Földtani közlöny

Földtani Közlöny 142/1

A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata
Bulletin of the Hungárián Geological Society

»

Felelős kiadó

Haas János,

a Magyarhoni Földtani Társulat elnöke

Főszerkesztő

Császár Géza

Műszaki szerkesztők

Piros Olga
Simon yi Dezső

Nyelvi lektor

Philip Rawlinson

Szerkesztőbizottság

Elnök: Haas János
Fodor László, Ki. fr Béla, Palotás
Klára, Papp Gábor, Sztanó
Orsolya, Vörös Attila

Főtámogató

MÓL Rt.

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
Paláontologie (Stuttgart),
Referativny Zhurnal
(Moscow) and
Geológiai és Geofizikai
Szakirodalmi Tájékoztató
(Budapest)

Bulletin of the Hungárián Geological Society

Tartalom — Contents

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltárt felső-triász-alsó-jura képződmények
durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése. — Evaluation of Upper Triassic
-Lower Jurassic breccia/conglomerate-bearing beás describedfront boreholes in the
vicinity ofthe town of Komló. 3

Galácz András, Császár Géza, Géczy Barnabás, Kovács Zoltán: A Gerecse hegységi
Nagy-Pisznice „Krokodil-szelvényében” feltárt toarci (alsó-jura) rétegek
ammonitesz-sztratigráfiája. — The Toacian ammonite stratigraphy ofthe so-called
‘Crocodile’ section on the Nagy-Pisznice Hill in the Gerecse Mountains (North-west
Hungary). 21

Szentesi Zoltán, Venczel Márton: Egy fejlett béka a felső-kréta (santoni) Csehbányái
Formációból (Iharkút, Bakony hegység). — An advanced anuran from the Upper
Cretaceous (Santonian) Csehbánya Formádon (Iharkút, Bakony Mountains). 33

Benkó Zsolt, Molnár Ferenc, Pécskay Zoltán, Németh Tibor, Maré Lespinasse: A
paleogén vulkanizmus hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi gránitra a
Velencei-hegységben: a sukorói barittelér kora és képződése. — The interplay of

Palaeogene magmatic-hydrohermal fluid flow on a variscan gránité intrusion: the
age and formádon ofthe barite vein at Sukoró, Velence Hills, Western Hungary. 45

Kálmán Eszter: Helyszíni kőzetfeszültség mérési eredmények a túlkonszolidált Kiscelli

Agyag Formációban. — In situ measurements in the overconsolidated Kiscell Clay. 59

Kessler Jenő, Hír János: Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész. — The

avifauna in North Hungary during the Miocéné. Part I. 67

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről. — Selected

issues on the tectonic structures beyond the Earth. 79

Rövid közlemény

Varga Andrea, Újvári Gábor, Kovács János: Cirkon egykristály U-Pb korok a
danitzpusztai pannóniai homokból: közvetett bizonyítékok az aljzatot alkotó

metamorfitok kevert prevariszkuszi protolitj aira. 95

In memóriám

Thamóné Bozsó Edit: In memóriám Maria Mange született Rajetzky Mária 99

Póka Teréz: In memóriám Dr. Elek Izabella 103

Hírek, ismertetések (összeállította Palotás Klára) 105

Első borító: A gerecsei krokodil páncéljának részlete. (Fotó: Főzy István). Hátsó
borító: Ammoniteszek a gerecsei szelvény 13., a krokodil csontvázat szolgáltató rétegéből.
(Fotó: Kovács Zoltán).

(^Budapest,

2012

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

rokitam

^^íSrídfi Qeolo^if.ali

142 / 1 , 3-20., Budapest, 2012

A Komló környéki fúrásokban feltárt felső-triász-alsó-jura képződmények
durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

Győrfy Éva

8800 Nagykanizsa, Zrínyi utca 20/c, e-mail: eva.gyorfy@gmail.com

Evaluation ofUpper Triassic - Lower Jurassic breccia/conglomerate-bearing beás describedfrom
boreholes in the vicinity ofthe town of Komló

Abstract

Various type of coarse-grained rock fragments are known in the Upper Triassic to Lower Jurassic formations of the
Mecsek Mountains. This paper deals with the study of the conglomerate- and breccia-bearing beds located around Komló
in the Eastern Mecsek. In the study area plenty of boreholes have been drilled fór coal prospecting and these provide a lót
of data about the detrital beds. The aim of the paper is to (i) introduce the Upper Triassic and Lower Jurassic formations
(ii) prepare isopach maps fór the formations and alsó fór the bundles of breccia/conglomerate-bearing beds (iii)
characterise the distribution of the rock types and their relatíve frequency and (iv) draw conclusions írom the evaluation
of these data from palaeogeographic and evolutionary history points of view.

Major results:

— There are fór blocks that subsided faster than the average. It means that the study area was fractured during the
sedimentation of these formations.

— The thick occurrences of the conglomerate/breccia beds are perfect indications of the one time river- and delta
beds, albeit the small size of the study area and the secondary erosion makes it difficult to follow the direction and size of
the river- and delta bed.

— The areas of the greatest thicknesses correlate well with the largest thicknesses of the conglomerate/breccia
occurrences. This confirms the correctness of the statement above. This tendency is true fór the Karolinavölgy Sandstone
and the Mecsek Coal Formations.

— The Vasas Mari Formádon contains only a few coarse-grained rock fragments, which is the consequence of the
continuous change of the sedimentary environment. The stream gradient decreased and then the fluvial sedimentation
was replaced firstby a largely paludal environment, and then a shallow maríné one. During this history the coarse-grained
rock fragments were replaced by finer-grained ones and coarser-grained fragments are found only in the delta
environment.

— The predominant rock-type of the conglomerate and breccia is quartz, bút occasionally intraformational sedimentary
rocks, Triassic limestones and dolomites can alsó be found in an enriched form. The quartz (granitoid and metamorphites)
has its origins in the granitic rocks to the north, while the Middle Triassic limestone and dolomité are from the south, as is
statedby E. Nagy (1969).

Keywords: Eastern Mecsek Mts, Karolinavölgy Sandstone Fm, Mecsek Coal Fm, Vasas Mari Fm, isopachous map, pebble and breccsa
beds, transport direction ofthe matériái

Összefoglalás

A mecseki felső-triász és alsó-jura formációkból ismertek különböző extra- és intraformációs durvatörmelékek.
Jelen tanulmány a Keleti-Mecsek területéhez tartozó Komló környékén található felső-triász-alsó-jura formációkban
előforduló konglomerátum- és breccsarétegek elemzésével foglalkozik. A választás mindenekelőtt azért esett erre a
területre, mert az itt mélyített kőszénkutató fúrásokból jelentős számú adat állt rendelkezésre az elemzésekhez és érté¬
keléshez. A cél a fenti képződmények bemutatása, vastagságtérképeinek és a bennük előforduló breccsa/konglomerátum
rétegek fajlagos vastagságtérképeinek elkészítése, a durvatörmelék anyagára vonatkozó információk értékelése, vala¬
mint ezekből fejlődéstörténeti következtetések levonása. Az üledék a legtöbb esetben konszolidált. A rétegsorleírások
eltérő volta következtében az esetek túlnyomó többségében nem adható meg egyértelműen a breccsa- és a konglomerá-

4

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltártfelső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

tumszemcsék gyakorisági aránya, amihez az a körülmény is hozzájárul, hogy ezek a valóságban is rendszerint együtt
jelennek meg. A kutatási terület kis mérete mellett ebből is adódik, hogy a törmelékszállítási és képződési viszonyokra
vonatkozóan csak korlátozott megállapítások tehetők.

A legfontosabb eredmények:

— A terület a késő-triász-kora-jura folyamán blokkosán feldarabolódott.

— A konglomerátum/breccsa rétegek nagy fajlagos vastagságú helyei egybeesnek a formációk nagyobb vastagságú
területeivel a Karolinavölgyi Homokkő és a Mecseki Kőszén Formáció esetében.

— A jelentős vastagságú durvatörmelék-előfordulások jó indikátorai az egykori folyó- és deltameder elhelyezkedé¬
sének.

— A Vasasi Márga Formációban már csak elvétve fordul elő kavics/kőzettörmelék, ami azt jelzi, hogy a tenger¬
elöntés előrehaladtával a lepusztulási terület egyre távolodott a kutatási területtől, de még jelentős volt a lepusztulási
térszín morfológiai tagoltsága.

— A konglomerátum/breccsa anyaga uralkodóan kvarc és magmatit, kisebb részben dolomit és mészkő.

— Az anyagszállítás az uralkodóan granitoid és kevesebb metamorf kőzet esetében hozzávetőlegesen ÉNy-ról DK-
re, míg a kisebb hányadot képviselő középső-triász mészkő és dolomit anyagú kőzetek esetében D-ről É-ra történt,
megerősítve ezzel Nagy E. (1969) megállapítását.

Tárgyszavak: Keleti-Mecsek, Karolinavölgyi HomokkőF., Mecseki Kőszén F., Vasasi Márga F., vastagságtérképek, konglomerátum- és
breccsarétegek, anyagszállítási irányok

Bevezetés

A tanulmány a 2010. évi „Komló környékének fúrá¬
sokban feltárt felső-triász-alsó-jura képződmények breccsa-
rétegeinek kiértékelése” című szakdolgozat legfontosabb
eredményeit foglalja magában.

A cél a területen előforduló felső-triász és alsó-jura
formációk részletes bemutatása, vastagságtérképeinek és a
bennük előforduló breccsa/konglomerátum rétegek fajlagos
vastagságtérképeinek elkészítése, a kiasztok anyagára vo¬
natkozó információk kigyűjtése, valamint ezekből fejlődés-
történeti következtetések levonása. A választás mindenek¬
előtt azért a Keleti-Mecsekhez tartozó Komló területére
esett (7. ábra), mert az itt mélyített kőszénkutató fúrásokból
jelentős számú adat állt rendelkezésre az elemzésekhez és
értékeléshez.

A vizsgálatokat nehezítette a fúrási jegyzőkönyvek sok¬
színűsége. Az üledék a legtöbb esetben konszolidált. Ugyan¬
akkor jelen munkában nem adható meg egyértelműen a
törmelék kerekítettségének mértéke, mivel az esetek
többségében azonos rétegen belül is nagyon változatos kop-
tatottságúak a szemcsék mind a magmás-metamorf, mind a
karbonátos anyagú kőzeteknél, amint erről néhány mag ese¬
tében meggyőződhettem. Másrészt a leírások ezt a körül¬
ményt csak kivételesen juttatták kifejezésre az eltérő részle¬
tességük miatt. Kivételesen megjelenhetnek konglome¬
rátum vagy breccsa dominanciájú rétegek is, de ezek területi
értékelésére a fentiek miatt nincs esély. Ennek a vegyes
összetételnek a tükröztetése céljából használtam a konglo¬
merátum/breccsa kifejezést.

Az alkalmazott vizsgálati módszer

A formációk vastagságtérképeinek és a konglomerátum/
breccsa rétegek fajlagos vastagságtérképeinek elkészíté¬
séhez Krumbein & Sloss (1963) fáciestérképei jelentették a
kiindulási alapot. A térképek a komlói területen található
mélyfúrások jegyzőkönyveinek segítségével készültek el. A
térképek elkészítéséhez olyan fúrásokra volt szükség,

melyek jelentős vastagságban harántolták az értekezés
tárgyát képező Karolinavölgyi Homokkövet, valamint kü¬
lönböző alsó-jura képződményeket. Az ezen kritériumok¬
nak megfelelő fúrások főleg a kőszénkutató fúrások közül
kerültek ki. Az adatgyűjtés során a K-l-től a K-176-ig
terjedő fúrások áttekintésére, került sor. Megnehezítette a
munkát, hogy a jegyzőkönyvekben még nem használták a
jelenlegi formációnevek többségét. A Mecseki Kőszén
Formációt pl. kőszéntelepes csoportként, a Vasasi Márga
Formációt fedőhomokkő és fedőmárga csoportként vagy
tagozatként írták le. Még ennél is nehezebb feladatnak bizo¬
nyult a Hosszúhetényi Mészmárga vagy a Mecseknádasdi
Homokkő Formáció elkülönítése, különösen ha a rétegsort
szerkezeti elemek (vetők, ill. feltolódások) tagolták. Ilyen¬
kor a leírás alapján könnyen összetéveszthetőnek bizonyult
a Vasasi Márga alsó tagozatát jelentő vastag homokkőtest és
a Mecseknádasdi Homokkő.

A formációvastagságok meghatározásának első lépése
annak rögzítése, hogy az adott képződmény milyen inter¬
vallumon belül található, vagyis milyen látszólagos vastag¬
ságban harántolta azt a fúrás. A fúrási dokumentációban a
vizsgált képződmények dőlésszögértékekeit is rögzítettük.
A harántolt vastagsági értékből és a dőlésszögértékekből
kiszámítható a valós vastagság. Több fúrás esetében dőlés-
szögértéket nem tartalmazott a leírás, ilyenkor az ál vastag¬
ság-értékekkel kellett dolgozni, de lehetőleg igazodva a
környezet valósnak tekinthető vastagságadataihoz.

Kiemelt cél volt a konglomerátum/breccsa rétegek faj¬
lagos vastagságeloszlás-térképének elkészítése is, ezért
minden vizsgált fúrási rétegsorból kiírtuk a vonatkozó
vastagsági értékeket is a fentiekben ismertetettel megegye¬
ző módon. Egyes fúrási dokumentációk terjedelme elérte a
150 oldalt is, ahol minden rétegről teljes jellemzés készült,
míg másoknál az egész leírás 5-10 oldalra korlátozódott,
közelítőleg azonos vastagságú képződmény mellett. A kellő
részletességgel megírt jegyzőkönyvek esetében nemcsak a
kavics/kőzettörmelék méretét, de annak anyagát, esetleges
egyéb tulajdonságait is feltüntették, míg másutt csak annyit
említettek, hogy a rétegben durvatörmelék található. Ezért
számolnunk kell azzal is, hogy egyes esetekben a kavics/

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

5

1. ábra. A Keleti-Mecsekben található komlói területrész földtani térképe a kainozoikum elhagyásával az 1967-es állapot szerint. Részlet Nagy E. & Forgó (1967)
Keleti-Mecsek feketekőszén prognózistérképéből

I - Felső-mezozoikum (távolabbi fedő), 2 - Felső-sinemuri (közvetlen fedő), 3 - Hettangi-alsó-sinemuri kőszénösszlet, 4 - Felső-triász (közvetlen fekü), 5 - Perm-triász (távolabbi
fekü), 6 - Kőszénösszletet harántolt mélyfúrások, 7 - Feküt vagy fedőt harántolt mélyfúrások, 8 - Vízkutató fúrások, 9 - Térképező fúrások és egyéb sekélyfúrások, 10 - Működő aknák,

II - Felhagyott aknák, 12 - Működő tárók, 13 - Kőszénösszlet és közvetlen fekvőjének határa, 14 - A kőszénösszlet fedőjének 0 m vastagsági vonala, 15 - A kőszénösszlet
fedőképződményeinek vastagságvonalai (izopach vonalak), 16 - Szerkezeti vonalak, 17 - Működő (ilL felhagyott) bányaterületek, 18 - Épülő bányaterületek, 19 - Előzetesen
megkutatott területek, 20 - Reménybeli készlet -560 m felett, 21 - Reménybeli készlet -560 és -800 m között, 22 - Reménybeli készlet -800 m alatt

Figure 1. Geological map of the Komló area of the East Mecsek without Cenozoic. Detail of the black coal prognostic map of the East Mecsek compiled by E. Nagy & Forgó
(1967)

1 - Upper Mesozoic (main roof), 2 - Uppper Sinemurian (nether roof), 3 -Hettangian - Lower Sinemurian coal measures, 4 - Upper Triassic (directfootwall), 5 -Permian-Triassic, 6 -
Boreholes drilled in the coal measures, 7 - Boreholes drilled hanging wall or footwall, 8 - Water wells, 9 - Mapping or other shallow boreholes, 10-Active shaft, 11 -Abandoned shaft, 12 -
Active drift gallery, 13 - Boundary between the coal measure and its footwall, 14 - The “0 m ” thickness line of the hanging wall of the coal measures, 15 - Isopach lines of the hanging wall
formations of the coal measures, 16 - Tectonic lines, 17 -Active (or abandoned) mining claim, 18 - Mines under construction, 19 - Preliminarily explored areas, 20 - Prognostic reserves above
-560m, 21 - Prognostic reserves between -560 and -800m, 22 - Prognostic reserves under -800m

kőzettörmelék jelenlétéről említés sem történt. A konglo-
merátum/breccsa rétegek összvastagságát elosztva a formá¬
ció vastagságával fajlagos vastagságadatokhoz jutottunk,
melyek százalékban megadva szerepelnek a szerkesztett
térképeken.

A térkép szerkesztésének a megkezdése előtt szükséges
volt a formáció elterjedési határának, azaz az adott képződ¬
ménynek a vizsgált területen belül a felszíni erózió által
előidézett kiékelődési vonalának megrajzolása.

Az adatgyűjtést a fent vázolt térképek szerkesztése kö¬
vette. A fúráspontokat koordinátáik alapján a Mapinfo prog¬
rammal jelenítettük meg. A számítógép által létrehozott
vastagságtérképeket a mindenkori speciális körülmények
figyelembevételével korrigálni kellett. A térképek átrajzolá¬
sát a CorelDraw programmal végeztük el.

Kiemelt jelölést kaptak azok a fúrások, melyek az adott
képződménynek mind a feküjét, mind a fedőjét harántolták.
Ezen belül elkülönítettük azon fúrásokat, melyek zavartalan
településűek és valós vastagságúnak bizonyultak, vagyis
jelentősebb tektonikai hatások nem voltak kimutathatók.

Ezek a tulajdonképpeni alappontok, képezték a térkép meg¬
szerkesztésének az alapját. Külön jelöltést kaptak azok a
fúrások, melyek a képződményt és fedőjét harántolták, de a
formációban megállt a fúrás, így feküjük nem ismert. Ezek
a fúrások a formáció teljes vastagságánál kisebb értéket mu¬
tatnak a térképen. Voltak olyanok, melyek elérték a réteg-
tani feküt, de a rétegtani fedőjük nem ismert. Megkülönböz¬
tettünk továbbá olyan fúrásokat, melyek a formációnak sem
a fedőjét, sem a feküjét nem harántolták. Ez utóbbi két eset a
valós vastagságnál ugyancsak kisebb vastagsági értéket
mutat. A különböző esetek mellett külön jelölést kaptak
azok, melyeket valamilyen tektonikus hatás ért. Leggyako¬
ribbnak a vető bizonyult, de néhány helyen feltolódás is
előfordult. A vetős fúrások esetében a valós vastagságnál
kisebb értékekkel kellett számolni, szemben a feltolódással,
amikor reálisan rétegismétlődés növelte meg a képződ¬
ményvastagságot. A térképeken néhány helyen előfordult,
hogy több, durvatörmeléket nem tartalmazó fúrás mellett
hirtelen megjelent egy kiugró konglomerátum/breccsa¬
vastagság értékkel jellemzett fúrás, ekkor a részletesebb

6

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltártfelső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

tagolást a fúrástól távolodva nem végeztük el. A formációk
vastagságtérképein feltüntettük Földi et al. 1969-es földtani
térképét felhasználva a területen található fontosabb szin-
szediment vetőket is. Ezen túlmenően néhány, a hirtelen
vastagságnövekedést mutató helyen külön jelöléssel további
vetők is feltüntetésre kerültek. A formációk konglomerá-
tum/breccsa vastagságtérképénél a szinszediment vetőket
— tekintve, hogy a durvatörmeléket tartalmazó rétegek
képződése rövid idejű események nyomait őrzik — nem
tüntettük fel.

Összességében tehát megállapítható, hogy a szerkesztés
alapjául szolgáló adatok, egyrészt a fúrások elnagyolt leírá¬
sa, másrészt a területet ért intenzív és változatos, de nem
mindig feltárt tektonikai hatások miatt, bizonytalanok. To¬
vábbi — nem lényegtelen — bizonytalansági tényezőt jelent
az a körülmény, hogy sok fúrás nem érte el az adott képződ¬
mény feküjét, vagy hiányzik a rétegtani fedője. Ennek
ellenére az adatok, ha korlátozott mértékben is, az üledék¬
képződési viszonyok tér- és időbeli változásaira, továbbá a
fejlődéstörténetre vonatkozó következtetések levonására
kínálnak lehetőséget.

Kutatástörténeti áttekintés

A Mecsek hegység földtani felépítését tekintve alapve¬
tően két, jól elkülöníthető részre osztható: a főként perm és
triász időszaki képződményekből felépülő Nyugati-Mecsek-
re, és a vizsgálat tárgyát képező komlói területet is magába
foglaló Keleti-Mecsekre. Utóbbi uralkodóan jura időszaki
képződmények folyamatos rétegsorából áll (Császár
2005).

A komlói felső-triász és alsó-jura kifejlődési egységeit a
1. ábra mutatja. A területen végzett vizsgálatok arra en¬
gedtek következtetni, hogy konglomerátum- és breccsabete-
lepülés csupán a Karolinavölgyi Homokkő Formációban és
a Mecseki Kőszén Formációban jelenik megjelentős szám¬
ban és vastagságban. A kőszenes rétegcsoportot fedő Vasasi
Márga Formációban még található, de az erre települő
képződményekben ebben a térségben elhanyagolható gya¬
koriságú a durvatörmelék-előfordulás. Ezt figyelembe véve
a konglomerátum/breccsa előfordulási térképek az előző
három formációra készültek el, s a durvatörmelék jellemzé¬
se is ezeken alapszik. Éppen ezért a földtani háttér ismer¬
tetésében ezek a képződmények nagyobb hangsúllyal, míg a
többi csak áttekintő jelleggel szerepel.

A rétegsor közvetlen feküjét felső-triász korú fekete, jól
rétegzett mészkövek és márgák, palás agyagkövek alkotják.
Ezekre települnek a jelentős vastagságot elérő, különböző
homokkövek és márgák váltakozó rétegei, melyek a rhaeti
emelet képviselői (Vadász 1935).

A felső-triász-alsó-jura rétegsort és azok alkotó egysé¬
geinek kapcsolatát a 2. ábra szemlélteti Császár ed. (1997)
alapján.

A Karolinavölgyi Homokkövet ( 3. ábra) a képződmény
felismerője, Peters 1862-ben Keuper vagy gresteni ho¬
mokkő néven írta le, míg Böckh (1876) ugyanezt telep-

Toarci

-=- y

Pliensbachi

Zjtecskeháli Mészkő Fm.

Mecsíknácfasdl Homokkő Fm,

_ H h i' | M 5 4 C

Sinemuri

Vasasi Márga Fm.

Hettangi

^ \l» Mecseki Kőszén Fm. *4* '<!*■ *Jk

Rhaeti

FTTTTTTTTTTTTTTTTTTTTTTTiTTTTTTTim

Norí

Kami

2. ábra. A felső-triász és alsó-jura képződmények rétegtani helyzete (Galácz
[ jura] és Haas [triász] - in: Császár [ed.] 1997 alapján)

Figure 2. Connection between the Upper Triassic and Lower Jurassic formations
(basedon - Galácz [Jurassic] and Haas [Triassic] - in Császár [ed.] 1997)

3. ábra. A Karolinavölgyi Homokkő Formáció a Karolina-völgyben (fotó:
Császár G.)

Figure 3. The Karolinavölgy Sandstone Formádon in Karolina-völgy (photo:
Császár, G.)

mentes homokkőként említette. Részletes litológiai és ás¬
ványtani felépítésének, területi változékonyságának és elter¬
jedésének, képződési körülményeinek megismerésében
jelentős szerepet Nagy E. (1965, 1968), Török (1998),
Némedi Varga (1998) és Nagy E. et al. (2008) játszott. A
Karolinavölgyi Homokkő Formáció feküjét részben a
korlátozott elterjedésű Kantavári Mészmárga Formáció
képezi, másutt közvetlenül a középső-triász mészkőre/
dolomitra települ (Török 1998). Az átlagosan 400-600 m
vastag formáció uralkodóan aprókavicsos homokkőből,
aleurolitból és agyagkőből áll. Folyóvízi, delta, illetve tavi
képződmény (Rálischné Felgenhauer et al. in: Császár
ed. 1997). A formáció korának megítélése Nagy E. (1965,
1968) és Bóna (1984) munkásságának köszönhető. A

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

1

formáció kora rétegtani helyzete és a pollenek alapján, késő-
karni, nori és rhaeti (Török 1998).

A Karolinavölgyi Homokkő Formációból üledékfoly¬
tonossággal fejlődik ki a Mecseki Kőszén Formáció (4.
ábra). Wéber (1984) munkájában kőszénösszletet említ a
mecseki felső-triászban, ezzel bizonyítva azt, hogy a
kőszénképződés feltételei már a triász végén létrejöttek.

4. ábra. Mecseki Kőszén Formáció részlete, a Vasasi külfejtésben (fotó:
Császár G.)

Figure 4. Part of the Mecsek Coal Formádon, Open cast mine of Vasas (photo:
Császár, G.)

A komlói kifejlődési terület fáciessorának megisme¬
réséhez számos kutató járult hozzá. A Mecsek hegység
keleti részének alapos földtani megismerése főként Peters
(1862), Böckh (1881) és Vadász (1912, 1930, 1935) mun¬
kásságának köszönhető. Feketekőszén kutatáshoz, földtani
felépítéshez kötődő vizsgálataival sok új ismeretet jelentett
Balkay et al. (1956), Nagy E. & Forgó (1967), Némedi
Varga (1963, 1967, 1971, 1987, 1998) munkássága. A
Mecseki Kőszén Formációra vonatkozó legfontosabb ős¬
földrajzi vonatkozású vizsgálatok Nagy E. (1964, 1969)
nevéhez fűződnek. Azonban már korábban is sok kutató
foglalkozott az üledékgyűjtő egykori helyzetével. Vadász
(1935) véleménye szerint a kőszénvonulat egy egységes,
tengermenti lápvidék lehetett, amelyet D-en, K-en és felte¬
hetőleg É-on is gránitszárazulat határolt. Később Szádeczky-
Kardoss (1956) feltételezése szerint a mecseki liász üledék¬
gyűjtő medencét mind D-ről, mind Ny-ról és K-ről partvo¬
nalak szegélyezték. Újabb eredményeket Láda (1961) vastag¬
ságszelvényei jelentettek, melyek egyrészt egyenlőtlen
medencealjzat-süllyedésről, másrészt jelentős helyi emer-
ziókról tesznek bizonyságot. A Mecseki Kőszén Formáció
alapos rétegtani elemzése Nagy E. & Nagy I. (1969) munká¬
jához kötődik. A terület megismeréséhez bányabeli adatok
felhasználásával főleg Vadász (1935), Székyné Fux (1952),
Wein (1952), Grossz (1957), Polai (1963) járulthozzá. Fúrási
megfigyeléseket feldolgozva további ismereteket nyújtottak
többek közt Telegdi Roth (1948), Schwáb (1956) és Káli
(1962). Noszky (1952) felszíni, bányabeli és fúrási vizsgá¬
latokkal járult hozzá a terület megismeréséhez.

A Mecseki Kőszén Formáció vastagsága Pécsbányán és
Mecsekszabolcson az 1000-1200 m-es vastagságot is elér¬
heti, majd ettől minden irányban fokozatosan csökken.
Vasason már 750 m, Bétán 600 m, Komlón 350-450 m. Az
északi vonulatban Magyaregregyen már csupán 250 m,
Szászváron 100-150 m, Nagymányokon pedig mindössze
80-100 m vastagságot ér el (Nagy E. 1969, 5. ábra).

A Karolinavölgyi Homokkő és a Mecseki Kőszén kö¬
zötti határ megvonása terepen megfigyelhető bélyegek
alapján nehézségekbe ütközik. Wéber (1984) részletesen
foglalkozott a kérdéssel, annak kapcsán, hogy a XI. szerke¬
zetkutató fúrás kőszenet ért a Karolinavölgyi Homokkőben.
A formációhatár meghúzását az első kőszénrétegnél java¬
solta . Ezen felül palinológiai adatokkal igazolható, hogy a
Mecseki Kőszén Formáció képződése egyes területeken
bizonyíthatóan a rhaeti korszakban kezdődött meg. Az alsó
telepcsoport legalsó részén található kőszéntelep, az ún. alfa
telep környezetében azonban olyan változások vannak,
melyek a Karolinavölgyi Homokkő és a Mecseki Kőszén
határának kijelölését geológiailag indokolják. Ilyen többek
között a fáciesviszonyok változása, miszerint a rhaeti emelet
folyóvízi-delta fáciessora ezen a helyen vált át tavi, zárt-
lagúnás kifejlődésbe (Nagy E. & Nagy I. 1969). Ezzel kap¬
csolatban meg kell azonban jegyezni, hogy a litosztratigrá-
fiai egységek határmegvonásának alapja a litológia és nem a
képződési környezet. A Mecseki Kőszén Formációt uralko-
dóan homokkő, palás agyag és agyagkő alkotja, fekete¬
kőszén-betelepülésekkel. Az összesen három telepcsoport¬
ra tagolható rétegsor fáciese döntően folyóvízi és delta
mocsári, továbbá tengerparti mocsári (Hetényi in: Császár
ed. 1997c). A képződmény korára vonatkozó megállapítá¬
sok főleg Kovács (1964) adataira támaszkodnak, amelyek
alapján a formáció kora hettangi-sinemuri.

Alsó határával szemben a Mecseki Kőszén Formáció
felső határa terepen megfigyelhető bélyegek alapján egy¬
értelműen megvonható. A kőszéntelepes összletre a Vasasi
Márga Formáció rétegei települnek (Nagy E. & Nagy I.
1969). A Vasasi Márga területi elterjedésével, litológiai és
ásványtani felépítésével, képződési körülményeinek meg¬
határozásával, ősmaradványainak vizsgálatával főként
Vadász (1912), Kovács (1954), Schwáb (1956), Polai
(1963), Földi (1967), Hetényi (1968), Nagy E. (1969),
Némedi Varga & Bóna (1972), Némedi Varga (1998),
Császár et al. (2007) foglalkozott. A DNy felé vastagodó,
átlagosan 300-700 m vastag képződményt az alsó részeken
kovás homokkő, majd szferosziderites agyagmárga gry-
phaeás homokkő padokkal, feljebb leveles agyagmárga, ké¬
sőbb kőzetlisztes márga mészmárga padokkal, végül pados
mészmárga alkotja. A Mecsekben alapvetően 5 egységre
különíthető el: „homokkő tagozat”, „homokkőpados gry-
phaeás márga tagozat”, „coelostylinás agyagmárga tago¬
zat”, „mészmárgapados márga tagozat”, „mészmárga ta¬
gozat” (Hetényi in: Császár 1997f). Ez az ötös tagolódás
azonban csak a vasasi és hosszúhetényi típusterületen
figyelhető meg. Pár kilométerrel távolabb, többek közt
Komló, Pécsbánya és Pécsvárad területén már nem nagyon,
az északi pikkelynél pedig már szinte egyáltalán nem

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltártfelső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

5. ábra. A kőszénösszlet vastagsági viszonyai és az üledékgyűjtő helyzete (Nagy E. 1969)

1 - Granitoid lehordási terület (az üledékgyűjtő határa), 2 - karbonátkőzetekből álló lehordási terület (az üledékgyűjtő határa), 3 - abráziós konglomerátum (feltárásban), 4 - jelenlegi
fekükibúvás, 5 - vastagsági izovonalak, 6 - feltételezett vastagsági izovonalak, 7 - tengeráramlás iránya, 8 - granitoid törmelékszállítás iránya és mértéke
Figure 5. Thickness map of the coal measures and the position of the basin (E. Nagy 1969)

1 - The ablation area of the granitoid rocks (boundary of the basin), 2 - The ablation area of the carbonate rocks (boundary of the basin), 3-Abrasion conglomerate (in outcrop), 4 - The
current outcrop of the footwall, 5 - Isopach lines, 6 - Hypothetic isopach lines, 7 - Current direction in the sea, 8 - Transport direction of the granitoid clastics

jellemző (a Magyaregregy, Kárász, Szászvár és Nagy-
mányok nevű l:10 000-es magyarázók tanúsága szerint).
Fáciese sekély szublitorális és sekély batiális közötti. A
képződmény kora: sinemuri (Hetényi in: Császár ed.
1997f). A jelentős vastagságú Vasasi Márga Formáció alsó
és felső részének elkülönítése az eltérő litológiai jellegeik,
egyúttal képződési körülményeik miatt indokolt, így
célszerű a képződményt az ún. fedőhomokkő részre és az
ún. fedőmárga részre tagolni. A formáció a komlói kifej¬
lődési területen csupán kevés durvatörmeléket tartalmaz,
így a két tagozat rangú egység elkülönítésétől a formáció
vastagságtérképénél eltekintek, de a konglomerátum/ breccsa
vastagságtérkép esetében a „fedőhomokkő tagozatra” vonat¬
kozó konglomerátum/breccsa rétegek szerepelnek kiemel¬
ten.

A Vasasi Márga Formációból fokozatos, éles határ
nélküli átmentettél fejlődik ki a Hosszúhetényi Mészmárga
Formáció. A képződmény 50-350 m vastag. Uralkodó kő¬
zetei a szürke, sötétszürke foltos, pados, többnyire kőzet¬
lisztes mészmárga, később kőzetlisztes márga és mészmár¬
ga települ mm-es crinoideás, homokos lencsékkel, végül
szürke, foltos, vékonyréteges márga és mészmárga zárja.
Fáciese a sekély szublitorális és a sekély batiális között
változik. Kora késő-sinemuri-kora-pliensbachi (Hetényi
in: Császár ed.l997a).

A Mecseknádasdi Homokkő Formáció a Hosszúhetényi
Mészmárga Formációra települ, köztük azonban éles határ
nem vonható. A formáció határa a fekvő képződményektől
litológiai alapon az első homokkőréteg megjelenésével, a
fedő képződményektől pedig az utolsó homokkőrétegnél
vonható meg (Némedi Varga 1998). A formáció vastagsága
néhány tíz métertől 900 m-ig változik. Döntően szürke,
pados, finomszemű, főként karbonátanyagú homokkő, le¬
mezes, meszes aleurolit, kőzetlisztes, foltos márga és mész¬
márga ciklusos váltakozásából álló rétegsor. Az átlagos
szemcsenagyság felfelé csökken. Fáciese mély szublito¬
rális, feljebb sekély batiális (Hetényi in: Császár ed.
1997d). Hetényi (1968,1997b) a Mecseknádasdi Homokkő
Formáción belül különítette el, és emelte formáció rangra az
átlagosan 20-30 m vastagságú Kecskeháti Mészkő Formá¬
ció néven ismert crinoideás mészkőtestet. Szürke, pados,
crinoideás mészkőből, kőzetlisztes márgából és leveles
agyagmárgából áll (Raucsik & Varga 2003). Külső selfi
mély szublitorális képződmény (Hetényi in: Császár ed.
1997b).

Az Óbányai Aleurolit Formáció gyors átmenettel
fejlődik ki a Mecseknádasdi Homokkő Formációból,
homokkő-közbetelepülések már csak ritkán fordulnak elő
benne (Noszky 1952). Ezt felfelé a Komlói Mészmárga
Formáció kifejlődése követi (Császár & Haas 1983). A

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

9

maximálisan 160 m vastag Óbányai Aleurolit Formáció
alapvetően szürke, kőzetlisztes, részben bioturbált márga és
márgás aleurolit váltakozásával induló nyíltvízi, sekély
batiális képződmény, majd anoxikus viszonyokra utaló,
laminált aleurolittal és agyagmárgával folytatódik. Szerves¬
anyagban gazdag, pirites mészkőgumókat tartalmazó pados
márga és mészmárga zárja a rétegeket (Hetényi in:
Császár ed. 1997e).

A liász képződményekre települő dogger rétegösszlet
jóval nagyobb mésztartalmával tűnik ki. Az alsó és középső
doggerbe tartozó rétegek kőzettani szempontból szorosab¬
ban összefüggenek. Azonban a jóval kisebb vastagságú
felső-dogger rétegek uralkodóan vörös vagy zöldesszürke
gumós márgák és márgapalák, gazdag ammonitesz marad¬
ványokkal. Ezen kifejlődés uralkodóan tethysi jellegű. A
középső-jura képződményekre felső-jura jól rétegzett vagy
pados mészkövek következnek. Mélyebb rétegeik döntően
gumósak és kissé márga jellegűek, feljebb vékonyan réteg¬
zettek és tűzkőtartalmúak. Mindezen képződmények nagy
kiterjedésben vesznek részt a hegység felépítésében Újbánya-
Komló-Magyaregregy-Szászvár környékén (Vadász 1935).

Durvatörmelék-előfordulások a mecseki felső¬
triász—alsó-jura rétegsorban

A rhaeti emeletből konglomerátum- és breccsabete-
lepülésről a Pécs-26 fúrásban elsőként Nagy E. (1969) tett
említést (ma: Karolinavölgyi Homokkő). Vizsgálatai sze¬
rint a durvatörmelék anyaga döntően mészkő, alárendelten
dolomit.

Nagy E. (1969) a hettangi emeletből is leírt konglome¬
rátum- és breccsarétegeket. A Pécs-26 fúrás mellett további
fúrásokban is megtalálta a durvatörmelékes betelepüléseket
(Pécs-23, Pécs-25, Ófalu-3, Zsibrik-1, Hosszúhetény-
33/a). Mindemellett a durvatörmelék szállítási irányára is
tett megállapításokat, miszerint a kavics/kőzettörmelék
származási helye nagy valószínűséggel az üledékgyűjtőtől
délre található. A kavics/kőzettörmelék mátrixa döntően
kvarc anyagú (homokkő és aleurolit), melyből arra a követ¬
keztetésre jutott, hogy az valószínűleg északról, illetve
nyugatról származik. Nagy E. mellett Némedi Varga
(1998) még több fúrásból (Pécs-7, Tettye-1) említ kavicsos
homokkő-közbetelepüléseket. A mészkő és dolomit anyagú
durvatörmelék mellett tufitkavicsot is leírt.

A Vasasi Márga Formációból durvatörmeléket korábban
nem említettek, Császár 2006-ban számolt be Zsibrik és
Ófalu közötti térségben főként dolomit anyagú kavics- és
breccsabetelepülésekről (6. ábra).

Némedi Varga (1998) szögletes vagy jól kerekített
durvatörmeléket írt le a Vasasi Márgát fedő Hosszúhetényi
Mészmárga Formációból. A törmeléket délről származ¬
tatja.

A Mecseknádasdi Homokkő Formáció első tagozata
ciklusos felépítésű, és a ciklusok bázisát pár cm vastagságú
breccsa vagy crinoideás mészkő vezeti be. Apátvarasdnál a
törmelék anyaga triász karbonát és liász meszes törmelékes

6. ábra. Durvatörmelék a fedőhomokkőben, Zsibrik mellől
(Császár 2006)

Figure 6. Pebbles in the hangingwall sandstone, viliágé Zsibrik
(Császár 2006)

kőzetekből áll (Némedi Varga 1998). A formáció a leg¬
vastagabb a Mecsek déli peremén. Némedi Varga (1998) a
törmelékszemcsék forrásaként a déli területet jelölte meg.

A késő-liász korú Óbányai Aleurolit Formációban már
alig található homokkő-közbetelepülés, efelett pedig a kar¬
bonáttartalom növekedésével a törmelékes kőzeteknek a
szerepe alárendeltté válik, majd teljesen megszűnik. A
rétegtani táblázat szerint a Komlói Mészmárgán belül he¬
lyezkedik el a Pusztakisfalui Mészkő Formáció benne dur¬
vatörmelékkel, ami viszonylag közeli szárazföldi környe¬
zetre utal. Ennek bizonyítéka a metamorfit és kvarcit anyagú
durvatörmelék nagy mennyiségű jelenléte (Császár 2006).

A térképek elemzése

Karolinavölgyi Homokkő Formáció

A formáció vastagságtérképének
értelmezése

Általános érvényű szempont, hogy egy formáció vastag¬
ságviszonyainak ábrázolásánál fontos figyelembe venni az
ún. lepusztulási vonal helyzetét, ahol a vonatkozó képződ¬
mény eróziós okok miatt a késő-krétától napjainkig terjedő
időben eltűnik. A lepusztulási vonaltól a képződmény
vastagabb kifejlődése felé haladva, megjelenik a rétegtani
fedő képződmény. Az adott formáció lepusztulási vonala, és
a megjelenő fedő képződmény lepusztulási vonala közötti
szakaszon a formáció vastagságadatai csak bizonytalanul
adhatók meg. A fedő megjelenésétől kezdve elvileg teljes
rétegsort kapunk, melyeket azonban további tényezők (pl.
szerkezeti elemek és változó rétegdőlésértékek) jelentősen
módosíthatnak.

10

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltártfelső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

A Karolinavölgyi Homokkő Formáció vastagság¬
térképét a 7. ábra mutatja be. A vastagságtérképek elké¬
szítése során a Karolinavölgyi Homokkő esetében adódott
a legtöbb nehézség. A fúrások közül csupán a K-54 és a
K-17 fúrások harántoltak rétegtani feküt (közép ső-triász)
és fedőt (Mecseki Kőszén Formáció) is, de ezek közül
csak a K-54 jelű fúrásból álltak rendelkezésre dőlésszög
adatok, azaz ez szerepel egyedül alappontként a térképen.
A legtöbb fúrás a formációban leállt, melynek elsősorban
az az oka, hogy a kőszénkutató fúrásokat a kőszenes réte¬
gek felderítése céljából mélyítették, és csak kivételesen
voltak érdekeltek a mélyebb fekü képződmények feltárá¬
sában. A Karolinavölgyi Homokkőben leállt fúrások által
feltárt rétegsorok között voltak olyanok is, amelyeket
valamilyen tektonikai hatás ért (vető, eltolódás vagy
feltolódás), illetve egyéb okból álvastagság-értékekkel
szerepelnek a térképen. A K-21 jelű fúrás azért kiemelt
jelentőségű, mert ez az egyetlen, amely elérte ugyan a
feküt, de nincs rétegtani fedője. Ennek oka a fedő kép¬
ződmény lepusztulása. A jobb áttekinthetőség kedvéért a
Karolinavölgyi Homokkő térképére a Mecseki Kőszén
elterjedési határát is feltüntettük, ami alapján egyér¬
telművé válik a K-21 fúrásban a fedő képződmény hiá¬

nyának oka. Nagy E. (1969) munkájában a kőszénösszlet
vastagsági viszonyait és az üledékgyűjtő helyzetét
rekonstruáló ábrát tett közzé (5. ábra). Ez alapján, feltéte¬
lezve, hogy az abban kifejeződő tendencia a fekü képződ¬
ményre is érvényes, a formáció vastagsága É felé való¬
színűleg fokozatosan csökken. Ebből a megállapításból
kiindulva a szintvonalakat megszerkesztettük, szagga¬
tással fejezve ki a nagyfokú bizonytalanságot.

A formáció települési viszonyait vizsgálva, a nagyobb te¬
rületet áttekintő szakirodalomi vadatok szerint a formáció ÉK
felé fokozatosan vékonyodó tendenciát mutat (Török 1998).

A megszerkesztett térképről (7. ábra ) a következő infor¬
mációk olvashatóak le: A képződmény a DK-i területen éri el
maximális, kb. 400 m-es vastagságát. Ettől ÉNy felé halad¬
va folyamatosan csökkenő tendencia figyelhető meg, az
említett K-54 fúrásnál már csak 100 m-es vastagságot ér el.
Megállapítható, hogy a képződmény a DK-i régiótól távo¬
lodva, ÉNy felé haladva folyamatosan vékonyodó jelleget
mutat. Ebből azt az ősföldrajzi következtetést vonhatjuk le,
hogy ahol a formáció vastagsága nagyobb (DK-en), az egy
intenzívebben süllyedő terület lehetett, míg a süllyedés
mértéke a vastagságértékekkel arányosan, ettől ÉNy felé
távolodva, folyamatosan kisebb mértékű volt.

7. ábra. A Karolinavölgyi Homokkő Formáció vastagságtérképe a tektonikai okokra visszavezethető változások figyelembevételével

1 -A fúrás a formáció feküjét és fedőjét harántolta, la - tektonikai hatás nélkül, lb - jelentős tektonikai hatás nélkül, 2 -A fúrás csak a formációt és fedőjét harántolta, 2a - tektonikai hatás
nélkül, 2b - a formáción belüli vetővel, 2c - a formáción belüli feltolódással, 2d - jelentős tektonikai hatás nélkül, 3 - A fúrás csak a formációt és feküjét harántolta, jelentős tektonikai
hatás nélkül. Az üres körrel jelzett fúrások kivételével mindenütt a harántolt szakaszok számított, valós vastagsága szerepel. 4 - Képződmény vastagsága a fúrásban, 5 - A Mecseki
Kőszén eróziós elterjedési határa, 6 - Valószínű képződményvastagság, 7 - Bizonytalan képződményvastagság

Figure 7. The isopachous map of the Karolinavölgy Sandstone Formádon, taking intő consideration of the influences of the changes provoked by tectonic movements
1 - The borehole explored both the footwall and the hanging wall of the formádon, la - without tectonic effect, lb - without significant tectonic effect, 2 - The formádon and its hanging wall
were explored only, 2a - without tectonic effect, 2b - with normál fault within the formádon, 2c - with reverse fault in the formádon, 2d - without significant tectonic effect, 3 - The formádon
and its footwall were explored without significant tectonic effect. Next to the symbol of the borehole the calculatedfeasible thickness are found, except those boreholes, which are marked with this
signal o.4- The thickness of the formádon in the boreholes, 5 - The erosional extent of the lower boundary of the Mecsek Coal Fm, 6 - Feasible thickness of the formádon, 7 - Uncertain thickness
of the formádon

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

11

A konglomerátum/breccsa rétegek fajlagos
vastagságtérképének értelmezése

A formációban több rétegben is előfordult durvatörmelék,
ami lehetőséget kínált a fajlagos konglomerátum/breccsa-
vastagságtérkép szerkesztésére. Az így kapott vastagság¬
térképről (8. ábra ) a megfelelő korrekciók révén, hasonlóan a
formáció vastagságtérképéhez, leolvashatóak az ún. maxi¬
mális vastagságú helyek. Ezek két területen jelentkeznek a
legmarkánsabban, egyrészt a K-143 jelű fúráspontnál és kör¬
nyezetében, mintegy 30%-os fajlagos vastagsággal, másrészt
a K-132 fúrásnál 29,7%-os fajlagos vastagsággal. Ezen kívül
egy nagyobb vastagsággal (10%) jellemzett rész rajzolódott
ki a K-120 fúrás környezetében.

A formáció vastagságtérképével összevetve a fajlagos
konglomerátum/breccsa vastagságtérképet, az alábbi ösz-
szefüggés állapítható meg: az intenzívebben süllyedő terü¬
leteken, vagyis ahol a formáció vastagságértéke nagyobb,
ott alluviális törmelékkúpok és/vagy folyómeder-üledékek
rakódtak le, míg a jóval kisebb mértékben süllyedő részeket

finomabb szemcseméretű, egyúttal kisebb vastagságú üle¬
dékek dominanciája jellemzi.

A formációban előforduló durvatörmelék
jellemzése

A mellékelt térképen ( 8 . ábra ) a kavics/kőzettörmelék
anyagára vonatkozó információk is feltüntetésre kerültek, a
korábban már jelzett bizonytalanságok figyelembevéte¬
lével. Ennek ellenére lehetővé vált a térképen való ábrázo¬
lása, amely a kavics/kőzettörmelék anyagának ismerteté¬
sére kínál szerény lehetőséget.

A térképen szembeötlő a K-170 és a K-174 fúrások dur¬
vatörmelékének nagy dolomit- és mészkőtartalma, ugyan¬
akkor további összetevőként ezekben a kvarc és földpát
mellett csak az aleurolit jelenik meg mindössze egy réteg¬
ben. Ezen durvatörmelék nagysága átlagban 3-4 mm, maxi¬
mum értékként az 1,5-2 cm szerepel. A kiasztok gyengén,
vagy alig koptatottak. A formáció többi durvatörmelékére
jellemző, hogy azok a kvarc dominanciája mellett nagyrészt

8. ábra. A Karolinavölgyi Homokkő Formáció konglomerátum/breccsa tartalmú rétegek vastagságtérképe a tektonikai okokra visszavezethető változások
figyelembevételével

1 -A fúrás a formáció feküjét és fedőjét harántolta, 1 a - tektonikai hatás nélkül, lb - jelentős tektonikai hatás nélkül, 2 -A fúrás csak a formációt és fedőjét harántolta, 2a - tektonikai hatás
nélkül, 2b - a formáción belüli vetővel, 2c - a formáción belüli feltolódással, 2d - jelentős tektonikai hatás nélkül, 3 - A fúrás csak a formációt és feküjét harántolta, jelentős tektonikai
hatás nélkül. Az üres körrel jelzett fúrások kivételével mindenütt a harántolt szakaszok számított, valós vastagsága szerepel. 4 - Fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság a fúrásban,
5 - Döntően aleurolit és/vagy kőszén és/vagy agyagkő anyagú kavicsok, 6 - Csak kvarc, földpát anyagú kavicsok, 7 - Döntően kvarc, földpát, mészkő, dolomit anyagú kavicsok, kevés
aleurolit, 8 - Döntően kvarc, földpát, agyagkő, aleurolit anyagú kavicsok, kevés kőszén anyagú kavics, 9 - A Mecseki Kőszén eróziós elterjedési határa, 10 - Valószínű fajlagos
konglomerátum/breccsa-vastagság, 11 - Bizonytalan fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság

Figure 8. The isopachous map of the pebble and/or breccias-bearing beás of the Karolinavölgy Sandstone Fm taking intő consideration of the influences of the changes
provoked by tectonic movements

1 - Boreholes explored both the footwall and the hanging wall of the formation, la - without tectonic effect, lb - without significant tectonic effect, 2 - The formádon and its hanging wall were
explored only, 2a - without tectonic effect, 2b - with normálfault within the formation, 2c - with reverse fault in the formation, 2d - without significant tectonic effect, 3 - The formation and its
footwall were explored without significant tectonic effect. Next to the boreholes the calculated, reál thickness value of the penetrated interval are found except those boreholes, which are marked
with this signal o. 4- Totál thickness of the pebble/breccias-bearing beás in the boreholes, 5 - Predominantly siltstone and/or coal and/or claystone rockfragments, 6-Rockfragments consisting
exclusively of quartz and feldspar, 7 - Pebbles/breccias composed predominantly of quartz, feldspar, limestone, dolomité with a few siltstone, 8 - Predominantly quartz,feldspar, claystone,
siltstone with a few coal pebbles, 9 - The erosional extent of the lower boundary ofMecsek Coal Fm, 10 - Feasible totál thickness of the pebble/breccias-bearing beds, 11 - Uncertain thickness
of the pebble/breccias-bearing beds

12

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltártfelső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

földpát, aleurolit, vagy agyagkő anyagúak. A kiasztok uralko-
dóan metamorfit vagy magmás, ill. karbonát, esetenként
agyag anyagúak. Ezek közül a sziliciklasztok alig koptatottak.
Egy-egy rétegben agyagpala, kőszénkavics, valamint vulkáni
kőzetből származó törmelék is megjelenik. Méretük átlagban
3-5 mm, a maximális érték 3-4 cm, amely aleurolit anyagú a
K-146 fúrásban. A K-161 jelű fúrás rétegsorából nem emlí¬
tenek kvarc anyagú durvatörmeléket. A kavics/ kőzettörmelék
anyagából levonható fejlődéstörténeti következtetéseket külön
fejezet ismerteti.

Mecseki Kőszén Formáció

A formáció vastagságtérképének
értelmezése

A Mecseki Kőszén Formáció esetében, ellentétben a
Karolinavölgyi Homokkő Formációval, jóval több adat állt

rendelkezésre a szerkesztéshez. így a térkép bizonytalan¬
sága sokkal kisebb (9. ábra). Minthogy ezt a képződményt
harántolta át a legtöbb fúrás, eltekintettünk azon fúrás¬
pontok térképi megjelenítésétől, melyek csak a fekü vagy
fedő összlet valamelyikét harántolták át és emellett dőlés¬
szögeket a jegyzőkönyvek nem tartalmaztak, ezért csak
ál vastagság-értékek számítására lett volna lehetőség. A
fúrásadatok között szerencsére több olyan volt, amely mind
a feküt (Karolinavölgyi Homokkő) mind a fedőt (Vasasi
Márga) harántolta, ezek szolgáltatták a térkép alapadatait.

A formáció vastagságára vonatkozóan Nagy E. (1969)
azt a megállapítást tette, hogy míg a képződmény vastag¬
sága Pécsbányán és Mecsekszabolcson akár 1000-1200 m
vastag is lehet, az innen minden irányban történő kivéko-
nyodás hatására, Komló területére már csupán kb. 350-450
m-es vastagságot ér el (5. ábra). Ezzel a megállapítással a
megszerkesztett térképek jó egyezést mutatnak.

9. ábra. A Mecseki Kőszén Formáció vastagságtérképe a tektonikai okokra visszavezethető változások figyelembevételével

1 -A fúrás a formáció feküjét és fedőjét harántolta, 1 a - tektonikai hatás nélkül, lb - a formáción belüli vetővel, 1 c - a formáción belüli feltolódással, ld - jelentős tektonikai hatás nélkül,
2 -A fúrás csak a formációt és fedőjét harántolta, 2a - tektonikai hatás nélkül, 2b - a formáción belüli vetővel, 2c - a formáción belüli feltolódással, 3 - A fúrás csak a formációt és feküjét
harántolta, tektonikai hatás nélkül, 4 - A fúrás a formációnak sem a feküjét, sem a fedőjét nem harántolta. Az üres körrel jelzett fúrások kivételével mindenütt a harántolt szakaszok
számított, valós vastagsága szerepel. 5 - Képződmény vastagsága a fúrásban, 6 - A Mecseki Kőszén eróziós elterjedési határa, 7 - A Vasasi Márga eróziós elterjedési határa, 8 -
Valószínű szinszediment vető Földi et al. (1969) térképéről, 9 - Valószínű szinszediment vető képződményvastagság alapján, 10 - Valószínű képződményvastagság
Figure 9. The isopachous map of the Mecsek Coal Formation, taking intő consideration of the influences of the changes provoked by tectonic movements
1 - The borehole explored both thefootwall and the hanging watt of theformation, la - without tectonic effect, lb - with normálfault within theformation, le-with reversefault in theformation,
ld - without significant tectonic effect, 2-Theformation and its hanging wall were explored only, 2a - without tectonic effect, 2b - with normálfault within the formation, 2c - with reverse fault
in the formation, 3 - The formation and its footwall were explored without tectonic effect, 4 - Neither the footwall and nor the hanging wall weren ’t explored. Next to the symbol of the borehole
the calculatedfeasible thickness are found, except those boreholes, which are marked with this signal o. 5- The thickness of the formation in the boreholes, 6 - The erosional extent of the lower
boundary of the Mecsek Coal Fm, 7 - The erosional extent of the lower boundary of Vasas Mari Fm, 8 - Feasible synsedimentary fault (after Földi et al. 1969), 9 - Feasible synsedimentary
fault, 9 - Feasible thickness of the formation

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

13

A készített vastagságtérképen szerepel a képződmény
elterjedési határa. E határvonaltól észak felé haladva egy
vastagságnövekedéses tendencia figyelhető meg, ugyanakkor
ez nem egyenletes. A vizsgált területen a maximális vastag¬
ságérték 500 m, amely két helyen jelentkezik. Ezek a területek
a térképen É-ra, és Ny-ra találhatóak. További, a térséghez
képest jelentős vastagságú rész rajzolódott ki K-re és ÉK-re is,
ahol a képződmény vastagsága kétszer is elérte a 400 m-t.

A térképen feltüntettük a Földi et al. 1969-es térképén
jelzett, számunkra lényegesebb szerkezeti elemeket. Ezeken
kívül a vastagságadatok figyelembe vételével további szin-
szediment vetők behúzását tartottuk szükségesnek. A kiala¬

kult maximum-helyek, és a köztük található kisebb képződ¬
ményvastagságú területek jelzik a vizsgálat tárgyát képező
terület blokkos szerkezetét. A Karolinavölgyi Homokkőnél
már ismertetett értelmezési módszer szerint azok a terület¬
részek, ahol a formáció vastagsága nagyobb, intenzívebben
süllyedő területeknek minősülnek.

A konglomerátum/breccsa rétegek fajlagos
vastagságtérképének értelmezése

A formációban több rétegben fordult elő durvatör¬
melék, a fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság térké¬
pekről (10. ábra ) leolvasható, hogy a vastagságértékek

10. ábra. A Mecseki Kőszén Formáció konglomerátum/breccsa rétegeinek fajlagos vastagságtérképe a tektonikai okokra visszavezethető változások figyelembe¬
vételével

1 -A fúrás a formáció feküjét és fedőjét harántolta, la - tektonikai hatás nélkül, lb - a formáción belüli vetővel, le - a formáción belüli feltolódással, ld - jelentős tektonikai hatás nélkül,

2 -A fúrás csak a formációt és fedőjét harántolta, 2a - tektonikai hatás nélkül, 2b - a formáción belüli vetővel, 2c - a formáción belüli feltolódással, 3 - A fúrás csak a formációt és feküjét
harántolta tektonikai hatás nélkül, 4 - A fúrás a formációnak sem a feküjét, sem a fedőjét nem harántolta. Az üres körrel jelzett fúrások kivételével mindenütt a harántolt szakaszok
számított, valós vastagsága szerepel. 5 - Fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság a fúrásban, 6 - A Mecseki Kőszén eróziós elterjedési határa, 7 - A Vasasi Márga eróziós elterjedési
határa, 8 - Valószínű fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság, 9 - Bizonytalan fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság, 10 - A kavics durvahomokos, 11 - Döntően aleurolit
és/vagy kőszén és/vagy agyagkő anyagú kavicsok, 12 - Csak kvarc, földpát anyagú kavicsok, 13 - Döntően kvarc, agyagkő, kőszén anyagú kavicsok, 14 - Döntően kvarc, földpát, mészkő,
dolomit anyagú kavicsok, kevés aleurolit, agyagkő, kőszén anyagú, 15 - Döntően kvarc, földpát, agyagkő, aleurolit anyagú kavicsok, kevés kőszén anyagú

Figure 10. The isopachous map of the pebble and/or breccias-bearing beás of the Mecsek Coal Fm taking intő consideration of the influences of the changes provoked by
tectonic movements

1 - The borehole explored both the footwall and the hanging wall of the formádon, la - without tectonic effect, lb - with normál fault within the formádon, le - with reverse fault in the formádon,
ld - without signifleant tectonic effect, 2 - Theformádon and its hanging wall were explored only, 2a - without tectonic effect, 2b - with normálfault within the formádon, 2c - with reverse fault
in the formádon, 3 - The formádon and its footwall were explored without tectonic effect, 4 - Neither the footwall and nor the hanging wall weren ’t explored. Next to the boreholes the calculated,
reál thickness value of the penetrated interval are found except those boreholes, which are marked with this signal o. 5- Totál thickness of the pebble/breccias-bearing beds in the boreholes, 6 -
The erosional extent ofthe lower boundary of Mecsek Coal Fm, 7 - The erosional extent of the lower boundary of Vasas Mari Fm, 8-Feasible totál thickness of the pebble/breccias-bearing beds,
9 - Uncertain thickness of the pebble/breccias-bearing beds, 10 - Pebble/breccias with coarse sand, 11 - Predominantly siltstone and/or coal and/or claystone rock fragments, 12 - Rock
fragments consisting exclusively of quartz and feldspar, 13 - Predominantly quartz, claystone, coal rock fragments, 14 - Pebbles/breccias composedpredominantly of quartz, feldspar, limestone,
dolomité with a few siltstone, claystone and coal, 15 - Predominantly quartz, feldspar, claystone, siltstone with, a few coalpebbles

14

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltártfelső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

maximum helyei, kb. 15%-os értékkel két helyen jelent¬
keznek markánsan. Az egyik 18,2%-os maximum értékkel
a K-143 fúrásnál és ennek környezetében, a másik 19%-kal
a K-151 fúráspontnál jelentkezik. Fontos megjegyezni,
hogy a K-99 és K-100 fúrások a 15%-os szintvonal értéken
belül találhatóak, holott fix pontként nem található bennük
kavics/kőzettörmelék. Minthogy a két fúrás leírása kissé
elnagyolt a durvatörmelékre vonatkozó adatok szempont¬
jából, így lehetővé teszi, hogy mégis besoroljuk ezen terü¬
lethez tartozónak. Jelentős vastagságú rész rajzolódott ki
még a K-163 fúrásnál 10%-os értékkel. A maximum vas¬
tagsághelyek eloszlása jó egyezést mutat a Karolinavölgyi
Homokkő konglomerátum/breccsa vastagság-maximum
helyeivel. Fontos kiemelni a K-162 fúrás 32,8%-os fajla¬
gos konglomerátum/breccsa-vastagságát, hiszen a formá¬
ció ezen pontnál mindössze 28 m vastag. Ennek oka lehet
egy, a területet érő erősebb beáramlás is. A kiugró értéket a
térképen szaggatott szintvonallal jelezve tettük kérdésessé.
A vastagságadatok elrendeződéséből a formáció fekü kép¬
ződményéhez hasonló ősföldrajzi megállapítást tehetünk.
Mivel a formáció nagyobb része már paralikus környezet¬
ben keletkezett, ezért itt már azt a következtetést vonhatjuk
le, hogy az intenzívebben süllyedő területek mentén tartóz¬
kodott többször és hoszszabb ideig a deltamederrendszer,
melyben durvatörmelék rakódott le. A Mecseki Kőszén az
elemzéshez mindenekelőtt azért jelent biztosabb támpon¬
tot, mert itt a formáció vastagságtérképén jobban kirajzo¬
lódnak a gyorsabb süllyedést jelző maximum és a lassúbb
süllyedésű minimum helyek. Az ezek figyelembevételével
történő vizsgálat is alátámasztja a korábbi feltételezést a
folyómeder helyzetének megállapításáról.

A formációban előforduló durvatörmelék
jellemzése

A Mecseki Kőszén Formáció az előbbiekben tárgyalt
fekü képződményénél jóval több adattal rendelkezik, ugyan¬
akkor arra sokban hasonlít (10. ábra). A kiasztok koptatott-
sága nagyon változó, vannak erősen, gyengén, és nagyon
gyengén koptatottak is. Itt is jellemzőek az uralkodóan
dolomit és kvarc anyagú durvatörmeléket tartalmazó fúrások
(K-170, K-173, K-174, K-176), melyek e két fő összetevő
mellett főleg földpátból, kevés agyagkőből, aleurolitból és
kőszénből állnak. Főként a K-173 fúrásban jelennek meg
viszonylag nagyobb mennyiségben agyagkő- és kőszén-
klasztok. Nagyságukat tekintve mm-es méretűek, 1-2 cm-es
durvatörmelék előfordulása már ritkaságnak számít. A
főként dolomitból és kvarcból álló kiasztok mellett nagyobb
mennyiségben van jelen a döntően kvarcból, földpátból,
agyagkőből és aleurolitból álló durvatörmelék. Ez jellemzi
pl. a K-132 fúrás kavics/kőzettörmelék-összetételét is. Az
aleurolitdarabok mérete a Karolinavölgyi Homokkőhöz
hasonlóan itt is nagyobb, egy rétegben a 4-5 cm-t is eléri. A
K-143 fúrásban a kvarc mellett a fő felépítő alkotóelem az
agyagkő és a kőszén. A Karolinavölgyi Formációnál tapasz¬
taltakhoz hasonlóan itt is vannak olyan rétegek, melyeknél
nem említik a kvarcot, mint alkotóelemet, de az aleurolit,
agyagkő stb. szerepe jelentős. Itt a mérettartomány válto¬

zatos, pár mm-estől több cm-esig terjed. Külön említést
érdemel a K-133 fúrás, amelynél a kiasztok durvahomokos
jelzőt kaptak a jegyzőkönyvekben, ezt a térképen külön
jelzéssel tüntettük fel.

Vasast Márga Formáció

A formáció vastagságtérképének
értelmezése

A Vasasi Márga Formáció térképének megszerkesz¬
téséhez is viszonylag sok adat állt rendelkezésre. A meg¬
szerkesztett térképet az 11. ábra mutatja be. Ezen formáció
esetében sok volt az ún. alappont, vagyis sok olyan fúrás
mélyült, melyek a rétegtani feküt (Mecseki Kőszén), és a
rétegtani fedőt (Hosszúhetényi Mészmárga) egyaránt harán-
tolták. A fúrások közül mindössze a K-129 fúrás nem
harántolta a Mecseki Kőszén Formációt. Ugyanakkor sok
volt azon fúrások száma, amelyek a feküt elérték, de a fedő
képződmény hiányzott.

A térképen feltüntettük a Földi et al. 1969-es térképén
jelzett, számunkra lényegesebb szerkezeti elemeket, kissé
módosítva. Ezeken kívül a vastagságadatok figyelembe¬
vételével további szinszediment vetők behúzását tartottuk
szükségesnek. Ezen szinszediment vetők közül néhány
helyzete jól egybeesik a Mecseki Kőszén szerkezeti elemei¬
vel. A térképről leolvasható, hogy több maximális vastag¬
sággal rendelkező rész rajzolódik ki. A legnagyobb vastag¬
ságú terület a térképen ÉK-re, K-re és ÉNy-ra található, ahol
kb. 400 m vastagságúnak adódik. A vastagságadatokból
következően tehát a Vasasi Márga is blokkos szerkezetű.
Ebből levonható az a következtetés, amely már a korábbiak¬
ban is érvényes volt, vagyis a vastagabb területrészek inten¬
zívebben süllyedő régiók lehettek.

A konglomerátum/breccsa rétegek fajlagos
vastagságtérképének értelmezése

A Vasasi Márga Formáció esetében nagyon kevés adat
állt rendelkezésre a térkép szerkesztéséhez, ezért az nem
is valósulhatott meg. A mindössze 6 adat közül 5 a
formáció ún. fedőhomokkő csoportjából származik, és
mindössze a K-151 jelű fúrás durvatörmeléke való az ún.
fedőmárga csoportból (a térképen felkiáltójellel jeleztük).
Emiatt a fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság
térképek elkészítését a fedőhomokkőre vonatkoztatva
adtuk meg, módosítva a fúrásoknál az egész formáció vas¬
tagságtérképéhez képest, hogy itt az a fedőhomokkő
feküjét (Mecseki Kőszén) és fedőjét („fedőmárga tago¬
zat”) harántolta-e, vagy csak feküje, illetve fedője van-e.
A meglévő adatokat figyelembe véve, ugyan szintvona¬
lakat húzni nem lehetett, de szaggatott vonallal jeleztük a
lehetséges vastagságokat (72. ábra). Itt azonban nem
lehet minimum vagy maximum helyeket kijelölni.
Mindebből az a következtetés vonható le, hogy az idő
előrehaladtával a vizsgált területtől egyre távolabbra
került a lepusztulási térszín és egyre kevesebb durva¬
törmelék jutott be a partmenti deltából.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

15

11. ábra. A Vasasi Márga Formáció vastagságtérképe a tektonikai okokra visszavezethető változások figyelembevételével

1 -A fúrás a formációfeküjét ésfedőjét harántolta, la - tektonikai hatás nélkül, lb - a formáción belüli vetővel, le - a formáción belüli feltolódással, 2 - A fúrás csak a formációt és fedőjét
harántolta, tektonikai hatás nélkül, 3 -A fúrás csak a formációt és feküjét harántolta, 3a - tektonikai hatás nélkül, 3b - formáción belüli vetővel, 3c - formáción belüli feltolódással, 3d -
jelentős tektonikai hatás nélkül. Az üres körrel jelzett fúrások kivételével mindenütt a harántolt szakaszok számított, valós vastagsága szerepel. 4 - Képződmény vastagsága a fúrásban,
5 - A Vasasi Márga eróziós elterjedési határa, 6 - A Hosszúhetényi Mészmárga eróziós elterjedési határa, 7 - Valószínű szinszediment vető Földi et al. (1969) térképéről, 8 - Valószínű
szmszediment vető képződményvastagság alapján, 9 - Valószínű képződményvastagság

Figure 11. The isopachous map of the Vasas Mari Formation, taking intő consideration of the influences of the changes provoked by tectonic movements

1-The borehole explored both thefootwalland the hanging wall of theformation, la - without tectonic effect, lb - with normálfault within theformation, le-with reversefault in theformation,

2 - The formation and its hanging wall were explored only without tectonic effect, 3 - The formation and its footwall were explored only, 3a - without tectonic effect, 3b - with normálfault within
theformation, 3c - with reversefault in theformation, 3d - without significant tectonic effect. Next to the symbol of the borehole the calculatedfeasible thickness arefound, except those boreholes,
which are marked with this signal o. 4- The thickness of the formation in the boreholes, 5 - The erosional extent of the lower boundary of Vasas Mari Fm, 6 - The erosional extent of the lower
boundary ofHosszúhetény Calcareous Mari, 1 - Feasible synsedimentary fault (after Földi et al. 1969), 8 - Feasible synsedimentary fault, 9 - Feasible thickness of the formation

A formációban előforduló durvatörmelék
jellemzése

A formáció durvatörmelék anyaga nem értelmezhető
megfelelő módon, mivel kevés adat áll rendelkezésre, ami¬
ből csak annyi olvasható ki, hogy a kvarcé a domináns
szerep, ezen kívül egy-egy rétegben jelenik meg az aleurolit
és a kőszén, mint fő alkotó (12. ábra). A min dössze két
koptatottságra vonatkozó adat alapján a durvatörmelék
kerekített.

Az anyagszállítási irányokra vonatkozó
megállapítások

A különböző törmelékes kőzetek üledékgyűjtőbe való
kerülésével Nagy E. (1969) foglalkozott részletesen. Az
üledékgyűjtő egykori helyzete, lefutása a Győré és Monyo-

ród közötti területen (13. ábra), egy É-D-i szelvény mentén
értelmezhető. Megállapítása szerint a középső-triász ani-
susi és ladin korszakában (melyek termékei főként mészkő¬
ből és dolomitból állnak), az üledékgyűjtő aszimmetrikus
formát vett fel. Mindez abban nyilvánult meg, hogy a
medencealjzat süllyedésének mértéke a déli perem közelé¬
ben lényegesen nagyobb volt, mint a középső és északi
részeké. Ezen aszimmetria látható a vastagságtérképen is a
szintvonalak lefutásában (5. ábra). Véleménye szerint az
üledékgyűjtő É-i és Ny-i partja szárazulat volt, mely a
jelentős mennyiségű granitoid, és kevesebb metamorf ere¬
detű törmelékanyag forrása lehetett. Ezzel szemben a D-i
oldalon a már az előbbiekben említett középső-triász mész¬
kő és dolomit kőzetekből álló képződmények helyezkedtek
el, melyek értelemszerűen a mészkő- és dolomit törmelék-
anyagot szolgáltattak. Úgy ítélte meg továbbá, hogy a D-i
területek anyagszállító szerepe az É-i és Ny-i területekhez
képest jóval kisebb volt. Mindezek alapján megállapította,

16

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltártfelső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

12. ábra. A Fedőhomokkő konglomerátum/breccsa rétegeinek fajlagosvastagságtérképe a tektonikai okokra visszavezethető változások figyelembevételével
1 -A fúrás a formációfeküjét ésfedőjét harántolta, la - tektonikai hatás nélkül, lb - a formáción belüli vetővel, le - a formáción belüli feltolódással, 2 - Afúrás csak a formációt és fedőjét
harántolta, tektonikai hatás nélkül, 3 -A fúrás csak a formációt és feküjét harántolta, 3a - tektonikai hatás nélkül, 3b - formáción belüli vetővel, 3c - formáción belüli feltolódással, 3d -
jelentős tektonikai hatás nélkül. Az üres körrel jelzett fúrások kivételével mindenütt a harántolt szakaszok számított, valós vastagsága szerepel. 4 - Fajlagos konglomerátum/breccsa-
vastagság a fúrásban, 5 - A Vasasi Márga eróziós elterjedési határa, 6 - A Hosszúhetényi Mészmárga eróziós elterjedési határa, 7 - Valószínű fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság,
8 - Bizonytalan fajlagos konglomerátum/breccsa-vastagság, 9 - Döntően aleurolit és/vagy kőszén és/vagy agyagkő anyagú kavicsok, 10 - Csak kvarc, földpát anyagú kavicsok
Figure 12. The isopachous map of the pebble and/or breccias-bearing beds of the Vasas Mari Fm. taking intő consideration of the influences of the changes provoked by
tectonic movements

1 - The borehole explored both thefootwall and the hanging wall of theformation, la - without tectonic effect, lb - with normálfault within theformádon, le-with reversefault in theformation,

2 - The formation and its hanging wall were explored only without tectonic effect, 3 - The formation and its footwall were explored only, 3a - without tectonic effect, 3b - with normálfault within
the formation, 3c - with reverse fault in the formation, 3d - without significant tectonic effect. Next to the boreholes the calculated, reál thickness value of the penetrated interval are found except
those boreholes, which are marked with this signal o. 4- Totál thickness of the -bearing beds in the boreholes, 5 - The erosional extent of the lower boundary of Vasas Mari Fm., 6 - The erosional
extent of the lower boundary ofHosszúhetény Calcareous Mari, 7 - Feasible totál thickness of the pebble/breccias-bearing beds, 8 - Uncertain thickness of the pebble/breccias-bearing beds, 9 -
Predominantly siltstone and/or coal and/or claystone rock fragments, 10 - Rock fragments consisting exclusively of quartz andfeldspar

hogy a törmelékanyag szállítása uralkodóan É-ról D-re,
esetlegesen Ny-ról K-re történt. A D-ről É-ra történő
szállítást alárendeltnek tekintette. Ezzel szemben Varga et
al. (2009) szerint a törmelékszállítás jelen orientáció szerint
alapvetően D-ről É-ra történt. Megítélésük szerint a
törmelékanyag a késő-pliensbachi-kora-toarci üledékgyűj¬
tőbe a Görcsönyi-hátságról, vagy ahhoz hasonló összetételű
területről származhatott. Munkánk eredményeivel Nagy E.
(1969) megállapításait támasztottuk alá.

Nagy E. (1969) megállapításaiból kiindulva az elké¬
szített durvatörmelék anyagra vonatkozó térképekből (8.,
10., 12. ábrák) a következő információk adódnak:

Az egykori ősföldrajzi képnek megfelelően iga¬
zolható, hogy a medence süllyedését kiegyenlítve egyre
több törmelékanyag került az üledékgyűjtőbe, melynek
döntő többsége — lévén a domináns törmelékanyag

alkotója granitoid és metamorf eredetű — nem származ¬
hatott a karbonátos területről, onnan csekély mennyiségű
törmelék hordódott be. Ugyanis a liász ősföldrajzi
helyzetben nem tudunk ilyen jellegű és mennyiségű
törmeléket D-ről produkálni. Ez magyarázható a
kontinentális Karolinavölgyi Homokkő Formáció
mintegy 500 m-es maximális vastagságával, továbbá
azzal, hogy ilyen mértékű karbonátos lepusztulás D-en
eróziós diszkordanciához vezetne, melyet azonban a
rétegsorban nem figyelhetünk meg. Ugyanis a Karolina¬
völgyi Homokkő a Kantavári Mészmárgára települ
jelentős diszkordanica nélkül. Vizsgálataink szerint a
Karolinavölgyi Homokkőben és a Mecseki Kőszén
Formációban is kevés a mészkőből és dolomitból álló
lepusztulási terület törmelékanyaga. A dolomit anyagú
durvatörmelék szállítás közben töredezett, szétrepe-

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

17

13. ábra. Üledékvastagsági viszonyok a Mecsek hegység É-D-i szelvényében (Nagy E. 1969). T = terrigén anyagszállítás iránya

Figure 13. Distribution of the thickness ofthe sediment in the geologicalprofilé oriented north-south direction in the Mecsek Mountains (E. Nagy 1969). T = Transport
direction of the terrigenous matériái

dezett, ez okozta a szögletes megjelenését, míg a mészkő
esetében a szögletes jelleg nagyon rövid szállításra
utalhat. Az elmondottak alapján ezek egy D-ről É-ra
történő anyagszállítás eredményeként, valószínűleg kö¬
zépső-triász korú, uralkodóan mészkő és dolomit anyagú
rétegekből származnak. Ennek további jelentősége, hogy
a Karolinavölgyi Homokkőnél és a Mecseki Kőszén
Formációnál is a fajlagos konglomerátum/ breccsa-
vastagság értékek itt nagyobbak és egymáshoz közeli
helyen fordulnak elő (K-170, K-174 fúrások). Mind a
kontinentális kifejlődésű Karolinavölgyi Homokkő For¬
máció, mind a felső részében már delta környezetben lera¬
kodott törmeléket tartalmazó Mecseki Kőszén Formáció
esetében megállapítható, hogy a törmelékanyag döntő
többsége granitoid, illetve metamorf lepusztulási terü¬
letről származtatható. A Karolinavölgyi Homokkő kaszt¬
jainak koptatóttságára vonatkozó információk birtokában
azt feltételezhetjük, hogy a főként kova által cementált —
igen ellenálló — törmelék többnyire szögletes maradt a
hosszabb szállítás során is. A komlói kifejlődési területen
is a kvarc jelenléte a meghatározó, ami többé-kevésbé
igazolja Nagy E. (1969) megállapítását, annyival ponto¬
sítva, hogy a fő szállítási irány inkább ÉNy-ról DK-re,
esetleg NyÉNy-ról KDK-re történt.

Következtetések

A formációk vastagságviszonyainak elemzése során
kisebb és nagyobb vastagsági értékekkel jellemzett terü¬
letek rajzolódtak ki. Közülük az utóbbiak az átlagost meg¬
haladó mértékben süllyedő tömböket képviselnek, ami
jelzi, hogy a terület már az üledékképződés folyamán blok¬
kosán feldarabolódott. Ezt a blokkos feldarabolódást jelzik a
területen lévő szinszediment vetők is.

A durvatörmeléket tartalmazó rétegek elemzésénél
megállapítható volt, hogy a konglomerátum/breccsa rétegek
nagyobb fajlagos vastagságértékeivel jellemezhető terüle¬
teken gyakrabban (hosszabb ideig) helyezkedhetett el a
folyó, illetve a Mecseki Kőszén felső részétől kezdve a del¬
tameder, míg a többi területen jellemzően finomabb szem¬
cseméretű üledékek képződése zajlott.

Megállapítható továbbá, hogy a formációk nagyobb vas¬
tagságú területei jól egybeesnek a konglomerátum/breccsa
rétegek maximum-helyeivel, ami megerősíti a fenti két
megállapítás helyességét. Mindez a Karolinavölgyi Ho¬
mokkő és a Mecseki Kőszén Formáció esetében volt jellem¬
ző tendencia.

A Vasasi Márga Formációnál tapasztalt kevés durva¬
törmelékre vonatkozó adatból azt a következtetést lehet

18

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltártfelső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes rétegeinek őskörnyezeti értékelése

levonni, hogy az idő előrehaladtával a lepusztulási térszín
egyre távolodott. Mindez azt jelenti, hogy a hátráló partmenti
deltából egyre kevesebb durvatörmelék jutott a vizsgált
területre, amely egyre markánsabb tengeri jellegeket mutat.

A különböző mértékben kerekített törmelék anyagának
döntő többsége kvarc, kisebb hányada dolomit és mészkő. Az
anyagszállítás uralkodóan granitoid és kevés metamorf kőzet
lepusztulásával ÉNy-ról DK-re történt, alárendelten — a
középső-triász mészkő és dolomit anyagú kőzeteiből — D-ről
É-ra, alátámasztva Nagy E. (1969) megállapítását.

Köszönetnyilvánítás

Ezúton szeretném kifejezni köszönetemet és tisztele¬
temet mindazoknak, akik munkám elkészítéséhez nagyban

hozzájárultak. Mindenekelőtt köszönetét mondok téma¬
vezetőmnek, Császár Gézának, aki lehetőséget biztosított
munkám sikeres elvégzéséhez. Köszönöm segítőkészségét,
dolgozatom alapos és kritikus átnézését, észrevételeit,
tanácsait.

Köszönettel tartozom szakdolgozatom bírálójának,
Haas Jánosnak. Alapos, átgondolt javaslataiért és kritikus
megjegyzéseiért lekötelezettje vagyok lektoraimnak:
Konrád Gyulának és Raucsik Bélának. Hálával tartozom
Veres Istvánnak, a komlói területről készített fúráspont-
térképekért. A szintvonalak számítógépes megrajzolásá¬
ban Gede Mátyást illeti köszönet. A cikk elkészítéséhez
anyagi támogatást nyújtott az OTKA K62468 számú
pályázat (témavezető: Császár Géza). Nem utolsósorban
kiváltképp lelki támogatásáért hálával tartozom páromnak
és családomnak.

Irodalom — References

Balkay B., Balogh K., Imreh L. & Kilényi T. 1956: A Pécs-komlói feketekőszén vonulat (Mecsekhegység) szerkezeti vázlata. —
Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1954. évről , 11-21.

Böckh J. 1876: Pécs városa környékének földtani és vízi viszonyai. — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 4/4,129-287.

Böckh J. 1880-1881: Adatok a Mecsek-hegység és dombvidéke jurakorbeli lerakódásainak ismeretéhez. — Magyar Tudományos
Akadémiai Értekezések a természettudományok köréből, XI. köt. 9. sz.

Bóna J. 1984: Adatok a mecseki felső-triász és alsó-liász palynológiai szintezéséhez. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az
1982. évről, 203-216.

Császár G. (szerk.) 1997: Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. — MÁFI kiadvány, Budapest, 114 p.

Császár G. 2005: Magyarország és környezetének regionális földtana (Paleozoikum-Paleogén). — ELTE Eötvös Kiadó, Budapest,
2005, 328 p.

Császár G. 2006: Kavics- és breccsabetelepülések a Vasasi Márga Formációban Zsibrik és Ófalu között. — Magyar Állami Földtani
Intézet Évi Jelentése a 2004. évről, 205-213.

Császár G. & Haas J. (szerk.) 1983: Magyarország litosztratigráfiai formációi. — MÁFI, Budapest, [poszter]

Császár G., Görög Á., Gyuricza Gy., Sieglné Farkas Á., Szente I. & Szinger B. 2007: A Vasasi Márga földtani, őslénytani és
üledékföldtani jellegei a Zsibrik és Ófalu közötti területen. — Földtani Közlöny 137/2,193-226.

Földi M. 1967: A Mecsek hegységi felsőszinemuri képződmények szintezési lehetősége. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi
Jelentése az 1965. évről, 133-148.

Földi M., Hámor G., Hetényi R., Nagy E., Nagy I., Bilik I. (szerk.) 1969: A Mecsek hegység földtani térképe, Komló - Földtani térkép,
1:10 000. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest.

Grossz Á. 1957: Üledékföldtani vizsgálatok a komlói liász kőszénösszlet néhány meddő kőzetén. — Földtani Közlöny 87/2,154-164.

Hetényi R. 1968: A Mecsek hegység részletes és átfogó földtani vizsgálata az összefoglalás szakaszában. — Magyar Állami Földtani
Intézet Évi Jelentése az 1966. évről, 31 —45.

Hetényi R. 1997a: Hosszúhetényi Mészmárga Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei.
MÁFI kiadvány, Budapest, p. 91.

Hetényi R. 1997b: Kecskeháti Mészkő Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. MÁFI
kiadvány, Budapest, p. 91.

Hetényi R. 1997c: Mecseki Kőszén Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. MÁFI
kiadvány, Budapest, p. 91.

Hetényi R. 1997d: Mecseknádasdi Homokkő Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei.
MÁFI kiadvány, Budapest, p. 91.

Hetényi R. 1997e: Óbányai Aleurolit Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. MÁFI
kiadvány, Budapest, p. 91.

Hetényi R. 1997f: Vasasi Márga Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. MÁFI kiadvány,
Budapest, p. 91.

Káli Z. 1962: Üledékciklusosság a mecseki alsóliász kőszéntelepes összletben. — Földtani Kutatás 5/2,12-40.

Kovács L. 1954: A Vasas, Hosszúhetény és Pécsvárad közti terület földtani viszonyai. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése
az 1953. évről I., 197-212.

Kovács L. 1964: A mecseki „középsőliász” foltos mészmárga rétegtani helyzete. — Földtani Közlöny 94/3,388-392.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

19

Krumbein, W. C. & Sloss, L. L 1963: Stratigraphy andSedimentation (2ndedition), — W.H. Freeman and Co., 660 p.

Láda Á. 1961: A mecsekhegységi liász kőszén komplex vizsgálata és telepazonosítása. — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve
49/4,855-860.

Nagy E. 1964: A Pécs környéki alsó-liász kőszénösszlet kifejlődési típusai az András-aknai alapszelvényben. —Magyar Állami Földtani
Intézet Évi Jelentése az 1961. évről, 35-40.

NagyE. 1965: A mecseki felső-triász kérdés jelenlegi állása .—Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1962. évről, 13-16.

Nagy E. 1968: A Mecsek hegység triász időszaki képződményei. —Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 51/1,94-105.

Nagy E. 1969: Ősföldrajz. — In: A Mecsek hegység alsóliász kőszénösszlete (földtan). — Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve
51/2,289-317.

Nagy E., Bagolyné Árgyelán G., Rálischné Felgenhauer E. & Sieglné Farkas Á. 2008: A Mecsek hegység felső-triász képződ¬
ményei. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése a 2008. évről, 87-103.

Nagy E. & Forgó L. 1967: A Keleti-Mecsekfeketekőszénösszletének prognózistérképe (M=l:50 000). — A Magyar Állami Földtani
Intézet kiadványa, Budapest.

Nagy E. & Nagy I. 1969: Rétegtan. — In: A Mecsek hegység alsóliász kőszénösszlete (földtan). — Magyar Állami Földtani Intézet
Évkönyve 51/2,261-288.

Némedi Varga Z. 1963: Hegységszerkezeti vizsgálatok a kövestetői fonolitterületen. — Földtani Közlöny 93/1,37-53.

Némedi Varga Z. 1967: A mecseki feketekőszén szénülése és a hegységszerkezeti mozgások kapcsolata. — Magyar Állami Földtani
Intézet Évi Jelentése az 1965. évről, 57-67.

Némedi Varga Z. 1971: A komlói feketekőszénterület fúrásos kutatása. — In: A Mecsek hegység alsóliász kőszénösszlete (teleptan). —
Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 51/3, 135-148.

Némedi Varga Z. 1987: Regionális eltérések a mecseki feketekőszéntelepek gázkitörésveszélyességének kialakulásában. — Bányászati
és Kohászati Lapok, Bányászat 120/5,216-302.

Némedi Varga Z. 1998: A Mecsek- és a Villányi Egység jura képződményeinek rétegtana. — In: Bérczi I. & Jámbor Á. (szerk.):
Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mól Rt. - MÁFI kiadvány, Budapest, 319-336.

Némedi Varga Z. & Bóna J. 1972: Breccsaréteg a mecseki középsőliász foltosmárga összletben. — Földtani Közlöny 102/1,29-39.

Noszky J. 1952: A Komló-környéki kőszénterület földtani viszonyai. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1948. évről,
65-76.

Peters, K. F. 1862: Über den Lias von Fünfkirchen. — Sitzungberichte dér kaiserlichen Akademie dér Wissenschaften Wien, Matk-
Natw, KI. 46/1,1-53.

Polai Gy. 1963: A komlói alsóliász kőszénösszlet bányaföldtani viszonyai. — Földtani Közlöny 93/1,3-14.

Rálischné Felgenhauer E., Török Á. & Haas J. 1997: Karolinavölgyi Homokkő Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország
litosztratigráfiai alapegységei. MÁFI kiadvány, Budapest, p. 95.

Raucsik B. & Varga A. 2003: A Kecskeháti mészkő Formáció mikrofáciese és képződési környezete. — Földtani Közlöny 133/2,
287-290.

Schwáb M. 1956: A komlói mélyfúrások anyagvizsgálatának tapasztalatai. —Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 45/4,35-52.

Szádeczky-Kardoss E. 1956: A délmecseki liász kőszén származása az új kollektív vizsgálatok tükrében. — Magyar Állami Földtani
Intézet Évkönyve 45/1,315-357.

Székyné Fux V. 1952: A magmás kőzetek szerepe a komlói kőszénösszletben. —Magyar Tudományos Akadémia Műszaki Tudományok
Osztályának Közleményei 5/3,187-209.

Telegdi Roth K. 1948: A Komlón 1936-1943 években végzett bányászati kutatások eredménye. — Bányászati és Kohászati Lapok 81/6,
161-169.

Török Á. 1998: A Mecsek-Villányi-egység triász képződményeinek rétegtana. — In: Bérczi I. & Jámbor Á. (szerk.): Magyarország
geológiai képződményeinek rétegtana, 253-279.

Vadász E. 1912: Földtani vázlat a Mecsek hegység K-i részéről. — Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1910. évről, 69-73.

Vadász E. 1930: Szénképződés, hegységképződés és bauxitkeletkezés Magyarországon. — Bányászati és Kohászati Lapok 63/10,
213-220.

Vadász E. 1935: A Mecsekhegység. — Magyar Tájak Földtani Leírása 1,180.

Varga A., Mikes T., Raucsik B. 2009: A mecseki toarci feketepala Réka-völgyi szelvényének előzetes petrográfiai és nehézásvány-
vizsgálati eredményei. — Földtani Közlöny 139/1,33-54.

Wein Gy. 1952: A komlói bányaföldtani kutatások legújabb eredményei. — Földtani Közlöny 82/10-12,337-348.

Wéber B. 1984: Kőszéntelepes összlet a Mecsek hegységi felsőtriászban. — Földtani Közlöny 114/2,225-230.

Kézirat beérkezett: 2011.04. 23.

A Gerecse hegységi Nagy-Pisznice „Krokodil-szelvényében” feltárt
toarci (alsó-jura) rétegek ammonitesz-sztratigráfiája

Galácz András 1 , Császár Géza 2 , Géczy Barnabás 1 , Kovács Zoltán 3

1 ELTE Őslénytani Tanszék, 1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/C, galacz@ludens.elte.hu
2 ELTE Általános és Alkalmazott Földtani Tanszék, 1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/C, csaszar.geza@gmail.com
3 Liszt Ferenc Zeneművészeti Egyetem, Zenepedagógiai Tanszék, 1076 Budapest, Liszt Ferenc tér 8, kzkovacszoltan@gmail.com

The Toarcian ammonite stratigraphy ofthe so-called ‘Crocodile’ section on the
Nagy-Pisznice Hill in the Gerecse Mountains (North-west Hungary)

Abstract

In the Jurassic rocks exposed in an abandoned small quarry on the north-western edge of the Nagy-Pisznice Hill of
the Gerecse Mts, rather well-preserverd parts of a crocodile skeleton were found in 1996. The age of the bed which yielded
the exceptional skeletal remains was determined as belonging to the Upper Toarcian Grammoceras thouarsense Zone.
This particular bed is the uppermost layer of the exposed Kisgerecse Mari Formation. The beds of the sequence were
carefully collected in the laté 1990s, and the ammonites were evaluated biostratigraphically. As a result, the Lower
Toarcian Harpoceras serpentinum Zone, the Middle Toarcian Hildoceras bifrons and Merlaites gradatus Zones, and the
Upper Toarcian Grammoceras thouarsense and Geczyceras speciosum Zones were recognized. Within most of these
zones the subzones and even the faunal horizons were successfully identified. The lowermost beds above the underlying
Pliensbachian red limestone did nőt yield faunal elements which would have enabled the tracing of the lowermost
Toarcian Dactylioceras tenuicostatum Zone. The highest Toarcian ammonite zones alsó remained unidentified, because
the beds of the Tölgyhát Limestone above were nőt collected all the way up the sequence. This paper gives a detailed
description of the litho- and biostratigraphy of the sequence, while the palaeontological descriptions will be presented in
another publication.

Keywords: Gerecse Mountains, Nagy-Pisznice Hill, Upper Lias, Toarcian, ammonite stratigraphy

Összefoglalás

A Gerecse hegységi Nagy-Pisznice északnyugati peremén található kis kőfejtő jura kőzetrétegeiben 1996-ban egy
krokodil meglehetősen jó megtartású csontmaradványaira találtak. A ritka maradványt szolgáltató réteg feletti és alatti
rétegsor begyűjtésével és az ammoniteszek meghatározásával pontosítani lehetett, hogy a csontváz a felső-toarci Gram¬
moceras thouarsense zónába tartozó egyik rétegből került elő. Ez a réteg egyúttal az itt feltárt Kisgerecsei Márga
Formáció legfelső rétege. A felette települő Tölgyháti Mészkő alsó szakasza és az alatta lévő Kisgerecsei Márga rétegei
a toarci emeletbe tartoznak. Az ezen rétegekből gyűjtött ammonitesz-fauna alapján a Harpoceras serpentinum, Hildo¬
ceras bifrons, Merlaites gradatus alsó- és középső-toarci ammonitesz-zónákat, valamint a felső-toarci Grammoceras
thouarsense és Geczyceras speciosum zónákat, ezeken belül szubzónákat és faunahorizontokat lehetett kimutatni -
olyanokat is, amelyek a Gerecse hegység más, litológiailag azonos rétegsoraiban nem mindenhol voltak azonosíthatók.

Tárgyszavak: Gerecse hegység, Nagy-Pisznice, felső-liász, toarci, ammonitesz-sztratigráfia

Bevezetés

1996 nyarán kisebbfajta szenzációt keltett, hogy amatőr
ősmaradványgyűjtők a Gerecse-hegység jura rétegeiben
egy gerinces, mint hamarosan kiderült, egy tengeri krokodil
csontvázát találták. A lelet fontosságára való tekintettel
Császár Géza, a Magyar Állami Földtani Intézet munka¬

társa javasolta a lelőhelyen a példány közvetlen környezetét
jelentő rétegsor begyűjtését. A gyűjtést 1996 novemberében
S irányi Zoltán, a krokodillelet egyik feltárója kezdte el.
1997 tavaszán Sirányi Zoltánhoz csatlakozott Fitos Attila,
a maradvány eredeti felfedezője, akkor a tatabányai Péch
Antal Szakképző Iskola tanulója, szintén amatőr gyűjtő.
1997 végéig 21 réteg került begyűjtésre kettejük munká-

22

Galácz András et al.: A Gerecse hegy ségi Nagy-Pisznice toarci rétegeinek ammonitesz-sztratigráfiája

jaként, amit végig Császár Géza felügyelt. 1998-ban
Sirányi Zoltán további 15 réteget gyűjtött be a kőzetsoro¬
zatból, majd 1999-ben Galácz András és Császár Géza
— alkalmanként Főzy István és Szente István segít¬
ségével — fejezte be a rétegsor begyűjtését. A Sirányi
Zoltán gyűjtötte rétegeket az 1-36-os számozás, a Galácz
András és Császár Géza gyűjtésével felvett rétegeket a
101-128-as számok jelzik. A rétegekből kikerült ammo-
niteszek, valamint a mikrofauna oldásos kinyerésére
szolgáló kőzetminták az Őslénytani Tanszékre kerültek.
Első megállapítások alapján a ritka gerinces leletet
szolgáltató mészkőréteg a felső-liász toarci emelet felsőbb
szakaszába tartozik.

Nemrég részletes munka indult a krokodilcsontváz
pontos meghatározása céljából (Ősi et al. 2010). Mivel
egyedi leletről van szó, érdekes lehet annak pontos
sztratigráfiai helyzetét megadni, ezért a gyűjteményben
lévő ammoniteszékét Géczy Barnabás és Kovács Zoltán
meghatározta, és a szelvény finomrétegtani tagolása is
elkészült. A faunaelemek jellege, és az a tény, hogy a szel¬
vényben a szubzónáknál is finomabb felosztás, neveze¬
tesen faunahorizontokra bontás volt lehetséges, indokolttá
teszi, hogy az eredmények részletes ismertetésre kerül¬
jenek. A leíráshoz mellékeljük néhány jellegzetes ammo-
nitesz fényképét, külön szövegközti ábrán kiemelve azokat
a formákat, amelyek alapján a krokodilmaradványt adó
réteg szubzóna szinten volt meghatározható.

Jelen cikk benyújtásával egy időben angol nyelvű, a
biosztratigráfiát alátámasztó bővebb paleontológiái
anyagot tartalmazó tanulmányt készítettünk (Galácz et al.
2011 ).

A Nagy-Pisznice felső-liász rétegeinek
megismeréstörténete

A Nagy-Pisznice jura rétegsoráról, dacára a páratlan
feltártságnak és az évtizedeken át tartó bányaművelésnek,
kevés irodalmi adat ismert. Elsőként Hantken Miksa adott
hírt az itteni jura rétegekről (1872), majd Staff János (1906)
végzett a Gerecse hegységben részletes kutatásokat,
amelyek a jura képződményeket is érintették. Sztratigráfiai
leírásában a Gerecse és a Pisznice liász és alsó-dogger
rétegeit és azok faunáit együtt tárgyalta. Az I. táblázatában
közölt meghatározások szerint nem kétséges, hogy a felső-
liász képződményre vonatkozó leírásában az a kitétel,
miszerint a „jelentékeny vastagságú agyagosabb üledék¬
ben” a „meszesebb, keményebb rétegek agyagosabb,
könnyebben málló rétegekkel váltakoznak” (Staff 1906, p.
171) a középső- és a felső-toarci képződményekre utal.
Érdemes megjegyezni, hogy felfigyelt az ammonitesz-
faunában a Phylloceras- félék dominanciájára: összegzett
adatként közli, hogy gyűjtött liász-alsó-dogger ammoni-
tesz-anyagának 54%-át ezek tették ki. Prinz Gyula (1906a,
b) a Nagy-Pisznicéről Frechiella és Dumortieria fajokat írt
le abból a toarci anyagból, amit korábban még Hantken
gyűjtött.

Liffa Aurél (1909, p. 153) is megemlítette a Nagy-
Pisznice déli lejtőjén vörös mészkővel kifejlődött felső-
liászt. Kulcsár Kálmán első gerecsei cikkében (1913) a
Nagy-Pisznicét is mint a felső-liász sötétvörös agyagos
mészkő előfordulási helyét említette. A következő évben
megjelent munkájában (1914) elsősorban a Tölgyháti-
kőfejtő középső-liászával foglalkozott, a felső-liásszal
kapcsolatban itt is csak a középső- és felső-liász határ¬
rétegének tekintett, egyedi kifejlődésű sötét agyagrétegről
írt.

Őket követte Vigh Gyula, aki általános Gerecse hegy-
ségi tanulmányai keretében (lásd Vigh Gy. 1925) egy
egész cikket írt a Nagy-Pisznice triász és jura képződ¬
ményeiről (1940). Sajnos a leírásában szereplő kőfejtők
ma már nehezen azonosíthatók, de nagyvonalú rétegtani
ismertetései nagyrészt helytállóknak tekinthetők. A felső-
liász sötétvörös, agyagos, gumós mészkövet alsó részén a
Hildoceras bifrons szintbe, felső részét a „ radiansos ”
szintbe sorolta, s a kettő között szöveti különbségeket,
elsősorban felfelé csökkenő agyagtartalmat említett.
Korábban, a Paronice rabokról írott munkájában (Vigh
Gy. 1927) egy példányt Paroniceras sternale Buch var.
(forma umbra Renz) néven közölt a pisznicei középső-
toarci „agyagos, sötétvörös, gumós rétegekből”. Munkái
alapján is elmondható, hogy az itt tárgyalt szelvény,
valamint az alatta és felette látható képződmények a
Nagy-Pisznicén jellemző litológiai és vastagságbeli
jellemzőket mutatják. Vigh Gusztáv (1969) a toarci
emeletbe sorolt vörös, agyagos, gumós mészkő legtel¬
jesebb, legvastagabb, mintegy 2,5-3 méteres előfordu¬
lásának helyéül a Nagy-Pisznicét jelölte meg.

Az 1970-es években a Magyar Állami Földtani Intézet
megbízásából, Konda József akkori igazgató irányítá¬
sával a nagy-pisznicei nagy, felhagyott kőfejtőben, a felső
peremről indulva rétegről-rétegre végrehajtott pontos
ősmaradványgyűjtés történt. A rétegsort Konda József
ismertette (1985). A rétegsorban a mintegy 9 m vastag
középső-liász mészkőre települő Kisgerecsei Márga 3,7
m vastag, a felette lévő Tölgyháti Mészkő vastagsága 7 m.
A Kisgerecsei Márgában 3, litológiailag megkülönböz¬
tethető szakaszt különített el, hasonlóan a közeli típus¬
helyen, a Kis-Gerecsén mutatkozó hármas tagolódáshoz
(Konda 1986). A nagy-pisznicei szelvény részben újraér¬
telmezett rétegsorát Császár et al. (1998, 8. ábra)
ismertette.

A toarci rétegek faunáját Géczy Barnabás vizsgálta
(Géczy 1984). A szelvényről adott rövid összefoglalásában
(Géczy & Szente 2006) megemlítette, hogy a 8,4 m vastag,
74 rétegre bontott toarci összletben a legalsó, Dactylioceras
tenuicostatum zónát nem lehetett kimutatni, de a többi zóna
azonosítható volt. A középső-toarci Hildoceras bifrons és
Merlaites gradatus zónákból gazdag ammonitesz-faunát
közölt (Fig. 5 in Géczy & Szente 2006). A gerecse hegységi
Hammatoceratidaekkel, majd Paroniceratidaekkel foglal¬
kozó cikkében Kovács (2009,2010) a pisznicei szelvényből
is közölt ezekbe a családokba tartozó középső- és felső-
toarci fajokat.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

23

I. táblázat. A nagy-pisznicei Krokodil-szelvény finomrétegtani tagolása és a rétegekben előfordult ammonitesz fajok elteijedése
Table I. The ammonite stratigraphic subdivisions of the Crocodile section with the ranges of the occurring species

Zóna

flC

-

-ö

\]

horizont

réteg

AMMONITINA

PHYLLOCERATiMA

és LYTOCERATINA

V* e

ra c

!|J

SS."

o »

1

2

3

4

5

e

7

E *

a; £

i | j

3 * s b i i • l

-E @ £ § -3 S 'S " ^

£ E P ej Sí -i2 £ fi “ *o

| | & | S | ^ £ * £ £

^ ? S’gíSEfi 4

1 * “ :

% „ . - -

1 - •

J * • • • -a

B S

•ü E -

u V £

C W o

e ra a>
P = É*

i ^

£3 -

re:

"re

LL

8

9

10

ij ö í 3 "fi í 3 ■■ 45

II 11 í. US | s 1 |

O O & — rí fb "t ^

i ; ; " |

-j

V V

re

Cü

11

12

13

É £ ^ o 4 ? 4 ? íj « « £ is ^ j£

e e E 1 ^ ^ ° ^

íj íj d, u, a, o, * » » S ° | £ u.

’Í3 <b E

•

• & D * «

jjj "p-

% ™ YZ

E bi - J

5

=:

<

14

15

16

'fi! u E

„ 5 -£ A;

HU 3 r;

... 1 .a.j.|

u u * u u

E

«* fr » f> r -' -É r> r.-

17

18

‘ 1 3

* 1 « 1 ^

..■£ . .5 .... 5 . re

■Ol

'i

. . . # J .

=5

re

O

19

20

• S 5 ^ « " 8 . 2 S-S

- ' J 1J IJ ' J -J “ “

Hildoceras bifrons

[263 cm)

o

-O

X

1

o

■E-

E=

v,

21

22

23

24

25

SJ c 15 r> íb o S

^ & Í , -í 1 . £ |

^ í § í e

3i ^ K 1 c 11 Sí í& # ^ #

| <3 'S £ - | S . | .

fe.| .... ....*... e ,.*.. e....

: i :. : 11 i

„ . . # . |. *

; * ; * 1 ; ;

.*....*., k ..........

1

26

27

28-29

30

31

32

^ | • • • Í | * *

e o e » , .£ , £

S „ „ 1 í ^

fe • * ^ *5 s

& | § " " ‘ ' * % |
1 _^_.. _ p 1

<3

* * |

D * D • & ^ ° *

. g .

e

_ u a _ u .

* % *

_ . g „

£ p

1

E

-§

%

3:

33

34

35

36. 100

1 4 • 1 ..... ! i

I 6 í • 1 ..... |

£ ..r.. «.*. -m ...

.

-•!••• •

■ - S - - u

■flj

o n o o ^

E

p

3

«

X

E

|

37.101

102

103

104

105

106

107

1 * í I • 1 .Ili

fe fi 15 íi 3 í! | í

■ 1 | S * * e i g 1 e £ I

• li** sül h'M

^ I 1 .2 E I 1

• ő • • *

. # ... .

• '• ,J u

w w n

•

* 11 ° B * *

108

109

• - . • ^ s ! s 1 ^ í

ö- Sí ^

* * u ÍJ -s s

§

c:

1

te §

m ö

in

W

B

fr

w

X

E

2

O

«

5

Q ,
Cj

E

6

1

2

űj

3Z

r-

-S

110

Jt! 3 b

...ü §,.í .....

• • g

111

112

113

114

115

116

117

118

119

120

121

• _ A E J; í

. B || | Í

s 1 I í |

f i Hl t |

^ * .£ S i a, -a

3 - ^ í jj íj

^ & í S í £

£ s . S í | i S |

£ & oj f * ^ o -í -Íí

íj íj :r v t; -t ’

í í í £ V

í í - * ?5 “

=3 33 * £ 3? fi

« « " Q « £

• : l ■§ •

& • t p ^ iQ

1 « o i

„ „ u ^ ° %

„ ° s

t

-•• E "

a

* ! - * p

“ A . |

-£ íj

' 2

1

D

1 =

:D

&

X

122

123

124

125

126

* |

• * • • ^

•

£>-

(30 cm)

127

128

Subl. = H. sublevisoni ; Clau. = M. clausus; Subr. = P. subregale; Alticarin. = M. alticarinatus; Striat. = G. striatulum; Fallac. = P. fallaciosum
Subl. =H. sublevisoni; Clau. =M. clausus; Subr. = P. subregale; Alticarin. =M. alticarinatus; Striat. = G. striatulum; Fallac. =P. fallaciosum

24

Galácz András et al.: A Gerecse hegy ségi Nagy-Pisznice toarci rétegeinek ammonitesz-sztratigráfiája

A lelőhely és a rétegsor leírása

A krokodilcsontvázat szolgáltató rétegsor — a továb¬
biakban Krokodil-szelvény — a Gerecse hegységi Nagy-
Pisznice északnyugati oldalában található kisebb felhagyott
kőfejtők sorában az egyik legészakibb kőbánya (7. ábra )
keleti falát alkotó rétegsor része. A kőbányában, mint a
Nagy-Pisznice északnyugati és déli oldalában a kőfejtőkben
mindenütt, a középső-liász pados mészkövet fejtették, ami
kedvelt építő- és burkolókő, „gerecsei (vörös) márvány”
néven is ismert. Pliensbachi korú, litosztratigráfiai beso¬
rolás szerint felső része a Törökbükki Formációba tartozik.
(A Törökbükki Formációra nézve lásd Császár in Budai &

1. ábra. A Gerecse hegység (a) és a nagy-pisznicei Krokodil-szelvény
(b, vastag nyíl) földrajzi helyzete

Figure 1. Location of the Gerecse Mts (a) and the Crocodile section of the
Nagy-Pisznice Hill within (b)

Fodor 2008.) A kis kőfejtőben a Krokodil-szelvény fekü
rétegsorát alkotja, mintegy 10-11 m látható vastagságban.

Maga a Krokodil-szelvény a toarci emeletbe tartozó
Kisgerecsei Márga rétegeit és felső részében a már a
Tölgyháti Mészkő Formációba tartozónak vehető mészkő
alsó részét foglalja magába (2. ábra). A kőfejtő falának
magasabb részeit is a Tölgyháti Mészkő rétegei alkotják, de
réteg szerinti gyűjtés híján ezeknek a pontos kora nem
ismert. A törmelékben talált néhány ammonitesz a legalsó-
dogger aaleni emelet jelenlétére utal, ennél fiatalabb fauna¬
elemek innen nem kerültek elő.

A Krokodil-szelvény toarci rétegeinek összvastagsága
8,4 méter, megegyezik a nagy kőfejtőben mért értékkel. A
rétegsort 64 rétegre lehetett bontani, a begyűjtött felületek

2. ábra. A Krokodil-szelvény rétegsora a gyűjtési fázisoknak megfelelő
szakaszok szerinti bontásban. A csillag a 13. réteget jelzi, ahonnan a krokodil¬
maradványok előkerültek

Figure 2. The lithological lóg of the Crocodile section indicating the separate
portions excavated during the collection works. Asterisk indicates Bed 13 which
yielded the crocodile remains

1-2 m 2 -t tettek ki. A legalsó 2 réteg (128-127.) semmilyen
értékelhető faunaelemet nem tartalmazott. Egészen a 127.
rétegig a litológia vörös, gumós, agyagos mészkő. A wacke-
stone típusú mészkő mikrofáciesét ammonitesz héj töredék,
igen sok apró ammonitesz, crinoidea vázelem, mészvázú
foraminiferák (többek között Lenticulina és Spirillina)
jellemzik. Előfordult egy agglutinált foraminifera és kevés
kovaszivacstű is. Ezek a 15-30 cm vastag rétegek a Török-

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

25

bükki Mészkőbe tartoznak, ami apró, mangánbevonatos
gumókat tartalmaz.

A 126. rétegtől kezdődően a litológia megfelel a tipikus
Kisgerecsei Márgának. Az egyre agyagosabbá váló márga
rétegei átlagosan 10-15 cm vastagok. A maximális agyag-
tartalmat a 110. és 102. rétegek közé eső szakasz mutatja, e
felett, egészen a 13. réteggel záródóan mészmárga rétegek
következnek. A tipikus Kisgerecsei Márga szintén wacke-
stone szövetű, Bositra héj töredékkel, apró brachiopodákkal,
Globochaetékkel, néhány kalcitosodott radiolariával és
kisméretű foraminiferákkal. A mészanyag vas-oxidban dús
agyagmárgába ágyazott, keményebb gumókban koncent¬
rálódik. A 12. rétegtől felfelé kissé agyagos, gumós mészkő
következik, ami már a Tölgyháti Mészkő Formációba sorol¬
ható. Ennek szövettípusa wackestone-packstone, helyen¬
ként a két szövettípus között éles, visszaoldódási határfelü¬
lettel. A vázelemek apró ammoniteszek, mészvázú forami-
niferák (. Lenticulina, Nodosaria), Globochaeték és crinoi-
dea vázelemek.

A Kisgerecsei Márga típuslelőhelyén hasonló, hármas
tagozódás: alul és felül meszesebb, közöttük erősen agyagos
márga mutatkozik (Konda 1986), és a nagy-pisznicei nagy
kőfejtőben szintén gumós mészkő — agyagmárga — mész¬
kőgumós márga tagolódás volt megfigyelhető (Konda 1985).

Ammoniteszek nagy gyakoriságban a középső, agyag-
márgarétegekben fordultak elő, nagyjából a Bifrons zónába
tartozó szakaszban. Kisebb dúsulás mutatkozott a Kisgere¬
csei Márga záró- és a Tölgyháti Mészkő kezdőrétegeiben.
Az ammoniteszek megtartási állapota zömmel az átlagosnál
rosszabb. Valamennyi kőbél, és a rétegekben elfoglalt pozí¬
ciójuk szerinti felső oldaluk erősen visszaoldott. Ammoni¬
teszek mellett egyéb faunaelem nagyon kis számban került
elő. Féltucatnyi Nautilida, néhány belemnitesz-rosztrum és
egyetlen pelágikus kagyló példányát gyűjtöttük. Korábban a
Gradatus zónába tartozó egyik rétegből egy csiga ( Marmo -
rellal sp., Galácz & Szabó 2001) került ismertetésre.

Biosztratigráfiai eredmények

A pisznicei Krokodil-szelvény vizsgálata jól kapcsol¬
ható a Gerecse hegységben korábban folytatott alsó- és
középső-jura biosztratigráfiai kutatásokhoz. Ezt az, a már
említett, nagyarányú gyűjtőmunka tette lehetővé, amely a
Magyar Állami Földtani Intézet alapszelvényprogramja
keretében, Konda József irányításával folyt 1976 és 1982
között. Négy szelvényből (Kis-Gerecse, Pisznice, Tölgyhát
és Bánya-hegy) nagyon gazdag ősmaradványanyag került
elő, melynek legtekintélyesebb részét több mint 15 000
ammonitesz tette ki. Ez utóbbiak feldolgozása az 1980-as
években kezdődött a toarci emeletbe tartozó példányok
mennyiségi, taxonómiai és paleobiogeográfiai értékelésé¬
vel (Géczy 1984,1985a, b, 1990). A Phylloceratina és Lyto-
ceratina alrendek csaknem állandó dominanciája, valamint
számos jellegzetes Ammonitina nemzetség előfordulása
alapján kimutatható volt, hogy a gerecsei toarci fauna, mely
szoros kapcsolatban áll Görögország és Olaszország

egykorú faunáival, a Mediterrán Provinciához tartozik.
Ugyanakkor a szórványosan előforduló zónajelző fajok
segítségével az északnyugat-európai Provincia finomréteg-
tani beosztását is alkalmazni lehetett a mediterrán jellegű
ammonitesz szukcesszióra. A toarci faunára vonatkozó
kutatások második szakaszában Géczy & Szente (2006) a
négy „klasszikus” szelvény középső-toarci faunarevízióját
végezte el; Géczy et al. (2008) egy addig alig tanul¬
mányozott feltárás, a kis-teke-hegyi szelvény (lásd Galácz
& Szabó 2001) ammonitesz társulását ismertette; Kovács
& Géczy (2008) és Kovács (2009) a gerecsei felső-toarci-
aaleni faunát taxonómiai szempontból tárgyalta. Ezek a
munkák a közelmúlt nemzetközi ammonitesz-rétegtani
szintézisei (Elmi et al. 1997, Contini et al. 1997, Rulleau et
al. 2001, Venturi & Ferri 2001, Page 2003, Bécaud et al.
2005) alapján tovább pontosították a fauna összetételére és
vertikális elterjedésére vonatkozó ismereteket, ezáltal jó
kiindulást nyújtanak a pisznicei Krokodil-szelvény réteg-
tani feldolgozásához.

A szelvényből összesen 624 Ammonoida példány került
elő, melyből 314 (50,3%) az Ammonitina, 258 (41,3%) a
Phylloceratina, és 52 (8,3%) példány a Lytoceratina alrend¬
hez tartozik. A Serpentinum és Bifrons zónákban még
többségben lévő Ammonitina alrend fokozatosan elveszíti
dominanciáját, és a Phylloceratina, Lytoceratina fajok
folyamatosan növekvő aránya következtében a felső-toarci
rétegekben a faunának már csupán kb. egyharmadát teszi ki.
A Krokodil-szelvény faunájának összetételében megfigyel¬
hető változás összhangban van a „klasszikus” gerecsei
szelvényekből közölt adatokkal (Géczy 1985a, Kovács &
Géczy 2008).

A Krokodil-szelvény feltárta toarci szukcesszióban az
ammoniteszek alapján öt kronozóna megléte igazolható (/.
táblázat). A zónákba tartozó rétegek vastagsága többé-
kevésbé megfelel a korábban közölt adatoknak (Géczy
1985a), kivéve a Serpentinum zóna rétegeit, melyek itt
nagyobb összvastagságban mutatkoznak. A rétegről rétegre
végzett gondos gyűjtés elegendő mennyiségű index-
fosszüiát eredményezett, aminek következtében nemcsak a
zónák pontos elhatárolása, hanem több zóna esetében a
szubzónák és horizontok azonosítása is lehetővé vált.

Harpoceras serpentinum zóna

A Krokodil-szelvény legalsó két rétegéből (127-128 =
30 cm) Ammonitina példány nem került elő, így a
Dactylioceras tenuicostatum zóna meglétét, akárcsak a
korábbi, nagy-pisznicei szelvényben, nem lehet igazolni. A
mediterrán régióban a Serpentinum zóna bázisa — az
Eleganticeras és Harpoceras genusok hiánya vagy ritka
előfordulása következtében — a Hildaites nemzetség
megjelenésével, a zóna felső határa pedig a Hildoceras
genus feltűnésével azonosítható. Míg az északnyugat¬
európai régióban általánosan elfogadott a zóna két szub-
zónára (Eleganticeras elegantulum/E. exaratum, illetve
Harpoceras falciferum), valamint két-két horizontra (E.
elegantulum, Harpoceras strangewaysi — Harpoceras

26

Galácz András et al.: A Gerecse hegy ségi Nagy-Pisznice toarci rétegeinek ammonitesz-sztratigráfiája

pseudoserpentinum, Orthildaites douvillei/H. falciferum)
tagolása (Page 2003), addig a mediterrán területekre kidol¬
gozott ammonitesz-zonációk egyelőre vita tárgyát képezik:
nincs megegyezés a kutatók között sem a szubzónák
definiálása, sem a horizontszintű felosztás kérdésében. Az
említett három gerecsei szelvényben kimutatható volt a
Serpentinum zóna megléte (Géczy & Szente 2006), a fauna
folyamatban lévő revíziója pedig — a szintjelzők közül
elsősorban a Harpoceratinae alcsaládhoz tartozó fajok
relatív gyakorisága alapján — lehetővé teszi a szubmedi-
terrán zónabeosztás (Page 2003) kismértékben korrigált
alkalmazását. Jelen tanulmányban ezért a gerecsei rétegso¬
rok tagolása számára a Serpentinum zónán belül két szub-
zóna és három horizont használatát javasoljuk:

— Harpoceras serpentinum szubzóna (Hildaites striatus
horizont),

— Harpoceras falciferum szubzóna (H. pseudoserpen¬
tinum és O. douvillei horizont).

A Krokodil-szelvényben a Serpentinum zóna bázisa a
126. réteg, melyből Hildaites subserpentinus példányok
kerültek elő. A zónához tartozó rétegekben a többi gerecsei
szelvényhez képest az ammoniteszek rosszabb megtar-
tásúak, és a fauna diverzitása is alacsonyabb. Különösen
feltűnő a Harpocerasok szinte teljes hiánya, illetve a
Hildaitesek kis példányszáma, így a zóna biosztratigráfiai
felosztása csak kisebb bizonytalansággal történhet. Mivel a
H. striatus elterjedése a Mediterrán Provinciában a zóna
alsó részére jellemző (Guex 1973, Benshili 1989, Bilotta
et al. 2009), a faj felbukkanása (122. réteg) feletti rétegsort
(121-113.), mely egyetlen Harpoceras cf. mediterraneum
kivételével nem tartalmaz meghatározható Ammonitina
példányt, kérdőjellel a H. falciferum szubzóna H. pseudo¬
serpentinum horizontjához soroltuk. Az Orthildaites
példányok az O. douvillei horizont meglétét egyértelműen
igazolják (110. réteg).

A zónához tartozó rétegek összvastagsága 180 cm,
melyekben a következő Ammonitinák fordulnak elő:
Nodicoeloceras tuberculatum (Kottek, 1963)
Dactylioceras sp. indet.

Harpoceras cf. mediterraneum Pinna, 1968
Harpoceras subexaratum Bonarelli, 1899
Harpoceras sp. indet.

Hildaites striatus Guex, 1973
Hildaites murleyi (Moxon, 1841)

Hildaites subserpentinus Buckman, 1921 (I. tábla 1.
ábra)

Hildaites sp. aff. levisoni (Simpson, 1843)

Orthildaites douvillei (Haug, 1884)

Cingolites picenus Sassaroli et Venturi, 2010.

Hildoceras bifrons zóna

A Krokodil-szelvény Bifrons zónába tartozó rétegsora a
korábban vizsgált (Géczy & Szente 2006, Géczy et al.
2008) gerecsei szelvényekéhez hasonló tagolást tesz lehe¬
tővé. A megkülönböztetett két szubzónán belül a szintjelzők
alapján öt horizont dokumentálható.

Sublevisoni szubzóna: A Hildoceras genus első
képviselője (H. sublevisoni ) a 109. rétegből került elő, ez
tekinthető a Bifrons zóna bázisának. A H. sublevisoni
horizontot (109-108. réteg) követő kondenzált 107.
rétegben egyszerre jelenik meg két horizontjelző faj (H.
tethysi és H. lusitanicum ), emiatt a H. tethysi horizont
nem különíthető el egyértelműen. A H. lusitanicum hori¬
zont (107-101/37. réteg) a H. apertum felbukkanásáig
tart.

Bifrons szubzóna: A H. apertum horizont (100/36-
33. réteg) felett a H. bifrons megjelenésével a H. bifrons
horizont következik (32-26. réteg). A H. semipolitum hori¬
zonthoz a H. semipolitum első megjelenése és a Merlaites
fellépése közötti rétegek (25-21.) sorolhatók.

Ammonitesz-rétegtani szempontból érdemes meg¬
említeni, hogy jelen szelvényben a H. apertum horizont
világosan elválasztható mind a H. lusitanicum, mind a H.
bifrons horizonttól. Az említett gerecsei sorozatok közül
eddig egyedül a kis-teke-hegyi szelvényben volt iga¬
zolható a Bifrons szubzóna mindhárom horizontja egy
rétegsoron belül (Géczy et al. 2008). A Krokodil-szel¬
vényben a fauna mennyisége és diverzitása a Bifrons
zónában mutatja a legmagasabb értékeket (az Ammonitina
genusok száma összesen 11), mindkét tekintetben a Hildo¬
ceras és a Mercaticeras nemzetség említendő az első
helyen. A H. semipolitum horizont rétegeitől kezdve
azonban visszaesés tapasztalható példányszámban és
diverzitásban is.

A zónába sorolt rétegek összvastagsága 263 cm. Ezek¬
ből a következő Ammonitinák kerültek elő:

Nodicoeloceras tuberculatum (Kottek, 1963)
Zugodactylites braunianus (d’Orbigny, 1845)
Peronoceras sp. aff. subarmatum (Young et Bírd,
1822)

Transicoeloceras sp. indet.

Harpoceras mediterraneum Pinna, 1968 (I. tábla 3.
ábra)

Polyplectus pluricostatus (Haas, 1913)

Hildoceras sublevisoni Fucini, 1919
Hildoceras tethysi Géczy, 1967
Hildoceras lusitanicum Meister, 1913
Hildoceras apertum Gabilly, 1976 (I. tábla 2. ábra)
Hildoceras crassum Mitzopoulos, 1930
Hildoceras bifrons (Bruguiére, 1792)

Hildoceras semipolitum Buckman, 1902
Mercaticeras umbilicatum Buckman, 1913 (I. tábla 5. és
7. ábra)

Mercaticeras mercati (Hauer, 1856)

Mercaticeras thyrrenicum (Fucini, 1905)

Mercaticeras dilatum (Meneghini, 1883)

Mercaticeras sp. indet.

Frechiella kammerkarensis (Stolley, 1903)
Phymatoceras robustum Hyatt, 1867
Phymatoceras sp. aff. narbonense Buckman, 1898
Denckmannia sp. aff .fabale (Simpson, 1855).

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

27

Merlaites gradatus zóna

A zóna a standard Haugia variábilis zóna mediterrán
megfelelője. Míg az utóbbi finomrétegtani zonációja az
északnyugat-európai régióban gyakori Haugia és Pseudo-
lioceras nemzetségek alapján részletesen kidolgozott, a
nemzetközi szakirodalomban nincs konszenzus a Gradatus
zóna tagolását illetően. A „klasszikus” gerecsei szelvények
revíziója a zónán belül három szubzónát különített el, a
mediterrán régióból közölt rétegtani adatokhoz hasonlóan,
horizontszintű felosztás nélkül (Géczy & Szente 2006). A
Krokodil-szelvényben mindhárom szubzóna kimutatható,
annak ellenére, hogy a fauna diverzitása és példányszáma a
H. bifrons zónát követően jelentősen lecsökken.

A Merlaites clausus szubzónát a Gerecsében általában a
Crassiceras és Merlaites nemzetségek felbukkanása és a
Hildocerasok eltűnése jellemzi. A szelvény 20-19. rétegei
sorolhatók ebbe a rétegtani egységbe a Merlaites gradatus
és a Collina gemma előfordulása alapján. A Pseudogram-
moceras subregale szubzóna (18-17. réteg) a Pseudogram-
moceras vagy Podagrosites genus megjelenésével azo¬
nosítható, a Merlaites alticarinatus szubzóna (16-14. réteg)
bázisa pedig a M. alticarinatus előfordulásával esik egy¬
be.

A zónához tartozó rétegek összvastagsága 75 cm. A
zónában a következő Ammonitinák azonosíthatók:

Collina gemma Bonarelli, 1893 (I. tábla 4. ábra)
Merlaites gradatus (Merla, 1932)

Merlaites alticarinatus (Merla, 1932)

Podagrosites sp. aff. aratus (Buckman, 1890)
Denckmannia sp. aff .fabale (Simpson, 1855)

Grammoceras thouarsense zóna

A kondenzáció miatt a gerecsei szelvények felső-toarci
rétegei nem minden esetben alkalmasak horizontszintű
besorolásra (Kovács 2011), ám több fontos nemzetség (pl.
Pseudogrammoceras, Grammoceras , Podagrosites ) szint¬
jelző fajainak gyakorisága a mediterrán régióhoz képest
finomabb sztratigráfiai elemzést tesz lehetővé (3. ábra).
Ennek következtében a Thouarsense zóna egyszerűsített
szubzónafelosztása javasolható a gerecsei mediterrán szuk¬
cessziókra is. A kis-gerecsei, pisznicei és bánya-hegyi
szelvényekből három szubzóna dokumentálható: a Pseudo¬
grammoceras bingmanni, a Grammoceras striatulum és a
Pseudogrammoceras fallaciosum szubzóna.

A Krokodil-szelvényben a Bingmanni szubzóna nem
mutatható ki. A Striatulum szubzóna (13-11. réteg) bázisa a
Grammoceras genus megjelenésével esik egybe, a Falla¬
ciosum szubzóna (10-8. réteg) szintjelző faja, a P. falla¬
ciosum megléte alapján azonosítható.

A krokodilcsontváz maradványait tartalmazó 13. számú
réteg tehát a felső-toarci Grammoceras thouarsense zóna
Grammoceras striatulum szubzónájába tartozik.

A zónába sorolt rétegek összvastagsága 99 cm. A zó¬
nába tartozó rétegekből a következő Ammonitinák kerültek
elő:

Furloceras chelussii (Parisch et Viale, 1906)
Mouterdeiceras dubourgi Elmi et Rulleau, 1995
Pseudogrammoceras differens (Ernst, 1923)
Pseudogrammoceras muelleri (Denckmann, 1887)
Pseudogrammoceras fallaciosum (Bayle, 1878)
Grammoceras thouarsense (d’Orbigny, 1844) (3. ábra, b)

3. ábra. Két, rétegtanilag fontos ammonitesz a szelvény 13., a krokodil csontvázat szolgáltató rétegéből, a): Podagrosites quadratus (Quenstedt), b). a
zónajelző Grammoceras thouarsense (d’Orbigny). Mindkettő természetes nagyságban

Figure 3. Two specimens of stratigraphically diagnostic ammonite species from Bed 13 which yielded the crocodile remains. a): Podagrosites quadratus ( Quenstedt),
b). the zonalindex Grammoceras thouarsense (d’Orbigny). Both in naturalsize

28

Galácz András et al.: A Gerecse hegy ségi Nagy-Pisznice toarci rétegeinek ammonitesz-sztratigráfiája

Grammoceras striatulum (Sowerby, 1825)
Grammoceras cf. penestriatulum Buckman, 1902
Podagrosites quadratus (Quenstedt, 1846) (3. ábra, a)
Podagrosites aratus (Buckman, 1890)

Podagrosites cf. latesceus (Simpson, 1843)

Geczyceras speciosum zóna

A Gerecse hegységben a Pseudogrammoceras fallacio-
sum jelenléte és az Erycitinae alcsaláéhoz tartozó fajok
hiánya együttesen a Speciosum zóna alsó részére jellemző,
ezt az egységet tárja fel a szelvény legfelső része (7-1.
réteg). A fauna diverzitása az előző zónához hasonlóan ala¬
csony, különösen feltűnő, hogy a Hammatoceratinae alcsa-
ládot csupán egyetlen species képviseli. A „klasszikus”
gerecsei szelvényekben az utóbbi alcsalád már a Gradatus
zónától dokumentálható, és a Speciosum zóna alsó réte¬
geiben általában 4-5 fajjal van jelen (Kovács 2009).

A zónához tartozó rétegek összvastagsága 81 cm. A zó¬
nába sorolt rétegekből a következő Ammonitinák kerültek elő:
Pseudolillia emiliana (Reynés, 1868)
Pseudogrammoceras fallaciosum (Bayle, 1878) (I.
tábla 6. ábra)

Polyplectus pluricostatus (Haas, 1913)

Mouterdeiceras cf. masciadrii (Pelosio, 1968)
Geczyceras cf. perplanum (Prinz, 1904)
Phlyseogrammoceras sp. indet.

Phylloceras- és Lytoceras-félék a Krokodil¬
szelvényben

A többi gerecsei toarci feltáráshoz hasonlóan a Krokodil¬
szelvényből is nagy példányszámmal kerültek elő Phyllo-
ceratinák és Lytoceratinák. A két alrend paleobiogeográfiai
szerepe igen jelentős, rétegtani funkciója azonban alárendelt.
A szelvényben a következő fajok azonosíthatók:
Phylloceratina:

Phylloceras heterophyllum (Sowerby, 1820) (Serpen-
tinum-Speciosum zóna)

Phylloceras doderleinianum (Catullo, 1853) (Serpen-
tinum-Speciosum zóna)

Calliphylloceras spadae (Meneghini, 1875) (Serpen-
tinum zóna)

Calliphylloceras mediojurassicum (Prinz, 1904) (Ser-
pentinum-Thouarsense zóna)

Calliphylloceras nilssoni (Hébert, 1866) (Serpentinum
-Thouarsense zóna)

Calliphylloceras capitanii (Catullo, 1847) (Serpen-
tinum-Bifrons zóna)

Calliphylloceras beatricis (Bonarelli, 1899) (Bifrons-
Speciosum zóna).

Lytoceratina:

Lytoceras sp. aff. cornucopia (Young et Bírd, 1822)
(Serpentinum-Speciosum zóna)

Lytoceras francisci (Oppel, 1865) (Bifrons-Thouar-
sense zóna)

Lytoceras sublineatum (Oppel, 1862) (Gradatus-
Speciosum zóna)

Lytoceras (Trachylytoceras) sepositum Meneghini,
1875 (Bifrons zóna).

Konklúzió

A nagy-pisznicei Krokodil-szelvényben öt kronozóna
megléte igazolható, melyekből négy szubzónákra, kettő
(Harpoceras serpentinum és Hildoceras bifrons zóna) pedig
biohorizontokra is felosztható. Mind a zónák rétegvastagsága,
mind a szelvény litológiai jellemzői (a Kisgerecsei Márga
hármas belső tagozódása és a Tölgyháti Mészkő feltűnése a
Thouarsense zónában) többé-kevésbé megfelelnek a korábbi
adatoknak. Az ammoniteszek paleobiogeográfiai és bio-
sztratigráfiai kiértékelése során megállapítható volt, hogy az
alapvetően mediterrán jellegű fauna az északnyugat-európai
régióban alkalmazott standard finomrétegtani zonációval
tagolható. így pontosan megadható a szelvényből leírt Steneo-
saurus-csontváz sztratigráfiai pozíciója (Grammoceras thou¬
arsense zóna, Grammoceras striatulum szubzóna), ezáltal
következtetni lehet a lelet korára (kb. 180 M év).

Köszönetnyilvánítás

A szerzők köszönetét mondanak Sirányi Zoltánnak és
Fitos Attilának a gyűjtés megkezdésével nyújtott segítsé¬
gükért. Főzy István és Szente István hasonló értékes
segítséget nyújtott a terepi munkában. A terepen végzett
munka költségeit Császár Géza T 016 785 sz. OTKA-
pályázatából fedeztük. Soledad Ureta (Madrid), Fouis
Rulleau (Fyon), Federico Venturi (Perugia) és Stefano
Sassaroli (Rosora) a sztratigráfiai értékeléshez szük¬
séges fontos információkkal egészítette ki munkánkat.
Szentesi Zoltán a térkép megrajzolásával volt segítsé¬
günkre. Vörös Attila és Főzy István kollégáink lekto¬
rokként is sokat segítettek a kézirat jobbá tételében.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

29

Irodalom — References

Bécaud, M., Rulleau, L. & Elmi, S. 2005: Le renouvellement des faunes d’ammonites á la limité Toarcien moyen - Toarcien supérieur
dans les domaines du nord-ouest de l’Europe et de la Téthys occidentale. — Bulletin de la Société Géologique de Francé 176 / 1 , 23-35.

Benshili, K. 1989: Lias-Dogger du Moyen-Atlas Plissé (Maroc), sédimentologie, biostratigraphie et évolution paléogéographique. —
Documents des Laboratoires de Géologie de la Faculté des Sciences de Lyon 106 , 1-285.

Bilotta M., Venturi, F. & Sassaroli, S. 2009: Ammonite faunas, OAE and the Pliensbachian-Toarcian boundary (Early Jurassic) in
the Apennines. — Lethaia 43 , 357-380.

Contini, D., Elmi, S., Mouterde, R. & Rioult, M. 1997: Aalénien. — In: Cariou E. & Hantzpergue P. (eds): Biostratigraphie du
Jurassique ouest-européen et méditerranéen. — Bulletin du Centre des Recherches, Elf Exploration et Production,Mémoires 17 ,
37-40.

Császár G. 2008: Jura-kréta. — In: Budai T. & Fodor L. (szerk.): A Vértes-hegység földtana. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest.
36-58.

Császár G., Galácz A. & Vörös A. 1998: A gerecsei jura — fácieskérdések, alpi analógiák. — Földtani Közlöny 128 / 2 - 3 , 397-435.

Elmi, S., Rulleau, L., Gabilly, J. & Mouterde, R. 1997: Toarcien. — In: Cariou E. & Hantzpergue P. (eds): Biostratigraphie du
Jurassique ouest-européen et méditerranéen. — Bulletin du Centre des Recherches, Elf Exploration et Production, Mémoires 17 ,
25-36.

Galácz, A. & Szabó, J. 2001: Toarcian gastropods írom the Gerecse Mts (Hungary). — Fragmenta Palaeontologica Hungarica 19 , 15-24.

Galácz, A., Császár, G., Géczy, B. & Kovács, Z. 2011: Ammonite stratigraphy of a Toarcian (Lower Jurassic) section on Nagy-Pisznice
Hill (Gerecse Mts, Hungary). — CentralEuropean Geology 53 / 4 , 311-342.

Géczy, B. 1984: Provincialism of Jurassic ammonites, examples from Hungárián faunas. — Acta Geologica Hungarica 27 / 3 - 4 , 379-389.

Géczy B. 1985a: Toarci Ammonites zónák a Gerecse hegységben. — Földtani Közlöny 115 / 4 , 363-368.

Géczy, B. 1985b: Toarcian Ammonite Zones in the Gerecse Mountains, Hungary. — In: Michelsen, O. & Zeiss, A. (eds): International
Symposium on Jurassic Stratigraphy (Erlangen). 1,218-226.

Géczy B. 1990: A toarci ammonoideák paleobiogeográfiai értékelése a mediterrán és stabil európai régióban. — Általános Földtani
Szemle 25 , 231-249.

Géczy, B., Kovács, Z. & Szente, I. 2008: Remarks on the Toarcian-Aalenian fossd assemblage of the Kis-Teke Hill, Gerecse Mts
(Hungary). — Hantkeniana 6 , 33-55.

Géczy, B. & Szente, I. 2006: Middle Toarcian Ammonitina from the Gerecse Mts, Hungary. — Acta Geologica Hungarica 49 / 3 ,
223-252.

Guex, J. 1973: Apergu biostratigraphique sur le Toarcien inférieur du Moyen-Atlas marocain et discussion sur la zonation de ce sous-
étage dans les séries méditerranéennes. — Eclogae Geologicae Helvetiae 66 / 3 , 493-523.

Hantken M. 1872: Az esztergomi barnakőszénterület földtani viszonyai. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 1,3-139.

Konda J. 1985: Gerecse, Lábatlan, Nagypisznicei kőfejtő, Pisznicei Mészkő Formáció. — Magyarország Geológiai Alapszelvényei.
Magyar Állami Földtani Intézet, 6 p.

Konda J. 1986: Gerecse, Süttő, Kisgerecsei kőfejtő, Kisgerecsei Márga Formáció. — Magyarország Geológiai Alapszelvényei. Magyar
Állami Földtani Intézet, 5 p.

Kovács, Z. 2009: Toarcian-Aalenian Hammatoceratinae (Ammonitina) from the Gerecse Mts (NE Transdanubian Rangé, Hungary). —
Fragmenta Palaeontologica Hungarica 27 , 1-72.

Kovács, Z. 2010: Paroniceratidae (Ammonitina) of the Toarcian from the Gerecse Mts (NE Transdanubian Rangé, Hungary). — Földtani
Közlöny 140 / 2 , 119-133.

Kovács, Z. 2011: Tmetoceratidae (Ammonitina) fauna from the Gerecse Mts (Hungary). — Central European Geology 53 / 4 , 343-376.

Kovács, Z. & Géczy, B. 2008: Upper Toarcian - Middle Aalenian (Jurassic) Erycitinae Spath (Ammonitina) from the Gerecse Mts,
Hungary. — Hantkeniana 6 , 57-108.

Kulcsár K. 1913: Földtani megfigyelések a Gerecse hegységben. — Földtani Közlöny 43 , 421^-23.

Kulcsár K. 1914: A Gerecsehegység középső liászkorú képződményei. — Földtani Közlöny 44 , 54-80.

Liffa A. 1909: Geológiai jegyzetek Nyergesújfalu és Neszmély környékéről. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1907-ről ,
147-171.

Ősi A., Rabi, M., Kordos L. & Fitos A. 2010: A gerecsei krokodil: A legteljesebb Steneosaurus (Thalattosauria: Teleosauridae) marad¬
vány az alpi liászból. — 13. Magyar Őslénytani Vándorgyűlés, 2010. június 3-5, Csákvár. Program, Előadáskivonatok,
Kirándulásvezető, 20-21.

Page, K.N. 2003: The Lower Jurassic of Europe: its subdivision and correlation. — In: Ineson, J. & Surlyk, F. (eds): The Jurassic of
Denmark and Greenland. Geological Survey ofDenmark and GreenlandBulletin 1 , 23-59.

Prinz, Gy. 1906a: Új adatok a Frechiella nem ismeretéhez. — Földtani Közlöny 36 / 1 - 3 , 51-56.

Prinz, Gy. 1906b: Dumortieriá k Piszkéről. — Földtani Közlöny 36 / 1 - 3 , 57-58.

Rulleau, L., Elmi, S. & Thévenard, B. 2001: Géologie et paléontologie des dépots ferrugineux du Toarcien et de 1’ Aalénien aux
environs de Lyon. — Documents des Laboratoires de Géologie de la Faculté des Sciences de Lyon 154 , 153 p.

Staff J. 1906: Adatok a Gerecsehegység stratigraphiai és tektonikai viszonyaihoz. — A Magyar kir. Földtani Intézet Évkönyve 15 ,
159-207.

Venturi, F. & Ferri, R. 2001: AmmonitiLiassici dell’Appennino Centrale. — Tibergraph, 268 p.

30

Galácz András et al.: A Gerecse hegy ségi Nagy-Pisznice toarci rétegeinek ammonitesz-sztratigráfiája

Vigh G. 1969: Magyarázó a Dorogi-medence földtani térképéhez, 10.000-es sorozat. Pusztamarót. — MÁFI kiadvány, Budapest, 69 p.
Vigh Gy. 1925: Földtani jegyzetek a Gerecse hegységből. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése az 1920-23 évekről, 60-68.
Vigh Gy. 1927: Paronicerasok a magyar felsőliászban és fejlődésbeli rendellenességek. — Földtani Közlöny 57/10-12,212-235.

Vigh Gy. 1940: Rétegtani és hegyszerkezeti megfigyelések a Nagypisznice környékén. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi
Jelentése az 1933-35. évekről, 1455-1466.

Kézirat beérkezett: 2011.02. 23.

Rétegtani értékű ammoniteszek a Krokodil-szelvényből
Somé stratigraphically important ammonites from the Crocodile section

1. ábra: Hildaites subserpentinus Buckman, 123. réteg, Harpoceras serpentinum zóna. 2. ábra: Hildoceras apertum Gabilly, 34.
réteg, Hildoceras bifrons zóna. 3. ábra: Harpoceras mediterraneum Pinna, 100. réteg, Hildoceras bifrons zóna, 4. ábra: Collina gemma
Bonarelli, 19. réteg, Merlaites gradatus zóna. 5. ábra: Mercaticeras umbilicatum Buckman, 106. réteg, Hildoceras bifrons zóna. 6. ábra:
Pseudogrammocerasfallaciosum (Bayle), 7. réteg, Geczyceras speciosum zóna. 7a-b ábra: Mercaticeras umbilicatum Buckman, 105.
réteg, Hildoceras bifrons zóna.

Valamennyi fénykép természetes nagyság.

Figure 1: Hildaites subserpentinus Buckman, Bed 123, Harpoceras serpentinum Zone. Figure 2: Hildoceras apertum Gabilly, Bed
34, Hildoceras bifrons Zone. Figure 3: Harpoceras mediterraneum Pinna, Bed 100, Hildoceras bifrons Zone, Figure 4: Collina gemma
Bonarelli, Bed 19, Merlaites gradatus Zone. Figure 5: Mercaticeras umbilicatum Buckman, Bed 106, Hildoceras bifrons Zone. Figure
6: Pseudogrammoceras fallaciosum (Bayle), Bed 7, Geczyceras speciosum Zone. Figures 7a-b: Mercaticeras umbilicatum Buckman,
Bed 105, Hildoceras bifrons Zone.

All figures natural size.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

31

I. tábla — Plate I

^^íSrídtí Qeoloij,jf.a^

142 / 1 , 33^4., Budapest, 2012

Egy fejlett béka a felső-kréta (santoni) Csehbányái Formációból
(Iharkút, Bakony hegység)

Sz en test Zoltán 1 , Venczel Márton 2

1 ELTE TTK, Őslénytani Tanszék; 1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/c (crocutaster@gmail.com)
2 Tárii Cri§urilor Museum, B-dul Dacia 1-3, RO-410468 Oradea, Románia (mvenczel@gmail.com)

An advanced anuranfront the Upper Cretaceous (Santonian) Csehbánya Formádon
(Iharkút, Bakony Mountains)

Abstract

In this paper a new anuran genus and species is described, based on isolated ilia and tibio-fibulae írom the Iharkút
locality (Laté Cretaceous, Santonian), Hungary, in the Csehbánya Formation. This distinctive ilium exhibits at least two
autapomorphoses: (1) an iliac erest which is heavily built, extremely high, and sculptured laterally by longitudinal
grooves and, posteriorly, anastomose ridges and (2) an interiliac tuberele that is huge and medially bears on extensive
sutural surface developed at the level of the proacetabular region. Details of the iliac erest and ilioischiadic junction
suggest a type of frog which is a member of the Neobatrachia and possibly, closely related to ranoids. Based on its ilial
features, this Hungárián frog can be interpreted as an aquatic form that descended from a more terrestrial, jumping
ancestor. Assuming that its higher level affinities are correct, the new Hungárián frog indicates a significant temporal
extension fór neobatrachians in Europe from the laté Palaeocene back intő the Santonian.

Keywords: Amphibia, Anura, Upper Cretaceous, Santonian, Hungary, palaeobiogeography

Összefoglalás

Az iharkúti felső-kréta (santoni) gerinces lelőhelyről új béka genust és fajt sikerült kimutatni izolált hátsó függesztő-
övek és lábszárcsontok alapján. A lelőhelyről leírt ilium legalább két fontos autapomorph bélyeget mutat. Az (1) erő¬
teljes, és igen magas csípőtaréj, mely lateroventralisan hosszirányban elnyúló bordákkal és mély barázdákkal díszített, és

(2) a preacetabularis régióba is elnyúló, medialisan is erőteljesen kiterjedő interiliaris tuberculum. Ezek a jellegek arra
utalnak, hogy az iharkúti lelőhelyről előkerült békaleletek a Neobatrachiák közé, és azokon belül is a Ranoidae családhoz
sorolhatók. A hátsó függesztőövek morfológiája alapján ezek a békák nagy valószínűséggel vízi életmódú formák voltak,
és jó ugróképességgel rendelkeztek, így ősei lehetnek a mai modern valódi békáknak. Az iharkúti lelőhelyről előkerült
leletek nagy valószínűséggel a legidősebb Neobatrachiák Európában.

Tárgyszavak: Amphibia, Anura, felső-kréta, santoni, Magyarország, paleobiogeográfia

Bevezetés

A modern kétéltűek közül (Caudata, Anura és Gymno-
phyona) a békák (Anura), a taxonba tartozó több mint 5200
fajjal a legváltozatosabbak. A földrajzi elterjedése is ennek
a csoportnak a legnagyobb, hiszen jelen vannak az összes
kontinensen, kivéve az Antarktiszt, sőt néhány sziget kivé¬
telével az óceáni szigeteken is megtalálhatóak. Az Anurák
monophyletikus eredete számos morfológiai karakterrel
bizonyított (Frost et al. 2006). A fosszilis leletek azt sugall¬

ják, hogy a Batrachiák (Anura és Caudata) ága valószínűleg
elvált a többi Lissamphibiától a középső-perm idején
(Anderson et al. 2008). A kétéltűek közül az Anuráknak
ismert legjobban a fosszilis elterjedése a Lissamphibiák
közül, ennek ellenére igen ritka leletnek számítanak. A
legkorábbi fosszilis Proanura leletek Madagaszkár ( Triado-
batrachus massinoti ) és Lengyelország ( Czatkobatrachus
polonicus ) felső-triászából kerültek napvilágra (Rocek &
Ragé 2000). Az első valódi békák — Prosalirus bitis és
Vieraella herbsti — az alsó-jurából váltak ismertté, mint

34

Szentesi Zoltán, Venczel Márton: Egy fejlett béka a késő-kréta (santoni) Csehbányái Formációból (Iharkút, Bakony hegység)

incertae sedis Anurák (Sanchíz 1998) vagy alaphelyzetű
béka taxonok (Gao & Wang 2001, Roelants & Bossuyt
2005). Az Eodiscoglossus oxoniensis a középső- és a felső¬
jurából a legidősebb ismert tagja az Archeobatrachiákhoz
tartozó korongnyelvű (Discoglossidae) békáknak (Evans et
al. 1990). A molekuláris óra viszont a fosszilis leletekkel
szemben azt mutatja, hogy a korona-csoporthoz tartozó
békák már 55 millió évvel korábban, a triászban kialakultak
(Roelants & Bossuyt 2005). Ez hozzávetőlegesen Pangea
feldarabolódásával esik egybe, amely jelentős hatást gyako¬
rolhatott a békák biogeográfiai történetére.

Európában az eddig ismert összes kréta és jura korú
fosszilis békalelet besorolható volt az Archeobatrachia vagy
a Mesobatrachia alrendbe (Frost et al. 2006), de az alsó- és
felső-kréta között hiány mutatkozott a fosszilis adatokban
(Rocek 2000). Az alsó-krétában ez a berriasi-barremi

emeletekre korlátozódik: az Eodiscoglossus santonjae,
Monsechobatrachus gaudryi és a Wealdenbatrachus juca-
rense a Discoglossidae családba tartoznak (Sanchíz 1998,
Rocek 2000), valószínűleg ide tartozik a Sunnybatrachus
purbekensis (Evans & McGowan 2002), és a minden
bizonnyal a Mesobatrachiákhoz sorolható Neusibatrachus
wilferti leletei is ebből az időszakból ismertek (Gao & Chen
2004, Báez & Sánchíz 2007). Csak Franciaország (Font-
de-Benon) alsó-krétájából (alsó-cenoman) ismerünk izo¬
lált, eddig közelebbről meg nem határozott békacsontokat
(Vullo & Néraudeau 2008). A felső-kréta izolált Anura
leletek jobbára a campani-maastrichti időszakra korláto¬
zódnak (1. ábra). A franciaországi lelőhelyekről a következő
leletek kerültek elő: egy Palaeobatrachidae Villeveyrac-ból
(alsó-campani) (Buffetaut et al. 1996), pontosabban meg
nem határozott Palaeobatrachidae és Discoglossidae fajok

Árura

o késő-maastrichti
+ kora-maastrichti

* maastrichtí

* késő-campani

■ közé pső-cam páni

* kora-campani
fceampani

+ santoni

* kora-cenomán

1. ábra. A fosszilis békák előfordulása az európai felső-krétában
Figure 1. Occurrences offossilfrogs in the european JJpper Cretaceous

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

35

valamint incertae sedis Anurák La Neuve-ből (középső-,
felső-campani) (Garcia et al. 2000) és Discoglossidae
Cruzy-ből (?alsó-maastrichti) (Buffetaut et al. 1999). A
spanyolországi Lano, Chera és La Solana lelőhelyekül is
Palaeobatrachidae és Discoglossidae fajok valamint in¬
certae sedis Anurák ismertek (Astibia et al. 1990; Duffaud
& Ragé 1999; Company et al. 2009a, b). Az erdélyi
Hátszegi-medencéből (maastrichti) is számos izolált béka-
fosszüia került elő, köztük Discoglossidae fajok, mint a
Paralatonia transylvanica, cf. Eodiscoglossus sp. és cf.
Paradiscoglossus sp. (Grigorescu et al. 1999, Venczel &
Csíki 2003, Folie & Codrea 2005) és insertae sedis Anurák
beleértve a Hatzegobatrachus grigorescuit is (Venczel &
Csíki 2003). Ezen kívül Rocek (2000) említ közelebbről
meg nem határozott békacsontokat két maastrichti korú
(Fontllonga és Molí Véli) spanyolországi lelőhelyről.

A harmadik fő Anura csoportba, a Neobatrachiákhoz
tartozik a ma élő békák 96%-a, melyekről elmondható, hogy
elterjedés szempontjából szinte teljesen kozmopolitáknak
tekinthetők. A Neobatrachiák monophyletikus eredete meg¬
alapozott, de a csoporton belül kapcsolatok kevésbé meg¬
nyugtatóan vannak rendezve, beleértve a tradicionálisan a
Neobatrachiákhoz sorolt családokat is (Ford & Cannatella
1993, Sanchíz 1998, Haas 2003, Frost et al. 2006). A
Neobatrachiák korai evolúciója úgy tűnik, hogy egybeesik
Pangea feldarabolódásával (Savage 1973, Feller &
Hedges 1998, Roelants & Bossuyt 2005). A csoporthoz
tartozó legkorábbi fosszilis leleteket a felső-krétából
ismerjük. Ide sorolható egy közel teljes hyloida csontváz
Dél-Amerikából (apti) (Báez et al. 2008) és izolált ranoida
csontok Észak-Afrikából (albai-cenomán) (Báez & Werner
1996). Az eddig ismert legidősebb európai előfordulása a
csoportnak néhány közelebbről meg nem határozott, izolált
varangy (Bufonidae) csontmaradványból áll, melyek Fran¬
ciaország felső-paleocénjéből kerültek elő (Ragé 2003,
Ragé & Rocek 2003).

Ebben a munkában egy új Neobatrachia genust és fajt
ismertetünk iliumok és os crurisok alapján a felső-kréta
(santoni) Csehbányái Formációból (Iharkút, Bakony). Ez a
magyarországi béka taxon jelen ismereteink szerint a leg¬
idősebb Neobatrachia Európában. A cikkben foglalkozunk
az új békafaj mozgásmódjával, valamint részben új meg¬
világításba helyezzük a valódi békák paleobiográfiájának
történetét is.

Anatómiai és taxonómiai konvenciók : Az anatómiai
leírás során követtük a standard anatómiai orientációs rend¬
szert, valamint a standard anatómiai elnevezéseket. A
taxonómiai besorolásnál Sanchíz (1998) munkáját vettük
alapul.

Intézményi rövidítések : MMP (Municipial Museum of
Pásztó): Pásztói Múzeum, Pásztó; MTM: Magyar Termé¬
szettudományi Múzeum, Budapest; MTC (Tarii Cri§urilor
Museum): Kőrösvidék Múzeum, Nagyvárad, Romá¬
nia.

Rendszertani rész

Classis: Amphibia Linné, 1758
Superordo: Salientia Laurenti, 1768
Ordo: Anura Fischer von Waldheim, 1813
Subordo: Neobatrachia Reig, 1958
Familia: incertae sedis

Genus: Hungarobatrachus Szentest et Venczel, 2010
Típusfaj: Hungarobatrachus szukacsi Szentesi et Venczel,
2010

Diagnózis: Megegyezik a típusfajéval.

Hungarobatrachus szukacsi
Szentesi et Venczel, 2010

Holotípus : MTM V 2008.16.1., nem teljes jobb hátsó
függesztőöv, melyről hiányzik a tuber superius dorsalis
része, az ilium posterior vége, valamint a crista iliaca dorso-
lateralis része.

Típuslelőhely, a lelet rétegtani helyzete és kora: A típus¬
lelőhely az Északi-Bakonyban, Bakonyjákó községtől nagy¬
jából 3 km-re keletre, Németbányától 2 km-re északra, az
egykori Iharkút település határától néhány száz méterre, a
Bakonyi Bauxitbánya Zrt. egykori külfejtéses bauxit¬
bányájában, a Németbánya Il-es és Ill-as lencsék területén
található (2. ábra, A). Az 50-60 méter vastagságban feltárt
fosszüiagazdag rétegek (2. ábra, B) a Csehbányái Formá¬
cióba tartoznak, mely a felső-triász Fődolomit karsztos
töbreiben felhalmozódott bauxitot (Nagytárkányi Bauxit
Formáció) fedi. A Csehbányái Formáció kora a palinológiai
és paleomágneses vizsgálatok alapján felső-kréta, santoni
(Knauer & Siegl-Farkas 1992, Mártonné Szalai 2005).
A Csehbányái Formáció egy jellegzetes, ciklikus felépítésű
folyóvízi-ártéri képződmény, mely igen változatos üledé¬
kekből épül fel. Főleg agyag-, tarkaagyag-, aleurolit-,
homok- és homokkőrétegek alkotják (Haas et al. 1977,
Jocha-Edelényi 1988, Jocha-Edelényi & Császár 1997).
A leletek legnagyobb része az agyagklasztos réteg fosszüia-
gazdag zsebszerű felhalmozódásaiból kerül elő (Ősi et al.
2003), de a kétéltű leletek többségét egy magas szerves-
anyag-tartalmú borostyános réteg tartalmazza (Szentesi
2007). A lelőhely diverz faunája a békákon kívül tartalmaz
hal, albanerpetontida, teknős, squamata, krokodil, dino¬
szaurusz, pteroszaurusz és madár leleteket is (Ősi et al. in
press). A Csehbányái Formációra helyenként a nummu-
liteszes középső-eocén Szőci Mészkő Formáció, vagy az
ennek áthalmozott anyagából álló, szintén középső-eocén
Iharkúti Konglomerátum Formáció települ. Előfordul
azonban fedőképződményként az oligo-miocén Csatkai
Formáció, és ritkábban kvarter képződmények is (Gellai et
al. 1985).

Paratípusok: 5 jobb hátsó függesztőöv (MTM V

2008.12.1., 2008.13.1., 2008.15.1., 2008.17.1., 2008.18.1.), 1
bal hátsó függesztőöv (MTM V 2008.14.1); 1 os cruris
(MTM V 2008.32.1.); 4 töredékes os cruris (MTM V

2008.19.1., 2008.21.1., 2008.33.1., 2008.34.1.)

36

Szentesi Zoltán, Venczel Márton: Egy fejlett béka a késő-kréta (santoni) Csehbányái Formációból (Iharkút, Bakony hegység)

B

kvarter üledékek

Iharfcútí

Konglomeratüm F.

- — Csehbányái

- - Formáció - -

ÍNagytáiTányJBH?

I Bauxit F

Albanerpetoritidae

Anura

izolált csontok
részleges dinoszaurusz
csontvázak

_agyag...__

--barna aleurit

homok. homokköS

-agyagklasztos rét&g-

:miz zök\ agyagi^zr.-z

[borostyános aleurit]

2. ábra. A) Az iharkúti felső-kréta (santoni) gerinces lelőhely földrajzi elhelyezkedése (Szentesi & Venczel 2010 nyomán módosítva) és B) a lelőhely sematikus
földtani szelvénye (Makádi et al. 2006 nyomán módosítva)

Figure 2. A) Map showing geographic location of the Upper Cretaceous (Santonian) Iharkút locality (modified from Szentesi & Venczel 2010) and B) generalized
stratigraphic column of the locality (modifiedfrom Makádi et al. 2006)

Elterjedés : csak a típuslelőhelyről ismert.

Diagnózis : Közepes méretű béka, melynek testhossza
50-60 mm között lehetett. Megkülönbözteti az összes többi
Anurától az erőteljes, nagyon magas csípőtaréj (kb. 2,5-szer
magasabb az iliumnál), amely laterálisán bordákkal és
barázdákkal díszített, a medialis irányban erőteljesen kifej¬
lődött interiliaris tuberculum, mely a preacetabularis régió¬
ra is kiterjed.

A holotípus leírása

Laterális nézetben az acetabularis fossa sekély, és
majdnem kör alakú, anteroventralisan egy alacsony aceta¬
bularis peremmel van határolva (3. ábra). Nincs supra-
acetabularis fossa. A pars ascendens viszonylag kicsi, és
posterodorsalis irányba mutat. A posterior vége enyhén
sérült, de ép állapotban valószínűleg túlnyúlik az aceta-
bulum posterior szegélyén. A pars descendens határo¬
zottan kisebb, mint a pars ascendens. A preacetabularis
zóna anteroventralisan kiszélesedő, és medialisan csatla¬
kozik az interiliaris tuberculumhoz. A tuber superius nagy
része hiányzik, de így is jól láthatóan erősen kinyúlik
laterális irányban. A crista iliaca szokatlanul magas (kb.
2,5-szer magasabb az iliumnál), és a laterális felszíne
erőteljes bordákkal és barázdákkal díszített. A bordák és
barázdák az acetabularis peremtől indulnak ki, és latero-
ventralisan sugárszerűen szétfutva beborítják a csípőtaréj
egész felszínét.

Medialis nézetben az interiliaris tuberculum harang
alakú, a medialis felülete sík, mely gödrökkel és baráz¬
dákkal borított. Ez a felszín azt sugallja, hogy a bal és jobb

ilium között szoros kapcsolat volt e szimfízis által. Az inter¬
iliaris tuberculum és a dorsalis acetabularis expanzió között
anteroposterior irányban egy hosszú, sekély barázda húzó¬
dik, mely egészen az interiliaris tuberculum dorsolateralis
részéig nyúlik. Az ilium keresztmetszetben közel kör alakú,
anterior irányban elvékonyodik és dorsalisan konvex
lesz.

Dorsalis nézetben az interiliaris tuberculum anterior
irányban kivastagodik és széles felületen kapcsolódik az
iliumhoz. A crista iliaca laterális felszíne enyhén konvex, a
törött anterodorsalis felszíne jól mutatja, hogy a csípőtaréj
viszonylag vastag mediolateralisan.

Ventralis nézetben az interiliaris tuberculum és az ilium
szélesen összenőtt. Az ilium medialisan enyhén hajlított, és
a ventrolateralis felszíne szabálytalan eloszlásban gödröcs-
kékkel borított. A tuber superius erősen kiterjed laterális
irányban.

Posterior nézetben a junctura ischioiliadica ventralis
része sérült, de a dorsalis része ép, és jól láthatóan vékony.
Az acetabulum és az interiliaris tuberculum szögben ki¬
hajló, eredményezve egy ék alakú acetabularis régiót. A
crista iliaca posterior nézetben magasabb, mint a pars
ascendens.

A paratípusok leírása:

Ilium. Az összes vizsgált ilium nagyon hasonló a holo-
típushoz, de néhány apró allometrikus különbség és indi¬
viduális variáció érzékelhető a leletek között. A hat
paratípushoz tartozó iliumból kettőt ábrázoltunk és ezek
rövid leírását közöljük az alábbiakban.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

37

A

pars ascendens

pars

vexillum

crista maca

tuber

B

crista iliaca

junctura ischioiliadica

mm

3. ábra. Jobb ilium (MTM V 2008.16.1.), a Hungarobatrachus szukacsi Szentesi et Venczel, 2010 holotípusa

A) Laterális, B) posterior, C) medialis, D) ventralis és E) dorsalis nézetben. A nyíl az interiliaris tuberculum és a pars ascendens között húzódó árokra mutat
Figure 3. Holotype right ilium of Hungarobatrachus szukacsi Szentesi et Venczel, 2010 (MTM V2008.16.1.)

In A) lateral, B)posterior, C) médiai, D) ventral and E) dorsal views. Arrow indicates the groove between the interiliac tubercle and the dorsal acetabular expansion

Az MTM V 2008.15.1. egy kisméretű jobb ilium (4. ábra,
A-C), mely a holotípushoz hasonló megtartású. Ezen a
példányon teljes mértékben megőrződött a tuber superius,
mely lándzsaszerű és laterálisán kinyúlik. A crista iliaca
megőrződött része hasonló morfológiájú a holotípuséhoz,
de az acetabularis perem jóval erőteljesebb (a holotípusnál
ez a rész kopott, vagy nem csontosodott el teljesen). A

holotípussal összehasonlítva az MTM V 2008.15.1. számú
ilium esetében a tuber superius kevésbé terjed ki medialisan,
az interiliaris tuberculum medialis felszíne jóval durvább
(ez egy erősebb interiliaris kapcsolatot jelezhet) és jobban
elszeparálódik a pars ascandenstől. Az MTM V 2008.14.1.
bal ilium (4. ábra, D, E) egy kissé nagyobb példány, melyről
hiányzik az acetabularis régió legnagyobb része. Laterális

38

Szentesi Zoltán, Venczel Márton: Egy fejlett béka a késő-kréta (santoni) Csehbányái Formációból (Iharkút, Bakony hegység)

tuber superius

crista iliaca

carina acetabularis

acetabulunn

crista iliaca

acetabulum

vexillum

interíliarEs tuberculum

2 mm

crista

crur s

laterális

interiliaris tuberculum

tuber superius

medialis

2 mm

crista iliaca

\

4. ábra. A-E) Hungarobatrachus szukacsi Szentesi et Venczel, 2010 paratípus iliumok és F, G) os cruris

A-C) Paratípus jobb ilium (MTM V 2008.15.1.), A) laterális, B) medialis és C) dorsalis nézetben. D, E) paratípus bal ilium (MTM V 2008.14.1.) D) laterális és E) dorsalis nézetben. F,
G) Paratípus jobb os cruris (MTM V 2008.32.1.) F) ventralis és G) laterális nézetben. A baloldali méretvonal az iliumokra, a jobboldali az os crurisra vonatkozik
Figure 4. Referred ilia (A-E) and tibio-fibula (F,G) ofHungarobatrachus szukacsi Szentesi et Venczel, 2010

A-C) Referred right ilium (MTM V2008.15.1), A) in lateral, B) in médiai and C) in dorsal views. D, E) Referred left ilium (MTM V2008.14.1), D) in lateral and E) in dorsal views. F, G) referred
right tibio-fibula (MTM V2008.32.1.), F) in ventral and G) in lateral views. Left scale bar is fór ilia and right scale bar is far tibio-fibula

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

39

nézetben ez az ilium egy erős bordát visel a crista iliaca
lateroventralis felszíne mentén. A jól megőrződött tuber
superius lándzsa alakú és laterálisán kiterjedő. Dorsalis és
ventralis nézetben az interiliaris tuberculum medialis fel¬
színe széles és sima. Mindkét említett paratípus iliumnak
jobban megőrződött az anterior része a crista iliacát is bele¬
értve, mint a holotípusnak. A csípőtaréj, mely igen magas,
hosszan követi az iliumot anterior irányban, medialis, vala¬
mint laterális irányból nézve pedig aszimmetrikus és
konvex. A crista iliaca posterior vége közel egy vonalban
van, vagy egy kicsit előrébb, mint az acetabulum anterior
szegélye. Anterior irányban ettől a ponttól a crista iliaca erő¬
sen ívelten halad tovább, a legnagyobb íve az acetabularis
régióval szemben van, majd innentől fokozatosan hajlik az
iliumhoz. Nincs olyan ilium az eddig ismert fosszilis anyag¬
ban, melyen teljes mértékben megőrződött volna, de az
ismert leletek alapján kijelenthető, hogy a csípőtaréj az
ilium teljes hosszában végig húzódhatott.

Os cruris. A legjobban megőrződött MTM V 2008.32.1.
példány (4. ábra, F, G) nagy valószínűséggel egy közepes
méretű békától származik. A csont viszonylag hosszú, de
nem túl vékony és laterálisán enyhén hajlított. Az epifízisei
teljesen elcsontosodtak, jelezve azt, hogy a lelet egy felnőtt
példánytól származik. A condylus medialis nagyobb, mint a
condylus laterális és dorsalisan kinyúló. A crista ossis cruris
erőteljesebben fejlett a condylus medialishoz közelebb eső
végén.

Diszkusszió

A Hungarobatrachus szukacsi izolált iliumok és os
crurisok által ismert. Az iliumokat egy fajhoz tartozónak
tartjuk, mert ezen példányok mindegyike mutat két fontos
autapomorph bélyeget: (1) az erőteljes felépítésű, igen ma¬
gas crista iliacat, mely kb. 2,5-szer magasabb, mint az ilium,
és a laterális felszínét anteroposterior irányban elnyúló
barázdák és bordák borítják, és (2) az igen erőteljes inter-
ilialis tuberculumot, mely kiterjed a preacetabularis régióra
is, medialisan széles és erős kapcsolatot biztosítva a jobb és
bal ilium között. A leletek alapján alkalmazva az Esteban et
al. (1995) metódust, a Hungarobatrachus testhosszát 50-60
mm-re becsüljük. Az os crurisok felépítésük alapján sorol¬
hatóak a diagnosztikus iliumokkal egy csoportba. A teljesen
kifejlett os cruris jól illeszkedik méretében is a területről
leírt iliumokhoz.

Csonttani bélyegeik alapján az iharkúti leletek a jelenleg
ismert Neobatrachiákhoz (Ford & Cannatella 1993,
Frost et al. 2006) tartoznak, de a csoporton belül nem
találhatóak ennyire speciális felépítésű csontokkal (mint
ilium és os cruris) rendelkező taxonok, ezért a Hungaro-
batrachust nem lehet egyértelműen ide sorolni, bár az ilium
felépítése ezt sugallja. Az extrém magas crista iliaca és
vékony ilioischiadic junctura együttes kombinációja csak a
Neobatrachiáknál jelenik meg, azok között is a ranoid típusú
békáknál. Bár a csípőtaréj széleskörűen elterjedt a békák
körében, jelen van az összes Pipidae fajnál, néhány Disco-

glossidae és Feptodactylidae, valamint a hemyphractin
hylidáknál és a legtöbb Ranoidae fajnál (Prasad & Ragé

2004) , de aHungarobatrachusnál megfigyelt extrém magas
crista iliaca, csak néhány Ranoidae-re jellemző. A Hun-
garobatrachusnál a csípőtaréj maximális magassága kissé
hátrébb esik, mint az acetabularis régió anterior része, mely
jellemző a tipikusan jó ugró képességű békákra (pl. Rana
dalmatiná). Viszont a Ranidae fajokkal ellentétben a
Hungarobatrachus csípőtaréja mediolateralisan vastag [ez
a felépítés megjelenik néhány leptodactylida formánál
(Heyer 1969)] és laterálisán erősen díszített. Ez a két vonás
egyaránt azt mutatja, hogy a csípőtaréjhoz erős és nagy¬
méretű izmok tapadtak, mégpedig az iliacus externus, a
tensor fasciae latae és az obliquus externus (Gaupp 1896;
Duelmann & Trueb 1986; Rocková & Rocek 2005;
Prikryl et al. 2009). A legtöbb békának, melynek magas a
csípőtaréja (pl. Rana, Discoglossus ), a csípőtövise vastag,
ovális vagy megnyúlt alakú, melynek soha nincs laterális
kiterjedése és a crista iliaca posterolateralis szegélyén
helyezkedik el. A fosszilis Wealdenbatrachus (Discoglossi-
dae) iliumok hasonlítanak a Hungarobatrachushoz abban,
hogy a tuber superius laterális irányban is kiterjed és van
magas csípőtaréjuk (Fey 1988; Rocek 2008), át 2 l Hungaro¬
batrachus esetében sokkal hátrébb helyezkedik el a csípő¬
tövis és különbözik lándzsaszerű alakjában, valamint a jóval
erőteljesebb laterális kiterjedésében is. A Wealdenbatra¬
chus csípőtaréja jóval alacsonyabb, vékonyabb, és hiány¬
zanak róla az erőteljes bordák és barázdák is. A tuber
superius laterális kiterjedése megjelenik a szub-szaharai
homokba beásó életmódú Tomopterná nál (Pyxicephalidae)
is, (Clarké 1981, Scott 2005), de a csípőtövis acetabulum-
hoz viszonyított elhelyezkedése teljesen más (Sampson
2003), és a csípőtaréj is lényegesen alacsonyabb (Scott

2005) , mint a Hungarobatrachus esetében.

A Hungarobatrachus mozgása

Az ugró és úszó mozgást a békáknál elősegítik a
nagyméretű iliacus externus és iliofemoralis izmok, mivel
mindegyik csípőhajlító izom (Nauwelaerts et al. 2005). A
musculus iliacus externus a csípőtaréj dorsolateralis felszí¬
néhez tapad, vagy kétfelé oszlik néhány taxon esetében
(Prikryl et al. 2009), míg a musculus iliofemoralis a tuber
superius posteroventralis felszínétől ered. A Hungarobat¬
rachus erőteljes csípőtaréja és csípőtövise azt sugallja, hogy
erős ugró vagy jó úszó lehetett, esetleg mindkettő.

A Hungarobatrachus interiliaris tuberculuma egyedül¬
állóan fejlett, csontos kitöltésként van jelen az acetabularis
és preacetabularis régiók között, és egy nagyméretű
symphysialis felületet alkot (5. ábra, A). Ez a széles és erős
suturalis kapcsolat valószínűleg minimálisra redukálta a
jobb és bal iliumok közötti elmozdulást az interiliaris
ízületnél, így a csípőtaréjra tapadó feszítő izmok nagy erőt
tudtak posterolateralis irányban kifejteni. Az interiliaris
tuberculum kiterjed a preacetabularis régió elé, de az
acetabularis régió posterior része vékony. Az acetabularis és

40

Szentesi Zoltán, Venczel Márton: Egy fejlett béka a késő-kréta (santoni) Csehbányái Formációból (Iharkút, Bakony hegység)

* /"

junctura

ischioiliadica

interiliaris

tuberculum

tuber

superius

dorsalis
acetabularis
expanzió junctura

ischioiliadica

ischioiliadic ;

lemez

interiliaris

tuberculum

tuber

superíus

2 mm

dorsalis
;etabularis expanzió
tuber
superius

acetabulum

2 mm

dorsalis

acetabularis

expanzió

2 mm

5. ábra. Néhány kiválasztott béka iliuma (A, C, D) és medencéje (B)

A) Hungarobatrachus szukacsi Szentesi et Venczel, 2010 (Neobatrachia, familia incertae sedis) holotípus jobb ilium (MTM V 2008.16.1.) fotója dorsalis nézetben A baloldali
világosszürke iliumot grafikus megoldással tükröztük a jobboldaliból. B) Recens Pelophylax ridibunda (nagy tavibéka, Neobatrachia, Ranidae) medence (Kőrösvidék Múzeum,
Nagyvárad, Románia) dorsalis nézetben. C) Középső-miocén (MN 7/8) Latonia gigan tea (Archeobatrachia, Discoglossidae) jobb ilium (Pásztói Múzeum, Magyarország), Felnémet
2/3, Magyarország. D) Palaeobatrachus hiri (Mesobatrachia, Palaeobatrachidae) jobb ilium (MMP.No. 96/4), középső-miocén (MN 7), Mátraszőlős 2 lelőhelyről, Magyarország

Figure 5. Ilia (A, C,D) andpelvis (B) of somé selected anura

A) Graphic depiction ofarticulated holotype ilium (MTM V2008.16.1.) of Hungarobatrachus szukacsi Szentesi et Venczel, 2010 (Neobatrachia,family insertae sedis.) in dorsal view. Right
ilium is thephotograph of the holotype; left ilium is shown light grey and is a mirror image of the holotype. B) Pelvis (MTC specimen) of recent Pelophylax ridibunda (Neobatrachia, Ranidae)
in dorsal view. Right ilium (MMP specimen) of Latonia gigantea (Archeobatrachia, Discoglossidae) in posterior view, from the Middle Miocéné (MN 7/8) of Felnémet 2/3, Hungary. D) Right
ilium (MMP.No. 96/4) of Palaeobatrachus hiri (Mesobatrachia, Palaeobatrachidae) in posterior view, from the Middle Miocéné (MN 7) of Mátraszőlős 2, Hungary

subacetabularis részek posterior irányú kivastagodása a
békák közül a Bombinatoridae és a Discoglossidae családra
jellemző (5. ábra, C), de ezeknél a csoportoknál az iliumok
sohasem csontosodnak össze. A legtöbb békánál az iliumok
a szeméremcsont-ülőcsont alkotta lemeznél kapcsolódnak
össze (5. ábra, B), bár a Pipidae, Palaeobatrachidae fajoknál
és a Hungarobatrachusnál a nagy interiliaris tuberculum a
legfőbb kapcsolódási pont a subacetabularis régióban a bal
és jobb ilium között (5. ábra, A, D). Összehasonlítva a
Hungarobatrachusssl, a preacetabularis zóna a Pipoidáknál
(Pipidae + Palaeobatrachidae + Rhinophrynidae) redukált,
és az összes Pipidae fajnak egy különleges módon csúszó
medencéje van, melynél az ilium enyhén lapított dorso-
ventralisan, a crista iliaca nagyon alacsony, és a csípőtaréj
anterior vége pedig laterálisán eltolódott. A jól fejlett proxi-
momedialis condylus a Hungarobatrachus os crurisan
szintén emlékeztet a Palaeobatrachidae és a Pipidae fajo¬
kéra.

A Pipidae és a Palaeobatrachidae alrend fajai jól úszó,
vízi életmódú formák, ezért az ezekbe a csoportokba tartozó
békáknak nagy és speciális felépítésű interiliaris tubercu-
lumuk van, a Hungarobatrachushoz hasonlóan. Éppen
ezért valószínűsíthető, hogy ez utóbbi is kiváló úszó volt és
hasonló életmódot folytathatott. A különbségek a Hungaro¬
batrachus, a Pipidae valamint Palaeobatrachidae típusú
iliumok között valószínűleg a taxonok eltérő evolúciós
történetéből adódnak. A Hungarobatrachus egy másik cso¬
port tagja (Neobatrachia kontra Pipoidea), ezért újszerű

karaktereket mutat a Pipoidákhoz képest. A jól fejlett crista
iliaca alapján a Hungarobatrachus valószínűleg jó ugró¬
képességű szárazföldi életmódú formától származik, és
csak másodlagosan alkalmazkodott a vízi életmódhoz. Az
úszóképesség kialakulását követhette az ilium robusz-
tusabbá válása és a crista iliaca megerősödése, melyeket a
szárazföldi őstől örökölt, majd a combizmok megnöve¬
kedése az úszás következményeként, elősegítve egyúttal a
zsákmány elfogását és a többi ragadozó elől való mene¬
külést.

Paleobiogeográfia következtetések

Ha a magasabb szintű besorolás korrekt, akkor a
Hungarobatrachus jelenléte a santoniban azt jelzi, hogy a
Neobatrachiák, sőt valószínűleg a Ranoidák már jóval
korábban megjelentek Európában, mint ahogy azt eddig
gondolták. Feller & Hedges (1998) szerint a Pangea
szuperkontinens feldarabolódásának kezdetén a szala¬
mandra-félék és az Archeobatrachiákhoz tartozó békák
Laurázsiában rekedtek, a Gymnophyonák és Neobatrachiák
pedig Gondwanán. Széleskörűen elismert tény, hogy a
Ranoideák Afrikában alakultak ki (Savage 1973, Feller &
Hedges 1998, Biju & Bossuyt 2003) és a legkorábbi
előfordulásuk Szudán albai-cenoman időszakára tehető
(Báez & Werner 1996). A mezozoikum és a paleogén
során a Tethys elválasztotta Afrikát Eurázsiától, míg a késő-

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

41

eocénben az afro-arábiai lemez össze nem ütközött az
eurázsiai kontinenssel (Van Yperen et al. 2005). Valójában
igazi földhídszerű kapcsolat Afrika és Eurázsia között
először a kora-miocénben alakult ki (Rögl 1999, Ragé &
Rocek 2003). A Tethys egy tengeri akadályt képezett a Neo-
batrachiák Európába vándorlása előtt, de még így is leg¬
alább két út létezhetett, melyen migrációjuk bekövet¬
kezhetett. Az első lehetőség az úgynevezett „apuliai út” volt,
mely egy nem folytonos szárazföldi összeköttetést biz¬
tosított a Mediterraneumban Afrika, Európa és Délnyugat-
Ázsia között (Ragé 2002, Ragé & Rocek 2003). A szigetek
„lépőkövekként” szolgálhattak néhány szárazföldi és édes¬
vízi gerinces csoport (Bothremydida teknősök, Madtsoiida
kígyók, Abelisaurida dinoszauruszok) számára vándor¬
lásuk során Afrika és Európa között (Pereda-Suberbiola
2009). A Laurázsia és Gondwana közötti faunacserék fosz-
szilis bizonyítékai eddig főleg csak a campanira és
maastrichtira korlátozódtak (Gheerbrant & Ragé 2006).
Ha a Neobatrachiák az apuliai utat használták a Tethysen
keresztül Európába, akkor a Hungarobatrachus jelenléte az
iharkúti lelőhelyen azt jelezheti, hogy már a santoniban
szárazföldi kapcsolat lehetett a két kontinens között, ha csak
nem már korábban. A kétéltűek más úton is eljuthattak
Európába. Ilyen lehetőség például a madarak lábához tapadt
petékkel való szállítódás, vagy a vízfelszínen sodródó növé¬
nyi hulladékkal való „tutajozás”. A szigetek közvetlen kör¬
nyékén esetlegesen alacsonyabb sótartalmú tengervíz is
lehetővé teszi az átjutást. Jelenleg gyakori az is, hogy a
kétéltűeket a nagyobb viharok juttatják át a levegőben egyik
szigetről a másikra (Vences et al. 2003,2004; Measey et al.
2007). Az Enantiornithines madarak és az Azhdarchoid
pteroszauruszok egyaránt jelen vannak az iharkúti lelőhe¬
lyen (Dyke & Ősi 2010), a békapeték rátapadhattak a
lábukra vagy a tollazatukra, bár a nagy távolságra való
szállításnál a peték könnyen kiszáradhatnak. Sokkal való¬
színűbb a peték, vagy már kifejlett békák lebegő növénye¬
ken való „tutajozása” és átjutása egyik szárazföldről a
másikra.

Ősi & Rabi (2006) szerint a legtöbb iharkúti gerinces
taxon euro-amerikai eredetű, és csak néhány endemikus
taxon van jelen. A Bothremydida teknősök és az Abelisau-
ridae dinoszauruszok viszont gondwanai eredetűek lehet¬
nek (Ősi et al. 2007). Mint Neobatrachia, a Hungarobat¬
rachus egy újabb taggal gazdagítja az Iharkútról előkerült
gondwanai eredetű faunaelemek számát. A Neobatrachiák
hiánya más felső-kréta európai lelőhelyeken adódhat a
fosszilis leletek szegényes előfordulásából, vagy lehetséges
az is, hogy ezek a modern békák Európát az Adriai mikro-
lemezen keresztül kolonizálták.

A modern kétéltűek közötti diverzitás Roelants et al.
(2007) molekuláris analízise alapján nagyon alacsony volt
és stagnált a jura és a kora-kréta (-200-100 M év) időszak¬
ban, a késő-krétában kezdett el növekedni (-100-80 M év),
és drámaian gyors növekedést mutat a kréta végén. A
kétéltűek gyors diverzifikációja a késő-krétában kezdődött,
mely a környezet megváltozásával függhet össze. Ekkor
válnak dominánssá az erdőkben a zárvatermő növények

(Schneider et al. 2004) és ehhez kapcsolódva a fő rovar¬
csoportok radiációja is ekkor történt meg (McKenna &
Farrel 2006, Moreau et al. 2006). A korai molekuláris
filogenetikai tanulmányok (Van dér Meiden et al. 2005)
szerint a Ranoidea főcsalád nagyjából 90 M évvel ezelőtt
alakulhatott ki, és fő radiációjuk Afrikában következhetett
be 85,8-73 M évvel ezelőtt. Ezek a becslések azt sugallják,
hogy a Ranoidák, beleértve a Hungarobatrachus ősét is,
elég nagy populációt alkothattak ahhoz, hogy elterjedhes¬
senek Afrikában, és legalább a santoniban, a Mediterraneu-
mon keresztül eljuthattak Európába is.

Következtetések

A Hungarobatrachus szukacsi, a késő-kréta (santoni)
béka, a Neobatrachiákhoz sorolható. A Neobatrachia jelle¬
gét ennek a békának a nagyon magas és erőteljes csípőtaréj
és a viszonylag vékony junctura ischioiliadica adja. A meg¬
lévő fosszilis anyag (iliumok és os crurisok) alapján a Hun¬
garobatrachus két autapomorph bélyeg alapján különíthető
el: (1) az erőteljes felépítésű és nagyon magas crista iliaca,
mely laterálisán longitudinális árkokkal és bordákkal díszí¬
tett és (2) a nagyméretű interiliaris tuberculum, széles medi-
alis ízesülési felszínnel, mely elnyúlik a preacetabularis
régióba is.

Az erőteljes csípőtaréj (mely tipikus a recens, jó ugró
békáknál) és a nagyméretű interiliaris tuberculum általi
széles interiliaris kapcsolat (mely hasonló felépítésű, mint a
Pipidae és a Palaeobatrachidae fajoknál, melyek mind¬
egyike jó úszó) szokatlan kombinációja, azt sugallja, hogy a
Hungarobatrachus egy olyan vízi életmódú béka volt,
melynek ősei szárazföldi eredetűek.

Amennyiben helytálló, hogy a Hungarobatrachus Neo¬
batrachia, akkor a csoport Európában nem a paleocén
végén, hanem már legalább a késő-krétában (santoni) meg¬
jelent. A Neobatrachiák első hulláma Afrikából Európába a
Tethysen keresztül érkezhetett, az időszakos apuliai utat
használva, vagy áttutajozva a víz felszínén.

Köszönetnyilvánítás

A szerzők köszönik Ősi Attilának (ELTE-MTA
„Lendület” Dinoszaurusz Kutatócsoport), hogy lehetőséget
adott az iharkúti lelőhely kétéltű fosszüiáinak tanulmá¬
nyozására és hasznos információkkal szolgált a lelőhellyel
kapcsolatban. Köszönjük James D. GARDNERnek (Royal
Tyrrel Museum, Drumheller), hogy információkat nyújtott
az eddig még publikálatlan észak-amerikai mezozoos
békákkal kapcsolatban. Köszönjük Borja SANCHÍznak
(Museo Nációnál de Ciencias Naturales, Madrid), Jean-
Claude RAGEnak (Muséum National d’Histoire Naturelle,
Paris) és Zbynek RocEKnek (Academy of Sciences and
Charles University, Prága) a nehezen elérhető, de fontos
publikációk megszerzésében nyújtott segítségét, valamint
Görög Ágnesnek és Galácz Andrásnak (ELTE Őslénytani

42

Szentesi Zoltán, Venczel Márton: Egy fejlett béka a késő-kréta (santoni) Csehbányái Formációból (Iharkút, Bakony hegység)

Tanszék) a felmerült egyéb problémákban nyújtott segít¬
ségükért. Külön köszönet illeti azokat akik a rendszeres
ásatások során segédkeztek a csonttartalmú üledékek
iszapolási munkálataiban. Köszönöm Pazonyi Piroskának
(MTA-MTM Paleontológiái Kutatócsoport) és Gasparik

Mihálynak (Magyar Természettudományi Múzeum) ezen
cikk alapos, mindenre kiterjedő bírálatát és a hasznos
tanácsokat. A kutatást támogatta az OTKA PD 75021 és NF
84193 pályázata, a Hantken Miksa Alapítvány, a Magyar
Természettudományi Múzeum és a Jurassic Foundation.

Irodalom — References

Anderson, J. S., Reisz, R. R., Scott, D., Fröbisch, N. B. & Sumida, S. S. 2008: A stembatrachian from the Early Permian of Texas and
the origin of frogs and salamanders. — Natúré 453,515-518.

Astibia, H., Buffetaut, E., Buscalioni, A. D., Cappetta, H., Corral, C., Estes, R., Garcia-Garmilla, F., Jaeger, J. J, Jimenez-
Fuentes, E., Le Leouff, J., Mazin, J. M., Orue-Etxebarria, X., Pereda-Superbiola, J., Powell, J. E., Ragé, J.-C., Rodriguez-
Lazaro, J., Sanz, J. L. & Tong, H. 1990: The fossil vertebrates from Laho (Basque Country); new evidence on the composition and
affinities of the Laté cretaceous Continental faunas of Europe. — Terra Nova 2,460-466.

Báez, A. M., Moura, G. J., B. & Gómez, R. 2008: The diverse batrachofauna from the Aptian Crato Formation and its bearing on the
main radiation of hyloid frogs. — Abstracts of Papers, 68 lh Annual Meeting, Society of Vertebrate Paleontology. Cleveland, Ohio,
USA, 15-18 October 2008. Journal of Vertebrate Paleontology 28 (Supplement to no. 3), 47A.

Báez, A. M. & Sanchíz, B. 2007: A review of Neusibatrachus wilferti, an Early Cretaceous frog from the Montsec Rangé, northeastern
Spain. — Acta Paleontologica Polonica 52,477-487.

Báez, A. M. & Werner, C. 1996: Presencia de anuros ranoideos en el Crétacico de Sudan. — Ameghiniana 33,1-460.

Biju, S. D. & Bossuyt, F. 2003: New frog family from India reveals an ancient biogeographical link with the Seychelles. — Natúré 425,
711-714.

Buffetaut, E., Costa, G., Le Loeuff, J., Martin, M., Ragé, J.-C., Valentin, X. & Tong, H. 1996: An early Campanian vertebrate fauna
from the Villeveyrac Basin (Hérault, Southern Francé). — Neues Jahrbuchfür Geologie undPalaontologie, Monatshefte 1996,1-16.

Buffetaut, E., Le Loeuff, J., Tong, H., Duffaud, S., Cavin, L., Garcia, G., Ward, D. & L’Association Culturelle, Archéologique et
Paléontologique de Cruzy 1999: Un nouveau gisement de vertebrés du Crétacé supérieur á Cruzy (Hérault, Sud de la Francé). —
Comptes Rendus de VAcadémie de Scienses de Paris, Sciences de la Térré et des Planétes 328,203-208.

Clarké, B. T. 1981: Comparative osteology and evolutionary relationships in the African Raninae (Anura, Ranidae). — Monitoré
Zoologica Italica (Suppl.) 15,285-331.

Company, J., Szentesi Z. & Makádi L. 2009a: Amphibians from the Latest Maastrichtian La Solana locality, Valencia Province, Spain.
— 7 th European Workshop of Vertebrate Paleontology Meeting, Berlin, Germany, 20-24 July 2009. (Abstract volume of the 7 th
Annual Meeting ofthe EAVP ), p. 21.

Company, J., Szentesi Z. & Makádi L. 2009b: Amphibians and lizards from the Upper Cretaceous (Laté Campanian Early
Maastrichtian) Sierra Perenchisa Formation (Valencia Province, Spain). — 7 ,h European Workshop of Vertebrate Paleontology
Meeting, Berlin, Germany, 20-24 July 2009. ( Abstract volume ofthe 7 th Annual Meeting ofthe EAVP), p. 20.

Duelmann, W. E. & Trueb, L. 1986: Biology of Amphibians. — McGraw Hill, New York, 670 p.

Duffaud, S. & Ragé, J.-C. 1999: Amphibians from the Upper Cretaceous of Lano (Basque Country, Spain). — Estudios dél Museo de
Ciencias Naturales deAlava 14,111-120.

Dyke, G. J. & Ősi, A. 2010: A review of Laté Cretaceous fossil birds from Hungary. — Geological Journal 45,434-444.

Esteb an, M., Castanet, J. & Sanchíz, B. 1995: Size inferences based on skeletal fragments of the common European frog (Rana
temporaria L.). — Herpetological Journal 5,229-235.

Evans, S. E. & McGowan, G. J. 2002: Lissamphibian remains from the Purbeck Limestone Group, Southern England. — Special Papers
in Palaeontology 68,103-119.

Evans, S. E., Milner, A. R. & Musset, F. 1990: A discoglossid frog from the Middle Jurassic of England. — Palaeontology 33,299-311.

Feller, A. E. & Hedges, B. S. 1998: Molecular evidence fór the early history of living amphibians. — Molecular Phylogenetics and
Evolution 9,509-516.

Fey, B. 1988: Die Anurenfauna aus dér Unterkreide von Una (Ostspanien). — Berliner geowissenschaftliche Abhandlungen (A) 103,1-99.

Folie, A. & Codrea, V. 2005: New lissamphibians and squamates from the Maastrichtian of Hateg Basin, Románia. — Acta
Paleontologica Polonica 50,57-71.

Ford, L. S. & Cannatella, D. C. 1993: The major clades of frogs. — Herpetological Monographs 7,94-117.

Frost, D. R., Grant, T., Faivovich, J., Bain, R. H., Haas, A., Haddad, C. F. B., De SÁ, R. O, Channing, A., Wilkinson, M., Donellan,
S. C., Raxworthy, C. J., Campbell, J. A., Blotto, B. L., Moler, R, Drewes, R. C., Nussbaum, R. A., Lynch, J. D., Green, D. M.
& Wheeler, W. C. 2006: The Amphibian tree of life. — Bulletin ofthe American Museum ofNatural History 297,1-370.

Gao, K. Q. & Chen, S. 2004: A new frog (Amphibia: Anura) from the Lower Cretaceous of Western Liaoning, China. — Cretaceous
Research 25,761-769.

Gao, K. Q. & Wang, Y. 2001: Mesozoic anurans from Liaoning Province, China, and phylogenetic relationships of archeobatrachian
anuran clades. — Journal of Vertebrate Paleontology 21,460-476.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

43

Garcia, G., Duffaud, S., Feist, M., Marandat, B., Tambereau, Y., Villate, J. & Sigé, B. 2000: La Neuve, gisément á plantes,
invertebrés et vertebrés du Bégudien (Sénonien supérieur Continental) du bassin d’Aix-en-Provence. — Geodiversitas 22,325-348.

Gaupp, E. 1896: Anatomie des Frosches I. Lekre vöm Skelet und vöm Muskelsystem. — Friedrich Vieweg und Sohn, Braunschweig,
1-229.

Gellai, M., Knauer, J., Tóth, K. & Szantner, F. 1985: Az iharkúti bauxitterület rétegtani viszonyai. —Földtani Közlöny 115,23-44.

Gheerbrant, E. & Ragé, J.-C. 2006. Paleobiogeography of Africa: how distinct írom Gondwana and Laurasia? — Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology 241,224-246.

Grigorescu, D., Venczel, M., Csíki, Z. & Limberea, R. 1999: New latest Cretaceous microvertebrate fossd assembleges from the Hateg
Basin (Románia). — Geologie en Mijnbouw 78,301-314.

Haas, A. 2003: Phylogeny of frogs as inferred from primarity lárvái characters (Amphibia; Anura). — Cladistics 19,23-90.

Haas, J., Jocha-Edelényi, E. & Császár, G. 1977: Mezozóos formációk vizsgálata a Dunántúli-középhegységben. —A Magyar Állami
Földtani Intézet Évi Jelentése az 1975. évről , 259-272.

Heyer, W. R. 1969: Studies on the genus Leptodactylus (Amphibia, Leptodactylidae) III. A redefinition of the genus Leptodactylus and
a description of a new genus of leptodactylid frogs. — Los Angeles County Museum Contributions in Science 155,1-14.

Jocha-Edelényi, E. 1988: History of evolution of the Upper Cretaceous Basin in the Bakony Mts at the time of the terrestrial Csehbánya
Formation. —Acta Geologica Hungarica 31/1-2,19-31.

Jocha-Edelényi, E. & Császár, G. 1997: Csehbányái Formáció. — In: Császár, G. (ed.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei.
83-84.

Knauer, J. & Siegl-Farkas, Á. 1992: Palynostatigraphic position of the Senonien beds overlying the Upper Cretaceous bauxit
Formations of the Bakony Mountains (A bakonyi felső-kréta bauxitformációk szenon fedőképződményeinek palynosztatigráfiai
helyzete). —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1990. évről , 463^471.

Makádi, L., Botfalvai, G. & Ősi, A. 2006: Egy késő-kréta kontinentális gerinces fauna a Bakonyból I.: halak, kétéltűek, teknősök,
gyíkok. — Földtani Közlöny 136/4,487-502.

Mártonné Szalai E. 2005: Paleomágneses vizsgálatok Iharkúton. — Kézirat, ELTE TTK, Alkalmazott Földtani Tanszék, Budapest 1 p.

McKenna, D. D. & Farrel, B. D. 2006: Tropical forests are both evolutionary cradles and museums of leaf beetle diversity. —
Proceedings ofthe National Academy of Sciences 103,10947-10951.

Measey, G. J., Vences, M., Drewes, R. C., Chiari, Y., Meló, M. & Bourles, B. 2007: Freshwater paths across the óceán: molecular phylogeny
of the frog Ptychadena newtoni gives insights intő amphibian colonization of oceanic islands. —Journal ofBiogeography 34,7-20.

Moreau, C. S., Bell, C. D., Vila, R., Archibald, S. B. & Pierce, N. E. 2006: Phylogeny of the ants: diversification int he age of
angiosperms. — Science 312,101-104.

Nauwelaerts, S., Stamhuis, E. J. & Aerts, P. 2005: Propulsive force calculations in swimming frogs I. A momentum-impulse approach.

— The Journal ofExperimentalBiology 208,1435-1443.

Ősi, A. & Rabi, M. 2006: Késő-kréta kontinentális gerinces fauna a Bakony-hegységből II: krokodilok, dinoszauruszok (Therapoda,
Aves, Ornitischia), pteroszauruszok. — Földtani Közlöny 136,503-526.

Ősi, A., Weishampel, D. B. & Jianu, C.-M. 2003: Dinosaurs from the Upper Cretaceous of Hungary. — In: Petculescu, A. & §tiucá,
E. (Eds.): Advences in Vertebrate Paleontology, Hen to Pantha, 117-120. Bucharest.

Ősi, A., Apesteguía, S., Pablo-Gallina, P. A. & Galácz A. 2007: Gondwana-eredetű faunaelemek az iharkúti késő-kréta gerinces
anyagban. — 10. Magyar Őslénytani Vándorgyűlés 2007. május 24-26. Budapest, 31-32.

Ősi, A., Rabi, M., Makádi, L., Szentesi, Z., Botfalvai, G. & Gulyás, P.( in press): The Laté Cretaceous Continental vertebrate fauna
from Iharkút (Western Hungary, Central Europe): A review. — Godefroit, P. (ed.): Bernissart Dinosaurs and Early Cretaceous
Terrestrial Ecosystems. Indiana University Press

Pereda-Suberbiola, X. 2009: Biogeographical affinities of Laté Cretaceous Continental tetrapods of Europe: a review. —Bulletin de la
Societé géologique de Francé 180,57-71.

Prasad, G. V. R. & Ragé, J.-C. 2004: Fossd frogs (Amphibia, Anura) from the Upper Cretaceous intertrappen beds of Naskal, Andra
Pradesh, India. — Revue de Paléobilogie 23,99-116.

Prikryl, T., Aerts, P, Havelková, P, Herrel, A. & Rocek, Z. 2009: Pelvic and thigh musculature in frogs (Anura) and origin of anuran
jumping locomotion. —Journal ofAnatomy 214,100-139.

Ragé, J.-C. 2002: The Continental Laté Cretaceous of Europe: toward a better understanding. — Comptes Rendus Palevol 1, 257-258.

Ragé, J.-C. 2003: The oldest Bufonidae (Amphibia, Anura) from the Old Word: a bufonid from the Paleocene of Francé. — Journal of
Vertebrate Paleontology 23,462-463.

Ragé, J.-C. & Rocek, Z. 2003: Evolution of anuran assemblages in the Tertiary and Quaternary of Europe, int he context of palaeoclimate
and palaeogeography. — Amphibia-Reptilia 24,133-167.

Rocek, Z. 2000: Mesozoic anurans. — In: Heatwole, H. & Carroll, R. L. (eds): Amphibian Biology, vol. 4, Paleontology: The
Evolutionary History of Amphibians. Sydney, Surrey Beatty & Sons, 1295-13331.

Rocek, Z. 2008: The Laté Cretaceous frog Gobiates from Central Asia: its evolutionary status and possible phylogenetic relationships.

— Cretaceous Research 29,577-591.

Rocek, Z. & Ragé, J.-C. 2000: Proanuran stages. — In: Heatwole, H. & Carroll, R. L. (eds): Amphibian Biology, vol. 4, Paleontology:
The Evolutionary History of Amphibians, Sydney, Surrey Beatty & Sons, 1283-1294.

Rocková, H. & Rocek, Z. 2005: Development of the pelvis and posterior part of the vertebral column in the Anura. —Journal ofAnatomy
206,17-35.

Roelants, K. & Bossuyt, F. 2005: Archeobatrachian paraphyly and Pangean diversification of crown-group frogs. — Systematic
Biology 54,116-126.

44

Szentesi Zoltán, Venczel Márton: Egy fejlett béka a késő-kréta (santoni) Csehbányái Formációból (Iharkút, Bakony hegység)

Roelants, K., Gower, D. J., Wilkinson, M., Loader, S. P., Biju, S. D., Guillaume, K., Moriau, L. & Bossuyt, F. 2007: Global patterns
of diversification in the history of modern amphibians. — Proceedings ofthe National Academy of Sciences 104 , 887-892.

Rögl, F. 1999: Mediterranean and Paratethys. Facts and hypotheses of an Oligocene to Miocéné paleogeography (short overview). —
Geologica Carpathica 50 , 339-349.

Sampson, C.G. 2003. Amphibians from the Acheulian site at Duinefontein 2 (Western Cape, South Africa). — Journal of Archaeological
Science 30 , 547-557.

Sanchíz, B. 1998: Salientia. — In: Wellnhofer, P. (ed.): Encyclopedia ofPaleoherpetology. part 4,275 p.

Savage, J. 1973. The geographic distribution of frogs: patterns and predictions. — In: Vial, J. L. (ed.): Evolutionary biology ofthe
Anurans: contemporary research on major problems, University of Missouri Press, Columbia, MO, USA, 351-445.

Schneider, H., Schuttelpelz, E., Pryer, K. M. Carnfill, R., Magallón, S. & Lupia, R. 2004: Ferns diversified in the shadow of
angiosperms. — Natúré 428 , 553-557.

Scott, E. 2005: A phylogeny of ranid frogs (Anura: Ranoidea: Ranidae), based on a simultaneous of morphological and molecular data.
— Cladistics 21 , 507-574.

Szentesi, Z. 2007: New Laté Cretaceous frogs from the Csehbánya Formádon of Hungary (Iharkút, Bakony Mountains). — 5 ,h Meeting
of European Association of Vertebrate Palaeontologists, 12 th European Workshop of Vertebrate Palaeontology, Carcassone,
Espéraza, Abstract Volume, 61.

Szentesi, Z. & Venczel, M. 2010: An advanced anuran from the Laté Cretaceous (Santonian) of Hungary. — Neues Jahrbuch für
Geologie und Palaontologie — Abhandlungen 256 / 3 , 291-302.

Van dér Meiden, A., Vences, M, Hoegg, S. & Meyer, A. 2005: A previously unrecognized radiation of ranid frogs in Southern Africa
revealed by nuclear and mitochondrial DNA sequences. — Molecular any Phylogenetic Evolution 37 , 674-685.

Van Yperen, G. C. N., Meijer, P. Th. & Wortel, M-J. R. 2005: Rifting in a Continental collision setting: The separation of Arabia from
Africa. — Geophysical Research Abstracts 7 , 07396.

Vences, M., Vieites, D. R., Glaw, F., Brinkmann, H., Kosuch, J., Veith, M. & Meyer, A. 2003: Multiple overseas dispersal in
amphibians. — Proceedings ofthe Royal Society of London series B, Biological Sciences 270 , 2435-2442.

Vences, M., Kosuch, J., Rödel, M.-O., Lötters, S., Channing, A., Glaw, F. & Böhme, W. 2004: Phylogeography of Ptychadena
mascareniensis suggests transoceanic dispersal in a widespread Africa-Malagasy frog lineage. — Journal of Biogeography 31 ,
593-601.

Venczel, M. & Csíki, Z. 2003: New frogs from the latest Cretaceous of Hateg Basin, Románia. — Acta Paleontologica Polonica 48 ,
609-616.

Vullo, R. & Néraudeau, D. 2008: Cenomanian vertebrate assemblages from southwestern francé: a new insight intő the European mid-
Cretaceous Continental fauna. — Cretaceous Research 29 , 930-935.

Kézirat beérkezett: 2011.03.17.

A paleogén vulkanizmus hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi
gránitra a Velencei-hegységben: a sukorói barittelér kora és képződése

Benkó Zsolt 12 , Molnár Ferenc 2 , Pécskay Zoltán 3 , Németh Tibor 2 4 , Maré Lespinasse 5

'NyME TTK, Természetföldrajzi Tanszék, 9700 Szombathely, Károli Gáspár tér 4., benko.zsolt@ttk.nyme.hu
2 ELTE TTK, Ásványtani Tanszék, 1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/C
3 MTA Atomki, K/Ar laboratórium, 4026 Debrecen, Bem tér 18/C
4 MTA Geokémiai Kutatóintézet, 1112 Budapest, Budaörsi út 45.

5 UHP, Nancy 1, BP 239; Bd des Aiguillettes 54506 Vandoeuvre les Nancy Cedex Francé

The interplay ofPalaeogene magmatic-hydrohermalfluidflow on a variscan gránité intrusion: the age
and formádon ofthe harite vein at Sukoró, Velence Hills, Western Hungary

Abstract

On the Southern slope of the Meleg Hill (Velence Mts) small quartz-barite veins have been exposed by mining
activities which took piacé in the 1950s. The age and formation conditions of this mineralization were fór a long time
uncertain. Regionally, the hőst Variscan monzogranite intrusion was affected by different Variscan, Triassic and
Palaeogene mineralization processes. The alterations show essential differences in their mineralogy and fluid inclusion
properties, and consequently in their temperature and pressure formation. In somé zones of the gránité, the interplay of
the different fluid migration events has resulted in alterations with complex textúrái, mineralogical and geochemical
characters. The Southern slope of the Meleg Hill, where the bari te veins are located, is one of these complex zones of the
gránité. Therefore, investigation of the quartz-barite veins required a complex method of approach; this included fluid
inclusion, XRD studies and radiometric age-dating.

Primary fluid inclusions measured in the barite revealed that the quartz-barite was formed from a heterogeneous
(boiling) hydrothermal fluid; the latter had a temperature of at least 240 °C temperature and salinities between 1-5 NaCl
equiv.wt%. Fluid inclusion texture and the microthermometric properties of the fluid inclusions directly prove a shallow
level hydrothermal system. In the Velence Hills this characteristic which is only evident in the Palaeogene hydrothermal
system. Fluid inclusion studies alsó revealed that Palaeogene andesite dykes close to the quartz-barite veins are slightly
older. Although the magmatic quartz crystals of the andesite dykes located in the vicinity of the mineralized veins contain
fluid inclusions related both to the subvolcanic and volcanic level of the Palaeogene fluid flow, they intruded prior to the
Palaeogene exhumation of the gránité intrusion. Based on the XRD studies, the characteristic clay mineral phase in the
argillic alteration haló of the quartz-barite veins is illite; the latter is a feature of the Palaeogene alteration zones in the
Velence Hills. Illitic alteration related to the quartz-barite mineralization is confined to a narrow zone around the veins.
Besides illite, in the proximal zones of the alteration haló of the veins, kaolinite and smectite occur and together these
characterize the Triassic alteration zones of the gránité. Towards the top of the Meleg Hill, the quartz-barite veins wedge
out and the alteration changes to brecciation, silicification and argillic alteration characterized by kaolinite and illite.

Keywords .-Velence Hills, barite vein, Palaeogene mineralization, hydrothermal fluid flow, fluid inclusions
Összefoglalás

A Velencei-hegységben, a Meleg-hegy déli oldalában kisméretű kvarc-barittelérek találhatóak, amelyek kora és
képződése eddig tisztázatlan volt. Mivel a variszkuszi korú gránittestben a gránithoz kötődő lokális, továbbá triász korú
regionális, és paleogén korú szintén lokális hidrotermális események is ismertek, kialakulásuk legalább három idő¬
szakban következhetett be. Fluidumzárvány vizsgálatok segítségével bizonyítást nyert, hogy telérek, kis sótartalmú (1-5
NaCl súly%), legalább 240 °C hőmérsékletű, inhomogén, azaz felforrt anyaoldatból, a paleogén sekély mélységű vulkáni
hidrotermális rendszerhez kötődően képződtek. A fluidumzárvány vizsgálatok eredményei arra is utalnak, hogy a közeli,
a barittelérekkel ma egy szintben előforduló andezittelérek nem sokkal, de idősebbek. Ennek bizonyítéka, hogy a
hidrotermális folyamatokkal egyidőben végbement, a Nadap-vonal menti kiemelkedést megelőző, szubvulkáni szintű
hidrotermális folyamatokat rögzítenek az andezit kőzetalkotó kvarckristályainak fluidumzárványai. A kvarc-barit-
telérekhez kötődő agyagásványosodás a gránitban illites és erőteljes. Az illites átalakulási zóna kora, a gránitban található
egyéb illitesedett zónáknak és a közeli andezitteléreknek megfelelően 30 millió év körüli a K-Ar vizsgálatok alapján. A
telérek képződését eredményező oldatáramlás a gránitban csak lokális volt, oldalirányban a telérek néhány méteres
környezetére korlátozódik az átalakulás és folyamatosan átmegy a gránit regionális átalakulására jellemző illit-kaolinit-
szmektites ásványasszociációba.

Tárgyszavak: Velencei-hegység, barittelér, Paleogén ércképződés, hidrotermális oldatáramlás, fluidumzárvány ok

46

Benkó Zsolt et al.: A paleogén vulkanizmus hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi gránitra a Velencei-hegységben

Bevezetés

A Velencei-hegység variszkuszi korú gránit intrúzió-
jában Sukorótól északra, a Meleg-hegy D-i lejtőjén kvarc -
barittelérek előfordulásai ismertek (1. ábra A, B; Erdélyi,
1939). A felszínközeli baritteléreket 1949 után kis volumen¬
ben, külszíni termelés formájában művelték, a készletek
azonban az 1950-es évek közepére kifogytak. A teléreket az
1950-es évek közepén aknákkal és 2 db 50 m mély táróval
tovább kutatták, de miután megállapították, hogy a telérek a
mélység felé elvékonyodnak, a kutatást lezárták (Jantsky
1952).

A Velencei-hegység gránitjában számos, változatos
paragenezisű ércesedés vagy ércindikáció ismert a kvarc -
barittelérek mellett. A hegység nyugati felében kvarc -
galenit-szfalerit-fluorit- (kvarc-polimetallikus) telérek for¬
dulnak elő (Pátka, Kőrakás-hegy és Szűzvár; 1. ábra A). A
hegység keleti felében, a Retezi-altáróból kvarc-molibdenit
érhálós ércesedés, míg a Meleg-hegy gerincén a kovásodott
breccsában pirit-kalkopirit-molibdenit-galenit-fakóérc-anti-
monit-enargit-cinnabarit tartalmú ércindikáció ismert (1.
ábra A). A Sukoró S-3 fúrásból, amely a gránitot és a fedő
palát átjáró kvarcereket harántolta, szfalerit-galenit-fakó-
érc-kalkopirit paragenezist írtak le, míg magában a palában,
a gránit kontaktusa közeléből W (volfram) anomália ismert.
Mindezen ércesedések és indikációk kora és genetikai kap¬
csolatai hosszú ideig kérdésesek voltak. Ennek oka, hogy a
Velencei-hegység ismerten legalább három különböző korú
magmás kőzetből épül fel (karbon-perm korú gránit, kréta
lamprofír és oligocén andezit), amelyek mindegyikéhez
kapcsolódhatott olyan hidrotermális oldatáramlás, amely az
ércesedéseket létrehozhatta.

Az elmúlt 15 évben sikerült ásványtani, fluidumzárvány
és izotópos vizsgálatokkal a legtöbb felsorolt ércesedés ko¬
rát és genetikai kapcsolatait tisztázni. A Retezi-altáró kvarc -
molibdenites ércesedését korábban a gránit hidrotermális
rendszeréhez kötötték (Jantsky 1957). Molnár (1997)
fluidumzárvány vizsgálatokkal tisztázta azok képződésnek
nyomás- és hőmérsékleti viszonyait, és ezek alapján bizo¬
nyította azok gránitmagmatizmushoz kapcsolódó, azaz kar¬
bon korát. A hegység nyugati felében ismert kvarc-polime¬
tallikus ércesedés képződését sokáig Vendl (1914) és
Jantsky (1957) nyomán szintén a gránithoz kötötték. Ké¬
sőbb felvetődött annak triász és késő-kréta kora is (Horváth
et al. 1989), mára azonban bizonyítást nyert annak triász
kora (Benkó et al. 2008). A meleg-hegyi és nadapi breccsás
ércesedések oligocén korát és genetikai kapcsolatát flui¬
dumzárvány és ásványtani vizsgálatok segítségével közvet¬
ve, és radiometrikus kormeghatározások segítségével köz¬
vetlenül Molnár (1996, 2004), Molnár et al. (2010) és
Bajnóczi (2003) tisztázta.

A meleg-hegyi kvarc-barittelérek térben közvetlenül
sem a breccsás paleogén ércesedéshez, sem pedig a teléres
kvarc-polimetallikus ércesedéshez nem kapcsolódnak. A
baritkristályok morfológiai vizsgálatát Erdélyi (1939)
végezte el, és a kristálymorfológia alapján megállapította,
hogy azok nagy hőmérsékleten, feltételezhetően a gránit

hidrotermális rendszerében képződtek. A barittelérek korát
Jantsky (1957) is karbonnak gondolta, képződését a kvarc-
polimetallikus telérekéhez hasonlóan szintén a gránit hidro¬
termális rendszeréhez kötötte. Horváth et al. (1989) és
Gyalog & Horváth (2004), a kvarc-polimetallikus telé-
rekkel analóg módon a teléreket az alkáli ultrabázisos
(lamprofíros) asszociációhoz köti és azokat késő-kréta
korúnak gondolta.

A korábbi kutatások mindegyike földtani analógiák
alapján sorolja a teléreket valamelyik magmás eseményhez.
Ebben a dolgozatban ásványtani, fluidumzárvány és K-Ar
radiometrikus kormeghatározás segítségével tisztázzuk a
kvarc-barittelérek korát és a Velencei-hegység magmás
eseményeihez való kapcsolatát.

Földtani háttér

A Velencei-hegység két nagy, magmás kőzetekből álló
egységből épül fel (1. ábra A). A hegység nagyobbik nyugati
felét, a Nadapi-vonaltól nyugatra, késő-karbon-kora-perm
S-típusú, posztorogén, biotitos monzogránit építi fel
(Velencei Gránit Formáció; Jantsky 1957, Buda 1981,
1985, Uher & Broska 1994). A Nadapi-vonaltól keletre a
Paleogén vulkáni egység (PVE) helyezkedik el, amelyik a
késő-eocén(?)-kora-oligocén korú szubvulkáni dioritintrú-
zióból, valamint a felette elhelyezkedő, andezit sztrato-
vulkáni szerkezetből áll (Nadapi Andezit Formáció, Kápol-
násnyéki Tagozat, Cseplekhegyi Diorit Tagozat és Páz-
mándi Metaszomatit Tagozat). A paleogén magmás tevé¬
kenység a Periadriai-Balaton-vonal mentén az alpi kollíziós
zóna szin-posztorogén magmatizmusához köthető (Benedek
2002). Geokémiailag nagy K-tartalmú, enyhén tholeiites
andezitből és bazaltos andezitből áll (Darida-Tichy 1987,
Benedek et al. 2004). Mind a variszkuszi korú gránit, mind
a paleogén intermedier magmatitok az ópaleozoos Lovasi
Agyagpalába nyomultak (1. ábra A).

A gránittesten belül számos egyéb intruzív kőzettest
található telérek formájában. Még a gránit kristályosodá¬
sának késői fázisában a maradékolvadék differenciátumai
a hűlő gránittestbe nyomultak aplit, mikrogránit és gránit-
porfírtelérek formájában (Jantsky 1957; Buda 1981,
1985). A késő-kréta során több kis térfogatú alkáli
lamprofírtelér nyomult a gránitba. A monchikit, spessartit
és beforsit telérek kora K-Ar radiometrikus kormeg¬
határozások alapján 69 millió év Pákozdnál (Balogh
1985), valamint 77,6+3 millió év (Balogh et al. 1983) egy,
a Sukorótól nyugatra található fúrásban. Paleogén korú
magmás kőzetek nem csak a Nadapi-vonaltól keletre,
hanem attól nyugatra a gránittestben és a palában
szabálytalan alakú intrúziók, telérek és kürtők formájában
is megjelennek (Nadapi Andezit Formáció; 1. ábra A, B).
A kőzetek megjelenési formája arra utal, hogy a Nadapi-
vonaltól Ny-ra a vulkáni építménynek a gyökérrégióig
lepusztult aljzata van a felszínen (Darida-Tichy 1987,
Dudko et al. 1989, Molnár 1996). A telérek kőzettanilag
biotitos-amfibol-, és piroxénandezit összetételűek (Józsa

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

47

Székesfehérvár

n é I

ii 1

< 5

tt

_ A

vr

H

Cseptekhregyi Diorií Tagozat
CáspfeJr Uiaite Matitef )

Pázmándi Metaszomatít Tagozar

PArnömt UnktxnnsMt: iMí?frí!ir;r (E, ,1

Kápolnásnyéki Tagozat

K6(so)nS&nfék iWsmö&r {L-_.„ -0, J

1

|::: I

na

rj-j

1 1 ampnofli

ripriyifiym ff. r. j

Dinnyés* Dolomit [ ormiciú
Dinnyés Uolcnwte f-űntiatíOJ) (PJ
Vfilsnosi Gránit Formánit 1 )

Vri.vtri? GVi'jrjúrj F íirm-ifejri {OJ

Aplrtés gránitporfir telik
/IprA'fe Y. 11J grut/Ha jxjefihyry dyktfx

Hidrotermális tetér

I JyriríVJ-íCfrjT.jí vc://i

Normál vetc
ft/űrmaí tsusfí.

Oldalelmozdulás

! ■ím'frc-.'rrip f;mtf

Minták''Samples; 1 Baritkutabó táró meddőhányója [barit agyag ásványosodét gránit) {"Baríte $haR" and burnow Barile
and argitöe allered gránité); 2. Hidrotermás breccsa (Hydroítiermal breccia): 3. Kvarctartalmú amfibolandezit (Űiva/íz-
íwa/jirtö ampftibote anöesite'iA. Gránitporflr téléi (Gránité porphyry dyke): 5. Gránit regionális átalakulással (Granite wiift
régiónálalterulkin): 6. Gránit, ill'ites átalakulással (Gránité wilh illile atleraliun)

1. ábra. A vizsgált terület földtani térképe

A) A Velencei-hegység földtani térképe Dudko ( 1999) után átdolgozva, B) A Meleg-hegy déli oldalának részletes földtani térképe
Figure 1. Geological map of the studied area

A ) Geological map of the Velence Hills after Dudko (1999), B)Detailed geological map of the Southern slope of the Meleg Hill

48

Benkó Zsolt et al.: A paleogén vulkanizmus hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi gránitra a Velencei-hegységben

1983). Koruk K-Ar radiometrikus kormeghatározás
alapján 38 és 29 millió év között változik (Szádecky-
Kardoss et al. 1969, Balogh et al. 1986, Bagdaszarjan
1989, Bajnóczi 2003, Benkó et al. 2008, Molnár et al.
2010 ).

A Velencei-hegység mindkét nagy magmás egységében
számos hidrotermális folyamat zajlott le, részben a magmás
tevékenységhez kapcsolódóan, részben pedig attól függet¬
lenül. A gránit benyomulásához kapcsolódóan a gránit és a
pala kontaktusán andaluzitos-turmalinos csomóspala jött
létre (Jantsky 1957). A gránit felső kontaktus közeli zónái¬
ban egyszerű ásványtani összetételű kvarc-földpát pegma-
titok képződtek, 300-400 és 500-600 °C közötti hőmérsék¬
leten, és 2 kbar nyomáson (Jantsky 1957; Buda 1969,1985;
Molnár et al. 1995). Kvarc-molibdenit stockwerk erezések
a gránittest keleti feléből ismertek, képződésük 280-300 °C
hőmérsékleten és 1-2,4 kbar közti nyomástartományra tehe¬
tő, így azok feltételezhetően a gránit posztmagmás hidroter¬
mális rendszeréhez csatolhatóak (Molnár 1997). A gránit¬
test nyugati felében az 1950-es, 60-as években termelt
kvarc-polimetallikus telérek kora hosszú ideje vitatott volt.
Ezeket sokáig a gránit hidrotermális rendszeréhez sorolták,
Vendl (1914) és Jantsky (1957) véleménye alapján. Horváth
et al. (1983), Horváth & Odor (1984), valamint Horváth et
al. (1989) vetette fel az alkáli-ultrabázikus képződmények¬
kel való rokonságát geokémiai analógiák alapján, de nem
zárták ki a triász kort sem. Benkó et al. (2010a), K-Ar
radiometrikus kormeghatározás és Pb-izotópos vizsgálatok
segítségével bizonyította a telérek késő-triász korát. A
telérek Molnár (1996,2004), Benkó & Molnár (2004) és
Benkó et al. (2010b) szerint 220 °C-nál kisebb hőmérsék¬
leten, 0,7-1 kbar nyomáson képződtek. A teléreket a gránit¬
ban a kőzet illit-kaolinit-montmorillonit átalakulása kíséri
Benkó et al. (2010b).

A Pákozd-vonaltól keletre és a Nadap-vonaltól nyugatra
(1. ábra A), a Meleg-hegyen a gránit és a pala kontaktusán,
számos kőzetátalakulás-típus és hidrotermális képződmény
található, amelyek a paleogén magmás-hidrotermális tevé¬
kenységhez kapcsolhatóak (Molnár 1996,2004). A Meleg¬
hegy tetején és oldalában kovás breccsa található, amely
enargitot, kalkopiritet galenitet, fakóércet, molibdenitet,
antimonitot és cinnabaritot tartalmaz (Varjú 1974). A pa¬
leogén oldatáramlást a gránitban és a hidrotermális brecs-
csákban a gránit illites és illites-kaolinites átalakulása kíséri
(Benkó et al. 2010b). A paleogén oldatáramlás a gránitban
magas hőmérsékletű volt (240-440 °C) és alacsony nyomá¬
son (<400 bar) szubvulkáni és vulkáni szinten következett
be (Molnár 1996,2004).

A gránitba nyomult andezittelérekben is bekövetkezett
hidrotermális átalakulás. Ehhez a nadapi kőfejtőben az
andezit kőzetalkotó ásványainak nontronitos átalakulása
(Benkó 2002) és üregekben kalcit-kvarc-barit-zeolit-
fluorit-hematit ásványparagenezis létrejötte kapcsolódott
(Mauritz 1908, Schafarzik 1908, Erdélyi 1939, Koch
1985, Földváriné Vogl 1947).

A gránitban található hidrotermális képződmények
fluidumzárványainak jellemzését Molnár et al. (1995),

Molnár (1996, 1997, 2004) végezte el. Megállapította,
hogy fluidumzárvány petrográfiai és mikrotermometriai
módszerekkel a karbon, a triász és a paleogén zárványegyüt¬
tesek, így a bezáró ásványok is könnyen elkülöníthetőek,
ezáltal koruk közvetetten meghatározható. A karbon, gránit¬
hoz köthető oldatáramlás jellegzetessége, hogy a fluidum-
zárványok a C0 2 -H 2 0-NaCl háromkomponensű rendszerrel
jellemezhetőek, azokban a F Ho0 /F c02 /G c02 fázisarányok
változóak, ami a fluidumok heterogén befogódását bizo¬
nyítja egy heterogén fázisösszetételű (fluidum+ gáz) anya¬
oldatból. Ezzel szemben a kvarc-polimetallikus telérek egy
homogén fázisállapotú anyaoldatból képződtek, a zárvá¬
nyokban a F Ho 0 /G Ho0 fázisarány a zárványegyüttesen belül
állandó, és az oldatok a H 2 0-NaCl és a H 2 0-NaCl-CaCl 2
rendszerekkel modellezhetőek. A paleogén korú ásványok¬
ban a fluidumzárvány asszociáció egyértelműen sekély
mélységű fáziselkülönülést, azaz felforrást mutat a változó
Fh 2 o/Gh 2 o(/S z NaC1 )fázisarányok alapján. A paleogén oldatok
szintén a H 2 0-NaCl és a H 2 0-NaCl-CaCl 2 rendszerekkel
modellezhetőek.

A három oldatáramlási rendszer térbeli lehatárolása és a
kérdéses korú képződmények genetikai hovatartozásának
megállapítása így fluidumzárvány vizsgálatok segítségével
könnyen megoldható.

Vizsgálati módszerek

A terepi mintavételezés a még megtalálható kisebb
kutatógödrökből és a bányászat után visszamaradt meddő¬
hányóról történt. A vizsgálatok nem korlátozódtak a kvarc-
barittelérekre, hanem mintáztuk a telérek közelében találha¬
tó más hidrotermális képződményeket, a szubvulkáni ande-
zitteléreket és a változó mértékben és módon átalakult
gránitot is (1. ábra B).

A fluidumzárványok mikrotermometriai vizsgálata
Chaixmeca MTM 90 típusú fűtőszálas, gázáramú változ¬
tatható hőmérsékletű mikroszkópi tárgyasztalon történt
(ELTE, Ásványtani Tanszék, Budapest) az ásványok két-
oldalán polírozott 70-150 mikrométer vastag metszetein. A
berendezést szintetikus C0 2 és H 2 0 fluidumzárványokon
végzett mikrotermometriai mérések segítségével kalib¬
ráltuk úgy, hogy a mérési pontosság 0,1 °C legyen 0 °C-nál
kisebb hőmérsékleten (a zárványok fagyasztásos vizsgálata
során), és 1 °C legyen nagyobb hőmérsékleten (a zárványok
homogenizációs vizsgálata során).

Az agyagásványok előkészítése kormeghatározásra
dekantálással történt desztillált vízben, a tört kőzetanyag
ultrahangos rázatása után. Az egyes szeparátumok tiszta¬
ságát röntgenpordiffrakciós vizsgálatokkal ellenőriztük. A
röntgenpordiffrakciós vizsgálatok az ELTE Ásványtani
Tanszékén Siemens D-500-as típusú (Cu-cső, kristály
monokromátor, 41 kV gyorsító-feszültség, Cr-szűrő) és az
MTA Geokémiai Kutatólaboratóriumában Philips PW 1710
(CuKa sugárzást alkalmazva) berendezéssel készültek. A
minták duzzadó agyagásvány tartalmának és a kevert
szerkezetű ásványok meghatározása céljából az orientált

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

49

mintákat etilén-glikollal szolvatáltuk 12 órán át 60 °C-on.
Az agyagásvány-szeparátumokon, kőzetalkotó ásványokon,
és teljes kőzet mintákon a K-Ar kormeghatározások az MTA
Debreceni Atommagkutató Intézetében készültek (mérési
módszereket részletesen 1. Balogh 1974, 1975, 1985
publikációiban).

Eredmények

Terepi megfigyelések

A kvarc-barittelérek Sukoró községtől északra, a Meleg¬
hegy déli oldalában találhatóak (1. ábra B). Szálfeltárásuk
csak két félig betemetett gödör formájában maradt fenn, és
ezekből is elsősorban csak törmelékként kerül elő a telér
anyaga. A telér és mellékkőzete jobban tanulmányozható a
gödröktől délre található meddőhányó anyagában.

A telér baritja fehér színű, tömeges megjelenésű, vékony
kvarcerekkel átszőtt. A paragenezisben az Erdélyi (1939)
által említett galenitet és piritet nem sikerült kimutatni,
egybevágóan Gyalog & Horváth (2004) terepi megfigye¬
léseivel. Az Erdélyi (1939) által a barit kristályokon meg¬
figyelt „Herkules-” és „Felsőbánya-” típusú formák az álta¬
lunk gyűjtött mintákban nem ismerhetők fel. A kvarc-
barittelérek mellékkőzete agyagásványos átalakulást szenve¬
dett gránit, amelyben a színes és színtelen ásványok is fehér
színű, nem higroszkópos agyagásvánnyá alakultak, a kvarc
kivételével. A földpátoknak csak a pszeudomorfózáik
ismerhetőek fel. A telérektől 10-20 m távolságra a gránit már
csak gyenge, a gránitra regionálisan jellemző zöldes-fehér
színű agyagásványos átalakulást mutat (I. tábla B; Benkó et
al. 2010b). A kőzetalkotó ásványok jól felismerhetők, bár a
plagioklász és az ortoklász enyhén agyagásványosodott, a
biotit pedig közepesen-erősen kloritosodott. A kvarc -
barittelérektől nyugatra 200 m távolságra egy kisebb völgy
mélyén gránitporfír-telér található szálfeltárásban (1. ábraB).
Ennek alapanyaga szemmel láthatóan átalakulást nem
szenvedett, a telér fenokristályai a kvarc és a biotit.

A bánya meddőhányóján sikerült megtalálni a Gyalog
& Horváth (1999) térképén megfigyelhető andezittelér
törmelékét. A gránittal szemben az andezit alig szenvedett
átalakulást. Szabad szemmel a kőzetalkotó porfíros idio-
morf biotit és földpát épnek tűnik, továbbá a sötétszürke
alapanyag sem szenvedett átalakulást. A hidrotermális hatás
egyetlen jele a kőzeten a repedések mentén megfigyelhető
enyhe (pirít után képződött) limonitos elszíneződés. Az
andezit jellegzetessége, hogy kis mennyiségben porfíros,
kőzetalkotó kvarcot tartalmaz. Szálban álló andezit a kvarc-
barittelérektől ÉNy-ra található 250 m távolságban egy
erdei út bevágásában (1. ábra B). Itt az andezit erősen bon¬
tott, mind az alapanyag, mind a kőzetalkotó porfíros ásvá¬
nyok szemmel láthatóan zöld színű agyagásványos átala¬
kulást szenvedtek. A kőzetalkotó ásványoknak (földpát,
biotit) csak pszeudomorfózái ismerhetők fel. A telér kvarcot
nem tartalmaz, a hányon előforduló andezittől tehát eltérő
összetételű.

A kvarc-barittelérektől északra, 100 m távolságra (1.
ábra B), a Meleg-hegy lábánál természetes törmelékben és
mesterséges árkolások meddőjén egy jellegzetes, polimikt
hidrotermális breccsa található. A breccsában a kiasztok a
gránit kőzetalkotó kvarckristályaiból hidrotermálisán átala¬
kult gránitból és andezitből állnak. A kvarckristályok kere¬
kítettek, átlagban 1 cm átmérőjűek. Az andezitdarabok bar¬
na színűek, szögletesek. Átalakulásuk kovás-limonitos, a
kőzetalkotó porfíros elegyrészeknek gyakran csak pszeudo¬
morfózái látszanak. A gránit törmelékei szintén teljesen
átkovásodtak, az eredeti kőzet csak a kőzetalkotó kvarc¬
kristályok alapján ismerhető fel. A breccsa törmelékei köré
több helyen koncentrikusan kova mikrokristályos kvarc vált
ki. A kovás bekérgezés felületén apró (0,1-0,5 mm) tűs,
idiomorf kvarckristályok helyezkednek el. A breccsa mát¬
rixa fehér-sárga színű, erősen nedvszívó agyagásvány. A
breccsa mátrixvázú (I. tábla A).

Fluidumzárvány vizsgálatok

Fluidumzárvány vizsgálatok a kvarc-barittelérek barit-
kristályaiból, az átalakulást nem szenvedett gránit kőzet¬
alkotó kvarckristályaiból, a gránitporfír kvarckristályaiból
és a törmelékben talált andezittelér kvarc-fenokristályaiból
készültek, a hidrotermális fluidumok területi elterjedésének
lehatárolása, az átalakulást és ásványosodást okozó oldat¬
áramlás fizikai-kémiai paramétereinek megismerése, és
közvetetten korának meghatározása céljából.

Fluidumzárvány petrográfia

A baritkristályokban található zárványok jellemzően
nagyméretűek (10-70 pm), gyakran szabálytalan alakúak,
és alakjuk sok helyen lefűződésre (Roedder 1984) utaló
bélyegeket mutatnak. Elhelyezkedésüket tekintve lehetnek
magányos, feltehetően elsődleges (a kristály növekedésével
egyidős) zárványok, de többségük hasadási nyomvonalak és
repedések mentén megjelenő másodlagos (ásvány növeke¬
dése után befogódott) zárvány. Növekedési zónában megje¬
lenő, és így biztosan elsődleges zárványt nem sikerült azo¬
nosítani. A zárványok kétfázisúak, fluidumot és gázt tartal¬
maznak. A gáz/folyadék fázisarány 0,4-= 1 között változik
ugyanazon zárványsoron belül a különböző zárványokban,
ami a zárványok heterogén befogódását jelenti egy hete¬
rogén fázisállapotú, azaz felforrt anyaoldatból (I. tábla
C-D). Mikrotermometriai vizsgálatra elsősorban a magá¬
nyos elsődleges, és a másodlagos, lefűződést nem mutató
zárványokat választottuk ki.

Az andezit kőzetalkotó kvarckristályaiban a fluidum-
zárványok szükségszerűen mind másodlagosak, éles repe¬
dések mentén jelennek meg. Méretük nagy (10-60 pm), a
zárványokon belül a fázisarány pedig változó 0,4-= 1
(gáz/folyadék), ami az anyaoldat heterogén fázisállapotát
jelzi a zárványok befogódáskor. Lefűződésre utaló nyom
csak elvétve található a zárványok között; az ilyen jelle¬
gekkel bíró zárványokon mikrotermometriai méréseket nem
végeztünk. A kvarc-barittelértől laterális irányokban a

50

Benkó Zsolt et al.: A paleogén vulkanizmus hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi gránitra a Velencei-hegységben

felforrt fázisállapotú hidrotermális rendszerből befogódott
fluidumzárványok előfordulásai csak kis távolságban (10- 20
m) mutathatóak ki a gránit kőzetalkotó kvarckristályaiban.

A csak regionális átalakulást mutató gránit és a gránit-
porfír kőzetalkotó kvarckristályaiban a zárványok szintén
csak másodlagosak lehetnek. A zárványok kisebb méretűek
(5-40 pm), lefűződést nem mutatnak, jellemzően izomet-
rikusak. A gáz/folyadék fázisarány állandó (0,2 körüli) az
azonos zárványsoron belül, ami a zárványok homogén
befogódást jelzi egy homogén fázisállapotú anyaoldatból (I.
tábla E-F).

Fluidumzárvány mikrotermometria

A fluidumzárványok petrográfiai és mikrotermometriai
jellemzői alapján négy csoportot különböztettünk meg (2.
ábra).

Az 7A típusú zárványok a baritban és az andezit
kvarckristályaiban jelennek meg. Közös jellemzőjük,
hogy a zárvány asszociációk fázisarányai az anyaoldat
heterogén (felforrt) állapotát rögzítik. Homogenizációjuk
egy tág intervallumban 220 és 370 °C között következett
be folyadék és gáz fázisban. Homogenizációs hőmér¬
sékletük eloszlása jellemzően aszimmetrikus (3. ábra A).
Ez az aszimmetrikus eloszlás jellemző a heterogén
fázisállapotú anyaoldatból befogódott zárványok homo¬
genizációs hőmérsékletére (Bodnár & Vityk 1994,
Loucks 2000).

Gázfázisú homogenizációból csak egészen keveset sike¬
rült megfigyelni, az ilyen zárványok gyakran a homogeni-
záció előtt felnyíltak, ami a barit jó hasadásából is adódik.

Fagyasztás során az eutektikus hőmérsékletet -24 és -21
°C között észleltük, aminek alapján az oldatok a H 2 0-NaCl
rendszerrel modellezhetőek. A jégfázis tejes olvadása -4,3
és -0,1 °C között következett be, ami 0,2-7 NaCl ekv. súly%
sótartalomnak felel meg (4. ábra).

Az IB típusú zárványok csak az andezit kőzetalkotó
kvarcában jelennek meg és szintén jellegzetes, az anyaoldat
felforrt állapotára utaló zárványegyütteseket alkotnak (2.
ábra). Homogenizációjuk 220-230 °C között következett be
folyadékfázisban (3. ábra B). Fagyasztás során az eutektikus
olvadás -50 °C körülinek adódott. Mivel a további olvadás
során NaCl-hidrát fázis olvadását nem lehetett megfigyelni
az NaCl/(NaCl+CaCl 2 ) arány meghatározása céljából (Davis
et al. 1990, Spencer et al. 1990) a zárványcsoport oldatainak
összetételét a H 2 0-CaCl 2 kétkomponensű rendszerrel mo¬
delleztük. A jégfázis olvadása alacsony hőmérsékleten -28
és -25 °C között következett be, amiből a számított szali-
nitás 23-27 CaCl 2 ekv. súly% (4. ábra).

A homogán fázisállapotú anyaoldatból befogódott HA
típusú zárványok a gránit kőzetalkotó kvarckristályaiban és
a gránitporfír fenokristályaiban 190-280 °C közötti homo¬
genizációs hőmérséklettel rendelkeznek. A homogenizá¬
ciós hőmérsékletek eloszlási diagramjai szimmetrikus
haranggörbék, melyek normális eloszlást mutatnak (3. ábra
C). A normál alakú eloszlás általában jellemző a homogén
befogódásra. A zárványok eutektikus olvadása -26 és -20
°C között volt, így a zárványok kémiai összetételét a H 2 0-
NaCl rendszerrel modellezhetjük. A jégfázis utolsó olva¬
dása -5,2 és -0,5 °C között volt, ami alapján a zárványok
szalinitása 0,9-8,7 NaCl ekv. súly% között változik (3-4.
ábra).

A IIB típusú zárványok a gránit és a gránitporfír kőzet¬
alkotó kvarcában hasonló petrográfiai jellegűek, mint a HA
típusú zárványok, és így a homogenizációs hőmérsékletek
eloszlása is hasonló (3. ábra). A homogenizációs hőmérsék¬
letek minimuma 170 °C volt, maximuma pedig 250 °C, és a
homogenizáció minden esetben folyadék fázisban követ¬
kezett be. A HA típusú zárványokhoz képest a lényeges
különbség az, hogy a IIB típusú zárványokban a fagyasztás
során az eutektikus hőmérsékletek -67,8 és -48 °C között
változtak, ami azt jelenti, hogy a zárványokban a Na és a Ca

Minta helye
(lábra)

Sampic location
,( Figum i)

Zárvány

típus

indusion typc

Fázisarány/

phase tatío

Bezáró ásvány és petrográfia

Hőst mineraf and fluid inchtsion
pctrogmpy {tiniing of fluid inclusion
assötrthlagöí;)

Eutektikus

hőmérséklet

Etilftdit;

tempemtun?

Sótartalom

(ekv.súly%)

Salinity

{öfjuilf. 1 /vl%)

H om ogenizá ci ós
hőmérséklet

Homogcnizotion

tomperatur®

Kor

Age

Homogén izáció
módja

Müíiet ui hunKxjuri/ziilitjn

1-, 6-

l/A.

F~eo-i%

G-40-99%

<&.

Barithan elsMIegssen
és másodlagosan

Primőry und sucutukity
j>i ffra háríts

-21- -24 °C

0-7 NaCl

220-370 ,a C

Ol

Th(FG-F)

Th(FG-»G)

1,3.

I/B.

F-60-1%

G-40-99%

<ÉL>

Andezit közetalkatD
livarcfcristályaibaji
másodikosán
Secondaty in the
ntck farming quartz
cryslíiiso) íte anctesífe

-A9 °C

23-27 CaCl f

220-230"C

Ol,

Th(FG-F)

4., 5.

Il/A.

F - 70%

G - 30%

Th(FG-F)

<rc> _

CJS>

Gránil kűzeialkotó
kvamkristályaihan
másodlagosan

Svcot nluty in lhv
racSi farming
quanz ctystais cf
liic g/aiiilo

-20- -26 X

1-9 NaCl

190-280 X

T

4. ; 5.

Il/B.

F - 70%

G — 30%

cé.y <*>

—48 — 68 X

15-23 CaCl,

180-260 X

T

Th(FG-*F)

2. ábra. A vizsgált minták fluidumzárványainakpetrográfiája és mikrotermometriai adatai (F=folyadék, G=gáz)
Figure 2. Petrography and microthermometry of the studied samples (F=liquid, G=vapour)

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

51

10 1

*J ■ CdíiL, l/A Lípus/Type l/A Th^C-Cl

■ Barit, |/A típus/ lype l/A IhHHi-H

lbü ZDU 2b0 BUU SbO 1DU

Homogenliátlós hőmírsáklet [‘Cl

Hűfmxteolzatlon teniiíerature rC]

B

e

fl

JDbL

1 Hninit H/KtipiJ'/lyiX ll/H I h[H|d h)
B Hrriüjf ll/fl tipN'/lypr ll/A I h|Hj h)

3. ábra. A fluidumzárványok homogenizációs hőmérsékleteinek eloszlási dia¬
gramja (F=folyadék, G=gáz)

Figure 3. Homogenization temperature distribntion diagram of fluid inclusions
(F=liquid, G=vapour)

mellett egyéb, kétértékű kationok is jelen lehetnek. A
zárványok összetételét a H 2 0-CaCl 2 rendszerrel modellez¬
tük, mivel NaCl-hidrátfázis olvadást nem sikerült megfi¬
gyelni. A jégfázis utolsó olvadása (-24 és -11 °C) között
változott, ami alapján a zárványok szalinitása 15-23 CaCl 2
ekv. súly% közötti (4. ábra).

Röntgenpordiffrakciós vizsgálatok és K-Ar
radiometrikus kormeghatározás

Röntgenpordiffrakciós vizsgálat a kvarc-barittelér men¬
tén a gránitban található fehér színű agyagásványról és a
hidrotermális breccsa sárga színű mátrixából készült. Az
orientált mintáról készített felvételen a fehér, gránitból sze¬
parált agyagásvány tiszta illitnek bizonyult, kisebb, mint 5%
szmektit közberétegzéssel, az illit (002) és (003) csúcsainak
aránya, valamint helyzete alapján (Srodon 1984).

A hidrotermális breccsa agyaga csak kis mennyiségben
tartalmaz illitet, a domináns agyagásvány a közepesen ren¬
dezett szerkezetű kaolinit. A mintából ezen kívül még
kvarcot és kis mennyisége miatt egy bizonytalanul a
gorceixit BaAl 3 (P0 4 )(P0 3 0H)(0H) 6 -
goyazit SrAl 3 (P0 4 ) 2 (0H) 5 <H 2 0) -
plumbogummit PbAl 3 (P0 4 ) 2 (0H) 3 «(H 2 0)
csoportba tartozó víz és, hidroxiltartalmú foszfátokat lehe¬
tett kimutatni (5. ábra).

K-Ar radiometrikus kormeghatározás a két agyagásvány
mintán és az andezit teljes kőzet mintáján készült (6. ábra).
A kvarc-barittelért kísérő, ezért azzal szingenetikus illit
radiometrikus kora 30,6+0,9 M évnek adódott. Az andezit-
telér kora, amely 29,1+1,1 M év, ezzel hibahatáron belül
átfed a gránitból szeparált illit korával.

Diszkusszió

A kvarc-barittelérek korának meghatározására közve¬
tetten a vizsgált fluidumzárvány asszociációk pet-

s °

▲ Barit IA típus/Type IA
• Andezit IA típus/Type IA
Andezit IB típus/Type IB
Gránit MA típus/Type IIA
Gránit IIB típus/Type IIB

150

▲ A A

200 250 300 350

Homogenizációs hőmérséklet (*C)
Homogenization temperature (°C)

400

4. ábra. A minták homogenizációs hőmérsékletének és a szalinitás viszonya

Figure 4. Salinity vs. homogenization temeprature plot of the fluid inclusions measured in the barite,

in the hőst gránité and in the rockfarming quartz crystals of the andesite dykes

52

Benkó Zsolt et al.: A paleogén vulkanizmus hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi gránitra a Velencei-hegységben

counts/s

5. ábra. A sárga agyagot tartalmazó hidrotermális breccsa agyagszeparátumának XRD felvétele (XRD felvétel: EG - etilén glikolos kezelés után; untreated -
kezeletlen minta; 350-350 °C-ra hevítés után; 550-550 °C-ra hevítés után)

Figure 5. XRDplot of the clay minerals fraction of theyellow hidrothermal breccia (XRDplot: EG - afterEG saturation; 350 - after heated up to 350 °C; 550 - after heated
up to 550 °C)

rográfiai, mikrotermometriai tulajdonságai és a kőzet¬
átalakulások agyagásvány asszociációi, közvetlenül
pedig a radiometrikus kormeghatározás alapján tudunk
következtetni.

A baritban található fluidumzárvány asszociáció (IA
típus ) kisnyomású, felforrt (heterogén fázisállapotú)
anyaoldatból csapdázódott. Ez a tulajdonság a korábbi
vizsgálatok alapján a Velencei-hegység paleogén korú

hidrotermális rendszeréből csapdázódott fluidumzárvány
asszociációk jellemzője (Molnár 1996, Molnár 2004).
Amennyiben a baritban a fluidumzárvány petrográfia
alapján bizonyíthatóan lenne elsődleges, inhomogénen
befogódott zárvány a kérdés azonnal megoldódna. Bár
kevés magányos zárványt sikerült találni, ezek nem
kötődtek növekedési zónához, így Roedder (1984)
kritériumai szerint nem sikerült teljes bizonyossággal

Lelőhely tSample
iocation

Kőzettípus és
köz etáta lakú lás t

Rock type and
afteratian

Mért

ásványfrakciő I

Mineral fraction

K-tartalom

(%}/K

concentration

(%)

r

rad <%)

K/Ar kor
(millió év)/

K/Ar

radiometric
age (Ma)

Sukoró. Meleg-hegy
Kvarc-barit telér (1)

agya gá s vá rryosodott
gránit

Iliit

5.925

77,00

30,610,9

Sukoró, Enyedi-kőfejtő

agyagásványosodott

gránit

(Ilit

6,62

37,10

33i0,8

Nadap, Gécsi-hegy,
védett köfeiű

agyagásványosodott

andezit

Iliit

6,95

62,9

29,3+1,2

Nadap, Gécsi-hegy
községi kőfejtő

agyagá s vá nyosodott
andezit

Iliit

7,43

31,40

30+0,7

Sukoró, Meleg-hegy,
barit telér mellett (3)

andezit

teljes kőzet

2,26

46,60

29,1+1,1

Nadap, Lovasberényi út

andezit

plagioklész

0,4

51,80

30,8+1,1

Nadap, Lovasberényi út

andezit

amfibol

0,462

48,70

34,011,2

Nadap, Lovasberényi út

andezit

teljes kőzet

1,915

79,30

27,110,e

Sukoró. védett kőfejtő

andezit

teljes kőzet

1,52

81

29,1+1,2

6. ábra. A radiometrikus kormeghatározások eredményei és azok összehasonlítása néhány hasonló képződ¬
ménnyel a Velencei-hegységből. Zárójelben a minta származási helye (1. ábra)

Figure 6. Results of the radiometric age dating compared with other data measured on whole rocks and alteration
minerals in the Velence Hills. Sample locations with numbers are indicated in brackets (Figure 1)

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

53

elsődleges (az ásvány növekedésével egyidős) zárványt
azonosítani a baritban. A zárványsorokban található
zárványok befogódhattak a barit képződése után bármikor,
azaz a felforrt anyaoldatú másodlagos zárványasszociáció
nem közvetlen bizonyíték a kvarc-barittelérek korára.
Változó fázisarányt az inhomogén befogódáson kívül
okozhat még egy korábban, homogénen befogódott (azo¬
nos fázisarányokkal jellemezhető) zárványasszociáció
repedéseinek felnyílása és áttöltődése vagy a zárványok
térfogatának változása valamilyen hőhatásra (pl. a közeli
andezittelér). Ez utóbbi folyamatot vagy a korábbi zár¬
ványsíkok felnyílását megkönnyíti a baritban a befogadó
ásvány kiváló hasadása is. Ennek következtében arra is
kicsi az esély, hogy kisebb, a felnyílásnak ellenállóbb
(Roedder 1984) idősebb zárványok véletlenszerűen meg¬
maradjanak.

A gránitban és a gránitporfírban talált IIA és IIB típusú
zárványasszociációk megfelelnek a regionális triász olda¬
tok jellemzőinek (Benkó et al. 2010b). Ha összehason¬
lítjuk a baritban és a gránitban található zárványegyütte¬
seket azt tapasztaljuk, hogy mind a gránitban, mind pedig
a baritban megtalálhatóak H 2 0-NaCl rendszerrel model¬
lezhető, átlagosan 1-5 súly% NaCl koncentrációjú zárvá¬
nyok, azonban eltérő petrográfiai jellemzőkkel (a gránit¬
ban nem felforrt HA típus, a baritban felforrt IA típus). A
baritból ugyanakkor hiányoznak a gránitban megjelenő,
H 2 0-CaCl 2 rendszerrel modellezhető zárványasszociá¬
ciók ( IB és IIB típus), holott ezek jellemzőek mind a
triász, mind a paleogén oldatáramlásra (Benkó et al.
2010b). A H 2 0-NaCl zárványok eltérő petrográfiai jel¬
lemzőkkel való megjelenésére magyarázat lehet a
zárványok felnyílása és áttöltődése. A H 2 0-CaCl 2 rend¬
szerrel modellezhető, zárványegyüttesek hiánya ugyan¬
akkor kizárja, hogy a barit a triász oldatáramláshoz lenne
kapcsolható.

Az andezittelér kvarckristályaiban talált fluidumzár-
ványok (IA és IB típus) felforrt anyaoldatból fogódtak be,
és minimális homogenizációs hőmérsékleteik (=240 °C)
jó egyezést mutatnak a hegység keleti feléből máshonnan
leírt paleogén zárványegyüttesekkel (Molnár 1996,
2004). A heterogén fázisállapotú hidrotermális fluidu-
mokból befogott zárványok esetében a minimális homo¬
genizációs hőmérsékletet kell tekintenünk az befogódás
hőmérsékletének. A kis szalinitású H 2 0-NaCl gazdag (IA
típusú) és a nagy szalinitású H 2 0-CaCl 2 összetétellel
jellemezhető (IB típusú) fluidumzárványok ugyanakkor a
paleogén hidrotermális oldatáramlás más-más szintjeit
jelölik. A magas szalinitású kalciumdús felforrt zárványok
(IB típus) a szubvulkáni szintre, míg az alacsony szalintású
nátriumgazdag oldatok (IA típus) a vulkáni szintet jel¬
lemzőek (Molnár 1996, 2004, 2010). A két különböző
szalinitású oldat a jelenlegi helyzetében egy topográfiai
szintben, egyazon kőzetben történő megjelenése a paleo¬
gén oldatáramlással egyidős (szintektonikus) kiemelke¬
dését jelenti a gránittestnek (Molnár 2004, Benkó &
Molnár 2004).

Amennyiben elfogadjuk, hogy a nátrium-kloridos (IA

típus), baritban található fluidumzárványok a paleo-
génben fogódtak be (függetlenül az anyaásvány korától),
felvetődik, hogy azokban a CaCl 2 tartalmú (IB típus)
szubvulkáni eredetű, szintén paleogén zárványok miért
nincsenek jelen. Ennek egy magyarázata lehet: a kvarc-
barittelér a kalciumgazdag oldatok felforrásakor még nem
létezett, hanem azután, a hegység keleti felének kiemel¬
kedése során, a vulkáni szinthez köthető hidrotermális
oldatáramlás során képződött. Az IA típusú zárványok
anyaoldata így nagy valószínűséggel a barittelérek anya¬
oldatát képezte, akkor is, ha elsődleges zárványokat
bizonyíthatóan nem találtunk a baritban. A barittelér az
IA típusú fluidumzárványok mikrotermometriai vizsgá¬
lata alapján tehát egy felforrt fluidumból, 240 °C feletti
hőmérsékleten 30-40 bar (Zhang & Frantz 1987) nyo¬
máson, azaz sekély mélységben képződött. A fluidum-
zárvány vizsgálatok alapján tehát egyértelműen kizár¬
ható, hogy a kvarc-barittelér a paleogénnél korábban, a
triász vagy a kréta oldatáramlás nagyobb nyomású rend¬
szereihez kötődően képződött.

Az agyagásvány asszociációk és azok K-Ar radiomet¬
rikus kora bizonyítja kétséget kizáróan a kvarc-barit telérek
paleogén korát. Benkó et al. (2010b) szerint az illites és a
kaolinites-illites kőzetátalakulás a paleogén hidrotermális
oldatáramlás velejárója volt. A kvarc-barittelért a mellék¬
kőzetben a gránit intenzív illitesedése kíséri. Az illiten mért
kor (30,6+0,9 M év) a kvarc-barittelér paleogén korát
bizonyítja. Ez a kor — a szórásokat is figyelembe véve —
összevethető a gránitban máshonnan mért paleogén átala¬
kulások korával, illetve az andezittelérek korával is (6.
ábra).

Az andezittelér kora (29,1+1,1 M év) a gránitba
nyomult andezittelérek korával is összevethető. Ez további
bizonyíték arra, hogy a korábban késő-eocénnek gondolt
andezites magmás tevékenység valójában kora-oligocén
korú.

A kvarc-barittelértől laterális irányokban a kőzetátala¬
kulás és a paleogén felforrt anyaoldatú fluidumzárványok
(IA és B típusú) csak kis távolságban (10-20 m) követhe¬
tőek. A kvarc-baritteléreket létrehozó oldatáramlás a
gránittestnek tehát csak kisebb térfogatát érintette, ami
általánosságban jellemző a paleogén hidrotermális
hatásra (Benkó et al. 2008). Csapásirányban a Meleg¬
hegy felé haladva a paleogén oldatáramlási zónák laterális
zónáira jellemző kaolinites átalakulás jellemző a
hidrotermális breccsára, a barittelérek tehát a Meleg-hegy
irányában sem folytatódnak, legalábbis a felszín
közelében nem.

A foszfátok megjelenése a hidrotermális breccsában
nem meglepő. Foszfát ásványokat (woodhouseit,
krandallit-csoport), a PVE savas-szulfátos átalakulást
szenvedett hidrotermális breccsáiban található fenn-nőtt
alunitkristályok magjából Bajnóczi et al. (2002) is leírt.
A kaolinites breccsa ásványtársulása, a regionális
agyagásvány vizsgálatok és a savas környezetre jellemző
foszfátok megjelenése egyaránt alátámasztja annak
paleogén korát.

54

Benkó Zsolt et al.: A paleogén vulkanizmus hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi gránitra a Velencei-hegységben

Konklúziók

Fluidumzárvány, agyagásvány vizsgálatok és radiomet¬
rikus kormeghatározás segítségével sikerült tisztázni a
Velencei-hegységben, Sukoró községtől északra megkuta¬
tott és bányászott kvarc-barittelér korát.

Mind a baritkristályokban található fluidumzárványok
petrográfiai, mind pedig azok mikrotermometriai vizsgá¬
latai alapján a kvarc-barittelérek nem képződhettek a gránit¬
hoz kötődő variszkuszi, sem pedig a triász oldatmobi¬
lizációhoz kapcsolódóan.

A teléreket kísérő, a gránitban megjelenő kőzetátala¬
kulás ásványtani jellege (illites és illites-kaolinites-brecs-
csás) a hegységben a paleogén során végbement oldat¬
áramlás jellemzőit mutatja.

Az átalakult gránit agyagásvány szeparátumának K-Ar
radiometrikus kormeghatározása alapján a kvarc-barit¬
telérek a kora-oligocénben képződtek.

A telérek a paleogén oldatáramlás sekély mélységű,
felszínközeiben felforrt, kis szalinitású oldataiból képződ¬
tek.

A telérek közelében található hidrotermális breccsák
ásványparagenezise (szulfát és foszfát ásványok) és a flui¬
dumzárvány vizsgálatok alapján a kvarc-barittelérek az
epitermás rendszerek savas-szulfátos (magas-szulfidizációs
fokú) átalakulásaira jellemző környezetben képződtek.

Köszönetnyilvánítás

Hálával tartozunk bírálóimnak Dr. M. Tóth Tivadarnak
és Dr. Schubert Félixnek minden részletre kiterjedő,
alapos bírálataikért! A projekt az Európai Unió támoga¬
tásával az Európai Unió Szociális Alap társfinanszíro¬
zásával valósult meg (TÁMOP4.2.1/B-09/1/KONV-2010-
0006).

Irodalom — References

Bagdaszarjan G. P. 1989: Velencei-hegy ségi minták radioaktív koradatai — Kézirat, Geological Institute of Hungary.

Bajnóczi B. 2003: Palaeogene hydrothermal processes in the Velence Mountains, Hungary. — PhD Thesis. Department ofMineralogy,
ELTE University, Budapest, 116 p.

Bajnóczi B., Molnár F., Maeda K., Nagy G. & Vennemann T. 2002: Mineralogy and genesis of primary alunites from epithermal
systems of Hungary — Acta Geologica Hungarica 45/1, 101-118.

Balogh K. 1974: A kálium-argon földtani kormeghatározási módszer alkalmazási lehetőségei és korlátái. — Atomki Közlemények, 16/4,
373-387.

Balogh K. 1975: Radiometrikus földtani kormeghatározási módszerek. — Fizikai Szemle 25/11, 1-5.

Balogh, K. 1985: K/Ar dating of Neogene volcanic activity in Hungary: Experimental technique, experiences and methods of
chronological studies. — Atomki Közlemények D/l, 277-288.

Balogh, K., Árva-Sós, E. & Buda, Gy. 1983: Chronology of granitoid and metamophic rocks of Transdanubia (Hungary). — Annales
Inst. Geol. Geofiz., 61, Contribution ofthe 12 Congress ofCBGA, Bucuresti, Metamorf. Magmat. Isot. Geol. 359-364.

Balogh K., Árváné Sós E. & Pécskay Z. 1986: Magmás kőzetek K-Ar kormeghatározása. —Jelentés a Magyar Állami Földtani Intézet
és a MTA Atommagkutató Intézete között létrejött 4299/86 sz. kutatási szerződés keretében végzett vizsgálatokról. Magyar Állami
Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár, 13 p. [Tér: 13979]

Benedek, K. 2002: Palaeogene igneous activity along the eastemmost segment of the Periadriatic-Balaton Lineament. — Acta
Geologica Hungarica 45/4, 359-371.

Benedek, K., Pécskay, Z., Szabó, Cs., Jósvai, J. & Németh, T. 2004: Palaeogene Igneous Rocks in the Zala Basin (Western Hungary):
Link to the Palaeogene Magmatic Activity Along the Periadriatic Lineament. — Geologica Carpathica 55/1, 1-8.

Benkó Zs. 2002: Variszkuszi és alpi fluidummobilizációs folyamatok nyomonkövetése a velencei-hegységi gránit repedésrendszereiben
fluidzárványok vizsgálata alapján. — OTDK dolgozat. ELTE, Budapest.

Benkó, Zs. & Molnár, F. 2004: Application of studies on fluid inclusion planes fór evaluation of structural control on Variscan and
Alpean fluid mobilization processes in the monzogranite intrusion of the Velence Mts. (W Hungary) — Acta Mineralogica-
Petrographica 45/1, 123-131.

Benkó Zs., Molnár F. & Lespinasse M. 2008: Fluidzárványsíkok és repedésrendszerek vizsgálatának alkalmazása granitoid kőzetek
repedezettségének fejlődéstörténeti rekonstrukciójában I.: módszertani alapvetés és alkalmazás a Velencei-hegység fluidum¬
mobilizációs folyamataira. — Földtani Közlöny 138/2, 445-468.

Benkó, Zs., Molnár, F., Billstrom, K., Pécskay, Z. & Lespinasse, M. 2010a: Genetic and age relationship of base metál mineralization
along the Periadratic-Balaton Lineament system on the basis of radiogene isotope studies. — Acta Mineralogica-Petrographica
Abstract Series (IMA 2010 conference, ELTE, Budapest), 6, p. 224.

Benkó, Zs., Molnár, F.., Németh, T., Pécskay, Z. & Lespinasse, M. 2010b: Relationship between clay mineralogy, fluid inclusions and
K/Ar ages in the Triassic and Palaeogene hydrothermal alteration zones within the Variscan gránité of the Velence Mts. (W-Hungary).
— Acta Mineralogica-Petrographica Abstract Series (MECC 2010 conference, ELTE, Budapest), 6,p. 621.

Buda, Gy. 1969: Genesis of granitoid rocks of the Mecsek and Velence Mountains on the basis of the investigation of the feldspars. —
Acta Geologica Academiae Scientiarium Hungaricae 13, 131-155.

Buda, Gy. 1981: Genesis of the Hungárián granitoid rocks. —Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungaricae, 24/2-4, 309-318.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

55

Buda Gy. 1985: Origin of collision-type Variscian granitoids in Hungary, West Carpathian and Central Bohemian Plútón. — PhD.
dolgozat (kézirat), ELTE, Budapest, p. 95.

Bodnár, R. J. & Vityk, M. O. 1994: Interpretation of microthermometric data fór H 2 0-NaCl fluid inclusions. — In: De Vrvo, B. &
Frezotti M. L. (eds): Fluid inclusions in minerals: Method and applications. Short course ofthe working group (IMA) “Inclusions
in Minerals ”, 117-130.

Darida-Tichy, M. 1987: Paleogene andesite volcanism and associated rock alteration (Velence Mountains, Hungary). — Geologicky
Zbornik-Geologica Carpathica 38/1,19-34.

Davis, W. D., Lowenstein, T. K. & Spencer, R. J. 1990: Melting behavior of fluid incluisons in laboratory-grown halite crystals in the
systems NaCl-H 2 0, NaCl-KCl-H 2 0, NaCl-MgCl 2 -H 2 0, and NaCl-CaCl 2 -H 2 0. — Geochimica et Cosmochemica Acta 54,591-601.

Dudko, A. 1999: Geological map of pre-sarmatian surface of the Balatonfő-Velence area. — MÁFI, Budapest.

Dudko A., Daridáné Tichy M., Majkuth T. & Stomfai R. 1989: A kelet-velencei paleovulkán szerkezete. — Általános Földtani Szemle
24, 135-148.

Erdélyi, J. 1939: Dér Baryt und Hamatit von Nadap. — Földtani Közlöny 69/10-12,290-296.

Földváriné Vogl M. 1947: Színképanalitikai molibdén-meghatározások a Velencei-hegység kőzeteiben. — MÁFI Évi Jelentése B. 9
(1-6)21-38.

Gyalog L. & Horváth I. 1999: A Velencei-hegység földtani térképe. — MÁFI kiadvány, Budapest

Gyalog L. & Horváth I. 2004: A Velencei-hegység és a Balatonfő földtana. - Magyarázó a Velencei hegység földtani térképéhezés a
Balatonfő-Velencei-hegy ség mélyföldtani térképéhez. — MÁFI kiadvány, Budapest, 316 p.

Horváth I., Daridáné Tichy M. & Odor L. 1983 Magnezittartalmú dolomitos karbonatit (beforszit) telérkőzet a Velencei-hegységből.
— MÁFI Évi Jelentés 1981. évről, 369-388.

Horváth, I. & Odor L. 1984: Alkaline ultrabasic rocks and associated silicocarbonatites in the NE part of the Transdanubian Mts.,
Hungary. — Mineralia Slovacia 16,115-119.

Horváth I., Odor L. & Kovács L. 1989: A Velencei-hegy ségi gránit metallogéniai sajátosságai. — MÁFI Évi Jelentés 1987. évről, p.
349-366.

Jantsky B. 1952: A Velencei-hegység barit és fluorit előfordulásai. Magyarázó a barit- és fluoritkataszterhez. — Kézirat, Országos
Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest.

Jantsky, B. 1957: Geology of the Velence Mts. — Geologica Hungarica series Geologica 10,166 p.

Józsa S. 1983: Velencei-hegy ségi felszíni andezit kőzettani-geokémiai vizsgálata. — Szakdolgozat, ELTE Kőzettani és Geokémiai
Tanszék, Budapest, 107 p.

Koch S. 1985: Magyarország ásványai. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 562 p.

Loucks, R. R. 2000: Precise geothermometry on fluid inclusion populations that trapped mixtures of immiscible fluids. — American
Journal of Science 300,23-59.

Mauritz B. 1908: Új zeolith lelőhely. — Földtani Közlöny 28,190.

Molnár, F. 1996: Fluid inclusion characteristics of Variscan and Alpine metallogeny of the Velence Mts., W Hungary. — Plate Tectonic
Aspects ofthe Alpine Metallogeny int he Carpatho-Balkan Region Proceedings ofthe Annual Meeting-Sofia, 1996 UNESCO-IGCP
ProjectNo. 356,2,29-44.

Molnár F. 1997: Újabb adatok a Velencei-hegység molibdenitjének genetikájához: ásványtani és fluidumzárvány vizsgálatok a Retezi-
lejtakna ércesedésén. — Földtani Közlöny 127/1-2,1-17.

Molnár, F. 2004: Characteristisc of Variscan and Palaeogene Fluid Mobilization and Őre Forming Processes in the Velence Mts.,
Hungary: A Comparative Fluid Inclusion Study. — Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged 45/1, 55-63.

Molnár, F., Török, K. & Jones, P. 1995: Crystallization conditions of pegmatites from the Velence Mts., Western Hungary, on the hasis
of thermobarometric studies. — Acta Geologica Hungarica 38/1,57-80.

Molnár, F., Bajnóczi, B., Pécskay, Z., Prohászka, A. & Benkó, Zs. 2010: Hydrothermal alteration, fluid inclusions and stable isotopes
(O, H) in a porphyry and related epithermal system of the Palaeogene volcanic beit of the Alp-Carpathian Orogen (Velence Mts., W-
Hungary). —Acta Mineralogica-Petrographica Abstract Series (IMA 2010 conference, ELTE, Budapest), 6, p. 289.

Roedder, E. 1984: Fluid inclusions. — Reviews in Mineralogy 12,1-251.

Schafarzik F. 1908: Ásványtani közlemények. — Földtani Közlöny 38,590-592.

Spencer, R. J., Moller, N. & Weare, H. J. 1990: The prediction of mineral solubilities in natural waters: A Chemical equilibrum model
fór the Na-K-Ca-Mg-Cl-S0 4 -H 2 0 system at temperatures below 25 °C. — Geochimica et Cosmochimica Acta 54, p. 575-590.

Srodon, J. 1984: X-ray powder diffraction identification of illitic materials. — Clays and Clay Minerals 32/5,337-349.

Szádecky-Kardoss, E., Juhász, Á. & Balázs, E. 1969: Erláuterung zűr Karte dér Metamorphite von Ungarn. — Acta Geologica
Hungarica 13,359-383.

Uher, P. & Broska, 1.1994: The Velence Mts granitic rocks: geochemistry, mineralogy and comparison to Variscan Western Carpathian
granitoids. — Acta Geologica Hungarica 37/1-2,45-66.

Varjú, Gy. 1974: Javaslat a pirofillit előfordulás genetikai vizsgálatára és ezzel kapcsolatos kutatófúrások mélyítésére. — Kézirat, MÁFI

Vendl A. 1914: A Velencei-hegység geológiai és petrográfiai viszonyai. — Földtani Intézet Évkönyve 22/1,1-170.

Zhang, Y. G. & Frantz, J. D. 1987: Determination of the homogemization temperatures and supercritical fluids in the system NaCl-KCl-
CaCl 2 -H 2 0 using synthetic fluid inclusions. — Chemical Geology 64,335-350.

Kézirat beérkezett: 2011.05.03.

56

Benkó Zsolt et al.: A paleogén vulkanizmus hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi gránitra a Velencei-hegységben

A, Sárga hidrotermális breccsa a barittelértől északra / Yellow hydrothermal breccia northfrom the barite veins

B, Illites-kaolinites-szmektites átalakulást szenvedett gránit / Gránité with illite-kaolinite-smectite alteration

C, IA típusú másodlagos fluidumzárvány-együttes baritban. Az egyes zárványok folyadék/gőz fázisarányai változóak a
zárványegyüttesen belül, ami a fluidumok sekély mélységű fáziselkülönülését (felforrását) bizonyítja / Type IA secondary fluid inclusion
assemblage in barite. The vapour/liquid phase ratios ofthe inclusions in the same assemblage are variable, indicating shallow level
phase separation (boiling) ofthe parentfluid

D, IB típusú másodlagos fluidumzárvány együttes andezit kőzetalkotó kvarckristályában. Az egyes zárványok folyadék/gőz
fázisarányai változóak a zárványegyüttesen belül, ami a fluidumok sekély mélységű fázisszeparációját (felforrását) bizonyítja / Type IA
secondary fluid inclusion assemblage in the rockforming quartz crystals ofthe andesite. The vapour/liquid phase ratios ofthe inclusions
in the same assemblage are variable, indicating shallow level phase separation (boiling) ofthe parent fluid

E-F, HA típusú, másodlagos folyadékzárvány-együttes a gránit kőzetalkotó kvarckristályaiban. A folyadék/gáz fázisarány minden
zárványon belül egyenlő, ami a fluidumok homogén csapdázódását bizonyítja homogén anyaoldatból. / Type HA, secondary fluid
inclusion assemblage in the rockforming quartz crystals ofthe gránité. The equal liquid/vapor ratios indicate homogeneous entrapment
ofthe inclusions from a homogeneous parent fluid

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

57

I. tábla — Plate I

4Qjjm

4Q|jm

rokitam

^^íSrJan Geoloijjc.at

142/1, 59-66., Budapest, 2012

Helyszíni kőzetfeszültség mérési eredmények
a túlkonszolidált Kiscelli Agyag Formációban

Kálmán Eszter

info @ canterburyea.com

In situ measurements in the overconsolidated Kiscell Clay

Abstract

This study presents a generál genesis process with respect to overconsolidated soils, and alsó examines the effects of
the overconsolidated ratio to structures. It demonstrates the possible methods fór the determination of the values of the
overconsolidated ratio and of earth pressure at rest. The final part of the study considers the processing of the
measurement results used to determine the values of OCR (Overconsolidated ratio) and of Á 0 (Earth pressure at rest) in
the Kiscelli Clay Mari.

Keywords: overconsolidated clay, overconsolidated ratio, earth pressure cell, horehole cell, SBP - self-boring pressuremeter

Összefoglalás

A cikk bemutatja a túlkonszolidált képződmények keletkezését és a túlkonszolidáltság szerkezetekre gyakorolt
hatásait. Összefoglalja a túlkonszolidáltsági és a nyugalmi földnyomásérték meghatározásának lehetséges módjait,
nyomásmérő cellás mérést, a fúrólyukba helyezett nyomásmérő (borehole) cellás mérést és az önbefúró pressziométeres
mérést. Ezen eredmények felhasználásával a Kiscelli Agyag Formációban a túlkonszolidáltsági viszonyszám, OCR
(Overconsolidation ratio) és a nyugalmi földnyomási szorzó, Á 0 (Earth pressure at rest) értékeinek meghatározását
mutatja be a tanulmány.

Tárgyszavak: túlkonszolidált agyag, OCR - túlkonszolidáltsági fok, nyomásmérő cella, fúrólyukba helyezett nyomásmérőcella-rendszer,
önbefúró pressziométer

Bevezetés

A föld alatti terek kihasználásának kényszerű szüksé¬
gessége a nagyvárosok gyors ütemű fejlődésével együtt
növekedett az elmúlt évszázadban, és növekedésének üteme
napjainkban egyre gyorsul. A föld alatti terek beépítésével
együtt jár a talaj- és kőzetrétegek egyre szélesebb körű fel¬
tárása, megismerése. A túlkonszolidált talaj-* és kőzet¬
rétegekben kialakult jelentős vízszintes feszültség arány¬
talanul nagy vízszintes irányú többletterhelést jelent a
szerkezetekre.

A nyugalmi feszültségállapot, más kifejezéssel primer
feszültségállapot a kőzet- és talajmechanikában egyaránt az
emberi beavatkozástól mentes feszültségteret jelenti.
(Terzaghi 1943) Vannak egyszerűsítő feltételezések,

*A geotechnikában talajnak neveznek minden a felszínen, vagy a felszínközeiben települő
laza, üledékes kőzetet.

melyeket alkalmaz a talaj - és kőzetmechanika is a könnyebb
kezelhetőség érdekében Széchy (1961). Ilyen például az,
hogy a kőzettömeg homogén, izotróp és rugalmas. A primer
feszültségállapotot a kőzetek, talajok önsúlyterhelése mel¬
lett a tektonikai, szeizmikus, geohidrológiai, kémiai folya¬
matok összessége hozza létre. A nyugalmi földnyomási
szorzó meghatározása jelentős mértékben eltér a klasszikus
talajmechanika (Jáky 1944, 1948) és a klasszikus kőzet¬
mechanika esetében, ezt tükrözi az 1. ábra.

A vízszintes és a függőleges feszültségek meghatáro¬
zására a helyszíni, in situ feszültségmérések a legalkalma¬
sabbak, mivel ezek a mérések zavarják meg a lehető
legkevésbé a vizsgált talajréteg eredeti feszültségi állapotát
(Mayne & Kulhawy 1982).

Világszerte vizsgálják és vizsgálták a túlkonszolidált
talajokat, mely vizsgálatok eredményeinek reprezentatív
részét az I. táblázat tartalmazza.

60

Kálmán Eszter: Helyszíni kőzetfeszültség mérési eredmények a túlkonszolidált Kiscelli Agyag Formációban

I. táblázat. Túlkonszolidált kőzetek és talajok
Tahié /. Overconsolidated clays and rocks

Talaj megnevezése

Belső súrlódási
szög ([}

TiílkoiisznHdiiliság

OCR

Normálisan
konszolidál! Ik

(számított érték)

Túlkonsznlidált k n
(mért érték)

Referencia

London C’lay

20

44

0,65

2,4

PAKKY & Na 1 MR AJ AH

London Clay

17,5

32

0,66

1,9

ABDELHAMID &KREZCK

Wcald Clay

26,2

8,6

0,58

1,5

Skimpiün & Sowa

Rearpaw Sliale

15,5

32

0,7

1,8

BKOOKHIí & ÍKKLANI)

Drammen Clay

30,7

50

0,49

3,6

Brown

New York Varved Clay

20,9

20

0,67

2,0

Liaiiiíírs <6 Ladd

Hackemack Vallcy Varved Clay

19

4,1

0,65

1,0

Saxkna

Seattle Clay

28,8

8,4

0,65

1,8

Shcrif & Strazcr

Ilokkaiilo Clay

36,2

10,7

0,45

1,8

Mitagu & KllAUÜ

Porlíhmouth Clay

32

8

0,47

1,4

Simon cl al.

Boston ülne Clay

26,8

8

0,54

1.4

Ken NCR & Ladd

Chicago Clay

26,3

32

0,46

2,1

Brookhr & Lreland

Bombay Clay

24

24,4

0,63

2,3

KlJI KARNl

Moose Kiver Muskeg

47,7

13,6

0,3

2,1

Adams

Simpie Clay

23,1

24

0,61

2,1

Ladd

New Englatid Matiné Clay

32

16

0,5

2,2

Ladd

NewfieJd Clay

28,6

20

0,5

2,1

SlNGH

A kutatás során 3 különböző helyszíni vizsgálatsoro¬
zatot végeztünk a túlkonszolidáltsági viszonyszám és a
nyugalmi földnyomási szorzó meghatározására céljából;
földnyomásmérő cellás mérés, fúrólyukba helyezett nyo¬
másmérő cellás mérés, önbefúró pressziométeres (SBP —
selfboring pressuremeter) mérés (Schnaid 2009).

Geológiai környezet

Budapest budai oldalán jelentős területen felszín közeli
elhelyezkedésű a Kiscelli Agyag Formáció.

A kőzetréteg vastagsága általában 50-500 méter között
változik, de van olyan terület ahol elérheti az 1000 méteres
vastagságot is.

A Kiscelli Agyag Formáció a paleogén középső-oligo-
cén korszakában lerakodott tengeri üledékes kőzet. A
Földközi-tenger ősének számító Tethys tengerben rakódott
le, normálsós vízi körülmények között.

A Kiscelli Agyag Formáció geotechnikai
jellemzői

A Kiscelli Agyag Formáció a rátelepülő negyedidőszaki
képződmények hatására erősen konszolidálódott.

A Kiscelli Agyag Formációra települt nagyvastagságú
összletek később jelentős mértékben lepusztultak. Ennek a
lepusztulásnak eredményeként a Kiscelli Agyag Formáció
függőleges irányban megszabadult a ránehezedő terhe-

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

61

II. táblázat. Kiscelli Agyag Formáció talajfizikai tulajdonságai
Table II. Soil mechanics paraméter of the Kiscelli Clay

TiilajlipLJS

MSz. 14043-2-1979

EnroCodc 7

t érfoga (súly

YtlVml

Ttelsű súrlódási
szög P I J

Kijbé/íó

c

IkN/nrJ

Öss/íiiyiíTiiikJási

modulus

E ; [kN/nfJ

Kon/js/.tfincia index

Ml

Uézagtcnyezö [-J

Mállott zóna

2 |

20 23

50 100

7 10

>1

0,4 0,68

Repedezett zóna

2,2

25 28

420

15 20

>1,2

0,32 0,4

Lxpandációs határon túli,
ép zóna

2,3

35-50

400-1000

>1,3

0,18-0,32

léstől, és felső rétegei fellazultak, feszültségmente¬
sültek.

A Kiscelli Agyag Formációt nem tekinthetjük —
geotechnikai szempontból — homogén rétegnek, tervezés
és kivitelezés során figyelembe kell venni, hogy függőleges
irányban jellemzően három jól elkülöníthető zónára
tagolható: (II. táblázat) (Horváth 2005a-c)

Mállott zóna: E zónája a Kiscelli Agyag Formációnak a
tehermentesülés során teljesen elvesztette az átmeneti
kőzetekre jellemző kőzetekéhez hasonló tulajdonságait, és
plasztikus vagy ahhoz nagyon közeli állapotban van.

Repedezett zóna: A repedezett zóna tulajdonságai már
az ép zóna tulajdonságaihoz hasonlítanak, már nem figyel¬
hető meg plasztikus tulajdonság. A repedésekkel átszőtt
kőzettestek épek, nagy szilárdságúak.

Ép kőzettömeg, expandációs határon túli zóna: A
Kiscelli Agyag Formáció mélyebb rétegében már nem
érezhető az erózió hatása, a feszültségmentesülés, így e
zóna konzerválta az agyag eredeti talaj fizikai jellemzőit.
Természetesen az agyagrétegre rakódott egykori legna¬
gyobb terhelés, az abból származó maximális konszolidáció
is konzerválódott e zónában. Ennek a valaha létezett
legnagyobb terhelésnek a hatását nevezzük túlkonszo-
lidáltságnak.

Alkalmazott helyszíni vizsgálatok

Nyomásmérő cella

A Kiscelli Agyagban épülő alagútra ható feszültségek
meghatározása céljából földnyomásmérő cellákat épí¬
tettünk be az épülő Bocskai úti metróállomás szellőző
alagútja köré. A vizsgálat során a Glötzl cég által készített
radiális cellákat használtunk. Ezen cellák segítségével
meghatározhatóvá vált a kőzetkörnyezet által a lövellt-
beton-falazatra kifejtett erő értéke. A radiális cellák által
mért értékek feldolgozását követően kirajzolódott, hogy az
elkészült alagút környezetében a vízszintes és a függőleges
feszültségek értéke közel megegyezik (2. ábra). A radiális
cellák által mért feszültségértékek az alagútépítést követően
kialakuló feszültségátrendeződés miatt és a lövellt-beton-
falazat merevsége által jelentős mértékben befolyásoltak,
ezért ezen értékek csak közelítő, „gondolatébresztő” ered¬
ményekként lettek felhasználva.

Fúrólyukban elhelyezett
nyomásmérő cellarendszer (borehole cell)

A kutatás során beépítésre került egy fúrólyukba
helyezett nyomásmérő cellarendszer, mely egy fúrólyukba

2. ábra. Földnyomás mérő cellák elhelyezési vázlata és a radiális cellák által mért értékek
Figure 2. Places of the earth pressure cells with the measurment results

62

Kálmán Eszter: Helyszíni kőzetfeszültség mérési eredmények a túlkonszolidált Kiscelli Agyag Formációban

VÖ* V 45 >: V 90 c H0‘

4

3 2 1

«

u

!|>

s

M- ' -

j3. . . 1

T «

_

1

^ 1 __ 1

■t _ H*t „ Ht. L_

... 1

láöSmm- Fttjaa- -*

3. ábra. A fúrólyukba helyezett nyomásmérő cella vázrajza
Figure 3. Borehole cell

4. ábra. A nyomásmérő cellák és a fúrólyukba helyezett nyomásmérő cella elhelyezésének helyszínrajza
Figure 4. The borehole cell and the cross- section of the earth pressure at rest on the siteplan

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

63

telepített földnyomásmérő cellarendszer. A fúrólyukba
helyezett nyomásmérő cella, hasonlóan, mint a nyomásmérő
cellák, német gyártmányú, a Glötzl cég készítette (3. ábra).

A fórólyuk (borehole) cella elnevezés a beépítésre utal: a
cellarendszer fúrólyukba kerül beépítésre. A fúrólyukba
helyezett nyomásmérő cellarendszer egyedi cellák rend¬
szerét jelenti, így összeállításuk mindig az egyedi igények¬
hez alkalmazkodva történik. Jelen kutatás során használt
rendszer egy 5 cellából áll.

A vizsgálat célja a túlkonszolidált Kiscelli Agyagban
meghatározni a vízszintes és a függőleges feszültségek érté¬
két. A fúrólyukba helyezett nyomásmérő cellarendszer egy
feszültségektől mentes területen lett elhelyezve 15 méteres
mélységben, figyelve arra, hogy a mérőműszer átlagosnak
számító budapesti környezetbe legyen telepítve. E feltételeket
figyelembe véve a Bocskai úti metróállomás építésének
munkaterületén telepítettük a mérőműszert, melyet BC-1
jellel láttunk el (4. ábra). A beépítés során figyelni kellett arra,
hogy a műszer megfelelő távolságban legyen a résfalaktól,
melyek nagymértékben befolyásolnák a mérési eredmé¬
nyeket. Előzetes feszültségektől mentesnek tekintettük azon
kőzetkörnyezetet, mely egy átlagosnak számító budapesti
terület, melynek közvetlen környezetében nincsen mély¬
garázs vagy bármilyen más feszültségeket módosító ember
által alkotott szerkezet. A telepítési mélység az RQD-indexek
(kőzettagoltsági index) figyelembevételével került kiválasz¬
tásra. A műszer az ép kőzetkörnyezetbe lett elhelyezve.

A fúrólyukba helyezett nyomásmérő cellarendszer
2008. május 19-én került beépítésre és megfelelő átépítés és
védelem mellett mai napig mér.

Az első 7 hónapban naponta két alkalommal olvastuk le
a mérési eredményeket. Az első 7 hónapot követően napi
egyre csökkent a leolvasások száma az első év végéig. A
második évben tovább lehetett csökkenteni a leolvasások
számát heti egy mérésre. A leolvasások gyakorisága a beépí¬
tést követő másfél évvel kéthetente egy leolvasásra csök¬
kent.

Önbefúró pressziométer
(selfboring pressuremeter — SBP)

A budapesti önbefúró pressziométeres vizsgálatok a
Kiscelli Agyag túlkonszolidáltságának meghatározására
irányultak (Horváth & Cambridge Institut Ltd 2008a, b).

Az önbefúró pressziométer esetén a fúrólyuk elkészítése
után nincs lehetősége a kőzetkörnyezetnek az expandációra,
mivel a furat folyamatosan meg van támasztva a mérés
végéig. Ezzel az eszközzel minden esetben a valós in situ
feszültségeket tudjuk meghatározni.

A SBP egy speciális szerkezet, mely ötvözi a fúráshoz
megfelelő szerszámzatot és a pressziométert. A műszer 1,2
méter hosszú 83 mm átmérőjű eszköz, mely egy fúrókoro¬
nában végződik (5. ábra).

Maga a pressziométer 0,5 méter hosszú, poliuretán
membrán, melyet rozsdamentes acélköpeny véd. A memb¬
rán belsejében 6 irányú elmozdulásmérő műszer van
elhelyezve, melynek segítségével meg lehet határozni a

fúrólyuk falának elmozdulásait. A 6 irányú elmozdulásmérő
teszi lehetővé, hogy a mérés során a mért feszültségeknek a
nagyságán felül a vízszintes feszültség főirányát is meghatá¬
rozzuk. A vízszintesfeszültség-mérő műszer segítségével a
teljes vízszintes feszültséget tudjuk mérni, mely abban az
esetben, ha talajvíz vagy rétegvíz van jelen, nem a rétegben
felhalmozódott vízszintes feszültséget, hanem a réteg víz-

5. ábra. Önbefúró pressziométer
Figure 5. Selfboring pressuremeter

szintes feszültségét és a rétegben lévő víz feszültségét re¬
gisztrálja. Annak érdekében, hogy a talaj/kőzetréteg haté¬
kony feszültségét meg lehessen állapítani, a membránon
kívül 2 db pórusvíznyomás-mérő cella van elhelyezve, mely
a rétegben lévő víznyomásból származó semleges feszült¬
ség értékét hivatott meghatározni. A teljes vízszintes nyo¬
más, és a semleges feszültség ismeretében pedig a hatékony
vízszintes feszültség meghatározható.

Mérési eredmények értékelése

A kutatás során több mint két éven keresztül folytak a
helyszíni méréseket, hogy megállapíthassuk a Kiscelli
Agyagban az előterhelés okozta túlkonszolidáltság szintjét
és az ebből következő vízszintes feszültség értékét.

A Kiscelli Agyag túlkonszolidáltsági mértékének meg¬
határozására folytatott mérésekkel megállapítottuk, hogy a
Kiscelli Agyag Formáció a leülepedését követően közel 400
méter vastag fedőréteg alatt konszolidálódott, alakult át a
jelenleg ismert állapotára. A túlkonszolidáltság mértékének
meghatározására a fúrólyukba helyezett nyomásmérő cella¬
rendszer szolgáltatta a mérési eredményeket több, mint két
éven keresztül. Majd önbefúró pressziométeres vizsgálatok
eredményét feldolgozva további 3 helyszínen minden eset¬
ben 4 mélységben került meghatározásra az OCR értéke
(Clark 1995).

A Kiscelli Agyag Formáció jelentős túlkonszolidált¬
ságának mértéke, a mélység függvényében, 10 és 16 között
változik (6. ábra).

64

Kálmán Eszter: Helyszíni kőzetfeszültség mérési eredmények a túlkonszolidált Kiscelli Agyag Formációban

KE_F3- Kelenföld 2. vizsgálat; F0_F1 Fővám tér 1. vizsgálat) 8. ábra Vízszintes síkhoz tartozó feszültség ellipszis

- 2 ceL
■

4 ucll
ludl
■ -1 ocM

- -3 ce£l

--S

Figure 6. Overconsoildated ration (KE_F1 -Kelenföld station_Borehole 1, KE_F3 - Figure 8. Results in differente directions of the earth pressure of one point(15 m
Kelenföld station_Borehole 3; F0_F1 Fővám square station_Borehole 1) depth)

A nyugalmi vízszintes feszültség meghatározása a
fúrólyukba helyezett nyomásmérő cellarendszerrel végzett
méréssorozat és az önbefúró pressziométerrel végzett méré¬
sek eredményeinek felhasználásával történt. A mértékadó
feszültség a Kiscelli Agyag ép kőzettömegzónájában 4,62
bar, azaz 462 kPa.

Az önbefúró pressziométeres mérések eredményeként
megállapítható, hogy a nyugalmi vízszintes feszültség ér¬
téke 270 és 1100 kPa között változik a mélység függvé¬
nyében (7. ábra).

Vízszintes in-sitii feszültség a K

0 200 400 600 800 1000 1200

7. ábra. Vízszintes feszültség értéke a mélység függvényében (KE_F 1 Kelenföld
1. vizsgálat; KE_F3 Kelenföld 2. vizsgálat; F0_F1 Fővám tér 1. vizsgálat)
Figure 7. Horizontal earth pressure (KE_F1 Kelenföld station_Borehole 1, KE_F3
Kelenföld station_Borehole 3;F0_F1 Fővám square stationjíorehole 1)

A vízszintes metszet/sík 4 irányában történtek mérések a
feszültség értékének meghatározására. Elméletben a mért
feszültségértékeknek egy ellipszisen kell elhelyezkedniük.
A mérések igazolták, alátámasztották, a mért feszültség¬
értékek egy ellipszisen helyezkednek el. A kőzetkörnyezet
egy pontjában fellépő feszültségek feszültségellipszoidon
helyezkednek el.

A vízszintes metszetben mért értékek ellipszisének
nagytengelye északnyugati irányú. E megállapítás igazolja,
hogy a Kiscelli Agyag Formációban, a leülepedést követő
időben, a kialakult feszültségek módosultak. Ebben a tekto¬
nikának és a rétegre rakódott, majd lepusztult rétegeknek
volt a legjelentősebb hatása. A mérések a fúrólyukba helye¬
zett nyomásmérő cellarendszer segítségével 45°-os irányel¬
tolódásokkal egy adott mélységben történtek. Az önbefúró
pressziométerrel végzett vizsgálatsorozat mérési eredmé¬

0 1 X* 2 3 4

9. ábra. Nyugalmi földnyomás szorzó értéke a mélység függvényében (KE_F1
Kelenföld 1. vizsgálat; KE_F3 Kelenföld 2. vizsgálat; F0_F1 Fővám tér 1.
vizsgálat)

Figure 9. Coefficient of the earth pressure at rest in connection of the depth

nyei is hasonló eredményt hoztak, alátámasztva a megálla¬
pítást (8. ábra).

A nyugalmi földnyomási szorzóértékének meghatá¬
rozásához a fúrólyukba helyezett nyomáásmérő cellarend¬
szer által és az önbefúró pressziométer által mért eredmé¬
nyeket használtam fel. A vizsgálat során nemcsak a nyugal¬
mi földnyomási szorzóértékét határoztuk meg, hanem an¬
nak mélységbeli alakulását is.

A vizsgálat alapján megállapítható, hogy a Kiscelli
Agyagban a nyugalmi földnyomási szorzóértéke 1,2 és 2,5
között a mélység függvényében változik (9. ábra).

Következtetések

A kutatás során megállapítást nyert, hogy a klasszikus
talajmechanika és a klasszikus kőzetmechanika által alkal¬
mazott nyugalmi földnyomási szorzóérték meghatározása
nem alkalmazható a túlkonszolidált képződmények eseté-

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

65

ben. Abban az esetben, ha a túlkonszolidált talaj nyugalmi
feszültségeit szükséges meghatározni, még közelítő számí¬
tás sem javasolt a klasszikus talajmechanika vagy a klasszi¬
kus kőzetmechanikai szabályainak alkalmazásával.

A primer feszültségek meghatározására a helyszíni vizs¬
gálatok szolgáltatják a legpontosabb eredményeket. Ezek
közül azon méréseket javasolt alkalmazni, melyek esetében a
vizsgálandó kőzetkörnyezet nem képes expandálni.

A kutatás eredményként kimutatható, hogy a Kiscelli

Agyag Formáció erősen túlkonszolidált, melynek következ¬
tében a vízszintes irányú feszültség értéke 1,5-2-szerese a
függőleges irányú feszültség értékének.

Ezen eredmény nagyban befolyásolja a Kiscelli Agyag ép
zónájában építendő szerkezetek statikai erőhatásait.

A vizsgálatok során nyert eredmények szerint a Kiscelli
Agyag ép zónájában telepítendő szerkezetek tervezésekor
figyelembe kell venni a vízszintes és függőleges feszültség¬
értékek jelentős eltérését.

Irodalom — References

Clarké, B. G. 1995: Pressuremeters in Geotechnical Design. — Blackie Academic & Professional, an imprint of Chapman &Hall,
Glasgow, UK, 364 p.

Horváth T. 2005a: Budapest 4. metróvonal, I. szakasz; Összefoglaló mérnökgeológiai, hidrogeológiai és geotechnikai szakvélemény
2005, Kelenföld állomás. — Kézirat, Geovil Kft., 253 p.

Horváth T. 2005b: Budapest 4. metróvonal, I. szakasz; Összefoglaló mérnökgeológiai, hidrogeológiai és geotechnikai szakvélemény
2005, Bocskai út állomás. — Kézirat, Geoevil Kft., 253 p.

Horváth T. 2005c: Budapest 4. metróvonal, I. szakasz; Összefoglaló mérnökgeológiai, hidrogeológiai és geotechnikai szakvélemény
2005, Fővám tér állomás. — Kézirat, Geovil Kft., 39 p.

Horváth T. & Cambridge Insitut Ltd 2008a: Budapest Metró Line 4 Fővám tér állomás önbefúró pressziométeres vizságlata. — Kézirat,
Geovil Kft., 1. és 2. rész, 53 p.

Horváth T. & Cambridge Insitut Ltd 2008b: Budapest Metró Line 4 Kelenföld állomás önbefúró pressziométeres vizságlata. — Kézirat,
Geovil Kft., 44 p.

JákyJ. 1944: Talajmechanika. —Egyetemi Nyomda, Budapest, 15-40.

Jáky, J. 1948: New theory of earth pressure. — Proceedings ofthe 2ndICSMFE, Rotterdam, Hollandia

Mayne, P. W. & Kulhawy, F. H. 1982: „KO-OCR Relationships in Soil”. — Journal of the Geotechnical Engineering Division,
Proceedings of the American Society of Civil Engineers, ASCE, Vol. 108, No. GT6.

Schnaid, F. 2009: In Situ Testing in Geomechanics. — Taylor & Francis Group, London, UK and New York, 329 p.

Széchy K. 1961: Alagútépítéstan. —Tankönyvkiadó, Budapest, 671 p.

Terzaghi, V. K. 1943: Theoretical Soil Mechanics. —John Wiley and Sons, Inc., New York, 510 p.

Kézirat beérkezett: 2011.03.30.

Földtani Tár c .

MjM

fíliu 3ajiim GeolouK.al ^ t - 1íí|e ^

142/1,67-78., Budapest, 2012

Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész

Kessler Jenő 1 , Hír János 2

2310 Szigetszentmiklós, Ősz utca 14; kesslerJeno@yahoo.com
2 Pásztói Múzeum

The avifauna in North Hungary during the Miocéné. Part I.

Abstract

In this paper, the authors present the avian remains found at the Miocéné sites in North Hungary, írom Anseriformes
to Passeriformes. They give a summary of the details which have been published up to now with respect to recently
identified and revised remains írom the following ten sites: Ipolytarnóc and Litke 2 (Early Miocéné, MN 3, MN 4 and 5),
Mátraszőlős 1, 2 and 3; Felsőtárkány-Felnémet 2/3, 2/7 and Felsőtárkány 1, 2, 3/2, (Middle Miocéné, MN 7/8),
Felsőtárkány 3/8, 3/10, Egerszólát, Ádám Valley and Rudabánya (Laté Miocéné, MN 9); Rátka (Laté Miocéné MN 12
respectively MN 13). From this region, so far Kordos (1985,1987), Jánossy (1991), Gál, Hír and Kessler (2001 2009a,
b, 2010) have published their results concerning the avian remains from Ipolytarnóc, Rudabánya, Mátraszőlős 1, 2 and 3,
as well as Felsőtárkány, Litke 2 and Rátka. Earlier publications dealing with the remains have been recently revised.
Furthermore, recently excavated bones from Felsőtárkány-Felnémet and Egerszólát have alsó been identified.

When summarising the acquired data, it became apparent that the Miocéné avifauna of the region includes 13 orders,
20 families (one of them extinct), 27 genera (11 extinct) and 24 extinct species. Nine of these species have been
recognized in the Carpathian Basin. Eighteen taxa could be identified only to the level of eláss, order (1), family (7) and
genus (9), and 4 ichnotaxa (from Ipolytarnóc).

The most recently identified remains, which are presented in this paper, include 8 orders, 15 families, 8 genera (three of
them extinct), and 6 extinct species. From these, one genus and 17 species represent a new taxa to the Science. Seven taxa could
be identified only to the level of family (5) and genus (2). The new species to the Science are presented below.

The aforementioned, recently identified new fossd genera and species have been deseribed according to the following
characteristics (fór the abbrevations see the chapter entitled “Rövidítések”):

Ord. Anseriformes Wagler, 1831
Fám. Anatidae Leach, 1820
Subfam. Anserinae Vigors, 1825
Tadorna Okén, 1817

Tadorna minor n. sp.

Type locality and age : Mátraszőlős 3, Middle Miocéné (MN 7/8).

Holotype: cranial fragment of the left side of the coracoid (P 2010.20/1.)(P 2010.20/1.), {FigurelA, B).

Paratype: diaphysis and distal epiphysis from the right side of the tibiotarsus (P 2010.20/2) ( Figure 2A, B ).

Dimensions: 1. coracoid: C=5.82 mm; D=5.79 mm; E=4.38 mm; 2. tibiotarsus: E=4.55 mm; El=4.08 mm;

Comparative materiül: Tadorna tadorna (MTM, n=3), Tadorna {Casarca) ferruginea (MTM, n=2);

Diagnosis: a species suggesting the characteristics of Shelducks, bút with much smaller dimensions than more recent
species. The shape of acrocoracoideum ( Figure 1A, a) is similar to that found in the recent Tadorna species. Facies
articularis humeralis ( FigurelA, b ) projects and forms a regular arc on the médiai surface, similar to the more recent
Ruddy Shelduck ( Tadorna ferruginea ). In the Common Shelduck (T. tadorna ), this feature is wider and laterally
projecting. Sulcus m. supracoracoidei {Figure 1B, e) is straighter than in the Ruddy Shelduck. Facies articularis
scapularis {Figure 1A, c) is an óval depression, in contrast to the recent species where it is cone-shaped. Processus
procoracoideus {Figure 1A, d) is shorter and straighter than in the more recent species.

Etymology: the name refers to the small size of this species.

68

Kessler Jenő, Hír János: Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész

Ord. Ralliformes (Reichenbach, 1852)

Fám. Rallidae Vigors, 1825
Rallicrex Lambrecht, 1933

Rallicrex litkensis n. sp.

Type locality and age: Litke 2, Early Miocéné (MN 5).

Other sites and their age : Felsőtárkány-Felnémet 2/7 and Mátraszőlős 1, Middle Miocéné (MN 7/8).

Holotype : distal part of the left side of the tibiotarsus (Litke 2, P 2010.3), ( Figure 3).

Paratype : distal part of the left side of the ulna ( Figure 5 ) and ph. alae 1. dig. II. {Figure 6) (Mátraszőlős 1; P
2010.14/1-2.); ph. ungualis (Felsőtárkány-Felnémet; P 2010.27), {Figure 4),

Dimensions : 1. ulna: E=2.20; F=3.50 mm; G=3.65 mm; 2. ph. alae: A=7.80 mm; 3. tibiotarsus: F= 5.11 mm; G= 4.81
mm; 4. ph. ungualis: A=4.12 mm; B=1.93 mm; Comparative matériái: Rallicrex kolozsvarensis, R. polgardiensis
(MÁFI)

Diagnosis : according to the diagnosis of the genus, it shows transitional characteristics with recent genus Rallus and
Crex. Its sizes are similar to the species Rallicrex polgardiensis, bút it is older than this species. R. kolozsvarensis is even
older than our species.

Etimology: after of the name of the locality Litke.

Keywords: Neogene, Pannon Laké, Continental fauna, taxonomy, North Hungary

Összefoglalás:

Jelen dolgozatban a szerzők Észak-Magyarország miocén korú lelőhelyeinek madáranyagát mutatják be az Anseri-
formes rendtől a Passeriformesig. Összefoglalják a terület 10 ismert lelőhelyéről Ipolytarnóc (kora-miocén, MN 3, MN
4), Litke 2 (kora-miocén, MN 5); Mátraszőlős 1,2,3; Felsőtárkány-Felnémet 2/3,2/7 és Felsőtárkány 1,2,3/2, (középső¬
miocén, MN 7/8), Felsőtárkány 3/8, 3/10, Egerszólát, Ádám-völgy és Rudabánya (késő-miocén, MN 9); Rátka (késő¬
miocén MN 12 vagy MN 13). Az eddig publikált és az újonnan revideált, illetve meghatározott anyagokról szóló
információkat. Az idők folyamán erről a területről Kordos (1985, 1987), Jánossy (1991), Gál, Hír és Kessler (2001,
2009a, b, 2010) közölt meghatározott madáranyagot és fajlistát Rudabányáról, illetve Mátraszőlős 1,2 és 3-ról, valamint
Felsőtárkányról és Litke 2-ről, Rátkáról. Jelen dolgozatban ezeket az eredményeket egészítik ki a szerzők ezen anyagok
revideálásával, új anyagok meghatározásával és a Felsőtárkány-Felnémet és Egerszólát lelőhelyek anyagának azono¬
sítása révén nyert adatok közlésével.

Az adatok összesítése révén a terület miocén madárvilága eddig 13 rendet, 20 családot (1 kihalt), 27 nemet (11 kihalt)
és 24 kihalt fajt (ebből 9 a Kárpát-medence területéről lett leírva) képvisel. 17 taxon csak osztály, rend (1), család (7) és
nem (9) szintig lett azonosítva. Ezt egészíti ki az Ipolytarnócról leírt 4, lábnyom alapján határozott, ichnotaxon .

A jelen dolgozatban közölt új anyag 8 rend, 15 család, 8 nem (3 kihalt) és 6 kihalt faj révén van képviselve. Ebből 2
faj új a tudomány számára. Hét taxon csak család (5) vagy nem (2) szintig lett azonosítva.

Tárgyszavak: neogén, Pannon- tó, szárazföldi fauna, rendszertan, Észak-Magyarország,

Bevezetés

Észak-Magyarországon a neogén során döntő részt
tengeri üledékképződési környezet uralkodott. Szárazföldi
gerincesek maradványait megőrző szárazulati, mocsári,
édesvízi, vagy lagúnaüledékek az alsó-miocénben még igen
ritkák, majd a középső-miocéntől gyakoribbak. Az éghajlat
jóval melegebb volt a mainál (ezt tükrözi mind az egykori
növényvilág, mind az állatvilág, így a madárfauna ránk¬
maradt leletei is). Ez a tenger, illetve a tó kiterjedésére és
vissszahúzódására is utalhat, illetve annak a bizonyítéka is
lehet! A területről a következő lelőhelyek szolgáltattak
fosszilis madáranyagot a miocénből.

Kora-miocén

MN 3, MN 4 zóna

Ipoly tarnóc: A lelőhely Nógrád megye északi részén
helyezkedik el. A lábnyomokat 1900-ban fedezték fel.
Kordos (1985) publikálta az 1644 lábnyom feldolgozását,
amelyből 11 fajt különített el, közülük 4 madárfajt. 1984-
ben a Borókás-árokban levő Ipolytarnóc II. lelőhelyen

újabb 286 lábnyomot lehetett elkülöníteni és azonosítani.
Az előzőleg leírt négy madárfajból három (a Passeripedia
kivételével) itt is megtalálható.

Fajok: Avidactyla média, Ornithotarnocia lambrechti,
Passeripedia ipolyensis, Tetraornithopedia tasnadii
(Kordos 1985,1987).

MN 5 zóna

Litke 2: a lelőhely Nógrád megyében, Litke községtől
délre a Krétabánya-völgyben (vagy Krétás-gödörben) talál¬
ható. A völgy neve arra utal, hogy itt az 1920-as és 30-as
években mélyműveléssel finom kovaföldet bányásztak, me¬
lyet a helyi népi emlékezet krétaként őrzött meg. A diatomit
egy olyan sötétszürke agyagból és iszapból álló mocsári,
kontinentális képződménybe ágyazódik, mely a kárpáti és a
badeni tengeri ciklusok közé települ. A bánya közelében
gerinces csontmaradványokról először Bartkó (1949) tesz
említést. Hámor (1985) az édesvízi-szárazulati képződmé¬
nyeket a Fóti Formáció zárótagjaként értelmezte és a kárpáti
emeletbe sorolta. Újabb terepi vizsgálatok 2001 tavaszán
kezdődtek és 2004 júliusában sikerült az első pozitív mintát
gyűjteni, ami a Litke 1 lelőhely feltárásához vezetett (Hír &

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

69

Venczel 2007). 2008 nyarán a lelőhely kimerült és attól kb.
100 m-re DNy-ra a völgy jobb oldalán sikerült feltárni a Litke
2 lelőhelyet. Innen eddig egy madárleletet közöltünk: a Cyg-
nopterus neogradensis Kessler & Hír 2009 (Kessler & Hír
2009). A litkei lelőhelyek rétegtani kronológiai helyzetének
meghatározása szempontjából alapvető a Cricetodon meini
rágcsáló jelenléte, mely Európában mindenütt a késői MN 5
zóna faunáira jellemző (Daxner-Höck 2003).

Új madár határozások: Palaeortyx aff. phasianoides;
Palaeortyx gallica; Rallicrex litkensis n sp.

Középső-miocén

MN 7/8 zóna

1. Mátraszdlős: A község a magyar őslénytani szak-
irodalomban elsősorban a már felhagyott „Fehérkő-bánya”
miatt nevezetes, illetve a bánya Lajtai Mészkövéből előke¬
rült kora-badeni tengeri ősmaradványokról. A község
határában nagy területen térképezett „szárazulati szarmata”
képződmények ősmaradványanyagával behatóan senki sem
foglalkozott, noha Horusitzky (1942) felhívta a figyelmet a
Rákóczi kápolna alatti útbevágásban az édesvízi puha¬
testűek dúsulására. Az intenzív mintázásokat 1998-ban a
Hír kezdeményezte. A feltárómunka mind a mai napig tart.
Ezidáig három lelőhelyet ismerünk a fent említett földút
mentén, melyek közül a Mátraszőlős 1 és Mátraszőlős 2
lelőhelyek puhatestű- és kisgerinces anyagát már pub¬
likáltuk (Gál et al. 1999,2000). A különösen gazdag kétéltű-
maradványok feldolgozását Venczel (2004, 2008) közölte,
melyek között új fajokat is leírt: Palaeobatrachus híri,
Pelobates sanchizi, Carpathotriton matraensis. A Mátra¬
szőlős 3 lelőhelyet 2009-ben mintáztuk, anyaga jelenleg
feldolgozás alatt áll.

A mátraszőlősi lelőhelyek rétegtani, kronológiai
helyzete a következő tényekre alapul (Hír & Kókay 2004):

— késő-badeni puhatestűfauna,

— a rágcsálófaunában Megacricetodon minor, Demo-
cricetodon brevis és Democricetodonfreisingensis együttes
előfordulása. Svájci analógiák alapján ez az MN 7/8 zóna
korai szakaszára utal (Bolliger 1994).

la) Mátraszőlős 1: madáranyagát Gál és Kessler hatá¬
rozta meg: aff .Anhinga sp., Bucephala aff. c ereti, Clangula
sp.; Mergus sp.; Anatidarum sp. indet., Porzana aff. estra-
mosi, Rallus sp., Rallidae gén. et sp. indet., Charadriiformes
gén. et sp. indet., Passeriformes sp. ( Chloris-Pyrrhula +
Parus méret), (Gál et al. 1999), majd az újrahatározás során
Anas cf. velox, Clangula matraensis, Mergus minor , Galli¬
nago cf. veterior (Anatidarum indet helyett), Palaeortyx cf.
gallica , (a Charadriiformes gén. et sp. helyett!), Pteroclidae
sp. indet., Porzana matraensis {Rallus sp. helyett), Cuculi-
dae gén. et sp. indet. (Passeriformes indet. helyett), Aves
indet. (Kessler 2009a, b, 2010).

A legújabb vizsgálatok révén az eddig meghatározatlan
maradványokból a következő taxonokat sikerült azonosítani:
Phalacrocorax sp. indet.; Rallicrex litkensis n.sp.;

lb) Mátraszőlős 2: A madárleletekből a Proardeola
walkeri, Megapaleolodus goliath, Mionetta consobrina, cf.
Turdidae gén. et sp. indet., Passeriformes indet. (Gál et al.
2000), Palaeortyx sp. (P. prisca/phasianoides ) (Kessler
2009b) taxonokat sikerült azonosítani. A leletegyüttes
meghatározó jellegű taxonjai vízi illetve mocsári élőhelyre
utalnak. A nagy flamingó {Megapaleolodus) pedig spe¬
ciális jellegű sekélyvizű környezetre. A tyúkfélék egy része,
az énekesek és a meghatározatlan kakukk faj fás környe¬
zethez kötődnek, míg a fürjek és a pusztai tyúk, a nyílt füves
területhez.

Újrahatározás révén az eddig meghatározatlan marad¬
ványokból a következő taxonok kerültek leírásra: Ardeidae
gén. et sp. indet.; cf. Miogallus altus; Columbidae gén. et sp.
indet; Aves indet.

le) Mátraszőlős 3: az előbbi lelőhelyek környékének
újravizsgálata 2008 tavaszán történt meg, amikor a Mátra¬
szőlős 2 lelőhely ismételt feltárása mellett sikerült megtalálni
a Mátraszőlős 3 lelőhelyet. Ez mintegy 20 m-re található a
Mátraszőlős 2 lelőhelytől. Innen csupán egy madárcsont
származik amely Cygnopterus neogradensis Kessler & Hír
2009 néven lett leírva (Kessler & Hír 2009).

Új madármaradványok is határozásra kerültek: Paleo-
lodus ambiguus/crassipes, Tadorna minor n. sp., Anatidae
gén. et sp. indet., Aves indet.

2. Felsőtárkány : A község északi határában, a „Güdör-
kert” elnevezésű határrészben található lelőhelyről először
Schréter (1913) tudósított. A gerinces maradványokról az
első közlemény Éhik (1926) tollából született meg, majd a
20. század első felében előkerült gerinces leleteket Kretzoi
(1982) értékelte. A „Güdör-kert” szelvényéből gyűjtötte a
felsőtárkányi makroflórát Andreánszky & Kovács (1955).
A lelőhely hosszú időre feledésbe merült, majd 1999-ben
talált rá újra Hír. A 2000 és 2007 között folyó terepi munka
során, melybe 2003 és 2005 között a Torontói Egyetem
Embertani Tanszékének munkatársai is bekapcsolódtak
Dávid Begun vezetésével, a „Güdör-kert” eróziós árkaiban
öt csontmaradványokat tartalmazó lelőhelyet mintáztunk. A
Felsőtárkány 3/2, 3/8 és 3/10 lelőhelyek egy szelvényben
találhatók a „Güdör-kert” fő eróziós árkában. Ezek hely¬
színrajzát Hír & Kókay (2009, 2010) közölték. Ezek puha-
testű- és rágcsálóanyaga több dolgozatban is ismertetésre
került:

— Felsőtárkány 1: Hír & Kókay (2009), Hír et al (2001)
— Felsőtárkány 2: Hír & Kókay (2009)

— Felsőtárkány 3/2: Hír (2003, 2005), Hír et al (2001),
azonos a 20. század elején „Güdör-kert” néven leírt lelő¬
hellyel.

— Felsőtárkány 3/8: Hír & Kókay (in press)

— Felsőtárkány 3/10: Hír & Kókay, 2010
2002/2003 telén Felnémet és Felsőtárkány között az
országút ÉNy-i oldalán kerékpárút épült. Ennek során
lemetszettek két útmenti rézsűt. Közülük az alacsonyabb
(Felsőtárkányhoz közelebb eső) szelvényből két szintben is
sikerült gerinces leletanyagot gyűjteni (Hír 2006, 2007).
Ezek a Felsőtárkány-Felnémet 2/3 és a Felsőtárkány
-Felnémet 2/7 lelőhelyek.

70

Kessler Jenő, Hír János: Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész

A Felsőtárkány-Felnémet közötti szelvény rágcsálófau¬
náiból még egyértelműen középső-miocén (Astaracian,
MN 7/8) faunaelemek kerültek elő: Megacricetodon minor,
Megacricetodon germanicus, Cricetodon klariankae n. sp.,
Democricetodon brevis. A Felsőtárkányi-medence gerinces
faunáinak rétegtani-kronológiai helyzetét jelző tények az
alábbiak:

a) A „Güdör-kert” szelvényének lelőhelyeiről szarmata
korú puhatestűfaunát gyűjtöttünk.

b) A Felsőtárkány-Felnémet közötti szelvényből még
egyértelműen Astaracian (MN 7/8) faunaelemek kerültek elő
C Megacricetodon minutus, Megacricetodon germanicus,
Cricetodon klraiankae n. sp., Democricetodon brevis).

c) A „Güdör-kert” szelvényéből, különösen a Felső-
tárkány 3/8 és Felsőtárkány 3/10 faunákból már ismerünk
tipikusan Vallesian (MN9) elemeket: Glis vallesiensis,
Megacricetodon minutus, Microtocricetus molassicus.

d) A lelőhelyek döntő többségénél a Collimys dobosi a
domináns rágcsáló.

A vizsgálatok mai szintjén a felsőtárkányi faunákat Asta¬
racian-Vallesian átmeneti leletegyüttesekként értékeljük.

A „ Güdör-kert ” madáranyagát Gál és Kessler határoz¬
ták meg. (in: Hír et al. 2001): Miophasianus sp.; Turdus sp.;
Passeriformes indet.

3. Felsőtárkány-Felnémet lelőhelyről (2/3 és 2/7) a követ¬
kező taxonokat azonosítottuk: Ardeidae gén. et sp. indet;
Ciconiidae gén. et sp. indet.; cf. Miogallus altus; Rallicrex
litkensis n. sp.; Strigidae gén. et sp. indet., Aves indet.

4. Egerszólát, Ádám-völgy : A lelőhely kora Felsőtár-
kányhoz hasonlóan késő-szarmata-kora-pannóniai idő-
intervallumba tartozik. Sárgászöld, molluszkás, homokos
iszap az üledéke. Az ásatásokat 2005-ben végezte Hír (Hír
2011). A lelőhely rágcsálóanyaga csekély mennyiségű, de itt
is sikerült kimutatni a Megacricetodon minutus, Collimys
sp., és Anomalomy gaudryi taxonokat, melyek a Felső¬
tárkány 3/8 és 3/10 lelőhelyek faunáival való kronológiai
közelségre utalnak, így egy MN9 zónába való besorolás
megalapozott. Madáranyaga csak két karomcsont által
képviselt. Ezek jellegeik és méreteik alapján a fogoly
nagyságú tyúkfélékhez tartoznak (cf. Palaeortyx sp. indet).

Késő-miocén

MN 9 zóna

Rudabánya: Az emberszabásúak leleteiről neves lelő¬
hely, sok, de igen töredezett madáranyagot is szolgáltatott,
amelyet egyrészt Jánossy, majd Kessler határozott meg. A
fajlisták összetétele nyíltvízi fajok mellett, partmenti, mo¬
csaras területet kedvelő, valamint nyüt, füves élőhelyre
jellemző taxonokat jelez. A varjúfélék, a baglyok jelenléte
fás, illetve sziklaüregeket rejtő környezetet, míg a gyur¬
gyalag a fészkeléshez szükséges lösz vagy agyagfalat tételez
fel. A leírt fajok (a zárójelben lévő számok a lelőhelyeket
jelzik): Anas aff. velox, Anas sp. ( querquedula méret), Falco
sp., Miophasianus cf. medius, Palaeortyx sp. (phasiano-

ides-intermedius csoport), Miorallus sp., Strix aff. brevis,
Athéné sp., Acrocephallus sp., Locustella sp., Corvus sp.,
Aves sp. (Jánossy 1993), Anas velox (3), Palaeortyx gallica,
P. brevipes (2, 3), Tringa sp. ( T ochropus / T.glareola
méret), (2,3-4), Merops radobojensis (2), Miocorvus larteti
(3), Aves indet. (2), (Kessler 2009a, b; 2010). A Jánossy
által jelzett Miorallus sp. a M. major-nak felel meg, míg a
Palaoertyx anyagból el lehet különíteni a P. phasianoides és
a P. brevipes fajokat. A Corvus sp.-ből a Miocorvus larteti
lett meghatározva. (Kessler 2009b, 2010).

MN 12-13

Rátka: A Tokaj-hegyaljai településen, az Isten-hegyen,
szőlőművelés közben leltek rá az 1970-es években az eddigi
egyetlen magyarországi madárcsontváz lenyomatra, amely
Encsy György tállyai magángyűjtő birtokában van és a
magánmúzeumában van kiállítva. A koponya nélküli, de
egyébként szinte teljes csontváz, a Palaeocryptonyx hunga-
ricus Jánossy 1991 kihalt fürj fajt képviseli (Kessler 2009b).

Adatbázis, adatkezelés, módszer

A dolgozat madárésonttani terminológiájához Baumel
et al. (1979), a mérési módszereihez von den Driesch
(1976) munkáját használtuk, helyenként kibővítve. A
szárny- és lábujjpercek mérésekor Solti (1996) módszerét
alkalmaztuk.

Megjegyzés: az új fajok leírásánál, az összehasonlító
anyagok esetében, csupán egy-egy példány méretei vannak
megadva, tájékozódás céljából.

Rövidítések

A szövegben használt rövidítések: GL (A)=greatest
length (teljes hossz), Lm (B)=medial length (részleges
hossz), Bp (C)=breadth of the proximal end (a proximális
epifízis szélessége), Cl = thickness of the proximal end (a
proximális epifízis kisebbik szélessége); Dp (D)=depth of
the proximal end (a proximális epifízis vastagsága), SC(E)
=smallest breadth of the corpus (a diafízis legkisebb
szélessége), El= thickness of the corpus, and on carpo-
metacarpus: breadth of the metacarpus II. (diafízis
vastagsága, kézközépcsontnál a metacarpus vastagsága);
Bd (F)=breadth of the distal end (a disztális epifízis
szélessége), Dd (G)=depth of the distal end (a disztális
epifízis vastagsága.

MÁFI = Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest
(Geological Institute of Hungary, Budapest)

MTM = Magyar Természettudományi Múzeum Őslény¬
tani és Földtani Tár, Budapest (Hungárián Natural History
Museum, Budapest)

P, MMP = Pásztói Múzeum (Municipal Museum of
Pásztó).

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

71

Rendszertan

Pelecaniformes Sharpé, 1891
Phalacrocoracidae (Bonaparte, 1854)

Phalacrocorax Brisson, 1760

Phalacrocorax sp. indet.

Lelőhely és kor. Mátraszőlős 1, középső-miocén (MN 6-8).

Anyag: karomcsont (P 2010.13).

Méretek : phalanx ungularis A= kb. 6,50 mm.

Leírás: a karomcsont sérült állapota (az ízületi vég van
részben letörve) mindössze a nemig való azonosítást teszi
lehetővé.

Elterjedés: A Kárpát-medence miocénjéből mindössze
az ausztriai Grund alsó-miocénjéből (MN 5) ismert egy
lelet, egy töredezett epifízisű carpometacarpus révén. Ez a
Phalacrocorax intermedius (Milne-Edwards 1867) kihalt
fajhoz lett besorolva (Göhlich 2003).

Ord. Ardeiformes (Wagler, 1830)

Fám. Ardeidae Vigors, 1825

Ardeidae gén. et sp. indet. 1-2.

Lelőhely és kor. Felsőtárkány-Felnémet 2/3, Mátra¬
szőlős 2, zöld réteg, középső-miocén (MN 7/8).

Anyag: jobb oldali csűd, diafízistöredék (Felsőtárkány-
Felnémet, P 2010.24); karomcsont, lábujjperc (Mátraszőlős
2, P 2010.15).

Méretek: 1. tarsometatarsus: E: 7,92 mm; El= 4,99 mm; 2.
phalanx ungularis A= 4,08 mm; 3. phalanx pedis A= 6,72 mm.

Leírás: a három lelet két különböző méretű, gémféle
jellegekkel rendelkező madártól származik. A csűd dia-
fízistöredéke rendelkezik a gémfélék jellegeivel, de köze¬
lebbi meghatározásra alkalmatlan. Egy nagyobb termetű
gémfélétől származik. A karomcsont és a lábujjperc
viszont egy kisebb faj csontja. Nem- és fajszintig egyik
sem határozható meg, bár a kisebb faj akár a Kárpát¬
medencéből már ismert Proardeola walkeri Harrison,
1979 fajhoz is tartozhat.

Elterjedés: a család képviselői a paleogén végén jelen¬
nek meg a fosszilis anyagban a Proardea amissa (Milne-
Edwards 1892) faj révén, a franciaországi Quercy felső-
oligocénjében. (Milne-Edwards, 1892). Kistermetű képvi¬
selőjük, a Proardeola walkeri Harrison, 1979 Francia-
ország alsó-miocénjéből (MN 2) (Cheneval 1984a), vala¬
mint a Kárpát-medence középső-miocénjéből ismert:
Kőalja 2 (Subpiatra 2, Románia) (MN 6) és Mátraszőlős 2
(MN 6-8) (Gál et al. 2000, Kessler 2009a, Kessler &
Venczel 2009).

Fám. Ciconiidae Sundevall, 1836

Ciconiidae gén. et sp. indet.

Lelőhely és kor: Felsőtárkány-Felnémet 2/3, középső¬
miocén (MN 7/8).

Anyag: jobb oldali lábszárcsont, diafízistöredék (P
2010.25).

Méretek: E= 6,34 mm; El= 5,94 mm.

Leírás: a mai gólyákénál valamivel gracilisabb, de jelle¬
geiben megegyező tibiotarsus diafízismaradvány. Csak a
család jellegeit lehet rajta megállapítani.

Elterjedés: a család egyik korai képviselője Európából
a Grallavis edwardsi (Fydekker 1891), Franciaország
kora-miocénjéből (MN 2) (Fydekker 1891, Cheneval
1984b), valamint az Észak-Dunántúl (Máriahalom) késő-
oligocénjéből (MP 25) ismert (Kessler & Rabi, kézirat).
A másik ismert kihalt faj, a romániai Dél-Dobrudzsa
középső-miocénjéből (MN 8) leírt Ciconia sarmatica
Grigorescu & Kessler 1977 (Grigorescu & Kessler
1977).

Ord. Phoenicopteriformes Sharpé, 1891
Fám. Palaelodidae (Stejneger, 1885)

Palaelodus Milne-Edwards, 1863

Palaelodus ambiguus/crassipes
Milne-Edwards, 1863

Lelőhely és kor: Mátraszőlős 3, középső-miocén (MN
7/8).

Anyag: jobb oldali singcsont, diafízistöredékek (P
2010.19).

Méretek: E= 6,18 mm; El=6,21 mm; a diafízistöredékek
hossza: 88 és 46 mm.

Leírás: a hiányzó epifízisek és a diafízis töredezett¬
sége ellenére a singcsont keresztmetszetének jellegzetes
alakja alapján a flamingók rendjébe, a kihalt Palaelodidae
család úgyszintén kihalt nemébe sorolható. Ennek a nem¬
nek a típusfaja a Palaelodus ambiguus Milne-Edwards,
1863; míg a többi ismert faj: P. crassipes Milne-
Edwards, 1863; P. gracilipes Milne-Edwards, 1863. A
méretek alapján a P. ambiguus és a P. crassipes jöhet
számításba. Az előbbinél (n=145): E=4,78-6,50 mm; míg
az utóbbinál (n=14) E=5,92-7,26 mm (Cheneval 1983).
A nem fenti három faját azonban Mlíkovsky (2002) a
típusfajba egyesíti, a méretbeli eltéréseket intraspecifikus
jellegnek tekintve.

Elterjedés: a nem Franciaország felső-oligocénjéből
(MP 25-30): Chaptuzat, Perignat, Cournon, Pont-du-
Chateau, Ganat lelőhelyekről; Franciaország, Német¬
ország és Csehország alsó-miocénjéből (MN 1-4):
Saint-Gerand-le-Puy; Budenheim, Büchelberg, Mons-
heim, Ravolzhausen, Weisenau, Wiesbaden, illetve Dol-
nice; valamint Németország, Csehország és Románia
középső-miocénjéből (MN 5-8): Hahnenberg, Nördlin-
ger Ries, Steinberg; Frantiskovy Fázne, Fisov, iletve
Credinta; ismert (Mlíkovsky 2002). A romániai Cre-
dinta középső-miocén lelőhelyről leírt Grus miocenicus
Grigorescu & Kessler, 1977 fajt is ide sorolja
Mlíkovsky (2002).

72

Kessler Jenő, Hír János: Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész

Ord. Anseriformes Wagler, 1831
Fám Anatidae Leach, 1820
Subfam. Anserinae Vigors, 1825
Tadorna Okén, 1817

Tadorna minor n.sp.

Típuslelőhely és kor. Mátraszőlős 3, középső-miocén
(MN 7/8).

Holotípus: bal oldali hollóé sőre sont, craniális töredék
(P 2010.20/1), (7. ábra A, B).

Paratípus: jobboldali lábszárcsont, diafízis- és disztális
epifízistöredék (P 2010.20/2), (2. ábra A, B ).

1. ábra. Tadorna minor n. sp. bal oldali hollócsőrcsont craniális töredéke (P
2010 . 20 / 1 .)

A) dorsális nézet, a = acrocoracoideum, b = facies articularis humeralis, c = facies articularis
scapularis, d = processus procoracoideus, B) ventrális nézet, e = sulcus m. supracoracoidei

Figure 1. Tadorna minőm. sp. cranialfragment ofleft side coracoid(P2010.20/1.)
A) dorsal view, a = acrocoracoideum, b = facies articularis humeralis, c = facies articularis
scapularis, d = processus procoracoideus, B) ventral view, e=sulcus m. supracoracoidei

E

E

o

2. ábra. Tadorna minor n. sp. jobb oldali lábszárcsont diafízis és disztális
epifízis (P 2010.20/2.)

A) craniális nézet, B) caudális nézet

Figure 2. Tadorna minor n. sp. diaphysis and distal epiphysis from right side
tibiotarsus (P 2010.20/2.)

A) cranial view, B) caudal view

Méretek: 1. coracoideum: C (facies articularis humera¬
lis külső széle és a processus procoracoidalis hegye közt
mérve) = 7,95 mm; D (a processus acrocoracoidalis
szélessége) = 5,62 mm ; E=4,48 mm ; 2. tibiotarsus: E=4,55
mm; El =4,08 mm;

Összehasonlító anyag: Tadorna tadorna (MTM n=3),
Tadorna (Casarca)ferruginea (MTM n=2).

Diagnózis: Az ásóludak jellegeivel rendelkező, de a
recens fajoknál jóval kisebb méretekkel rendelkező kihalt faj;
az acrocoracoideum alakja (1A ábra, a) megfelel a recens
nemének; a facies articularis humeralis ( 1A ábra, b) a
medialis oldalon kiemelkedőbb és szabályos körívet képez,
hasonlóan a recens Casarca ferruginea- hoz, míg a recens T.
tadorna-nál ez szélesebb és a disztális végén megtörő vonalat
képez; a sulcus m. supracoracoidei oldalsó éle (1B ábra, e)
meredekebben kezdődik és húzódik, megfelelően a vörös
ásólúdénak; a facies articularis scapularis (1A ábra, c)
toj ásdad alakú mélyedés és nem kúpszerű, mint a recens
nemnél; a processus procoracoideus ( 1A ábra, d) rövidebb és
egyenesebb mint a recens nemnél.

Etimológia: a fajnév az új faj kis méreteire utal.

Leírás: a lelet morfológiai jellegei eltérnek az Anatinae
alcsalád nemeitől és megfelelnek az ásólúdakénak; méretei
viszont jelentősen kisebbek a recens fajokénál.

A recens fajok megfelelő méretei: 1. coracoideum:
Tadorna tadorna (MTM n=2): C=8,64-8,70 mm; D= 8,51—
8,58 mm; E=5,49-5,30 mm; Tadorna (Casarca) feruginea
(MTM n=l): C=10,50 mm; D= 10,54 mm; E=6,45 mm; 2.
tibiotarsus: Tadorna tadorna (MTM n=2): E=4,20-5,60 mm;
El=3,10-4,60 mm; Tadorna (Casarca) feruginea (MTM
n=2): E=4,60-6,15 mm, El=3,60-4,90mm.

Elterjedés: A nem a bulgáriai Dorkovo (Boev 1998) és a
franciaországi Perpignan (Depéret 1892,1897) alsó-pliocén-
jéből (MN 14, illetve MN 15), valamint a franciaországi felső-
pliocénből (MN 17): Chilhac 2, 3 (Boeuf & Mourer-
Chauviré 1992) ismert legkorábban. A Villány 3-ból (MN
17) Jánossy (1979) által leírt Anas submajor anyagából
Mlíkovsky (1982) kimutatta a Tadorna tadorna-í is, de az
anyag jelentős része az Anas major submajor (Jánossy, 1979)
alfajhoz tartozik (Kessler 2009a).

Anatidae gén. et sp. indet.

Lelőhely és kor : Mátraszőlős 3, középső-miocén (MN
7/8).

Anyag: bal oldali hollócsőrcsont, craniális töredék (P

2010 . 21 ).

Méretek: a coracoideum facies articularis humeralis-
ának hossza: 10,55 mm; szélessége: 6,71 mm.

Összehasonlító anyag: Anas plathyrhynchos (MTM n=
22), Tadorna tadorna (MTM n=3), Tadorna ( Casarca )
ferruginea (MTM n=2); Mergus merganser (MTM n=4).

Leírás : A rendkívül töredékes anyag csak a családhoz
való besorolást teszi lehetővé a facies articularis humeralis
alakja alapján. Méretei a nagyobb fajokénak, míg formája
inkább az Anas nemének felelnek meg. Az európai mio¬
cénből hasonló méretkategóriából a Mionetta robusta

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

73

(Milne-Edwards 1868) és az Anas sansaniensis Milne-
Edwards 1868 ismert (Saint-Gerand-le-Puy MN 2; Sansan
MN 6; Grive-Saint-Albán MN 7 franciaországi lelő¬
helyekről) (Milne-Edwards 1867-68; Cheneval 1987,
2000 ).

Ord. Galliformes (Temminck), 1820
Fám. Phasianidae Vigors, 1825
Palaeortyx Milne-Edwards, 1869

Palaeortyx aii. phasianoides Milne-Edwards, 1869/

syn. Palaeoperdix longipes Milne-Edwards, 1869 /
Coturnix longipes Mlíkovsky, 2002*

Lelőhely és kor. Litke 2, kora-miocén (MN 5).

Anyag: bal oldali hollócsőrcsont, cranialis töredék (P

2010 . 1 ).

Méretek : C=3,98 mm.

Leírás: a rendkívül töredékes leletből csak a tyúkfélék¬
hez való tartozást lehet biztosan megállapítani. Egyetlen
mérhető része a facies articularis humeralis szintjén a csont
szélessége. Ez megegyezik a nevezett fosszilis fajéval.

Elterjedés : Típuslelőhelye a franciaországi Grive-Saint-
Alban (felső-miocén, MN 8) (Milne-Edwards 1869-71).
Számos lelőhelyről jelezték a franciországi felső-oligocén
(MP 28) Desse-től kezdve (Mourer-Chauviré 1992),
Német- és Csehországon keresztül a Kárpát-medence felső¬
miocénjéig (Rudabánya, MN 9) (Jánossy 1993).

Palaeortyx gallica Milne-Edwards, 1869/
syn. Palaeortyx intermedia Ballmann, 1969 /
Coturnix gallica Mlíkovsky, 2002*

Lelőhely és kor. Litke 2, kora-miocén (MN 5).

Anyag: bal oldali felkarcsont, disztális töredék (P

2010 . 2 ).

Méretek : F=8,13 mm; G=3,96 mm.

Leírás: az előző fajnál kisebb méretekkel rendelkező
tyúkféle.

Elterjedés : az utóbbi fajhoz hasonló. A Kárpát-meden¬
céből az ausztriai Grund alsó miocénjéből (MN 5)
(Göhlich 2003), Mátraszőlős 1 középső-miocénjéből (MN
6-8), Rudabánya és Polgárdi felső-miocénjéből (MN 9,
illetve MN 13) (Kessler 2009b) ismert.

cf. Palaeortyx sp. indet.

Lelőhely és kor. Egerszólát Ádám-völgy, középső-mio¬
cén (MN 6-8).

Anyag: 2 karomcsont (P 2010.31/1-2.).

Méretek: A= kb. 5-6 mm; B=2,63-2,74 mm.

Leírás: jellegeiben kétségkívül a tyúkfélékhez tartozó
karomcsontok, míg méreteik a recens fogolynak felelnek

* Megjegyzés: Mlíkovsky (2002) a morfológiai egyöntetűségre hivatkozva valamennyi
Palaeortyx fajt és más kihalt nemeket összevonva, mindössze két kihalt taxont tart meg
faj szinten: Coturnix gallica, illetve C. longipes néven. Göhlich & Mourer-Chauviré
( 2005) kimutatták, hogy vannak olyan morfológiai jellegek, amelyek révén a közös név alá
vett nemek és fajok is jól elkülöníthetők és kiállnak az eredeti elnevezések mellett.

meg. Mivel a fosszilis nem fajaitól nem ismertek karom¬
csontok, viszont más ilyen jellegű és méretű nem tudo¬
másunk szerint a miocénban nem élt, ide soroltuk a marad¬
ványokat.

Miogallus Lambrecht, 1933

cf. Miogallus altus (Milne-Edwards, 1869)
syn. Phasianus altus Milne-Edwards, 1869;

Miophasianus medius (Milne-Edwards, 1869)

Lelőhely és kor: Felsőtárkány-Felnémet 2/7, Mátraszőlős
2, középső-miocén (MN 7/8).

Anyag: bal oldali lapockacsont (Felsőtárkány-Felnémet
2/3, P 2010.26); 5 lábujjperc (Mátraszőlős 2, P 2010.16/1-5).

Méretek: 1. scapula: B=13,73 mm; C=7,75 mm; E=6, 57
mm; 2. ph.pedis: 11,75; 10,29; 9,44; 9,11; 7,75.

Leírás: A lapockacsont acromion- ja részben hiányzik,
de a facies articularis humeralis és a tuberculum coraco-
ideum formája minden kétségen kívül a tyúkfélékre utalnak,
a csont méretei pedig a nagyobb közepes termetűekhez
sorolják be.

Elterjedés: Típuslelőhelye a franciaországi Sansan
(középső-miocén, MN 6). A hasonló méretű és jelleg¬
zetességekkel bíró fosszilis anyagokból számos fajt írtak le
Európa-szerte, Spanyolországtól Francia- és Németországon
át Törökországig, az alsó-miocéntól (MN 2-5) a felső¬
miocénnel bezárólag (MN 9) (Mlíkovsky 2002). A Kárpát¬
medence területéről a következő lelőhelyekről jelezték a
nemet: Dévényújfalu (Devinská Nová Vés, Szlovákia),
középső-miocén (MN 6-7) (Svec 1986, Mlíkovsky 2002);
Rudabánya, felső-miocén (MN 9) (Jánossy 1993).

Ord. Ralliformes (Reichenbach, 1852)

Fám. Rallidae Vigors, 1825
Rallicrex Lambrecht, 1933

Rallicrex litkensis n. sp.

Típuslelőhely és kor: Litke 2, kora-miocén (MN 5).

Más lelőhelyek és koruk: Felsőtárkány-Felnémet 2/7,
Mátraszőlős 1, középső-miocén (MN 7/8).

Holotípus: bal oldali lábszárcsont, disztális töredék
(Litke 2, P 2010.3), (3. ábra).

Paratípus: karomcsont (Felsőtárkány-Felnémet, P
2010.27), {4. ábra ); bal oldali singcsont (Mátraszőlős 1, P
2010.14/1), (5. ábra)\ bal oldali kézujjperc (Mátraszőlős 1, P
2010.14/2), (6. ábra).

Méretek: 1. tibiotarsus: F=5,ll mm; G=4,81 mm; 2. ulna:
E=2,20; F=3,50 mm; G=3,65 mm; 3. ph.alae: A=7,80 mm;
4. phalanx unghuis: A=4,12 mm; B=l,93 mm.

Összehasonlító anyag: Rallicrex kolozsvarensis és R.
polgardiensis (MAFI)

Diagnózis: A nem diagnózisnak megfelelően átmeneti
jellegeket mutat a Rallus és a Crex között. Méretben

74

Kessler Jenő, Hír János: Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész

3. ábra. Rallicrex litkensis n. sp. bal oldali lábszárcsont disztális része (P
2010.3)

Craniális nézet

Figure 3. Rallicrex litkensis n. sp. distalpart of left side tibiotarsus (P 2010.3)
Cranial view

4. ábra. Rallicrex litkensis n. sp. karomcsont (P 2010.27).
Figure 4. Rallicrex litkensis n. sp. phalanx ungularis (P 2010.27)

megfelel a későbbi R. polgardiensis-nek, de annál jóval
idősebb, a kolozsvári fajnál viszont jóval fiatalabb.

Etimológia: a Nógrád megyei Litke helység után elne¬
vezve.

Leírás: A töredékes disztális epifízis jellegei meg¬
egyeznek a R. polgardiensis fajéval, amelynél 8 db lelet
Polgárdiból és egy Beremend 26-ról ismert. A kolozsvári
leleteknél csak a tibiotarsus proximális epifízise ismert.
Méretek tekintetében a R. polgárdiensisnél az F=4,21-5,80
mm, míg a G=4,42-5,98 mm. Az új fajnál ezek a méretek
beillenek a mérethatárok közé. A Mátraszőlős 1 anyag
előzőleg a R. polgardiensis-hez lett sorolva (Kessler
2009b), de kora az új fajénak megfelelő. Valószínűsíthető,
hogy a három Kárpát-medencei Rallicrex faj az endemikus
nem egymást követő változatainak tekinthető és az
oligocéntól a pliocén végéig élt a területen.

5. ábra. Rallicrex litkensis n. sp. jobb oldali ulna, disztális töredék (P 2010.14/1.)
Figure 5. Rallicrex litkensis n. sp. distal part of left ulna (P 2010.14/1.)

E

E

6. ábra. Rallicrex litkensis n. sp. kézujjperc (P 2010.14/2.)

Figure 6. Rallicrex litkensis n. sp. phalange alae 1. dig. II. (P 2010.14/2.)

Elterjedés: a nem típuslelőhelye: Kolozsvár-Fellegvár
(Cluj-Cetatuie, Románia), középső-oligocén (MP 24),
(Lambrecht 1933). A típuslelőhelyen kívül Polgárdi felső¬
miocénjéből (MN 13) is leírták a nemnek egy másik tagját
Rallicrex polgardiensis Jánossy, 1991 néven (Jánossy

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

75

1991), Polgárdi 4, 5, felső-miocénjából (MN 13) (Kessler
2009b); de jelzik Csarnóta (MN 15-16) és Beremend 26
(MN 16), felső-pliocén korú lelőhelyekről is (Kessler
2009b).

Ord. Columbiformes (Latham, 1790)

Fám. Columbidae Illiger, 1811

Columbidae gén. et sp. indet.

Lelőhely és kor. Mátraszőlős 2, középső-miocén (MN
7/8).

Anyag: bal oldali lábszárcsont disztális töredéke (MMP
2010.17.).

Méretek : tibiotarsus E=2,49 mm; F=4,47 mm; G=ap. 3,4
mm.

Leírás: a lekopott condylusú disztális tibiotarsustöredék
főbb jellegeiben a galambfélékre hasonlít, de a mai Colum-
ba és Streptopelia nemektől eltér és inkább az utóbbi nem¬
mel mutat több azonossságot. Méretei is ennek felelnek
meg.

Elterjedés: a család képviselői mindössze az alsó-plio-
céntól ismertek Európa szerte. Legrégebbiek a Columba
omnisanctorum Ballmann, 1976 és a C. pisana (Portis,
1889) Olaszország alsó, illetve középső-pliocénjéből (MN
14-15, MN 15-16) (Portis 1889; Ballmann 1976).

Ord. Strigiformes (Wagler, 1830)

Fám. Strigidae Vigors, 1825

Strigidae gén. et sp. indet.

Lelőhely és kor. Felsőtárkány-Felnémet 2/3, középső¬
miocén (MN 7/8).

Anyag: karomcsont (P 2010.28).

Méret: A=kb. 9,00 mm.

Leírás: a karomcsont ízületi része hiányzik, de a magá¬
nak a karomnak a jellegei kis- vagy középtermetű bagolyra
utalnak. A középső-miocénből nem ismerünk bagolyfélét a
Kárpát-medencéből.

Elterjedés: a Kárpát-medence miocénjéből ismert ki¬
sebb termetű bagolyfélék a felső-miocénből (Rudabánya
MN 9 és Polgárdi MN 13) származnak. Ilyenek a: Intulula
brevis (Ballmann, 1969)/syn: Strix brevis Ballmann,
1869; illetve a Surnia robusta Jánossy, 1977 és Athéné
noctua veta Jánossy, 1992 (Ballmann 1969; Jánossy 1977,
1992; Kessler 2010; Mlíkovsky 2002).

Aves indet.

Lelőhely és kor. Mátraszőlős 2, zöld réteg; Mátraszőlős
3; Felsőtárkány-Felnémet 2/3; középső-miocén (MN 7/8).

Anyag: lábujjperc (8+1), csigolya (2).

Eredmények, következtetések

Elemezve a tíz észak-magyarországi neogén lelőhelyről
származó madárvilág fajlistáit, megállapíthatjuk, hogy az
adatok összesítése révén a terület miocén madárvilága 13
rendet, 20 családot (1 kihalt), 27 nemet (11 kihalt) és 24
kihalt fajt (ebből 9 a Kárpát-medence területéről lett leírva)
képvisel. 18 taxon csak osztály, rend (1), család (7) és nem
(9) -szintig lett azonosítva. Ehhez hozzáadódik még az
Ipoly tarnócról leírt 4 ichnotaxon.

A jelen dolgozatban közölt új anyag 8 rendet, 15
családot, 25 nem (3 kihalt) és 6 kihalt fajt képvisel. Ebből 2
faj új a tudomány számára. Hét taxon csak család (5) vagy
nem (2) -szintig lett azonosítva.

A fauna összetételét paleoökológiai szempontból vizs¬
gálva kiderül, hogy a meghatározott és a faj táblázatban is
szereplő 37 taxon (az ichnotaxonokat leszámítva) 57%-a (21
taxon) kimondottan vízi vagy vízparti, nádasokban élő fajo¬
kat képvisel. A füves vagy nyűt területeket 24% (9 taxon)
képviseli, míg 19% az erdős-sziklás területeket (7 taxon).
Ha a lábnyomokból határozott taxonokat is figyelembe
vesszük, akkor megállapíthatjuk, hogy a két vizes környe¬
zetere jellemző típuson (Avidactyla média, Ornithotarnocia
lambrechti ) kívül, jelen van az erdei tyúkféle ( Tetraornitho -
pedia tasnadii ), valamint az énekesek legelső magyaror¬
szági és egyben Kárpát-medencei képviselője is (Pás seri-
pedia ipolyensis ) képviselve van.

Ezen ökotípusok jellegzetes képviselői közt említjük:

— A vizes-nedves élőhelyekről: a kígyónyakú madarat
(. Anhinga ), a kárókatonát ( Phalacrocorax ), az apró kihalt
gémfélét ( Proardeola ), a két flamingófélét ( Megapalaelodus,
Palaelodus ), a kis hattyúfélét ( Cygnopterus ), a kihalt réce¬
féléket ( Tadorna minor, Anas velox, Clangula matraensis,
Mionetta concobrina, Mergus minor, Bucephala cereti ), a
guvatokat és vízicsibéket ( Rallicrex, Miorallus, Porzana ),
lilealkatúakat ( Tringa, Galinago ), valamint az azonosítatlan
gém- és gólyaféléket (Ardeidae indet, Ciconiidae indet).

Kb. 40%-ot képviselnek a nyíltvíziek és 60%-ot a
nádasokhoz és a parti sekély vizekhez, mocsaras területekhez
kötöttek. A nyíltvíziek közül a kígyónyakú madár éghajlat¬
jelző (ma csak a trópusokon él), míg a flamingók jellegzetes
vízi környezetet igényelnek (lúgos vagy brakk vizet, a
táplálékául szolgáló sóférgek vagy moszatok miatt). A káró¬
katona, a búvár- és a bukórécék {Bucephala, Clangula,
Mergus) jelenléte az aránylag nagyobb vízmélységet jelzi.

A guvatfélék a gazdag vízparti növényzetet (nádas,
gyékényes-kákás), míg a gém-, gólya- és lilefélék a nyílt,
sekély vizű partokat jelzik.

— A füves, nyílt élőhelyekre elsősorban a kisebb és
nagyobb termetű tyúkfélék ( Palaeortyx, Palaeocryptonyx
és a Miogallus), a bizonytalan pusztai tyúk (Pteroclidae
indet), a lösz- vagy agyagfalat igénylő gyurgyalag {Merops
radobojensis ), valamint a fákon vagy sziklás területen fész¬
kelő, de nyűt élőhelyen táplálkozó vércse-/sólyomféle
(Falco sp.) a jellemzőek.

— Az erdős-sziklás élőhelyekről említhetők egyrészt az
azonosított, vagy csak nemig meghatározott tyúkfélék

76

Kessler Jenő, Hír János: Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész

( Miogallus ), valamint a bagolyfélék (Strix és Athéné ), a
galambféle (Columbidae) és a kakukkféle (Cuculidae).

A fenti megállapítások a tengeri és tavi partvidékének
változatos ökológiai viszonyait tükrözik. Összehasonlítva a
hasonló korú európai lelőhelyekkel (Mourer-Chauviré
1995, Mlíkovsky 2002) megállapítható, hogy míg az alsó-
miocénban még jelentős mértékben előfordulnak a nyugat¬
európai lelőhelyekre jellemző taxonok, addig ezek száma a
középső-miocénra már mérséklődik és egyre inkább az
endemikus formák kerülnek többségbe a foszilis anyagban.

Köszönet nyilvánítás

Köszönetünket nyilvánítjuk Gasparik Mihálynak a
MTM Föld-és Őslénytára gerinces gyűjteménye kurá¬
torának az összehasonlító anyag rendelkezésre bocsátásáért,
valamint Gál Erikának hasznos észrevételeiért.

A Hír János által végzett terepi gyűjtőmunkákat a
T 046719 és a T029148 sz. már lezárt OTKA témák
támogatták.

Irodalom — References

Andreánszky G. & S. Kovács É. 1955: Szarmata flóra Felsőtárkányból (Heves M.). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 44,
42-55.

Ballmann, P. 1969: Die Vögel aus dér altburdigalen Spaltenfüllung von Wintershof (West) bei Eichstátt in Bayern. — Zitteliana 1,5-61.

Ballmann, P. 1976: Fossile Vögel aus dem Neogen. dér Halbinsel Gargano (Italien), zweiter Teil. — Scripta Geologica 38, 1-59.

Bartkó L. 1949: A salgótarjáni barnakőszén-medence ÉNy-i részének földtani viszonyai. — Kézirat, Magyar Állami Földtani Geofizi¬
kai és Bányászati Adattár, 10.633.

Baumel, J. J., King, A. S., Lucas, A. M., Breazile, J. E. & Evans, H. E. 1979: Nomina anatomica avium. — Acad. Press., London

637 p.

Boeuf, O. & Mourer-Chauviré, C. 1992: Les oiseaux d’age Pliocéne de Chilhac, Haute-Loire, Francé. — Comptes-Rendus des Séances
Hebdomadaires de l’Académie des Sciences (Paris) (2) 314, 1091-1096.

Boev, Z. N. 1998: Fossil birds of Dorkovo - an early Pliocene site in the Rhodope Mts. (Southern Bulgária). — Geologica Balcanica 28,
53-60.

Boev, Z. N. 2000: Neogene avifaunas of Bulgária. — Vertebrata Palasiatica 38 (Supplement), 2-3.

Bolliger T. 1994: Die Obere Süsswassermolasse in Bayern und dér Ostschweiz: bio- und lithostratigraphische Korrelationen. —
Mitteilungen. dér Bayerische Staatssamlungfür Palaontologie und Historische Geologie 34, 109-144.

Cheneval, J. 1983: Révision du gen.re Palaelodus Milne-Edwards, 1863 (Aves, Phoenicopteridae) du gisement aquitanien de Saint-
Gérand-le-Puy (Allier, Francé). — Géobios 16, 179-191.

Cheneval, J. 1984a: Les oiseaux aquatiques (Gaviiformes r Anseriformes) du gisement aquitanien de Saint-Gérand-le-Puy (Allier,
Francé): révision systématique. — Palaeovertebrata 14, 33-115.

Cheneval, J. 1984b: Grallavis edwardsi (Lydekker, 1891), nouveau genere d’oiseau (Ciconiiformes) du gisement aquitanien de Saint-
Gérand-le-Puy (Allier, Francé). — Bulletin de la Société Linnéenne de Lyon 2, 43-60.

Cheneval, J. 1987: Les Anatidae (Aves, Anseriformes) du Miocéné de Francé. Révisionsystématique et évolution.—In: Mourer-Chauviré
C. (ed.): L’évolution des oiseaux d’aprésle témoignage desfossiles. Documents du Laboratoire de Géologie de Lyon 99,137-157.

Cheneval, J. 2000: L’ avifaune de Sansan. — In: Ginsburg, L. (ed.): La fauné miocéné de Sansan (Gers) et són environment. Mémoires
du Muséum National d’Histoire Naturelle (Paris) 183, 321-388.

Daxner -Höck, G. 2003: Cricetodon meini and other rodents írom Mühlbach and Grund, Lower Austria (Middle Miocéné, laté MN5).
—Annáién des Naturhistorischen Museums in Wien 104 A, 267-291.

Depéret, C. 1892: Sur la fauné d’oiseaux pliocénes du Roussilon. — Comptes Rendus des Séances Hebdomadaires de l’Académie des
Sciences (Paris) 114, 690-692.

Depéret, C. 1897: Les animaux pliocénes du Roussilon. — Mémoires de la Société Géologique de Francé, Paléontologie 3, 1-198.

Driesch, A. von den 1976: A guide to the measurements of animal bones from archaeological sites. — Peabody Museum Bulletin 1,135 p.

Éhik, Gy. 1926: The right interpretation of the cheekteeth tubercles of Titanomys. — Annales Musei-Natural History Hungary, Budapest,
23, 178-189.

Gál, E., Hír, J., Kessler, E., Kókay, J., Mészáros, L. Gy. & Venczel, M. 1999: Középső-miocén ősmaradványok a Mátraszőlős,
Rákóczi kápolna alatti útbervágásból. I. A Mátraszőlős 1. lelőhely [Middle Miocéné fossils from the road cut at Mátraszőlős, Rákóczi
kápolna. I. The Mátraszőlős 1 st locality]. — Fólia Historico-naturalia Musei Matraensis 23, 33-78.

Gál, E., Hír, J., Kessler, E., Kókay, J. & Venczel, M. 2000: Középső-miocén ősmaradványok a Mátraszőlős, Rákóczi -kápolna alatti
útbevágásból. II. A Mátraszőlős 2. lelőhely [Middle Miocéné fossils from the road cut at Mátraszőlős, Rákóczi -kápolna II. The
Mátraszőlős 2 nd locality]. — Fólia Historico-naturalia Musei Matraensis, 24, 39-75.

Göhlich, U. B. 2003: The avifauna of the Grund Beds (Middle Miocéné, Early Badenian, northern Austria). — Annáién des
Naturhistorischen Museums in Wien 104A, 237-249.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

11

Göhlich, U. B. & Mourer-Chauviré, C. 2005: Revision pf the Phasianids (Aves: Galliformes) from the Lower Miocéné of Saint-
Gérand-le-Puy (Allier, Francé). —Paleontology 48/6, 1331-1350.

Grigorescu, D. & Kessler, E. 1977: The middle Sarmatian avian fauna of South Dobrogea. — Revue Roumaine de Géologie,
Géophysique et Géographie (Géologie) 21, 93-108.

Hámor, G. 1985: Geology of the Nógrád-Cserhát area. — Geologica Hungarica series Geologica 22, 1-307.

Hír, J. 2003: The Middle Miocéné (Laté Astaracian, MN 7-8) rodent fauna of Felsőtárkány 3/2 (Hungary). — Acta Palaeontologica
Romániáé, Cluj, 5,125-136.

Hír, J. 2005: Collimys dobosi n. sp. (Cricetidae, Mammalia) from the Laté Astaracian (MNvertebrate fauna of Lelsőtárkány 3/2
(Northern Hungary). — Fragmenta Paleontologica Hungarica 23,5-18.

Hír, J. 2010: A Mátraszőlős 3. ősgerinces lelőhely későbádeni (MN 7/8) korú rágcsálófaunája. —A NógrádMegyei Múzeumok Évkönyve
34, 213-234.

Hír, J. 2011: Középső-miocén aprógerinces leletek Egerszólát környékéről. — Agria, az egri Dobó István Vármúzeum Évkönyve 47, 9-19.

Hír, J. & Kókay, J. 2004: Middle Miocéné molluscs and rodents from Mátraszőlős (Mátra Mountains, Hungary). — Fragmenta
Palaeontologica Hungarica 22, 83-97.

Hír, J. & Kókay J. 2009: Middle Miocéné molluscs, lagomorphs and rodents from Lelsőtárkány 1 and 2. — Fragmenta Palaeontologica
Hungarica 27, 81-89.

Hír, J. & Kókay, J. 2010: A systematic study of the middle-late Miocéné rodents and lagomorphs (Mammalia) of Lelsőtárkány 3/8 and
3/10 (Northern Hungary) with stratigraphical relations. — Geodiversitas 32/2, 307-329.

Hír, J. Kókay, J., Venczel, M., Gál, E. & Kessler, E. 2001: Előzetes beszámoló a felsőtárkányi „Gödör-kert” őslénytani lelőhely
komplex újravizsgálatáról. — Fólia Historico-Naturalia Musei Matraensis 25,41-65.

Hír, J. & Venczel, M. 2007: Előzetes beszámoló a litkei Krétabánya-völgyben végzett őslénytani ásatás eredményeiről [A preliminary
report ont he results of the paleontological excavations int he Krétabánya Valley at Litke]. —Archaeometriai Műhely 2007/1, 59-66.

Horusitzky, F. 1942: Geologische Studien aus dem Südlichen Cserhát. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Jelentése az 1936-38.
évekről 2, 561-624.

Jánossy, D. 1977: Plio-pleistocene Bird Remains from the Carpathian Basin. III. Strigiformes, Falconiformes, Caprimulgiformes,
Apodiformes. —Aquila 84,9-36.

Jánossy, D. 1979: Plio-pleistocene Bird Remains from the Carpathian Basin. IV. Anseriformes, Gruiformes, Charadriiformes,
Passeriformes. —Aquila 85,11-39.

Jánossy, D. 1991: Laté Miocéné bird remains from Polgárdi (W Hungary). — Aquila 98, 13-35.

Jánossy, D. 1992: Lower Pleistocene Bird Remains from Beremend (S Hungary, Loc. 15. and 16.). —Aquila 99, 9-25.

Jánossy, D. 1993: Bird remains from the Upper Miocéné (MN9) of Rudabánya (N Hungary). — Aquila 100, 53-70.

Kessler J. 2009a: Új eredmények a Kárpát-medence neogén és negyedidőszaki madárvilágához, I. — Földtani Közlöny 139/1, 67-82.

Kessler, J. 2009b: Új eredmények a Kárpát-medence neogén és negyedidőszaki madárvilágához, II. — Földtani Közlöny 139/3, 251-271.

Kessler, J. 2010: Új eredmények a Kárpát-medence neogén és negyedidőszaki madárvilágához, III. — Földtani Közlöny 140/1, 53-72.

Kessler, J. & Hír, J. 2009: A new Anserid species from the Neogen.e of Hungary. — Fragmenta Paleontologica Hungarica 27, 97-101.

Kessler J. & Rabi M. 2010: Máriahalom felső oligocén madárfaunája. — Kézirat.

Kessler, E. & Venczel, M. 2009: Bird remains from the Middle Miocéné of Subpiatra (W Románia). — Nymphaea. 36, 27-36.

Kordos L. 1985: Lábnyomok az Ipolytarnóci alsó-miocén korú homokkőben. — Geológia Hungarica, series Paleontologica 46, 257-415.

Kordos, L. 1987: Neogene vertebrate biostratigraphy in Hungary. — In: Deák, M. (ed.): VIII. congress ofthe régiónál committee on
mediterranean Neogene stratigraphy. Annales Instituti Geologiei Publici Hungarici 70, 393-396.

Kretzoi M. 1982: Hipparion-fauna leletek a Kárpát-medence pannóniai képződményeiből (Fontosabb szórványleletek a MÁFI gerinces
gyűjteményében, 7. közlemény). —A Magyar Állami Földtani Intézet Jelentése az 1980. évről, 385-394.

Lambrecht, K. 1933: Handbuch dér Palaeornithologie. —Berlin, Gebrüder Borntraeger, 1024 p.

Lydekker, R. 1891: Catalogue ofthefossil birds in the British Museum (Natural History). — London: British Museum (Natural History),
368 p.

Milne-Edwards, A. 1867-1868: Recherches anatomiques etpaléontologiquespour servir á l’histoire des oiseauxfossiles de la Francé.
Vol. 1. Paris, Victor Masson et Fils, 472 p. +96 pls.

Milne-Edwards, A. 1869-1871: Recherches anatomiques et paléontologiques pour servir á l’histoire des oiseauxfossiles de la Francé.
Vol. 2. Paris, G. Masson, 627 p. + 97 pls.

Milne-Edwards, A. 1892: Sur les oiseaux fossiles des dépots éoccnes de phosphate de chaux du Sud de la Francé. — In: Sclater, P. L.
(ed.): Comptes Rendus du Second Congrés Ornithologique International, 60-80. Budapest.

Mlíkovsky, J. 1982: Taxonomische Identitát dér Anas submajor Jánossy, 1979 (Aves: Anseriformes) aus dem Oberpliozán Ungarns. —
Vestník Ceskoslovenské Spolecnosti Zoologické 46, 199-202.

Mlíkovsky, J. 2002: Cenozoic Birds ofthe World. Part 1. Europe. — Ninox Press, Praha, 407 p.

Mourer-Chauviré, C. 1992: Les Galliformes (Aves) of Phosphorites du Quercy (Francé). Systematics and Biostratigraphy. — In:
Campbell, K. E. (ed.): Papers in avian paleontology honoring Pierce Brodkorb. —Natural History Museum of Los Angeles County.
Science, Series 36,37-95.

Mourer-Chauviré, C. 1995: Dynamics of the avifauna during the Paleogene and the early Neogene of Francé. Settling of the recent
fauna. —Acta Zoologica Cracoviensia 38,325-342.

Portis, A. 1889: Gli ornitoliti dél Valdarno superiore e di alcune altre localite plioceniche di Toscana [Ornitholiths from the upper
Valdarno and somé other Pliocene localities of Tuscany.] — Memorie Régió Istituto di Studi Superiori e Practici (Firenze) 1889,
1 - 20 .

78

Kessler Jenő, Hír János: Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész

Schréter Z. 1913: Eger környékének földtani viszonyai. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Jelentése 1912-ről, 130-149.

Solti, B. 1996: The Comparative Osteomorphological Study of the European Small-statured Falcons (Aves: Falconidae). — Fólia
Historico Naturalia Musei Matraensis 21,5-282.

Svec, P. 1986: The fossil pheasant (Aves, Phasianidae) írom the upper Miocéné of Dévínská Nová Vés (Slovakia). — Casopis pro
Mineralogii a Geologii 31,83-88.

Venczel, M. 2004: Middle Miocéné anurans írom the Carpathian Basin. — Palaeontographica A, Stuttgart, 271,151-174. Stuttgart.
Venczel, M. 2008: A new salamandrid Amphibian from the Middle Miocéné of Hungary and its phylogen.etic relationships. — Journal
ofSystematic Palaeontology, London, 6/1,41-59.

Kézirat beérkezett: 2010.08. 31.

Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről

Keresztúri Ákos

Konkoly Thege Miklós Csillagászati Intézet. Csillagászati és Földtudományi Kutatóközpont
keresztúri @ konkoly.hu

Selected issues on the tectonic structures beyond the Earth

Abstract

Apart írom the Earth, tectonic structures are present on several planetary bodies in the Solar System. Parallel
magnetized basaltic stripes with an alternating polarized direction on Mars could be the result of ancient spreading of the
lithosphere; this could alsó be the case with the parallel stripes having different colour and albedo along extensional faults
on Európa and Ganymedes. Rift-like ridges with cross-sections that resemble mid-oceanic ridges are present on Venus,
and they alsó indicate signs of possible subduction. Furthermore, there are examples of reál 'polar wandering', e.g. the
rotation of the whole lithosphere on Earth, Mars, Európa and Titán. Compressional features are alsó visible on several
planets, including tesserae on Venus; these tesserae — beyond their fractures and elevated topography — show sings of
geochemical fractionation, partly resembling the blocks of Continental crust on Earth. In addition to the above-mentioned
examples, tectonic features are alsó present on asteroids. These examples from other features of the Solar System help to
make Earth Science formation models more accurate, and they could alsó be used to make enrich the contents of
university courses.

Keywords: Európa, Ganymedes, Mars, Moon, spreading, 'polar wandering', strike-slip fault, subduction, tectonism, Titán, Venus

Összefoglalás

Tektonikus alakzatok bolygónkon kívül a Naprendszer számos égitestén azonosíthatók. A földi szétterüléshez
(spreadinghez) hasonló egykori folyamatra utalnak a Mars váltakozó irányban mágnesezett párhuzamos kőzetsávjai,
valamint az Európa és Ganymedes tágulásos zónáiban lévő, eltérő színű és albedójú párhuzamos sávok is. A Vénuszon a
földi óceánközépi hátságokhoz hasonló domborzatprofilú, rift jellegű vonulatokon tágulás nyomai láthatók, máshol
szubdukcióra utaló jelenségek is azonosíthatók. Az égitestek egész külső burkának egyben történő elfordulására, valódi
pólusvándorlásra a Föld mellett a Marson, az Európán és a Titánon utalnak nyomok. Kompressziós alakzatok szintén
számos égitesten azonosíthatók, a Vénusz kiemelkedő és gyűrt ún. tesszerái esetében a töredezett és kiemelt szerkezet
mellett geokémiai differenciáció is elképzelhető, így ezek az alakzatok a földi kontinentális kéreghez hasonló blokkok is
lehetnek. Mindezek felett tektonikus alakzatok kisbolygókon is mutatkoznak. A Földön kívüli példák segítségével a
földtudományi modellek pontosíthatók, és azok az oktatást is érdekesebbé teszik.

Tárgyszavak: eltolódás, Európa, Ganymedes, Hold, óceánfenék-szétterülés, tektonika, szubdukció, Mars, Titán, Vénusz

Bevezetés

Az alábbi cikk célja, hogy áttekintést adjon a Földön
kívüli tektonikus alakzatok és folyamatok néhány érdekes
példájáról. A témakör széles palettája miatt teljes körű át¬
tekintés nem lehetséges, azonban néhány jellegzetes példán
keresztül vázlatos képet kaphatunk a más égitesteken
jellemző tektonikáról, annak általános vonatkozásairól.

A Földön kívüli tektonikus alakzatok és folyamatok
azonosítása, valamint értelmezése nehéz feladat. Általában

az eltérő égitesteken megjelenő, a hagyományos földi
értelemben szilárdnak tekintett anyagban fellépő töréseket,
deformációkat, elmozdulásokat — és az így kialakuló
képződményeket — értik ez alatt. A besorolás és kategori¬
zálás természetesen a földi tapasztalatok és gondolkodás-
mód (Báldi 1991, Csontos 1998, Fossen 2010, Pollard,
Fletcher 2005, Moores & Twiss 1986) szerint alakul,
azonban olyan egzotikus tényezőket, formákat is érintenie
kell, amelyeknek ma nincs földi megfelelője, de a földtudo¬
mányban a tektonika témaköréhez állnak közel. Az

80

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről

alábbiakban a nemzetközi szakirodalomban általánosan
elfogadott nézet szerinti modelleket vázoljuk, csak a fontos
hivatkozásokat említve. Ezeknél a feltételezett folyamat
létét még nem mindig sikerült bizonyítani, de az a meg¬
figyelt alakzatok legvalószínűbb magyarázata.

Több olyan eltérés van a Földön és más égitesteken
uralkodó viszonyok között, amelyek szokatlan tektonikus
folyamatokat és alakzatokat eredményeznek. Ezek között
említhető a földitől eltérő nehézségi erőtér, amelytől adott
kőzettestekben eltérő mélységben lép fel meghatározott
nyomás, illetve feszültség, befolyásolva a rideg-képlékeny
átmenetet, a kőzetanyag sűrűsége, amely befolyásolja az
általa létrehozott nyomást és ezzel a törés keletkezését egy
mélyebben fekvő kőzettestben, amelyre a terhelés nehe¬
zedik. Sajátos eset, amikor az égitest nehézségi erőtere a
tengelyforgási sebesség jelentős változása miatt annyira
módosul, hogy az a tektonikus folyamatokat észrevehetően
befolyásolja. Egyes égitesteken az árapály eredetű erők
nagysága és következménye is lényegesen meghaladhatja a
földi viszonyokat. A becsapódások hatása szintén jobban

érezhető, mint amilyen példákat erre a Földön ma láthatunk,
főleg ha a deformált objektum mérete és tömege bolygón¬
kénál kisebb. A belső szerkezetben mutatkozó eltérések
révén is kialakulhatnak „egzotikus” alakzatok és folyama¬
tok, például a nem összefüggő darabokból álló vagy a külső
szilárd burok alatt folyékony vízburokkal bíró égitestek
esetében. Szintén fontos az anyagi, összetételbeli eltérés a
földfelszíni viszonyoktól — van ahol a vízjég, esetleg egyéb
jég a domináns kőzetalkotó.

A planetológiában sok esetben nem egyértelmű a
nomenklatúra használata, és kérdéses, hogy van-e alapja
egyes földi fogalmakat más égitestekre is alkalmazni. Az
alábbiakban a földi terminusokat úgy használjuk más égi¬
testekre, mint a jelenlegi ismereteink alapján elérhető leg¬
jobb közelítést. Például hegy vonulatoknak nevezzük a felte¬
hetőleg tektonikus kivastagodással keletkezett hosszanti
kiemelkedéseket — akár a Vénuszon, a Holdon vagy a
Földön is vannak — noha közöttük sok eltérés lehet. Az
egyik kritikus eset a kéreg, illetve a kőzetburok pontos
definiálása az eltérő égitesteken. Az Európa esetében

I. táblázat. Áttekintés a cikkben szereplő égitestekről
Table I. OverView of the planetary bodies discussed in this paper

Égitest neve

Nflpiávol&ág
(csillagászati
egység = 150
mi Ilin km)

Átmérd {km)

Tömeg

(fiild-tömcg)

Átlag-sürüség

(g/cm J )

Közelítő telepítés

Föld

I

12756

1

5,5

vasmag, szilikáros köpeny és kéreg, vízburok, N.Ü, légkör

Vénusz

0,72

12102

0,82

5,2

vasmag, szilikáros köpeny és kéreg, süni CÜ, légkör

Mars

1,5

6792

0,1

3,9

vasmag, szilikátos köpeny és kéreg, rillca CO, légkör

Hold

1

3474

0,0123

3,34

vasmag, szilikátos köpeny és kéreg

Ti lan

9,60

5152

0,022

1,88

közeli ég folyékony víz (víz-ammónia) réteg, jégkéreg, sűrű

nitragétilégkör

Ganymedes

5,2

5268

0,025

1,93

kőzer-jég mag, különböző sűrűségű és szerkezetű jégrétegek, bennük
néhány km vékony folyékony vízréteg leliet kb. 170 200 km mélyen
(Uarr er al. 2001)

Callisto

5,2

4820

0.018

1.83

a hold tömegének legnagyobb részét kőzet-jég keverék teszi ki, a külső
300 km vastag réteget jég alkothatja, illetve ebben egy vékonyabb
folyékony réteg is elképzelhető

Io

5.2

3660

0,015

3,53

vas- vagy vas-szulfid mag, szilikátos és részlegesen olvadt köpeny,
szilárd kéreg, a felszínen sok kéntartalmú anyaggal

Pumpa

5,2

3138

0,008

3,01

kőzclbclső, folyékony víz.réleg, kiilsö jégburok

Mi randa

19,2

470

0,00001

1,2

jégbelső, kevés kőzetanyaggal

Enceladus

9,6

504

0,00002

1,6

jégbelsö, kőzetanyaggal, a felszín alatt kevés víz is lehet

Ariul

19,2

1158

0,002

1,7

főleg jégbdsu, kőzelanyaggal

Ida

2,9

56*24*15

0,000000002

9,1

szilikátos kőzetek, 25 35%-os porozhassa!

Lrns

1,4

34*11*11

0,000000006

2)7

szilikátos kőzetek, 27%-os porozitással

Megjegyzés a táblázathoz: A mag lehatárolása a Földhöz hasonló anyagú és felépítésű égitesteknél elméleti szempontból egyértelmű, azonban az eltérő égitesteknél, mint pl. a jégholdak,
egyelőre nincs erről egységes álláspont. Ennek megfelelően, ahol a „belső” kifejezés szerepel, ott az alatt a földi viszonylatban a mag és a köpeny együtteséhez hasonló szerkezeti egységet
kell elképzelni. Pl. az Európa esetében főleg szilikátos kőzetanyagból áll a belső, amelyben a mag elkülönült. Sok esetben „jégbelső kőzetanyaggal” olvasható, ez főleg jég, kisebb
mértékben szilikátos kőzetszennyezést tartalmazó belső egységet jelöl. Ezekben az esetekben nem tudni, hogy kialakult-e a földihez hasonló vasmag, illetve a szilikátok és a jég
elkülönültek-e egymástól. A modellek alapján gyakran nem differenciált a kőzet-jég keverék akár az ezer kilométer átmérőjű égitesteknél sem.

Additional remarks: The definition ofthe cores in planetary bodies with composition resemble to that of the Earth is evident, while bodies (like icy satellites) with different composition or internál
structure is problémáik. The phrase "belső" means an Earth-like core plus mantle together. Fór example in the case of Európa the interior is composed of silicate dominant materiül with a
separated metál core inside it. The phrases "jég belső kőzetanyaggal" means mixed ice and silicate unit. In these cases it is unknown has a metál core former or has the ice and silicate separated
from each other or nőt. Based on somé models the ice-rock mixture may be undifferentiated even in the case of lOOOkm sized bodies.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

például a 10-30 km vastag külső jégburok alatt 100 km-nyi
folyékony vízréteg következik, majd ezt követően a szili-
kátos belső, amelyen belül egy külső, merev réteg követ¬
kezik — az ilyen esetekben az égitest szerkezete külön be is
van mutatva. Emellett a külső szilárd burok alatti térségre a
„belső” kifejezés olvasható (az utóbbi ez esetben az esetle¬
ges elkülönített köpenyt és magot egyaránt tartalmazza). A
félreérthető helyezetek elkerülése végett egyszerűen csak
szilárd külső burokról beszélünk, amely a földi értelemben
vett kőzetburok (litoszféra) megfelelője. Emellett az egyes
alakzatok neveinél az első említéskor a magyar név
(Hargitai et al. 2008) után zárójelben megadjuk a külföldi
szakirodalomban használt változatot is. A cikkben szereplő
égitestek fő jellemzői az I. táblázatban olvashatók a NASA
Goddard Spaceflight Center, Planetary Data System adatai
alapján.

A Földön kívüli tektonikus alakzatok és folyamatok
vizsgálatánál — elsősorban távérzékeléses adatokból —
következtetni lehet az alakzatok morfológiai, topográfiai
jellemzőire, a színképekből pedig az összetételre. Az égi¬
testek gravitációs tere, gravitációs anomáliái és az elméleti
modellek a belső szerkezetről, valamint a forgási paramé¬
terekről nyújtanak információt.

Összetétel alapján durva közelítésben elkülöníthetünk
(1) a földi szilikátos kőzetekhez hasonló anyagot, (2) külön¬
félejegeket (főleg vízjeget), (3) szilikátos kőzet és jég keve¬
rékét (a Mars esetében jéggel kitöltött pórusterű kőzettör¬
meléket), valamint (4) több darabból álló és fizikailag
érintkező, de nem összefüggő szilárd égitesteket (ún. koz¬
mikus kőrakásokat). A felszíni tektonikus alakzatok vizsgá¬
latánál fontos a külső szilárd burok és az alatta lévő,
általában képlékeny, esetenként folyékony réteg viszonya.
Ilyen szempontból a kőzetbolygók mai ismereteink alapján
sorba rendezhetők a rideg külső burok becsült vastagsága
szerint: Vénusz, Föld, Mars, Merkúr és Hold, amelyekben
egyre mélyebben húzódik a részlegesen vagy teljesen olvadt
zóna, igaz, a Vénuszon kevéssé ismert a helyzet. Hasonló
sorrend a jégholdaknál is felállítható: Európa, Enceladus,
Titán, Ganymedes és Callisto. Ezekben a folyékony vízréteg
feletti szilárd jégburok vastagsága 20-ról több 100 km-re nő
a fenti sorrendben, a Miranda és Ariéi esetében jelenleg nem
is várható folyékony víz. A jégholdakon a külső szilárd
burkolat alatt a földi asztenoszféra „helyén” víz (illetve víz¬
ammónia keveréke) található. Az utóbbi kis viszkozitása
miatt sokkal gyengébb a mechanikai kapcsolódás a
képlékeny/folyékony réteg felett és alatt lévő rész között —
így pl. az Európa felszíni szilárd jégburkolata könnyen
elfordul az óceán alatti belső részek felett.

Az alábbiakban a tektonikus alakzatokat és folyama¬
tokat a következő beosztás szerint tárgyaljuk. Először a
szilárd külső burok keletkezését és eltűnését, majd egyéb
mozgását tekintjük át a Földön kívül. Külön vizsgáljuk a
hegységképződés lehetőségét, a becsapódások hatását,
illetve a kisbolygókon látható furcsa, tektonikus eredetűnek
tűnő szerkezeteket. Mindezek szemelvényszerűen betekin¬
tést nyújtanak a Földön kívüli tektonikus folyamatokba, bár
nem fedik le azok teljes körét.

Kőzetburok keletkezése

A kőzetburok keletkezése — a Földön ismert, csekély
tektonikus folyamattal járó magmás folyamatok kivételével
(amikor kőzetolvadék nyomul a kőzetburokba és megszilár¬
dulásával növeli azt jelentős tektonikus behatás segítsége
nélkül) — tektonikus szempontból alapvetően a riftekben,
illetve az óceánfenék szétterülésével történik — bár ott is
magmás folyamat keretében szilárdul meg a kőzetalkotó
anyag. Emellett léteznek olyan területek is (pl. ívmögötti
medencék), amelyek tágulásos környezetben jellemzőek,
mégsem található rajtuk jól lehatárolható hasadékvölgy,
mint a fenti esetekben.

A földi értelemben vett kőzetburok szétterülésének
(spreading) folyamatára a Mars, a Vénusz, az Európa, és
talán a Ganymedes felszínén sikerült példát találni. A
Marson a földi spreadinghez hasonló ősi folyamatra utalnak
a felszínének jelentős részén megfigyelhető, egymással
párhuzamos, váltakozóan normál/reverz polaritású mágne¬
ses sávok (1. ábra). Ezek a földi óceánközépi hátságok két
oldalán található, a földi mágneses tér pólusváltásainak
nyomát őrző mágnesezett kőzetsávokra emlékeztetnek
(Fairén et al. 2002). Ennek megfelelően elképzelhető, hogy
a kőzetanyag a Marson is a köpenyből származó és egy ősi
hátság mentén a felszínhez közel jutó és ott megszilárduló
anyag nyomát és kőzetburok-képződést képvisel. A mágne¬
ses nyomokkal együtt semmilyen más jellemzőben vagy
domborzatban nem mutatkozik hasonló mintázat.

A marsi mágneses sávozottság főleg az idősebb déli
felföldek területén jellemző, 140-170 km széles, közel
kelet-nyugati irányú sávok formájában. Az északi féltekén,
valamint délen a Hellas és Argyre nagy becsapódásos
medencék területén nincsenek sávok, feltehetőleg itt vastag
lávák takarták el őket, illetve a becsapódás hatása törölte el
nyomukat. Míg a földi óceánfenéki mágneses anomáliák a
400 km-es magasságban keringő műholdaknál nagyság¬
rendileg ±10 nT mértékű eltéréseket okoznak, addig a
Marsnál ugyanez ±1500 nT, és 600 km magasan még
mindig ±200 nT (Connerney et al. 1999). Ennek az oka
feltehetőleg az, hogy a bolygó kérgének nagyobb a vastar¬
talma, mint a földi kéregnek, ezért intenzívebb mágneses
nyomok maradtak benne az ősi tér után. Néhány helyen
transzform vetők is azonosíthatók, amelyek mentén a mág¬
nesezett sávok egymáshoz képest eltolódnak. Elképzelhető,
hogy 4,0-3,8 milliárd évvel ezelőtt a Marson is lehetett
globális mágneses tér, amely alkalmanként pólusváltásokat
mutatott, és ennek nyoma abazaltos kéreg szétterülésében is
megmaradt. Ugyanakkor a fenti érvek ellenére ma még nem
biztos, hogy a földi spreading és mágneses pólusváltás
nyomát őrzik a fenti képződmények.

A Vénusz esetében (Head & Crumpler 1987) az
Aphrodite-föld (Aphrodité Terra) területén megfigyelt
alakzatok alapján jelenleg is elképzelhető, hogy kb. 1 cm/év
sebességű tágulás zajlik (Sotin et al. 1989), és hasonló a
helyezet a Beta-régió (Béta Régió) esetében. Mindkét
esetben a hosszanti kiemelkedés közepén egy 100-200 km
széles árok van, amelyre merőleges keresztszelvények a

82

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről

-30 -10 -3 -1 %3 +,3 1 3 10 30

1. ábra. Váltakozó irányú mágnesezettséget mutató sávok a Földhöz képest fele méretű Marson, egy Mercator-vetületű térképen
A megfigyelések közel kelet-nyugati irányú sávozottság létére utalnak (Connerney et al. 1995 nyomán). A szürkeárnyalatok a mágneses fluxussűrűség nagyságát jelzik
Figure 1. Parallel magnetized stripes xvith opposite polarization directions on Mars (half as large as the Earth)ona Mercator map
The Martian observation suggests thepresence of an east-west oriented magnetic pattern. The greyscale shading marks the magnetic flux density

földi óceánközépi hátságokra emlékeztető domborzatprofilt
mutatnak (Stoddard & Jurdy 2009). A földi riftekhez ha¬
sonló morfológiájú alakzatoknál a topografikus, és a geoidon
mérhető kiemelkedés, valamint a vulkáni aktivitás együttes
nyoma jellemző a Vénuszon (2. ábra). Ennek megfelelően
logikus feltételezés, hogy a Vénuszon ezeken a területeken
kőzetburok-képződés és -szétterülés zajlott avagy zajlik ma
is. A Vénuszon nem találtak eddig mágneses nyomokat, amit
okozhat a Marshoz viszonyított gyengébb megfigyelési
anyag, de még inkább az, hogy a bolygónak jelenleg nincs
globális mágneses tere, és talán korábban sem volt.

Az Európa jéghold felszíne tektonikus alakzatokban
gazdag, sok hosszanti töréses forma figyelhető meg rajta,
közöttük több tágulásos folyamatra utal. Ez nem a
klasszikus értelemben vett kőzetburok-képződés folyamata,
azonban ekkor is növekedhet a belsőből származó friss
anyag révén a kőzetburok tömege. Itt a szemközti oldalak

2. ábra. Tágulásos alakzatok keresztszelvényei 2500-szoros függőleges torzítás¬
sal a Földön (szürke) és a Vénuszon (fekete)

Legvalószínűbb magyarázatuk szerint az alakzatok részben riftek: Pacifikus-Nazca-
hátság, Közép-Atlanti-hátság, Gangis- és Devana-szurdok (Gangis és Devana Chasma),
részben köpeny-felboltozódások forró foltoknál: Hawaii, Yellowstone, Izland, Ny-Eistla-
régó, Beta-régió, Atla-régió (Stoddard & Jurdy 2009 nyomán). Utóbbi kettőnél a
kiemelkedés és a tágulásos tektonika együttese felboltozódásra, részben kéreg képző¬
désére és felfelé mutató köpenyáramlásra utal (Stofan et al. 1989). A Vénuszon a
kőzetburok-szétterülés és a forró foltok nyomán keletkező kiemelkedés feltehetőleg együtt
fordul elő ezeken a területeken

Figure 2. Cross sections of extensional features on Earth (grey) and on Venus
(black) with 2500 times vertical exaggeration

According to the most probable theories these are rifts: Pacific-Nazca Ridge, Mid-Atlantic
Ridge, Gangis and Devana Chasma, and mantle plume-related hot spots: Hawaii, Yellowstone,
Iceland, Western Eistla Régió, Béta Régió, Atla Régió (after Stoddard & Jurdy2009). In the
case of the last two features the tectonic pattern suggests mantle upwelling and lithosphere
formádon ( Stofan et al. 1989). At these regions spreading and mantle upwelling coincides on
Venus

MagdíjSdy (km)

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

83

vékory, friss

feszcn y ornódás

z

-+

+-

kipréselödö jég

3

-►

+-

tágulás

4 \~

-►

feláramlás

3. ábra. Páros gerincek képe és keletkezési modellje az Európán

A gerincek részletei: a) lent a két kiemelkedő sáv egymástól 1,5 km-re található, és maximálisan 300 m magas (PLA01664 kép, d.sz.16, ny.h. 195); b) keletkezésük tektonikus modellje
(Prockter et al. 2002); c) mindez alkalmanként a dagálypúp ciklikus vándorlásának megfelelően íves alakzatokat mutat
Figura 3. Twin ordouble ridges and theirformation on Európa

Details of the images: a) the large ridgepair at the bottom of the image is 1.5km wide and 300m high; b) tectonic model fór the origin of these ridges (Prockter et al. 2002) after the faulting deep
water or plastic ice rises upward(l), andformsarigidicelayeratthesurface. Finally it breaks up by compression (2) and itsfragments are pushed to the surface, farming a ridge (3). Latéra
new cycle starts splitting the earlierformed ridges intő two paris (4); c) the process may happen along the migrating tidal bulge farming arc-shaped ridges (right)

eredeti helyzetükbe visszaforgatva egymással összeilleszt-
hetők, és közöttük a mélyebbről kipréselődött és a felszín
közelében megszilárdult anyag található. Itt a tágulás a
külső jégburok árapály eredetű felrepedése mentén követ¬
kezett be, és a felszínre nyomult anyag megszilárdulásával
gyarapodott a külső burok. Mindez olyan szempontból a
földi spreading folyamatára hasonlít, hogy a külső jégburok
egy repedés mentén tágul, és a mélyből felnyomuló anyag
megszilárdulásával gyarapszik (Squires et al. 1983).

A fentieket az Európán azok a páros gerincek bizo¬
nyítják, amelyekben két keskeny kiemelkedés fut egymás
mellett (3. ábra, a). Itt talán a tágulás helyén vékony jégké¬
reg jött létre, majd kompresszió lépett fel, összetöredezett és
feltorlódott az anyag, kiemelkedést alkotva (3. ábra, b).
Később újabb tágulás mélyített központi árkot az alakzatba.
További érdekesség, hogy sok helyen ívelt lefutásúak ezek a
gerincek, és görbült szakaszok ismétlődnek bennük (3. ábra,
c). Ezek feltehetőleg a holdon az árapályciklus nyomán
keletkeztek, amikor a dagálypúp helyzete íves mozgást
végez, és útja mentén a legnagyobb feszültség fellépésének
időszakában repeszti meg a kérget. A „dagály” maximuma¬
kor a kéreg a legerősebben emelkedik felfelé, ekkor törés
keletkezhet benne, és a törés mentén a mélyből anyag
nyomulhat felfelé. Később „apály” idején a terület vissza¬
süllyed, és a rés bezárul. Ekkor korábban a résben felemel¬
kedett víz, esetleg annak jéggé fagyott felső rétege össze¬
törik és részben a felszínre préselődik. A „dagály”’ után a
kritikus érték alá csökkenhet a feszültség, ezért ekkor nem
folytatódik az ív keletkezése.

A szilárd burok egyéb változásai

A Földön ismert makrotektonikus alakzatok közül sokat
sikerült más égitesteken megfigyelni, ezekből válogatunk az

alábbiakban (4„ 5„ 6. ábra), először a tágulásos repedések és
a normál vetők, másodszor az oldaleltolódások, harmadszor
pedig az összenyomódásos formákra mutatva példákat.

Egyes égitesteken a felszín jelentős részén mutatkoznak
tágulásra utaló alakzatok, amelyek együttesen az egész
égitest globális tágulására is utalhatnak (4. ábra, b, c, d). Ez
szintén azzal jár, hogy a belsőből anyag áramlik a felszín
felé, ahol megszilárdulva a kőzetburkot gyarapítja, mivel
ezen égitestek H 2 0-tartalmának jelentős része olvadt lehe¬
tett keletkezésük után az összeálláskor felszabadult hőtől.
Később a fokozatos hűlés révén víztartalmuknak egyre
nagyobb része szilárdult meg, ami térfogat-növekedéssel
járt (Czechowski & Leliwa-Kopystynski 2002). Talán
ettől repedtek szét és távolodtak el egymástól a Ganymedes
idős, sötét poligonális alakzatai (Squires 1980), amelyek
között a mélyebbről a felszínre nyomult jég világosabb
felszínt alkotott. Hasonlóra utalnak az Uránusz Ariéi hold¬
ján megfigyelt szögletes, szomszédjaikkal durván össze¬
illeszthető kiemelkedések is (Nyffenegger et al. 1997).

Eltolódás nyomai sok égitesten figyelhetők meg, leg¬
több példa az Európán található (Schenk & McKinnon
1989), ahol az elmozdulás mértékét és irányát a korábban
egybefüggő lineamensek mutatják (5. ábra, b).

Normálvetők, lezökkenések szintén nagy számban
figyelhetők meg (6. ábra). Ezek kinézetüket tekintve hason¬
lóak a szilikátos és jeges objektumokon észlelhetőkhöz,
eltekintve attól, hogy a jeges (főleg vízjég) anyagú égi¬
testeknél néhány km-nél magasabb meredek falak nem
figyelhetők meg — feltehetőleg az ilyen alakzatok idővel
ellapulhatnak saját súlyuk alatt, illetve a szintkülönbségeket
az erózió is csökkenti.

A legtöbb modell alapján kompressziós, összenyo¬
módásos eredetűnek tartott alakzatokra a Hold, a Merkúr, a
Mars, a Vénusz és az Európa esetében láthatunk példákat. A
kiterjedt lávatakaróval borított égitesteken gyakoriak az ún.

84

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről

4 . ábra. Tágulásra utaló tektonikus alakzatok a Földön kívül

Négy égitest felszínének részletei: a) Vénusz: a 37 km-es, kettévágott Sommerville-kráter a Beta-régióban, amely a Rhea- és Theia-hegység (Rhea, Theia Mons) magaslata
20 km-nyi tágulása nyomán szakadt szét (29.9N 282.9E, PIA00100 kép); b) Ganymedes: a sokszögletű sötét alakzatok tágulásával felszakadt kb. 150 km széles árok,
amelyet a mélyből felnyomult világosabb anyag tölt ki (PIA02281 kép); c) Európa: egymást felülíró tágulásos alakzatok, amelyek között mélyből kinyomult jég tölti ki
a felszínt (60 km széles terület, PIA01664); d) Ariéi: egymástól talán tágulás nyomán szétvált szögletes blokkok, amelyek között a mélyedéseket később jég töltötte fel
(500 km széles terület, PLA01356 kép)

Figure 4. Extensional tectonicfeatures beyond the Earth

Extensionalfeatures offourplanetary bodies: a) Venus-.the 37 km-diameter Sommerville Crater was split intő twoparis in Béta Régió due to the extension between the Rhea and
Theia mons by 20km (29.9N282.9E, PIA00100 image); b) Ganymedes: extensionproduceda 150 km wide trench between darkpolygonalblocks where brightfresh icefüled
the trench; c) Európa: several extensional ridges overprint each other at a 60km wide terrain where fresh ice pushedfrom-below fiiled gaps (60km wide area, PIA01664 image);
d) Ariéi: possible extension process split the rectangular blocks where the trench between them was füled by ice from the interior(500km wide terrain, PIA01356 image)

6. ábra. Normálvetőkkel keletkezett Szökkenések, amelyek tágulásos zónákban keletkeztek

Fényképek (fent) és tömbszelvények lent a normálvetőkről: a) Szökkenés az Uránusz Miranda nevű holdján (Pappalardo 2006), ahol a falak magassága 5 km körüli; b) lépcsőzetes
Szökkenések a Jupiter Ganymedes nevű holdján (Lucchitta 1980) vízjég felszínének 6 kilométer széles területén, a kép enyhén ferde rálátással készült, a közel vízszintes felszíneket a
finomszemcsés, sima kinézetű felületek jelzik (kép: PIA02582, d.sz.14 ny.h. 320); és c) normálvetők a Holdon a Maré Orientale becsapódásos medence peremén
Figure 6. Subsided blocks formed by normál faulting in extensional zones

Images (top) and cross-sections (below): a) 5km high steep walls on Miranda, satellite ofUranus (Pappalardo 2006), b) step-like series of faults on a 6km wide terrain of Ganymedes, satellite of
Jupiter (Lucchitta 1980) the image was acquiredfrom tilted direction respect to the surface, the smooth area are the nearly horizontal surfaces (image PIA02582,14 south 320 west), c) arc-
shaped normálfaults on theMoon in Maré Orientale impact basin

lávagerincek (Solomon & Head 1980), amelyek helyenként
100 km-nél is hosszabb, néhány km széles, és maximum
néhány száz méter magas, szinuszosan kanyargó kiemel¬
kedéseket alkotnak (7. ábra). Egymással párhuzamos vonu¬
lataik hasonló térközzel sorakoznak, és a térköz egy-egy
nagyobb lávasíkságra jellemző, de egymástól alkalmanként
eltér, egyes modellek alapján a lávaborítás rétegvastagságára
is utal (Montési & Zuber 2002). Ahol ezek hatalmas, kerek
becsapódásos medencéket utólag felöltő bazaltláva-síkságo-
kon vannak (pl. a Holdon), ott a medence peremével párhuza¬
mosak, így koncentrikus haladási irány jellemző rájuk.

A Vénuszon a kiemelkedő ún. tesszerák (Solomon et al.
1992, Ivanov & Head 1996) felszínét sűrűn borítják redőkre

emlékeztető alakzatok. Az ilyen területek éjszakai
infravörös sugárzása alapján a becsült kőzettani össze¬
tételük granitoid lehet (Hashimoto et al. 2008). Ez arra
mutat, hogy a kiemelkedő és erősen összegyűrt területek
kőzettanilag is differenciáltabbak a környező vidéknél —
ilyen szempontból a földi kontinensekre emlékeztetnek —,
azonban ennek pontos megértéséhez további vizsgálat
szükséges.

A globális deformációra utaló nyomok a feltételezések
alapján gyakran a tengelyforgási sebesség árapály eredetű
lassulásával kapcsolatban keletkeztek. A lassuló forgás
során változott az égitest globális egyensúlyi alakja: a
poláris átmérő növekedett, az egyenlítői pedig csökkent,

5. ábra. Példák eltolódásokra

Szilárd kőzettestekben lezajlott eltolódások nyomai különböző égitesteken: a) Mars: eltolódási zóna a Chandor és a Melas Chasma közötti fennsíkon (Bistacchia et al. 2004 nyomán);
b) Európa: eltérő korú, egymást felülbélyegző eltolódások (12 km széles terület, PIA00850 kép, é. sz. 15 ny. h. 273, két fehér nyíl jelzi egy marker lineamensnek az elmozdulását); c)
Vénusz: az Ovda-régióban pull-apart jellegű oldalelmozdulást mutató 100 km széles terület, ahol a sötét alakzatok mélyedések a radarfelvételekből összeállított képen (Romeo et al. 2005
nyomán); d) Európa: sötétebb anyaggal kitöltött pull-apart medence (PIA01401,250 km széles; Pappalardo & Sullivan 1996); e) Enceladus: oldalelmozdulás és tágulás együttes nyoma
egy 20 km széles területen a 100 m magas Baghdad-barázdánál, amely pull-apart jellegű medencét formáz (10-szeres függőleges torzítás és perspektivikus rálátás; PIA12208 kép)
Figure 5. Examples fór strike-slip movement

Surface manifetation of strikeslip movement on different planetary bodies: a) Mars: lateral shearzone on theplateau between Chandor and Melas Chasma (Bistacchia et al. 2004), b) Európa:
differently aged lateral movements superposing each other (12km wide terrain, image no. PIA00850,15N273W, two short arrows indicate the lateral movement at a marker lineament), c)pull-
apart style lateral movement on Venus at a lOOkm wide terrain (Romeo et al. 2005), d) Pull-apart basin on Európa füled by dark matériái (image no. PIA01401,250km wide area; Pappalardo &
Sullivan 1996), e)perspective view of lateral movement and transtension on Enceladus at the Baghdad Sulcus on a 20km wide terrain where the ridges in the foreground are lOOm high (10 times
vertical exaggeration; image no. PIA 12208)

86

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről

7. ábra. Lávagerincek sora lávasíkságokon

Kompresszióra utaló alakzatok három eltérő égitestema) több lávagerinc a Merkúron (PIA10185 kép); b) egymással párhuzamos gerincek a Mars Lunae Planum térségében (MOLA
domborzatmodell); c) a medence peremével közel párhuzamosan futó lávagerincek a Holdon a Maré Serenitatis területén (FV-151-M Lunar Orbiter kép); d) a Beagle Rupes a Merkúron
(USGS képmozaik a Messenger-úrszondától); e) egy lávagerinc közelképe a Marson (P21_009354_1936 CTX kép); f) a Lee Lincoln-gerinc közelképe a Holdon (Mars Reconnaissance
Orbiter mozaikfelvétel)

Figure 7. Wrinkle ridges on lava plains

Ridges suggesting compression on various planertary bodies: a) several ridges on Mercury (image no. PIA10185); b) many parallel ridges on the Lunae Planum region of Mars (MOLA
topographic map); c) ridges on the Moon in Maré Serenitatis hasin, running roughlyparallel to the basin ’sperimeter (Lunar Orbiter image no. IV-151-M); d) the Beagle Rupes on Mercury (USGS
mosaic from Messengerprobej; e) ridge on a lava piain on Mars (CTXimage no. P21 _009354_1936), and the Lee Lincoln Ridge on the Moon (mosaic image from Mars Reconnaissance Orbiter)

jellegzetes globális törésrendszert hozva létre (8. ábra).
Mindezek nyomára a Merkúr, a Hold és a Szaturnusz Rhea
nevű holdja esetében bukkanhatunk, azonban nem mindig
követik pontosan az elméletileg várható mintázatot
(Melosh 1977).

Egyes tektonikus jelenségek globálisak, de külön¬
böznek a földi értelemben vett, szintén globálisnak nevezett
lemeztektonikától. Előfordul, hogy a külső szilárd burkolat
egyben fordul el a mélyebben lévő részek felett, ami globális
tektonikus jelenségekkel jár, de az mégsem azonos a glo¬
bális lemeztektonikával. Ez az eset például a Földnél akkor
lépne fel, ha az egész kőzetburok, benne az összes kőzet¬
lemezzel egyben fordulna el az aszteno szféra felett. A

tengelyforgásuk miatt mind a külső, mind a belső egység
enyhén lapult alakú. Ha mindkét egység poláris (azaz
legkisebb) tengelye elmozdul egymáshoz képest, akkor
deformáció is fellép. A két egység között alakeltérés kelet¬
kezik, ami töréseket okoz. A nagyobb térfogatú belsőn el¬
mozduló külső egység eltorzul, mivel a két forgási ellip¬
szoid kistengelye elmozdul egymáshoz képest. A fenti
folyamatra az Európa esetében sokszor kerül sor
(Kattenhorn 2002): jelentős árapályerők deformálják a
jégpáncélt, változtatva annak tömegeloszlását. A jég alatt
vastag vízréteg húzódik, amelynek kis viszkozitása révén
könnyen elmozdul a belső és a külső szilárd egység egy¬
máshoz képest. A repedések egy része olyan globális

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

87

fi

8. ábra. Egy bolygó tengelyforgásának lassulásakor fellépő alaktorzulástól kialakuló törésrendszer

Balra az elméleti szerkezet látható, ahol az egyenlítői átmérő csökkenésével alacsony szélességen oldalelmozdulások történnek (a nyilak az
elmozduló kőzettestek mozgási irányát mutatják), a poláris átmérő növekedésével pedig magas szélességen tágulás lép fel (Melosh 1977). Jobbra
egy példa (Moore et al. 1984): a Szaturnusz Rhea nevű holdjának északi féltekéjén mutatkozó törések, amelyek csak részben követik a bal oldali
globális trendet, mivel egyéb, főleg árapály eredetű, továbbá a belső, esetleg egykor olvadt víz megfagyásakor fellépő tágulásból eredő feszültségek
is hatnak a kőzetburokban

Figure 8. Framework of tectonic features on a despinningplanetary body

On the left theoretical structure of a fault system is visible where the decreasing equatorial radius produces compression and lateral movements at low
latitude, and the increase of polar radius produces extensional faulting at high latitude (Melosh 1977). On the right side an example is shown (Moore
etal. 1984 ) fór the reál situation on Rhea, satellite of Satum, to represent the observedpattern, which differs from the theoretical one, as tidal and internál
forces produce more complicated stress field andfracture pattern

rendszerbe illeszthető, amely a teljes burok egyben történő
elfordulásakor keletkezett.

Bizonytalanabb a helyzet a Mars esetében (Sprenke et
al. 2005), ahol szintén feltételeznek hasonló elfordulást. Itt a
nagy tömegkoncentrációt és pozitív gravitációs anomáliát
kiváltó Tharsis-hátság egyenlítői helyzete, az égitest egé¬
szén azonosítható egyes tektonikus nyomok eloszlása
(Okubo & Schultz 2003), valamint az égitest alakj a képezi
a feltételezés alapját. A megfigyelésekkel összeegyez¬
tethető az elgondolás, amely szerint a Tharsis-hátság anyag¬
tömege a mainál magasabb szélességen keletkezett, majd a
bolygó forgása során alacsonyabb szélességre vándorolt, és
ott ért el stabilabb helyzetet. A vándorlás során a kőzetburok
és a mélyebben fekvő egységek kistengelye elmozdult egy¬
máshoz képest, és ez torzulásokat okozott a kőzetburkon,
amely összeegyeztethető néhány tektonikus mintázattal.
Hasonló jelenség a Földön is elképzelhető, valódi pólus¬
vándorlás keretében, amikor a kőzetburok egyben fordul el a
maghoz, a köpenyhez, és a korábbi forgástengelyhez képest
(Maloof et al. 2006).

A Titán esetében a külső, felszíni jégburoknak az óceán
alatti részhez viszonyított elmozdulását közvetlen mérések
igazolják. 2005 és 2009 között a Cassini-űrszonda a holdhoz
közeli elhaladásai alkalmával 51 felszínforma helyzetét
határozta meg nagy pontossággal, amiből a tengelyforgás
egyenetlenségének mértékét határozták meg. Az egyes
közelítések során némely alakzat maximálisan 30 kilo¬
méterrel eltérő pozíción mutatkozott, mint ami egyenletes
tengelyforgás esetén várható (Lorenz et al. 2008). A
jelenséget a külső jégburok és a szilárd kőzet-jég keverékből
álló mélyebb egység közötti gyenge kapcsolat teszi

lehetővé: közöttük kb. 100 kilométer mélyen egy 100 km-
nél is vastagabb folyékony víz-ammónia keverék réteg van,
amely egy csapágy olajozásához hasonlóan engedi elmoz¬
dulni a mélyebben fekvő rétegek felett a külső jégburkot.
Még érdekesebb, hogy a mélységi vízrétegen fekvő szilárd
külső burok elmozdulását feltehetőleg nem csak árapály¬
hatások, hanem az évszakos változások során a téli féltekén
fújó erős szelek is befolyásolják, de ennek bizonyításához
további megfigyelések szükségesek.

Becsapódások hatása

A becsapódások tektonikus hatása látványosabban
vizsgálható más égitesteknél, mivel azok a mi bolygónknál
kevésbé aktívak, ezért sokáig őrzik az egykori folyamatok
nyomát a felszínükön. Emellett kisebbek a Földnél, így ott
adott becsapódás erősebb következménnyel járhat, mint
bolygónkon. A becsapódások tektonikus hatásai a nagy
impaktmedencék peremvidékén látványosak. Ilyen például
a Holdon a Maré Orientale, a Merkúron a Caloris-, a Marson
a Hellas- és Argyre-medence. Ezeknél a kráterek külső
részén lezökkenéses alakzatok figyelhetők meg, amelyeket
részben a hatalmas robbanástól fellépett belső anyaghiány
irányába elmozduló kőzettestek okozták. Hasonló alakzatok
a jégfelszínű holdakon is megfigyelhetők, a Callisto, a
Ganymedes és az Európa esetében még több ilyen gyűrű
övezi a medencéket, aminek az oka feltehetőleg a szilárd
kéreg kis vastagságában keresendő.

Speciális jelenség a nagy becsapódások által kiváltott
rengéshullámok fókuszálódása, ami a robbanással átellen-

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről

ben lévő (antipodális) helyen hozhat létre töredezett zónát.
Ilyet feltételeznek a Merkúr esetében a Caloris-medencével
átellenben lévő területen. Talán hasonló szeizmikus fóku-
szálódás hozta létre az Ida kisbolygón a becsapódásos
eredetűnek feltételezett Vienna-régióval átellenben a mutat¬
kozó Pola-régió töréseit.

Hegységek keletkezése

A kőzetburok kivastagodásával kapcsolatos izosztatikus
kiemelkedés más égitesteknél is fontos a hegységek kelet¬
kezésében. A planetológiában a hegység fogalma nincs pon¬
tosan definiálva, és mivel a földi globális lemeztektonikához
hasonlóra legfeljebb csak néhány bizonytalan nyom utal
bolygónkon kívül, ezért más kontextusban közelítik meg a
kérdést. A kiemelkedések jelentős része becsapódásos erede¬
tű, így azokat főleg a kráterképződés keretében tárgyalják,
azonban a bolygótudományban ezt nem különítik el hegység¬
képződésként. A vulkánok is nagy hegyeket alkothatnak sok

égitesten, azonban számunkra itt csak a dominánsan tekto¬
nikus eredetű kiemelkedések fontosak (9. ábra).

Dominánsan tektonikus eredetű magaslatokat létrehozó
folyamatok a Vénuszon, a Marson, az Ión és Titánon azono¬
síthatók. A Vénusz esetében sok olyan, néhány száz km
hosszú kiemelkedés figyelhető meg, amelyek kompressziós
erőkkel kapcsolatban jöttek létre (Head 1990). Közülük
leglátványosabbak az Ishtar-föld (Isthar Terra) térségében
vannak, amelynek fennsíkját (Lakhsmi Planum) egyesek
(Cattermole 1994, Marinangeli 1992) a Tibeti-platóhoz
hasonlítják, az utóbbi ki vastagodott, kemény egységét a
környező területről rátolódott hegy vonulatok határolják
(10a és 11. ábra). Ezek a Maxwell-, Danu-, Akna- és Freya-
hegységek (Maxwell, Danu, Akna, Freya Mons), és az őket
felépítő, 10-20 km távolságban, egymással közel párhu¬
zamosan futó vonulataik, kőzetegységek egymásra tolódása
és a kivastagodott kéreg valószínűvé teszik, hogy komp¬
ressziós erők hozták létre őket (Bürke et al. 1984, Head
1992). Itt található a bolygó legmagasabb pontja, all km
magas Maxwell-hegység is.

9. ábra. Példa a feltehetőleg kompresszió által létrehozott alakzatokra

Lávagerincek különböző égitesteken: a) a Merkúron a Discovery Rupes nevű, 650 km hosszú, 2 km magas gerinc; b) a Holdon az Aitken-kráterben (M105730242 jelű LROC felvétel);
c) a Holdon egy bazaltsíkságon (az ábrázolt formák nem lávafolyások frontvonalai) (Lunar Orbiter mozaik)

Figure 9. Example fór compression produced surface structures

Lava ridges on various planetary bodies: a) the 650km long 2km high Discovery Rupes on Mercury; b) a wrinkle ridge on the Moon in Aitken Crater (M105730242 LRO image); c) two
wrinkle ridges on the Moon on a basaltic lavaplain that are nőt fronts of lava flows (Lunar Orbiter mosaic)

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

89

10. ábra. Hegyvonulatként is értelmezhető kiemelkedések, amelyek elnyúlt
alakját rájuk közel merőleges nyilak mutatják

a) Vénusz: az Isthar-föld (Isthar Terra) területén a Lakshmi-fennsíkot (Lakshmi Planum)
övező hegyláncok (a nyilak a vonulatra, annak hossztengelyére merőleges irányban
mutatnak rá; Magellan radaros domborzatmodell, USGS); b) Mars: a Thaumasia-plató és
a környező kiemelkedések (MOLA domborzatmodell, NASA); c) Hold: a feltételezések
alapján összenyomódással keletkezett lávagerincek

Figure 10. Longitudinal compression producedfeatures

a) Venus: tectonic ridge belts, which surround Lakshmi Planum at Isthar Terra (marked with
arrows along their longitudinal axis; Magellan radar measurements based topographic map);

b) Mars: Thaumasia Plateau region (MOLA data based topographic map); c) Moon:
compressional wrinkle ridges on a lava piain

Hasonló a Marson a Thaumasia-plató esetében figyel¬
hető meg (10. ábra, b). Itt nincsenek magas hegyvonulatok,
de a tektonikus szerkezetek feltérképezése révén sikerült
kimutatni, hogy a térségben kompresszió lépett fel (Dohm &
Tanaka 1999), és valószínűleg ezzel kapcsolatos kivasta¬
godás történt a kőzetburokban (Okubo & Schultz 2003);
ez a terület alkotja a hegy vonulatot. A jelenség talán a közeli
Tharsis-hátsággal kapcsolatos, és a kompresszió nyomán
ívelt alakban történt a kivastagodás (Dohm & Tanaka
1999). A jelenség terület krátersűrűsége alapján idős, és a
bolygó fejlődésének korai periódusában keletkezhetett.

11. ábra. A Lakshmi Planum (fent) és a Tibeti-plató (lent) térségének dombor-
zatmodellje, valamint egyszerűsített elméleti keresztmetszete (Ivanov & Head
2008, Schieber 2008)

A két fekete vonal a szelvények helyét jelöli. A Vénuszon a Lakshmi Planum, valamint a
Földön a Tibeti-plató tömbjének pereménél a kompresszió hozott létre párhuzamos
hegyláncokat, bár a kialakulás mikéntje eltérő lehet a két égitesten
Figure 11. Shaded topographic relief map and theoretical cross section ofLakshmi
Planum (top, Ivanov & Head 2008) and the simplified cross section of the Tibetan
plateau (bottom, Schieber 2008)

The two dark line mark the location ofthe profiles. Around the Lakshmi Planum on Venus and
the Tibetan Plateau on Earth compression produced parallel mountain chains, although there
could be differences in the exactformation method

90

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről

Az Io esetében a vulkánokra nem emlékeztető hegysé¬
gek keletkezésénél szintén tektonikus hatást feltételeznek.
Ezek többnyire szögletes, hatalmas kibillent blokkok
benyomásátkeltik. Eloszlásuk nem véletlenszerű, a Jupiter
felé néző, valamint az azzal átellenben lévő felszíni ponttól
kb. 90°-ra, alacsony szélességen legnagyobb a gyakorisá¬
guk (Schenk et al. 2001). A jelenség oka az árapály
eredetű feszültségekkel és hőtermeléssel kapcsolatos, de
pontosan még nem ismert. Közrejátszhat benne közvet¬
lenül az árapály eredetű feszültség, emellett az árapályhő
miatt főleg a Jupiter felé és azzal ellentétes irányban
fellépő vulkáni aktivitással kapcsolatos anyagprodukció
is. Az utóbbi miatt a felszínre jutott láva idővel hűl és
süllyed (Schenk & Bulmer 1998), ami részben komp¬
resszióhoz vezet (Kirchoff & McKinnon 2005). Ugyan¬
akkor az árapály eredetű hő aszimmetrikus eloszlása a
köpeny áramlásokat is befolyásolja (Tackley et al. 2001),
amelyek a vulkáni központok térségében intenzívebbek.
Az utóbbinak a hegységekre kifejtett hatása egyelőre
pontosan nem ismert.

Kőzetburok eltűnése

A kőzetburok eltűnésénél a földi szubdukcióra, és az azt
kísérő szubkrusztális beolvadásra, tehát a kőzetburok alsó
részének az asztenoszférába történő asszimilációjára hason¬
lító nyomok figyelhetők meg más égitesteken. Itt említhető
a Vénuszon néhány ún. koronaalakzat peremvidéke
(Sandwell & Schubert 1992), illetve pl. az Aphrodite-föld
térségében lévő Diana- és Dali-völgy, amelyek kereszt-
metszete a földi szubdukciós zónákéra emlékeztet. Az
enyhén íves alakzathoz közeledve a felszín fokozatosan
süllyed, majd meredeken emelkedni kezd, és a környező
terület fölé tornyosuló hegyvonulatot alkot (12. ábra).

A kéreg alsó részének az olvadása nehezen nyomozható,
de a Jupiter Európa holdja esetében valószínűnek tekint¬
hető. A különböző mérések alapján a jégkéreg vastagsága itt
10-30 km. A felszínen néhány száz méternél magasabb
kiemelkedések nincsenek, feltehetőleg azért, mert a „túl”

vastag kéregdarabok izosztatikusan lesüllyednek, és ahol az
olvadási izoterma alá jutnak, ott jéganyaguk idővel az óceán
vizébe olvad, így a kiemelkedés egyre alacsonyabb lesz.

Kisbolygók tektonikája

A kisbolygók részletes űrszondás vizsgálata révén sok
lineáris alakzatot azonosítottak rajtuk, de ezek értelme¬
zése nehéz, részben mert sok kisbolygó úgynevezett koz¬
mikus kőrakás szerkezetű: egymástól közel független,
különálló darabok laza halmazának tekinthető. Mindezek
ellenére a becsapódásoktól nehezen törnek szét, mivel
anyaguk az ütközések nyomán tömörödik, és nehezen
robban szét. Az egyes szemcséket a felületi tapadás és az
objektum gravitációs tere tartja egyben, de az ilyen kör¬
nyezetben keletkező törésekről, deformációról kevés
ismeretünk van.

A részletesen tanulmányozott kisbolygókon mutatkozó
lineáris szerkezetek nehezen illeszthetők globális rendszer¬
be (13. ábra). Egyes törések meglepően nagyok is lehetnek,
és az adott kisbolygó kerületének harmadán-felén követhe¬
tők; ekkor talán két nagyobb tömb mozdult el bennük
egymáshoz képest. Emellett néhány kráter esetében sikerült
a tömbhatárokra radiális helyzetű töréseket azonosítani,
amelyek feltehetőleg a robbanás lökéshullámától keletkez¬
tek (Buczkowski et al. 2007).

A kisbolygóknál fellépő tektonikus hatások esetében
olyan szokatlan tényezőkkel is érdemes számolni a model¬
lek alapján, mint például a tengelyforgás jelentős változása.
Az utóbbi nemcsak becsapódás, árapályhatás, hanem akár
besugárzás hatására is előállhat (Parry 2000) a kisebb
méretű égitesteknél.

Következtetések

A cikkben vázoltak alapján megállapítható, hogy a Nap¬
rendszerben a Földön kívüli felszíneken sok olyan tektoni¬
kus alakzat azonosítható, amelyek a bolygónkon megfigyel-

12. ábra. Domborzatprofilok a feltételezett szubdukciós zónákra merőlegesen (a, b) két korona esetében a Vénuszon (fent) és a Földön (lent, Shcubert &
Sandwell 1995 nyomán), valamint egy korona feltételezett metszete (c) a tektonikus modell alapján (jobbra)

Figure 12. Topographicprofiles perpendicular to the probable subduction zones (left) on Venus (top) and Earth (bottom) ( Schubert & Sandwell 1995) and the proposed
tectonic cross section of a corona feature (right)

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

91

13. ábra. Tektonikus eredetűnek feltételezett alakzatok kisbolygókon

a) a Townsent Dorsum-gerinc az Idán (az égitest két eltérő irányú metszete és a törésvonal helyzete a kisbolygó sziluettjén); b) a Rahe Dorsum nevű hosszanti kiemelkedés szakaszainak
elhelyezkedése az Erős kisbolygón (a pontokkal jelölt blokkok feltehetőleg becsapódásos eredetű magányos szikladarabok a felszínen); c) és d) kiemelkedő gerincek a 33 x 13 x 13 km-es
Erős kisbolygón (8 km széles terület PIA02498 kép amelyen a nap balról süt, 1,4 km széles terület PIA02913 kép, amelyen a Nap jobbról süt); e) az Erős kisbolygón látható lineamensek
rendszerének részlete; f) hosszanti gerinc az Ida kisbolygón
Figure 13. Features xvith probable tectonic origin on asteroids

a) Townsent Dorsum on Ida (with two cross sections viewed from two different directions, and alsó location of the fault on two outlines of the asteroid; b) Rahe Dorsum on themap of Erős (dots
mark the location of rock blocks which were ejected by impacts bút later feli back onto the surface; c) and d) ridges on the 33 x I3 x 13km Erős asteroid (on subset c the Sun illuminates from the
left, while on subset d the Sun illuminates from the right); e) section of asteroid Erős with lineaments; e) linear ridges on Erős.

tekkel rokoníthatók. Ilyen alakzatok és folyamatok a Föld¬
nél sokkal kisebb égitesteken is megjelenhetnek, részben a
mérettől és belső hőforrásoktól függetlenül jelentkező
árapályfűtés eredményeként. A kőzetburok szétterülésére
utaló nyomok a Vénuszon, az Európán, a Ganymedesen és
talán a Mars ősi területein is mutatkoznak. Ezzel ellentétben
a kőzetburok eltűnésére szubdukció révén csak a Vénuszon
utal néhány megfigyelés.

A teljes kőzetburok egyben történő elfordulására utaló
nyomok is azonosíthatók a Marson, az Európán, de a föl¬
dihez hasonló globális lemeztektonika egyértelműen nem
mutatkozik sehol, noha a kőzetburok kisebb, különálló
részekre törése a Vénuszon, az Európán és a Ganymedesen
feltételezhető. Ezek közül talán a Vénuszon ma is aktív
folyamatok zajlanak. A földihez hasonlító, tektonikus ere¬
detű kőzetburok-kivastagodással és izosztatikus kiemelke¬
déssel keletkezett hosszanti hegyvonulatok a Vénuszon
figyelhetők meg. A Marson is található ehhez hasonlító
forma, de az feltehetőleg nem kőzetlemezek mozgása,
hanem az egész bolygó méretskáláján fellépett feszültségtől
keletkezett. Kisebb összenyomó erők hatására keletkezett
szerkezetek a Merkúron, a Holdon, a Marson és a Vénuszon
egyaránt megfigyelhetők. Tektonikus átalakulások feltehe¬

tően az égitesteknek korai időszakában történtek, és
napjainkban jelentős belső eredetű aktivitás csak kevés
esetben zajlik.

Más égitestek tektonikus alakzatai révén olyan speciális
esetek és képződmények vizsgálhatók, amelyeknél az átala¬
kulás a földitől eltérő anyagok, illetve erőterek hatására
történt; elemzésükkel így a folyamatokat leíró fizikai
modellek pontosíthatók. A témakör az egyetemi és főiskolai
földtudományi oktatásban is használható: a Földön kívüli
esetek, mint érdekes példák, nemcsak szélesítik a hallgatók
látókörét, és motiválják őket, de egyes folyamatok jobb
megértésében is segítenek.

Köszönetnyilvánítás

A cikkben vázolt anyag az ELTE TTK-n, részben a
Planetológiai Műhely tevékenysége keretében tartott kurzu¬
sok során állt össze, így köszönet illeti érte a műhelyben
dolgozó kollégákat, Bérczi Szaniszlót, Hargitai Henriket,
Horváth Andrást, Illés Erzsébetet és Sík Andrást. Külön
köszönet illeti a lektorokat: Bállá Zoltánt és Palotai
Mártont, hasznos tanácsaikért.

92

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről

Irodalom — References

Báldi T. 1991: Általános (elemző) földtan /-//. Jegyzet. — Nemzeti Tankönyvkiadó - ELTE TTK, 113-307.

Barr, A .C., Pappalardo, R. T. & Stevenson, D. J. 2001: Rise of deep melt intő Ganymede’s óceán and implications fór astrobiology.
— 32* Lunar and Planetary Science Conference abstract 1781.

Bistacchia, N., Massironia, M. & Baggio, P. 2004: Large-scale fault kinematic analysis in Noctis Labyrinthus (Mars). — Planetary and
Space Science 52, 215-222.

Bruegge, R. W. V. & Head, J. W. 1991: Processes of formádon and evolution of mountain belts on Venus. — Geology 19,885-888

Buczkowski, D. L., Barnouin-Jha, O. S. & Prockter, L. M. 2007: 433 Erős interior structure and formádon history: an analysis of
global lineament mapping. — 38* Lunar and Planetary Science Conference abstract 1112.

Bürke, K., Segnor, C. & Francis, P. 1984: Maxwell Montes in Ishtar - A collisional plateau on Venus? — 35* Lunar and Planetary
Science Conference 104-105.

Cattermole, P. 1994: V enus, the geological history. — Johns Hopkins University Press. Balimore, Maryland, p. 24., 51.

Connerney, J. E., Acuna, M. H., Wasilewski, P. J., Ness, N. F., Réme, H., Mazelle, C., Vignes, D., Lin, R. P, Mitchell, D. L. &
Cloutier, P. A. 1999: Magnetic lineations in the ancient crust of Mars. — Science 284,794-798.

Csontos L. 1998: Szerkezeti földtan. Jegyzet. — Eötvös Kiadó, Budapest, 71-104.

Czechowski, L. & Leliwa-Kopystynski, J. 2002: Solid State convection in the icy satellites: discussion of its possibility. — Advances in
Space Research, 29, p. 751-756.

Dohm, J. M. & Tanaka, K. L. 1999: Geology of the Thaumasia region, Mars: plateau development valley origins and magmatic
evolution. — Planetary and Space Science 47,411 —431.

Fairén, A. G., Ruiz, J. & Francisco, A. 2002: An origin fór the linear magnetic anomalies on mars through accretion of terranes:
implications fór dynamo timing. — Icarus 160,220-223.

Fossen, H. 2010: Structural geology. — Cambridge University Press, 119-185.

Hargitai H., Császár G., Bérczi Sz. & Keresztúri Á. 2008: Földön kívüli égitestek geológiai és rétegtani tagolása és nevezéktana. —
Földtani Közlöny 138,323-338.

Hashimoto, G. L., Roos-Serote, M., Sugita, S., Gilmore, M. S., Kamp, L.W., Carlson, R. W. & Baines, K. H. 2008: Felsic highland crust on
Venus suggested by Galileo Near-Infrared Mapping Spectrometer data. — Journal ofGeophysical Research. 113 (E9), CitelD E00B24.

Head, J. W. 1990: Formádon of mountain belts on Venus: Evidence fór large-scale convergence, underthrusting, and crustal imbrication
in Freyja Montes, Ishtar Terra. — Geology 18,99-102.

Head, J. W. & Crumpler, L. S. 1987: Evidence fór divergent plate-boundary characteristics and crustal spreading on Venus. — Science
238,1380-1385.

Ivanov, M. A. & Head, J. W. 1996: Tessera terrain on Venus: A survey of the global distribution, characteristics, and relation to
surrounding units írom Magellan data. — Journal ofGeophysical Research 101(E6), 14861-14908.

Ivanov, M. A. & Head, J. W. 2008: Formádon and evolution of Lakshmi Planum, Venus: Assessment of models using observations írom
geological mapping. — Planetary and Space Science 56,1949-1966.

Kattenhorn, S. A. 2002: Nonsynchronous rotation evidence and fracture history in the bright plains region, Európa. — Icarus 157,
490-506.

Kirchoff, M. R. & McKinnon, W. B. 2005: Mountain building on Io: an unsteady relationship between volcanism and tectonism. — 36*
Lunar and Planetary Science Conference, abstract 2245.

Lorenz, R. D., Stiles, B. W., Randolph, K., Allison, L., Michael, D., Persi dél Marmo, P, Iess, L., Lunine, J. I., Ostro, S. J. & Scott,
H. 2008: Titan’s rotation reveals an internál óceán and changing zonal winds. — Science 319,1649-1651.

Lucchitta, B. K. 1980: Grooved terrain on Ganymede. — Icarus 44,481-501.

Maloof, A. C., Halverson, G. P, Kirschvink, J. L., Schrag, D. P, Weiss, B. P. & Hoffman, P. F. 2006: Combined paleomagnetic,
isotopic, and stratigraphic evidence fór true polar wander from the Neoproterozoic Akademikerbreen Group, Svalbard. — Geological
Society of America Bulletin, 118,1099-1124.

Marinangeli, L. 1992: Tectonic evolution of Western Ishtar Terra, Venus. — 28* Lunar and Planetary Science abstract 1472.

Melosh, H. J. 1977: Global tectonics of a despun plánét. — Icarus 31, p. 221-243.

Montési, L. G. J. & Zuber, M. T. 2002: A unified description of localization fór application to large-scale tectonics. — Journal of
Geophysical Research 107,2045.

Moores, E. M. & Twiss, R. J. 1996: Tectonics. —New York, Freeman Publisher, 127-252.

Moore, J. M., Horner, V. M. & Greeley, R. 1984: The geomorphology of RHEA — Implications fór geologic history and surface
processes. — Journal ofGeophysical Research Supplement 90, C785-C795.

Nyffenegger, P, Davis, D. M. & Consolmagno, G. J. 1997: Tectonic lineations and frictional faulting on a relatively simple body
(Ariéi). — Planetary and Space Science 45,1069-1080.

Okubo, C. H. & Schultz, R. A. 2003: Thrust fault vergence directions on Mars: A foundation fór investigating global-scale Tharsis-
driven tectonics. — Geophysical Research Letter 30,22, dói: 10.1029/2003GL018664. PLA 2-1.

Pappalardo, R. T. 2006: Ridge and Trough terrains on outer plánét satellites. — American Geophysical Union, Fali Meeting, abstract
#P32A-02.

Pappalardo, R. T. & Sullivan, R. J. 1996: Evidence fór separation across a gray bánd on Európa. — Icarus 123. 557-567.

Parry, D. 2000: Radiative spin-up and spin-down of small asteroids. — Icarus 148,2-11.

Pollard, D. D. & Fletcher, R. C. 2005: Fundamentals of Structural Geology. — Cambridge University Press, 333-455.

Prockter, L. M., Head, J. W., Pappalardo, R. T., Sullivan, R. J., Clifton, A. E., Giese, B., Wagner, R. & Neukum, G. 2002:

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

93

Morphology of Európán bands at high resolution: A mid-ocean ridge-type rift mechanism. — Journal of Geophysical Research
(Planets) 107(E5), CitelD 5028.

Romeo, I., Capote, R. & Anguita, F. 2005: Tectonic and kinematic study of a strike-slip zone along the Southern margin of Central Ovda
Régió, Venus: Geodynamical implications fór crustal plateaux formation and evolution. — Icarus 175, 320-334.

Sandwell, D. T. & Schubert, G. 1992: Evidence fór retrograde lithospheric subduction on Venus. — Science 257, 766-770.

Schenk, R M. & Bulmer, M. H. 1998: Origin of mountains on Io by thrust faulting and large-scale mass movements. — Science 279,
1514-1517.

Schenk, R M. & McKinnon, W. B. 1989: Fault offsets and lateral crustal movement on Európa — Evidence fór a mobile ice shell. —
Icarus 79,75-100.

Schenk, P., Hargitai, H., Wilson, R., McEwen, A. & Thomas, P. 2001: The mountains of Io: Global and geological perspectives írom
Voyager and Galileo. — Journal of Geophysical Research 106, 33201-33222.

Schieber, J. 2008: Basics ofstructural geology. — Indiana University (elektronikus egyetemi oktatási segédanyag).

Schubert, G. & Sandwell, D. T. 1995: A global survey of possible subduction sites on Venus. — Icarus 117, 173-196.

Squyres, S. W. 1980: Volume changes in Ganymede and Callisto and the origin of grooved terrain. — Geophysical Research Letters 7,
593-596.

Squyres, S. W., Reynolds, R. T. & Cassen P. M. 1983: Liquid water and active resurfacing on Európa. — Natúré 301, 225-226.

Solomon, S. C. & Head, J. W. 1980: Lunar mascon basins - Lava filling, tectonics, and evolution of the lithosphere. — Reviews of
Geophysics and Space Physics 18, 107-141.

Solomon, S. C., Smrekar, S. E., Bindschadler, D. L., Grimm, R. E., Kaula, W. M., McGill, G. E., Phillips, R. J., Saunders, R. S.,
Schubert, G. & Squyres, S. W. 1992: Venus tectonics - an overview of Magellan observations. — Journal of Geophysical Research
97(E8) 13199-13255.

Sotin, C., Senske, D. A., Head, J. W. & Parmentier, E. M. 1989: Terrestrial spreading centers under Venus conditions — Evaluation of
a crustal spreading model fór Western Aphrodité Terra. — Earth and Planetary Science Letters 95, 321-333.

Sprenke, K. F., Baker, L. L. & Williams, A. 2005: Polar wander on Mars: Evidence in the geoid. — Icarus 174, 486^-89.

Stoddard, P. R. & Jurdy, D. M. 2009: Topographic comparisons of uplift features on Venus and Earth: implications fór Venus tectonics.
— 40 th Lunar and Planetary Science Conferenct abstract 2236.

Stofan, E. R., Head, J. W., Campbell, D. B., Zisk, S. H., Bogomolov, A. F., Rzhiga, O. N., Basilevsky, A. T. & Armand, N. 1989:
Geology of a rift zone on Venus: Béta Régió and Devana Chasma. — Geological Society of America Bulletin 101/1, 143-156.

Tackley, P. J., Schubert, G., Glatzmaier, G. A., Schenk, P, Todd, J. & Matas, J-P. 2001: Three-dimensional simulations of mantle
convection in Io. — Icarus 149, 79-93.

Kézirat beérkezett: 2010.08.05.

Rövid közlemény

142/1, 95-98., Budapest, 2012

Cirkon egykristály U-Pb korok a danitzpusztai pannóniai homokból: közvetett
bizonyítékok az aljzatot alkotó metamorfitok kevert prevariszkuszi protolitjaira

Varga Andrea 1 , Újvári Gábor 2 , Kovács János 1

'Pécsi Tudományegyetem Földrajzi Intézet, Földtani Tanszék, 7624 Pécs, Ifjúság útja 6., e-mail: andrea.varga.geol@gmail.com
2 MTA Csillagászati és Földtudományi Kutatóközpont, Geodéziai és Geofizikai Intézet, 9400 Sopron, Csatkai E. u. 6-8.

Összefoglalás

A danitzpusztai pannon folyóvízi homokból származó cirkonok vizsgálata 63 kon kordán s U-Pb kort eredményezett.
A spektrum legjelentősebb csúcsa késő-ordovíciumi (454 millió év). A további korok két nagyobb maximumot mutatnak
a gyakorisági hisztogramon: 321 és 547 millió évnél, valamint három kisebb csúcs különíthető el -270, -600 és 672
millió évnél. A lehordási terület alapján valószínűsíthető, hogy a danitzpusztai homok kora-paleozoos, illetve idősebb
törmelékes cirkonkristályai a Tisia-terrénum aljzatának magmás (pl. Mórágyi Gránit) és metamorf kőzeteit képviselik.
Eredményünk így közvetett bizonyítékot szolgáltat a dél-dunántúli aljzatot alkotó metamorfitok kevert prevariszkuszi
protolitjaira.

Tárgyszavak: cirkon U-Pb kor, lehordási terület, kristályos aljzat, Mecsek

Bevezetés

A kárpát-medencei löszök kialakulásának bizonyos
mozzanatai és származása jó ideje vitatott, gyakorlatilag
máig lezáratlan kérdés. Korábbi munkák alapvetően három
lehetséges származási területet jelöltek meg: (1) a skandi¬
náv jégtakaró, illetve (2) az alpi gleccserek mozgása során
kialakult kőzetliszt szemcseméretű anyagot, továbbá (3) a
Kárpátok flis üledékeinek mállástermékeit. Eolikus abrá-
ziós kísérletek eredményei alapján felmerült, hogy a lösz
lokális forrásául pannóniai homokok szintén szolgálhattak
(Smith et al. 1991). Az Afrika északi részéről származó
finom por löszképződés során történt kis mértékű hozzáke-
veredése szintén felvetődött az adott régióban. A lehordási
terület azonosítása érdekében került sor a Kárpát-medence
jelentősebb löszfeltárásaiból, illetve pannóniai üledékekből
származó minták izotópgeokémiai vizsgálatára (Újvári et
al. in press), illetve ennek részeként a danitzpusztai homok¬
bányából származó pannóniai homokminta (Dp-Ps) cirkon-
szemcséin (105 szemcse) egykristály U-Pb kormeghatá¬
rozásra lézer-ablációs ICP-MS technikával (Thermo-
Finnigan Element2, New Wave Research UP-213 lézer-
ablációs rendszer; GeoAnalytical Láb, Washington State
University, Pullman, WA, USA).

A danitzpusztai pannóniai feltárás a Pannon-tó partsze-
gélyi kifejlődését képviseli (7. ábra), ami a Nyugati-Mecsek
előterétől a Zengő-vonulat és a Mórágyi-rög peremén át a
Mecsek északi részéig követhető (Kazár et al. 2007;
Konrád & Sebe 2010). A rétegsor erősen limonitos, sárgás¬
barna és szürke, közép- és durvaszemcsés homokból áll,
amelyben helyenként darakavicsos és aprókavicsos betele¬
pülések vannak. A rövidtávú folyóvízi szállítást követően
felhalmozódott üledékszemcséi a Mórágyi Gránit, a meta¬
morf kőzetekből álló kristályos aljzat, továbbá mezozoos
(jura mészkő és homokkő) és miocén tengeri üledékek
eróziójából származhattak (Kazár et al. 2007). Ez alapján
feltételezhető, hogy a danitzpusztai homokból szeparált
törmelékes cirkonszemcsék uralkodóan a gránitból és meta¬
morf kőzetekből felépülő helyi kristályos aljzat koráról
szolgáltatnak információkat.

Konkordáns cirkon egykristály U-Pb korok és
értelmezésük

A danitzpusztai pannóniai folyóvízi homokból szárma¬
zó cirkonok vizsgálata 63 konkordáns U-Pb kort eredmé¬
nyezett (2. ábra). A spektrum legjelentősebb csúcsa késő-

96

Varga Andrea et al.: Cirkon egykristály U-Pb korok a danitzpusztai pannóniai homokból

1. ábra. A Nyugati-Mecsek és környezetének szerkezetföldtani térképe Konrád & Sebe (2010) alapján a danitzpusztai homokbánya feltüntetésével
1 - neogén képződmények; 2 - jura-kréta képződmények; 3 - triász képződmények; 4 - felső-perm-alsó-triász képződmények; 5 - paleozoos képződmények általában; 6 - észlelt
szerkezeti elem; 7 - szerkesztett szerkezeti elem; 8 - észlelt feltolódás; 9 - szerkesztett feltolódás; 10 - eltolódás; 11 - szinklinális; 12 - antiklinális

2. ábra. A danitzpusztai homokbányából származó pannóniai homokminta
(Dp-Ps) kombinált valószínűségi sűrűségeloszlás- és hisztogram-diagramja az
egykristály cirkon U-Pb korok alapján (a hisztogram oszlopszélessége 20 millió
év). A hisztogram és a valószínűségi sűrűségfüggvény az Isoplot 3.7 (Ludwig
2008) program segítségével készült

n = a gyakorisági hisztogram és a valószínűségi sűrűségfüggvény számításához és
szerkesztéséhez felhasznált konkordáns vagy közel konkordáns korok száma (90-110%);
Var = variszkuszi orogenezis; Kai = kaledóniai orogenezis; Cad = cadomi orogenezis; a
függőleges szürke sávok az adott orogén fázis közelítő időintervallumát jelzik

ordovíciumi (454 millió év; a korok 28%-a az összes min¬
tára, illetve 31 %-a a 200-1000 millió év közötti időablakra
vonatkozóan; I. táblázat). A további cirkonkorok két jelen¬
tősebb maximumot mutatnak a gyakorisági hisztogramon:
321 és 547 millió évnél (a korok 21, illetve 31 %-a a
200-1000 millió év időablakra vonatkozóan; I. táblázat ),
valamint három kisebb csúcs különíthető el -270, -600 és
672 millió évnél (2. ábra). Figyelemre méltó a -2 milliárd
éves cirkonok megjelenése is.

A vizsgált homokminta domináns cirkonpopulációja
kora-paleozoos (kaledóniai), a valószínűségi sűrűség elosz¬
lás alapján a késő-paleozoos korcsoport jelentősége valami¬
vel kisebb, ezen belül azonban az idősebb variszkuszi cir¬
konkorok szerepe a meghatározó. A feltételezett forrásterü¬
let kőzetei közül a Mórágyi Gránit magmás kristályosodásá¬
nak kora 330-360 millió évvel ezelőttre tehető (Klötzli et
al. 2001, Koroknai et al. 2010), ami kitűnő egyezésben van
a danitzpusztai homokból származó, variszkuszi kort
tükröző törmelékes cirkonok csoportjával (337 és 353
millió év; II. táblázat). Klötzli et al. (1999) eredményei
alapján a mórágyi granitoidok cirkonkristályai -600 millió
éves átöröklött magokat tartalmazhatnak. Koroknai et al.
(2010) szerint azonban a Mórágyi Gránit cirkonjaiban nem
őrződtek meg relikt, idős magok, ami — a fő magmás ese¬
mény következtében — az U-Pb izotóprendszer teljes újra¬
indulását jelzi. így annak ellenére, hogy vizsgálataink során
a cirkonkristályok belső szerkezetét részletesen nem tanul¬
mányoztuk, valószínűsíthető, hogy a danitzpusztai homok
kora-paleozoos, illetve idősebb törmelékes cirkonkristályai
elsősorban a Tisia-terrénum kristályos aljzatának metamorf
kőzeteit képviselik, közvetett bizonyítékokat szolgáltatva
azok prevariszkuszi protolitjairól.

A proximális, helyi forrásból származó törmelékből álló
pannóniai homok (Kazár et al. 2007) cirkonszemcséi alap¬
ján a kaledóniai és cadomi (bajkáli) események kimutatása
azért jelentős, mert a Tisia-terrénum magyarországi részé¬
nek metamorf aljzatából napjainkig sem állnak rendelke¬
zésre megbízható, variszkuszinál (-307-312 millió év)
idősebb izotópkor adatok (Lelkes-Felvári & Frank 2006).
Bizonytalan kaledóniai Rb-Sr korokat (400-440 millió év)

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

97

I. táblázat. A danitzpusztai pannóniai homok U-Pb korspektrumának dekonvolúciós eredményei a 200-1000 millió év időablakra vonatkozóan

Min Lakúd

típus

Paraméterek

Kürkumpüncnsek (millió év)

Statisztikai paraméterek

DeePs

pannon homok

Korkompoueiisek

321,3

454,4

546,9

672,6

765

908

+2 ÍT

3,8

4.7

5,8

12

23

28

Misiit paraméter

(1,109

frakció (%)

21

31

31

10

3

3

Számítás

58

kristály adatai alapján

±2 a

12

15

15

8

5

-

Megjegyzendő, hogy az utolsó komponens esetén nincs hiba megadva, mert definíció szerint ennek értéke 100 mínusz az összes többi komponens frakcióinak összege.
A frakcióknál megjelenő százalékértékek n 0 =58 kristályra vonatkoznak és nem a teljes populációra (n=63)!

II. táblázat. A danitzpusztai pannóniai homok U-Pb korspektrumának dekonvolúciós eredményei a 270-370 millió év időintervallumra vonatkozóan

Mintából]

Típus

Pari-méterek

Kor komp iimmsek (millió év)

Statisztám paraméterek

Dp-Ps

pannon homoV

Korkomponcnsck

315,5

336,7

353,4

Misiit paraméter

0,867

+2 o

14

6.7

10

Számítás

10

kristály adatai alapján

Frakció (%)

10

61

29

12 C

2

52

Megjegyzendő, hogy az utolsó komponens esetén nincs hiba megadva, mert definíció szerint ennek értéke 100 mínusz az összes többi komponens frakcióinak összege. A frakcióknál
megjelenő százalékértékek n 0 = 10 kristályra vonatkoznak és nem a teljes populációra (n=63)!

Szederkényi (1998) említett a Mecsekalja-övből származó
mintákra hivatkozva.

A variszkuszi kéreg késő-vesztfáliai posztorogén exten-
ziója (pennsylvaniai; -305-312 millió év) a kéregblokkok
gyors exhumációjával társult, amit a késő-variszkuszi diffe¬
renciált blokkmozgások eredményeként — általában töré-
ses deformációs rezsimben, transzkurrens tektonikához
kapcsolódva — a stephaniai és alsó-permi (gzséli-szak-
marai; 290-300 millió év) medencék kinyílása követett (pl.
Lapierre et al. 2008, Kríbek et al. 2009). Az orogén öv
gyökérzónájának kiemelkedése a nagyfokú metamorf kőze¬
tek retrográd metamorf átalakulásához vezetett, ezért — az
európai variszcidákhoz (pl. Massif Central, Moldanu-
bikum; Lapierre et al. 2008; Kríbek et al. 2009) hasonlóan
— feltételezhető, hogy a dél-dunántúli metamorf aljzatban
kimutatott, muszkovitból meghatározott K-Ar, illetve 40 Ar-
39 Ar izotópkorok ezzel a posztorogén extenziós eseménnyel
korrelálhatok. Figyelembe véve a Rb-Sr, a K-Ar és a 40 Ar-
39 Ar rendszerek hőmérsékletfüggését (Clauer 2007),
valamint az extenziós eseményhez társuló hidrotermális

folyamatok intenzív K-metaszomatikus hatását (autigén
fehér csillám képződése a mellékkőzetben; Kríbek et al.
2009), a prevariszkuszi események azonosítására a fenti
izotóprendszerek korlátozottan alkalmazhatók; ehhez más
módszertani megközelítésre van szükség (pl. U-Pb rend¬
szer). Ezt támasztja alá Balén et al. (2006) eredménye is,
akik a Tisia-terrénum déli részét képviselő Szlavóniai¬
hegységben gránáttartalmú csillámpalából prevariszkuszi
monacitkorokat (428-444 millió év) közöltek, ezzel meg¬
erősítve a már korábban feltételezett prevariszkuszi meta¬
morf eseményeket.

Köszönetnyilvánítás

Ez a munka a Magyar-Amerikai Fulbright Bizottság
kutatási ösztöndíja (ÚG; No. 1209105), az OTKA PD 83511
téma (VA), valamint az MTA Bolyai János Kutatási
Ösztöndíj (VA és ÚG) támogatásával készült. A kézirat
gondos lektorálásáért M. Tóth Tivadart illeti köszönet.

Irodalom

Balén, D. Horváth, P., Tomljenovic, B ., Finger, F., Humer, B ., Pamic, J. & Árkai, P 2006: A record of pre-Variscan Barrovian régiónál
metamorphism in the eastern part of the Slavonian Mountains (NE Croatia). — Mineralogy andPetrology 87,143-162.

Clauer, N. 2007: Isotope dating and tracing of clay minerals írom low-temperature environments. — In: Nieto F., Jiménez-Millán J.
(eds): Diagenesis and Low-Temperature Metamorphism. Theory, Methods and Régiónál Aspects. Seminarios de la Sociedad
Espanola de Mineralogía 3,85-96.

Kazár E., Kordos L. & Szónoky M. 2007: Danitz-puszta, homokbánya. In: Pálfy J., Pazonyi P. (szerk.): Őslénytani kirándulások
Magyarországon és Erdélyben. —Hantken Kiadó, Budapest, 131-132.

Klötzli, U., Buda, Gy. & Koller, F. 1999: Geochronological evidence fór the derivation of the Mecsek Mountains, South Hungary,
írom Variscan Central Europe. — Beihefte zum European Journal of Mineralogy 11, p. 126.

Klötzli, U., Koller, F., Scharbert, S. & Höck, V. 2001: Cadomian lower crustal contributions to Variscan gránité petrogenesis (South
Bohemian pluton, Austria): Constraints from zircon typology and geochronology, whole-rock, and feldspar Pb-Sr isotope
systematics. — Journal of Petrology 42,1621-1642.

98

Varga Andrea etal.: Cirkon egykristály U-Pb korok a danitzpusztai pannóniai homokból

Konrád Gy. & Sebe K. 2010: Fiatal tektonikai jelenségek új észlelései a Nyugati-Mecsekben és környezetében. — Földtani Közlöny
140/2, 135-162.

Koroknai, B., Gerdes, A., Király, E. & Maros, Gy. 2010: New U-Pb and Lu-Hf isotopic constraints on the age and origin of the Mórágy
Gránité (Mecsek Mountains, South Hungary). — In: Zaharia, L., Kis, A., Topa, B., Papp, G. & Weiszburg, T. (eds): 20th General
Meeting of the International Mineralogical Association (IMA2010). — Acta Mineralogica-Petrographica, Abstract Series 6, p. 506.

Kríbek, B., Zák, K., Dobes, R, Leichmann, J., Pudilová, M., René, M., Scharm, B., Scharmová, .M., Hájek, A., Holeczy, D., Hein,
U. F. & Lehmann, B. 2009: The Rozná uránium deposit (Bohemian Massif, Czech Republic): shear zone-hosted, laté Variscan and
post-Variscan hydrothermal mineralization. — Mineralium Deposita 44, 99-128.

Lapierre, H., Basile, C., Berly, T. & Canard, E. 2008: Potassic laté orogenic Stephanian volcanism in the Southwest French Massif
Central (Decazeville, Figeac, Lacapelle-Marival basins): an example fór mantle metasomatism along strike-slip faults?— Bulletin de
la Societe Geologique de Francé 179/5, 491-502.

Lelkes-Felvári, Gy. & Frank, W. 2006: Geochronology of the metamorphic basement, Transdanubian part of the Tisza Mega-Unit. —
Acta Geologica Hungarica 49, 189-206.

Ludwig, K. R. 2008: User’s manual fór Isoplot 3.70: A geochronological toolkit fór Microsoft® Excel. — Berkeley Geochronology
Center Special Publication 4, USA, 76 p.

Smith, B. J., Wright, J. S. & Whalley, W. B. 1991: Simulated aeolian abrasion of Pannonian sands and its applications fór the origins of
the Hungárián loess. — Earth Surface Processes andLandforms 16, 745-752.

Szederkényi T. 1998: A Dél-Dunántúl és az Alföld kristályos aljzatának rétegtana. — In: Bérczi I. & Jámbor Á. (szerk.): Magyarország
geológiai képződményeinek rétegtana. MÓL Rt. és MÁFI kiadvány, Budapest, 93-106.

Újvári, G., Varga, A., Ramos, F. C., Kovács, J., Németh, T. & Stevens, T. in press: A critical evaluation of the use of clay mineralogy,
Sr-Nd isotopes and zircon U-Pb ages in tracking dúst provenance as exemplified by the Carpathian Basin loess. — Chemical Geology
DÓI: 10.1016/j.chemgeo.2012.02.007.

Kézirat beérkezett: 2011.11. 29.

In memóriám

^SSrfatí Geolonjcaí

142/1, 445-468., Budapest, 2012

Maria Mange született Rajetzky Mária
1935-2011

Rajetzky Mária 1935. augusztus 9-én született Kaposváron. Ott nőtt fel két
leánytestvérével, Ágnessel és Zsuzsával együtt. Már a középiskolában is kitűnt
tanulmányi eredményeivel, természettudományos érdeklődésével, korcsolyázó és
tornász tehetségével. Egyetemi tanulmányait az Eötvös Loránd Tudományegye¬
temen folytatta, ahol olyan legendás professzoroktól tanult, mint Vadász Elemér,

Szádeczky-Kardoss Elemér, Sztrókay Kálmán Imre, Ballenegger Róbert, Bogsch
László és Egyed László. Ott szerzett geológus diplomát, majd 1975-ben doktori
címet. Szakdolgozatát és doktori disszertációját egyaránt a mikromineralógia
tárgykörében írta, utóbbiban az alföldi pliocén végi - pleisztocén üledékciklusok
üledékföldtani és paleohidrográfiai értékelését végezte el. Pályáját a Földtani Kutató
és Fúró Vállalatnál kezdte. Majd a Magyar Állami Földtani Intézetben folytatta, ahol
számos hazai mélyfúrás fiatal, harmad- és negyedidőszaki üledékes képződményeit
vizsgálta. Egyetemi tanulmányai és a Magyar Állami Földtani Intézetben végzett
munkája alapozták meg későbbi hazai és külföldi szakmai sikereit. Mária 1956-ban
ment férjhez Gedeon István gyógyszervegyészhez, egy fiuk született, Ákos, aki
2002-ben hunyt el. Házassága 1973-ban válással végződött. Mária második férje a
svájci-britt kettős állampolgárságú Emilé Mange volt, aki a II. világháborúban vadászpilótaként elnyerte a DFC
(Distinguished Flying Cross) kitüntetést. Eleinte South Kensingtonban éltek, majd Bernben. Mária szaktudása és tehetsége
révén 1976 és 1980 között az Imperial College London tagjaként dolgozott, ahol kiemelkedő tudományos kutatókkal kötött
ismeretséget, barátságot, köztük Janet Watson-nal a Royal Society tagjával és a Geological Society of London első női
elnökével. Graham Evans szedimentológus irányítása alatt a dél-törökországi tengerpartot alkotó negyedidőszaki üledékek
ásvány-kőzettani vizsgálati eredményeiről írt disszertációjával elnyerte a D.I.C. címet (Diploma of membership of the
Imperial College).

London után 1980 és 1988 között Bernben dolgozott főként Albert Matter-rel. Ebben az időszakban úttörő munkát
végzett az Ebro-medencében, valamint az alpi molassz és flis területeken. Kutatásai során felismerte ezekben az
üledékekben a magas nyomáson keletkező glaukofán és lawsonit ásványokat. Bernben kifejlesztett egy új vizsgálati
módszert is. Ez a HRHMA (High-resolution Heavy Mineral Analysis) azaz a nagy felbontású nehézásvány vizsgálat, amely
a nehézásványok diagnosztikus jegyeinek (ásványváltozatok, ásványfelszín, geokémiai jellemzők stb.) aprólékos
megfigyelésén és vizsgálatán alapszik. A módszer kitűnően alkalmazható a sztratigráfiai korrelációban, az üledékek
eredetének, illetve lehordási területeinek meghatározásában, a tektonikai események felismerésében, és a betemetődés
utáni diagenetikus folyamatok vizsgálatában is. Mária a HRHMA módszert sok kollégájának és PhD hallgatójának
megtanította. Emellett Bernben egy nehézásvány-határozó kézikönyv készítésén is dolgozott Heinz Maurer-rel. Ez a színes
fotókkal illusztrált, nagyon szép kivitelű, kitűnő könyv német és angol nyelven is megjelent “Schwermineralen in Farben”
illetve „Heavy Minerals in Colour” címmel a stuttgarti Enke és a londoni Chapman & Hall kiadónál.

Mária, férje, Emil Mange halála után, 1988-tól az Oxfordi Egyetemen folytatta munkáját. Ott az északi-tengeri triász és
kréta üledékes kőzetek vizsgálatával foglalkozott, melynek nyomán hamarosan a Földtudományi Tanszék igen nagyra
becsült tagja lett. Főként Lidia Lonergan-nel, Philip Allen-nel és John Dewey-val dolgozott együtt. Mindig önzetlenül
segített a diákoknak és a munkatársainak a kutatásban. Ebben az időszakban szénhidrogén-kutató társaságoknak is
dolgozott tanácsadóként, és igen jó hírnévre tett szert, mint a világ vezető nehézásvány szakértője. Később Dávid Wright-
tal dolgozott együtt tudományos kutatási témákon és folytatta tanácsadói tevékenységét. Úttörő munkát végzett Nyugat- és
Dél-írország kora-paleozoos rétegeinek nehézásvány vizsgálatával.

2001-ben elfogadta a kaliforniai UC Davisi Egyetem (University of California, Davis Campus) geológiai tanszékén
nehézásvány vizsgálati eredményeinek elismeréseként neki felajánlott állást, ami lehetővé tette, hogy ettől kezdve csak
akadémiai kutatással és tanítással foglalkozzon. Eközben Dávid Wright-tal egy újabb könyv írásába és szerkesztésébe
fogott, amely 2007-ben az Elsevier kiadó gondozásában jelent meg “Heavy Minerals in Use” címmel. Ennek a tartalmilag

100

In memóriám...

és formailag is nagyon magas színvonalú, 46 fejezetből álló, közel 1300 oldalas könyvnek a társszerzői között a legnevesebb
specialisták szerepelnek, min t például Cavazza, W., Dewey, J. F., Dickinson, W. R., Faupl, R, Garzanti, E., Komar, R,
Morton, A.C. és Zuffa, G. G. Ennek a könyvnek a megírása, összeállítása és szerkesztési feladatai hatalmas, sokszor
éjszakába nyúló munkát, kiterjedt koordináló tevékenységet igényelt tőle, és jól tükrözi, hogy Mária mindenben
tökéletességre törekedett. A könyv összegzi a nehézásványokkal kapcsolatos ismereteket, a nehézásványok kialakulásának
és vizsgálatának, valamint a nehézásvány-vizsgálatok felhasználásának vonatkozásait. A könyv felbecsülhetetlen értéket és
forrást képvisel a nehézásvány vizsgálatokkal és a szedimentológiával foglalkozóknak. Egyaránt szól tudományos
kutatóknak és gyakorlati szakembereknek. Hasznos információkat tartalmaz egyes geológiai, geokémiai, kőzettani,
szénhidrogén-kutatási, régészeti, és bizonyos mérnöki munkákhoz. Mária hatalmas munkabírását jelzi, hogy még halála
előtt, betegen is dolgozott. Dávid Wright-tal a “Schwermineralen in Farben” könyv újabb, átdolgozott kiadását akarták
befejezni.

Mária óriási tapasztalattal rendelkezett a nehézásvány-vizsgálatok terén, mivel a Föld számos helyéről, különféle
földtörténeti korokban lerakodott törmelékes üledékes képződményeket tanulmányozott, többek között Svájcból,
Angliából, Írországból, Skóciából, Spanyolországból, Franciaországból, az USA-ból és Ománból, az ordovíciumi
homokkövektől a recens homokokig. Kutatási eredményeit hazai és nemzetközi tudományos folyóiratokban közölte. A
Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése és a Földtani Közlöny mellett olyan rangos külföldi folyóiratokban, mint
a Geological Journal, Sedimentary Geology, Geological Magaziné, Tectonophysics, Journal of Petroleum Geology,
Maríné and Petroleum Geology, Petroleum Geoscience, Journal of Sedimentary Research, Journal of the Geological
Society of London, Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen. Könyvein kívül legalább tíz
könyvrészlet szerzője, vagy társszerzője volt. Nemzetközi szakmai elismertségét jelzi, hogy 2002-ben a szedimen-
tológusok Dél-Afrikában megrendezésre került nemzetközi IAS konferenciáján a nehézás vány-vizsgálatokról és azok
alkalmazásáról „The study of heavy minerals and their application” címmel kurzust is tartott.

Mária széles látókörű, nagyon nagy tudású, és kitűnő minerológus és petrológus volt, az utóbbi évek-évtizedek
nemzetközileg legelismertebb mikromineralógusa, akinek sohasem lehetett olyan ásványt mutatni, amelyet ne tudott volna
azonosítani, és akit davisi kollégái a kiváló angol mineralógushoz, Stuart Olof Agrell-hez hasonló nagyságnak tartanak.

Fáradhatatlanul, céltudatosan, lelkesen dolgozott, és a sikerek ellenére is szerény, nagyon kedves és segítőkész maradt.
Sohasem feledte el, hogy honnan indult, magyarságára büszke volt, és a magyar nyelvet annyi külföldön töltött év után is
hibátlanul, idegen akcentus nélkül beszélte. Magyar barátaihoz, ismerőseihez, első munkahelyéhez, a Magyar Állami
Földtani Intézethez (MÁFI) való kötődése a külföldön töltött évek ellenére egész élete folyamán megmaradt. Ha itthon járt,
akkor gyakran felkereste a régi munkahelyét, barátaival hosszasan beszélgetett, érdekelték a hazai kutatási eredmények és
a MÁFI sorsa. 2003-ban az általa kifejlesztett HRHMA módszerről a MÁFI-ban előadást is tartott. Első munkahelyét
könyvajándékokkal támogatta, és javaslatára Oxfordból egy ott már feleslegessé vált mikroszondát is kapott az intézet. Az
utóbbi években egy MÁFI által vezetett Balaton-felvidéki kutatásba is bekapcsolódott John Dewey-val együtt.

Mária nagyon szerette Kaliforniát is, és a barátait Davisben, ahol életének utolsó és egyben legboldogabb időszakát
töltötte szeretettel gondozott virágai és narancsfái között. Ott érte őt váratlanul a súlyos daganatos betegség, amelynek
következtében 2011. január 30-án elhunyt. Davisi barátainak és kollégáinak a megemlékezése az interneten is elolvasható
(http://digital.davisenterprise.com/obits/ mange-obituary/).

Hamvait hazahozták Budapestre. Családtagjai, rokonai, barátai, évfolyamtársai, és egykori kollégái 2011. március 23-
án a Fiumei úti Sírkertben vettek tőle búcsút, szakmai pályafutását Brezsnyánszky Károly méltatta. Nemzetközileg
kimagasló és elismert tudományos kutatómunkája miatt büszkén, kedves egyénisége miatt pedig nagy szeretettel
emlékszünk Máriára.

Thamóné Bozsó Edit

Magyar nyelvű és fontosabb idegen nyelvű munkái

Allén, P. A. & Mange-Rajetzky, M. A. 1982: Sediment dispersal and palaeohydraulics of Oligocene rivers in the eastern Ebro Basin.
— Sedimentology 29, 705-716.

Allén, P. A. & Mange-Rajetzky, M. A. 1992: Devonian-Carboniferous sedimentary evolution of the Clair area, offshore north-western
UK: impact of changing provenance. — Maríné and Petroleum Geology 9, 29-52.

Allén, P. A., Mange-Rajetzky, M., Matter, A. & Homewood, P. 1985: Dynamic paleogeography of the open Burdigalian seaway,
Swiss Molasse basin. — Eclogae Geologicae Helvetica 78, 351-381.

Clift, P. D., Dewey, J. F., Draut, A. E., Chew, D. M., Mange, M. & Ryan, P. D. 2004: Rapid tectonic exhumation, detachment faulting
and orogenic collapse in the Caledonides of western Ireland. — Tectonophysics 383, 91-113.

Clift, P. D., Dewey, J. F., Draut, A. E. & Mange, M. 2003: Discussion of ‘Buried oblique-slip faults in the Irish Caledonides’ by D. M.
Williams. — Geological Journal 39,99-100.

Földtani Közlöny 141/1 (2011)

101

Dewey, J. F. & Mange, M. 1999: Petrography of Ordovician and Silurian sediments in the western Ireland Caledonides: tracers of a short-
lived Ordovician continent arc collision orogeny and the evolution of the Laurentian Appalachian Caledonian margin. — In: Mac-
Niocaill, C. & Ryan, P. D. (eds): Continental Tectonics. Geological Society of London Spéciül Publication 164,55-107.

Evans, M. J. & Mange-Rajetzky, M. A. 1991: The provenance of sediments in the Barr^me thrust-top hasin, Haute-Provence, Francé.

— In: Morton, A. C., Todd, S. P. & Haughton, P. D. W. (eds): Developments in Sedimentary Provenance Studies. — Geological
Society of London Spéciül Publication 57,323-342.

Gedeonné Rajeczky M. 1959: Balatonöszöd-1. számú vízkutató mélyfúrás rétegsora és anyagvizsgálati eredményei. — Kézirat,
Magyar Állami Földtani Intézet.

Gedeonné Rajeczky M. 1960: Zselickisfalud-1. számú vízkutató mélyfúrás anyagvizsgálati eredményei. — Kézirat, Magyar Állami
Földtani Intézet.

Gedeonné Rajeczky M. 1965: Előzetes jelentés az L-34-2-C-b-4 Esztergom jelű lap magyarországi szakaszán végzett 1:10 000 léptékű
földtani térképezésről. — Kézirat, Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár.

Gedeonné Rajeczky M. 1967: Adatok az Észak-Alföld üledékösszletének ismeretéhez. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi
Jelentése 1973-ról, 181-194.

Gedeonné Rajeczky M. 1971: A Badacsony-Szigliget közti terület pannon utáni fejlődéstörténete mikromineralógiai vizsgálatok
alapján. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1969-ről, 353-371.

Gedeonné Rajeczky M. 1973: A mindszenti és csongrádi kutatófúrások mikromineralógiai vizsgálata különös tekintettel az
anyagszállítás egykori irányaira. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1971-ről, 169-182.

Gedeonné Rajetzky, M. 1973: Fosszilis folyóvízi üledékek mikromineralógiai spektrumának értelmezése recens hordalékvizsgálatok
alapján. — Földtani Közlöny 103,285-293.

Gedeonné Rajeczky M. 1974: Jelentés az 1974. évben a Síkvidéki Osztály részére készült vizsgálatokról (Szarvas, Hortobágy, Sajólád).

— Kézirat, Magyar Állami Földtani, Bányászati és Geofizikai Adattár.

Gedeonné Rajeczky M. 1976: Adatok az Észak-Alföld üledék összletének ismeretéhez. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi
Jelentése 1973-ról, 181-194.

Gedeonné Rajeczky M. 1976: Pliocénvégi-negyedkori üledékciklusok mikromineralógiai spektruma a Szarvas-1. sz. fúrásban. —A
Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1974-ről, 171-182.

Lihou, J. C. & Mange-Rajetzky, M. A. 1996: Provenance of the Sardona Flysch, eastern Swiss Alps: example of high-resolution heavy
mineral analysis applied to an ultrastable assemblage. — Sedimentary Geology 105, 141-157.

Lonergan, L. & Mange-Rajetzky, M. A. 1994: Evidence fór the Internál Zone unroofing from foreland hasin sediments, Betic
Cordillera, SE Spain. — Journal ofthe Geological Society of London 151,515-529.
van Loon, A. J. (TÓM) & Mange, M. A. 2007: ‘In situ’ Dissolution of Heavy Minerals Through Extrémé Weathering, and the
Application of the Surviving Assemblages and their Dissolution Characteristics to Correlation of Dutch and Germán Silver Sands.

— In: Mange, M. A. & Wright, D. T. (eds), Heavy Minerals In Use. Developments in Sedimentology 58,189-213.

Mange, M. A. & Bezeczky, T. 2006: Petrography and provenance of Laecanius amphorae from Istria, northern Adriatic region, Croatia.

— Geoarchaeology: An International Journal 21,427^-58.

Mange, M. A. & Bezeczky, T. 2007: The Provenance of Pásté and Temper in Román Amphorae from the Istrian Peninsula, Croatia. —
In: Mange, M. A. & Wright, D. T. (eds): Heavy Minerals In Use. Developments in Sedimentology 58,1007-1033.

Mange, M. A., Dewey, J. F. & Floyd, J. D. 2005: The origin, evolution and provenance of the northern, Ordovician, belts of the Southern
Uplands Terrane, Scotland: a heavy mineral perspective. — Proceedings ofthe Geologists’ Association, London 116, pp. 251-280.
Mange, M. A., Dewey, J. F. & Wright, D. T. 2003: Heavy minerals solve structural and stratigraphic problems in Ordovician strata of
the Western Irish Caledonides. — Geological Magaziné 140, pp. 25-30.

Mange, M. A. & Maurer, H. F. W. 1991: Schwerminerale in Farbe. — Enke, Stuttgart; 148 p.

Mange, M. A. & Maurer, H. F. W. 1992: Heavy Minerals in Colom. — Chapman and Hall, London, 147 p.

Mange, M. A. & Morton, A. C. 2007: Geochemistry of Heavy Minerals. — In: Mange, M. A. & Wright, D. T. (eds): Developments in
Sedimentology 58,345-391.

Mange, M. A. & Ötvös, E. G. 2005: Gulf Coastal Piain Evolution in West Louisiana-Heavy Mineral Provenance and Pleistocene
Alluvial Chronology. — In: Fanning, M., Mahoney, B., Link, P. K. (eds): Interdisciplinary and isotopic studies of sediment
provenance. Sedimentary Geology 182,29-57.

Mange, M. A., Turner, P, Ince, D. M., Pugh, J. M. & Wright, D. T. 1999: A new perspective on the zonation and correlation of barren
strata: an integrated heavy mineral and palaeomagnetic study of the Sherwood Sandstone Group, East Irish Sea Basin and
surrounding areas. — Journal of Petroleum Geology 22,325-348.

Mange, M. A., Turner, P, Ince, D. M. & Wright, D. T. 2007: An integrated heavy mineral and palaeomagnetic study of the Triassic Sherwood
Sandstone Group, East Irish Sea Basin and surrounding areas. — In: Mange, M. A., Wright, D. T. (eds): Heavy Minerals in Use,
Developments in Sedimentology 58,1073-1097.

Mange, M. A. & Wright, D. T. 2007: Concluding Remarks.—In: Mange, M. A. & Wright, D. T. (eds): Heavy Minerals in Use,
Developments in Sedimentology 58, p. 1269.

Mange, M. A. & Wright, D. T. (eds) 2007: Heavy Minerals in Use. Developments in Sedimentology 58, Elsevier, Amsterdam, 1328 p.
Mange, M. A. & Wright, D. T. 2007: High-Resolution Heavy Mineral Analysis (HRHMA). — In: Mange, M. A., Wright, D. T. (eds):

Heavy Minerals In Use. Developments in Sedimentology 58,433-436.

Mange, M. A. & Wright, D. T. 2007: Introduction and OverView. — In: Mange, M. A., Wright, D. T. (eds): Heavy Minerals in Use.
Developments in Sedimentology 58, pp. xxvii-xliv.

Mange, M. A. & Wright, D. T. 2007. Preface. — In: Mange, M. A., Wright, D. T. (eds): Heavy Minerals in Use. Developments in
Sedimentology 58, pp. xxi-xxiii.

102

In memóriám...

Mange-Rajetzky, M. A. 1978: The mineralogy and petrology of the Quaternary sediments of the Southern Turkish Coast between
Karatas and Antalya. — Kézirat, Diploma of membership of the Imperial College, London. (Magyar Állami Földtani Intézet
Könyvtára), 184 p.

Mange-Rajetzky, M. A. 1981: Detrital blue sodic amphibole in recent sediments, Southern coast, Turkey. — Journal ofthe Geological
Society of London 138 , 83-92.

Mange-Rajetzky, M. A. 1983: Sediment dispersal írom source to shelf on an active Continental margin, S. Turkey. — Maríné Geology
52 , 1-26.

Mange-Rajetzky, M. 1989: The use of heavy mineral analyses in assisting zonation, correlation and provenance studies of clastic
reservoirs. — Maríné and Petroleum Geology 6,378-379.

Mange-Rajetzky, M. A. 1995: Subdivision and correlation of monotonous sandstone sequences using high resolution heavy mineral
analysis, a case study: the Triassic of the Central Graben. — In: Dunay, R. E., Hailwood, E. A. (eds): Non-Biostratigraphical
Methods of Dating and Correlation, Geological Society of London Special Publication 89 , 23-30.

Mange-Rajetzky, M. 2003: Heavy minerals revisited; a brief review. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002-ről, pp.
257-270.

Mange-Rajetzky, M. A. & Oberhánsli, R. 1982: Detrital lawsonite and blue sodic amphibole in the Molasse of Savoy, Francé and their
significance in assessing alpine evolution. — Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen 62 , 415^4-36.

Mange-Rajetzky, M. A. & Oberhaensli, R. 1986: Detrital pumpellyite in the peri-Alpine molasse. — Journal ofSedimentary Research
56 / 1 , 112-122.

Preston, J., Hartley, A., Hole, M., Buck, S., Bond, J., Mange, M. & Still, J. 1998: Integrated whole-rock trace element geochemistry
and heavy mineral studies: aids to correlation of Continental red-bed reservoirs in the Beryl Field, UK North Sea. — Petroleum
Geoscience 4 , 7-16.

Preston, J., Hartley, A., Mange-Rajetzky, M., Hole, M., May, G., Buck, S. & Vaughan, L. 2002: The provenance of Triassic
Continental sandstones from the Beryl Field, northern North Sea: mineralogical, geochemical, and sedimentological constraints. —
Journal ofSedimentary Research 72 , 18-29.

Radies, D., Preusser, F., Matter, A. & Mange, M. 2004: Eustatic and climatic Controls on the development of the Wahiba Sand Sea,
Sultanate of Omán. — Sedimentology 51 , 1-27.

Rajetzky M. 1975: Alföldi pliocénvégi-pleisztocén üledékciklusok üledékföldtani és paleohidrográfiai értékelése. — Kézirat, Egyetemi
doktori értekezés. Eötvös Loránd Tudományegyetem (Budapest), ELTE TTK Kari Könyvtár.

Ryan, P. D., Mange, M. A. & Dewey, J. F. 2007: Statistical Analysis of High-Resolution Heavy Mineral Stratigraphic Data from the
Ordovician of Western Ireland and its Tectonic Consequences. — In: Mange, M. A. & Wright, D. T. (eds): Heavy Minerals in Use.
Developments in Sedimentology Series 58 , 465-489.

Földtani Közlöny 141/1 (2011)

103

Dr. Elek Izabella

Aranydiplomás geológus

(1933. március 29., Rákospalota, 2011. szeptember 27., Budapest)

Hosszantartó, súlyos, türelemmel viselt betegség után 2011. szept. 27-én elhunyt Dr. Elek Izabella geológus. Egyetemi
tanulmányait 1951 és 1955 között végezte az ELTE TTK földrajz-földtan szakán, ahol középiskolai tanári oklevelet
szerzett. 1955-től 1960-ig Dunaújvárosban, majd Rákospalotán általános gimnáziumban tanított. 1960-62 között a
Dunántúli, majd 1962-tól 1975-ig az Észak-magyarországi Földtani Kutató és Fúró Vállalatnál dolgozott, geológusként.
1965-ben kiegészítő geológus diplomát szerzett. 1964-től laborvezető beosztást kapott. Alapvetően kőzettani és szénkőzet¬
tani vizsgálatokat végzett és ilyen kutatási jelentéseket készített a szénkutatáshoz kapcsolódva. A Laboratóriumban ezen
kívül építkezések műszaki terveihez kavics- és kőzetvizsgálatokat, valamint vízkutatáshoz kapcsolódva a lebegtetett
szilárd anyagok vizsgálatát is elvégezték. így sokoldalú alkalmazott földtani gyakorlatot szerzett.

E témakörökben a Magyarhoni Földtani Társulat Észak-magyarországi Szakosztályában számos előadást tartott.
Tudományos munkáival pályázatokon előkelő helyezéseket ért el.

Ezen kívül részt vett a Magyar Hidrológiai Társulat és a Magyar Karszt- és Barlangkutató Társaság munkájában is
(utóbbinak helyi kőzettani munkacsoportjának vezetője volt). A Miskolci Műszaki Egyetem geológus mérnök oktatását
kőzettan gyakorlatok tartásával támogatta. 1976-ban meghívást kapott a Magyar Állami Földtani Intézetbe, ahol 1989-ig,
nyugdíjba vonulásáig dolgozott csoportvezető beosztásban. 1977-ben a lignitek keletkezésének ősföldrajzi vonatkozásairól
készített disszertációval az ELTE TTK-n egyetemi doktori címet szerzett.

A MÁFI-ban a mikroszkópos szénkőzettani vizsgálatok fejlesztésében különösen fontos szerepe volt. A Központi
Földtani Hivatal 1987-ben az Ajka-II. szénkutatásban elért eredményeiért kiváló dolgozó oklevéllel tüntette ki.

Nyugdíjasként a MÁFI-ban és az MTA Geokémiai Kutató Laboratóriumban fiatal kutatók betanításával és szakértő¬
ként tevékenykedett. Az MTA Szerves Geokémiai Tudományos Albizottságának aktív tagja volt és ott is több alkalommal
bemutatta a szénkőzetek szövetei vizsgálatában szerzett kiemelkedő ismereteit.

Elek Izabella a vázolt sokirányú szakmai munkáját mély hivatástudattal végezte, ami segített legyőzni egész életén át
tartó mozgásszervi hiányosságát. Végtelenül türelmes, segítőkész és derűs természete elnyerte a környezetében élők és a
tágabb szakmai közösség megbecsülését és rokonszenvét. Élete példamutató mindnyájunknak!

Póka Teréz

Hírek, ismertetések

fflin Qai i<m Qeolocjjf.aJi

142/1, 105-108., Budapest, 2012

Összeállította: Palotás Klára

Események, rendezvények

XIII. Székelyföldi Geológus Találkozó, Gyergyószentmiklós,
2011. szeptember 22-25.

A Ditrói alkáli masszívum földtana volt a fő témája a székely-
földi geológusok immár 13-adszor megrendezett találkozójának.
Ez a Keleti-Kárpátok metamorf tektonikai egységeibe illeszkedő,
mintegy 15-20 km átmérőjű, mélységi magmás alkáli kőzetekből
álló masszívum a magyar és a nemzetközi petrográfia és minera-
lógia klasszikus területe. Már a 19. század első osztrák földtani
térképein is szerepel, itt dolgozott a kolozsvári földtani tanszéket
megteremtő Koch Antal (1879), pontos leírásokat készített róla
Mauritz Béla (1909-1925), Daly mészkő-asszimilációs keletke¬
zési elméletét alkalmazta rá Földvári Aladár (1946). Speciális, ún.
Orotva-típusú, ritkaföldfém-tartalmú ércesedését elsőként Pantó
Gábor (1941-42) kutatta. Világhíressé a később a nemzetközi mag¬
más nevezéktani bizottság elnökévé lett Streckeisen svájci
petrográfus tette. Jelentős kutatásokat végzett itt, a később román
államelnökké lett, Constantinescu bukaresti kőzettan-professzor
is. Az 1970-es évektől kezdve a román IPEG Harghita földtani
kutatóvállalat végzett itt részletes kutatást Jakab Gyula vezetésé¬
vel, aki 1998-ban publikálta a területre vonatkozó eredményeket
Csíkszeredában román nyelven megjelent összefoglaló munká¬
jában. Ő az eddigi tisztán magmás genetikával szemben a meta¬
morf aljzat metaszomatikus átalakulásának a jelentőségét hang¬
súlyozta. Innen indult el Pál Molnár Elemér pályája is, aki 1994-
ben magyar nyelven foglalta össze az MTA Szegedi Akadémiai
Bizottságának kiadásában a Ditrói szienitmasszívum kialakulására
vonatkozó ismereteket, és a Szegedi Egyetemen azóta is vezeti a
területre vonatkozó kutatásokat.

A mostani konferencia szellemi vezetője az itt élő Jakab Gyula
volt. Ő vezette az első napon a területet bejáró földtani kirándulást,
amelyen az alkáli kőzeteken kívül egy szakaszosan működő borvíz-
kutat is megtekintettünk. A második napon délelőtt a Jakab Gyula
magángyűjteményét bemutató értékes kőzet- és ásvány-kiállítást
néztük meg a gyergyószentmiklósi Tarisznyás Márton Múzeumban.
A második nap délutánján került sor a szakmai előadásokra. Ezek
színhelye egy korszerűen berendezett előadóterem volt a Csíky-kert
nevű parkban, ahol a kolozsvári Babe§-Bolyai Tudományegyetem
Földrajzi Karának egy kihelyezett részlege működik. A résztvevők
szállása és a közös baráti vacsora szintén a Csíky-kertben, Szent
Benedek Tanulmányi Házban volt.

Az ülésen bemutatott munkák közül kiemelkedtek a Ditrói
masszívumban végzett kutatások eredményeit összefoglaló elő¬
adások, amelyeket Jakab Gyula, valamint Pál Molnár Elemér
szegedi tanítványai, Batki Anikó, Almási Eszter Enikő és Sogrik
Edina tartottak. Fontos helyi témák voltak még a felszín alatti
édesvizek a Csíki-medencében (Zólya László), a geotermikus
energia-felhasználás lehetőségei a Székelyföldön (Unger Zoltán).
Érdekes adatokat tudhattunk meg a marosfői Maros forrás
helyzetéről (Albert Juliánná). Székelyföldi vonatkozású környezet¬
védelmi hagyományokat ismertetett Papp Péter és 18. századi
tudománytörténeti emlékeket Viczián István. Magyarországi
vonatkozású előadások voltak a recski ércesedésről (Szebényi Géza),
vala mi nt a barnaszenek kéntartalmáról (Pápay László). Az ülésen

bemutattam az ÉK-Tiszántúl geotermikus viszonyairól szóló új
debreceni tanulmánykötetet, és átadtam azt a Csíkszeredán működő
Pro Geológia Egyesület Könyvtárának (vezetője: Zólya László).

A rendezvény sikeres lebonyolítását elsősorban néhány geoló¬
gusnak a területen működő magánvállalatai biztosították, a díszítő¬
kövekkel foglalkozó I.G. Mineral Kft. (Jakab Gyula) és a vízföld¬
tani és talajmechanikai munkákat végző Geo-Tech Kft. (Székely
István, Rübel Tibor). A jó hangulatról pedig a szép kárpáti táj, a
székely és geológus hagyományok különleges ötvözete és a jelen
levő nagyszámú, a magyar nyelvű egyetemi oktatásban részt vevő
földtudományi hallgató gondoskodott.

Viczián István

Személyi hírek -

Uhrin András 2012. február 10-én sikeresen megvédte „Víz-
szintváltozási ciklusok és kialakulásuk okai a késő-miocén
Pannon-tó egyes részmedencéiben” című PhD értekezését. Téma¬
vezetője Sztanó Orsolya volt.

Gyászhírek

Kedves kollégánk, Horváth István (Pista), január 27-én örökre
itt hagyott bennünket. A MÁFI egész kollektívája őrzi emlékét.

A Miskolci Egyetem Szenátusa, a Műszaki Földtudományi Kar
Tanácsa, a Geofizikai Tanszék és a Gyászoló Család mély megren¬
düléssel és fájdalommal tudatja, hogy Dr. Takács Ernő professzor
emeritusz, a műszaki tudomány doktora, a Miskolci Egyetem
tiszteletbeli doktora, Miskolci Egyetem Bányamérnöki Karának
volt dékánja és a Geofizikai Tanszék egykori tanszékvezetője, a
Munka Érdemrend arany fokozatával, az Eötvös Loránd Emlék¬
éremmel, Szent-Györgyi Albert-díjjal, az Akadémiai Díjjal és a
Miskolci Egyetem Signum Aureum Universitatis érmével kitün¬
tetettprofesszora 2012. január 12-én, életének 84. évében elhunyt.

Fájdalommal tudatjuk, hogy örökre eltávozott Tóth Miklós
(1937-2011) és Dr. Vándorfi Róbert (1928-2011) tagtársunk.

Emlékük szívünkben és munkáikban tovább él!

Könyvismertetés -

Gálos Miklós, Kürti István: Papp Ferenc élete és
munkássága

Papp Ferenc professzor születésének 110. évfordulójára Gálos
Miklós és Kürti István szerkesztésében emlékkönyv készült,
„Papp Ferenc élete és munkássága, ‘Feri bácsi’ a Műegyetem
legendás professzora” címmel. A mű a Magyarhoni Földtani Tár¬
sulat kiadásában, 200 oldalas keménykötésű, színes képmellék¬
letekkel összeállított kiadványként jelent meg.

Tartalom:

Előszó

I. Tények — Papp Ferenc életrajza

II. Megemlékezések — Emlékbeszédek és megemlékezések
jeles évfordulókon

106

Hírek, ismertetések

III. Visszaemlékezések — Tanítványok, munkatársak, tiszte¬
lők visszaemlékezései

IV. Emlékhelyek, Emlékező Társaságok

V. Zárszó

VI. Dokumentumok — Családi, iskolai, munkahelyi doku¬
mentumok

VII. Dr. Papp Ferenc irodalmi munkássága

Papp Ferenc, Feri bácsi (1901-1969) szakmája odaadó, alkotó
művelője, példás pedagógus szakmai közéleti vezető, nagy mecé¬
nás és mindenek felett nagyon jó ember volt. E könyv a Műegyetem
neves professzorának — tanítványai, munkatársai, tisztelői, mun¬
kásságát folytató hidrogeológusok, mérnökgeológusok, barlang-
kutatók — már életében megbecsült Feri bácsijának állít emléket.

Budapesten született, a budapesti Pázmány Péter Tudomány-
egyetemen szerzett tanári képesítést és bölcsészdoktori tudományos
fokozatot. 1924-től haláláig a Műegyetemen oktatott és kutatott.
1960-tól az egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék tanszékvezetője,
1959-60 években a Mérnöki Kar dékánja volt. Kiterjedt szakmai¬
közéleti tevékenységet folytatott. Több tudományos szakegyesület¬
ben viselt magas tisztségeket: a Magyarhoni Földtani Társulat titkára,
majd főtitkára, a Mérnökgeológiai Szakcsoport alapító elnöke, a
Magyar Hidrológiai Társaság alapító tagja, majd elnöke; a Magyar
Karszt- és Barlangkutató Társulat elnöke, tiszteleti tagja volt.

A kötet megvásárolható (ára 3000.- Ft): Titkárságunkon: 1015
Budapest Csalogány u. 12.1. em 1.; hétfőn szerdán 8-16.30, pénte¬
ken 8-12.30 között, Az ELTE Általános és Alkalmazott Földtani
Tanszékén Győri Orsolyánál és a MÁFI könyvtárában.

Krivánné Horváth Ágnes

Bárdossy György: A nyirádi-bauxitelőfordulás keleti része

Bárdossy György akadémikus a három halimba környéki
bauxitelőfordulás monográfiájának elkészítése és megjelentetése
után (halimbai 2007, malom-völgyi 2009 és szőci 2010) a Déli-
Bakony legnagyobb kiterjedésű, Nyirád és Sümeg között található
bauxitterületének monografikus feldolgozását kezdte meg. Ennek
első eredménye ez a könyv, amely a nyirádi-bauxitelőfordás keleti
részét tárgyalja a szerzőtől megszokott magas szakmai színvonalon.
A tárgyalt terület a Deáki-hegy, és annak K-i előterében DNy-ÉK
irányban húzódó területsáv bauxittelepeit foglalja magában. A
nagyszámú (73 db) lencsés kifejlődésű bauxittelepet a szerző öt
részterületre osztva (Ódörögdpuszta, Izamajor, Alsó-Nyirádi-erdő,
Dűlt-nyíres, Nyirádi-medence) vizsgálta meg és értékelte.

A könyv formai megjelenése és tartalmi felépítése hasonló a
korábbi három monográfiáéhoz. Rövid bevezető után az előfor¬
dulás megismerésének történetét olvashatjuk. Az általános föld¬
tani ismertetésből szemléletes képet kap az olvasó a terület réteg-
tani helyzetéről, geomorfológiai és teleptani jellemzőiről, vala¬
mint hidrogeológiai helyzetről és a tektonikai viszonyokról. Ezt
követően részletes vizsgálja a szerző a bauxitlencsék kőzettani
felépítését, az általa már korábban definiált bauxitos kőzetfajták
szöveti, szerkezeti tulajdonságait. A bauxit kémiai összetételének
vizsgálatához ez alkalommal is a legmodernebb geostatisztikai
módszereket használta fel Bárdossy akadémikus. A „vizsgálati
rész” a bauxit ásványos összetételének ismertetésével zárul. Az
„értékelő rész” kitér a bauxitelőfordulás genetikai kérdéseire, a
korábbi kutatások és alkalmazott készletszámítási eljárások mód¬
szertani értékelésére, és az esetleges további kutatások kilátásaira.
Újdonság az előző monográfiákhoz képest, hogy a szerző időrendi
sorrendben ismerteti, és röviden értékeli a területen készült kuta¬
tásokat, kutatási zárójelentéseket.

A Magyar Tudományos Akadémia Könyv- és Folyóirat kiadó
Bizottsága által támogatott és a Magyar Állami Földtani Intézet által
kiadott angol és magyar nyelvű monográfia összesen 117 oldal
terjedelmű. 53 jól áttekinthető ábrát, 20 táblázatot és a mellékletében
14 db jó minőségű, nagyrészt színes fényképet tartalmaz. A kiadvány
kiváló minősége a szerkesztők hozzáértő munkáját dicséri.

Jankovics Bálint

Kerekes Árpád: A csingervölgyi bányászat kezdetei
In memóriám Reithmüller Ármin (1834-1911)

2011. november 26-án Ajkán rendeztek emlékülést Reithmüller
Ármin halálának 100. évfordulója alkalmából.

Reithmüller Ármin 1857-ben érkezett Magyarországra és a
becskei bányánál dolgozott, mint bányamunkás (külön fejezetben
ismerhetjük meg a becskei bányászatot) és ott szerezte meg azt a
gyakorlatot, amit később Ajka-Csingervölgyön kamatoztatott.

Az emlékülésen Kerekes Árpád, Gazdag György, Nagy Lajos,
Horváth Károly tartott előadást. A közel száz megjelent kézhez
kapta Kerekes Árpád „A csingervölgyi bányászat kezdetei In memó¬
riám Riethmüller Ármin (1834-1911)” c. 83 oldalas könyvét.

Az ajkai szén ipari felhasználására 1777-ben került sor a 8 km-
re lévő kislődi vashámorban. A könyvből megismerhetjük a csin¬
gervölgyi bányászat kezdetét, a Magyar Bányakalauzból (1881—
1914) a csingervölgyi bányászat adatait és leírását, Reithmüller
Ármin családjának vázlatos életrajzi adatait és a meghatározó
körülményeket.

Nagyon érdekes „A bányászünnepek Reithmüller Ármin ide¬
jén” fejezet, melyben képet kapunk arról, hogy hogyan zajlott le
minden év július 4-én (Ubich napján) a csingervölgyi bányász¬
búcsú. A könyv ismerteti Ulrich von Hutten (1488-1523) és
Herceg Ubich von Würtenberg (1487-1550) életét. Akiknek
emlékére, a hagyományoktól eltérően nem Borbála napján tar¬
tották a bányászbúcsút.

A könyv utolsó fejezete az időszak 31 bányászati szakkifeje¬
zéseinek magyarázatát adja, mint például a „bányakutya” vagy a
„szelelőgép”.

Reithmüller Ármin jeltelen sírban fekszik, saját tervezésű háza
— ahol 1911. május 16-án elhunyt — Veszprémben a Fenyves u. 5.
szám alatt ma is megtalálható.

A könyvet a Bódéért Hagyományőrző Egyesület adta ki, a
kiváló nyomai munka az ajkai Keller-Print Nyomda Kft. dolgozóit
dicséri.

Horn János

Bányászélet vájárszemmel

2011. november 18-án az OMBKE Bányászati Szakosztály
Dorogi Szervezete megalakulásának 90. évfordulóján, kaptam
meg Solymár Judittól Szabolcsi Kardos Mihály plébános magán¬
kiadásában megjelent „Bányászélet vájárszemmel / Mozaikok a
vájáréletből és néhány, Tokod helytörténetére vonatkozó esemény”
című könyvet, amely Pánczél Árpád elbeszéléseit tartalmazza.
Lejegyezte Szabolcsi Kardos Mihály, Tát és Tokod plébánosa
2001-2006. között. Pánczél Árpád, akinek édesapja is bányász
volt, 1947-től Erzsébet-aknán 1961-től Csobán tanyán a VI-os
aknán, 1973-tól Sárisápon a VI-os aknán, 1975-től Dorogon a
XXI-es aknán dolgozott 1983-as nyugdíjazásáig.

A beszélgetés kapcsán leírt fejezetek a bányászat szinte min¬
den témáját felölelik. A könyvben több korábbi mentő vissza¬
emlékezése, az egyházi évhez kötődő tokodi szokások és azon
tokodiak neve is szerepel, akik 2005-ben a bányánál dolgoztak.

Földtani Közlöny 142/1 (2012)

107

Nagyon szép Pánczél Árpád befejező gondolata „legyen ez az
elbeszélés is emléke a nehéz bányász életnek”.

A 21 színes fényképpel illusztrált, számos újdonságot tartal¬
mazó könyv nemcsak a Tokodon, Táton élők, hanem a bányászat
területén dolgozók és nyugdíjasok számára is érdekes.

A könyv megvásárolható, illetve megrendelhető Szabolcsi
Kardos Mihály plébános úrnál: 2534 Tát, János lovagok tere 1.

Horn János

Ősi Attila: Dinoszauruszok Magyarországon

Megjelent a GeoLitera sorozat legújabb kötete. A könyv bemu¬
tatója 2012. február 16-án volt a Magyar Természettudományi
Múzeum Semsey Andor termében.

A könyv ára 3000 Ft.

^gyarhoni Földtani Tár Sl%

142/1 ( 2012 ), 1-108

^dgarian Qeological Soc.'^

Tartalom — Contents

Győrfy Éva: A Komló környéki fúrásokban feltárt felső-triász-alsó-jura képződmények durvatörmelékes
rétegeinek őskörnyezeti értékelése. — Evaluation of Upper Triassic - Lower Jurassic breccia/conglomerate-
bearing beds described from boreholes in the vicinity of the town of Komló. 3

Galácz András, Császár Géza, Géczy Barnabás, Kovács Zoltán: A Gerecse hegységi Nagy-Pisznice „Krokodil-
szelvényében” feltárt toarci (alsó-jura) rétegek ammonitesz-sztratigráfiája. — The Toacian ammonite stratig-
raphy of the so-called ‘Crocodile’ section on the Nagy-Pisznice Hill in the Gerecse Mountains (North-west
Hungary). 21

Szentesi Zoltán, Venczel Márton: Egy fejlett béka a felső-kréta (santoni) Csehbányái Formációból (Iharkút,
Bakony hegység). — An advanced anuran from the Upper Cretaceous (Santonian) Csehbánya Formádon
(Iharkút, Bakony Mountains). 33

Benkó Zsolt, Molnár Ferenc, Pécskay Zoltán, Németh Tibor, Maré Lespinasse: A paleogén vulkanizmus
hidrotermális rendszerének hatása a variszkuszi gránitra a Velencei-hegységben: a sukorói barittelér kora és
képződése. — The interplay of Palaeogene magmatic-hydrohermal fluid flow on a variscan gránité intrusion:
the age and formádon of the barite vein at Sukoró, Velence Hills, Western Hungary. 45

Kálmán Eszter: Helyszíni kőzetfeszültség mérési eredmények a túlkonszolidált Kiscelli Agyag Formációban. —

In situ measurements in the overconsolidated Kiscell Clay. 59

Kessler Jenő, Hír János: Észak-Magyarország madárvilága a miocénben. I. rész. — The avifauna in North
Hungary during the Miocéné. Part I. 67

Keresztúri Ákos: Szemelvények a Földön kívüli tektonikai jelenségekről. — Selected issues on the tectonic struc-
tures beyond the Earth. 79

Rövid közlemény

Varga Andrea, Új\ári Gábor, Kovács János: Cirkon egykristály U-Pb korok a danitzpusztai pannóniai homok¬
ból: közvetett bizonyítékok az aljzatot alkotó metamorfitok kevert prevariszkuszi protolitjaira. 95

In memóriám

Thamóné Bozsó Edit: In memóriám Maria Mange született Rajetzky Mária 99

Póka Teréz: In memóriám Dr. Elek Izabella 103

Hírek, ismertetések (összeállította Palotás Klára) 105

A \