first recognised by Széky-Fux and later intensively studied by Nemecz and Varjú and recently by Molnár. Clay deposits of economic value were studied fór several decades by E. Mátyás and Zelenka, their application and colloidal properties were analysed by Juhász, Szántó and their students. Model experiments of environmental pollution caused by heavy metals were carried out by Németh. Clay liners fór communal waste depositories were developed by Szabó. Pelitic hőst rocks fór high intensity radioactive waste depositories have been studied in Mecsek Mts. Keywords: clay mineralogy, sedimentology, soil Science, verylow-grademetamorphism, environmental mineralogy Introduction The Hungárián Clay Minerals Group was founded in 1960. In this review, on the occasion of the 50th anniversary of this Group, the main results of Hungárián clay research in the field of earth Sciences are presented. With respect to the references in given here, only a few publications have been selected. The main considerations were that the work is typical fór the author or the subject. This historical account follows the example of the review made by Vogl (1982) on the development of the analytical methods during the first 20 years of the Clay Group (1960-1980). A valuable source of data regarding the activity in the early periods can be found in the bibliography compiled by Szendrei (1979). This bibliography is available in manuscript form and contains nearly 500 items. A similar bibliographic compilation, with brief historical notes, was written by Viczián in 1999. Recently valuable bibliographical and biographical data were collected by Szendrei (2010) fór the purposes of a home page of the Hungárián Geological Society. Books on Clay Minerals A generál textbook on clay minerals was published by the founder of the Clay Mineral Group, Professor Nemecz (1981). In a broader sense the important books of Bárdossy (1982, Bárdossy & Álévá 1990) on bauxites and the bauxite sedimentological studies of Mindszenty (1999) belong to the clay research. Soil clay minerals were discussed in the textbooks of Stefanovits (1981), Szendrei (1994) and Nemecz (2006). Fekete (1988) published a book on tropical soils. It is nőt intended here to review the colloid chemistry of clay minerals in detail. Only a few university courses and textbooks on colloids which are closely related to clay minerals are mentioned. Such are the university courses by Juhász (1995-1996), the book by Szántó (1987) and the recently published work by M. Nagy & Kónya (2009). Juhász & Opoczky (1982,1990) have become international-renowned specialists on the mechanochemistry of silicate minerals. Specific clay minerals The famous illite mineral of the locality of Füzérradvány, — alsó called sarospatakite and more recently “Zempléni illite” — can be regarded as the “second illite of the world” because it was described by Maegdefrau & Hofmann as early as 1937 (after the Illinois illite: see Viczián 2000). Later the mineral was reviewed by Nemecz & Varjú (1970) and was identified as mixed-layer illite/smectite-lM. Hungárián investigations on Füzérradvány illite in many respects preceded the corresponding American studies bút whatever, they are in accordance with them (see: Viczián 1996,1997). Erdélyi et al. (1957a, b) described a high temperature hydrothermal illite-2M variety which he called “hydro- muscovite”. From the Mecsek uránium deposits Cr-bearing mica was identified by Kiss (1960) and further specified by Sztrókay & Puskás (Gál-Sólymos et al. 1994). Tokody (1962) described a smectite variety as an alteration product of andesite and he called it “mauritzite”. This mineral was later characterized by Kákay Szabó (1983) and identified as saponite with a high iron content by Weiszburg etal. (1993). Földtani Közlöny 141/3 (2011) 315 J. Barna (1983) described it as a natural — clay-humic substance complex originating from brown coals. It was especially the presumed hydrous varieties in the serpentine group that were extensively studied by Erdélyi et al. (1957a, b) and Erdélyi & Veniale (1970). In a later period Papp (1993) studied the intergrowth of serpentine minerals and Dódony (1997), Dódony et al. (2001) published electron microscopic structural analyses of the serpentine varieties antigorite and polygonal serpentine. The regular mixed-layer mineral “allevardite” (i.e. rectorite) was recognised by Nemecz et al. (1963) from hydrothermal deposits at Király-hegy in the Tokaj Mts. Another regular mixed-layer clay mineral — corrensite — was first described from Hungary by Viczián (1993),); its occurrence was in the German-type Triassic formations of the Mecsek Mts. Classification and nomenclature Immediately before the formation of the Hungárián Clay Group a proposition on classification was submitted jointly by Hungárián specialists fór the AIPEA and published by Földvári-Vogl (1958). Already this classification con- tained the term “couches intercalées” (approximately identical with “interstratified”) and “sárospatakite” was included intő this group. Weiszburg et al. (2004,2008) contributed much to the Chemical systematics of Fe-bearing members of the mica and smectite groups (e.g. celadonite, glauconite, and with recognition of the “Fe-rich montmorillonite” series). Determinative methods in clay mineralogy A so-called “direct” method of quantitative analysis by X-ray diffraction was developed by Náray-Szabó & Péter (1967). This was improved later by several authors including Bárdossy et al. (1980), Rischák (Komkov et al. 1989, Sidorenko et al. 1992) and Sajó (Feret et al. 1997). A special apparátus fór thermal analysis — called the “Derivatograph” — was constructed by Paulik et al.(1986). The apparátus was manufactured in Hungary fór several years. An early Atlas of thermal analysis was compiled by Földvári-Vogl (1958). Fater this method was developed to ahigh standard on the international level by Földvári (1986, 1991). Szöőr & Bohátka (1985) combined derivatographic analysis with the mass spectrometry of escaping gases. Szendrei (2001) applied the analysis of specially prepared thin sections to describe the micro-morphology and genetic processes of soils. The radioactive age of clay substances is determined mainly by the K-Ar method devised by Balogh (Árkai et al. 1995, 2003), Pécskay et al. (2005, 2006) and their co- workers. Soils Stefanovits & Dombóváriné (1985) published a map of clay minerals in Hungárián soils. Typical Hungárián saline soils were studied by Szendrei (1985). Red clays, which proved to be mostly relicts or redeposited palaeosoils, were studied by Bidló (1980, 1985), Fekete & Stefanovits (1998) and Berényi Üveges et al. (2003). Schweitzer & Szöőr (1997) correlated mineralogy and the age of red clays. Nemecz & Csikós-Hartyáni (1995) carried out detailed mineralogical analyses on finely-separated grain fractions of soils. Lacustrine clay sediments, bentonites Sediments from Fake Balaton were studied by a research team led by Cserny (2002). Specific fossil laké sediments of the craters of hasalt volcanoes were recognised by Solti and analysed by Zs. Barna & Földvári (1996). Juhász (1989) identified the principal component of the basaltic bentonites as Fe-bearing beidellite. It was mainly rhyolite-related bentonite deposits of the Carpathian Basin that were systematically reviewed by Kovács-Pálffy (1998). Fine details of the sedimentation conditions of a bentonite deposit were revealed using sequence stratigraphic and geochemical analysis (Püspöki etal. 2005,2008). Lithostratigraphic applications, diagenesis The clay minerals of Hungárián sedimentary formations were systematically characterised by Viczián (1995). This type of clay study was combined with geochemical research carried outby Varga et al. (2007), Raucsik & Varga (2008). The diagenetic transformation of smectite intő illite was applied fór hydrocarbon exploration by Viczián (Hámor- Vidó & Viczián 1993, Tanács & Viczián 1995), J. Mátyás (Hillier et al. 1995) and others. Phyllosilicates in very low grade metamorphic rocks The very low grade metamorphic stage of transformation has been studied by Árkai et al. (2002). Together with M. Tóth he improved the “illite crystallinity” (Kübler index) method and introduced the characteristic paraméter “chlorite crystallinity” (Árkai index), based on X-ray diffraction (Árkai 1991, Árkai et al. 1996). In addition to potassic white micaparagonite and margarite were alsó studied (Fivi et al. 2008). The X-ray results were compared with textúrái analysis using the TEM method. In cooperation with P. Horváth, Judik etc., his studies extended to the anchimetamorphic formations of the Swiss Alps, alsó south-eastern territories of Europe (Árkai et al. 1995, Judik etal. 2003). 316 István Viczián: Hungárián contribution to mineralogy andgeology ofclays Hydrothermal alteration of volcanic rocks The classical studies of Pálfy (1911) and Inkey (1906) found a correlation between propylitic alteration and gold mineralization in andesitic rocks. Propylitization is alarge-scale alteration process in which chlorite forms in piacé of mafic silicates. Szádeczky-Kardoss (1958,1960) drew attentionto the uptake of volatiles by magma (transvaporisation), the crystallisation of volatile-rich magmas (formation of hypo- magmatic rocks) and alteration due to secondary processes (meta-magmatic rocks) which produce various clay minerals. In the Tokaj Mts, zones of hydrothermal alteration were first recognised by Széky-Fux ( 1970) and later intensively studied by Nemecz et al. (1963), Nemecz & Varjú (1970). In the Velence Hills a deeper level of hydrothermal alteration was explored by the team of Darida-Tichy, Földvári, Farkas, led by I. Horváth (Daridáné Tichy et al. 1984). Recently in both regions this line of research has been continued mainly by Molnár (Molnár etal. 1999,PÉcsKAYetal. 2005). Economic and environmental geology A comprehensive inventory of the economic clay deposits of the historical Hungary (i.e. the pre-1920 borders of Hungary) was prepared by Kalecsinszky (1905). The kaolin, bentonite, illite, zeolite and siliceous earth deposits of the Tokaj Mts and other areas of the country were studied fór several decades by E. Mátyás (1966,1974) and Zelenka (1994, Pécskay et al. 2005). A comprehensive review was compiled by Véghné (1967). Model experiments of environmental pollution by heavy metals were carried out by Németh et al. (2005) and applied to soils by Sípos (2006-2007). The interaction of high arsenic groundwater with the rock-forming minerals was studied by Varsányi & Ó. Kovács (2005). Clay liners fór communal waste depositories were developed by Szabó (Czurda & Szabó ed. 1996). Pelitic hőst rocks and the fault gouge of the granitic hőst rock fór radioactive waste depositories were studied in Mecsek Mts (Földvári 2006, R. Varga et al. 2005). Extraterrestrial applications Gucsik (Gavin et al. 2010) has started to develop models fór the formation of the recently discovered clay minerals on the plánét Mars. Conclusions Three main periods can be distinguished in the history of the Hungárián clay mineral research. In the first period which comprises roughly the 1960-70's, the main interest was focused to the study of hydrothermal alteration in volcanic regions, including the study of specific minerals and economic deposits. In the second period, approximately in the 1980-90's, investigations concentrated to the study of sedimentary formations, including shales, pelitic rocks and bauxites. Special attention was given to diagenetic processes related to hydrocarbon genesis and very low grade metamorphism. In the most recent period, on the turn of the 20 th and 21 st centuries the importance of young sediments such as soils and Quaternary deposits is growing. There is an increasing interest to environmental applications such as lining of radioactive waste depositories and heavy metál pollution. Thermal analysis was applied on high level in the former and in this period. There are instrumental analyses of specific mineral groups like serpentines and iron clay minerals of high international standard. In generál, the research was able to attain a reliable, médium to good level which matched the international standards. In a few fields, however, such as in the study of bauxites, very low grade metamorphism or in somé mineralogical studies Hungárián researchers played a pioneering role in the generál clay Science. References—Irodalom Árkai, P. 1991: Chlorite crystallinity: an empirical approach and correlation with the illite crystallinity, coal ránk and mineral facies as exemplifiedby Paleozoic andMesozoic rocks of northeast Hungary. — JournalofMetamorphic Geology 9,723-734. Árkai, P, Balogh, K. & Dunkl, I. 1995a: Timing of low-temperature metamorphism and cooling of the Paleozoic and Mesozoic formations of the Bükkium, innermost Western Carpathians, Hungary. — Geologische Rundschau 4 , 334-344. Árkai, R, Sassi, F. P. & Sassi, R. 1995b: Simultaneous measurements of chlorite and illite crystallinity: a more reliable tool fór monitoring low- to very low grade metamorphism in metapelites. A case study írom the Southern Alps (NE Italy). — European Journal of Mineralogy 7,1115-1128. Árkai, P, Merriman, R. J., Roberts, B., Peacor, D. R. & Tóth, M. 1996: Crystallinity, crystallite size andlattice strain of illite-muscovite and chlorite: comparison of XRD and TEM data fór diagenetic to epizonal pelites. — European Journal ofMineralogy 8 / 5 , 1119-1137. Árkai, P, Sassi, F. P. & Desmons, J. 2002: Towards a unified nomenclature in metamorphic petrology: 4. Very low- to low grade metamorphic rocks. — A proposal on behalf of the IUGS Subcommission on the Systematics ofMetamorphic Rocks. Provisional recommendations, web version of31.10.2002. (http://www.bgs.ac.uk/SCMR), 1-12. Árkai, P., Faryad, S. W., V idal, O. & Balogh, K. 2003: Very low-grade metamorphism of sedimentary rocks of the Meliata unit, Western Carpathians, Slovakia: implications of phyllosilicate characteristics. — International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau ) 92 , 68-85. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 317 Bárdossy, Gy. 1982: Karstbauxites. Bauxite deposits on carbonate rocks. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 441 p. Bárdossy, Gy. & Aleva, G. J. J. 1990: Lateriticbauxites. —624p.,Elsevier, Amsterdam etc. Bárdossy, Gy., Bottyán, L., Gadó, P., Griger, Á. & Sasvári, J. (1980): Automated quantitative phase analysis of bauxites. —American Mineralogist 65,135-141. Barna, J. 1983: Humic substances-clay complexes in Hungárián coals. —Fuel 62,380-388. Barna, Zs. & Földvári, M. 1996: Bazaltbentonitoktermoanalitikai vizsgálata (Thermoanalytical examinations of basaltic bentonites). — In: Solti G. (szerk.): Olajpala, alginit, bazaltbentonit kutatása és hasznosítása, 1987-1993 (Prospecting and utilisation of oil shale, alginite, basaltbentonite). 77-80. Alginit Alapítvány, Budapest. Berényi Üveges, J., Horváth, Z., Michéli, E., Mindszenty, A. & Németh, T. 2003: Reconstructing Quaternary pedogenesis in a paleosol sequence in Hungary. — Quaternary International 106-107,61-71. Bidló, G. 1980: Mineralogical investigation of degraded kaolinites from Dunántúl (Transdanubian) area. — Acta Mineralogica- Petrographica, Szeged24, Supplementum 111-114. (Proc. 10 th Kaolin Symp., Budapest, 1979). Bidló, G. 1985: Mineralogical investigation of Middle Pliocene and Pliocene-Pleistocene transitional clays. — 5 th Meeting ofthe EuropeanClay Group s,P ragué, 1983, 111-115. Cserny T. 2002: A balatoni negyedidőszaki üledékek kutatási eredményei (Results of the investigations on Quaternary sediments of Laké Balaton). —Földtani Közlöny 132/különszám (specialissue), 193-213. Czurda, K. & Szabó, I. (ed.) 1996: Das Multibarrierensystem in dér Deponiebautechnik. Hulladékelhelyezés többszörös védelmi rendszere.—MBS tanfolyam jegyzet (MBS lecture notes), Budapest, 1996. Schr. Angew. Geol. Karlsruhe 44. Daridáné Tichy M., Horváth I., Farkas L. & Földvári M. 1984: Az andezitmagmatizmushoz kapcsolódó kőzetelváltozások a Velencei¬ hegység keleti részén (Rock alteration related to andesite magmatism on eastern part of Velence Mts.). —MÁFIÉvi Jelentés (Annual Report ofthe Geologicallnstitute of Hungary) 1982-ről ,271-288. Dódony, 1.1997: Structure of the 30-sectored polygonal serpentine. A model based on TEM and SAED studies. — Phys. Chem. Minerals 24,39-49. Dódony, I., Pósfai, M. & Buseck, P. R. 2001: Revised structure models fór antigorite: A HRTEM study. —American Mineralogist 87, 1443-1457. Erdélyi, J. & Veniale, F. 1970: Idro-crisotilo: un nuovo minerale dél gruppo dél serpentino. — Rend. Soc. Ital. Mineral. Petrol. 26, 403-404. Erdélyi, J., Koblencz, V., Tolnay, V. 1957a: Einige neue Mineralvorkommen aus dér Erzschürfung von Nagybörzsöny (Deutschpilsen). — ActaMineralogica-Petrographica, Szeged 10,3-13. Erdélyi, J., Koblencz, V. & Varga, N. S. 1957b: Neuere strukturelle Regein dér Hydroglimmer. Hydroantigorit, ein neues Serpentinmineral und metakolloidaler Brucit vöm Csódi-Berg bei Dunabogdány (Ungarn). —Acta Geologica Hungarica 6,95-106. Fekete J. 1988: Trópusi talajoki Tropical soils).—Akadémiai Kiadó, Budapest. Fekete, J. & Stefanovits, P 1998: Comparative study of the mineral composition of red clays in Hungary. —Agrokémia és Talajtan (Agrochemistry and Soil Science) 47,1-4,23-28. Feret, F., Authier-Martin, M., Sajó, 1.1997: Quantitative phase analysis of Bidi-Koum bauxites (Guinea). — Clays and Clay Minerals 45/3,418-427. Földvári M. 1986: A földtani kutatásban alkalmazott termoanalitikai módszerek (Thermo-analytical methods applied in geological research). —MAFIMódszertani Közlemények (Methodological Contributions, Geol. Inst. ofHung .) 9/1,1-70. Földvári, M. 1991: Measurement of different water species in minerals by means of thermal derivatography.—In: Smykatz-Kloss, W. & Warne, S. St. J. (eds): Thermal Analysis in the Geosciences. pp. 84-100. Lecture Notes in Earth Sciences vol. 38, Springer, Berlin etc. Földvári M. 2006: Termoanalízis alkalmazása radioaktív hulladéklerakók földtani kutatása során (Application of thermal analysis fór the geological investigation of the disposal of radioactive waste). —Acta GGM Debrecina, Geology, Geomorphology, Physical Geography Ser. 1,25-32. Földváriné Vogl M. 1958: A differenciális termikus elemzés szerepe az ásványtanban és a földtani nyersanyagkutatásban (Differential thermal analysis applied in mineralogy and geological prospecting). — Műszaki Könyvkiadó, Budapest. 90 p. Gál-Sólymos, K., Puskás, Z., Kubovics, I. & Vincze, J. 1994: Electron microprobe study of the mineral paragenesis in the MecsekU-ore deposit. — ActaMineralogica-Petrographica, Szeged 35, Suppl., 13-31. Gavin, P., Chevrier, V., Ninagawa, K., Gucsik, A. & Hasegawa, S. 2010: Experimental investigation intő the effects of meteoritic impacts on the spectral properties of phyllosilicates on Mars (abstract). — 41stLunar and Planetary Science Conference, The Woodlands, Texas, U.S.A., 2010. AbstractNo. 1890. Hámor-Vidó, M. & V icziÁN, 1.1993: Vitrinite ref lectance and smectite content of mixed-layer illite/smectites in Neogene sequences of the Pannonian Basin, Hungary. —Acta Geologica Hungarica 36/2,197-209. Hillier, S., Mátyás, J., Matter, A. & Vasseur, G. 1995: Illite/ smectite diagenesis and its variable correlation with vitrinite reflectance in the Pannonian Basin. — Clays and Clay Minerals 43/2,174-183. Inkey, B. 1906: De la relation entre P état propylitique des roches andesitiques et leurs filons minéraux. — C. R. Congr. Géol. Internat., Xéme session, Mexico, 1906, 1,501-517. Judik, K., Németh, T., Tibljas, D., Horváth, P. & Árkai, P. 2003: Corrensite in metabasalts and metagabbros from Mt. Medvednica, Croatia.— ActaMineralogica-Petrographica, Szeged44, 1-8. Juhász A. Z. & Opoczky L. 1982: Szilikátok mechanikai aktiválásafinomőrléssel. — Szilikátkémiai Monográfiák XI. Akadémiai Kiadó, Budapest. 244 p. Juhász, A. Z. & Opoczky, L. 1990: Mechanical activation of minerals by grinding: puverizing and morphology ofparticles. — Bilis Horwood, Chichester, England. 234 p. 318 István Viczián: Hungárián contribution to mineralogy andgeology ofclays Juhász A. Z. 1995-96: Általános és szilikátkémiai kolloidika (General and silicate colloid chemistry). 1 (1995), 200 p. 2 (1996), 165 p., 3 (1996), 200 p.—Egyetemi jegyzet (university course), Veszprémi Egyetem, Veszprém. Juhász Z. 1989: A várkeszői bentonittípus technológiai tulajdonságai (The technological properties of the bentonite type of Várkesző). — Földtani Kutatás 32/4,65-70. Kákay Szabó 0.1983: A mauritzit újravizsgálata (Re-examination of mauritzite). — Földtani Közlöny 113/4,333-356. Kalecsinszky S. 1905: A magyar korona országainak megvizsgált agyagai (Clays examined in the lands of the Hungárián Crown). — A M. Kir. Földtani Intézet kiadványa (Publishedby the Hung. Royal Geol. Inst.), Budapest. 218 p., 1 térképmelléklet. Kiss J. 1960: Az urán-króm-vanadium eloszlása és az epigén krómcsillám szerepe a mecseki permi összletben (Die Verteilung von U - Cr - V und die Rolle des epigenetischen Chromglimmers im Permkomplex des Mecsekgebirges).— Földtani Közlöny 90/1,73-82. Komkov, A. I., Dyakonov, Yu, S., Mischenko, K. S., Raynov, N., Cechlarova, I., Rischák, G., Unger, H. & Hering, A. 1989: Application of quantitative X-ray diffraction phase analysis in the geological survey. I. A methodological guide. — Scientific Commission of AnalyticalMethods, Scientific Commission ofMethods ofMineralogicalResearch, VIMS, Moskva (in Russian). Kovács-Pálffy P. 1998: Harmadidőszaki bentonit típusú ásványi nyersanyagtelepek ásványtani, geokémiai és genetikai összehasonlító vizsgálata (Comparative mineralogical, geochemical and genetic study of Tertiary bentonite-type deposits). — Ph. D. értekezés összefoglaló tézisei (Ph. D. Thesis). Kossuth Lajos Tudományegyetem, Debrecen. Livi, K. J. T., Christidis, G. E., Árkai, P. & Veblen, D. R. 2008: White mica domain formation: A model fór paragonite, margarite, and muscoviteformationduringprogrademetamorphism.— American Mineralogist93/4, 520-527. M. Nagy, N. & Kónya, J. 2009: Interfacial chemistry of rocks and soils. — Surfactant Science Series, 148, CRC Press, Boca Raton, FL, U.S.A. 244p. Maegdefrau, E. & Hofmann, U. 1937: Glimmerartige Mineralien als Tonsubstanzen. — ZeitschriftfürKristallographie 98/1,31-59. Mátyás E. 1966: A rátkai felsőszarmata édesvízi medence földtani és teleptani viszonyai (General and economic geological relations of the Rátka Upper Sarmatian limnic basin). — Földtani Közlöny 96/1,27^-2. Mátyás, E. 1974: Volcanic and postvolcanic processes in the Tokaj Mountains on the basis of geological data of raw matériái prospecting. — Acta GeologicaHungarica 18/3-4,421^-55. Mindszenty A. 1999: Bauxitszedimentológia. A karsztbauxitok, a geodinamika és a klíma kapcsolatának elemzése mediterrán példákon (Bauxite sedimentology. Analysis of the relationship between karstbauxites, geodinamics and climate on Mediterranean examples). — Akadémiai doktori értekezés (D. Se. Thesis), Budapest. 1-171. Molnár, F., Lexa, J. & Hedenquist, J. W. 1999: Epithermal mineralization of the Western Carpathians. — Guidebook Prepared fór the Society of Economic Geologists Field Conference, 4-7 September 1999, Society of Economic Geologists Guidebook Series 31. Náray-Szabó, I. & Péter, É. 1967: Die quantitative Phasenanalyse in dér Tonmineralforschung. — Acta GeologicaHungarica 11/4,347-356. Nemecz, E. 1981: Clay minerals. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 547 p. Nemecz E. 2006: Ásványok átalakulási folyamatai talajokban (Transformation processes of minerals in soils). — Akadémiai Kiadó, Budapest. 324 p. Nemecz, E. & Csikós-Hartyáni, Zs. 1995: Processes in soils andpaleosoils. — GeoJournal36/2-3, 139-142. Nemecz, E., Varjú, Gy. & Barna, J. 1963: Allevardite from Királyhegy, Tokaj Mountains, Hungary. — Proc. Intern. Clay Conf. Stockholm 2,51-67. Pergamon Press, Oxford etc. Nemecz, E. & Varjú, Gy. 1970: Sárospatakit (Hidrotermális illit-montmorillonit) kémiai és szerkezeti sajátságai (Chemical and structural investigation of Sárospatakites, Illite/montmorillonite). — Földtani Közlöny 100/1,11-22. (in Hungárián) Németh, T., Mohai, I. & Tóth, M. 2005: Adsorption of copper and zinc ions on various montmorillonites: an XRD study. — Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged 46, 29-36. Pálfy M. 1911: Az Erdélyrészi Érchegység bányáinak földtani viszonyai és érctelérei (Die geologischen Verháltnisse und die Erzlagerstátten des siebenbürgischen Erzgebirges). — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve (Annals of the Royal Geological Institute of Hungary) 18/4,205-464. Papp, G. 1993: Qriented intergrowth of crysotile with lizardite and antigorite. — Neues JahrbuchfürMineralogieMonatshefte 1993/1,1-9. Paulik, J., Paulik, F. & Arnold, M. 1986: Derivatograph-c. A microcomputer automated equipment fór simultaneous TG, DTG, DTA, EGA and TD. — ThermochimicaActa 107,375-378. Pécskay, Z., Molnár, F., Itaya, T., Zelenka, T. 2005: Geology and geochronology of illite from the clay deposit at Füzérradvány, Tokaj Mts., Hungary. —Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged A6, 1-7. Pécskay Z., Lexa J., Szakács A., Seghedi I., Balogh K., Konecny V., Zelenka T., Kovács M., Póka T., Fülöp A., Márton E., Panaiotu C. & Cvetkovic V. 2006: Geochronology of Neogene Magmatism in the Carpathian arc and intra-Carpathian area. — Geologica Carpathica 57/6,511-530. Püspöki, Z., Kozák, M., Kovács-Pálffy, P, Földvári, M., McIntosh, R. W. & Vincze, L. 2005: Eustatic and tectonic/volcanic control in sedimentary bentonite formation - a case study of Miocéné bentonite deposits from the Pannonian Basin. — Clays and Clay Minerals 53/1,71-91. Püspöki, Z., Kozák, M., Kovács-Pálffy, R, Szepesi, J., McIntosh, R., Kónya, P, Vincze, L. & Gyula, G. 2008: Geochemical records of a bentonitic acid-tuff succession related to a transgressive systems tract - indication of changes in the volcanic sedimentation rate. — Clays and Clay Minerals 56/1,23-3 8. R. Varga, A., Szakmány, Gy., Raucsik, B . & Máthé, Z . 2005 : Chemical composition, provenance and early diagenetic processes of playa laké deposits from the Boda Siltstone Formation (Upper Permian), S W Hungary. —Acta Geologica Hungarica 48 /l, 49-68. Raucsik B. & Varga A. 2008: Az alsó-toarci feketepala Réka-völgyi szelvényének ásványtani jellemzése (Óbányai Aleurolit Formáció, Mecsek hegység): őséghajlattani következtetések (Mineralogy of the Lower Toarcian black shale section from the Réka Valley (Óbánya Siltstone Formation, Mecsek Mountains, Hungary): implications forpalaeoclimate). — Földtani Közlöny 138/2,133-146. Földtani Közlöny 141/3 (2011) 319 Schweitzer, F. & Szöőr, Gy. 1997: Geomorphological and stratigraphic significance of Pliocene red clay in Hungary. — Zeitschriftfür Geomorphologie N. F. Suppl.-Bd. 110,95-105. Sidorenko, G. A., Volkov, M. A., Dyakonov, Yu, S., Mischenko, K. S., Raynov, N., Cechlarova, I., Rischák, G., Melka, K., Korecky, J., Unger, H. & Hering, A. 1992: Application of quantitative X-ray diffraction phase analysis in the geological survey. II. 1-28. A methodological guide. —Scientific Comission of Methods of Mineralogical Research, VIMS, Moskva (in Russian). Sípos, P. 2006-2007: Mobilization conditions of lead in forest soils írom the Cserhát Mts., NE Hungary. — Acta Mineralogica- Petrographica, Szeged 47,53-59. Stefanovits P. 1981: Talajtan (SoilScience). — 2. átdolg. kiadás. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Stefanovits P. & Dombóvári L-né (K.) 1985: A talajok agyagásvány-társulásainak térképe (The map of clay mineral associations in the soils of Hungary). —Agrokémia és Talajtan 34/3-4,317-330. Szádeczky-Kardoss, E. 1958: On the petrology of volcanic rocks and the interaction of magma and water. —Acta Geologica Hungarica 5,197-233. Szádeczky-Kardoss, E., Pantó, G. & Széky-Fux, V. 1960: A preliminary proposition fór developing a uniform nomenclature of igneous rocks. —International Geological Congress, Reportofthe 21 st SessionNorden, 1960, Part 13,287-292. Szántó F. 1987: A kolloidkémia alapjai (Basic colloidchemistry). — Gondolat, Budapest. 337 p. Székyné Fux V. 1970: Telkibánya ércesedése és kárpáti kapcsolatai (The Telkibánya mineralisation and its Carpathian relations). — Akadémiai Kiadó, Budapest. 266 p. Szendrei G. 1979: A magyar agyagásványtani szakirodalomjegyzéke, 1900-1978 (Bibliography of Hungárián clay mineralogy, 1900-1978). — Kézirat(Manuscript), Budapest. Szendrei, G. 1985: The stability and distribution of clay minerals in Hungárián sah affected soils. — 5th Meeting ofthe European Clay Groups, Prague, 1983. 471-476. Charles University, Prague. Szendrei G. 1994: Talaj ásványtan (Soil mineralogy). —MÁFI Módszertani Közlemények (Methodological Contributions, Geol. Inst. of Hung.) 1994/1,1-217. Szendrei G. 2001: A hazai talajtípusok mikromorfológiája (Micromorphology ofsoil types in Hungary). — A szerző kiadása (Edition of the author), Budapest. 163 p. Szendrei G. (compiled by) 2010: A Szakosztály tisztségviselői által publikált monográfiák, könyvek (Monographs, books published by the officers of the Clay Group). — Kézirat ( Manuscript), Budapest. Szöőr, Gy. &Bohátka, S. 1985: Derivatograph-Qms system in geochemicalresearch. —ThermochimicaActa 92,395-398. Tanács, J. & Viczián, 1.1995: Mixed-layer illite/smectites and clay sedimentation in the Neogene of the Pannonian Basin, Hungary. — Geologica Carpathica, ser. Clays 4/1,3-22. Tokody, L. 1962: Mauritzitein selbstándiges Mineral. —Annales hist. -nat. MuseiNationalisHung., ParsMin. Pál. 54,27-30. Varga, A., Szakmány, Gy., Árgyelán, T., Józsa, S., Raucsik B.& Máthé Z. 2007: Complex examination of the Upper Paleozoic siliciclastic rocks from Southern Transdanubia, SW Hungary - mineralogical, petrographic, and geochemical study.—In: Arrib as, J., Critelli, S.& Johnsson, M. J. (eds): Sedimentary Provenance and Petrogenesis. Geological Society of America, Special Paper 420, 221-240. Varsányi, I. & Ó. Kovács, L. 2005: The role of groundwater flow in controlling the arsenic concentration in the Southern part of the Great Hungárián Piain. —Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged 46,47-52. Végh S-né 1967: Nemércek földtana (Geology ofnon-metallic mineral deposits). — Tankönyvkiadó, Budapest. 283 p. Viczián, I. 1993: Clay mineralogy of Middle Triassic evaporitic and carbonate rocks, Mecsek Mts. (Southern Hungary). — llth Conferenceon Clay Mineralogy and Petrology, C. Budéjovice, 1990, 135-144. Univerzita Karlova, Praha. Viczián, I. 1995: Clay minerals in Mesozoic and Paleogene sedimentary rocks of Hungary. — Románián Journal of Mineralogy 77, 35-44. Viczián, I. 1996: A füzérradványi illit vizsgálatának újabb eredményei (New results in the study of the Füzérradvány illite). — Földtani Közlöny 126/2-3,263-266. Viczián, 1.1997: Hungárián investigations on the “Zempléni” illite. — Clays and Clay Minerals 45/1,114-115. Viczián, 1.1999: Brief historical notes: The Hungárián Clay Mineral Group. — EGCANewsletter3 ,1999,22-23. Viczián, I. 2000: History of mineralogical investigations of the Füzérradvány „illite”, near Sárospatak, Hungary. —Acta Geologica Hungarica 43/4,493-500. Vogl M. 1982: Az agyagásványok vizsgálati módszereinek hazai fejlődése az elmúlt 20 év alatt (Advance of the analytical methods in clay mineralogy during the last 20 years in Hungary). —Földtani Közlöny 112/1,31-39. Weiszburg, T., Bada, G., Dódony, I., Jánosi, M., Lovas, Gy., Nagy-Balogh, J., Czakó-Nagy, I., Nagy, S. & Papp, G. 1993: A „mauritzit”, Erdőbénye nevezetes szaponit-változata („Mauritzite”, a special saponite variety from Erdőbénye, NE Hungary). — TopographiaMineralogica Hungáriáé 1,57-67. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc. Weiszburg, T. G., Tóth, E. & Beran, A. 2004: Celadonite, the 10-Agreen clay mineral of the manganese carbonate őre, Úrkút, Hungary. —Acta Mineralogica-Petrographica, SzegedASH , 65-80. Weiszburg, T. G., Tóth, E., Pop, D. & Cora, 1.2008: írón dominated dioctahedral TÓT clay minerals: from nomenclature to formation processes (abstract). — MECC’08, Zakopane, 2008,Abstracts. Mineralogia, Spec. Papers 33,31. Zelenka, T. 1994: Genetic relationship of the Hungárián clay deposits (Kaolin-bentonite). —Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged 25,97-101. Kézirat beérkezett: 2010.09.10. Hírek, ismertetések ^^íSrfdtT Qeoloiiif.al 140/3, 321-322., Budapest, 2011 Összeállította: Palotás Klára Új nemzetközi folyóirat! Earth System Science Data (ESSD) néven új nemzetközi folyóirat indult a Copernicus Publications kiadásában. A folyóirat szabad hozzáférésű, a kiadó többi folyóiratához hasonlóan a bírᬠlati szakasz is nyilvános. A folyóirat elsődleges célja az egyébként nehezen publikálható, de önmagában is értékes adatbázisok köz¬ lése. A megjelentetett cikkek az adatok értelmezését nem tartal¬ mazzák, csak az adatok keletkezésének, hátterének pontos leírását. A folyóirat azt az űrt hivatott betölteni, hogy a legtöbb folyóirat nem kívánja leközölni a nagyszámú adatot tartalmazó adatbázi¬ sokat és a hozzájuk tartozó pontos leírást (helyszín, mintavétel, elemzési módszer stb.). Mivel azonban az adatok a publikálás után nyilvánossá válnak, érdemes már megjelent vagy elfogadott folyóiratcikkek háttéranyagaként kezelni. A folyóiratról bővebb információ itt található: http://www.earth-system-science-data.net/ Ízelítőül a legújabb cikkek listája: http://www.earth-syst-sci-data.net/recent_papers.html Az esetleges további kérdésekre választ Demény Attila, a folyóirat szerkesztőbizottsági tagja ad (demeny@geochem.hu). Személyi hírek Az MTA Földtudományok Osztálya 2011. június 21-én új tisztségviselőket választott. Az új osztályelnök Vörös Attila , az MTA rendes tagja, osztályelnök-helyettes Bozó László, az MTA levelező tagja lett. *** A Miskolci Egyetem ünnepi szenátusi ülésén 2011. június 18- án Némedi Varga Zoltán emeritusz professzort, a hazai kőszén¬ földtan legjelesebb képviselőjét az egyetem díszdoktorává válasz¬ tották, az egyetem egykori hallgatóját, Hámor Tamás geológus¬ jogászt, a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal főosztályveze¬ tőjét pedig címzetes egyetemi docenssé nevezték ki. PhD védés Halász Amadé (Pécsi Tudományegyetem Földtudományok Doktori Iskola): A Bodai Aleurolit Formáció ciklussztratigráfiai vizsgálata (védés: 2011. május 5.) Témavezetők: Konrád Gyula, Budai Tamás Gyászhírek Mély fájdalommal tudatjuk mindazokkal, akik ismerték és szerették, hogy Mangené dr. Rajetzky Mária 2011. január 30-án elhunyt. Szomorúan tudatjuk, hogy Szomszéd Elemérné tagtársunk tragikus hirtelenséggel elhunyt. Mély fájdalommal tudatjuk, hogy Böröczky Tamás 2011. március 22-én elhunyt. Szomorúan tudatjuk, hogy dr. Kőháti Attiláné született Márföldi Éva életének 78. évében, 2011. április 11-én elhunyt. Fenesi Ferenc a MAFI Laboratóriumi Osztályának munka¬ társa, 2011. június 14-én 64 éves korában elhunyt. Kiváló kolléga távozott, emlékét megőrizzük. Könyvismertetés - Dill, H. G. 2010: The chessboard classification scheme of mineral deposits: Mineralogy and geology from aluminum to zirconium Earth-Science Reviews, vol. 100/1-4. 420 p. Egy adatokban roppant gazdag kötet jelent meg a Föld ásvány¬ telepeiről. A bemutatás újszerűsége, hogy gyakorlatilag minden is¬ mert teleptípust besorol egy x-y tengelyeken ásványtani (kémiai) / földtani (magmás-üledékes litológiai) adatokkal jellemzett sakk¬ táblaszerű rendszerbe. Ez bármilyen részinformációt ismerve gyors keresést tesz lehetővé. További információkat a teleptípusra, az ural¬ kodó és járulékos ásványokra, a genetikai modellre, a földtani környe¬ zetre az egyes teleptani típusokat részletező szövegben találunk. A bemutatás végighalad a periódusos rendszer összes kémiai elemén, sőt külön kitér a legfontosabb ásványcsoportokra, melyek komoly gazdasági jelentőséggel rendelkeznek (pl. földpátok, zeolitok, sillimanit-csoport ásványai, agyagásványok). A kötet használatát gazdag illusztrációs anyag, a további ismeretek meg¬ szerzését pedig bőséges irodalomjegyzék segíti. A kötet elektronikus úton is hozzáférhető: www.sciencedirect.com Szakáll Sándor Kocsis Károly: Magyarország térképekben Az MTA Földrajztudományi Kutatóintézet regionális atlasz¬ sorozatának keretén belül megjelent „Magyarország térképekben” (csakúgy, mint angol nyelvű változata, a 2009 végén napvilágot látott „Hungary in Maps”) a maga nemében egyedülálló kiadvány, hiszen egyesíti a Magyarországról eddig megjelent országismer¬ tető könyvek és atlaszok erényeit. A gazdagon illusztrált műben 38 földrajzos, földtanos, geofizikus, meteorológus, botanikus, zoo¬ lógus, talajtanos, energetikus, közgazdász és más tudományterü¬ letek képviselői nem csupán napjaink Magyarországáról, a világ¬ ban elfoglalt helyünkről nyújtanak átfogó képet, hanem a magyar állam történeti fejlődéséről és általában a természeti-társadalmi környezetünk múltbeli alakulásáról is. Az ország magyar nyelvű „névkártyájának” is tekinthető atlasz olyan időszerű, társadalmunk egészét foglalkoztató témákat mutat be 200 térkép, ábra és 57 táblázat segítségével, mint az állami és etnikai terület stabilitása és változásai; a természeti veszélyek, föld¬ rengések elleni védekezés; az árvízvédelem és a vízgazdálkodás; kiemelkedő nemzeti kincsünk, a különféle talajfajták megóvása és termőképessége; a természetvédelem; a hazai és a nemzetközi környezeti konfliktusok; a népességcsökkenés és az elöregedés; a 322 Hírek, ismertetések munkanélküliség; a növekvő bevándorlás; a cigányság és a határain¬ kon túli magyarok, valamint a hazai kisebbségekkérdése, a népesség politikai, választói magatartása; az egyes tájak tehetségeket kibo¬ csátó és megtartó képessége; az urbanizáció trendjei; a piacgazda¬ ságra való átállás gazdasági és társadalmi problémái, a privatizáció, a külföldi tőke beáramlása és a magyar tőkeexport, az energiaellátás és a villamosenergia-termelés kihívásai; a szolgáltatási ágazatokban megfigyelhető növekvő területi koncentráció; a turizmus nemzet¬ közi versenyképessége és vonzótényezői. Az átfogó, naprakész adatokat szolgáltató mű gyakorlati hasz¬ nálhatósága mellett nemcsak a kormányzati munkát segíti, hanem a hon- és nemzetismeretnek, a modern köz- és felsőoktatásnak is jó szolgálatot tesz. Az elvégzett kutatások kiváló előtanulmányul szolgálnak a Magyarország nemzeti atlasza tervezett új, immár harmadik, ezúttal is az MTA Földrajztudományi Kutatóintézet által irányítandó kiadásához. Klinghammer István