background image


287 — 299





Geological Research Group of the Hungarian Academy of Sciences, Múzeum krt. 4/a, 1088 Budapest, Hungary;

(Manuscript received December 8, 2000; accepted in revised form June 13, 2001)

Abstract: Lower Triassic formations in the Aggtelek—Rudabánya Mountains (NE Hungary) were mapped in the main
part of the Silica Nappe, and the results are presented in a new map at the scale of 1:50,000. The aim of this paper is to
present the structural observations collected during mapping and to interpret the field data and map-scale structures, and
by  this  means  to  demonstrate  the  structural  setting  of  Lower  Triassic  formations  in  a  new  light.  The  mapped  area  is
located south of the Jósvafő—Bódvaszilas reverse fault-zone and divided into two parts by the NE—SW sinistral strike-
slip  faults  of  the  Darnó  Zone.  Beside  these  two  major  fault-zones,  systems  of  E—W  dextral  strike-slip  and  NE—SW-
trending  reverse  faults  were  recognized.  Three  groups  of  folds  were  identified:  one  set  of  folds  with  NE—SW  axes  is
predominant and widely distributed in the entire mapped area, whereas the other sets of folds with E—W and NW—SE
axes appear only locally. Their timing is uncertain. Characteristic associations of structural elements were recognized in
three structural segments. The predominant one consists of E—W trending strike-slip and the connecting NE—SW reverse
faults  with  a  series  of  folds  with  NE—SW  axes,  suggesting  NW—SE  shortening  and  NE—SW  elongation  (according  to
recent co-ordinates). Map-scale anticlines and synclines were also formed in this system (e.g. the Dobódél and Keskeny-
völgy Anticlines and the Varbóc Syncline). The map-scale structures reveal that the formerly proposed anticline with E—
W axis running all along the Jósva-völgy does not exist; only the E—W-trending Jósvafő Anticline is proved near Jósvafő.
Strike-slip duplexes and push-up fragments, consisting of mismatching blocks, are also very characteristic in the area of
investigation, pointing to major lateral shear zones.

Key words: Silica Nappe, Aggtelek—Rudabánya Mountains, Lower Triassic formations, 1:50,000 scale map, structural
setting, map-scale structures.


At the beginning of the 20


 century, Lower Triassic deposits

were  subdivided  into  two  parts,  namely  ‘Seis  Beds’  and
‘Campil Beds’ by Vitális (1909) in accordance with the subdi-
vision in the Alpine—Carpathian—Dinaridic facies area. In the
1940’s,  maps  and  cross-sections  by  Balogh  (1948a,b,  1950,
1953a,b), and Balogh & Pantó (1952) provided new data on
sedimentary  rocks.  They  recognized  characteristic  horizons
within the sequence, but keeping the previous names they did
not indicate them on their maps. The geological mapping pro-
gram  of  the  Geological  Institute  of  Hungary  carried  out  be-
tween  1979  and  1985  (maps  of  Less  et  al.  1988  and  Less
1998a,b) resulted in a detailed Triassic lithostratigraphic clas-
sification (Kovács et al. 1989) and structural evaluation of the
Aggtelek—Rudabánya Mountains (Grill 1989; Less 2000).

As a result of recent studies, the Lower Triassic lithostrati-

graphic units defined by Kovács et al. (1989) can be divided
into  several  subunits  (Hips  1996),  which  were  successfully
distinguished and mapped in the field. The area between Jós-
vafő  and  Bódvaszilas  was  suitable  for  detailed  stratigraphic
studies. The Lower Triassic formations in the strongly tecton-
ized zones (i.e. Ménes-völgy, near the Slovak border) and in
the  metasomatized  field  in  the  southern  Rudabánya  Moun-
tains (Rudabánya ore mine) (cf. Less et al. 1988) were not in-

The objectives of this paper are (1) to present the spatial dis-

tribution of structural elements and evaluate the structural set-
ting of Lower Triassic formations in the Aggtelek—Rudabánya
Mountains on a map on the scale of 1:50,000 (Appendix 1);
and (2) to describe and analyse the map-scale geologic struc-
tures. The stratigraphy of Lower Triassic rocks was discussed
and interpreted in the context of sedimentary facies in earlier
papers (Hips 1996, 1998). For the purpose of this paper, the ba-
sic  evaluations  of  stratigraphic  units  are  summarized  in  table
format and only a brief discussion of the formations is provided.

The map (Appendix 1) presents new results only from Lower

Triassic formations, other data are compiled with a few slight
modifications from Less et al. (1988) and Less (1998a,b).


The Aggtelek—Rudabánya Mountains rise on the northeast-

ern border of Hungary, close to Slovakia (Fig. 1). They consti-
tute the southernmost, Hungarian part of the Mesozoic range
of the South Gemer area in the Inner Western Carpathians. The
mountains are made up of three tectonic units: the uppermost
Silica Nappe, the Meliata Series and the lowermost Torna Se-
ries (Kovács et al. 1989; Less 2000). These structural units ex-
tend across the Hungarian-Slovak border through the Slovak
Karst to the southern boundary of the Gemer Paleozoic. On the

background image

288                                                                                                  HIPS

Hungarian side, the Lower Triassic formations are found only
in the Silica Nappe.

Outcrops of Lower Triassic formations

The investigated area is composed of two main territories,

where  Lower  Triassic  formations  crop  out  at  the  surface.

Fig. 1. A) Schematic terrane map of the Circum-Pannonian Region (after Kovács et al. 1996—97) with Hungarian national borders, and loca-
tion of South Gemer area with the Aggtelek—Rudabánya Mountains presented in B; – Flysch Belt, – Klippen Belt, – Northern Cal-
careous Alps, – Early Alpine units related to the European continental margin, – Early Alpine shelf sequences related to the Apulian
(Southern Alps and Outer Dinarides) continental margin, – ophiolites of the Penninic Ocean, – ophiolites of the Vardar Ocean, 
major strike-slip zones.  B) Geological map of the South Gemer area (after Mello et al. 1996; Kovács 1997, and Less 1998b). Location of the
map of Lower Triassic formations in the central part of the mountains (presented in Appendix 1) is in darker colour.

These are (1) the hills surrounding the Bódva- and Jósva-völgy
and  the  Galyaság  hills  (outlined  by  the  villages  of  Jósvafő,
Teresztenye,  Szőlősardó,  Perkupa,  Bódvaszilas,  Szögliget,
Szin, and Szinpetri), and (2) the northern segment of the Ruda-
bánya Mountains (outlined by the villages of Bódvarákó, Mar-
tonyi, and Dobódél) (Fig. 2). These areas presented on the map
(Appendix 1) will be discussed in detail below.

background image

THE STRUCTURAL SETTING OF LOWER TRIASSIC FORMATIONS                                        289

Moreover, Scythian formations of small spatial distribution

are known in Ménes-völgy to the north, in a narrow zone ex-
tending from the Hungarian-Slovak border eastward as far as
Bódvaszilas village. Further small outcrops appear in the sur-
roundings  of  Égerszög  as  well  as  in  the  Telekes-völgy  and
north of Alsótelekes, and in the metasomatized series in the
ore mine in the southern Rudabánya Mountains (Fig. 2).

Good  outcrops  for  stratigraphic  investigations  with  quasi-

continuous  exposure  of  Lower  Triassic  formations  can  be
studied in two segments. The lower part of the sequence is ex-
posed  west—northwest  of  Perkupa  (from  the  Bódvaszilas
Sandstone  to  Szinpetri  Limestone  Member  (s.str.)  (Fig.  3).
The upper part of the sequence crops out along the road be-
tween  Szinpetri  and  Jósvafő,  and  north  and  south  of  Róna-
Bükk-völgy (Dobódél) (from the uppermost part of the Szin
Marl to the uppermost Szinpetri Limestone) (Fig. 3).

The Silica Nappe was detached from its original basement.

The  Upper  Permian—lowermost  Lower  Triassic  Perkupa
Evaporite Formation (Fig. 3) served as the sole-thrust. How-
ever,  the  blocks  of  conglomerate—sandstone  series  in  the
northern  neighbourhood  of  Bódvaszilas  is  presumed  to  be  a
fragment of the underlying continental red beds (Vozárová &

Fig. 2. Distribution of the Lower Triassic formations in the Aggtelek—Rudabánya Mountains (only schematically illustrated in the strongly
tectonized zones). The details in the mid-part of the area are shown in Appendix 1.

Vozár, pers. commun.). From the Scythian Jósvafő Limestone
Member  to  the  Anisian  Gutenstein  Formation  a  continuous
stratigraphic  sequence  is  observed  in  the  neighbourhood  of
Jósvafő and southeast of Dobódél village. In other cases, the
contact with the younger formations is tectonic, except in the
southern part of the area where an Oligocene—Miocene cover
was  deposited  transgressively  with  a  gap.  Along  the  rivers,
Quaternary  terrace  deposits  cover  the  Triassic  formations  in
many places.


The Silica Nappe in Hungary can be divided into two dis-

tinct Mesozoic facies units displaced later by the Darnó faults.
As  a  consequence,  at  present  they  are  separated  by  sinistral
strike-slip deformation zone. These are the Aggtelek and the
Bódva  Facies  (Kovács  1984;  Kovács  et  al.  1989;  Kovács  &
Hips 1998). They are defined by coeval syn-rift deposits sepa-
rated in the course of rifting. Platform carbonates in the Agg-
telek Facies and slope and basinal deposits in the Bódva Fa-
cies,  characterize  the  formations  from  Upper  Anisian  to

background image

290                                                                                                  HIPS

Carnian in age. The pre-rift Lower Triassic and Lower Anisian
formations, except for small facies differences, are uniformly
developed in both facies units.

The Upper Permian—Lower Triassic sequence is represented

by  evaporitic,  siliciclastic,  mixed  siliciclastic—carbonate,  and
carbonate  sedimentary  rocks.  These  can  be  subdivided  into
four  formations:  the  Perkupa  Evaporite,  Bódvaszilas  Sand-
stone,  Szin  Marl,  and  Szinpetri  Limestone  (Kovács  et  al.
1989),  and  several  subunits  (Hips  1996)  (Fig.  3).  The  thick-
ness of the sequence is about 800 m, not counting the mostly
Upper  Permian  Perkupa  Evaporite.  The  reader  is  referred  to
Hips (1998) for detailed discussion of sedimentary facies and
ramp sedimentation during the Early Triassic.

In many settings of the western Tethyan depositional area,

within the Lower Triassic, the boundary between the Induan
and Olenekian stages cannot be determined due to the simple,
low-diversity fauna. According to the recently valid stage-sub-
division of the Triassic, the Scythian formations in the Agg-
telek—Rudabánya  Mountains  could  not  be  age-subdivided  at
all. A more detailed subdivision of the formations can be made
only on the basis of the alternative three-fold division.

The Perkupa Evaporite Formation consists predominantly of

anhydrites and subordinately of gypsums, dolomites, siltstones
and shales (Fig. 4) deposited in a sabkha and connecting shal-
low marine environments. It is very poor in fossils, but it can
be  presumed  that  the  age  of  the  formation  is  upper  Permian
and  lowermost  Scythian  and,  thus,  the  Permian-Triassic

boundary is located within its upper part. In the course of the
overthrusting of the Silica Nappe, its own evaporitic base as a
sole-thrust was strongly deformed and larger slabs of obducted
Middle Triassic ophiolites were imbricated inside the evapor-
ite series (Réti 1985).

The Bódvaszilas Sandstone Formation, previously known as

‘Seis Beds’, consists of an alternation of purplish red, subordi-
nately greenish grey sandstones, siltstones and shales (Figs. 5—
6). In its uppermost part, red oolite limestones appear forming
a characteristic horizon. Index fossils, such as Claraia clarai
(Emmr.), C. aurita (Hauer) and Eumorphotis hinnitidea (Bitt-
ner),  indicate  its  Induan—lower  Olenekian  (upper  Griesba-
chian—Nammalian) age. The thickness of the formation is ap-
proximately  200—250  m.  It  is  underlain  by  the  Perkupa
Evaporite  and  overlain  by  the  Szin  Marl.  In  both  cases  the
boundary of the formations is conformable; however, changes
in lithology and colour are rather sharp.

The Szin Marl Formation is made up predominantly by al-

ternations  of  brownish-grey,  finely  crystalline  or  crinoidal
limestones  and  beige  marlstones.  In  addition,  grey,  reddish-
brown,  or  varicoloured  oolites,  grey  coarse  crinoidal  lime-
stones, clayey marlstones and siliciclastic layers, as fine sand-
stones, siltstones and shales are also characteristic (Figs. 7—9).
The  formation  corresponds  to  the  lower  half  of  the  former
‘Campil Beds’. Seven ‘lithofacies’ units can be distinguished
(A—G) within the formation (Hips 1996). They represent char-
acteristic facies (or facies successions) which are arranged in

Fig. 3. Stratigraphic subdivision of the Lower Triassic sedimentary rocks in the Aggtelek—Rudabánya Mountains, after Hips 1996 (verti-
cal subdivision is thickness proportional). (M.T. – Middle Triassic, Anis – Anisian, LST – Limestone, SST – Sandstone.)

background image

THE STRUCTURAL SETTING OF LOWER TRIASSIC FORMATIONS                                        291

stratigraphic  sequence.  They  are  indicated  by  their  predomi-
nant rocks (App. 1 and Fig. 3). Two of them were already de-
fined by Kovács et al. (1989), and although the original defini-
tions  had  to  be  corrected,  the  names  were  kept.  Upper
Olenekian (Spathian) age is proved by the occurrence of Tiro-
lites cassianus 
(Quens.) and T. gr. carniolicus Mojs. The total
thickness of the formation is about 350 m. It is overlain by the
Szinpetri Limestone Formation.

The Szinpetri Limestone Formation is composed predomi-

nantly  of  typical  dark  grey  nodular,  so-called  ‘vermicular’
limestones. Its lower half, where marlstone and clayey marl-
stone intercalations or flasers occur, was named the Szinpetri
Limestone  Member  (s.str.)  (Fig.  10),  whereas  its  upper  half,
where the mottled, bioturbated limestones alternate with lami-
nated ones, was named Jósvafő Limestone Member (Fig. 11)
(Kovács et al. 1989). It corresponds to the former uppermost
‘Campil Beds’. On the basis of occurrences of Stacheites sp.,
Dinarites dalmatinus (Hauer) and Costatoria costata (Zenk.),
its age is uppermost Olenekian (upper Spathian) and it is also
possible that the upper part of the formation may extend into
the lowermost Anisian. The thickness of the formation in the
Aggtelek  Facies  is  about  150—200  m,  whereas  in  the  Bódva
Facies the development of the formation is reduced.

Earlier it was accepted that the lithostratigraphic boundary

between the Szinpetri Limestone and the overlying Gutenstein
Formation  coincides  with  the  Scythian/Anisian  boundary.
However,  it  appears  more  realistic  that  the  lithostratigraphic
boundary is not synchronous in the Aggtelek and Bódva Fa-
cies. Because of poor faunal assemblage, which tolerated re-
stricted  environmental  conditions,  this  prediction  cannot  be
confirmed in the present stage of knowledge.

Structural evaluation

In  this  section,  the  structural  interpretation  based  on  field

data collected during mapping of Lower Triassic formations is
described  and  presented  in  the  uncovered  geological  map  at
1:50,000 scale (App. 1). The paper provides additional data on
the geological setting of the central part of the mountains. A
more  detailed  study  dealing  with  the  deformation  history  of
the mountains was recently published by Less (2000).

Lower  Triassic  formations  are  also  known  from  drilling

cores, and some of them are important from a structural point
of  view.  The  local  data  of  cores  significantly  improved  the
structural interpretations based on mapping. Short summaries
of  the  borehole  data  are  presented  for  the  relevant  structural

Major fault-zones and fault systems

The Darnó Zone is a significant NE—SW-trending sinistral

strike-slip  fault-zone  (Telegdi  Roth  1937,  1951;  Szentpétery
1997;  Less  2000)  which  divides  the  Rudabánya  Mountains
into segments. The western faults of the Darnó Zone (‘line 1’
according to Less 2000) separate the Aggtelek and the Ruda-
bánya Mountains. The Silica Nappe is represented by the Agg-
telek Facies on the western side of ‘line 1’ and by the Bódva
Facies on the eastern side. The shear zone itself is composed
of blocks in a complicated structural position, especially to the

south  of  Perkupa  (Less  1998b).  To  the  northeast  of  Perkupa
the  zone  widens  and  strike-slip  duplexes  line  the  tectonic
boundary  between  the  evaporites  and  Triassic  formations
along  two  major  faults.  Such  small  blocks  are  composed  of

Fig.  6.  Characteristic  ball-and-pillow  structures  in  red  sandstones
formed  by  water  escape  in  the  course  of  diagenesis,  Bódvaszilas
Sandstone Formation, near Perkupa. Scale in cm.

Fig.  5.  Hummocky  cross-stratified  red  sandstones  and  shales  from
the upper half of the Bódvaszilas Sandstone Formation, near Perku-
pa. Coin (2.5 cm diameter) for scale.

Fig.  4.  Alternating  layers  of  silty—clayey  anhydrite  (e.g.  at  the
head  of  the  hammer)  and  laminated  anhydrite  within  diapiric
folds,  Perkupa  Evaporite  Formation,  Alsótelekes  quarry.  Hammer
for scale. Photo courtesy of Csaba Péró.

background image

292                                                                                                  HIPS

Lower,  Middle  and  Upper  Triassic  formations  to  the  south—
southwest of Dobódél (on the left side of the Bódva River). On
the right side of the river two strike-slip duplex blocks are also
directly related to the other major fault. One of these blocks is
composed of Szin Marl that is pinched between the Perkupa
Evaporite  and  Bódvaszilas  Sandstone.  Strongly  folded  strata
with steep dip values (70—90°) confirm the strong strain in the
outcrops to the south of Bódvaszilas and in the core cut in well
Bódvaszilas—9. Another strongly tectonized block of marls is
situated southwest of the previous one (cf. Fig. 12: 4—4’). The

Fig.  7.  Cross-bedded  coarse  crinoidal  limestones  within  shales,
Szin Marl Formation unit B, between Perkupa and Varbóc. Scale is
19 cm long.

Fig.  8.  One  of  the  most  characteristic  lithologies  of  the  Szin  Marl
Formation is red oolite limestones with blackened bivalve coquinas,
Miklóshegy Limestone (unit C), Perkupa vineyard. Pen (on top left)
for scale.

Fig. 9. Characteristic microfacies of the Szin Marl. – Distal tempestite layer with graded debris of crinoidal fragments (C) and foraminifers (ar-
rows) covered by clear muds; note the stylolitic boundary to the next tempestite layer at the top of the photo, unit B, near Perkupa. Scale bar is 2
mm. – Oolite grainstone with Meandrospira pusilla (Ho) in the nucleus of an ooid (middle), unit C, Perkupa vineyard. Scale bar is 0.5 mm.

deformation along this sinistral lateral displacement zone took
place in the Oligocene—Lower Miocene on the basis of facies
distribution according to Szentpétery (1997).

Another characteristic deformation zone is the ENE—WSW-

oriented Jósvafő—Bódvaszilas Fault Zone, which continues to-
wards Kečovo (cf. Mello et al. 1996). Blocks of Middle Trias-
sic  formations  are  thrust  over  older  Middle—Lower  Triassic
formations with southeastern vergency (Balogh 1948b, 1953a)
(Fig.  12).  This  is  a  type  of  young-on-older  thrust.  Balogh
(1948b) and Less (2000) observed as a general situation that

background image

THE STRUCTURAL SETTING OF LOWER TRIASSIC FORMATIONS                                        293

Fig.  10.  Nodular  dark  grey  limestones  from  the  Szinpetri  Lime-
stone Member (s.str.), Szinpetri type locality. Hammer for scale.

Fig.  11.  Slump  structures  in  laminated  dark  grey  limestone,  Jós-
vafő Limestone Member, Jósvafő type locality. Scale in cm.

south  of  the  axis  of  the  Horný  vrch  the  main  reverse  fault
zones verge southward (cf. Mello et al. 1996). Part of the Jós-
vafő—Bódvaszilas reverse fault-zone is measurable in the field
north  of  Jósvafő  (Fig.  13).  Slickenside  lineation  on  the  fault
plane indicates thrust with SE vergency, supposedly in an ear-
lier phase which was probably followed by normal displace-
ment afterward (Csontos pers. commun.).

The Jósvafő—Bódvaszilas deformation zone is most proba-

bly  composed  of  additional  E—W-directed  lateral  segments.
Small-dimension, isolated lenses of mismatching rocks made
up of Scythian formations older than the enclosing ones occur
within this fault zone. These blocks are interpreted as push-up
structures in a left-stepping dextral strike-slip system formed
by  compression  in  the  transfer  zone  of  tectonic  motion  (cf.
Woodcock & Fisher 1986). Such strike-slip duplexes occur at
bends of the main shear zone. In this manner small blocks of
the  Szinpetri  Limestone  Member  (s.str.)  and  unit  F  of  Szin
Marl are pinched between the Szinpetri Limestone and Middle
Triassic formations north—northwest of Szinpetri (Fig. 12: 2—
2’). In the western neighbourhood of Szögliget, larger blocks
of the Middle Triassic and Szin Marl formations are imbricat-
ed along the belt. Moreover, thick brecciated zones delineate
blocks within the Szin Marl between Szögliget and Bódvaszi-
las (Fig. 12: 4—4’).

Evaporites and the related red sandstones—shales (northeast

of Jósvafő and west of Szin, cf. Balogh 1953a) most probably
injected up along small opening (pull-apart) segments of the
Jósvafő—Bódvaszilas Fault Zone in a later phase, supposedly
at the same time as the normal displacement of the upper, Mid-
dle Triassic blocks.

A  further  characteristic  element  of  the  fault-system  of  the

area  is  represented  by  E—W  dextral  strike-slip  faults  and  the

connecting NE—SW reverse faults, as revealed by compilation
of the map. The dextral strike-slip faults are well marked by
split marker horizons of the Szin Marl and formation bound-
aries,  in  the  region  between  Perkupa,  Szin  and  Szinpetri.
These  faults  can  barely  be  traced  in  the  Szinpetri  Limestone
because  of  its  monotonous  development.  The  displacements
along these strike-slip faults are between 50 and 250 m.

A  system  of  NW—SE  faults  was  also  recognized  near  Jós-

vafő (Less et al. 1988). They cut and offset the Jósvafő—Bód-
vaszilas zone.


Folds are characteristic and dominant structural elements of

the area (cf. Grill 1989). Their orientations (Figs. 14—15) sug-
gest the following subdivision; however, no evidence could be
observed to interpret their relative order.

Folds with NE—SW axes are predominant in the investigated

area.  These  metre-sized,  open  to  tight,  mostly  asymmetrical
folds (e.g. Fig. 16) are widely distributed. On the basis of mea-
sured  dip  directions,  map-scale  anticline  and  syncline  struc-
tures with similar orientation are recognized. These are the fol-
lowing:  (1)  the  Varbóc  Syncline  northeast  of  Varbóc,  which
can be traced to the northwest of Perkupa; (2) another small
syncline  southeast  of  Szin;  (3)  an  assumed  anticline  in
Keskeny-völgy with an overthrust northwestern limb; and (4)
a  succession  of  small-scale  anticlines  and  synclines  south  of
Jósvafő. In the Bódva Facies (5) a similar pair of syncline and
anticline  (Dobódél  Anticline  by  Balogh  1952)  is  formed
southeast of Dobódél. The Varbóc Syncline can hardly be rec-
ognized to the SW because of poor exposure of the monoto-
nous Szinpetri Limestone. There is a possible continuation in

background image

294                                                                                                  HIPS

Fig. 12. Cross-sections of the central part
of  the  Aggtelek  Mountains  (lines  indicat-
ed  on  the  map,  App.  1).  Legend:  letters
are  same  as  those  used  on  the  map.  (Not
all  geographical  names  are  indicated  on
the map.)

Fig.  13.  Young-on-older  thrust  fault  (arrows)  of  the  Jósvafő—Bód-
vaszilas Zone exposed in a quarry north of Jósvafő (N—S cross-sec-
tion).  Wetterstein  Limestone  with  brecciated  base  is  overthrust  on
Gutenstein Formation. Hammer (for scale, in middle) is at the con-
tact of the breccia and the Gutenstein Formation.

the Middle Triassic formation in the Teresztenye-plateau ac-
cording to Less (1998b). (For more discussion on the combi-
nation of anticline—syncline structures with other structural el-
ements see the sections below.)

One set of folds with approx. E—W axes is also very charac-

teristic  and  widely  distributed  in  Lower  Triassic  formations
and the Gutenstein Formation (cf. Grill 1989). They are half
metre to a couple of metre-size open or close folds. Smaller-
scale anticline and syncline structures can be recognized in the
eastern  neighbourhood  of  Jósvafő  on  the  hillside  of
Cseresznyés-kút  north  of  the  Szinpetri—Jósvafő  road.  The
Gutenstein Formation (from Kecső-völgy) and Jósvafő Lime-
stone (to Almás-völgy) are folded into a bigger anticline struc-
ture  indicated  by  dip  directions.  This  Jósvafő  Anticline  was
recognized by Schréter (1935) and confirmed by Jaskó (1935)
west and south of Jósvafő.

A set of folds with NW—SE (and N—S) axes is observed only

locally.  They  are  20—50  cm  to  1  m  in  size,  predominantly
closed,  sometimes  open,  either  asymmetrical  or  symmetrical

background image

THE STRUCTURAL SETTING OF LOWER TRIASSIC FORMATIONS                                        295

Fig. 15. Location sketch map of observed folds in Lower Triassic formations.

Fig. 14. Density diagram of the directly measured (stars) and con-
structed (dots) fold axes.

N—S  direction.  He  dated  their  formation  prior  to  Late  Creta-
ceous. The second phase occurred in connection with the sinis-
tral strike-slip motion along the Darnó Zone (Late Oligocene—
Early Miocene) and created folds with E—W axes. Anticlines
in the Jósva valley and near Dobódél originated as a result of
the second phase. The directions of the measured fold hinges
published by Grill (1989) are closely comparable to those pre-
sented in this study in Figs. 14 and 15. Nevertheless, there is
no clear distinction between the two sets of folds on his map.
NNW—SSE-trending  folds  can  be  found  as  interpreted  ele-
ments  of  the  second  phase,  and  WSW—ENE-trending  folds
formed in the first phase. There are local folded areas where
the  axes  of  first  and  second  phase-folds  are  almost  parallel.
Distribution  of  dips,  which  is  presented  on  the 


(Grill  1989),  shows  good  correlation  with  the  map  in  this
study.  Sets  of  anticlines  and  synclines  published  by  Mello
(1971) from the Slovak part of the Silica Nappe trend in simi-
lar directions as in the Lower Triassic of the investigated area.

Less  (2000)  interpreted  one/main  folding  phase  of  the

mountains prior to the Late Cretaceous. He discussed the ex-
planation by Balogh (1948b) on the folding phase followed by
continuous  compression,  which  displaced  the  syncline  cores
(composed  of  rigid  platform  limestones)  onto  the  top  of  the
neighbouring anticlines with southern vergency along reverse
faults (e.g. the Ménesvölgy Zone between Silická Brezová and
Bódvaszilas, the Jósvafő—Bódvaszilas Zone, and several slices
in the Rudabánya Mountains).

To summarize, further extended investigation on folding and

connecting  structural  elements  is  needed  to  characterize  the
ductile deformation in the mountains.

folds. A set of smaller-scale anticlines and synclines is recog-
nized north of Henc-völgy (Szőlősardó), east of Varbóc, and
near Szinpetri. The large areal distribution of Szinpetri Lime-
stone between Varbóc and Teresztenye also suggests one (or
more smaller scale) syncline(s) of NW—SE strike, parallel to
the set of anticlines—synclines north of Henc-völgy. A similar
situation is presumed north of Szinpetri and Szin.

Grill  (1989)  in  an  earlier  study  distinguished  two  folding

phases. The regional folding direction of the first phase is NE,
and axes of this set of folds deviate with ca. 20—30° around a

background image

296                                                                                                  HIPS

Evaporite diapirs

One feature, which cannot be disregarded, is the presence of

a thick evaporite series at the base of the Silica Nappe. Thus,
diapiric processes could be very important mainly in the weak-
ened  shear-zones  (Grill  &  Szentpétery  1988).  However,  evi-
dence in the surface outcrops in the investigated area is spo-
radic. The evaporite series was supposedly pushed up in more
different times, but in a similar manner along the opening seg-
ments of strike-slip faults.

Fault-related mismatching rocks serve as a very good exam-

ple  for  evaporite  tectonics.  Red  sandstones—shales  are  ob-
served  in  very  restricted  surface  distributions  along  the  Jós-
vafő—Bódvaszilas  Fault  Zone  (northeast  of  Jósvafő  and  west
of Szin, cf. Balogh 1953a), and along a brecciated zone (in the
Jósvafő  Limestone)  east  of  Jósvafő  in  the  Jósva  valley  (Fig.
12:  1—1’)  (cf.  Balogh  1953a;  Less  et  al.  1988).  One  of  these
small  blocks  was  penetrated  by  Jósvafő-2  well  (Less  et  al.
1988), red siliciclastics of the Bódvaszilas Sandstone (0.0—26.0
m), anhydrites and green siliciclastics of the Perkupa Evaporite
(26.2—76.4  m),  and  dark  grey  limestones  (probably  Jósvafő
Limestone) (76.4—84.9 m) occur. According to the borehole data
the evaporite series is relatively close to the surface.

Appearances of red sandstones—shales at the surface along

fault-zones  may  indicate  upward  movement  of  evaporites.
Older rocks were most probably pushed up by underlying gyp-
sum—anhydrite series along locally opened pull-apart portions
of the fault zones.

Discussion of the principal structures

The progressive decrease in age of the Scythian formations

westward  resulted  from  general  westerly  tilting.  This  uni-
form younging trend is disturbed by several tectonic zones.
The map-scale structures are described and analysed in this

Predominant structures

On the basis of the deformation style in the Lower Triassic

formations, three E—W-trending segments can be distinguished
in the Aggtelek Mountains. In the northernmost, between Bód-
vaszilas and Szin, a generally ‘intact’ stratigraphic position of
the Lower Triassic formations can be found. Moreover, several
push-up  duplexes  are  accommodated  along  the  front  of  the
Jósvafő—Bódvaszilas reverse fault zone. The Middle Triassic
formations  are  overthrust  far  on  top  of  the  Lower  Triassic
units.  Thus  the  uppermost  part  of  the  Scythian  sequence  is
missing at the surface.

In the middle belt, between Szin and Szinpetri—Perkupa, the

E—W-trending dextral strike-slip and connecting NE—SW re-
verse faults are the most characteristic elements. The front of
the Jósvafő—Bódvaszilas Fault Zone is lined by small-dimen-
sion  duplex  lenses.  On  the  other  hand,  in  the  southernmost
segment,  south  of  Jósvafő—Szinpetri—Perkupa,  combinations
of anticlines and synclines with thrusts are the dominant map-
scale structures in the Lower Triassic formations. In this seg-
ment, the Jósvafő—Bódvaszilas thrust fault is observed within
the Middle Triassic formations north of Jósvafő.

In the Rudabánya Mountains a NE—SW striking pair of anti-

clines and synclines is the main structural feature in the Lower
Triassic formations.

Groups of structural elements

Elements of four structural phases (Fig. 17) were recognized

in  the  Lower  Triassic  formations.  Their  timing  is  uncertain.
The description is given in the supposed relative order.

First phase. Elements of the first group are the folds and an-

ticlines—synclines  with  E—W  axes  observed  mainly  in  the
neighbourhood  of  Jósvafő  (Fig.  12:  1—1’).  Their  formation
suggests a N(NE)—S(SW) shortening (according to recent co-
ordinates),  which  occurred  prior  to  the  Late  Cretaceous  (cf.
Less 2000).

Second phase. Elements of the second phase predominate in

the distribution area of the Lower Triassic formation: NE—SW-
striking synclines and anticlines, young-on-older thrust com-
bined with E—W lateral segments (Jósvafő-Bódvaszilas Zone),
push-up duplexes, E—W dextral lateral zones, NE—SW thrust
faults, and evaporite injections. They are connected in special
combinations  and  they  are  the  most  impressive  map-scale
structures  of  the  area.  Their  formations  suggest  a  NW—SE
shortening and NE—SW elongation (according to recent co-or-

A complex combination of structural elements was observed

in  the  southernmost  Lower  Triassic  structural  segment.  A
map-scale interference structure of two anticlines (one of that
was formed in the first phase and the other refolded it in the
second phase) is interpreted southwest of Szinpetri village, be-
tween  the  Almás-  and  Keskeny-völgy.  The  half-dome  struc-
ture is defined by outcropping Szin Marl and pinched between
E—W strike-slip faults from the north and south and a reverse
fault from the southeast. The axes of the anticlines are more or
less  at  a  120°  angle  to  each  other.  The  first  anticline  with
WNW—ESE-striking  axis  forms  the  continuation  of  the  Jós-
vafő Anticline. This anticline was most probably later folded

Fig.  16.  Closed,  SE-verging  asymmetrical  folds  with  NE—SW  axes
plunging  SW  in  red  sandstones  of  Szin  Marl  unit  D,  along  the  cart
road  in  the  Perkupa  vineyard  (NW—SE  cross-section).  Hammer  for

background image

THE STRUCTURAL SETTING OF LOWER TRIASSIC FORMATIONS                                        297

along  the  NE—SW-trending  axis  indicated  in  the  Keskeny-
völgy (Fig. 15). Thereafter, the northwestern limb of the sec-
ond anticline was overthrust with southeastern vergency onto
its southeastern limb, supposedly parallel to its axial surface.
As a consequence the younger part of the Szin Marl (units D—
F) crops out from beneath the Szinpetri Limestone along the
Keskeny-völgy and dips to the northwest, north and west (Fig.
12: 2—2’). Older Szin Marl units (B—D) are exposed at the sur-

Fig. 17. Groups of structural elements observed in Lower Triassic
formations  (recent  co-ordinates).

face along the southern lateral faults at the head of the Almás-

Another very characteristic map-scale structure of the south-

ern segment is the combination of the Varbóc Syncline and a
major strike-slip fault zone. The E—W fault extends north of
Perkupa and can be traced to the west. This fault-zone has a
right  lateral  offset,  combined  with  north—northwest-directed
thrust.  The  northern  limb  of  the  Varbóc  Syncline  was  thrust
and displaced along this fault (Fig. 12: 3—3’). Most of the later-
al  motion  along  its  western  termination  was  probably  trans-
formed into a NE—SW-striking reverse fault that can be traced
in the Szövetény-völgy. The overthrust process results in sur-
face  outcrops  of  Szin  Marl  units  (upwards  from  unit  D,  and
unit B in a separate block) from beneath the Szinpetri Lime-
stone in the Szövetény-völgy. This pattern of folding, reverse
fault, and lateral strike-slip is very similar to the situation in
the Keskeny-völgy described above.

The outcrop of unit B in the Szövetény-völgy was drilled by

the Tornakápolna-3 well. The drilling penetrates from unit B
of Szin Marl (7.0—51.5 m) through the Bódvaszilas Sandstone
(51.5—131.9 m) down into the evaporites, dolomites, radiolar-
ites and basalt (131.9—600.0 m). This block could be interpret-
ed as the southeastern termination of the hinge region of the
WNW—ESE-trending Jósvafő Anticline, which would explain
the relatively elevated position of the block.

Third phase. Small-scale NNW—SSE striking synclines and

anticlines making up minor elements of the area were suppos-
edly formed in the NE—SW shortening phase (based on recent
co-ordinates).  Furthermore,  smaller-dimension  blocks  of
Gutenstein Formation, Jósvafő Limestone and Szin Marl can
probably  be  explained  as  a  frontal  thrust  at  the  junction  of
strike-slip  faults  at  the  head  of  the  Keskeny-völgy.  These
smaller-dimension  structures  are  considered  to  belong  to  the
third phase.

Fourth  phase.  Strike-slip  duplexes  also  involving  Lower

Triassic  formations  along  the  Darnó  Zone  were  already  de-
scribed in detail above. Structural elements formed in connec-
tion  with  sinistral  lateral  motion  along  the  Darnó  faults  are
part of the fourth phase (N—S shortening and E—W elongation,
according  to  recent  co-ordinates)  (see  details  in  Szentpétery
1997 and Less 2000).

It must be mentioned that Less (1998b, 2000) regards the re-

verse fault in the Szövetény-völgy and the lateral fault extend-
ing from Jósvafő to Perkupa (and one to north, and two other
E—W trending lateral faults to south) to be part of the Darnó

Existence of Jósvafő Anticline

The concepts on the ‘Jósva-völgy’ anticline, formerly pre-

sented by Balogh (1948a,b, 1952, 1953a), Less et al. (1988),
Grill (1989), and Less (1998b, 2000) need to be modified in
the light of new mapping and the above mentioned observa-
tions. A major anticline with E—W axis running all along the
Jósva valley is only an apparent one. The principal evidence is
the dips of the Lower Triassic units (cf. Grill 1989, Fig. 3a).
The  general  NNE—SSW  strike  of  the  Lower  Triassic  units
along the Bódva valley cannot support the existence of an anti-
cline structure in the eastern part of the Jósva valley.

background image

298                                                                                                  HIPS

Other  evidence  is  the  following.  In  the  neighbourhood  of

Jósvafő, NW—SE and E—W trending faults cut and displaced
the northern and southern limbs of an anticline with a WNW—
ESE axis. This anticline was observed west and south of Jós-
vafő by Schréter (1935) and Jaskó (1935) and named the Jós-
vafő  Anticline.  Its  southeastern  continuation  can  be
recognized  in  the  Almás-  and  Keskeny-völgy  interference
half-dome structure. A possible updoming structure outcrop-
ping in Szövetény-völgy is interpreted as its southeastern ter-
mination. However, there is no evidence for a direct continua-
tion  of  any  anticline  of  E—W  axis  from  Szinpetri  to  the  east
along the Jósva-völgy. The measured fold axes are E—W east
of Jósvafő and NE—SW south of Jósvafő. Furthermore, along
the  Jósva  valley,  several  folds  and  local  anticline—syncline
structures  of  NE—SW  axes  are  present,  e.g.  in  the  Keskeny-
völgy, in the surroundings of Szin, and north and west of Perku-
pa. Additionally some of them are combined with overthrusts
or strike-slip faults. Thus, the major-scale anticline with E—W
axis is only apparent. The structural situation instead indicates
three independent folding phases interfering with each other.


The mapped area in the Hungarian part of the Silica Nappe

is located to the south of the Jósvafő—Bódvaszilas reverse fault
zone and divided into two parts by the NE—SW sinistral strike-
slip faults of the Darnó Zone. The Upper Permian—Lower Tri-
assic  sequence  can  be  subdivided  into  four  lithostratigraphic
units: the Perkupa Evaporite, the Bódvaszilas Sandstone, the
Szin  Marl,  and  the  Szinpetri  Limestone  Formations.  Several
subunits were recognized (Hips 1996), successfully separated
and mapped. Formation boundaries, characteristic members of
the  Szin  Marl,  especially  red  sandstones—shales  and  oolite
limestones, and biostratigraphic results from the Bódvaszilas
Sandstone, help delineate tectonic structures of the investigat-
ed area.

The Jósvafő—Bódvaszilas tectonic zone was probably active

in sections and/or in several phases. The younger formations
were displaced along dextral strike-slip faults and were over-
thrust to the southeast over the older formations after a folding
phase.  This  is  a  type  of  young-on-older  thrust.  Small  blocks
were pushed up along the E—W lateral segments, which are ac-
commodated along the front of the fault zone. Along the main
faults of the Darnó Zone, small blocks of mismatching rocks
involving Lower Triassic formations are interpreted as strike-
slip duplexes.

Folds are characteristic structural elements in the Lower Tri-

assic  formations.  Three  groups  were  identified.  One  set  of
folds with NE—SW axes is predominant and widely distributed
in the entire mapped area. Map-scale anticlines and synclines
were also formed in this system (e.g. the Varbóc Syncline, the
assumed Keskeny-völgy anticlines, and an anticline and syn-
cline near Dobódél). Other sets of folds with E—W and NW—
SE  axes  appear  only  locally  but  several  anticlines  and  syn-
clines  are  also  recognized.  The  map-scale  structures  reveal
that the formerly proposed anticline with E—W axis running all
along the Jósva-völgy does not exist. The E—W Jósvafő Anti-

cline  is  proved  near  Jósvafő  but  there  is  no  evidence  for  its
continuation eastward of Szinpetri.

Evidence  for  evaporite  tectonics  is  sporadic  in  the  surface

outcrops. Fault-related mismatching rocks are observed in the
neighbourhood  of  Jósvafő.  Older  rocks  were  supposedly
pushed up by upward-moving, underlying gypsum—anhydrite
series along opening segments of lateral faults.

On the basis of the deformation style in the Lower Triassic

formations three E—W trending segments can be distinguished
in  the  Aggtelek  Mountains.  Characteristic  elements  of  four
structural phases were recognized; however, their timing is un-
certain.  The  first  phase  consists  of  folds  and  anticlines—syn-
clines with E—W axes observed mainly in the neighbourhood
of Jósvafő. Elements of the second phase predominate in the
distribution  area  of  the  Lower  Triassic  formation:  NE—SW
striking synclines and anticlines, young-on-older thrust com-
bined with E—W lateral segments (Jósvafő-Bódvaszilas Zone),
push-up  duplexes,  E—W  dextral  lateral  zones,  and  NE—SW
thrust faults. They form special combinations and are the most
impressive  map-scale  structures  of  the  area.  Elements  of  the
third  phase,  which  are  the  small-scale  NNW—SSE-striking
synclines  and  anticlines  and  frontal  thrusts  at  junctions  of
strike-slip faults, are in a minority. Strike-slip duplexes involv-
ing Lower Triassic formations were recognized as parts of the
Darnó Zone-related structures (fourth phase).

Acknowledgments: The map presented in this paper is a re-
sult of my PhD research. The inspiration, help and support of
my supervisor, Sándor Kovács, is gratefully acknowledged. I
am very grateful to László Csontos, László Fodor, and Balázs
Koroknai,  for  discussions  on  the  structural  observations  and
their contributions to the interpretation. Their constructive re-
views  of  the  manuscript  are  highly  appreciated.  The  paper
benefited from critical comments of the GC reviewers, György
Less  and  Jozef  Michalík.  I  thank  Csaba  Péró  for  processing
the photos. The fieldwork was partly sponsored by the Hun-
garian  Scientific  Research  Fund  (OTKA)  No.  F029790  and
T019431, and publication was supported by No. P33540.

Dictionary of Hungarian words used on the map

hegy – hill; kút – spring; patak – creek; völgy – valley.


Balogh  K.  1948a:  Beiträge  zur  Geologie  des  Südwestlichen  Teiles

des  im  weiteren  Sinne  genommenen  Sziliceer  Plateaus.  A.  R.
Hung. Geol. Inst. Notitia actorum, 1939—40,
 2, 927—938.

Balogh  K.  1948b:  Beiträge  zur  Geologie  des  Gömör—Tornaer

Karstes. A. R. Hung. Geol. Inst. B/Disputationes, 107—129.

Balogh  K.  1950:  Stratigraphy  of  Triassic  of  Northern  Hungary.

Földt. Közl. 80/7—9, 231—237 (in Hungarian).

Balogh  K.  1952:  Structural  setting  of  Rudabánya  iron  ore  range.

Magy. Tud. Akad. Mű sz. Tud. Oszt. Közl. 5, 3, 3—9 (in Hungar-

Balogh  K.  1953a:  Geologische  Studien  in  der  Umgebung  von  Ple-

šivec  (Pelsőc  1942),  ferner  zwischen  Bódvaszilas  und  Jósvafő

background image
background image

THE STRUCTURAL SETTING OF LOWER TRIASSIC FORMATIONS                                        299

(1943).  A.  R.  Hung.  Geol.  Inst.  1943,  61—67  (in  Hungarian,
German and Russian summary).

Balogh K. 1953b: Southern margin of the Gemer-Torna Karst. A. R.

Hung. Geol. Inst. 1944, 51—53 (in Hungarian, French and Rus-
sian summary).

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

nya.  A.  R.  Hung.  Geol.  Inst.  1949,  135—154  (in  Hungarian,
French and Russian summary).

Grill  J.  1989:  Structural  evolution  of  the  Aggtelek—Rudabánya

Mountains,  NE  Hungary.  A.  R.  Hung.  Geol.  Inst.  1987,  411—
432 (in Hungarian, English summary).

Grill  J.  &  Szentpétery  I.  1988:  Prospecting  for  gypsum—anhydrite

deposits  in  the  Aggtelek  karst  and  the  Rudabánya  Mountains,
N Hungary. A. R. Hung. Geol. Inst. 1986, 441—450 (in Hungari-
an, English summary).

Hips  K.  1995:  Stratigraphy  and  sedimentology  of  Lower  Triassic

formations  in  Aggtelek—Rudabánya  Mountains.  PhD  Disserta-
tion,  Eötvös  L.  University  of  Sciences,  
Budapest,  manuscript,
189 (in Hungarian, English summary).

Hips K. 1996: Stratigraphic and facies evaluation of the Lower Tri-

assic  formations  in  the  Aggtelek—Rudabánya  Mountains,  NE
Hungary. Acta Geol. Hung. 39/4, 369—411.

Hips  K.  1998:  Lower  Triassic  storm-dominated  ramp  sequence  in

northern  Hungary:  an  example  of  evolution  from  homoclinal
through distally steepened ramp to Middle Triassic flat-topped
platform.  In:  Wright  V.P.  &  Burchette  T.P.  (Eds.):  Carbonate
Ramps. Geol. Soc., London, Spec. Publ. 149, 315—338.

Jaskó S. 1935: Die geologischen Verhältnisse des oberen Jósva-Tales.

Földt. Közl. 65, 291—300 (in Hungarian, German summary).

Kovács  S.  1984:  North  Hungarian  Triassic  facies  types:  a  review.

Acta Geol. Hung. 27/3—4, 251—264.

Kovács S. 1997: Middle Triassic Rifting and Facies Differentiation

in  Northeast  Hungary.  In:  Sinha  A.K.,  Sassi  F.P.  &  Papani-
kolaou  D.  (Eds.):  Geodynamic  Domains  in  Alpine  Himalayan
Tethys. IGCP Project 276Oxford & IBH Publishing CO. PVT.
, New Delhi, India, 375—397.

Kovács S. & Hips K. 1998: Triassic evolution of a Neotethyan con-

tinental  margin  segment,  the  Aggtelek—Rudabánya  Mts,  NE
Hungary. CBGA XVI Congress, Wien, Austria, Abstr. Vol. 297.

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

mations  of  the  Aggtelek—Rudabánya  Mountains  (Northeastern
Hungary). Acta Geol. Hung. 32/1—2, 31—63.

Kovács S., Szederkényi T., Árkai P., Buda Gy., Lelkes-Felvári Gy. &

Nagymarosy  A.  1996—97:  Explanation  to  the  terrane  map  of
Hungary.  A  Publication  of  IGCP  Project  N


  276.  Ann.  Géol.

Pays Hellén. 37, 271—330.

Less  Gy.  1998a:  Geological  map  of  the  Aggtelek—Rudabánya

Mountains 1:100,000. In: Baross G. (Ed.): Az Aggteleki Nem-
zeti  Park.  Mezőgazda.    Publ.  Geol.  Inst.  Hung.,  Budapest  (in

Less  Gy.  1998b:  Tectonic  map  of  the  Aggtelek—Rudabánya  Moun-

tains  1:100,000.  In:  Baross  G.  (Ed.):  Az  Aggteleki  Nemzeti
Park. Mezőgazda. Publ. Geol. Inst. Hung.,  Budapest (in Hun-

Less Gy. 2000: Polyphase evolution of the structure of the Aggtelek—

Rudabánya  Mountains  (NE  Hungary),  the  southernmost  ele-
ment  of  the  Inner  Western  Carpathians  –  a  review.  Slovak
Geol. Mag
. 6, 260—268.

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

Geological  map  of  the  Aggtelek—Rudabánya  Mountains  with-
out  Quaternary  cover  1:25,000.  Publ.  Geol.  Inst.  Hung.,
Budapest (in Hungarian).