GEOLOGICA CARPATHICA, 51, 6, BRATISLAVA, DECEMBER 2000

355–369

DUCTILE  DEFORMATION  AND  REVISED  LITHOSTRATIGRAPHY

OF  THE  MARTONYI  SUBUNIT  (TORNA  UNIT,  RUDABÁNYA  MTS.),

NORTHEASTERN  HUNGARY

LÁSZLÓ FODOR

1* 

and BALÁZS KOROKNAI

2*

1

Department of Applied and Environmental Geology, Eötvös University, Múzeum krt. 4/a, 1088 Budapest, Hungary

2

Geological Research Group of the Hungarian Academy of Science, Eötvös University, Múzeum krt. 4/a, 1088 Budapest, Hungary

(Manuscript received April 16, 2000; accepted in revised form October 17, 2000)

Abstract: New structural observations and mapping resulted in the reinterpretation of the Martonyi Subunit, part of the

metamorphic  Torna  Unit,  NE  Hungary.  This  low-grade  metamorphosed  Triassic  sequence  contains  lower  Anisian

Gutenstein Dolomite, a thin transitional pelagic sequence (Bódvarákó Formation?), Carnian Tornaszentandrás Slate, late

Carnian-Norian Pötschen Limestone. This stratigraphy is closer to the Bódvarákó windows than to any other Torna

subunits. The original sedimentation area could be located on thinned continental crust, relatively close to the oceanic

crust of the Meliata branch of the Neotethys. The whole sequence suffered three phases of ductile deformation during

Alpine (Cretaceous?) tectogenesis. First, layer-parallel foliation developed (D

1

), most probably connected to first order

nappe stacking. The second deformation phase (D

2

) is marked by upright, chevron-type folding (D

2a

). Detachment faults

could form at the top of the Gutenstein Dolomite in order to accommodate space problems at fold hinges. The chevron

folds were flattened later, during a progressive D

2b

 phase associated with the development of axial plane cleavage and

steep reverse faults. The structural style varies depending on locations within folds and on lithology suggesting strain

partitioning during the D

2b

 phase. Small kink folds with oblique axes can be related to reactivation of steep faults with

oblique slip during the D

3 

phase, at the transition of brittle-ductile deformation field. The whole unit was thrust upon

non-metamorphic unit(s) (D

4

 brittle phase)

 

due to strike-slip displacement along the Darnó Zone sensu lato during the

late Cretaceous and/or Tertiary.

Key words: Mesozoic, Inner Western Carpathians, NE Hungary, Torna Unit, ductile deformation, folds, foliation,

strain partitioning.

Introduction

A metamorphic Triassic succession in the Rudabánya Mts. be-

tween  Tornaszentandrás  and  Martonyi  villages  (Fig.  1)  be-

longs to the Torna Unit sensu Less (1981, 2000) and Grill et al.

(1984).  Following  this  original  definition,  the  metamorphic

Torna  sequence  generally  contains  Anisian  platform  (ramp)

carbonates (Gutenstein Dolomite, Steinalm Limestone), Upper

Anisian-Ladinian  basinal  limestone  (Szentjánoshegy  Fm.),

Carnian slate (Tornaszentandrás Fm.), upper Carnian-Norian

cherty Pötschen Limestone (Fig. 2). These rocks suffered an-

chi to epizonal metamorphism indicated by metamorphic pet-

rological data (Árkai & Kovács 1986).

The metamorphic sequence between Tornaszentandrás and

Martonyi villages shows some peculiarities. Steinalm Lime-

stone  is  definitely  missing,  and  only  the  slate-cherty  lime-

stone  couplet  was  considered  to  belong  to  the  Torna  Unit

(Less et al. 1988; Grill 1989; Less 1998). Anisian Gutenstein

Dolomite is closely associated in map view with metamor-

phic  rocks.  Mapping  and  boreholes  demonstrated  that  the

metamorphic cherty limestone-slate couplet is situated above

the Gutenstein Dolomite. However, the above mentioned au-

thors did not observe metamorphic foliation, internal ductile

deformation of the dolomite, therefore they considered this

rock to be non-metamorphic. They assigned the dolomite to

the adjacent, non-metamorphic Bódva Unit which geographi-

cally surrounds the metamorphic Martonyi sequence (Figs. 2,

3). This opinion also suggests that the slate and cherty lime-

stone  would  form  a  higher  nappe  unit.  Because  this  upper

“Martonyi nappe” is clearly metamorphic, this juxtaposition

would only be possible after the metamorphism. Less et al.

(1988) and Less (1998, 2000) suggested Miocene emplace-

ment  of  this  “neoallochthonous”  metamorphic  nappe.  This

thrusting would be connected to the left-lateral displacement

of  the  Darnó  Zone  which  bounds  the  whole  area  on  both

sides (Fig. 1).

In our paper we present a new structural map of the Marto-

nyi Subunit derived from new mesoscale structural observa-

tions. They show that the Gutenstein Dolomite is the normal

stratigraphic  base  of  the  slate-limestone  couplet  and  under-

went  the  same  epizonal  metamorphism  and  three  phases  of

ductile deformation.

Geological settings

Lithostratigraphy

The Martonyi sequence is situated in the northeastern part of

the Rudabánya Mts., in northeastern Hungary and forms a sub-

unit  of  the  metamorphic  Torna  Unit  (Fig.  1).  It  consists  of

metamorphic Triassic rocks surrounded by non-metamorphic,

*

Present address: Geological Institute of Hungary, Stefánia 14, 1143 Budapest, Hungary; fodor@mafi.hu, koroknai@mafi.hu

356                                                                                        FODOR and KOROKNAI

Permian-Jurassic  rocks  of  the  Bódva  Unit  and  by  Late  Mi-

ocene (Pannonian sensu lato) sediments (Fig. 3).

Less et al. (1988), Less (1998) attributed two main lithologi-

cal members to the metamorphic Triassic suite of the Martonyi

Subunit  (Fig.  2).  The  Tornaszentandrás  Formation  contains

brownish  grey  or  black  slate  with  well-developed  foliation.

This fine-grained, siliciclastic sediment contains a few lime-

stone  intercalations  which  prove  a  lower  to  middle  Carnian

age (Kovács et al. 1989). To the south, this slate becomes more

sandy-silty  and/or  marly,  but  the  transition  toward  the  Red-

nekvölgy Beds (member of the Tornaszentandrás Fm.) seems

to be continuous.

The  upper  Carnian-lower  Norian  Pötschen  Formation  is

built  up  by  cherty  limestone  and  marlstone.  The  transition

from the underlying slate is gradual, represented by a frequent

alternation of slate, limestone beds and/or marlstone. The age

Fig. 1. Situation of the Martonyi Subunit in northeastern Hungary (a) and cross section (b) through the northern Rudabánya Mts., showing the

main tectonic units (after Less et al. 1998; Mello 1997).

DUCTILE  DEFORMATION  AND  LITHOSTRATIGRAPHY  OF  MARTONYI  SUBUNIT                                357

of this formation is defined by conodonts. Several locations

yielded  upper  Carnian-lower  Norian  fauna  (Kovács  1986;

Kovács et al. 1989).

Anisian  Gutenstein  Dolomite  is  a  dark  grey,  massive  or

thick-bedded dolomite rarely containing algal mats. We will

try to demonstrate that — in contrast to Less et al. (1988) and

Grill  (1989)  —  the  Gutenstein  Dolomite  forms  the  normal

stratigraphic part of the metamorphic sequence.

The  transition  between  the  Gutenstein  Dolomite  and  the

overlying Tornaszentandrás Slate is generally badly exposed,

but  locally  (often  in  scree)  we  have  found  specific  rocks.

These  are  dark  grey  (calcareous)  dolomite  with  black  chert

nodules,  brown  dolomitic  limestone,  dark  grey  cherty  lime-

stone. In the Martonyi M-10 borehole, and on the surface in its

surroundings, platy marlstone, dolomitic marlstone with extra-

clasts (olistoliths?) can be also observed. The thickness of this

transitional formation is 20 m in the M-10 borehole and is un-

derlain by the Gutenstein Dolomite. Several samples yielded

middle  Anisian  (Pelsonian)  conodonts  (Kovács,  pers.  com-

mun.). This age and the similar lithology permit a correlation

with the middle Anisian-Ladinian black cherty limestone of

the Bódvarákó Formation cropping out in the Bódvarákó tec-

tonic window (Figs. 1–3; Kovács et al. 1989). In the following

description we will use the term “transitional beds” or “Bód-

varákó Formation” indicating the uncertain identity of these

suites.

Boundaries of the Martonyi Subunit

The study area is connected to the Darnó Zone, a broad, ma-

jor  Cretaceous?  to  Miocene  shear  zone  which  separates  the

Rudabánya Mts. from the Aggtelek Mts. to the west and from

the  Szendrõ  Paleozoic  to  the  southeast  (Fig.  1).  Sinistral

strike-slip character of the zone was demonstrated by Zelenka

et al. (1983) using regional data and by Szentpétery (1997) by

the distribution of Oligocene-Lower Miocene formations. In

Fig. 2. Stratigraphic columns of the investigated area (NE Rudabánya Mts.), after Less (2000), Less et al. (1998) and Kovács et al. (1989)

and our own observation for the Martonyi Subunit.

358                                                                                        FODOR and KOROKNAI

our paper we adopted the definition that the zone includes the

whole Rudabánya Mts. (for a review of the zone see Zelenka

et al. 1983; Less 2000).

The  Martonyi  Subunit  is  situated  within  the  Darnó  Zone

sensu  lato.  Its  boundaries  are  always  interpreted  as  tectonic

(Less  et  al.  1988).  At  its  northeastern  part,  a  NNE  trending

fault is supposed to represent the boundary of the metamorphic

rocks toward Pannonian sediments (Less et al. 1988) (Fig. 3).

The fault certainly existed before the Pannonian, but its activi-

ty during or after the Pannonian is not clear; the contact may

be stratigraphical (Pelikán P., pers. commun.). The (pre-Pan-

nonian) fault may be a branch of the Darnó shear zone. At the

southeastern side of the Martonyi Subunit, the eastern bound-

ary fault juxtaposes non-metamorphic Mesozoic rocks against

the  metamorphic  Torna  sequence;  several  branches  of  the

Darnó Zone cut through this eastern stripe of the non-meta-

morphic sequence (Balogh & Pantó 1952; Grill 1989).

At its southern tip the metamorphic Martonyi Subunit is in-

terpreted  to  thrust  over  the  non-metamorphic  Bódva  Unit

(Less et al. 1988). The western boundary of the Martonyi Sub-

unit is represented by a N-S trending fault. Its subvertical dip

is  supported  by  straight  map  view.  Along  the  northwestern

boundary of the Martonyi Subunit, a Middle to Upper Triassic

metamorphic sequence is bounded by a steep fault, followed

by a narrow stripe of Lower Triassic rocks supposedly also in-

cluding  the  Permian  evaporitic  melange  of  the  Bódva  Unit

(Fig. 3). This fault may also be a branch of the Darnó Zone

and represent the thrust contact of the “neoallochthonous Mar-

tonyi nappe” sensu Grill (1989) and Less et al. (1988).

Other metamorphic sequences in the surroundings

Further  west  from  the  stripe  of  the  Bódva  Unit,  the  an-

chimetamorphic Bódvarákó sequence occurs in two tectonic

windows (Figs. 2, 3) (the Bódvarákó window sensu stricto

and the Kõrös-völgy window). The windows contain Guten-

stein Dolomite and black, cherty limestone (Bódvarákó For-

mation). Its age is middle Anisian-upper Ladinian (Kovács et

al. 1989). This deep water limestone is overlain by the Nyúlt-

kertlápa  Beds,  greenish  grey  slate,  siltstone,  occasionally

with limestone olistoliths. Although no stratigraphic age is

known, these beds are considered to be Upper Triassic (?)-

Jurassic  (?)  (Kovács  et  al.  1989).  Pelikán  (pers.  commun.)

considers this rock to be the equivalent of the Lower Triassic

of  the  Bódva  Unit,  thus  the  metamorphic  suite  would  end

with the Bódvarákó Formation. The rocks suffered anchizon-

al metamorphism (Árkai 1982). On the other hand, Kovács

(pers. commun.) considers this olistostromal formation to be

the equivalent of the Telekesoldal olistostromes of Late Ju-

rassic age.

The  Bódvarákó  windows  and  the  surrounding  (overlying)

Lower Triassic is bound by a narrow stripe of red marl and

claystone containing non-metamorphic Triassic olistoliths of

Ladinian–Norian age (Figs. 2, 3; Kovács 1986). On the basis

of pelagic olistoliths, this uppermost Triassic-Jurassic (?) sedi-

ment is assigned to the Bódva Unit.

Further to the west, the metamorphic sequence of the Esz-

tramos Hill built up by Anisian platform dolomites and lime-

stones  (Gutenstein  and  Steinalm  Formations),  with  tuffitic

(metarhyolite) intercalations (Turtegin 1997), crinoidal dykes

at the top, Middle Anisian to Ladinian basinal carbonates and

Carnian slate with limestone intercalations (turbidites?) (Figs.

2, 3). This classical Torna sequence forms an overturned limb

of a large anticline with SE vergency (Fig. 1b; Kovács 1986;

Less et al. 1998).

The steep NW boundary of the Esztramos Hill, the narrow

stripe  of  upper  Triassic-Jurassic(?)  marlstone  may  represent

strike-slip  faults,  namely  the  western  branch  of  the  Darnó

Zone  (Less  et  al.  1998).  Although  the  Bódvarákó  windows

have  locally  steep  strike-slip  or  normal  fault  boundaries,  at

other sites they are overlain by relatively flat lying thrust faults

carrying the Bódva Unit.

Metamorphic sequences near Becskeháza and Hidvégardó-

Nagykõ (Figs. 1, 2) show stratigraphy similar to the Esztramos

Hill  (Kovács  1986).  At  the  latter  locality,  Norian  Nagykõ

limestone  represents  the  youngest  Torna  sediment  (Fig.  2).

This  Hidvégardó-Nagykõ  sequence  is  structurally  above  the

Hidvégardó series (Grill et al. 1984), which has suffered only

slight anchimetamorphic or only deep diagenetic transforma-

tion and does not belong to the Torna Unit. Supposed equiva-

lents of all these metamorphic Torna sequences in Slovakia are

described by Mello (1979) and belong to the “Turnaic nappe”

sensu Mello (1997).

Methods

Structural observations and measurements were carried out

in the majority of outcrops in the Martonyi Subunit. Measure-

ments included bedding, several generations of foliation and

fold hinges. Fold axes were constructed from bedding or folia-

tion data using the Sswin software. Representative cross sec-

tions  were  constructed  from  outcrop-scale  observations  and

mapping along sections.

We also carried out a detailed, but not complete mapping of

the area. The main goals were to check formation boundaries

and existing dip values, to control the bedding-foliation rela-

tionship. We also investigated the upper boundary of Guten-

stein Dolomite because it has crucial importance in the evalua-

tion of stratigraphic and tectonic problems.

Structural observations

Deformation features

The D

1 

phase:  S

0-1

 foliation (cleavage)

The observed deformation characteristics are grouped into

several deformation phases that will be described below. The

separation of these phases was essentially based on classical

overprinting criteria (e.g. folded foliation, etc.). In some places

this method could be applied very effectively (like at the Tor-

naszentandrás section), in other localities bad outcrop condi-

tions generally allow us only to identify a certain part of the

deformation history.

Carnian  slate  and  the  Pötschen  Limestone  also  show  a

well-developed,  smooth,  closely  spaced  foliation  which  is

DUCTILE  DEFORMATION  AND  LITHOSTRATIGRAPHY  OF  MARTONYI  SUBUNIT                                359

Fig. 3. Geological map of the Martonyi Subunit and its surroundings. Compilation from Less et al. (1988) and own data.

360                                                                                        FODOR and KOROKNAI

Fig. 4. Main structures, fold axes within the Martonyi Subunit (white). Dip values are partly after Less et al. (1988). Stereograms use

lower hemisphere projection, Schmidt-net. Faults, formation boundaries as on Fig. 3.

DUCTILE  DEFORMATION  AND  LITHOSTRATIGRAPHY  OF  MARTONYI  SUBUNIT                                361

parallel to bedding (S

0-1

). The bedding-parallel nature of foli-

ation  can  be  demonstrated  by  thick  chert  layers  and  sandy

limestone intercalations. In the Carnian slate this first S

0-1

 fo-

liation  is  the  dominant  outcrop-scale  structure  and  can  be

termed as slaty cleavage. In the cherty limestone, S

0-1

 domi-

nates in the Rednek and Mile Valley section, but can hardly

be  observed/demonstrated  in  the  central  part  of  the  Tor-

naszentandrás section (Fig. 3). The thick-bedded Gutenstein

Dolomite does not seem to show observable S

0-1

 foliation.

However, in the upper, cherty or calcareous dolomite beds

and in the “transitional beds” widely spaced, bedding-paral-

lel foliation occurs that can be regarded as weakly developed

S

0-1

 cleavage (Pl. I: Fig. 1).

This  cleavage  is  associated  with  strong  flattening  of  the

rocks which was formed with a subhorizontal position of the

beds. No macroscopic or microscopic folding was observed to

be associated with S

0-1

 foliation. In the Martonyi Subunit, S

0-1

foliation represents the only structural feature of the D

1 

defor-

mation phase.

The D

2

 phase: Outcrop-scale F

2 

 folds

Meter-size, close to almost isoclinal, upright folds (F

2

) oc-

cur in outcrops of Pötschen Limestone and occasionally in

slate (Pl. I: Figs. 2, 3). The axial plane is subvertical, and is

parallel to the S

2

 axial plane foliation. The axial plane, limbs

and fold axes are trending NE-SW (Figs. 3, 4). The fold axes

are generally subhorizontal attaining 10° plunge both to NE

and  SW.  The  geometry  of  these  folds  is  of  chevron  type

(Ramsay 1967, 1974). Limbs of folds are planar, while the

hinge zone is narrow, sharp or subangular (classification of

Twiss & Moore 1992). The hinge zone is thickened and the

limbs  are  strongly  boudinaged,  particularly  in  chert  beds.

Chert  layers  often  form  decimetre-scale,  third-order  drag

folds on limbs of larger folds (Pl. I: Fig. 3). Thinning of fold

limbs  can  result  in  segmented  fold  hinge  zones  (rootless

folds) in chert (Pl. I: Fig. 4).

The D

2 

 phase:  S

2

 axial surface foliation

The axial plane of chevron folds is parallel to closely spaced

foliation  S

2

.  These  S

2

  planes  are  always  subvertical  (dip  >

80°), while the dip of bedding is about 40–80° (Pl. I: Figs. 2, 3,

4). The centimetre-scale, zig-zag-like appearance of the bed-

ding planes is the consequence of the intersection of the well-

developed S

2

 foliation and bedding (S

0-1

) (Pl. I: Fig. 2). Folia-

tion is often refracted in the more competent chert layers. In

the most deformed rocks, bedding cannot be determined, but

was completely transposed parallel to the S

2

 axial surface foli-

ation. A prominent example of gradual transposition can be

observed at the Tornaszentandrás section, where S

0-1

 can be

seen  on  limbs  of  F

2 

folds  while  only  S

2

  occurs  in  the  most

strongly deformed core (Pl. I: Figs. 2–4). This transposition,

although not general, makes it difficult to separate the bedding

parallel first foliation (S

0-1

) and the axial plane foliation of F

2

folds (S

2

) in many outcrops, from Tornaszentandrás up to the

Mile Hill.

The F

2

 folds together with the S

2

 axial plane surfaces belong

to the second (D

2

) deformation phase. As described in the fol-

lowing chapter, structures of the D

2

 phase dominate the map

view of the study area. Generally, chert was deformed in a rel-

atively  more  brittle  way  (e.g.  boudinage),  while  limestones

show  absolutely  ductile  rheology  during  deformation.  The

ductile nature of the F

2

 folds together with the S

2

 foliation ar-

gue for anchi to epizonal metamorphic conditions.

The D

2

 –D

3  

 phase: Kink folds (F

2

–F

3

)

The  S

0-1

  foliation  planes  were  frequently  folded  by  small

folds with kink geometry. Such folds occur mainly in the Tor-

naszentandrás  Slate  or  locally  in  marly  Pötschen  Limestone

beds. The hinge zone is sharp to subangular, limbs are planar.

Each pair of folds is composed of one shorter and two longer

limbs. Fold shape varies along axial planes and folds die out

within a few half-wavelength (Pl. I: Fig. 5). Fold axes general-

ly plunge subhorizontal or moderately to the NE or N, but lo-

cally are close to vertical (Fig. 4). The number of kink folds

varies in the different sections. They are lacking in the Mile

Valley, less frequent at Tornaszentandrás, and abundant in the

Nagy-Rednek Valley, where they often form larger, outcrop-

scale structures (Fig. 5c).

Although they seem to be geometrically rather similar, the

interpretation of these kink folds might be complex. Difficul-

ties arise mainly because of the variable plunge of axes and

dip  of  axial  planes.  The  folds  with  subhorizontal  axes  may

simply represent disharmonic drag folds on limbs of larger F

2

folds. The shear sense deduced from the kink asymmetry is al-

ways in accordance with their position on the given fold limb.

The attribution of the kinks to the D

2

 phase is also supported

by the parallelism of outcrop- to map-scale F

2

 fold axes and

kink axes.

Folds with moderate to steep axes could belong to a slightly

younger deformation phase (D

3

). Oblique plunge may indicate

a strike-slip component of shortening, and thus the transpres-

sional character of the deformation. The separation of D

2

 and

D

3

 folds is, however difficult since fold axes do not form well-

separated classes but a continuous spectrum of dip and orien-

tation (Fig. 4).

In the Nagy-Rednek Valley, some small (dm-scale) folds

have (N)NW trending axes (Fig. 4, stereogram above bottom

left corner). These folds occur on NW trending beds of F

3

kink folds. We interpret that the F

3

 kink folds refolded earli-

er,  small  F

2

  folds;  their  original  NE  trending  axes  became

NW trending ones.

Map-scale structures (F

2

 folds, faults)

and cross sections

The most characteristic structure of the study area is the rel-

atively constant NE strike of beds (and parallel S

0-1

) and the

presence of NE trending stripes of different rock units. The

Pötschen Limestone is bordered by Carnian slate on both sides

forming a continuous belt from Tornaszentandrás to Málnás

Hill, while several belts of limestone and slate are present east

and southeast from the M-10 borehole (Fig. 3).

Dip values, cross sections and small-scale structures prove

that parallel distribution of formations reflect strong folding on

362                                                                                                 PLATE  I

DUCTILE  DEFORMATION AND LITHOSTRATIGRAPHY  OF  MARTONYI  SUBUNIT                                363

map-scale. Except for few locations, the dolomite always dips

under the overlying Carnian slate or “Bódvarákó Formation”.

Dip  direction  is  always  similar  in  closely  located  dolomite/

slate outcrops, but dip degree is frequently smaller in dolo-

mite. This different dip degree may simply reflect different po-

sition within the fold (e.g. approaching fold hinge in the dolo-

mite) or can be explained by other reasons (discussed later).

Tornaszentandrás section

In the northeastern part of the area, two belts of dolomite

surround  the  slate  and  cherty  limestone  belts.  This  arrange-

ment  is  considered  to  be  a  syncline.  Two  sections  at  Tor-

naszentandrás  show  details  of  this  structure  (Fig.  5a).  The

Ragya Creek crosses the village, and its northern side repre-

sents the type locality of the Carnian Tornaszentandrás Slate

(Less 1987). From the southeast, the section begins with Ani-

sian Gutenstein Dolomite outcropping both below the church

and on the southern side of the Ragya Creek. Bedding can oc-

casionally be determined using sedimentary lamination.

On the southwestern side of the Ragya Creek, black chert,

cherty  or  platy  dolomite,  thin-bedded  limestone  occur  (in

scree) above the dolomite. This 10–15 m thick sequence is fol-

lowed by the Tornaszentandrás Slate. The upper part of this

slate contains black limestone intercalations, overlain by the

alternation  of  limestone  and  marlstone.  The  slate  gradually

changes to limestone, cherty limestone of the Pötschen Forma-

tion which form the central and northern part of the section. In

the “Sáros” Valley, the section can be continued more to the

NW.  This  part  exposes  the  slate-limestone  transition  while

more to the northwest, scree of the slate occurs (Fig. 3).

In the dolomite, we did not observe any microscale struc-

tures which can be related to ductile deformation, only brittle

fractures occurred. Thin sections already showed that internal

deformation of dolomite beds did not modify the shape of oo-

ids (Less Gy., pers. commun.).

At the northwestern end of the section (near to the pub and

in  the  “Sáros”  Valley)  the  transition  between  the  slate  and

cherty limestone dips to the SE at 45–60° (Figs. 4, 5a). The

southeastern part exposes dolomite, the overlying slate and the

transition to cherty limestone dipping 45–60°  to  the  NW  or

WNW. In that way the slate and its upper transition clearly

forms a syncline (F

2

), that was already described by Vitális

(1909).  Because  the  dolomite  dips  concordantly  under  the

slate, they seem to be folded together. The youngest member,

the cherty limestone occurs in the core of this syncline. The

bedding  versus  S

2

  relationship  indicate  two  northwest-ward

and two southeast-ward younging parts of the Ragya section at

Tornaszentandrás. This pattern suggests two decametric, close

synclines and one anticline, while F

2

 folds of a smaller order

also occur (Fig. 5a).

We could follow this F

2

 syncline up to the Siket Valley to

the SW (Figs. 3, 4). Here the SE limb is truncated by a steep

fault  which  puts  steeply  southeast-dipping  dolomite  against

Carnian  slate.  The  thickness  of  the  dolomite  belt  decreases

southwestward, indicating its tectonic truncation. This contact

is interpreted as a reverse fault. The dip values of the follow-

ing slate suggest the presence of two synclines and one anti-

cline in the Siket Valley. The dolomite core of the anticlines

can be followed to the western slope of the Pizondor, where a

N-S trending fault truncates the folded structure. This fault can

be traced southward, across the Mile and Nagy-Rednek sec-

tions (Figs. 3, 5).

Mile Valley section

The Mile section is running NW-SE along the upper part of

the Mile Valley (Fig. 5b). The importance of this section that it

shows the best outcropped cross-section through the dolomite.

Due to easily observable bedding, a large open anticline can be

demonstrated. Its NW limb is tectonically reduced and is in

contact with Carnian slates. The fold axis is parallel to folds

near  Tornaszentandrás  and  represents  the  same  F

2

  folding

phase (Fig. 4). The only difference is that the interlimb angle

is larger (~100°), the hinge zone is subrounded, thus the fold

style is far from a chevron fold.

On  the  southeastern  side  the  dolomite  is  followed  by  the

slate. The transition is represented by 5 m thick cherty lime-

stone which was interpreted by Less et al. (1988) as Pötschen

Limestone. The close geometric situation to dolomite makes it

probable that this rock is the previously described “transitional

beds”. Further to the southeast, the Carnian slate is overlain by

Norian cherty limestone which forms a syncline (Fig. 5b).

The anticline in dolomite is cut by a fault which is sub-par-

allel to the valley. However, the fold axis can be projected to-

ward another occurrence of dolomite, near the boreholes Mar-

tonyi M-9, -10.

Nagy-Rednek section

This section runs parallel to the Mile section, further to the

SW in the Nagy-Rednek Valley. At the northwestern end of

the section, the Carnian slate is in tectonic contact with east-

dipping Gutenstein Dolomite (Fig. 5c). The dip of the dolo-

mite is gentle but becomes steeper at the southeastern end of

the 300 m long exposure. The slight change in dip degree and

orientation is related to folding. Like in the Mile section, this

fold can be attributed to F

2

 folds, although the shape is open

and the hinge is subrounded. The Martonyi M-9 borehole pen-

etrated 150 m of dolomite from the bottom of the valley and

reached  the  deepest  stratigraphic  level  within  the  Martonyi

Subunit. The borehole Martonyi M-10 has reached the Guten-

stein Dolomite which is covered by the 20 m thick “transition-

Plate I:  Structural elements in the Martonyi Subunit. See Fig. 3 for

locations and Fig. 5 for position on sections. Fig. 1. Bedding-paral-

lel S

0-1

 cleavage in cherty dolomite, north of Pizondor. Fig. 2. Close,

meter-size F

2

 fold at Tornaszentandrás, church hill. Fig. 3. S

2

 axial

plane  foliation,  isoclinal  F

2

  folds  (Tornaszentandrás,  church  hill).

Fig. 4. Transposition of bedding (S

0-1

) into S

2

 foliation, and related

rootless folds in cherts (arrow), south of Tornaszentandrás. Fig. 5.

Kink folds in marlstone, south of Tornaszentandrás, in the “Sáros”

valley. Fig. 6. a—Panoramic view of the main tectonic units in the

NE Rudabánya Mts. Note higher topographic (and tectonic?) posi-

tion  of  Martonyi  Subunit  over  the  Bódva  and  Bódvarákó  Units.

View from west, from the road Perkupa-Bódvaszilas; b—Interpreta-

tive drawing for Fig. 6a.

▲

364                                                                                        FODOR and KOROKNAI

Fig. 5. Cross sections in the Martonyi Subunit, locations on Fig. 3. Note different scale at section (a). No vertical exaggeration.

DUCTILE  DEFORMATION  AND  LITHOSTRATIGRAPHY  OF  MARTONYI  SUBUNIT                                365

al beds”. This is covered by folded Carnian slate, then grey

cherty limestone follows. 80 m southward the slate dips below

the younger cherty limestone. Slate-marlstone-sandstone con-

stitute the remaining 250 m.

Both the slate and limestone form close to tight folds with

subvertical axial plane (Fig. 5c). Two anticlines and two syn-

clines can be detected in the slate while one syncline is sup-

posed in the limestone. Here, SE-vergent overturned beds also

occur along a 20 m long part. However, this local feature is not

convincing to attribute vergency for the folding (in contrast to

Less et al. 1998). The limestone mainly shows layer-parallel

cleavage (S

0-1

), subvertical S

2

 is only rarely seen. On the other

hand, S

2

  and  not  only  S

0-1 

foliation occurs in the slate. The

slate is frequently deformed by cm to meter-scale, asymmetric,

disharmonic kink folds. The axes of kinks are dipping N to NE

with moderate plunge (Fig. 4).

Discussion

Structural evolution

The D

1

 deformation phase

The  first  S

0-1

  foliation  was  most  probably  formed  due  to

deep tectonic burial (e.g. thrusting) representing the first D

1

event in the study area (Fig. 6a). The K-white mica b

0

 values

suggest transitional medium/high pressure conditions (Árkai

&  Kovács  1986).  Corresponding  loading  was  produced  by

higher  nappes  of  undiscussed  origin.  This  first  order  nappe

stacking probably occurred during the subduction of the Meli-

ata oceanic branch of the Neotethys. During subduction, the

Martonyi Subunit was incorporated into the nappe pile from

the thinned continental crust, while the Bódvarákó sequence

might represent the close vicinity of the oceanic crust.

In  accordance  with  Grill  (1989),  we  did  not  observe  any

shear criteria giving a well-defined direction of tectonic trans-

port of first order nappe stacking within the Martonyi Subunit.

The only indication comes from an outcrop from the nearby

Esztramos Hill showing S-vergent small intrafoliational folds

(Csontos & Hips 1997; Less et al. 1998). In spite of this weak

indication, we have no conclusion up to now on the direction

of primary nappe stacking and subduction from outcrops in the

Rudabánya Mts. Clear indication of vergency cannot be de-

duced from D

2

 either, because the F

2 

folds are upright without

any prominent asymmetry. NW dipping, steep foliation (S

2

)

described by Less et al. (1998) represent, in fact, exceptions

and cannot be used for vergency determination. The southeast-

ern  vergency  at  Tornaszentandrás,  reported  by  Hók  et  al.

(1995) also lacks convincing field evidence.

Because of the lack of characteristic synkinematic minerals,

we cannot unambiguously decide whether D

1

 or D

2

 is associ-

ated with higher P and/or T values of metamorphism.

Spatial and temporal model for D

2

–D

3

 ductile deformation

Cross sections and dip data show that map-scale folds have

smaller tightness and larger bluntness in dolomite than in the

slate-cherty limestone couplet. One consequence of different

fold shape through the stratigraphic section is the detachment

of Pötschen Limestone and probably the slate from the dolo-

mite base. This detachment surface can be located close to the

upper boundary of the dolomite, in the marly “Bódvarákó For-

mation”. Marly layers of these beds could form duplexes at or

ductily flow into hinge zones of F

2

 folds (stage D

2a

, Fig. 6b).

Such thickening can be suspected at the anticline hinge near

the Martonyi M-10 borehole, (the only well-preserved hinge

zone in “Bódvarákó Fm.”) where the thickness of these beds

seems to be larger than usual.

De  Sitter  (1958)  showed  that  chevron  type  folds  lock  up

when  folds  attain  a  60°  interlimb  angle.  This  value  can  be

somewhat  different,  if  frictional  properties  between  layers

change (Ramsay 1974). In upright folds, this limit may repre-

sent 50°–60° of fold limb dip. Additional shortening (if it oc-

curs)  should  be  accommodated  by  other  type  of  structures.

Gray & Willman (1991) observed, that further steepening of

fold limbs is due to penetrative horizontal flattening and verti-

cal lengthening of folds which can be observed in any scale

and reflected by diverse strain markers. Development of folia-

tion along the axial plane of such flattened chevron folds start-

ed only at this flattening stage and not earlier.

This  observation  can  be  applied  in  the  interpretation  of

structures near Martonyi. In the dolomite, dip values rarely ex-

ceed 45–50° which is close to the natural limit of fold limb

dip.  Up  to  this  stage,  folding  is  accommodated  by  flexural

folding, which is possible even in the rigid dolomite. Further

shortening  by  fold-flattening  resulted  in  steepening  of  fold

limbs only in the slate and particularly in the Pötschen Lime-

stone which are suitable to suffer such a pervasive ductile de-

formation at this low-grade metamorphic stage. The Pötschen

Limestone in cores of synclines suffered the highest deforma-

tion, and shows the steepest fold limbs and the appearance of

axial  plane  foliation  (as  was  demonstrated  at  the  Tor-

naszentandrás section, Fig. 5a). Horizontal flattening locally

resulted in complete parallelism of S

0-1

 and S

2

.

The lack of S

2

 foliation, the relatively moderate dip of fold

limbs in the dolomite suggest that fold flattening (D

2b

 phase)

did not occur in this rigid lithology. The additional shortening

of D

2b

 can be accommodated by brittle faulting of the dolo-

mite.  Relatively  steep  reverse  or  reverse-strike-slip  faults

could break through fold limbs in dolomite (Fig. 6c). These

faults can bend to a subvertical, layer-parallel position in the

Pötschen Limestone. Such steep faults were observed at some

locations (particularly in the NW part of Mile and Rednek sec-

tions and at the Nagy-Oldal) and are supposed at other locali-

ties. Their steep dip is supported by straight map view (inter-

section  of  faults  and  topography).  Different  deformational

mechanism across the folds may account for certain strain par-

titioning (horizontally and vertically) during the D

2b

 phase.

The presence of kinks with moderate to vertical axes (D

3

phase) may suggest oblique shortening with respect to the F

2

fold axes (Fig. 6c). This oblique shortening could also be asso-

ciated  with  oblique-slip  reactivation  of  steep  faults  cutting

through the F

2

 folds. This transpressional deformation could

occur at shallower crustal depth, at the transition of the brittle-

ductile field.

It is difficult to determine the age of the ductile deformation

phases.  From  regional  geodynamic  models  (e.g.  Grill  et  al.

366                                                                                        FODOR and KOROKNAI

1984)  one  can  speculate  late  Early  Cretaceous  age  for  D

2

phase, while older D

1

 (nappe stacking) may be of Late Juras-

sic? to Early Cretaceous age.

Position of the metamorphic units with respect to non-meta-

morphic suites

The  northwestern  contact  of  the  metamorphic  Martonyi

Subunit toward the Bódva Unit is represented by a well-con-

strained, moderately steep fault dipping to the southeast, be-

neath the metamorphic unit. Because the metamorphic rocks

are at higher topographical position (Pl. I: Fig. 6), they were

probably thrust (obliquely?) onto the Bódva Unit (Less 1998).

The  similar  topographical  position  of  the  Torna  versus  the

Bódva  units  occurs  at  the  southern  tip,  but  the  dip  of  the

boundary fault is not clear.

Along the western boundary fault, near the Fehér-kõ, small,

isolated lenses of Middle Triassic carbonates occur between

metamorphic upper Triassic (Martonyi) and non-metamorphic

Lower Triassic (Bódva) rocks (Less et al. 1988) (Fig. 3; Pl. I:

Fig. 6.  Schematic structural evolution of the Martonyi Subunit. See discussion in the text.

DUCTILE  DEFORMATION  AND  LITHOSTRATIGRAPHY  OF  MARTONYI  SUBUNIT                                367

Fig. 6). These lenses can be regarded as strike-slip duplexes.

Displaced structures (folds, faults) within the Bódva Unit indi-

cate its sinistral slip (Fig. 3).

The  southeastern  boundary  fault  can  be  detected  on  the

Nagy-Rednek  section  which  terminates  in  non-metamor-

phosed  rocks  belonging  to  the  “Rudabánya  ore  belt”  (Pantó

1956). Although Balogh & Pantó (1952) interpeted this belt as

a  thrust  zone,  more  recent  data  suggest  strike-slip  motion

(Grill 1989). The zone consists of Middle Triassic limestone

and  ankeritic  dolomite  lenses  embedded  in  Permian-Lower

Triassic siltstone-evaporite matrix (Figs. 1b, 3). The lens-like

map view of Anisian carbonates suggests a strike-slip origin

for the anastomosing fault branches within the Darnó Zone.

Further to the south, near Rudabánya, other evidence support

this interpretation. Among others, Pantó (1956) observed hori-

zontal slickenlines on parallel fault planes in the Rudabánya

ore body. Szentpétery (1997) indicated strongly tilted, sinis-

trally displaced Oligocene-Eggenburgian sediments.

In summary, our observations show that the Martonyi Sub-

unit is bounded by steeply or moderately dipping faults from

each side. These tectonic contacts represent sinistral strike-

slip  or  oblique-reverse  faults  (Figs.  3,  6d).  We  agree  with

Less (2000) that the recent position of the metamorphic unit

is the result of strike-slip motion along the Darnó Zone and,

at  least  a  slight  allochthonity  over  the  non-metamorphic

Bódva Unit. However, we cannot unambiguously decide if

the metamorphic unit represents a thin, flat lying nappe over

the  Bódva  (or  other  ?)  Unit  (like  e.g.  in  the  Hidvégardó-3

borehole, Kovács 1986) or just a transpressional, steep-sided

pop-up  structure  arising  from  below  the  Bódva  Unit  (Fig.

6d). The age of this brittle transpression may start in the lat-

est  Cretaceous.  The  strongly  deformed  Eggenburgian  and

only slightly fractured Pannonian indicate Early to Middle?

Miocene transpression. Several branches of the Darnó Zone

could be reactivated as a normal (or normal-oblique) fault after

the Pannonian, during Late Miocene–Pliocene (trans)tension

(Fig. 6d).

Stratigraphic and paleogeographic consequences

Tectonic/stratigraphic position of the Gutenstein Dolomite

Our  observations  show  that  the  dolomite  is  generally  in

contact with the Tornaszentandrás Slate. More precisely, the

thin suite of “the Bódvarákó Formation” can be demonstrat-

ed at a number of places. This sequence may represent the

sudden transition from platform to basinal depositional set-

ting and the whole dolomite-slate sequence could be inter-

preted as continuous.

This  sedimentological-lithostratigraphical  observation  is

also supported by structural data. When the dip of the dolomite

can  be  established,  it  always  dips  below  (toward)  the  slate.

The dip degree of both dolomite and slate are similar at the

Tornaszentandrás section (Fig. 5a). However, at several locali-

ties the slate dips more steeply than the dolomite but in the

same direction. Such a place can be found SE from the Mile

Hill, on the Nagy-Oldal and along the Nagy-Rednek and Mile

Valley sections. This sudden change in dip degree is the conse-

quence of faulting which is related to shortening during the

late stage of D

2

 (see previous chapter). This faulting, however,

did not essentially disturb the stratigraphy.

Metamorphism of the dolomite

Subvertical S

2

 foliation of the cherty limestone represents

the axial plane of the map-scale synclines. This geometry sug-

gests that the map-scale syncline and outcrop-scale F

2

 folding

represent the same D

2  

deformation phase. The ductile behav-

iour of the F

2

 folds in the core and the total transposition of the

bedding  demonstrate  that  the  folding  and  S

2

  foliation  were

formed at least in anchizonal metamorphic conditions. The ex-

act physical conditions cannot be determined but such ductile

flow of limestone indicate temperatures over 200 °C.

Map  analysis  and  cross  sections  clearly  suggest  that  the

Gutenstein Dolomite underwent F

2 

folding. Consequently, it

suffered the same metamorphism during folding. This tectono-

metamorphic evolution contradicts the previous interpretation

of Less et al. (1988), Grill et al. (1984), Grill (1989) that con-

sider the Gutenstein Dolomite as a non-metamorphic rock be-

longing to the Bódva Unit.

This idea was partly based on the observation that original

sedimentological features of the dolomite were not significant-

ly  affected  by  any  ductile  deformation  processes.  We  agree

with this observation, but the lack of ductile deformation does

not exclude metamorphism of the rock. Considering the rheo-

logical  properties  of  dolomite  in  anchi-epizonal  conditions,

ductile (internal) deformation (e.g. foliation) will not appear in

contrast to limestones (Fig. 6a). Rheological differences can

also explain the lack of both S

0-1

 and S

2

 cleavages in dolomite.

It is also supported by the observation that a small lithological

change (larger marl content) permits the development of incip-

ient foliation at the top of the dolomite or in the “transitional”

cherty limestone.

On  the  other  hand,  the  suggested  evolution  of  F

2

  folding

gives an explanation for the lack of S

2 

foliation. The formation

of S

2

 axial plane foliation is expected only at the final stage of

the F

2 

folding (D

2b

 phase). This shortening was transferred to

faulting in the dolomite (Fig. 6c).

Consequences for lithostratigraphy of Torna units

Less (1981, 2000) defined the metamorphic Torna sequence

as containing the Anisian platform limestone (Steinalm Fm.).

The lack of the Steinalm Limestone in the Martonyi Subunit

seems to contradict its classification to the Torna Unit. How-

ever, the Bódvarákó sequence shows that platform limestone

could be replaced by pelagic sedimentation already in the mid-

dle Anisian (Kovács et al. 1989). If our structural interpreta-

tion is correct, the stratigraphy of the Martonyi Subunit is clos-

er  to  the  Bódvarákó  than  to  the  “classical”  Torna  sequence

(e.g. Esztramos Hill). The middle Anisian platform and late

Anisian-Ladinian  basinal  carbonates  are  replaced  by  a  very

thin suite of (dolomitic) marlstone and cherty limestone which

may be the equivalent of the deep water cherty limestone of

the Bódvarákó Formation. Both formations can indicate fast

subsidence at the margin of the carbonate platform, probably

close to the rift axis.

368                                                                                        FODOR and KOROKNAI

However, the clear identity of the Martonyi and Bódvarákó

sequences cannot be declared. The middle Anisian-Ladinian

Bódvarákó Fm. is covered by the upper Triassic-Jurassic (?)

Nyúlkertlápa Beds or, by an alternative interpretation, directly

cut by a thrust plane (Pelikán P., pers. commun.).

On the other hand, the metamorphic degree of the two se-

quences is different (Árkai 1982). The Martonyi sequence suf-

fered  lower  epizonal  metamorphism,  while  the  Bódvarákó

window shows only anchizonal metamorphism. The deforma-

tion style of the two units seem to be different since the F

2

folds and S

2

 foliation are missing from the Bódvarákó win-

dows. In any case, direct identification of the Bódvarákó with

the Martonyi sequence does not work.

The assignment of the Bódvarákó Unit to any first order tec-

tonic unit is not clear. The early subsidence, anchimetamor-

phic character led Kovács et al. (1989) and Less (2000) to as-

sign it to the Meliata Unit (sensu lato) (Fig. 2). In our paper we

suggest that this window has similar stratigraphy to the Marto-

nyi Subunit, so it may belong to the Torna Unit, too.

Our  observations  strengthen  the  conclusion  of  Less  et  al.

(1998, 2000) that the Torna Unit (and the metamorphic units in

general) incorporates diverse Triassic successions, which were

formed in different paleogeographical positions on the attenu-

ated continental crust. The Bódvarákó and the Martonyi se-

quences were probably closer to the rift axes, and their fast

subsidence may directly reflect the onset of rifting during the

earlier  part  of  the  Middle  Anisian.  The  Esztramos,  Szent-

János-hegy (Becskeháza) indicate later subsidence of the car-

bonate platform (late Middle and Late Anisian, respectively),

due to minor thinning of the continental crust, located far from

the rift axes.

Conclusions

Structural observations and mapping showed that the meta-

morphic sequence near Martonyi consists of Gutenstein Dolo-

mite, thin transitional beds (“Bódvarákó Formation”) to Car-

nian  slate  and  cherty  Pötschen  Limestone.  The  whole

sequence suffered intense ductile deformation with two phases

of folding, associated with anchi- to epizonal metamorphism.

First, the layer-parallel S

0-1

 cleavage developed due to tectonic

overburden  of  higher  nappes.  Second,  upright  chevron-type

folds deformed the complete sequence. Detachment along the

upper boundary of rigid dolomite probably occurred. During

the final stage of this shortening, fold limbs flattened in the

core  of  synclines  where  an  axial  plane  foliation  (S

2

)  was

formed. This final horizontal flattening was accommodated by

steep faulting in the dolomite. In this way, strain partitioning is

demonstrated  within  the  sequence  with  different  rheological

properties: shortening is accommodated by intense folding and

axial plane foliation in incompetent lithologies, and by brittle

faulting in competent lithologies. Structural style depends also

on position across the F

2

 folds. The D

3

 phase is marked by

kink  folds  with  oblique  axes,  probably  formed  during

transpression,  at  the  transition  of  brittle-ductile  field.  The

metamorphic unit was slightly or largely emplaced over non-

metamophic units (Bódva) after metamorphism, connected to

transpression along the Darnó Zone.

Because Gutenstein Dolomite suffered D

2

 folding, it is also

a metamorphic rock, forming the normal stratigraphic base of

the sequence. The lack of Steinalm Limestone is similar to the

Bódvarákó  sequence.  These  two  units  show  that  the  Torna

Unit  incorporated  different  Triassic  sequences:  all  were

formed on thinned continental crust but in different paleogeo-

graphical positions across the passive margin(s) of the Neot-

ethyan Meliata oceanic branch.

Acknowledgements: The field work was supported by the re-

search  project  OTKA  No.  T  019431  of  S.  Kovács  and  T

023880 of Gy. Less. Field assistance from and discussion with

Sándor  Kovács  and  György  Less  were  essential  for  under-

standing  previous  ideas  about  the  area  and  stimulating  new

thoughts. Field discussion with D. Plašienka (Bratislava) also

contributed to new interpretations. Sándor Kovács made valu-

able  corrections  on  preliminary  versions  of  the  manuscript.

Comments of Jozef Hók, Sándor Kovács and an anonymous

reviewer also contributed to the improvement of the text and

figures.  Discussion  with  Pál  Pelikán  and  László  Sásdi  also

helped to improve the text. This work could not be possible

without the hospitality of local villagers, particularly those of

Tornabarakony.  All  kinds  of  help  and  support  are  acknowl-

edged here.

References

Árkai  P.  1982:  Report  on  the  metamorphic  petrological  investiga-

tions  of  the  Bükk  and  Aggtelek-Rudabánya  Mts.  Manuscript,

Hung. Geol. Surv. (in Hungarian).

Árkai P. & Kovács S. 1986: Diagenesis and regional metamorphism

of the Mesozoic of Aggtelek-Rudabánya mountains (Northeast

Hungary). Acta Geol. Hung. 29, 349–373.

Balogh K. & Pantó G. 1952: La géologie de la montagne de Rudabán-

ya. Ann. Rep. Hung. Geol. Inst. 1949 135–154 (in Hungarian).

Csontos L. & Hips K. 1997: Structural evolution of the NE part of

Hungary. Przegl. Geol. 45, 1069–1070.

De Sitter L.U. 1958: Boudins and parasitic folds in relation to cleav-

age and folding. Geol. Mijnb. 17, 197–208.

Gray  D.R.  &  Willman  C.E.  1991:  Thrust-related  gradients  and

thrusting mechanism in a chevron-folded sequence, southeast-

ern Australia. J. Struct. Geol. 13, 691–710.

Grill J. 1989: Structural evolution of the Aggtelek-Rudabánya Mts.,

NE  Hungary.  Ann.  Rep.  Hung.  Geol.  Inst.  1987,  411–432  (in

Hungarian).

Grill  J.,  Kovács  S.,  Less  Gy.,  Réti  Zs.,  Róth  L.  &  Szentpétery  I.

1984:  Geological  constitution  and  history  of  evolution  of  the

Aggtelek-Rudabánya  range.  Földt.  Kutatás  (Geol.  Res.)  27,

49–56 (in Hungarian).

Hók J., Kováè P. & Rakús M. 1995: Structural investigations of the

Inner Carpathians — results and interpretation. Miner. Slovaca

27, 231–235.

Kovács  S.  1986:  Conodont-biostratigraphical  and  microfacies  in-

vestigations  in  the  Hungarian  part  of  the  Northeastern  Ruda-

bánya  Mts.  Ann.  Rep.  Hung.  Geol.  Inst.  1984,  193–244  (in

Hungarian).

Kovács S., Less Gy., Piros O., Réti Zs. & Róth L. 1989: Triassic for-

mations of the Aggtelek-Rudabánya Mts (Northeastern Hunga-

ry). Acta Geol. Hung. 32, 31–63.

Less Gy. 1981: Explanation to the geological map 1:25,000 of the

Aggtelek-Rudabánya  Mts.,  sheet  Hidvégardó.  Manuscript,

Arch. Hung. Geol. Inst. (in Hungarian).

DUCTILE  DEFORMATION  AND  LITHOSTRATIGRAPHY  OF  MARTONYI  SUBUNIT                                369

Less Gy. 1987: Geological type localities of Hungary. Tornaszentan-

drás Slate, Pötschen Limestone. Hung. Geol. Inst., Budapest, 4

(in Hungarian).

Less Gy. 1998: Geology. In: Baross G. (Ed.): The Aggtelek National

Park. Mezõgazda Kiadó, 26–66 (in Hungarian).

Less  Gy.  2000:  Polyphase  evolution  of  the  structure  of  the  Agg-

telek-Rudabánya  Mountains,  (NE  Hungary),  the  southernmost

element  of  the  Inner  Western  Carpathians  a  review.  Slovak

Geol. Mag. 6, 260–268.

Less  Gy.,  Grill  J.,  Róth  L.,  Szentpétery  I.  &  Gyuricza  Gy.  1988:

Geological  map  of  the  Aggtelek-Rudabánya-Mts.,  1:25,000.

Hung. Geol. Inst., Budapest.

Less Gy., Kovács S., Fodor L., Péró Cs. & Hips K. 1998: Geological

cross sections through the Aggtelek-Rudabánya Mts., NE-Hun-

gary. XIV

th

 CBGA Congress, Vienna, Austria, 337, Geol. Surv.

Austria.

Mello  J.  1979:  Meliata  sequence  in  the  Turna  tectonic  window.

Geol. Práce 72, 61–76.

Mello J. (Ed.) 1997: Explanation to Geological map of the Slovak

Karst, 1:50,000. Geol. Inst. Slov. Rep., Bratislava, 255.

Pantó G. 1956: Constitution géologique de la chaine de minerai de

fer de Rudabánya. Ann. Hung. Geol. Inst. 44, 327–637.

Ramsay  J.G.  1967:  Folding  and  fracturing  of  rocks.  McGraw  Hill

Publications, New York, 1–568.

Ramsay J.G. 1974: Development of chevron folds. Bull. Geol. Soc.

Amer. 85, 1741–1754.

Szentpétery I. 1997: Sinistral lateral displacement in the Aggtelek-

Rudabánya Mts. (North Hungary) based on the facies distribu-

tion of Oligocene and Lower Miocene formations. Acta Geol.

Hung. 40, 265–272.

Turtegin E. 1997: Geological setting of the iron mine on the Esztra-

mos Hill. In: Szakáll S. & Papp. G. (Eds.): Minerals of the Esz-

tramos  Hill.  Topographia  Mineral.  Hung.  V.,  37–50,  Herman

Ottó Múzeum, Miskolc (in Hungarian).

Twiss R. & Moore E.M. 1992: Structural Geology. W.H. Freeman

and Company, New York, 1–532.

Vitális  S.  1909:  Die  geologischen  Verhältnisse  der  Umgebung  des

Bodva- und Tornabaches. Jber. Kgl. Ungar. Geol. Reichsanst.

1907, 50–66.

Zelenka T., Baksa Cs., Balla Z., Földessy J. & Földessy-Járányi K.

1983: The role of the Darnó Line in the basement structure of

Northeast Hungary. Geol. Zbor. Geol. Carpath. 34, 53–69.