Tiszia-probléma és lemeztektonika kritikai elemzés a koramezozoós fácíeszónák eloszlása alapján

DR. KOVÁCS SÁNDOR Tiszia-probléma és lemeztektonika kritikai elemzés a koramezozoós fácíeszónák eloszlása alapján A dolgozat a T iszia-problém a rövid tudom ánytörtén eti áttekintése u tá n a fixizm us m obilizm us kérdését vizsgálja a m agyarországi nagyszerkezeti elm életekben, m ajd pedig az alsó-triász liász fácíeszónák eloszlásának áttekintése következik a K árpát-m edencében és annak környékén. A proxim ális (előtérközeli; belső-self) és disztális (előtér-távoli; külső-self és nyílttengeri) fáciesek eloszlása ebben az időszakban a rra utal, hogy a Tethys első (középső-triász) riftesedése során kialakult ősföldrajzi rendszerben a Tiszia az északi (európai) self része volt és csak a Tethys m ásodik (dogger alsó-kréta), pennini riftesedése során vált le és önállósult egy m ikrokontinens form ájában. Az adott időszakban a B ükkium a dinári self része volt, a rudabányai m ellétéi mélyvízi triász pedig a belső-dinári eugeoszinklinális ÉNy-i elvégződésében helyezkedett el. Az ún. Igái bükki eugeoszinklinális nem létezett, m int ősföldrajzi egység, hanem itt egy olyan transzform törészóna m űködött, am ely m entén a K árpát-m edence két fő (ÉNy-i, ill. DK-i) szegm ensének inverziója létrejött. 1. Történeti áttekintés A Pannon vagy Magyar köztes töm eg eszm éje részben a m agyar geológusoknak az Uhlig (1907)-féle takaróelm élet túlzásaira való reagálásaként (id. Lóczy L., 1918), részben pedig az alpi-kárpáti, ill. alpi-dinári láncok kialakulására vonatkozó korai geotektonikai szintézisekben (Kober, 1921) született. Egy merev, köztes k rató n t jele n te tt (Internida, Zwischengebirge), am elyet az előbb em lített hegységláncok (Centralidák) ölelnek körül és részben Mojsisovics (1880) Keleti Szárazulat -át is magában foglalta. A Tiszia elnevezést Prinz Gy. (1926) vezette be, kiterjesztve annak területét a Belső- K árpátok nagy részére is. A m erev köztes kratónként, kaptafaként való szerepeltetés ellen azonban hamarosan mobilistább nézetek is életre keltek. Ennek oka az volt, hogy a vastag neogén fedő alól kibúvó m agyarországi hegységek típusos alpi kifejlődéseket tartalm aznak és nem leh etett éles szerkezeti határt kim utatni a Centralidák és az Internida között. Telegdi Róth K. (1929) adta a Tiszia első m obilista értelm ezését, hangsúlyozva, hogy annak fejlődése a mezozoikumban nem igen különbözött a környező hegyláncokétól és csak egy Tiszia-stádium volt, mégpedig a k réta végén, am ikor az a K ülső-k árpátok köztes tömegeként viselkedett. Az adott korhoz képest mobilista nézetekekel jelentkeztek Pávai Vájná F. (1931), Rozlozsnik P. (1936) és Horus itz k y F. (1961) is. Azonban a Tiszia évtizedeken át valóban egy kratogén, a környezetétől többé-kevésbé független köztes töm eget jelentett. Vadász E. (1961) szintén hangsúlyozta, hogy nincs éles határ a köztes tömeg és a környező hegységláncok között. De ez a vélemény is sokkal inkább szerkezeti, m int ősföldrajzi alapokon nyugodott: a fő töm egében takaros szerkezetű Keleti-Alpok N yugati-k árpátok (akkori ism eretek szerint) belső szárnyaként értelm e zett M agyar-középhegységtől délre elhelyezkedő terü let (Mecsek Villányi-hegység) szerkezetileg a teljesen eltérő kifejlődés ellenére is a nem takaros szerkezetű Déli-Alpok folytatását kellett, hogy képviselje. Még így is csaknem m indenki által elfogadott tény volt, hogy a Tethysből több, kristályos hátságokkal elválasztott mezozoós geoszinklinális ág nyúlt be a köztes tömeg területére. (Négy kratogeoszinklinális, különösképpen partjaik nyom a nélkül, és öt kristályos geantiklinális Magyarország terü letén belül!). Az alföldi flisöv felfedezése (a köztes tömeg szívében ; Körössy L., 1959) és a Bükk dinári kapcsolatainak felismerése (Schréter Z., 1963; Balogh K., 1964) nagy csapást jelentettek az egységes köztes tömeg eszméjére. Ezt követően annak terjedelm e m indinkább csökkent a tektonikai elméletekben, lényegében leszűkült a Nagyalföld m edencealjzatára. A Tiszia-problémának a lemeztektonika előtti legalaposabb összefoglalását Balogh K. (1972) adta. További részletek helyett itt csupán az ő m u n k ájára hivatkozunk. A lem eztektonika előestéjén W ein Gy. (1969) körvonalazta M agyarország nagyszerkezeti zónáit, még klasszikus tektonikai szemlélettel, am elyek kiterjedésüket illetően m a sem szorulnak lényeges változtatásra. A Bükk dinári típüsú kifejlődésének m agyarázatául bevezette az Igái bükki eugeoszinklinális fogalmát. Dank V. és Bodzay I. (1971) m utattak rá először, hogy a Pannon köztes területre benyúló újpaleozoósmezozoós geoszinklinális ágakat (amelyek fogalm a a m odern szedimentológia idején m ár végképp tarthatatlan volt) elválasztó kristályos hátak voltaképpen a mezozoós övék szárnyain felszínre bukkanó idősebb szerkezeti emeletek képződm ényei. A m odern lem eztektonikai elm élet hazai bevezetése Szádeczky Kardoss E. (1971) nevéhez fűződik. Az új szem lélet nagym értékben előrelen d ítette az ortodox m ódon felfogott, ősi, m e rev, kratogén Pannon köztes m asszívum ru galmasabb, mobilista értelmezését. Egyúttal könnyen m agyarázhatóvá vált a K árpát-m edence ÉNy-i és DK-i szegmense közti éles fácieskülönbség is. A két szegmens inverzióját m ikrolemezmozgásokkal m agyarázták Patrulius et. al. (1971, p. 52 54), Laubscher (1971), a m agyarok közül pedig elsőként G éczy B. (1972, 1973). (Megjegyzendő, hogy a nagyobb m éretű horizontális elmozdulások feltételezésének igénye a lemeztektonikától függetlenül a m odern szedimen- FÖLDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (1984. év), 1. szám 55

^ cd +з a ^ * ff) и Ц : -ö Э 5 ^ С 2 5 'О ft' Й g &Л ^ C ^ N Í J... 3.. S S 2 í «2 n 2 ft I g.2 g.2.*.2» S? cd ^ u, 4 cd «О Й 1 Ёд МЙо :0 - -, ü ] ; «Л " 3 -OM a <uffl -Й > 'ÓM., N 3 VI n. *3 -о ' О -щ У* 3 ь 5 Я M а Р и, ю C/J >. сл Nm 'OJNá l I I I I 1 t> 3 cd cd чт5 S-^-S rt-л-й b Ä 3 * g Ю ~33 4jN-C c,p Wft««3» ^ S t.rt 03, 3og(i 'i 2 I s 23-s 2 C d) S *!*Юfcj l ^ o U.. й ^ и M cd 5 2 о.зй <u ft..»й'й-2 8 СО ' П : Q f t 3 3 св I g й Ю Ю w CO -s N ^. л > I vs й) ^ О i-i ä MvO k> с о й j i, О 2 «2 f t s 3 r- M W - a -S 2 -S ЛГ- S g '2 $ '«" й ft ft *!$ ca g s t., -.. c 2 u 8 X й f t <3 ^! o' (D^gii 5 ft js Ö- I» $ g -Sc M'O > I H3 JS о ю ft «Й M tl. 56 FÖ LD TAN I K U T A T Á S XX VII. évfolyam (1984. év), 1. szám

tológiai-faciológiai vizsgálatok előrehaladásával itt is és az alpi orogén m ás részein is óhatatlanul felm erült volna. A lem eztektonikai elmélet csak segít m egm agyarázni ezen mozgások dinamikáját.) Alapvető fontosságú Szepesházy K. (1975, 1977, 1979, 1980) m unkássága az Alföld m edencealjzata és az Északkeleti-K árpátok, ill. az Erdélyi-Középhegység közti kapcsolatokat, illetően. A nagyszám ú m élyfúrás alapján, lem eztektonikai érvek hangoztatása nélkül is rám utatott, hogy itt a Tethys északi szárnyának képződm é nyei a déli szárny képződményeitől délebbre kerültek, inverzió történt. Channel, J. E. T. és Horváth F. (1976), Bodzay I. (1977), Wein Gy. (1978a, b) és Varga I. (1978), majd maga a szerző is (Kovács S., 1980) ugyancsak horizontális elm ozdulásokkal m agyarázták a fennálló fácies-ellentéteket és a jelenlegi délkeleti szegmens északi, ill. északkeleti eredetét tételezték fel. A Tisziát először Channel és H orváth (1976) használták lem eztektonik ai egységként (Tiszia-m ikrolem ez). Ennek kiterjedése lényegében megegyezik azzal, amelyet Szalai T. (1961) nyomdokain Tollmann, A. (1968, 196Э: Tisia Zwischengebirge, lásd 1. ábra) körvonalazott először: magában foglalja a Mecseket és a Villányi-hegységet, az Alföld m edencealjzatát és az Erdélyi-Középhegységet, és a M aros-öv V ardar-öv Szubpelagóniaivagy Ofiolit-öv Intrapannon mobilis öv eugeoszinklinális övei veszik körül (vö. 3. ábra). Wein Gy. (1978a, b) felújította Uhlig, V. (1907) klasszikus hipotézisét, Laubscher (1971) lem eztektonikai rekonstrukciójára alapozva. Az ő életm űve egyúttal azt is m utatja, hogyan fejlődött a Tiszia eszméje a part nélküli kratogeoszinklinálisokkal rendelkező, környezetétől független, m erev köztes tömegből az alpi-kárpáti orogén szerves részévé a m agyar geológusok gondolkodásában. Utolsó m unkái történelm i jelentőségűek a m agyar geotektonikában; sajnos, halála m egakadályozta e m unka teljessé tételében. Azonban a rekonstrukciók csaknem valam ennyiének az volt a hibája, hogy a Nyugati- Alpok példáján Laubscher (1971) példáját követve feltételezték, hogy valam ennyi vastag, mezozoós karbonátos sorozat a Tethys déli, afrikai selfjén+1 keletkezett, következésképpen odahelyezték a N yugati-k árpátokat is (vö. K o vács S., 1980). A rom án geológusok közül Bleahu, M. (1976 és in Ianovici et al., 1976) javasolt egy modellt a Tiszia fejlődésére, amellyel a jelen szerző nagym értékben egyetért. Az ő alapgondolatait itt csak még teljesebbé tu d ju k tenni. 2. A lem sztektonikai elm élet hazai alkalmazásának problémái (F ixizm us kontra m obilizm us) A lem eztektonikai elmélet olyan forradalm at idézett elő a földtudom ányokban, amely jelentőségében csak a darw ini tanoknak a m últ században a biológiában tö rté n t m egjelenésével Fig. 1 Plate tectonics model of the Alps-Carpathians-Dinarides-Balkans zone. 1. Paleooeanlc areas with ophiolftee; 2, continental cruat (represented only In the flat figure ); 3. active aubductlon zonea; 4, calk-alkaline volc&nlem ; C. expansion»] retro-arc basin ; A fr P l = A frican p la te : E u rp l - E ast-e uropean p la te : V V ardar zo n e; P I - Pelagonian zo n e: S P l = Subpelajonlan zo n e: E A lp - E astern A lps; I T C - W estern C arp ath ian s: V I - V illany zone: N A p - north ern A p u senl; S A p - so uthern A pusenl: EC - E astern C arp ath ian : SC - Southern C arp ath ians: В Balkans: Ft flysch tro u g h ; At PI Moeslan p latfo rm ; RAf R hodope m assif; F B Pannonian basin : Т В - Transylvanian B asin ; D Dinaridee. 2. ábra. A z A lpok Kárpátok D inaridák Balkanidák lem eztektonikai modellje és a Tiszia mozgása Bleahu (1976) szerint A vázlatok a triász, a felső-júra alsó-kréta (J3 Ct), a középső-kréta paleogén (C2 P9) és a miocén (Mi) helyzetet szem léltetik. Megjegyzés: Az ábrán a Tisziára csak két egység, a V illányi-zóna (Vi) és az Északi- Erdélyi-középhegység (NAp) utal. Az 1. rajzon az északi paleóceáni sáv csak a m ajdan kialakuló pennini zóna helyzetét jelzi. 1: paleóceáni területek ofiolitokkal; 2: kontinentális kéreg (csak az első rajzon jelezve); 3: aktív szubdukciós zónák; 4: m észalkáli vulkanizm us; 5: expanziós ívm ögötti medence. A frpl = A frikai lemez; E urpl = K elet-európai lemez; V = V ardar-zóna; P l = Pelagóniai-zóna; SPl == Szubpelagóniai-zóna; EAlp = K eleti-a lpok; WC = Nyugati-K árpátok; Vi = V illányi-zóna; NAp = Északi- Erdélyi-középhegység, SAp = Erdélyi-Érchegység; ЕС = K eleti-k árpátok; SC = D éli-k árpátok; B = Balkanidák; F t = flis-árok; MP1 = M oesiai-platform ; RM = Rodope-m asszívum ; PB = Pannon-m edence; ТВ = Erdélyi-m edence; D = D inaridák. m érhető össze. M int ahogy akkor azonnal m egindult a biológiában a fixizmus -mobilizmus avagy az antidarw inizm us darw inizm us párharca, és még ma is, jó évszázad m últán is vannak a világon, akik elutasítják a darw ini tanokat, várható, hogy a földtudom ányokban a lem eztektonika esetében sem lesz ez másképp. Ma a takaróelm élet létjogosultsága körüli viták elültével a fixizm us képviselőinek erőfeszítései a rra irányulnak, hogy m indenáron kizárják a lemez-, ill. m ikrolem ez-mozgások lehetőségét. A lem eztektonika a m erev köztes tömeg hipotézisen felcseperedett m agyarországi geotektonikában is forradalm at indított el a 70-es évek elején. Természetes azonban, hogy az elmélet hazai alkalm azása a kezdet gyerm ekbetegségeivel küszködve esetenként nem kis tévedésekhez is vezetett. Ezért aztán egyes konkrét terü leteket jól ismerő geológusokban joggal tám adtak kételyek az elmélet komolysága iránt. Az első probléma m indjárt ott jelentkezett, hogy míg fél évszázadon á t nagyszerkezeti gondolkodásunk gyakorlatilag lezárult az országhatároknál, FÖLDTANI K U T A T Á S X X V II. évfolyam (1984. év), 1. szám 57

ugyanúgy a mai óceánokon m egszületett lemeztektonika alkalmazása is határainkon belül, vagy legalábbis a környező hegységkeret földtani felépítésének nem kellő ism erete alapján történt, ill. történik (pl. a Laubscher [1971]-féle ősföldrajzi modell kritika nélküli átvétele; vö. Kovács S., 1980, p. 371). Sokszor ott is eltűnt óceánokat kerestünk, ahol azoknak semmilyen nyoma sincsen. Az eddigi hazai próbálkozások többnyire tisztán kőzettani vagy őslénytani inindíttatásúak voltak, és az új elm életet egy olyan területre kíséreltük meg alkalmazni, ahol tisztelet a kivételnek a geoszinklinális üledékek szedim entológiája a nem zetközi szinttől évtizedekkel van elmaradva. Nálunk a 70-es évek elejéig a nagyszerkezeti ősföldrajzi elgondolásokban a szedimentológiai faciológiai ism eretek csúcspontja a szárazföldi és tengeri üledékek elkülönítése volt; de pl. a nyílttengeri és partközeli, az árapályövi és bathyális képződmények közti különbségekről különösen a kratogeoszinklinálisok esetében szó sem volt. (E téren az első úttörő m unka Géczy B. [1972, 1973] nevéhez fűződik.) Ugyanakkor a lemeztektonikai elmélet ellenzői ugyanezen az ismeretességi fokon állva igyekeznek kizárni, hogy a Kárpát-m edencében mikrolemezmozgások történ h ettek volna. A rendelkezésre álló földtani ism eretek alapján is ma m ár teljesen nyilvánvaló, hogy a K árpát-m edence aljzatát olyan blokkok moza- ikja építi fel, am elyek fejlődéstörténete egym ástól alapvetően eltér és eredetileg sem m iképpen sem lehettek egymás szomszédságában. Ezeket lineamensek választják el egymástól (3. ábra és vö. Grecula Varga, 1979, 1980): a szorosabb értelem ben vett Keleti-Alpok Központi -N yugati-k árpátok blokkját a D rauzug Dunántúli-Középhegység blokkjától az Inszubriaivonal folytatását képező Rába-vonal+2, az utóbbit pedig a K özépső-d inaridák ÉN y-i folytatását képező Karni-Alpok Déli-Karavankák Száva-redők tömegétől, ill. az Igái bükki tektonikai zónától a Gailvölgy Balaton-vonal, az Igái bükki tektonikai zónát pedig a Tisziától a Közép-magyarországi- vagy Zágráb Zemplén-vonal. A Tiszia blokkját D-ről és K-ről a bifurkáló Vardar-zóna+3, ill. a Marosi-ofiolitöv és annak folytatása határolják. A fenti linpam ensek nem szükségszerűen vonalként je lentkeznek, hanem jó néhány kilom éter szélességű, horizontális és vertikális elmozdulások sorozatával jellem zett tektonikus zónákká is szélesedhetnek, különösen ott, ahol az oldalirányú kompresszió kisebb volt. (A felszínről ism ert példát erre a szűkebb értelem ben P eriadriati-' kus-lineam ens jugoszláviai szakaszáról em líthetünk, am ely a K aravankákban az osztrák ju goszláv határ K-i szomszédságában egy 5 km-es szélességű zónává szélesedik; ezt a helyszínen P. Mioc ljubljanai geológus volt szíves a szerzőnek bem utatni). 3. ábra. Magyarország és környékének nagyszerkezeti vázlata, a Tiszia h elyzetének feltü n tetésével (Kovács, 1982, m ódosítva) Megjegyzés: 1. A L ubeník M argecany vonalból származó és D-felé a Göm örikum on áttolódott/átcsúszott Szilicei-takaró (Szilicikum ) nincs jelölve; 2: A B udaitak aró W ein, 1977 alapján. 58 FÖLDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (198i. év), 1. szám

A Kárpát-m edence heterogén blokkszerkezete korántsem rajzolódott ki m indjárt világosan a nagyszerkezeti vizsgálódásokban. Az elsősorban szubdukciós sebhelyeket kereső korai lem eztektonikai elképzelések gyakran ellentmondásba kerültek a földtani valósággal; ott is szubdukciókat kerestek, ahol annak aligha vannak meg a bizonyítékai; pl. a Balaton-vonal m entén, vgy különösen a neogén Darnó-vonal m entén. Ugyanakkor ma is vannak olyan nézetek (pl. Kozur, 1979 és előadás, 1982), am elyek az egyes blokkok alapvetően eltérő fejlődéstörténetét figyelm en kívül hagyva azt igyekeznek bizonyítani, hogy itt a prekam brium óta m inden ott van, ahol volt. Ezen dogm atikus fixista nézetek képviselőinek az a törekvésük, hogy m indenáron kizárják a néhány tíz km -nél nagyobb horizontális elm ozdulások lehetőségét, így a K árpát-m edencében is. A szomszédos blokkok fejlődéstörténetét és földtani felépítését összehasonlítva a rra a következtetésre ju th atu n k, hogy azok sokkal inkább horizontális mozgásokkal, m intsem a köztü k levő kéregrészek esetenként óceáni aljzatú zónák szubdukciójával kerültek egymás szomszédságába. A lineam ensek m enti elcsúszások m értékének m egállapítása azonban nem könnyű feladat. Míg a vertikális elmozdulások következtében a nem specialistának is szembeötlő m etam orf fáciesugrás+i jön létre a lineam ens két oldalán (ezért azokat még a legfixistább elképzelések is elfogadják), addig a horizontális elmozdulások okozta üledékes fáciesugrás kim utatása a szembenálló blokkok azonos korú rétegsorainak alapos szedimentológiai és faciológiai ism eretét kívánja meg. Itt ugyanis nem abból kell kiindulni, hogy két egymástól távol eső terület rétegsora hasonló, tehát akkor eredetileg egym ás m ellett voltak (hiszen hasonló körülm ények között egymással közvetlen összeköttetésben nem levő tengerm edencékben is keletkezhettek hasonló rétegsorok), hanem abból, hogy a lineam ens két oldalán szembenfekvő terü lete k rétegsora oly m értékben különböző, hogy azok az eredeti üledékképződési té r ben semmi esetre sem keletkezhettek egymás szomszédságában. A horizontális elmozdulás m értékét az adja meg, hogy a lineam ens másik oldalán m ilyen távolságban van a legközelebbi olyan rétegsor, amely m ár képződhetett az adott kifejlődési terü let szomszédságában. U gyanakkor, ha k ét terü letn ek a prealpi tektonikai ciklusok során kialakult kristályos aljzatát hasonló kőzetek építik fel, az még nem jelenti, hogy az alpi tektonociklus során is m indvégig egymás m ellett voltak, ha ennek mozozoós kifejlődésük ellentm ond. 3. A z alsó-triász liász fácieszónák eloszlásának áttekintése a Kárpát-m edencében és környékén A karbon tektogenezissel kulmináló variszkuszi tektonociklus és az alpi geoszinklinális stádium ot záró középső felső-kréta óalpi tektogenezis között három olyan fő esem ény volt, amely a M editerráneum ban hosszabb időszakra m egszabta az ősföldrajzi rendszer alakulását: A) A karbon tektogenezis, amely amellett, hogy lezárta a variszkuszi geoszinklinális stádiumot, alapvetően m eghatározta a felső-karbon perm ősföldrajzi rendszerét is. A perm epirogén mozgások ( saali és pfalzi fázisok) ebben a rendszerben m ár nem eredm ényeztek lényeges változásokat (nem váltak le új m ikrolemezek és nem alakultak ki új, mélyebb vízi, riftesedő árkok). Ennek az időszaknak a fácieseloszlása a Kárpát-m edence környezetében azt m utatja, hogy az Igái bükki eugeoszinklinális nem létezhetett, m int ősföldrajzi egység és a B ükkium eredetileg az É N y-d inaridák szomszédságában kellett, hogy elhelyezkedjen (Kovács, 1982; Kovács Péró 1981 és megjelenés alatt). B) A T ethys középső-triász I. riftesedése (V.ö. 7. ábra.) A K elet-m editerrán térségben ez m ár az alsó-triász végén m egindult (iniciális vulkánitok és hallstatti mészkövek megjelenése). A Tethysnek a perm végén/alsó-triász kezdetén m inden irányban az előtér felé m egindult transzgreszszióját ennek előszeleként foghatjuk fel. A középső-triász riftesedés tengelye azonban nem feltétlenül esett egybe az újpaleozoós tengerágakéval. így pl. a K ülső-d inaridákban a ten geri perm re csaknem végig karbonátplatform - fáciesű mezeozoikum következik, míg a Mellétei-sorozat és a Rudabányai-hegység (Bódvai-takaró) m élytengeri triásza evaporitos felsőperm re települ. C) A Tethys középső-júra alsó-kréta II. (fő) riftesedése, am elyhez a P enninikum m edencerendszerének létrejötte kapcsolódik. Űj óceáni, ill. paraóceáni aljzatú zónák m egjelenésével az előzőtől nagym értékben eltérő ősföldrajzi rendszer kialakulásához vezetett. (V.ö. 8. ábra.) Lévén a fejlődés m enetét legalábbis hoszszabb földtörténeti időre m eghatározó folyam atokról szó, a M editerráneum ban a (mikro) lem ezm ozgásokat nyomozó ősföldrajzi vizsgálatoknak ezekre kell koncentrálódniuk. (A triász végén záródó Északi-Tethys Észak-Dobrudzsa K rím Kaukázus vizsgálata m ár egy további problém akört jelent.) Ebben és a következő fejezetben az I. riftesedéssel kapcsolatos ősföldrajzi rendszert vizsgáljuk a Kárpát-m edence környékén a mikrolemez-mozgások szem pontjából. A triász (és többé-kevésbé a liász) formációk a Keleti-Alpokban, a Nyugati-Kárpátokban, a K eleti-k árpátokban és az Erdélyi-K özéphegységben sok hasonlóságot m utatnak. Tollmann (1968, p. 213) szerint a triász kezdetétől kezdve az átm enet az előtér-közeli (= belső-self)+s fáciesektől az előtér-távoli (= külső-self) fáciesekig nagyon jól követhető az egész alpi-kárpáti régióban, különösen az alsó-triászban és a nóri emeletben. A fácieszónákat elsősorban Tollmann (1965, 1974, 1977) és B y stry c k y (1973) körvonalazták. Patrulius et al. (1971), Sándulescu (1972), Bleahu (1976), lanovici et al. (1976), Patrulius (1976), Sándulescu Visarion (1978) és Bleahu FÖLDTANI K U T A T Á S X X V II. Évfolyam (1984. év), 1. szám 59

et al. (1981) az északi Erdélyi-Középhegység tektonikai egységeit (Bihari-autochton, Kodrutakarórendszer) a Nyugati-Kárpátokéival párhuzamosították. Ianovici et al. (1976) pedig a Keleti-Kárpátok Belső-Dácidáinak egységeit a Bihari-autochtonnal és a Kodru-takarókkal. Tollmann (1974) szerint az em lített régiók mind az északalpi és a centrálalpi fáciesrégiókhoz ta r toznak; közülük a centrálalpi eredetileg északabbra helyezkedett el. Vizsgálataink során a Tisziát egyetlen főegységként kezeljük, mégpedig az alábbiak m iatt: Az Erdélyi-Középhegység képződményei NyDNy-felé folytatódnak az Alföld medencealjzatában (Szepesházy, 1979; Kurucz, 1977). A Vajdaság medencealjzatának karbonát-platform - típusú középső- és felső-triásza (Kem enci Canonic, 1975) a felső K odru-takarók folytatását képezi. A Mecsek és a Villányi-hg. újpaleozoikum át és m ezozoikumát a B ihari-autochton k ü lönböző részeivel párhuzamos!tják (Patrulius et al., 1971; Patrulius, 1976; Ianovici et al., 1976; Fülöp, előadás, H árm askút, 1979), bár a Mecseket mindig északabbi típusúnak tartják. (Itt még megjegyezhetjük, hogy Grecula és Együd, 1977 szerint a Zem pléni-szigethegység újpaleozoikuma az egész kárpáti térségben a Mecsek Villányi-hegységével m utat a legszorosabb kapcsolatokat.) Ezenkívül elfogadottnak vesszük a Bükk és a Mellétei-sorozat triászának középső-, ill. belső-dinári, valam int a D unántúli-középhegység triászának délalpi típusát. 3.1. Alsó-triász Az alsó-triász transzgresszió egységesen ugyanazt a trendet m utatja az északalpi és a centrálalpi fáciesrégiókhoz tartozó egységekben: a rétegsorok teljes egészükben tengeriek a déli, belső egységekben (werfeni fácies) és m indinkább szárazföldiekké (kvarcitok; B untsandstein ) válnak az északi, külső egységek felé (Tollmann, 1965, 1974, 1977; Bystricky, 1973; Marschalko, 1978; Ianovici et al., 1976). Ez az irány a Keleti-Kárpátok jelenlegi helyzetében Ny K-i (vö. Sändulescu, 1975 a). B ystricky (1973, p. 16) két fáciesrégiót különböztet meg a N yugati-k árpátok alsó-triászában: a) kontinentális fáciesrégió kvarcitokkal, kvarchomokkövekkel és konglomerátumokkal ( Buntsandstein ; Tátrikum, Krizna-takaró és a szeizi alem elet a C hoc-takaróban); b) tengeri fáciesrégió különféle homokkövekkel, agyagpalákkal, m árgákkal és mészkövekkel (Werfeni Formáció; Szilicei- és Sztratenaitakarók, kampili alemelet a Choc-takaróban). Ebből a fácieselrendeződésből nyilvánvaló, hogy az északalpi és centrálalpi fáciesrégiókban a transzgresszió fokozatosan haladt előre a geoszinklinális belső zónájából az É-on vagy ÉK-en elhelyezkedő kontinentális előtér felé. U gyanilyen, az előtér felé történő fokozatos transzgresszió követhető nyomon К Ny-i irányban 60 a Déli-Alpokban is (Bosellini, 1979, előadás, Bergamo és Bosellini Gaetani, 1981). A Dinaridákban és a Bükkben az alsó-triász teljes egészében tengeri és üledékfolytonossággal következik az ugyancsak tengeri perm re (Balogh, 1964; Ram ovs; 1974). Ellenben a Zágráb Zemplén-vonal DK-i oldalán az alsó-triász legnagyobb része kontinentális: jakabhegyi homokkő (a B untsandstein analógiája) a Mecsekben (Nagy E., 1968; Balogh K., 1980) és Grecula Együd, 1977 szerint a Zem pléniszigethegységben is. Továbbá Patrulius et al. (1979, p. 2.) szerint a Bihari-autochton alsótriásza is m ajdnem kizárólag kontinentális ( w erfeni kvarcit, ahogy ők nevezik). 3.2. Középső-triász A középső-triászban m ent végbe a Tethys első riftesedése, amely ÉNy-felé abortált a Déli- Alpokban (Bechstädt et al., 1978). Vele kapcsolatos a Dinaridák és a Hellenidák ún. porfiritradiolarit formációja. A triásztenger abban az időben érte el a legnagyobb kiterjedését: a hercynai Európa legnagyobb részét bár nem m indenütt ugyanabban a rétegtani szintben lépve fel elöntötte a Kagylósmészkő tengere. Ezért az akkori helyzet az alp-kárpáti rendszer self-fácieseiben kevésbé jellegzetes az ősföldrajzi vizsgálatok számára, m int az alsó- és felsőtriász, mivel a fáciesek - elsősorban az intraself medencefáciesek eloszlása eltérő volt (vö. Tollmann, 1974, 1977 és Mello Polák, 1978). De érdem es m egjegyezni, hogy az északi egységek (Tátrikum, K rizna-takaró) Ram sau dolomitjában hiperszalin környezetre utaló gipszpsezudomorfózák találhatók (Misík, 1972). A Zágráb Zem plén-vonaltól DK-re levő m e cseki középső-triász germ án jellegét, valamint a bulgáriai nyugatbalkáni triászhoz való hasonlóságát többen is hangsúlyozták (pl. Nagy E., 1968; Kozur, szóbeli közlés, 1977; Balogh K., 1980). Ehhez még alpi tanulm ányutunk alapján hozzátehetjük, hogy a Kodru Vajdaság és a Villányi-hegység karbonátplatform fáciesű középső-triásza mögött a mecseki középső-triász hasonló ősföldrajzi helyzetet képvisel, m int az Északi-Mészkőalpok legnyugatabbi részén a w ettersteini mészkő fáciest helyettesítő, m ár a w ettersteini karbonátplatform -zóna m ögötti elzárt lagúnákban keletkezett és a mecsekihez sokban hasonló kifejlődésű arlbergi mészkőfácies. Tehát a Tiszián a középső-triászban is bizonyítható, hogy a külső self D-re, míg a belső self és a kontinentális előtér É-ra volt. A nyugatabbi szektorban a Vajdaság w ettersteini típusú mészkövétől (Kemenci Canovic, 1975) É- ra egy extrém -zátony-háttérlaguna-fáciesű dolomitos zónán á t (Villányi-hg. zónája) a mecseki, karbonátplatform ok m ögötti kifejlődés következik., Az Erdélyi-Középhegységben a külső self peremi kifejlődést a Vaskohi-takaró pelágikus hallstatti mészköve képviseli, ettől É-ra zárt m edence ( restricted basin ) fáciesű mészkövek (Ro ia mészkő, radioláriák nélkül és filam entumok alárendelt mennyiségével; Patrulius, szóbeli közlés) és karbonátplatform -fáciesű mészkövek (w ettersteini mészkő) következnek. FÖLDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (1984. év), 1. szám

A vonaltól ÉK-re a B alaton-felvidék középsőtriásza típusosán délalpi kifejlődésű, buchensteini rétegekkel és jelentős m ennyiségű pietra verde felhalmozódásokkal. A Bükkben az anizuszi platform fáciesű dolomitképződés egy részleges kiemelkedési fázissal ér véget, amelyet helyenként Richthofen-típusú konglomerátum jelez, m ajd az alsó-ladiniban jelentős interm e dier vulkanizmus következik (Balogh K., 1980). A Belső-Nyugati-Kárpátok M ellétei-sorozatának és a Rudabányai-hegység Bódvai-takarójának középső-triászát a m élytengeri üledékek korai középső-anizuszi fellépése jellemzi (vörös mészkövek, radiolaritok és kovapalák; K ozur Mock, 1973a, b; Kovács Less, előkészületben). A K eleti-k árpátokban az óceáni, ill. külsőseit kifejlődésű Transzilvanidáktól kifelé K-felé a Bukovinai- és Szubbukovinai-takarók belsőself kifejlődésű w ettersteini dolom itja, ill. a felső Infrabukovinai-takaróknak a fentebb em lített arlbergi mészkőhöz hasonló ősföldrajzi helyzetű bitum enes dolomitja következik, míg az alsó Infrabukovinai-takarók üledékképződési tarto m ánya az egész triászban szárazulat volt (vö. Sándulescu et al., 1981; K ázm ér Kovács F é rő, 1983). 3.3. Felső-triász (nóri emelet) A z északalpi és a centrálalpi fáciesrégiókban (amelyek tágabb értelem ben a Rhátikontól a Persányi-hegységig, m integy 1500 km eredeti hosszúságban nyom ozhatok; Tollm ann, 1974) a fáciesek zonális elrendeződése és az előtér-közeli fáciesekből az előtér-távoli fáciesekbe való á t m enet különösen jól fejeződik ki a nóri em e letben. így ez a helyzet különösen hasznos ősföldrajzi vizsgálatok számára. A fácieszónák a kontinentális előtértől a self pelágikus pereméig, ill. külső-selfig a következők (vö. Tollmann, 1965, 1974, 1977; Zankl, 1967, 1971; B ystricky, 1973 és Kovács, 1980): a) Kárpáti keuper fácieszóna: különböző kontinentális vagy kontinentális-lagunáris törm e lékes kőzetekkel (főleg keuper kifejlődés) vagy hézagokkal az egykori lepusztulási te rületeken b) Fődolomit fácieszóna c) Dachsteini mészkő fácieszóna d) H allstatti mészkő fácieszóna A zónák am elyek egyike-m ásika helyenként meg is szakadhat a hercyniai aljzaton kialakult széles seifen folyó karbonátszedimentációról tanúskodnak. A self szélessége a ta karókat kiterítve száz km-es nagyságrendű volt. A N yugati-kárpátokban ettől a selftől D- re a M ellétei-sorozat és a R udabányai-hegység m élytengeri rétegsorai következnek a palinszpasztikus rekonstrukcióban (5. ábra). A fenti self fácieszónáiban egy fontos m egszakadás van az Északkeleti- vagy U krán-k árpátokban, a Szubtátrikum K-i vége (Hernád folyótól kissé К -re) és a Keleti-K árpátok M áram arosi-,,m asszívum a, ill. a B ihari-autochton i ÉS ZAKI - MÉSZKŐ - ALPOK NYUGATI - KÁRPÁTOK ERDÉLYI - KÖZÉP- HEGYSÉG KELETI - KÁRPÁTOK _ í M e llé té i ig ( + Föderata?) s o ro z a t (? ) E r d é l y i - P e rs á n y i-s o ro z a t 1 1 1 1 F e l s ő A J u v a v i kum S z í l i c e l t a k a r ó V a s koh i - t a k a r ó - t a k a r ó к H a g y m á s - s o r o z a t u s z l r o i T ir o lik u m S z tra te n a i- t a k a r ó D i e v a M óm a - t a k a r ö 1 p i n Garamikum (ChoC-fSfurec ta k a r j Sztrázsói t Arieseni- t a karó B a ju va rikum Középső- ausztro- a lp in V e p о г Struíemksorozat F i П i 5 - ta k a ró í 1 1 A l s ó - a u s z t r o - a l p in к и m F á triр Щ к Х о - takaró) V ä la n i - ta k a ró??? B u k o v in a i ta k a ró Tá t r i k u m B i h a r i - autochton Szub bukó vinai t. I n f r a - bukovinai'7 takarok 4. ábra: A triász tektofáciesejc korrelációja az észak-és centrálalpi fáciesrégiókban, fő kén t a nóri kifejlődések alapján (Rövidítések a D achsteini m észkő felirat alatt: Z = zátonyfácies, L. = lagunafácies.) FÖLDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (.1981. év), 1. szám 61

D S E L F.. K Ü L S Ő B ü k k Darnó h.(? RIFTESEDÖ MEDENCE " M e l l é t é i s o r o z a t " ^ \ R и d a b á n у a i- h q (sl) S Л Е K Ü L S Ő S z i l í c e i - 1. L в Sztratenai Sztrázsói t. F E L S ö É KONTINEN TÁLIS ELŐTÉR ChoC-t. Kriína-t T a t r ik u m E 3 1 EZZl ^ E m з ЕШ З '4 niimmii 5 Ш 6 E Z 3 7 E 5 5 3 8 í v ü l 15 О 9 H 16 Q у/ / / / / ) 11 Pll-Ill 12 ГТГТП 13 10 17 18 И ~R 19 f = l 14 3..20 5. ábra. Vázlatos triász palinszpasztikus szelvény a N yugati-k árpátokon keresztül (Lépték nélkül!) Jelm agyarázat: ső-triász m edencefáciesű m észkövek (schreyeralm i, reiflingi, nádaskai, hallstatti); 14: középső-karni palák (Bükk); 15: ladini-karni vulkánitok; 16: középső-triász radiolaritok, kovapalák; 17: k arn i törm elékes képződm ények; 18: felső-triász karbonátplatform fáciesek (tiszolci mészkő, dachsteini mészkő, fődolom it; fennsíki mészkő a B ükkben); 19: felső-triász m edencefáciesű mészkövek; 20: k árp áti keuper. M egjegyzés: Nem m inden egység és nem m inden fo r máció van feltüntetve! 1: kontinentális kéreg; 2: óceáni kéreg; 3: a variszkuszi tektogenezis során nem konszolidálódott kéreg; 4: felső-perm mészkő; 5 :felső-perm legalsó-triász (?) evaporitok; 6: w erfeni fácies (tengeri); 7: B untsandstein (szárazföldi); 8: gutensteini mészkő és dolom it; 9: középső-triász karbonát-platform fáciesek (steinalm i mészkő w ettersteini mészkő és dolom it); 10: anizuszi dolom it (B ükk); 11: anizuszi fekete palák, m árgák, tű z kövek; 12: középső-felső-anizuszi vörös, pelágikus m észkövek (Rudabányai-hg.,,M ellétei -sorozat); 13: középközött. Ezt a teret m a a Zemplénidák és az Intrapannon mobilis öv (vagy Szolnok m áramarosi flisöv) foglalják el (Szepesházy, 1979, 1980). De egy ősföldrajzi rekonstrukcióban figyelem be véve a téktogenezis során végbem ent nagyarányú térrövidülést jól kitölthető a Tisziával (vö. 7. és 8. ábra). Az Erdélyi-Középhegységben a Vaskohitakaró tartozik a hallstatti mészkő fácieszónába. Ennek középső-triász hallstatti-schreyeralm i mészköve (Ivanovici et al., 1976; Patrulius et al., 1976) sok közös tulajdonságot m utat (bár nem teljesen ugyanaz) a Nyugati-K árpátok Sziliceitakarójának nádaskai mészkövével (Kovács, 1979) és helyszíni tapasztalataink szerint tökéletesen megegyezik a M ürzvölgyi-alpok ladini hallstatti mészkövével. A felső-triász hallstatti m észkövek hiánya a takaró jelenlegi kis k ite r jedésével m agyarázható: ezek lepusztulhattak és csak egy vastag dachsteini mészkő karb o n átplatform (amely az Északi-Mészkőalpok W andalk -jával hasonlítható össze; Patrulius et al., 1979 és Plöchinger, szóbeli közlés) kerülhette el az eróziót. Míg a többi felső K odru-takarót is karbonátplatform -fáciesű képződmények építik fel, addig az alsó K odru-takarókban és a Bihariautochtonban különböző tengeri törm elékes (K odru-rétegek), m ajd szárazföldi (kárpáti keuper) képződm ények kerülnek előtérbe, az utóbbiban jelentős üledékhézagokkal. A K eleti-k árpátokban a Transzilvanidák felső-triásza a ladinihoz hasonlóan óceáni, ill. k ü l ső self kifejlődésű, míg a Bukovinai-, Szubbukovinai ill. Infrabukovinai-takarókban a felső-triász hiányzik, esetleg helyenként kárpáti keuper képviselheti (Mutihac Ionesi, 1974; Sándulescu, 1975; Sándulescu et al., 1981). A Dinaridák ÉNy-i részében a fáciesek trendje ellentétes az északalpi és centrálalpi fáciesrégiókkal. Itt a hallstatti mészkő fácies a dinári self északkeleti perem én van jelen, név szerint a Boszniai-zónában, valam int a Szerb- (vagy Szubpelagóniai- vagy Ofiolit-) zóna egyes szubzónáiban, míg a K ülső-d inaridákat (Magas- K arszt- és Dalmát-zóna) hatalm as dachsteini mészkő és dolomit platform ok jellemzik (Aubouin et al., 1970; D im itrijevic, 1974). Nyugat-M agyarországon a Zágráb Zemplénvonaltól délre a M ecsek-hegységben a felsőtriászt kontinentális törm elékes form ációk képviselik, a Villányi-hegységben pedig vörös és zöld palás agyag, alján dolom itrétegekkel; ebben m inden bizonnyal a kárpáti keuper m egfelelőjét kell látnunk. A V ajdaságban a felső- 62 FÖ LDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (1984. év), 1. szám

triász dachsteini mészkő fáciesű (Kemenci Canovic, 1975). Ugyanakkor a vonaltól É-ra a Dunántúli-Középhegységben (amely a délalpi fáciesrégióhoz tartozik; vö. Kovács, 1980) a nóri em elet képződm ényeit fődolom it és dachsteini mészkő alkotják. A triász tektofáciesek korrelációját ami nem azonos a szűkebb értelem ben vett rétegtani korrelációval! az északalpi és centrálalpi fáciesrégiókban (főleg a nóri fáciészónákra alapozva) a 4. ábra szemlélteti, a nóri fácieszónák nagyon sematikus eredeti elrendeződése pedig a 7. ábrán látható. 3.4. Liász Az északalpi és centrálalpi fáciesrégiókhoz tartozó területeken az előtér-közeli (belső-self) és előtér-távoli (külső-self) fáciesek eloszlása ugyanazt a trendet m utatja, m int az alsó-triászban és a nóri emeletben. Az északi egységek szárazföld közelségére utaló törm elékes fácieseket tartalm aznak (kőszéntelepes gresteni form á ció, valam int homokos krinoideás mészkövek, homokos m árgák és palák). A legtöbb egységben - még legdélebbi, legmagasabb helyzetűekben is (pl. a hallstatti triász fedőjében: Medvenitsch, 1957 és a Szilicei-takaróban: Bystricky, 1973) a foltosmárga (Fleckenmergel) fácies általános elterjedésű és dél felé vörös, pelágikus adnethi mészkövekkel társul (amely az Erdélyi-Középhegység V askohi-takarójában is jelen van; lásd Patrulius, 1976). Patrulius et al. (1971) m unkája óta számos szerző párhuzam osította a Mecsek és a V illányihegység mezozoikumát a Bihari-autochtonével (többek között Bleahu, 1976; Patrulius, 1976; Ianovici et al., 1976; Fülöp, 1979, előadás, H árm askút). A M ecsek-hegység liászát nagyon vastag, kőszéntelepes gresteni fácies és á fedőjében települő foltosmárga (Fleckenmergel) fácies jellem zi. Az üledékszállítás irán y a akárcsak a felső-triászban északról délre volt (Nagy E., 1968, 1971). Az Erdélyi-Középhegység liász palinszpasztikus szelvénye ugyancsak északról dél felé történő üledékszállításról tanúskodik (Patrulius, in Ianovici et al., 1976, p. 169, 30. ábra; 6. ábra a jelen dolgozatban). Ellenben a Zágráb Zemplén-vonaltól ÉNyra a Dunántúli-Középhegység júrájában nyoma sincsen semmiféle törm elékes fáciesnek (Fülöp, 1971; Géczy, 1972, 1973). A középhegységi és a mecseki júra közti különbségeket Géczy (1972, 1973) tárg y alja részletesen; részletekért az olvasót az ő m unkáira utaljuk. A Mecsek, ill. a Déli-Kárpátok és a bulgáriai B alkanidák jú rá ja közti szembeötlő hasonlóságok Mojsisovics (1880) Keleti-szárazulat -a óta jól ismertek. Azonban a közvetlen kapcsolatot a Vajdaság m edencealjzatának eltérő liásza (fekete palák; K em enci Canovic, 1975 )és m indenekelőtt a V ardar Maros eugeoszinkinális öv vágják el. A gresteni fáciesek között tehát nem egyenes az összeköttetés, m int ahogy azt a Mecsek D éli-k árpátok viszonylatában sokan gondolták: ez az előtéri kifejlődés a külső tektonikai egységek ívében nyomozható végig: Mecsek Észak-Alföld Bihari-autochton alsó Infrabukovinai-takarók Géta-takaró és Danubikum- Balkanidák. A B ükk és a M ellétei-sorozat eugeoszinkinális jú rá ja am elynek őslénytani bizonyítékait H. Kozur legújabb Radiolaria-leletei adják csak a Belső-Dinaridákéval hasonlítható öszsze. 4. A Tiszia autochton vagy allochton helyzete Az alsó-triász liász fácieszónák im ént körvonalazott megoszlása alapján próbáljuk meg értelmezni a Tiszia (sensu Channel Horváth, 1976) helyzetét kétféleképpen: PÍNZA DE FINIS ü n / г а т е а VE l'alan! AUTOHTONUL DE 0/HOF C. Hettangian-Ptiensbachien 6. ábra. A z Erdélyi-középhegység liász palinszpasztikusszelvénye (északabbi rész) Patrulius (in Ianovici et al., 1976, p. 169) szerint Jelm agyarázat: lom erátum és konglom erátum os mészkő, kvarcitos ele- 1: mészkőbreccsa, vörös agyagos m átrix-szal; 2: kvrac- m ekkel; 7: meszes hom okkő; 8: mészkő szivacstűkonglom erátum ; 3: kvarchom okkő; 4: agyag; 5: aleu- eredetű tűzkőgum ókkal; 9: m ikrites, pelm ikrites vagy rolitos-csillám os agyag- és m árgapala; 6: meszes kong- pelsparitos mészkő; 11: gumós mészkő. FÖLDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (1984. év), 1. szám 63

4.1. A utochton helyzet Ha feltételezzük, hogy a Tiszia mindig olyan helyzetben volt, ahogy az a 8. ábrán látható, a következő ellentmondások m erülnek fel, még akkor is, ha figyelembe vesszük, hogy az azt körülvevő eugeoszinklinális övék (V ardar Maros-öv, Szubpelagóniai-zóna, Intrapannon mobilis öv) sokkal szélesebbek voltak, m int ma: 4.1.1. Ha a Mecsek és a Bakony mindig a mai helyzetükben voltak, törmelékes üledékek nyomainak az utóbbi júrájában is jelen kellene lenniük: ez azonban nem így van (Géczy, 1972, 1973). A Bakony pelágikus ju rá ja nagyon h a sonló a Déli-Alpokban a lombardiai júra m edence képződményeihez (Fülöp, 1971; Gaetani, 1975), triásza pedig a délalpi fáciesrégióhoz ta r tozik (Kovács, 1980). A B alaton Velencei kristályos hát nem volt kiemelkedő szárazulat a mezozoikum alatt, hanem mélyebb szerkezeti emeletek képződménye a Periadriatikus lineamens folytatásában, amely későbbi tektonikai folyamatok eredm ényeként került felszínre (Dank Bodzay, 1971), te h á t nem leh etett törm elékszolgáltató terü let. A törm elékes jú ra formációk hiánya a Bakonyban kizárja, hogy a Bakony és a Mecsek a mai helyzetükben voltak az alsó- és a középső-júra folyamán; a hiányt egy köztük húzódó óceáni sávval amelyre egyébként sincs bizonyíték sem m agyarázhatnánk, mivel a Mecsekben a törmelékszállítás iránya É-ról D-re volt (Nagy E., 1968, 1971)+0. Ez a tén y ugyancsak kizárja annak alehetőségét, hogy a bükki júrapalák törm elékanyagának forrásterülete ugyanaz volt (miként azt egyesek feltételezik), m int a mecsek bihari öv gresteni rétegeiének és foltosmárgáinak. A Dél- Bükkben előforduló egyes homokkövek szenesedett növénym aradványai nem lehetnek a m e cseki liász felé való kapcsolat bizonyítékai, m i vel egyrészt olisztosztrómákból és olisztolitokból vannak, m ásrészt A notopteris sp.-t tartalm aznak, amelynek kora karbon-triász Balogh, 1964). A mecsek bihari gránitöv nem volt egy központi, kiem elkedett kristályos hátság az alsótriász liász során, hanem egy északi északkeleti szegély (mint pl. a Helvétikum vagy az alsó-infrabukovinai takarók üledékképződési tartománya), amely sohasem szolgáltathatott törm elékanyagot észak felé! 4.1.2. Ha a Tiszia mindig egy szigetként volt a jelenlegi helyzetében, akkor az alsó-triász liász folyam án kellett, hogy legyen egy központi szárazulati része, m elyet m inden oldalról szükségszerűen egy karbonátplatform -öv (self) kellett, hogy körülvegyen; vagyis az izopikus zónák szim m etrikus elrendeződését kellene elvárnunk körülötte, hasonlóan bárm elyik jelenkori trópusi szigethez. Azonban a fácieszónák elrendeződése és az üledékszállítás irán y a m inden kétséget kizáróan m utatják, hogy az előtérközeli ( = belső self) fáciesekből az előtértávoli ( külső self) fáciesekbe való átm enet északról dél felé volt (Nagy, 1968, 1971; Patrulius in lanovici et al., 1976; Kovács, 1980), ugyanúgy, m int a K eleti-a lpokban és a N yugati-k árpátokban. K arbonátplatform -fáciesű üledékek csak a déli részeken vagy egységekben vannak jelen: a K odru-takarórendszerben és az Alföld déli részén (lanovici et al., 1976; Patrulius e t al., 1979 és K em enci Canovic, 1975). Ellenben mecseki típusú perm otriászt és júrá t tá rta k fel nagyszám ú m élyfúrásban a Zágrá b Zem plén-vonal DK-i szomszédsága m entén egészen Magyarország ÉK-i határáig+7 (Dank Bodzay, 1971; Szepesházy 1979). Ugyancsak, ha a Tiszia m indig a m ai helyzetében volt, az alsó-triász transzgresszió északról kellett, hogy érje annak északi részét, az ún. Igái bükki árokból. Azonban ilyen irányú alsó-triász transzgressziónak semmi jele nincs; az Erdélyi-Középhegységben a transzgresszió D-ről É felé történt (vö. lanovici et al., 1976; Patrulius et al., 1979). 4.1.3. Az előtér-közeli ( = belső self) fáciesekből az előtér-távoli ( = külső self) fáciesekbe való átm enet iránya a Keleti-Alpokban és a N yugati-k árpátokban É D-i; autochtónia esetén ellenkező irá n y t kellene elvárnunk a feltételezett Igái bükki ároktól D-re. 4.1.4. Valaki feltételezhetné, hogy a Tiszia h i ányzó északi szárnya am ely a K árpát-m e dence k ét fő szegmense közti átm enetet képviselné az északnyugati egység alá van tolódva ( eltűnt a későbbi tektonikai folyam atok sorá n ). A geofizikai m érések azonban magas fajsúlyú töm eget jeleznek a D unántúli-középhegység üledékösszlete alatt (Ádám, 1979 és in Wein, 1978), amely aligha jelenthet egy alátolódott szialikus kéregrészletet! 4.1.5. Néhány szerző szerint a medenoefáciesek korai fellépése (bithyniai-pelsói) a Rudabányai-hegységben és a M ellétei-sorozatban a K e leti-k árpátok (Erdélyi-takarók vagy Transzilvanidák felé való kapcsolatot jelent abban az időben (Kozur, 1979). E gyetértünk ezzel a következtetéssel, de csak a 7. ábránk értelmében. A Tiszia autochtóniája esetén a Belső-Nyugati- Kárpátok és a K eleti-k árpátok közti kapcsolat teljesen lehetetlen, mivel a Bükkium és a Gömörikum K-i folytatását a Zágráb Zemplénvonal vágja el, amelynek K-i oldalán m ár a Zem plénidák következnek, teljesen eltérő, a m e csekire emlékeztető karbon-triásszal (Grecula Együd, 1977; Szepesházy, 1979, 1980). Továbbá autochtónia esetén a rudabányai-m ellétei m élyvízi, pelágikus triásznak egyáltalán nem lenne összeköttetése a nyílt tengerrel: a Bükk triásza self-fáciesű karbonátplatform okkal és intraplatform medencékkel (vö. 5. ábra) és az Igái bükki tektonikai zónában m élyfúrásokkal szintén csak karbonát-platform -fáciesű triász képződményeket sikerült kim utatni. Ebből adódóan ott csakis euxin medencefácieseknek szabadna lenniük, nem pedig típusos pelágikus, zömükben vörös üledékeknek, pelágikus faunaelem ekkel (Radioláriák és m áshonnét csak a Dinaridák, Hellenidák, ill. a T auridák m élyvízi kifejlődéseiből ism ert Conodonta-együttes). Sőt, autochtónia esetleg még a Keleti-K árpátokban a Transzilvanidák óceáni aljzatú m edencéje is egy, a Bajkál-tóhoz hasonló vak riftesedés eredm énye kellett volna, hogy legyen, ugyancsak 64 FÖ L D T A N I K U T A T Á S XXVII. évfolyam (1984. év), 1. szám

euxin fáci esekkel, mivel az egyesek által az extrakárpáti Észak-Dobrudzsa felé feltételezett kapcsolat teljesen kizárt! (Részletesebben lásd: Kovács: Függelék, in Kázm ér Kovács Péró, 1983). Ugyanitt em líthetjük meg, hogy az utóbbi években szovjet szerzők által (Dolenko et al., 1981) K árpát-u krajna m edencealjzatában feltételezett, a rom ániai K eleti-k árpátokból ide á t nyúló triász Transzilvanida-óceán léte erősen kétséges. Feltételezésére ugyanis az adott alapot, hogy a Kricsevói-zóna egyes fúrásaiban (Zaluzs 2, Beregszász 8) diabázokat, radiolaritokat és velük nyilvánvalóan tektonikus kontaktusban sekély teng éri dolom itokat (vörös m észköveket azonban nem!) tá rta k fel, am e lyeket bükki analógiák alapján a triászba soroltak (Szviridenko, 1976; Szepesházy, 1979). A hivatkozott bükki radiolaritok és diabázok azonban H. Kozur Radiolaria-vizsgálatai szerint bizonyítottan júra korúak. A kricsevói bükki kifejlődési területek közti ősföldrajzi kapcsolat a liász után azonban m ár saját modellünkkel sincs ellentétben. 4.1.6. Szembetűnő hasonlóság van a Mecsek és a D éli-k árpátok (Resica), valam int a bulgáriai Ny-Balkanidák liásza között, am elyre Mojsisovics (1880) Keleti szárazulat -át alapozta. Azonban a közvetlen összeköttetést a Vajdaság aljzatának eltérő kifejlődése (fekete palák; K e rnend Canovic, 1975) és V ardar Maros ofiolitöv kizárják. De a Bleahu (1976, p. 14 18, 2. ábra és in Ianovici et al., 1976, p. 590 591, 175. ábra, valam int 2. ábra a jelen dolgozatban) és a jelen szerző (7., ill. 8. ábra) szerinti palinszpasztikus rekonstrukcióban kapcsolatuk könnyen m agyarázható: mind a mecsek bihari öv, mind a Déli-Kárpátok ugyanannak a stabil selfnek az előtér-közeli pereméhez tartoztak. Ugyanehhez az externális fácieszónához tartozott a Helvétikum U ltrahelvétikum, az alsó-infrabukovinai takarók és a Stara Planina üledékképződési ta r tom ánya is. Természetes azonban, m int ahogy m a is akárhol egy 2000 km -es partm enti zórában, úgy itt is esetenként jelentős helyi eltérésekkel találkozunk; különösen akkor, ha összehasonlításunk csupán egy-két kiragadott rétegoszlopra szorítkozik. Ettől függetlenül azért a szóban forgó területek a kontinentális előtér felé haladva a legkülső kifejlődési zónába tartoztak. 4.2. Allochton helyzet Ha a Tiszia eredeti ÉK-i helyzetét tételezzük fel, m int Patrulius et al., (1971), Géczy (1972, 1973), Bleahu (1976), Patrulius (1976), Szepesházy (1975, 1979, 1980), W ein (1978 a, b), K o vács (Г&80) és mások, a következő ellenvetések lehetnek ez ellen: 4.2.1. A horizontális elmozdulások mérete. A Tiszia jelenlegi helyzeétnek eléréséhez a Zágráb Zemplén-vonal m enti 400 500 km -es dextrális elmozdulást kell feltételeznünk, am ely ro tációval kom binálódhatott és az Intrapannon mobilis öv kialakulásával egyidejű (felső-júra alsó-kréta) lehetett. (Az ilyen mozgások Reading, 1880 osztályozása szerint a transztenziós mozgások kategóriájába tartoznak.) 10 15 éve ez még utópia lett volna Magyarországon, de m anapság m ár ilyen nagyobb m éretű horizontális elm ozdulásoknak recens példái is ism eretesek (pl. a Szent-András-törés Kaliforniában). A felső-júra alsó-kréta folyamán, a M editerraneum fő óceánosodási szakaszában elegendő térnek kellett rendelkezésre állnia még nagyobb horizontális elmozdulások szám ára is. 4.2.2. Lehetett az Erdélyi-Középhegység a K eleti-a lpok N yugati-k árpátok folytatása, vagy sem? Sok hasonlóság van a két terület triásza és liásza között, am elyek m ár régóta ism eretesek. A Szubtátrikum takaróinak K-i folytatását a Zágráb Zemplén vonal vágja el (Grecula Varga, 1980) és a Nyugati-Kárpátok, ill. a M áram arosi-egység és B ihari-autochton között egy olyan ürés tér van, am elyet a Zemplénidák és az Intrapannon mobilis öv (ill. annak K-i része, a Szolnok m áram arosi flisöv) foglalnak el (Szepesházy, 1975, 1980). Autochtónia esetében a Bihari-autochtontól É-ra is jelen kellene lennie az előtér-közeli fáciesekből az előtér-távoli fáciesekbe való átm enetnek (lásd a 4.1.2. és 4.1.3. pontokat is). Ez azonban hiányzik. A N yugati-k árpátok és az Erdélyi-K özéphegység közti korábbi folyam atosságot m ár Patrulius et al. (1971), Sándulescu (1972), Bleahu, (1976), Patrulius (1976), Kovács (1980) és mások is feltételezték. Azonban két, korábban összefüggőnek feltételezett terület korrelálásakor m indig szem betaláljuk m agunkat különbségekkel is; ezeket a nehézségeket részletezte Kozur (1979), aki ellenkező következtetésre jutott. Itt azonban hangsúlyoznunk kell, hogy hosszútávú korreláció esetén nem várhatjuk el az összes részszelvény teljes azonosságát, hanem csak a fő események és főbb jelenségek azonosságát a korrelálni kívánt területek földtani fejlődésében. A legfontosabbak egyike (ha nem maga a legfontosabb), a fácieszónák megoszlása, amely a fáciestörvény érvényesülését tükrözi. De még m agukon a fő fácieszónákon belül is helyi különbségek vannak, am elyek szubfáciesek elkülönítését teszik lehetővé (Tollmann, 1974, 1976). A Keleti-Alpok és a N yugati-kárpátok között legalább annyi különbség van, m int az utóbbi és az Erdélyi-Középhegység között, mégis, senki sem gondolná, hogy az eredeti üledékképződési térben nem alkották egym ás fo ly ta tá sát! Ugyancsak nem szabad elfelejtenünk, hogy a Nyugati- K árpátok és az Erdélyi-K özéphegység közti eredeti távolság több száz km lehetett! (vö. Patrulius, 1976). K. Birkenm ajer krakkói professzor szíves szóbeli közlése (1983), valam int az ő vezetésével tett lengyel-kárpáti tanulm ányút alapján még megjegyzendő, hogy a mecseki és villányi triász júra erősebb kapcsolatokat m utat a Szirtöv Czorsztyn- és Pieniny-egysége, valam int a m a gas-tátrai buroksorozat hasonló korú képződményei felé, m int a Bihari-autochton triásza és jú rá ja felé. FÖLDTANI K U T A T Á S XXVII. évfolyam (1984. év), 1. szám 65

4.2.3. Bizonyos kérdéses tufanyom ok, valam int zöldagyag-betelepülések előfordulása a mecseki középső-triászban (Nagy E. Ravaszné Baranyai L., 1968; Wéber B., 1978), amelyeket időnként a Mecsek délalpi kapcsolatainak bizonyítékaként em legettek. Azonban ezek m ennyisége oly csekély, hogy az elhanyagolható, ha a balatonfelvidéki középső-triász tufákkal hasonlíth atju k össze. Továbbá zöldagyag-betelepülések a T átrikum középső-triászában is jelen vannak (Bystrick y, 1973). 4.2.4. A Misík et al. (1977) által a Pieninyszirtöv albai (?) konglomerátumaiban talált hallstatti (szürke, tűzköves) mészkő kavicsok alapján a Tátrikum tól É-ra feltételezett n y ílttengeri árok ellentmondásban van a kontinentális-lagunáris kárpáti keuper fácieszóna peremi helyzetével. Véleményünk szerint azonban az az egyetlen lehetséges m agyarázat a szóban forgó kavicsok eredetére (lásd szintén Michalik, 1978; Varga, 1978; Horváth et al., 1977). Kisebb-nagyobb hallstatti mészkő blokkokat ta r talmazó olisztosztrómák régóta ismeretesek egyes tethyális szirtrégiókból (a K eleti-k árpátok Erdélyi-takarói, Kotel-zóna ÉK-Bulgáriában, Himalája) és eredetükre még ma sincs egyértelmű m agyarázat (lásd Tollmann, 1968. p. 236 241). A Pieniny-szirtövről a legújabb kutatások valószínűsítik, hogy az egy nagyszabású horizontális elcsúszási (strike-slip) zóna (Birkenmajer, szóbeli közlés, 1983 és megjelenés alatt; Balia Z., előadás, 1983). Ezzel a koncepcióval plauzibilis m agyarázatot lehet adni a Tátrikum előtér-közeli kifejlődése (kárpáti keuper fácieszóna) és a Szirtöv pelágikus hallstatti mészkő kavicsai közötti ellentmondásra is, mivel ezek szerint a Tátrida-blokk csak később kerülhetett a m ai Pieniny-szirtöv déli szomszédságába. 4.2.5. Utolsóként a faunisztikai bizonyítékokkal kell foglalkoznunk, amelyek értelmezése ma még meglehetősen ellentmondásos. Géczy (1972, 1973) és Vörös [1977 és in Horváth Vörös Onuoha, 1979, p. 210 211, fig. 1] a Tiszia északi eredete mellett foglaltak állást a liász ammonitesz- és brachiopoda-faunák részletes elemzése alapján (amely a kora-mezozoós fáciesanalízisből is világosan következik; vö. szintén Géczy, 1972). A m editerrán és európai faunaprovinciák elkülönülését egy őket elválasztó óceáni sávval magyarázták; azonban a Pennini-óceán csak a doggerben kezdett kinyílni (Dietrich, 1976). Ellenben Kozur (1979) az Erdélyi-középhegység (és közvetve az egész Tiszia) déli eredete és a Déli-Alpokhoz való kapcsolódása a típusos délalpi kifejlődések teljes hiánya ellenére! m ellett érvelt, triász Conodonták (Pseudofurnishius murcianus v. d. Boogaard jelenléte az E r délyi-középhegység északi részében), Holothuria-szkleritek és Ostracodák alapján. A Pseudojurnishius m urcianus (felső-ladini alsókarni) a karbonátplatform ok mögötti vagy azok közötti ún. restriced basin (elzárt medence) környezetek típusos Conodontája. Többnyire ez az egyetlen platform - Conodonta faj az általában szegény Conodonta-faunában. A K árpát-m edence környékén eddig egy-egy m intában találták a Júlia-A lpok olaszországi részén (NICORA, 1981), az ÉN y-d inaridákban, L jubljanától ÉN y-ra (RAMOVS, 1977) és az Erdélyi-középhegység V aláni-takarójában (KOZUR, 1979). Eddig a Keleti- Alpokból és a N yugati-k árpátokból nem került elő, de elvárható a hasonló restericted basin" fáciesekből. A triász H olothuriák és a rendkívül fáciesérzékeny Ostracodák ism eretességi foka még a Conodontákénál is jóval kezdetibb stádium ban van; teh át aligha lehetnek perdöntőek egy ilyen ősföldrajzi problém a a Tiszia allochon vagy autochton helyzete eldöntése szempontjából. Másik probléma az alsó-anizuszi Conodonták fellépése a Germán-medencében, mivel az alpi self-fáciesben ( arisztogeoszinklinális sensu Tollmann, 1974) nincsenek ebben az időben Conodontákat tartalm azó medencefáciesek. Teljes m értékben egyetértünk H. Kozur-ral, hogy ezek a Conodonták a Tethys északi ágából jöhettek Észak-Dobrudzsán (Tulcea-zóna) keresztül, m a azonban ez a kapcsolat +9 a Külső-Kárpátok takarói alatt eltakarva kell, hogy legyen ha ugyan teljesen meg nem szakadt a tektonikus folyamatok következtében, a Dácida-takarórendszertöl К -re, a Szkíta-tábla m entén. Végezetül még meg kell jegyeznünk ennél a pontnál, hogy bárm ely paleobiogeográfiai következtetés, légyen akár mobilista vagy fixista, nem alapulhat pusztán őslénytani adatokon. Egy paleobiogeográfiai elemzés nem lehet független az üledékek a term észetes környezet, am elybe az ősmaradványok be vannak ágyazva fáciesének analízisétől (még a triász m ikrofaunáké sem!), máskülönben a tisztán őslénytani vélekedések félreértelm ezésekhez és téves következtetésekhez vezethetnek (akárcsak az első lemeztektonikai rekonstrukciók a Tethysben, am elyek pusztán a m ikrokontinensek körvonalán és illeszkedésén alapultak). Ugyancsak fennáll annak a veszélye, hogy a különböző ősmaradványcsoportok elem zése teljesen eltérő ősföldrajzi rekonstrukciókhoz vezethet. Bármilyen ősföldrajzi rekonstrukciót is hajtunk végre, az összhangban kell, hogy legyen vagy legalábbis nem lehet ellentmondásban az egész érintett terület földtani adataival! 5. K övetkeztetések A m odern szedimentológia és faciológia alapján m a m ár teljesen egyértelm ű, hogy a K árpát-m edencében itt m inden a helyén van, csak némi térszűkülés tö rté n t szem lélettel semmiféle paleo-mezozoós ősföldrajzi rekonstrukció nem hajtható végre. Ugyancsak m a m ár nyilvánvaló, hogy a K árpát-m edence aljzata egymástól idegen blokkok akkréciójából áll. Nem tartható fenn tehát tovább az a szemlélet, hogy valamiféle rosszul értelm ezett óvatosságból alapvetően különböző fejlődéstörténetű egységeket esetenkénti epizodikus vagy vélt hasonlóságokat túlértékelve erőszakoljunk egymás mellé, amelyek az eredeti üledékképződési térb en semmi esetre sem lehettek egymás szomszédságában! Természetesen ism ereteink szintje m a még nagyon messze van attól, hogy a K árpát-m edence és környezete m inden tektonikai és ősföldrajzi problém áját meg tu djuk m agyarázni, de 6 6 FÖLDTANI K U T A T Á S XXVII. évfolyam (198i. év), 1. szám

m int láthattuk, egy allochton Tiszia-modell sokkal plauzibilisebb m agyarázatot nyújt a koramezozoós fácieszónák eloszlására és a szóban forgó terület földtani fejlődésére, m int egy autochton. Ez a m odell az alábbiakban foglalható össze: Am int azt az alsó-triász. liász fácieszónák áttekintése során láthattunk, a Dinaridák ÉNy-i része és a Bükkium, ill. valószínűleg a Gömörikum is (de m indenképpen a M ellétéi -sorozat eredeti üledékkéződési tartom ánya) ebben az időben (valam int a középső-karbon perm folyam án Kovács Péró, 1981 és megjelenés előtt) ugyanannak az eugeoszinklinálisnak a szomszédos részeit kellett, hogy alkossák. Ma ezek a terü letek 400 500 km távolságban vannak egymástól és az őket összekötni vélt Igái - bükki zóna egy tektonikai zóna, de semmi esetre sem lehetett egy ősföldrajzi egység (vö. Kovács, 1982). Ugyancsak a jelenlegi helyzetben a B ükkium és a M ellétei -sorozat K-i kapcsolatait a Zágráb Zemplén vonal vágja el (lásd a 4.1.5. pontot). A Dinaridák és a Bükkium csak később váltak szét egymástól, amikor egy északi+ 10 (északkeleti) perem i eredetű stabil szialikus blokk beékelődött közéjük. Ez a blokk a T ethys stabil (passzív) kontinentális szegélyének volt a része a liász végéig (Bleahu, 1976; Kovács, 1980, fig. 3; 7. ábra a jelen dolgozatban). Az alsó-triászban a transzgreszió a központi dinári tengerből (beleértve a Bükkiumot is) tö rté n t kifelé A pulia és a stabil hercyniai E urópa felé. A riftesedés ebben a központi, dinári tengerben - amely abban az időben a Tethysnek m integy öbölszerű végződése volt ÉNyfelé a középső-triászban kezdődött (de a geoszinklinálisok polaritásának megfelelően K-felé való eltolódással) és ÉNy-felé abortált (Bechstädt et al., 1978). Ezt a riftesedő medencét, amely a középső- és felső-triászban még eléggé keskeny volt+11, hatalm as, vastag karbonátplatformokkal borított selfek szegélyezték, intraplatform medencékkel, amelyekben esetenként restricted basin körülm ények jöttek létre. A nóri emelet során a riftesedéssel kapcsolatos viharos esem ények elülte után viszonylagos nyugalm i időszak következett, nagym értékű stabilitásról tanúskodó ősföldrajzi konfiguráció alakult ki. Ekkor a szóban forgó selfek pelágikus szegélyét ( = külső self) a hallstatti mészkő fácieszóna jelezte, izolált, selfperemi dachsteini karbonátplatform okkal (pl. Hochjuvavikum, D urm itor-takaró). A keskeny zátonyöv (dachsteini zátonymészkő) m ögött a dachsteini mészkő lagunafáciesének és az ultra back-reef helyzetű fődolom it k ite rje d t lagúnái következtek. Az északi vagy északkeleti self az epihercynai régió stabil (passzív) kontinentális szegélyén alakult ki, amely később az alpi tektonikai folyam atok hatása alá került. Ennek kontinentális oldalát a karbonát platform oknak a kárpáti keuper fácieszónával (típusos kárpáti keuperral vagy különböző törm elékes formációkkal vagy üledékhézagokkal) való összefogazódása jelezte, 7. ábra: A nóri fácieszónák eredeti elrendeződése az alpi kárpáti dinári rendszerben (elvi vázlat, lépték nélkül!) Jelm agyarázat: m észkő; 6: eugeoszinklinális a ladini óta; 7: a később 1: kontinentális törm elékes üledékek (főleg keuper kinyíló P enninikum helyzete. fácies) vagy üledékhézag; 2: fődolom it; 3: dachsteini G B: Gail-völgy B alaton vonal; Z Z : Zágráb mészkő; 4: dachsteini mészkő és dolom it; 5: h allstatti Zem plén vonal. FÖLDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (1984. év), 1. szám 67

8. ábra: A Tiszia hozzávetőleges helyzete a jura végén kréta elején Jelm agyarázat: 1: eugeoszinklinális övék; 2: az előtér-közeli (proxim á- lis vagy belső-self) fáciesekből az előtér-távoli (disztális vagy külső-self) fáciesekbe való átm enet irán y a az alsó-triász liász során. M egjegyzés: Egyszerűsítés kedvéért a Gailvölgy Balaton és a Zágráb Zem plén vonalakat egybevontan ábrázoltuk. sabkha-jellegű fáciesekkel. Az előtér-közeli ré giókban (= belső self) a liászban még bőséges volt a terrigén anyagellátás (gresteni formáció, homokos mészkövek és D-felé mind több és több foltosmárga). A Tethys fő óceánosodási szakasza a felsőjúra alsó-kréta volt és a Penninikum a doggerben kezdett kinyílni (Dietrich, 1976). A Szirtöv, a M agura-zóna és a Külső-D ácidák a Penninikum folytatását képezik (Mahel, 1980). M inden valószínűség szerint azonban csak az Északi Penninikum (Valais-zóna) és a Középső-pennini küszöb (Brianconi-zóna) folytatódnak К -felé, a D él-penninikum (Liguri Piem onti-ö v) ki ékelődni látszik a Nyugati-Kárpátokban, legalábbis a Kőszeg-rohonci ablaktól К -re nem ismeretes. Ez az (Északi-)Penninikum a m áram arosi k ristályos É-i végénél ketté ágazik (Szepesházy, 1979, 1980; Mahel, 1980): az egyik ág a Külső-Dácidákban folytatódik (Fekete flis és Csalhói-takarók a Keleti-K árpátokban, m ajd a Szörényitakaró a Déli-Kárpátokban), míg a másik a Pannon-m edence aljzatában, az Intrapannon mobilis övben (Szepesházy, 1979). Sőt, újabban Mahel (előadás 1981, KBGAdtongresszus) a P enninikum trifurkációjárói beszél: a középső ág a Ny-ról rátolódott Bihari- autochton alatt a Batizai-szirteket köti össze a Marosi-ofiolitövvel. Ez összhangban van a 8. ábránkkal is. Nagyon valószínűnek tűnik, hogy a fentebb em lített egységes északi vagy északkeleti self széttöredezése egyidejű volt ennek a Penninikum nak a kinyílásával, ahogy azt Bleahu (1976) is feltételezte; vagyis a stabil Európáról történt leválással (amely folyam atot Bleahu az ív mögötti medencék kialakulásával hasonlította öszsze). A Z ágráb Zem plén lineam ens m enti óram utató járásával ellentétes rotációval kom binált dextrális eltolódás ( = transztenziós mozgás; lásd Reading, 1930) következtében a Tisziam ikrokontinenst alkotó szegmens levált a Tethys északi (északkeleti) selfjét alkotó stabil európai szegélyről és beékelődött mai helyzetébe. A ju ra végére k réta elejére a 8. ábra szerinti palinszpasztikus helyzet készen kellett, hogy álljon. A K özponti-n yugati-k árpátok 68 FÖLDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (I98i. év), 1. szám

(Mock, 1980 értelmében) és a Keleti-Kárpátok (Belső-Dácidák), ill. az Erdélyi-Középhegység északi része között az Északkeleti(Ukrán)-Kárpátokban hiányzó szegmenst magában a Tisziában kell keresnünk. A prealpi aljzatra vonatkozóan talán itt érdemes megjegyeznünk, bogy a román geológusok párhuzam osítják a Keleti- K árpátok m etam orf sorozatait az Erdélyi-középhegység és a Déli-Kárpátok m etam orf sorozataival (Kräutner, 1976, 1980), sőt Dimitrescu (1981) az Erdélyi-középhegység és a Tiszia nyugatabbi része, valam int Bleahu et al. (1981) az Erdélyiközéphegység és a Nyugati-Kárpátok metamorf sorozatait is korrelálta egymással. A Tisziával kapcsolatos horizontális mozgások valószínűleg a Zem plénikum ra is kihatottak. Ily módon a Tiszia (Pannon köztes tömeg) eszm éje az új m obilista irányzatban is m egőrződik, a lemeztektonikai elmélet azt magába foglalja és továbbfejleszti egy eugeoszinklinális övékkel (,,mikroóceánok -kal) körülvett mikrokontinens form ájában, amely a jú ra folyam án önállósult, m ajd ékelődött be transztenziós mozgásokkal az ÉN y-d inaridák és a dinári típusú Bükkium közé. Szó sincs azonban arról, hogy a Tiszia az alpi övben egy olyan, viszonylag nyugodt, konszolidált köztes töm egként viselkedett volna, m int a Moesia vagy a Rhodope, vagy a hercyniai orogénben a M oldanubikum! K eleti része m aga is jelentős takaros deform á ciót szenvedett (Kodru- és B ihari-takarórendszerek, am elyek folytatódnak az Alföld m edencealjzatában), míg a kárpáti-dinári ívek legnagyobb átm érőjébe eső nyugati része viszonylagos nyom ásárnyékban m aradt, ezért o tt legalábbis egyelőre takarókat nem ismerünk. Az em lített köztes tömegektől abban is élesen eltér, hogy míg azokat szárazföldi vagy epikontinentális üledékek jellemzik, addig a Tisziát északi szegélyének kivételével típusos tethyális geoszinklinális üledékfáciesek, a belső selfből a külső selfbe való fokozatos átm enettel D-felé. Ha ezekhez még figyelembe vesszük a Bükk déli és a Bihar északi vergenciáját, akkor a környező hegyláncok vergenciáját irányító köztes kratón szerepe többé m ár semmiképpen sem tartható fenn. Az Igái bükki eugeoszinklinális fogalmát pedig, amely soha nem létezett ősföldrajzi egységként, egy m élange-jellegű transzform törészónával kell helyettesítenünk. LÁBJEGYZETEK 1 A m ely a D éli-a lpok K ülső-d inaridák esetében m ég csak nem is az afrik ai, h anem az apuliai (vagy adriai) self (vö. K ovács S. 1980. p. 371). 2 D efiníció szerint (C ornelius, 1949) az In szu b riai vonal az É -i oldalán húzódó alpi m etam orfózist szenvedett n y u g at- és keletalp i egységeket (m elyeket északi v ergenciájú tak aro s szerkezet jellem ez) választja a D -i oldalán húzódó, alpi m etam orfózist nem szenvedett (továbbá déli verg en ciájú, de nem takaros szerkezetű) délalpi egységektől. Ü jabban kim u tatták, hogy a vonal a G iu d icariai-h arán tv o n altó l K -re a definíció a lap ján nem a P u ste ria G ailvölgyi-vonalb an (p= szorosabb értelem ben v ett P eriad riatik u s-lin eam en s) fo lytatódik, h anem a D rauzugtól É -ra húzódó ún. D.A.V.- vonalb an (Sassi et. al., 1974, 1978; A h ren d t, 1980). Az eredeti d efiníciónak m egfelelően a további K -i fo ly tatást a R ábavonal kell, hogy képviselje: az alpi m etam orfózist szenved ett, északi v erg en ciájú pennini és keletalpi egységeket választja el az alpi m etam orfózist nem szenvedett, déli vergenciájú D unántúli-középhegység blokkjától. 3 A V ardar-zóna elágazásába eső F ru sk a G ora m etam o rf eugeoszinklinális képződm ényeit k o ráb b an p rekam b riu m i- n ak tarto tták és a Tiszia vagy,,p annon köztes töm eg ré szének te k in te tté k ; C onodontákkal azonban legalábbis egy részü k b en felső-triász k o rt m u ta tta k ki b en n ü k (D urdanovic, 1972), am i a Belső-D inaridákhoz való tartozást FÖLDTANI K U TA T Á S XXVII. évfolyam (1984. év), 1. szám bizonyítja. G eotektonikai szem pontból igen fontos, hogy a hegységben a Tiszia déli előterében felső -k réta glauk o ían ito k v an n ak jelen (Kem enci, 1977). 4 Az A lpokban az In szu b riai-p eriad riatik u s lineam esrendszer T onale-vonal sz akaszának É -i oldalán a L epontini-a lpokban (Svájc) eklogit-fáciesű óalpi, m ajd am fiboiit-fáciesű mezoalpi m etam orfózist szenvedett kőzetek állnak szem ben a D-i oldalon a D éli-a lpok alpi m etam orfózist nem szenvedett képződm ényeivel. A nyom ásviszonyok alap ján itt T rü m p y (1980) a K özponti-a lpoknak az oligocén óta a D éli-a lpokhoz k épest tö rté n t kb. 20 km -es kiem elkedésével szám ol. Sőt, A h re n d t (1980) aki a szóban forgó lin eam ensrendszer m entén a 10 km -es nagyságrendű és nagyobb horizontális elm ozdulásoknak m ég a lehetőségét is elveti ugyan itt 30 km -es vertikális m ozgást tételez fel. 5 A n ag y tekto n ik áb an (ill. a geoszinklinálisok tanában) és a szedim entológiában ellentétes term inológia alakult ki a nem zetközi szakirodalom ban. Míg az előbbinél a,,belső és külső zó nákat a geoszinklinális tengelyi zónájából ( belsejéből ) a kontin en s felé nézve haszn álják, addig az utó b b in ál ellenkezőleg, a kontin en stő l a n y íltten g er felé nézve. íg y te h á t a selfnek a k o n tin en tális elő tér felőli old a 1^, a belső-self a geoszinklinális term inológiában éppen..külső, ex tern ális zónát jelent. 6 Itt szintén m egem lítendő, hogy Bóna J. (1979) szerint a m ecseki felső-triász sporom orpha-együttese erősen különbözik a középhegységi felső-triászétól. A liász kőszéntelepek sporom o rp h a-együttese szintén különbözik a gresteni típus lelőhelyétől, de nagyon hasonló a rom ániai liász kőszenekéhez. 7 Bázisos vulkánitokon kívül a m ecsek bihari öv képződm é nyei a lk o tják az In tra p a n n o n m obilis öv aljzatát (Szepesh á zy, 1977, 1979). 8 A m elynek kiterjedése az idézett szerző felfogása szerint is m egegyezik a 8. ábra szerinti Tisziáéval, tehát az E rdélyiközéphegységet is m agában foglalja. 9 Azaz a Lengyel k eleti-k árp áti kap u (S enkow iczow a S y p e r- ко Szlyw czinska, 1975, p. 139, 5. ábra) DK-i folytatása. 10 Az északi eredet itt tágabb értelem ben használatos. 11 Prof. K aram ata szóbeli közlése szerint (1980, EGS szim pózium, B udapest) a Szubpelagógiai- és V ardar-zónák eugeoszinklinális m edencéi a felső-triászban nem voltak szélesebbek 80 100 km -néi. IRODALOMJEGYZÉK* Ahrendt, H. (1980): Die Bedeutung der Insubrischen Linie für den tektonischen Bau der Alpen. N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 160, 3, p. 326 362, S tu ttgart. A ndelkovic, M. (1977): The ophiolite-radiolarite complex of the Yugoslav D inarides and Sumadides and its geotectonic position. Ann. Géol. Pénins. Balkanique, 41, p. 69 97, Beograd. Andelkovic, M. Lupu, M. (1967): Die Geologie der Sum adija und Mure$-Zone. Carp.-Balk. Geol. Assoc. 8th Congr., Rep. Geotect. 1, p. 15 28, Beograd. Anderson, D. C. (1971): The San A ndreas fault. Sei. Am., 225, p. 53 68, New York. Andrusov, D. (1967): Sedim entationszonen in der Nordkarpatischen Geosynklinale. Geol. Rundsch. 56, 1. p. 59 78, Stuttgart. Andrusov, D. (1968): G rundriss der Tektonik der nördlichen K arpaten. Ver. Slow. Akad. Wiss., 187 p., B ratislava. Andrusov, D. Bystrickv, J, Fusán, О. (1973): Outline of the S tructure of the West Carpathians. Guide Book for Geological Excursions, 10th Congr. C arpath.-b alkan Geol. Assoc., 44 p., Bratislava. Argyriadis, I. Graciansky, P. D. de Marcoux, J. Ricou, L. E. (1980): The opening of the Mesozoic Tethys between Eurasia and A rabia Africa, In: Aubouin, J. Debelmas, J. Latreüle, M. (Eds.): Geology of the A lpine chains born of the Tethys. Mem. B.R.G.M. 115, p. 199 214, Orléans. Auboin, J. Blanchet, R. Cadet, J. P. Celet, P. Charvet, J. Chorowicz, J. Cousin, M. Rampnoux, J.-P. (1970): Essai sur la géologie des Dinarides. Bull. Soc. géol. France (7), 12, 6. p. 1060 1095, Paris. Á dám О. (1979): A D unántúli-középhegység és előtereinek mélyszerkezete a geofizikai vizsgálatok tükrében. MÄFI Évi Jel. 1977-ről, p. 296 288, Budapest. Balogh K. (1964): A Bükk-hegység földtani képződményei. MÁFI Évk., 40, 2, p. 245 719, Budapest. Balogh, K. (1972): Historical review of conceptions referring to the Pannonian Mass. Geol. Práce, Správy 58, p. 5 28, Bratislava. Az am úgy is terjed elm es irodalom jegyzék nem tartalm az m inden h ivatkozott iro d a lm a t; a to v áb b iak ért lásd Balogh K. (1972) és K ovács S. (1980). 69

Balogh К. (1979): Válasz Szalai Tibornak A varisztikus északi törzs és a bükki tengeri felső-karbon és triász c. cikkére. Ált. Földt. Szemle, 12, p. 99 106, Budapest. Balogh K. (1980a): A m agyarországi triász korrelációja. Ált. Földt. Szemle, 15, p. 5 67, Budapest. Balogh K. (1980b): 50 éves Telegdi Róth K ároly M a gyarország geológiája. Földt. Közi. 110, 2, p. 246 250, Budapest. Balogh, K. Körössy, L. (1974): H ungarian M idd- M ountains and adjacent areas. In: MaheT, M. (Ed.): Tectonics of the C arpathian B alkan re gions, p. 391 403, GŰDS Bratislava. Bechstädt, Th. Brandner, R. Mostler, R. Schm idt, K. (1978): Aborted Rifting in the Triassic of the Eastern and Southern Alps. N. Jb. Geol. Paläont., Abh. 156, 2. p. 157 178, Stuttgart. Bernoulli, D. Jenkyns, H. C. (1974): Alpine, M editerranean and C entral A tlantic Mesozoic Facies in Relation to the Early Evolution of the Tethys. In: Dott, R. H. Shaver, R. H. (Ed.): M odern and A ncient Geosynclinal Sedim entation, SEPM Spec. Publ. 19, p. 129 160. Tulsa. Bijou-Duval, B. Montadert, L. (Ed.) (1977): S tructural history of the M editerranean basins. 448 p., Technip, Paris. Bleahu, M. (1976): Structural position of the Aupseni M ountains in the Alpine system. Rev. Roum. Géol. Géoph. Géogr., Géol., 20, 1, p. 7 19, Bucuresti. Bleahu, M. Lupu, M. et al. (1981): The S tructure cf the Apuseni M ountains. X llth Congr. Carpatho- Balkan Geol. Assoc., Guidebook series 23, 106 p Bucharest. Boccaletti, M. Gocev, P. M anetti, P. (1974): Mesozoic isopic zones in the Black Sea region. Boll. Soc. Geol. It., 93, p. 547 565, Roma. Bodzay I. (1977): Földtani modell neogénnél idősebb képződm ényeink szénhidrogén-kutatási perspektíváinak megismeréséhez. Ált. Földt. Szemle. 10, p. 113 184, Budapest. Bóna J. (1979): Telepcsoportok távazonosítása a m e cseki feketekőszén-összletben palynológiai alapon. Föld. Kút. 22, 4, p. 29 32, Budapest. Borsi, S. Del Moro, A. Sassi, F. P. Zanferrari A. Zirpoli, G. (1978): New geopetrologic and radiom etric data on the A lpine history of the A ustridic continental m argin south of the Tauern window (Eastern Alps). Mem. 1st. Geol. Miner. Univ. Padova, 32, p. 1 17, Padova. Bosellini, A. Gaetani, M. (1980): Perm ian moyensupérieur et Trias. In: Fagnani, G. Zuffardi, P. Eds.): Italie. Géologie des pays européens, p. 234 236, Dunod, Paris. Burchfiel, В. C. (1976): Geology of Rom ania. Geol. Soc. Amer., Spec. P aper 158, 82, p., Boulder. Bystrická, J. (1972): Faziesverteilung der m ittleren und oberen Trias in den W est-k arpaten. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. 21, p. 289 310, Innsbruck. Bystrická, J. (1973): Triassic of the W est C arpathian Mts. G uide to Excursion D, X, Congr. Carpath. Balkan Geol. Assoc., 137 p., Bratislava. Bystrická, J. (1982): The M iddle and U pper Triassic of the S tratenská hornatina Mts. and its relation to the Triassic of the Slovak K arst Silica nappe (The West C arpathian Mts., Slovakia). Geol. Zborn. Geol. Carpath., 33, p. 437 462, Bratislava. Bystrickú, J. Kollárová-Andrusovová, V. (1974): Ü bersicht über den gegenwärtigen Stand der Trias der W est-k arpaten. Schriftenr. Erdwiss. Komm. Ö sterr. Akad. Wiss. 2. p. 125 136, Wien. Channel. J. E. T. Horváth, F. (1976): The A frican/ A driatic prom ontory as a paleogeographieal prem ise for Alpine orogeny and plate movem ents in the C arpatho-b alkan region. Tectonophysics, 35, 1 3, p. 71 102, A m sterdam. Cornelius, H. P. (1949): G ibt es eine alpin-dinarische G renze? Mitt. geol. Ges. Wien, 36 38 (1943 1945), p. 231 244. Wien. Dadlez, R. Kopik, J. (1975): S tratigraphy and paleogeography of the Jurassic. Geol. Inst. Bull. 252, 50th Anniv. Symp., p. 149 171, W arszawa. D ank V. Bodzay 1. (1971): A m agyarországi potenciális szénhidrogén-készletek földfejlődéstörténeti háttere. MTA X. Oszt. Közi., 4, p. 261 268, Budapest. Dank, V. Bodzay, I. (1971): Geohistorical background of the potenciál hydrocarbon reserves in Hungary. Acta. M iner Petr. Szeged, 20, 1, p. 57 70, Szeged. Dietrich, V. J. (1976): P lattentektonik in den O stalpen. Eine A rbeitshypothese. Geotekt. Forsch., 50, p. 1 84, S tuttgart. D imitrescu, R. (1981): Le soubbasem ent de la depression Pannonique. Rev. Roum. Géol. Géoph. Géogr., Géol., 25, p. 31 35, Bucuresti. D im itrijevic, M. (1974): The D inarides: a model based on the new global tectonics: In: Jankovic, S. (Ed.): M etallogeny and concepts of the geotectonic developm ent of Yugoslavia, p. 141 178, Beograd. Dolenko, G. N. Danyilovics, L. G. (1976): Novoje ucsenyije a geoszinkinaljah i jego prim enyenyije к U kranszkim K arpatem. Geol. Zborn. Geol. Carpath., 27, 1, p. 1 10, Bi atislava. Dolenko, G. N. et al. (1981): Ofiolitü i razvitie ukranszih K arpat v plane tektoniki litoszfernüh plit. Geol. Zborn. Geol. Carpath., 32, 4, p. 449 464, Bratislava. Buräanovic, Z. (1971): Ein Beitrag zur Lithologie und Stratigraphie der kristallinen Gesteine der F ruska Gora (Sirmien Jugoslawien). Bull. Sei., ' Cons. Acad. Sei. A rts Yougoslavie, sect. A, Sei., Nat., Techn., Médic., 16, 5 6, p. 137 138, Beograd. Fülöp, J. (1971): Les form ation jurassiques de la Hongrie. Ann. Inst. Geol. Hung., 54, 2, p. 31 63. Budapest. Fülöp J. (1979): Az észak-m agyarországi paleozoikum nagyszerkezeti helyzete. Előadás, 1. m agyar szlovák határm en ti geológustalálkozó, H árm askút. Gaetani, M. (1975): Jurassic S tratigraphy of th e Southern. Alps. In: Squyres, C. (Ed.): Geology of Italy, p. 377 402, Tripoli. Géczy В. (1972): A ju ra faunaprovinciák kialakulása és a m editerrán lem eztektonika. MTA X. Oszt. Közi., 5, p. 297 312, Budapest. Géczy B. (1973): Lem eztektonika és paleogeográfia a kelet-m editerrán mezozoós térségben. MTA X. Oszt. Közi., 6. p. 219 226, Budapest. Géczy B. (1974a): L em eztektonika és paleobiogeográfia. MTA X. Oszt. Közi., 7. p. 135 145, Budapest. Géczy B. (1974b): Lem eztektonika és paleontológia. Földt. K út. 17, 3, p. 17 22, Budapest. Grecula, P. Együd, K. (1977): Position of the Zem plin Inselberg in the tectonic fram e of the Carpathians. Miner. Slovaca, 9, 6, p. 449 462, Spisská Nova Ves. Grecula, P. Varga, I. (1979): M ain discontinuity belts on the inner side of the W estern Carpathians M iner. Slovaca, 11, 5, p. 389 404, Spisská Nova Ves. Grubic, A. (1980): Yougoslavie. In: Géologie des pays européens, p. 287 342, Dunod, Paris. Horváth, F. Vörös, A. Onuoha (1979): P late-tectonics of the W estern C arpatho-pannonian region: a w orking hypothesis. Acta Geol. Hung. 21, 4, p. 207 221, Budapest. Ianovici, V. Borcos, M. Bleahu, M. Patrulius, D. Lupu, M. Dimitrescu, R. Savu, H. (1976): Geológia M untilor Apuseni. 631 p., Bukarest. Juhász, Á. Vass, G. (1974): Mezozoische Ophiolite im B eckenuntergrund der Grossen U ngarische Tiefebene 1 Acta Geol. Acad. Sei. Hung. 18, p. 349 358, Budapest. K ázm ér M. Kovács S. Péró Cs. (1983): A K eleti-k árpátok szerkezete. Ált. Földt. Szemle, 18, p. 3 75, Budapest. Kemenci, R. (1977): K ristalasti skriljci Vojvodine. In: Geologija Srbije, III 2, M etam orfizam, p. 237 251. Zavod za regionalnu geologiju i paleontologiju rudarsko geoloskog fakulteta, Beograd. 70 F Ö L D T A N I K U T A T Á S XXVII. évfolyam (1984. év), 1. szám

K em enci, R. Canovic, M. (1975): Preneogena podloga Vojvodanskog dela Pannonskog basena. (Pre- Neogene basem ent in the P annonian basin of Vojvodina.) Radovi Znan. Saveta Jugosl. Akad. Znan., Sekc. Geol. Geof. Geokem., ser. A, 5, p. 248 256, Zagreb. Konda, J. (1970): Lithologische und Fazies-U ntersuchung der Jura-A blagerungen des Bakony- Gebirges. Ann. Inst. Geol. Hung., 50, p. 161 260, Budapest. K ovács S. (1980): A triász h allstatti mészkő fácies ősföldrajzi jelentősége az északalpi fáciesrégióban. (K ritikai korreferátum.) Földt. Közi., 110, 3 4, p. 360 381, Budapest. Kovács, S. (1982): Problem s of the Pannonian m edian m assif and th e plate tectonic concept. C ontributions based on the distribution of L ate Paleozoic Early Mesozoic isopic zones. Geol. Rundschau, 71, 2, p. 617 640. S tuttgart. Kovács S. (1983): Az Alpok nagyszerkezeti áttekintése Ált. Földt. Szemle, 18, p. 77 155, Budapest. Kovács, S. Péró, Cs. (1981): Tectonic fro n t of a D inaric-type Paleozoic in N -Hungary. Abstr. 12th Congr. C arpatho-b alkan Geol. Assoc., p. 132 133, B ucharest and in press: Proc. 12th Congr. C arpatho-b alkan Geol. Assoc., Bucharest. K ozur, H. (1979): Einige Problem e der geologischen E ntw icklung in südlichen Teil der Inneren W estkarpaten. Geol. Paläont. M itt. Innsbruck, 2, 4, p. 155 170, Innsbruck. K ozur, H. Mock, R. (1973): Zum A lter und zur tektonischen Stellung der M eliata-serie des Slow a kischen K arstes. Geol. Zborn. Geol. Carpath. 24, 2. p. 365 374, B ratislava. Körössy L. (1959): A Nagy M agyar-alföld flis jellegű képződményei. Föld. Közi. 89, 2, p. 115 124, Budapest. Kr'áutner, H. G. (1976): Das m etam orphe Paläozoikum der rum änischen K arpaten. Nova A cta Leopoldina. N. F. 224, 45, p. 335 350, Halle. K räutner, H. G. (1980): L ithostratigraphic correlation of Precam brian in th e Rom anian C arpathians. An. Inst. geol. geoph., 57, p. 229 298, Bucuresti. K urucz B. (1977): A Pusztaföldvár B attonya közötti terü let m edencealjzatának képződm ényei és hegységszerkezete. Egyetemi doktori értekezés, JATE Szeged. Laubscher, H. P. (1971): Das A lpen-d inariden-problem und die Palinspastik der südlichen Tethys. Geol. Rundsch. 60, 3, p. 813 833, S tuttgart. M ahel, M. (Ed.) (1974): Tectonics of Carpath Balkan System. 456 p., GŰDS, B ratislava. M ahel, M. (Ed.) (1975): Tectonic Problem s of the A lpine System. 258 p., VEDA, Publishing House Slovak Acad. Sei., B ratislava. Mahel', M. (1980): A k árp áti egységek és a M agyarm asszívum viszonya. Földt. Kút. 23, 3, p. 5 10, Budapest. M arschalko, R. (1978): Evolution of sedim entary basins and paleotectonic reconstructions of the West Carpahians. In: Vozár, J. (Ed): Paleogeograficky vi'voj Z ápadnych K árpát, p. 49 80, GÜDS B ratislava. Mello, J. Polák, M. (1978): Facial and paleogeographical outline of the W est C arpathians M iddle Triassic (Illyrian Longobardian), In: Vozár. J. Ed.): Paleogeograficky" vswoj Západnych K árpát, p. 301 314, Bratislava. M ichalik, J. (1978): To the paleogeographic, paleotectonic and paleoclim atic developm ent of the W est C arpathian area in the U pperm ost Triassic. In:.Vozár, J. (Ed.): Paleograficky vyvoj Z ápadnych K árpát, p. 189 212, Bratislava. M ichalik, J. Kovác, M. (1982): On some problem s of palinspastic reconstructions and Ceno-Mesozoic paleogeographical developm ent of the W estern C arpathians. Geol. Zborn. Geol. Carpath., 33, 4, p. 481 507, Bratislava. M isik, M. (1972): Lithologische und fazielle Analyse der M ittleren T rias der K erngebirge der W estkarpaten. Acta Geol. Geogr. Üniv. Com., Geol. 22, p. 5 154, Bratislava. M isik, M. Mock, R. Svkora, M. (1977): Die Trias der Klippenzone der K arpaten. Geol. Zborn. Geol. Carpath., 28, 1, p. 27 69, Bratislava. Mock, R. (1980): Ű jabb földtani ism eretek és nézetek a Belső-N yugati-k árpátokról. Földt. Kút. 23, 3, p. 11 15, Budapest. Nagy E. (1969): Ösföldrajz. In: A Mecsek-hegység alsóliász kőszénkészlete. Földtan. MÁFI Évk. 51, 2, p. 289 318, Budapest. Nagy E. (1968): A M ecsek-hegység triász időszaki képződményei. MÁFI Évk., 51, 1, 198, Budapest. Nagy, E. (1971): Der unterliassische Schichtencomplex von G restener Fazies im M ecsek-gebrige (Ungarn). MÁFI Évk., 54, 2, p. 155 159, B u dapest. Nagy E. Ravaszné Baranyai L. (1968): Tufás kaolinités sziderittelepek a mecseki ladini összlet alján. Földt. Közi. 98, 2, p. 213 217, Budapest. Nástaseanu, S. Bercia, 1. et al. (1981): The Structure «of the South C arpathians (M ehedinti Banat Area). X H th Congr. C arpatho-b alkan Geol. Assoc., Guidebook series 22, 100 p., Bucharest. Nicora, A. (1981): Pseudofurnishius m urcianus van den BOOGAARD in the U pper Triassic of Southern Alps and Turkey. Riv. Ital. Paleont., 86, 4, p. 769 778, Milano. Pálfy M. R ozlozsnik P. (1939): A B ihar- és Béli-hegységek földtani viszonyai: I. Rozlozsnik P.: A laphegység és paleozoikum. Geol. Hung., ser. Geol., 7, 200 p., Budapest. Passendorfer, E. (1961): Rozwoj paleogeografiezny T atr. (Evolution paleogeographique des Tatras). Roczn. Pol. Tow. Geol., 30, 4, p. 351 388, Krakow. Patrulius, D. (1976): Les Form ations Mésozoiques des M onts A puseni Septentrionaux: Corrélation C hronostratigraphique et Faciale. Rev. Roum. Géol, Geoph. Géogr., Géol. 20, 1. p. 49 57. Bucuresti. Patrulius, D. Bleahu, M. Popescu, J. Bordea, S. (1971): Guidebook to excursions of the lin d Triassic Colloquium Carpatho-B alkan Association. 86 p., Edit. Inst. Geol. Bucuresti. Patrulius, D. Bleahu, M. et al. (1979): Bihor Autochton and Codru nappe system (Apuseni M ountains). G uidebook to Field Trips, I llr d Triassic Colloquium of the C arpatho-b alkan Geological Association, 2 7 October 1979. 21 p., Bucure?ti. Panic, A. (1974): Position and age of ultrabasic rocks of Brezovica and Radusa. Vesnik (Geologija), 31/32, p. 76 79, Beograd. Prey, S. (1978): R ekonstruktionsversuch der alpidischen Entw icklung der Ostalpen. M itt. Ö sterr. Geol. Ges. 69, (1976), p. 1 25, Wien. Ramovs, A. (1974): Die Trias in Jugoslavien. Schriftenr. Erdwiss. ö sterr. Akad. Wiss., 2, p. 161 166, Wien. Ramovs, A. (1977): S keletalapparat von Pseudofurnishius m urcianus (Conodontophorida) im M itteltrias Sloweniens (NW Jugoslawien). N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 153, 3, p. 361 399, S tuttgart. Reading, H. G. (1980): C haracteristics and recognition of strike-slip fault systems. In: Ballance, P. F. Reading, H. G. (Eds.): Sedim entation in O bliqueslip Mobile Zones. Spec. Publ. Int. Assoc. Sedim ent 4, p. 7 26. Blackwell Sei. Publ., Oxford- London-Edinburgh-Boston-M elbourne. Rozlozsnik P. (1936): A B ihari-hegycsoport tektonikai helyzete a K árpátok rendszerében. Math. Term. tud. Értesítő, 55, 1, p. 46 74, Budapest. Salaj, J. (1982): Mesozoic paleogeographic developm ent in the northw estern p a rt of the W est Carpathians of Slovakia. Paleogeogr., palaeclim., palaeoec., 39, 3/4, p. 203 230, A m sterdam. Sándulescu, M. (1972): Consideratii asupra posibilitatilor de corelare a structurii C arpatilor O rientali $i Occidentali. D. S. Inst. Geol., 58, 5, p. 125 150, Bucure?ti. Sándulescu, M. (1975a): Studiul geologic al pärtii centrale i nordice a sinclinalului Häghima? (Carpatii O rientali), An. Inst. Geol. Geof., 45, p. 5 200, Bucuresti. FÖLDTANI K U T A T Á S XX VII. évfolyam (1984. év), 1. szám 71

Sändulescu, M. (1975b): Essai de synthése structurale des Carpathes. Bull. Soc. géol. Fr. (7), 17, 3, p. 299 358, Paris. Sändulescu, M. (1980): Analyse géotectonique des chaines alpines situées autor de la Mer Noire occidentale. An. Inst. Geol. Geof., 56, p. 5 54, Bucure ti. Sändulescu, M. Visarion, M. (1978): Considérations sur la structure tectonique du soubbassem ent de la dépression de Transylvanie. D. S. Inst, geol. geofiz., 64, 5, p. 153 173, Bucure$ti. Sändulescu, M. Kräutner, H. G. et al. (1981): The Structure of the East Carpathians (Moldavia M aramure? Area). 12th Congr. Carpato-Balkan Geol. Assoc., Guidebook series 21, 92, p., Bucharest. Sändulescu, M. Stefanescu, M. et al. (1981): Genetical and Structural Relations between Flysch and Molasse (The East C arpathian Model). 12th Congr. Carpatho-Balkan Geol. Assoc., Guidebook series 19, 95 p., Bucharest. Sassi, F. P. Zanferrari, A. Zirpoli, G. (1974): Some considerations on the South-Alpine basem ent of the Eastern Alps. N. Jb. Geol. Paläont. Mh 1974/10, p. 609 624, Stuttgart. Senkowiczowa, H. Szyperko-Sliwczynska, A. (1975): Stratigraphy and Paleogeography of the Trias. In: Special A nniversary Symposium. Geol. Inst. Anniv. Bull. 252, p. 131 148, W arszawa. Sikic, D. (1978): Duboki rasjed Zagrebacke zone (Deep fault of the Zagreb zone). Geol. vjesnik, 30, 1, p. 251 263, Zagreb. Sikosek, B. (1976a): Der tektonische W erdegang eines Teiles des innerdinarischen Grenzgebietes. Nova Acta Leopoldina, N. F. 224, 45, p. 351 360, Halle. Sikosek, B. 1976b): Bemerkungen zum Vortrag Jantsky. Ibid., p. 496. Szalai, T. (1961): Die Tisia und das Zwischengebirge des Karpatenbeckens. Geofiz. Köziem. 9, 3 4, p.166 185, Budapest. Szádeczky-Kardoss E. (1971): A z új globális tektonikai mozgásmechanizmusa és kapcsolatai a Föld és az élet fejlődéstörténetével. Alkalmazások a K árpát- Pannon-D inarid területre. MTA X. Oszt. Közi. 4, 1, p. 3 89, Budapest. Szádeczky-Kardoss, E. (1976): P lattentektonik im pannonisch-karpatischen Raum. Geol. Rdsch. 65, 1, p. 143 161. Stuttgart. Szepesházy K. (1975): Az Északkeleti-K árpátok földtani felépítésének és a kárpáti térségben való nagyszerkezeti helyzetének vázlata. Alt. Földt. Szemle 8, p. 25 60, Budapest. Szepesházy K. (1977): Az Alföld mezozoós magmás képződményei. Földt. Közi. 107, 3 4, p. 384 397, Budapest. Szepesházy K. (1979): A Tiszántúl és az Erdélyi-középhegység (Muntii Apuseni) nagyszerkezeti és rétegtani kapcsolatai. Ált. Földt. Szemle, 12, p. 121 198, Budapest. Szepesházy K. (1980): A Tiszántúl és az Erdélyi-középhegység (M untii Apuseni) nagyszerkezeti kapcsolatai. MÁFI Évi Jel. 1978-ról, p. 173 186, Budapest. Szviridenko, V. G. (1976): A K árpátaljai süllyedők és aljzatának földtani felépítése és szénhidrogénföldtana. Földt. Közi., 106, Suppl., p. 464 475, Budapest. Telegdi Roth K. (1929): Magyarország geológiája I. Tudományos G yűjtem ény 104, 170 p., Pécs. Tollmann, A. (1965): Faziesanalyse in alpidischen Serien der Ostalpen. Verh. Geol. B. A. Sdb. 6., p. 103 133, Wien. Tollmann, A. (1968): Bemerkungen zu faziellen und tektonischen Problem en des A lpen-k arpaten- Orogens. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. 18, p. 207 248, Wien. Tollmann, A. (1969): Die tektonische Gliederung des Alpen-Karpaten-Bogens. Geologie, 18, 10, p. 1131 1156, Berlin. Tollmann, A. (1974): Zur Gliederung der triadischen Faziesregionen in den Ostalpen. Schriftr. Erdwss. Komm, ö sterr. Akad. Wiss. 2, p. 183 193, Wien. Tollmann, A. (1976): Analyse des K lassisischen nordalpine Mesozoikums. 580 p., Franz Deuticke, Wien. Tollmann, A. (1978): Die Seitenverschiebung an der Periadriatischen N aht auf G rund des Vergleiches der Trias-fazies. Schriftr. Erdwiss. Komm, ö s terr. Akad. Wiss. 4, p. 179 192, Wien. Trunkó, L. (1977): K arpatenbecken und P lattentektonik. N. Jb. Geol. Paläont., Abh. 153, p. 218 252, Stuttgart. Trümpy, R. (1937): The Timing of Orogenic Events in the C entral Alps. In: De Jong, К. A. Schölten, R. (Ed.): G ravity and Tectonics, p. 229 251, Wiley & Sons, New York London Sydney Toronto. Trümpy, R. (1975): Penninic-A ustroalpine boundary in the Swiss Alps: A presum ed form er continental m argin ind its problems. Am Journ. Sei., 275-A., p. 209 238, New Haven, Conn. Trümpy, R. (1980): An Outline of the Geology of ' Switzerland. 104 p., Wepf. Co. Publishers, Basel New York. Vadász, E. (1961): On the problem of the H ungarian m edian massif. Ann. Univ. Sei. Budapestinensis, Sect. Geol. 4, p. 105 119, Budapest. Varga, I. (1978): Paleoalpine geodynamics of the W est Carpathians. Miner. Slovaca, 10, 5, p. 385 441, Spisská Nová Vés. Varga, l. Grecula, P. (1980): Nagyszerkezeti választóövezetek a N yugati-k árpátok belső oldalán. Földt. Kút. 23, 3, p. 17 22, Budapest. Vörös, A. (1977): Provinciality of the M editerranean Lower Jurassic brachiopod fauna: causes and platetectonic implications. Paleog., Paleocl., Paleoec., 21, p. 1 16. Amsterdam. W ein{ Gy. (1969): Tectonic review of the Neogenecovered areas of Hungary. Acta Geol. Hung. 13, p. 399 436, Budapest. W ein Gy. (1977): A Budai-hegység tektonikája. MÁFI A lkalm i Kiadv., 76 p., 4 m elléklet, Budapest. W ein Gy. (1978a): A K árpát-m edence kialakulásának vázlata. Ált. Földt. Szemle 11, p. 5 34, Budapest. W ein Gy. (1978b): A K árpát-m edence alpi tektogenezise. MÁFI Évi Jel. 1976-ról, p. 245 1256, Budapest. W éber В. (1978): Üjabb adatok a Mecsek-hegységi anizuszi és ladini rétegek ismeretéhez. Földt. Közi. 108, 2, p. 149 157, Budapest. Zankl, H. (1967): Die Karbonatsedim ente der O bertrias in den nördlichen Kalkalpen. Geol. Rundsch., 56, p. 128 139, Stuttgart. Zankl, H. (1971): Upper Triassic carbonate facies in the N orthern Limestone Alps. In: Müller, G. (Ed.): Sedimentology of P arts of Central Europe. Guidebook 8th Inter. Sed. Congress, p. 147 185, Heidelberg. Zelenka T. et al (1983): Mezozoós ősföldrajzi h atár-e a Darnó-vonal? Földt. Közi. 113, 1, p. 27 37, Budapest. 72 FÖLDTANI K U TA T Á S XXVII. évfolyam (1984. év), 1. szám