A Délkelet-Dunántúl földtani fejlődéstörténete – recens analógiák

Konrád Gyula, Sebe Krisztina, Halász Amadé, Halmai Ákos

Földrajzi Közleményekben (2010. 134. 3. pp. 251-265.) megjelent cikk bővített változata



Összefoglalás

Dolgozatunkban áttekintjük a Délkelet-Dunántúl fejlődéstörténetét és azt – elsősorban a lemeztektonikai változások alapján – szakaszokra osztjuk. Az ősföldrajzi viszonyok szemléletes ábrázolásához mai analóg területeket kerestünk. A kiválasztáskor az üledékképződés jellegét tartottuk a legfontosabbnak; ezzel rendszerint együtt járt a hasonló éghajlat is, míg a tektonikai helyzet csak a harmadik szempont volt. A kiválasztott terület Google Earth űrfelvétele és domborzata alatt tömbszelvényként ábrázoltuk a DK-Dunántúl adott időszakban jellemző képződményeit.

Abstarct

We reviewed the evolution history of SE Transdanubia and, based on plate tectonic changes, we chose characteristic time intervals which represent the most important steps in it. For a lively illustration of the paleogeographical conditions we searched for present-day analogues. The key selection criterion was the type of sedimentation, which usually implied the similar climate as well, while the tectonic position was only a third-order point. Under the Google Earth satellite image and topography of the selected area we depicted in a block diagram the general structure and the formations of SE Transdanubia at the given time.

Bevezetés

A Délkelet-Dunántúl fejlődéstörténetéről régóta nem jelent meg önálló összefoglaló munka. Ennek lehet következménye, hogy a földrajzi témájú szakdolgozatokban, cikkekben gyakran hivatkoznak olyan korábbi munkákra, amelyek kiváló leírást adtak ugyan a területről, de nevezéktanukat és szemléletüket tekintve már elavultak.

A nevezéktan változásai nem öncélúak: tükrözik az ismeretanyagban bekövetkezett változásokat. Például nem használjuk már a gutensteini, „campili” vagy recoaro megnevezést a DK-dunántúli terület triász mészköveire, mert ezek a délalpi kifejlődési terület terminológiájához tartoznak, és tudjuk, hogy területünk az európai, ún. germán kifejlődési terület része volt akkoriban. Még fontosabb a változás a szemléletmódban. A statikus nézőpontot a lemeztektonikai szemlélet dinamizmusa váltotta fel. A Mecsekre és a Villányi-hegységre ma már nem úgy tekintünk, mint két, állandó helyzetű üledékgyűjtő „vályúra”, amelyeknek hol hasonló, hol különböző volt a fejlődéstörténete, mégis találkozunk ilyen idézetekkel.

Mindezek miatt feladatunknak tekintjük, hogy egyrészt röviden összefoglaljuk a Tiszai-egységbe ágyazott terület fejlődéstörténetét, másrészt, hogy meghatározzuk ennek legfontosabb szakaszait a lemeztektonikai történések keretében, és ezek szemléletes bemutatására mai analóg területeket keressünk. Az analógiák természetesen nem lehetnek tökéletesek, azaz nem lehetnek pontosan a Dél-Dunántúl megfelelői kiterjedés, éghajlati, domborzati és tektonikai helyzet tekintetében egyaránt. A kiválasztáskor az üledékképződés jellegét tartottuk legfontosabbnak; ezzel rendszerint együtt járt a hasonló éghajlat is, míg a tektonikai helyzet csak a harmadik szempont volt. A kiválasztott terület Google Föld űrfelvétele alatt tömbszelvényként ábrázoltuk a DK-Dunántúl adott időszakban jellemző képződményeit. A szelvény a felszín által jellemzett pillanatnyi állapot megelőző viszonyaira, előzményeire utal.

A tárgyalás során a mai területnevek használata csak a térbeli eligazodást hivatott segíteni, de nem jelenti azok helyzetének állandóságát. A variszkuszi orogenezis takaróképződése, eltolódásai, majd a kréta kompressziós időszak gyűrődései, pikkelyeződései (takarói?) jelentős, főként É–D-i térrövidülést okoztak, a kainozoos eltolódások pedig tíz kilométer nagyságrendű oldalelmozdulással jártak. A jelen munkában még nem teszünk kísérletet ezek rekonstrukciójára, azaz palinszpasztikus térképi ábrázolásra.

Elöljáróban megjegyezzük, hogy a késő-paleozoos – mezozoos érában az égtájak szerinti elrendeződés közel megfelelt a mai irányultságnak. A mezozoikum végén és a paleogén-miocén során a Tiszai-egység rotációs mozgást is végzett, kezdetben az óramutató járásával ellentétes, majd azzal megegyező irányban. A Pannon-medence aljzatát alkotó nagyszerkezeti egységek a miocénben foglalták el mai helyzetüket.


A délkelet-Dunántúl földtani térképe

1. ábra. A délkelet-Dunántúl földtani térképe a legjelentősebb szerkezeti elemek feltüntetésével. Jelmagyarázat: 1. neogén–negyedidőszaki fedőüledékek, 2. miocén andezit, 3. kréta üledékes kőzetek, 4. kréta bazalt, 5. felső-jura üledékes sorozat, 6. középső-felső-jura karbonátok, 7. középső-jura ammoniteszes mészkő, 8. alsó- középső-jura képződmények, 9. felső-triász – alsó-jura Mecseki Kőszén, 10. felső-triász törmelékes üledékek, 11. középső-triász karbonátok (Misinai Formációcsoport), 12. alsó-triász – középső-triász törmelékes és evaporitos üledékek (Jakabhegyi, Patacsi, Hetvehelyi F.), 13. permi törmelékes üledékek és riolit, 14. paleozoos gránit-monzonit, 15. paleozoos metamorf képződmények, 16. jelentős, a neotektonikában is szerepet játszó, többnyire felújult és részben elfedett szerkezeti elemek, 17. egyéb szerkezeti elemek

Figure 1. Geological map of SE Transdanubia with the major tectonic features. Legend: 1. Neogene – Quaternary sedimentary cover, 2. Miocene andesite, 3. Cretaceous sediments, 4. Cretaceous basalt, 5. Upper Jurassic sedGeological map of SE Transdanubia with the major tectonic features. Legend: 1. Neogene – Quaternary sedimentary cover, 2. Miocene andesite, 3. Cretaceous sediments, 4. Cretaceous basalt, 5. Upper Jurassic sediments, 6. Middle-Upper Jurassic carbonates, 7. Middle Jurassic ammonitic liemestone, 8. Lower, Middle Jurassic formations, 9. Upper Triassic – Lower Jurassic coal, 10. Upper Triassic clastic sediments, 11. Middle Triassic carbonates, 12. Lower–Middle clastics and evaporites, 13. Permian clastics and rhyolite, 14. Paleozoic granite, 15. Paleozoic metamorphic rocks, 16. major faults showing neotectonic activity as well, 17. other tectonic features


Az 1. ábrán bemutatott terület földtani fejlődéstörténetének szakaszait (a földtani illetve üledékciklusokat) Cászár G. (2005) a Tiszai-egység fejlődéstörténeti kereteiben tárgyalja. Megállapításaitól némileg eltérve, a szűkebb terület történetét a következőképpen tagoljuk:

I. Prevariszkuszi üledékképződés (ópaleozoikum)

II. Variszkuszi hegységképződés (kora-karbon)

II. a) Kontinentális, molassz üledékképződés (karbon – kora-triász)

III. Kontinentális rift vulkanizmus (kora-perm)

IV. Passzív kontinensperem, egyenlejtes rámpa időszak

IV. a) Sziliciklasztos rámpa (kora-triász – középső-triász)

IV. b) Karbonátos rámpa (középső-triász)

IV. c) Rámpatagolódás, sekélytengeri – delta környezet (késő-triász – kora-jura)

V. A self tagolódása, differenciált süllyedés, riftesedés (jura – kora-kréta)

VI. Alpi orogenezis

VI. a) Gyűrődés, (takaróképződés?), kiemelkedés (kora-kréta vége – késő-kréta), intramontán molassz üledékképződés (paleogén)

VI. b) A Pannon-medence szinrift fázisához kapcsolódó események (kora-középső-miocén)

VI. c) A posztrift fázis eseményei (késő-miocén – kora-pliocén)

VI. d) A Pannon-medence inverziójához kapcsolódó események (késő-pliocéntől)


A terület egyszerűsített litosztratigráfiai táblázatán (2. ábra) is jelöltük ezeket a fejlődéstörténeti szakaszokat.


A DK-Dunántúl egyszerűsített litosztratigráfiai táblázata.

2. ábra. A DK-Dunántúl egyszerűsített litosztratigráfiai táblázata a fejlődéstörténeti szakaszok feltüntetésével

Figure 2. Simplified lithostratigraphical chart of SE Transdanubia with the main phases of evolution history


A fejlődéstörténeti szakaszok ősföldrajzi jellemzése

I. Prevariszkuszi üledékképződés

A variszkuszi eseményeket megelőző időszak értékelhető képződményei a közepes metamorfózist szenvedett környezetben alacsony metamorfózison átesett, kis kiterjedésű takaróroncsokként fordulnak elő (Szederkényi T. 1998). A horváthertelendi és a szalatnaki fúrások tártak fel ritmusos, flis jellegű üledékekből keletkezett, nagyon alacsony fokú metamorfózison átesett képződményeket. A Szalatnaki Agyagpalából kora-szilur conodonta és graptolites fauna ismert Oravecz J. , tehát ez az összlet egyetlen bizonyítható képviselője a kaledóniai ciklusnak. A közepes metamorfózison átesett üledékes kőzetek korát és képződési környezetét már nem lehet meghatározni. A Variszkuszi-(Rheic-) óceán bezáródását megelőzően és a kollízió során képződött karbonátok és molassz törmelékes üledékek átalakulásával keletkezhettek. A szerpentinit-előfordulások a bazaltos összetételű óceáni aljzatból származó fragmentumok (Kovács, S. et al. 2000).

II. Variszkuszi hegységképződés

A Tiszai-egységen belül terrénumokat és azokon belül alegységeket különböztetnek meg, amelyek felépítésében a kristályos aljzat képződményei mellett a karbon-perm üledéksorok vesznek részt (Vozárová, A. et al. 2009). A DK-Dunántúl területén érintkezik tektonikusan a Szlavóniai–Drávai-terrénum Babócsai- és Baksai-alterrénuma és a Kunsági-terrénum Mórágyi- és Kőrösi-egysége. Ezek a variszkuszi hegységképződés során kerül(het)tek egymás mellé. A terület kristályos aljzatában uralkodó képződményegyüttes rétegtanilag a Mórágyi és a Baksai Komplexumba tartozik. A Mórágyi Komplexum a variszkuszi hegységképződés alsó-karbon, szudétai szakaszában, 330–350 millió éve alakult ki, jelentős tömege gránit, jellemzően monzogránit összetételű. Anyakőzete bázisos és savanyú vulkanitbetelepüléses grauwacke és finomtörmelékes sorozat volt. A variszkuszi hegységképződés során kifejlődött, oldalelmozdulásos Mecsekalja diszlokációs övben (Szederkényi, T. 1976) tektonikus megabreccsát alkotó fillit, mészkő, gneisz, metahomokkő, amfibolit, metavulkanit és szerpentinit a Mórágyi Komplexum része, ezeket a képződményeket Ófalui Formációcsoport néven jelöljük az ábrákon. Ultrabázisos eredetű, kinyíródott takaróroncsokat képviselnek a Hetvehelyi és Ófalui Szerpentinitek. A Baksai Komplexumban három metamorf fázis mutatható ki, amelyek csillámpala, gneisz, márvány, eklogit és szerpentinit képződését eredményezték (Szederkényi, T. 1998).

A 3. ábrán e fejlődéstörténeti fázis azon állapotát ábrázoljuk, amikor a variszkuszi hegységképződést követően már lepusztulásnak indult a kiemelt takarós szerkezet és eltolódással egymás mellé került a különböző típusú képződményekből álló Mórágyi- és Baksai-alegység.

Variszkuszi

3. ábra. A variszkuszi tektonika során alacsony fokú metamorfózison átesett képződmények tolódtak a közepes és magas metamorf fokú átalakulást szenvedett képződményekre. Utóbbiak a Mecsekalja diszlokációs övben oldalirányú elmozdulást szenvedtek. Ekkor még csak a Mecsekalja övtől délre lévő területen indult meg az üledékképződés. A példa leginkább morfológiájában szemlélteti a kora-karbon végi viszonyokat: Sulaimān Range (Pakisztán), 30°13'46,18" É; 70°11'11,05" K

Figure 3. During the Variscan orogeny, low-grade metamorphics were thrust onto medium- and high-grade metamorphic rocks; these latter also experienced lateral displacement along the Mecsekalja Dislocation Zone (MDZ). By the Carboniferous, sedimentation had only started south of the MDZ. The example is an illustration mainly of the topography of that period: Sulaimān Range (Pakistan), 30°13'46.18"N, 70°11'11.05"E


II. a) Kontinentális molassz üledékképződés

A variszkuszi hegységképződés kollíziós időszakában, a késő-karbonban már megindult a kontinentális molassz üledékképződés (Tésenyi Homokkő, Túronyi Formáció). Ehhez a sorozathoz tartozik a folyóvízi Cserdi Formáció és a Kővágószőlősi Homokkő is, amelyek egy szárazabb időszakban keletkezett playa üledéket, a Bodai Agyagkövet fogják közre, azzal részben heteropikus kifejlődésben (4. ábra). A Tésenyi Homokkő változatos törmelékes üledéksorát csak fúrásokból ismerjük a Villányi-hegység északi (ÉNy-i?) előterében. Az egykori tagolt térszínen a mai Mecsek és Villányi-hegység területe valószínűleg szárazulat volt, a közöttük húzódó medencében folyóvízi üledékképződés zajlott. A Mecsek és a Villányi-hegység aljzatából is ismert alsó-permi Korpádi Homokkő széles elterjedése jelzi, hogy a terület lepusztulásával és süllyedésével a korábbi karbon üledékgyűjtő medencék területén túlterjedt az üledékfelhalmozódási térszín.

Kora-perm

4. ábra. A Mecsek területén a kora-permben megindult üledékképződést kontinentális rift vulkanizmus zavarta meg. A Korpádi Homokkőre települő Gyűrűfűi Riolit a Nyugat-Mecsek területén ignimbritnek bizonyult. Szubvulkáni és kiömlési változatait a Mecsek és a Villányi-hegység közötti területről ismerjük. A Kelet-Afrikai-árok (10° 55' 46,18" É; 41° 11' 35,81" K) területéről vett minta morfológiájában, éghajlatában és szerkezetében is jó analógiának bizonyul

Figure 4. In the Mecsek area, sedimentation started in the Early Permian and was then interrupted by continental rift-type volcanism. The Gyűrűfű Rhyolite appears as ignimbrite in the W Mecsek, while subvolcanic and effusive lithologies are known in the area between the Mecsek Mts. and the Villány Hills. The example from the East African Rift Valley is a good analogue from the aspects of topography, climate and tectonic position as well


III. Kontinentális rift vulkanizmus

A kora-permben a fent vázolt ősföldrajzi képben módosulást egyrészt a klíma változása és a tektonikai tagolódás okozott – előbbi a szállított üledékanyag mennyiségében, szervesanyag-tartalmában, oxidáltsági viszonyaiban, utóbbi az üledékgyűjtő medencék áthelyeződésében éreztette hatását –, másrészt a kora-perm végén megindult riolitvulkanizmus következtében jelentősen megváltozott a morfológia és a medencékben felhalmozódó üledék összetétele is.

A kontinentális rift jellegű riolitvulkanizmus (Fazekas, V. – Majoros, GY. – Szederkényi, T. 1981) szokatlanul kiterjedt volt, Európa déli szegélyén hatalmas mennyiségű lávakőzetet és ignimbritet eredményezett (Vozorová, A. et al 2009). A DK-Dunántúl területén is több fúrásból ismerjük (Egerág-7, Szava-1 stb.). A Gyűrűfűi Riolit nyugat-mecseki előfordulása ignimbritnek bizonyult (R. Varga A. 2009). A vulkanizmussal egy időben és azt követően lerakódó törmelékes üledéksorban (Cserdi Formáció) és a későbbi üledékek anyagában is meghatározóvá vált a riolit törmeléke. A klíma szárazabbá válására következtethetünk a playa jellegű Bodai Agyagkő (albitos agyagkő) lerakódásából (Konrád Gy. et al. 2010). Ezt az időszakot szemlélteti a 4. ábra tömbszelvényének felszíne. Analóg területnek a Kelet-afrikai- árok egy részletét választottuk. A tavi üledék a hegységperemen képződött durvatörmelékes összlettel (Cserdi Formáció) fogazódik össze.

A terület gyors mélyülése, a kontinentális rift vulkanizmus és a Kővágószőlősi Homokkő erőteljes horizontális vastagságváltozása félárokszerkezetet sejtet (Majoros GY. 1999). Az uralkodóan folyóvízi üledékképződés (a Kővágószőlősi Homokkő lerakódása; 5. ábra) a kora-triász elején fejeződött be. A fedő Jakabhegyi Homokkő durva báziskonglomerátuma tektonikai hatást, a háttér kiemelkedését és a klíma csapadékosabbá válását sejteti. Ugyanakkor a formáció nemcsak a korábbi karbon–perm–alsó-triász üledékgyűjtő területét, hanem azon túlterjedve a korábbi lepusztulási területeket is lefedi.

Kora-triász

5. ábra. A késő-permben folyóvízi üledékképződés során rakódott le a Kővágószőlősi Homokkő anyaga. A kenyai Tana folyó völgyét használtuk fel analóg területként, amely sivatagi területen folyik keresztül. Vegetáció csak a folyómeder közelében található. Területünk a formáció képződése idején szintén az egyenlítő közelében helyezkedett el. A folyóvízi-ártéri üledékek szervesanyag tartalma az oxigénben gazdag beszivárgó vizek hatására később oxidálódott, a kőzet szürkéről vörös színűre változott. Az oxidációs front peremén a kőzet zöld színű. Ezeken a zöld határfelületeken csapódott ki az oldott urán (az ábrán piros pontokkal jelölve), amely a lepusztulási terület savanyú magmás (gránit–riolit) kőzetanyagából származott

Figure 5. The material of the Kővágószőlős Sandstone accumulated as a fluvial deposit during the Late Permian. As an analogy, the Tana river in Kenya was used, which crosses a desert, and within the valley, vegetation grows only close to the channel. During the deposition of the formation, the study area was also located near the Equator. The organic content of the fluvial to floodplain sediments became subsequently oxidised by the infiltrating waters and changed the rock colour from grey to red. Along the oxidation front the sandstone is green. These green boundary surfaces caused the uranium to precipitate (red dots in the figure), which probably originated from the acidic magmatic rocks (granite – rhyolite) of the provenance area


IV. Passzív kontinensperem, egyenlejtes rámpa időszak

IV. a) Törmelékes (sziliciklasztos) rámpa

A terület folyamatosan süllyedt, ahogy a felnyíló új óceánág, a (Neo)Tethys nyugat felé terjeszkedett és kialakította Európa új déli peremét (Haas, J. – Péró, Cs. 2004). Területünk egyre közelebb került a belső selfhez, de még a szárazulaton helyezkedett el. Az ekkor lerakódott Jakabhegyi Homokkő eróziós diszkordanciával települ a Kővágószőlősi Homokkőre, litofáciese alapján a germán „Buntsandstein”-nel párhuzamosítható. Típusos kifejlődése a Ny-Mecsekből ismert, de túlterjed a korábbi üledékgyűjtő területén: a Délkelet-Dunántúl teljes területén, minden szerkezeti egységben megtalálható, véget vetve a részterrénumok vagy alegységek különbözőségének.

A szemiarid klímán lerakódott üledék jellemzően vörös, lilásvörös színű. Négy informális litosztratigráfiai egységre osztható, amelyek a rétegsorban egymás felett következnek, de heteropikus kifejlődésben is összefogazódnak. Jellemző, hogy egyre finomabb szemű törmelék rakódott le a kezdetben folyóvízi, majd az azt fokozatosan felváltó, csatornákkal szabdalt árapályövi síksági környezetben (Barabás, A. – Barabás-Stuhl, Á. 2005). Ekkorra alakult ki az egyenlejtes törmelékes rámpa. A transzgresszió okozta fácieseltolódás következtében később sekélytengeri faunát tartalmazó üledék, a Patacsi Aleurolit jelenik meg a rétegsorban. E formáció képződése során az éghajlat egyre szárazabbá vált, csökkent a beáramló törmelék mennyisége. A sekély tengerben egyre gyakrabban karbonátiszap ülepedett le, a parti régióban (a szebkán) anhidrit vált ki. Ez a törmelékes és karbonátos rámpa közötti átmeneti időszak.

IV. b) Karbonátos rámpa üledékképződés

A kora-triászhoz hasonlóan továbbra is lapos tengerparti területen, peritidális (árapályövi) helyzetben folyt az üledékképződés. A száraz, meleg éghajlaton, a nyílt víztől részben elzárt környezetben parti lapály, szebka alakult ki, és a túlsós vízből evaporitok: főleg anhidrit, gipsz és dolomit váltak ki (Hetvehelyi Formáció). Míg a formáció alsó része (Magyarürögi Anhidrit Tagozat) jelentős mennyiségű terrigén anyagot (agyagkövet, aleurolitot) tartalmaz, addig a rétegsorban följebb a dolomit (Hetvehelyi Dolomit Tagozat) válik uralkodóvá, és a – tengeri – ősmaradványok mennyisége is megnövekszik (Bércziné Makk Á. et al. 2004). A relatív tengerszint-emelkedés következtében a terület egésze víz alá került, és egyenlejtes karbonátos rámpa alakult ki, ezen halmozódott fel a Misinai Formációcsoport mészkősorozata. A rámpaüledékek legvastagabb részét adó Víganvári és Lapisi Mészkő a kisebb tengerszintingások miatt felváltva lerakódó mészkő és márga hullámos rétegeiből áll. Az aljzat oxigénellátottsága sokszor gyenge volt, amit a mészkő nagy szervesanyag-tartalma mutat, máskor a viharok teljesen átkeverték a vizet (Török, Á. 1993). A rámpafejlődést rövid időre tengerszintcsökkenés szakította meg, aminek hatására árapályövi, helyenként sztromatolitos dolomit rakódott le (Rókahegyi Dolomit). A triász rámpa legmélyebb vizű, legnyíltabb tengeri körülményeit a Zuhányai Mészkő mutatja (6. ábra). Megjelennek benne a nyíltvízi faunaelemek (konodonták, ammoniteszek, nautiluszok). A Rókahegyi Dolomit és a Zuhányai Mészkő gyors vastagságváltozása, változatos vízmélységet képviselő fáciesei, valamint az üledékáthalmozást mutató szerkezetek szinszediment tektonikai hatásra, a passzív kontinensperem tágulásos, félárkos tagolódására utalnak (Konrád, GY. 1998), amit a Tethys további nyílása okozott. A fedő képződmények változatos, heteropikus kifejlődése (Csukmai F.) a tengerszint csökkenését, a triász üledékképződési ciklus regressziós szakaszának kezdetét jelzik.

Misinai

6. ábra. A középső-triász karbonátos rámpa morfológiáját az Omán partvidékén, passzív kontinensperemen kiválasztott terület szemlélteti (20°37'17.00"É, 58°35'49.00"K)

Figure 6. The morphology of the Middle Triassic carbonate ramp is illustrated by the area chosen on the coast of Oman, along a passive margin (20°37'17.00"N, 58°35'49.00"E)

IV. c) Rámpatagolódás, tavi, folyóvízi, delta-, sekélytengeri környezet

A késő-triász során a teljes terület szárazulattá vagy sekély, kontinentális üledékgyűjtővé vált, de a terület tektonikai tagoltsága erősödött. A mecseki részen a variszkuszi eredetű Mecsekalja-öv felújulásával vagy annak közelében lisztrikus vető jött létre és e mentén félárokszerkezet fejlődött ki (Nagy E. 1969), északról dél felé jelentősen kivastagodó törmelékes rétegsorral (Karolinavölgyi Homokkő és Mecseki Kőszén). Ezalatt a déli oldalon kiemelt helyzetben maradt korábbi karbonátos rétegsor lepusztulásnak indult, és a villányi-hegységi területen vékony, hézagos rétegsorú, sekélytengeri- szárazulati homokkő rakódott le (Mészhegyi Homokkő). Az eltérő folyamat kezdete a két terület elkülönülő fejlődésmenetének, ami a teljes jura időszakra és kora-kréta korra jellemző maradt.


V. A self tagolódása, differenciált süllyedés, riftesedés

A középső-triászban megindult tektonikai folyamatok a jurában kiteljesedtek. A Tethys körüli területen intenzív riftesedés folyt. A Pennini-óceán felnyílásával mikrolemezek szakadtak le az európai kontinensről, ezek közé tartozott a Tiszai-egység is. Ebben a környezetben a DK-Dunántúlt alkotó területrészek igen eltérő szerkezeti helyzetbe kerültek. Miközben az új óceánághoz közelebbi mecseki terület olyan gyors süllyedésnek indult, hogy az üledékképződés nem volt képes azzal lépést tartani, és kétezer méteres vízmélység is kialakult a medencében, tőle délebbre hosszú üledékhiányos időszakok váltakoztak a viszonylag sekélytengeri környezetben folyó, lassú üledékképződéssel (2. ábra). A mecseki jura rétegsor legnagyobb vastagsága 3200 m volt a juravégi – kréta eleji mélybathiális Márévári Mészkő keletkezésének idején, ez több mint ötezer méter süllyedést jelent. Ugyanebben az időszakban a Villányi-hegység területe mindössze néhány száz métert süllyedt. Ennek megfelelően a mecseki rétegsorban egyre mélyebbvízi fáciesű üledékeket találunk (Komlói Mészmárga – Óbányai Mészkő – Márévári Mészkő), a vékony villányi-hegységi formációk (Somssichhegyi Mészkő, Villányi Mészkő, Szársomlyói Mészkő) ugyanakkor jelentős üledékhézaggal és néhány fokos szögdiszkordanciával, települnek egymásra (Vörös A. 2010).

A különbség a kréta időszak elején is megmaradt, bár a kontinentális riftzónában kifejlődött Mecsekjánosi Bazalt (7. ábra) a Villányi-hegység területéről is ismert. A Mecsekben, Zengővárkony környékéről Bujtor, L. (2007) hidrotermás hasadékokhoz (7. ábra) kötődő különleges biofáciest írt le. Miközben a mecseki zónában atollok épültek (Császár, G. – Turnŝek, D. 1996), addig a villányi területen karsztosodott a szárazra került Szársomlyói Mészkő felszíne és karsztbauxit halmozódott fel (Nagyharsányi Bauxit). A valószínűleg kiemelt helyzetű Görcsönyi-hátság déli oldalán a villányi karbonátplatform épülése folytatódott (Nagyharsányi Mészkő), majd a Bissei Márga és a Bólyi Homokkő lerakódása jelentős változásra utal. Császár, G. (2004) értelmezésében ezek a flis jellegű üledékek a megindult kompressziós tektonika által létrehozott takarófrontok előterében megsüllyedt medencében rakódtak le, tehát itt az albai korszakra tehető az alpi tektonikai folyamatok megindulása. (A Villányi-hegység kőzeteit a kréta időszak végén is áttörték bazalttelérek /lamprofirok/ melyek Csontos, L. – Vörös, A. (2004) szerint szubdukcióhoz, egy távolabbi óceánág záródásához köthetők.)

Kréta

7. ábra. A kréta időszakban folytatódott a Pennini-óceán felnyílása, a Tiszai-egység elszakadása Európától. A riftesedést bazaltvulkanizmus kísérte, ekkor keletkezett a mecseki típusú atoll. A Hawaii-szigeteki példa (19°10'31,08" É; 155°33'26,05" Ny) morfológiájában hasonlít hozzá, de a szintkülönbségek jóval kisebbek voltak

Figure 7. During the Cretaceous, the opening of the Penninic Ocean and the separation of the Tisza Unit from Europe continued. Rifting was accompanied by basaltic volcanism, and atolls formed in the Mecsek. The topography of the example from the Hawaiian Islands (19°10'31.08"N, 155°33'26.05"E) is similar, but the Mecsek area had more subdued relief


VI. Alpi orogenezis

VI. a) Gyűrődés, (takaróképződés?), kiemelkedés, intramontán molassz üledékképződés

Az alpi tektonikai ciklust az ausztriai fázis vége, majd a larámi és a szubhercini fázis hatása képviseli. Az ötezer métert meghaladó vastagságú perm – mezozoos rétegsor meggyűrődött és kiemelkedett. Turonnál fiatalabb kréta képződmények nem ismertek a területen. Sokáig paleogén rétegeket sem tártak fel, de az utóbbi évtizedekben három fúrásban is sikerült bizonyítani a jelenlétüket (Wéber B. 1985). A kréta időszakban kiemelkedett hegységi területen, a Baksai-egységen olyan intramontán üledékgyűjtő fejlődött ki, amelyben ötszáz métert meghaladó vastagságú szárazföldi törmelékes üledék (Szentlőrinci Formáció) halmozódott fel, amit a szentlőrinci és a szigetvári fúrások harántoltak.

VI. b) A Pannon-medence szinrift fázisához kapcsolódó üledékképződés

A Pannon-medence kialakulása a Magura-óceán aljzatának szubdukciója során az óceáni lemez hátrálására bekövetkező extenziós medencefejlődéssel, riftesedéssel kezdődött (Horváth, F. et al. 2006). A kora szinrift fázis idején kialakuló árkokban folyóvízi üledékképződés indult meg (Hámor, G. – Pogácsás, GY. – Jámbor, Á. 2001), ekkor képződött a Szászvári Formáció. A tágulásos folyamatokat intermedier vulkanizmus kísérte, amit a Délkelet-Dunántúlon a szubvulkáni és teléres kifejlődésű Mecseki Andezit Formáció képvisel. A szinrift fázisban az oldaleltolódások következtében pull-apart medencék nyíltak a mai mecseki terület északi, majd déli oldalán. A mélyülő és szélesedő üledékgyűjtőkben már mélyebb tengeri fáciesek is megjelentek (8. ábra), a tágabb terület szigettengeri környezetté formálódott (Juhász, GY. et al 2007). A bádeni korszak végére a változatos üledékképződési térszínen fogazódtak össze a folyóvízi (Szászvári Formáció), a deltafront, a partszegélyi és sekélytengeri (Budafai Formáció), valamint a neritikus (Tekeresi Slír, Szilágyi Agyagmárga) képződmények (2. ábra). Az üledékes sorozatban három tufaszintet lehet elkülöníteni (Gyulakeszi Riolittufa, Tari Dácittufa és Galgavölgyi Riolittufa).

Kora-miocén

8. ábra. A Pannon-medence szinrift fázisában extenziós medencék fejlődtek, a kora-miocén végén a DK-Dunántúl területén is megindult az üledékképződés. A maláj-félszigeti Kabingyaung vidékén (12°34'51,38" É; 98°25'3,82" K) mutatjuk be, hogyan fogazódtak össze az egy időben keletkezett, de különböző fáciesű (folyóvízi, tengerparti, sekélytengeri) alsó-, középső-miocén üledékek. A lepusztuló hegység a mai Görcsönyi-hátság területén volt, előterében a sekélytengeri üledékgyűjtő a Mecsek területe

Figure 8. In the syn-rift phase of the Pannonian Basin, extensional basins were formed; by the end of the Early Miocene, sedimentation had started in SE Transdanubia as well. We use the Kabingyaung region (Malay Peninsula, 12°34'51.38"N, 98°25'3.82"E) to illustrate how the various (fluvial, coastal, shallow marine) heteropic facies of the Lower to Middle Miocene sediments could interfinger. The mountains under erosion were located in the place of the present-day Görcsöny Ridge, the Mecsek area acted as a shallow marine foreland basin


VI. c) Posztrift fázis

A Paratethys középső medencéjének lefűződésével kb. 12 millió évvel ezelőtt jött létre a Pannon-tó, mely a kezdeti alacsony vízszintű állapot után a Dél-Dunántúl nagy részét is elborította. Az Alfölddel ellentétben itt medenceperemi üledékképződés uralkodott, igazi mélymedence csak a Dráva-süllyedékben jött létre (Magyar, I. – Geary, D. – H., Müller, P. 1999). A főleg aleuritból és agyagmárgából álló tavi üledékeket (Peremartoni Fcs.) kb. 9 millió éve váltotta fel a durva, homokos sorozat (Dunántúli Fcs.), amikor a területet elérte az É-ÉNy felől előrenyomuló deltavidék. Ez 6,5-7 millió évvel ezelőttre feltöltötte a tavat a hegység környékén (Magyar, I. – Geary, D. – H., Müller, P. 1999), azaz szárazulati viszonyok alakultak ki.

A Pannon-tó feltöltődésének egyik legfontosabb jellemzője az üledékbeszállítás igen nagy üteme. A kiemelt hegységkeret és a Pannon-medence alatti litoszféra riftesedést követő (poszt-rift) termikus süllyedése miatt mélyülő medencék közti szintkülönbség, valamint a meleg, csapadékos éghajlat intenzív lepusztulást eredményezett, a tóperemi folyódelták gyorsan nyomultak előre, és „körülfolyták” (majd akár le is fedték) a szigetként kiálló hegységeket. Bár nem beltóba, hanem tengerbe ömlik, de hasonlóképpen fogja körbe féloldalról India és Pakisztán határán az Indus deltája a Hindusztáni-félsziget nyugati csücskének alacsony hegyeit (9. ábra). A Pannon-tóból a Mecsek legfeljebb alacsony szigetként állt ki: a ma ismert legmagasabban fekvő pannóniai üledékek csak mintegy 200 m-rel vannak alacsonyabban, mint a Középső-Mecsek csúcsai (Chikánné Jedlovszky M. – Kókai A. 1983). A Villányi-hegységet valószínűleg elborította az üledék, de a Mecsekhez hasonlóan itt is kimutatható a szinszediment késő-miocén emelkedés (Wórum G. 1999).

Pannóniai

9. ábra. A pannóniai korszak második felében jelentős mennyiségű törmelékanyagot szállítottak a folyók az üledékgyűjtőkbe. Az Indus-deltavidék (23°49'7,23" É; 68°23'8,70" K) az üledékképződés menetében és a morfológia jellegében analóg helyzetet mutat

Figure 9. Rivers transported high amounts of sediment into the sedimentary basin(s) during the second half of the Pannonian age. The Indus delta (23°49'7.23"N, 68°23'8.70"E) shows a location with analogous topographic and sedimentary conditions


VI. d) A Pannon-medence inverziójához kapcsolódó események

A Kárpát-medencében általános süllyedést és tágulásos tektonikát Dél-Dunántúlon a késő-pannóniai első felében váltotta fel a ma is jellemző kompresszió (Sebe K. 2009), ami a hegységperemi üledékek felgyűrődésében és feltolódásos deformációjában, eróziójában, a hegységek emelkedésében nyilvánult meg. A szerkezeti mozgások következtében a pliocén–kvarter üledékek elterjedése, fáciese és vastagsága erősen változó (pl. Chikánné Jedlovszky M. – Kókai A. 1983); a medencékben vastagságuk elérheti a 100 m-t, míg a hegységelőtér egyes emelkedő részein, főleg keleten a pannóniai képződmények felső része is erodálódott.

A Pannon-tó feltöltődése után a Dél-Dunántúl – a Kárpát-medence más dombsági és hegységi területeihez hasonlóan – túlnyomórészt lepusztulási térszínné vált. A létrejött szárazulaton kezdődhetett meg a jelenlegi domborzat nagy részének kialakulása. A pliocén az őslénytani leletek alapján változóan csapadékos (szemiarid – nedves) szubtrópusi éghajlatú volt, a nyílt sztyepptől a zárt erdőkig terjedő növényzettel (Kretzoi, M. – Pécsi, M. 1979; Schweitzer, F. 1979). A hegységek előterében kiterjedt hegylábfelszínek alakultak ki, melyeket terra rossa fedett (10. ábra). A pliocén üledékek jellemzően folyóvízi homokból és iszapból, valamint mocsári és talajeredetű tarka- és vörösagyagokból állnak (Tengelici F., amelyek képződése a pleisztocénbe is átnyúlt (Schweitzer, F. – Szöőr, GY. 1997; Koloszár, L. 2004). A vörösagyagok részben szél szállította alapanyagon képződhettek (Kovács, J. 2008). A Villányi-hegységben (Csarnóta, Beremend) a gerincesmaradványokban gazdag vörösagyagok karsztos hasadékokban őrződtek meg. A Dráva-medencében vastag folyóvízi-ártéri-tavi üledéksor halmozódott fel ( Koloszár L. 2004).

Pliocén

10. ábra. A pliocén szárazulati időszakában lerakódott vörösagyag képződési környezetét a marokkói Rif-hegység (35° 1'58,84" É; 2°44'46,59" Ny) példáján szemléltetjük.

Figure 10. The environment of the Pliocene terrestrial red clays is illustrated by an example in the Rif range, Morocco (35° 1'58.84"N, 2°44'46.59"W).


A pleisztocén földtörténete a Dél-Dunántúlon csak apró vonásokban tér el a Kárpát-medence egészében jellemzőtől. A kora-pleisztocében, 2 millió éve a Duna menti Bár település mellett különleges összetételű, ultrakáli kőzetanyagból, leucititből álló salakkúp és hozzá kapcsolódó lávafolyás épült a felszínen (Bári Bazalt F.). Létrejöttének oka a Pannon-medence kivékonyodott litoszférája, illetve esetleg forró köpenycsóva hőhatása lehetett (Harangi, Sz. – Wilson, M. – Tonarini, S. 1995). A löszökben két fontos vulkáni vezetőszint található, a valószínűleg ugyanarról a területről származó Bagi és Paksi Tefra (Horváth, E. 2001; Hum L. 2005).

Bár a jégtakaróról lezúduló hideg szelek fagyos és száraz klímát teremtettek, amit a Mecsekben talált szélcsiszolta kavicsok is mutatnak (Jámbor Á. 1967, Sebe, K. 2009), újabban több helyről is kimutatták, hogy – valószínűleg foltokban – még a pleisztocén leghidegebb időszakban is volt fás növényzet (Willis, K. J. – Runder, E. – Sümegi, P. 2000). Valószínűleg csak kemény téli talajfagy uralkodott, de a permafrost jelenléte nem volt jellemző. A hegységek éghajlata eleve változatosabb volt, mint a síkságoké, több kedvező mikroklímájú refúgiumterülettel (Járainé Komlódi M. 2003), de területünkön Baranya keleti részén is kifejezetten enyhe klímát mutattak ki a löszképződések során (Újvári G. 2004).

A fiatal szerkezetalakulás során a Mecsek hegység egységes tömbként emelkedett, posztpannóniai tektonikát nem jelez (Konrád Gy. – Sebe K. 2010). A Villányi-hegységben a posztpannóniai transzpressziós tektonika a korábbi szerkezeti elemek, így a pikkelyeződés felújulását eredményezte (Petrik A. B. 2009).


Összefoglalás

A lemeztektonikai helyzet alapján tagolt délkelet-dunántúli fejlődéstörténet szakaszait egységes litosztratigráfiai táblázatban ábrázoltuk, feltüntetve a hozzájuk tartozó formációkat és azok jellemző fáciesbélyegeit. A fejlődéstörténet egy-egy jellemző pillanatának bemutatásához az egykorihoz hasonló mai, analóg környezetet kerestünk. Az ősföldrajzi kép sok fontos tényezőből tevődik össze: jellemzi az éghajlat, a morfológia, a szerkezeti helyzet, az élővilág. Az aktuológiai példák nem tökéletesek, mert mindezek a tényezők egyszerre nem teljesülnek a kiválasztott mintaterületeken. Arra törekedtünk, hogy az üledékképződés jellege mutasson leginkább azonosságot. Ezzel általában együtt jár a morfológia és az éghajlat hasonlósága is. Az így kiválasztott helyszín GoogleEarth fényképe alatt a bemutatni szándékozott időszak délkelet-dunántúli rétegsorát ábrázoltuk – a fekü képződményekkel.

Az ősföldrajzi viszonyok bemutatására kialakított módszer elsősorban a földtani szemléletmód fejlesztését szolgálja, és az oktatásban lehet jelentősége.


Hivatkozott irodalom

Barabás, A. – Barabás-Stuhl, Á. 2005. Geology of the Lower Triassic Jakabhegy Sandstone Formation, Hungary, SE Transdanubia. Acta Geologica Hungarica, 48 (1), pp. 1-47.

Bércziné Makk Á. – Konrád Gy. – Rálischné Felgenhauer E. – Török Á., In: Haas J. 2004: Magyarország geológiája Triász. ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, pp. 303-354.

Bujtor, L. 2007: A unique Valanginian paleoenvironment at an iron ore deposit near Zengővárkony (Mecsek Mts, South Hungary), and a possible genetic model. Central European Geology 50. 3. 183-198.

Chikán G. – Chikán G.-né – Kókai A. (szerk.) 1984: A Nyugati-Mecsek földtani térképe. 1:25000. MÁFI kiadvány, Budapest.

Chikánné Jedlovszky M. – Kókai A. 1983: Felső-pannóniai abráziós színlő a Misina-Tubes vonulat (Mecsek hegység) DNy-i oldalán. – Magy. Áll. Földt. Int. Évi Jel. az 1981. évről, pp. 249-261.

Császár, G. – Turnŝek, D. 1996: Atoll-like vestiges in the Lower Cretaceous of the Mecsek Mountains. Hungary. Cretaceous Research 17, pp. 419-442.

Császár, G. 2004: Alpine burial history of the Mórágy Block and its environs. (A Mórágyi-rög és környezete betemetődési viszonyai az alpi földtani ciklus folyamán.). – MÁFI Évi Jelentése, 2003, pp. 395-406.

Császár G. 2005: Magyarország és környezetének regionális földtana, I. Paleozoikum-paleogén. ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 328 p.

Csontos, L. – Vörös, A. 2004: Mesozoic plate tectonic reconstruction of the Carpathian region. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 210, pp. 1–56.

Fazekas, V. – Majoros, Gy. – Szederkényi, T. 1981: Late Paleozoic subsequent vulcanism of Hungary. Newsletter of IGCP Project No 5 3 (Padova).

Haas, J. – Péró, Cs. 2004: Mesozoic evolution of the Tisza Mega-unit. International Journal of Earth Sciences 93, pp. 297–313.

Hámor, G. – Pogácsás, Gy. – Jámbor, Á. 2001: Paleogeographic/structural evolutionary stages and the related volcanism of the Carpathian–Pannonian Region. Acta Geologica Hungarica, Hungary, Budapest 44/2–3 (2001), pp. 193–222.

Harangi, Sz. – Wilson, M. – Tonarini, S. 1995: Petrogenesis of Neogene potassic volcanic rocks in the Pannonian Basin. In: Neogene and related magmatism in the Carpatho-Pannonian Region. H. Downes és O. Vaselli (Eds). Acta Vulcanologica 7, pp. 125–134.

Horváth, E. 2001: Marker horizons in the loesses of the Carpathian Basin. Quaternary International 76/77, pp. 157-163.

Horváth, F. – Bada, G. – Szaphián, P. – Tari, G. – Ádám, A. – Cloething, S. 2006: Formation and deformation of the Pannonian basin: Constraints from observational data. In: Gee, D.G., Stephenson, R.A., (eds): European Lithosphere Dynamics, Geological Society, London, Memoirs, 32, pp. 191-206

Hum L. 2005: Középső pleisztocén tufithorizontok megjelenése a dunaszekcsői és a Mórágy környéki löszszelvényekben. Malakológiai Tájékoztató 23, pp. 131-148.

Jámbor Á. 1967: Pleistozäne Deflationserscheinungen im südwestlichen Teil des Mecsek-Gebirges. Acta Universitatis Szegediensis, Acta Mineralogica Petrographica 18/1, pp. 13-22.

Járainé Komlódi M. 2003: A Kárpát-medence növényzetének kialakulása. In: Láng I., Bedő Z. és Csete L. (szerk.): Növény, állat, élőhely (Magyar Tudománytár 3.). MTA Társadalomkutató Központ – Kossuth Kiadó, Budapest, pp. 39-65.

Juhász, Gy. – Pogácsás, Gy. – Magyar, I. – Vakarcs, G. 2007: Tektonic versus climatic controlont the evolution of fluvio-deltaic systems in a lake basin, Eastern Pannonian Basin. Sedimentary Geology, Volume 202, Issues 1-2. pp. 72-95.

Koloszár L. 2004: A Tengelici Formáció kifejlődései a DK-Dunántúlon. Földtani Közlöny 134/3, pp. 345–368.

Konrád, Gy. 1998: Synsedimentary tectonic events in the Middle Triassic evolution of the SE Transdanubian part of the Tisza Unit. Acta Geologica Hungarica 41: (3), pp. 327-341.

Konrád Gy. – Sebe K. 2010: Fiatal tektonikai jelenségek új észlelései a Nyugati-Mecsekben és környezetében. Földtani Közlöny, 140/2, pp. 135-162.

Konrád, Gy. – Sebe, K. – Halász, A. – Babinszki, E. 2010: Sedimentology of a Permian playa lake: the Boda Claystone Formation, Hungary. Geologos, 16 (1), pp. 27–41.

Kovács, J. 2008: Grain-size analysis of the Neogene red clay formation in the Pannonian Basin. International Journal of Earth Sciences (Geol. Rundschau) 97/1, pp. 171-178.

Kovács, S., Szederkényi, T., Haas, J., Buda, Gy., Császár, G. & Nagymarosy, A. 2000: Tectonostratigraphic terranes in the pre-Neogene basement of the Hungarian part of the Pannonian area. - Acta Geologica Hungarica 43/3, 224-328

Kretzoi, M. – Pécsi, M. 1979: Pliocene and Pleistocene development and chronology of the Pannonian Basin. Acta Geol., 22., pp. 3-33.

Magyar, I. – Geary, D. – H., Müller, P. 1999: Paleogeographic evolution of the Late Miocene Lake Pannon in Central Europe. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 147, pp. 151-167.

Majoros Gy. (szerk) 1999. Nagy léptékű földtani vizsgálatok, regionális tektonikai és szedimentológiai modell kidolgozása. A Bodai Aleurolit Formáció minősítésének Rövidtávú Programja 2. Mecsekérc Ltd. Archives, Pécs, 100 pp.

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

Oravecz J. 1964: Szilur képződmények Magyarországon. – Földtani Közlöny 94. 1. pp. 3-9.

Petrik A. B. 2009: A villányi-hegységi mezozoos képződmények mikrotektonikai méréseinek értelmezése. Földtani Közlöny, 139/3, pp. 217–236.

R. Varga A. 2009: A dél-dunántúli paleozoos–alsó-triász sziliciklasztos kőzetek kőzettani és geokémiai vizsgálatának eredményei. – PhD disszertáció, Budapest 150 p.

Schweitzer, F. – Szöőr, Gy. 1997: Geomorphological and stratigraphical significance of Pliocene red clay in Hungary. Zeitschrift für Geomorphologie N.F., Suppl.-Bd. 110, pp. 95-105.

Schweitzer, F. 1997: On late Miocene – early Pliocene desert climate in the Carpathian Basin. Z. Geomorph. N.F. Suppl.-Bd. 110, pp. 37-43.

Sebe K. 2009: A Nyugat-Mecsek és környezete tektonikus geomorfológiai elemzése. – PhD disszertáció, Pécsi Tudományegyetem, 113 p.

Szederkényi, T. 1976: Paleozoic magmatism and tectogenesis in Southeast Transdanubia. Acta Geol. Acad. Sci. Hung. 18/3-4, pp. 305-313.

Szederkényi T. 1998: A Dél-Dunántúl és az Alföld kristályos aljzatának rétegtana. - In: Bérczi I. – Jámbor Á. (szerk): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Mol Rt. és a MÁFI kiadványa, Budapest, 93-106.

Török, Á. 1993: Storm influenced sedimentation in the Hungarian Muschelkalk. In: Hagdorn, H., Seilacher, A.: Muschelkalk Schöntaler Symposium 1991. Stuttgart, Korb (Goldschneck), pp. 133-142.

Újvári G. 2004: Enyhe klímán képződött löszök a Dunántúl déli részén. Földtani Közlöny 134/3, pp. 413-422.

Vozárová, A. – Ebner, F. – Kovács, S. – Kräutner, H-G. – Szederkényi, T. – Kristić, B. – Sremac, J. – Aljinovič, D. – Novak, M. – Skaberne, D. 2009: Late Variscan (Carboniferous to Permian) environments in the Circum Pannonian Region. Geologica Carpathica 60, pp. 71–104.

Vörös A. 2010: A villányi mezozoos rétegsor: visszatekintés új nézőpontból. Földtani Közlöny 140/1, pp. 3-30.

Wéber B. 1985: Paleogén rétegek Szigetvár környékén – Földtani Közlöny 115. 1, pp. 1-21.

Willis, K. J. – Rudner, E. – Sümegi, P. 2000: The Full-Glacial Forests of Central and Southeastern Europe. Quaternary Research 53, pp. 203–213.

Wórum G. 1999: A Mecsek-villányi térség szerkezete és fejlődéstörténeti eseményei szeizmikus szelvények alapján. – Szakdolgozat. Kézirat, ELTE Geofizikai Tanszék, Budapest, 141 p.