GEOLOGICA CARPATHICA, 53, 6, BRATISLAVA, DECEMBER  2002

351 — 367

LOWER TRIASSIC SHALLOW MARINE SUCCESSION

IN THE BÜKK MOUNTAINS, NE HUNGARY

KINGA HIPS

1

 and PÁL PELIKÁN

2

1

Geological Research Group of the Hungarian Academy of Sciences, Pf. 120, 1518 Budapest, Hungary;  hips@ludens.elte.hu

2

Hungarian Geological Institute, Stefánia út 14, 1443 Budapest, Hungary;  pelikan@mafi.hu

(Manuscript received December 7, 2001; accepted in revised form June 18, 2002)

Abstract: This paper presents the Lower Triassic sequence in the Bükk Mountains (NE Hungary). On the basis of the
revised macrofossil-collections and previous conodont studies, a biostratigraphic correlation and a chronostratigraphic
subdivision  of  the  formations  and  members  is  given.  Hindeodus  parvus  (Kozur  et  Pjatakova),  Isarcicella  isarcica
(Hukriede), Claraia aurita (Hauer), Eumorphotis gr. multiformis (Bittner), Eumorphotis cf. hinnitidea (Bittner), Costatoria
subrotunda  (Bittner),  Eumorphotis  kittli  (Bittner),  Tirolites  illyricus  Mojsisovics,  Tirolites  seminudus  Mojsisovics,
Costatoria  costata  (Zenker),  Rectocornuspira  kalhori  Brönnimann,  Zaninetti  et  Bozorgnia,  Cyclogyra?  mahajeri
Brönnimann, Zaninetti et Bozorgnia, and  Meandrospira  pusilla  (Ho)  are  the  main  index  fossils.  Two  sections,  which
represent  the  entire  Lower  Triassic  succession,  were  studied  from  a  sedimentological  point  of  view.  These  are  the
Gerennavár section for the Gerennavár Limestone Formation, and the Lillafüred section for the Ablakoskővölgy Forma-
tion, respectively. The sedimentological data and facies interpretations are summarized in facies models. During Early
Triassic time the depositional area of the Bükk Mountains were situated in the epeiric shelf of the Western Tethys. The
model of the Gerennavár Limestone Formation reflects the high-energy, tide- and wave-dominated shallow shelf, char-
acterized by a protected—stabilized muddy sand flat and a high-energy sand belt. The model of the siliciclastic, lower part
of the Ablakoskővölgy Formation indicates a mixed, dominantly siliciclastic shallow shelf with deposition in the coastal,
shoreface  and  transitional  zones.  The  model  of  the  carbonate,  upper  part  of  the  Ablakoskővölgy  Formation  refers  a
storm-controlled shelf with facies representing the whole spectrum from the peritidal—shallow shoals to the low-energy
deeper subtidal zone below the storm wave-base. Lithologic and facies comparison of the Lower Triassic succession of
the Bükk Mountains to other sequences of the Western Tethyan depositional area reveals many differences, and fewer
similarities, which suggests local controls on depositions, that is locally different terrigenous siliciclastic input, different
subsidence rate, antecedent topography, and dominance of the local physical regime.

Key words: Lower Triassic, NE Hungary, Bükk Mountains, stratigraphy, facies interpretation, facies model, fossils.

Introduction

Reinvestigations  of  the  Mesozoic  succession  in  the  Bükk
Mountains  have  given  rise  to  much  controversy  for  the  last
two  decades.  It  seems  that  the  only  exception  is  the  Lower
Triassic  part  since  the  basic  stratigraphic  subdivision  by
Schréter (1935, 1953, 1954) and Balogh (1964) is commonly
accepted. The lithostratigraphic subdivision of Lower Triassic
deposits was established by Balogh (1980) and was refined by
Pelikán (1985a, 1995) as a result of a mapping program of the
Hungarian Geological Institute starting in 1979.

The  aim  of  this  paper  is  to  summarize  the  present-day

knowledge  of  the  Lower  Triassic  sequence  in  the  Bükk
Mountains and to present a general outline of its stratigraphy
and  sedimentology.  A  review  of  the  fossil  collections  of  the
Hungarian Geological Institute provides a possibility for com-
parison of the succession to the Western Tethyan biozonation,
and for the chronostratigraphic subdivision. Sedimentological
studies of the Gerennavár and Lillafüred section have resulted
in more detailed facies interpretations and a better understand-
ing of the facies successions of the Lower Triassic formations
in the Bükk Mountains.

Geological setting

The  Bükk  Mountains  are  situated  in  Northern  Hungary,

south  of  the  Inner  Western  Carpathians.  It  is  a  part  of  the
Bükk Composite Unit (Bükkia Composite Terrane) which be-
longs  to  the  Pelso  Megaunit  (Pelsonia  Composite  Terrane)
(Kovács et al. 2000) (Fig. 1). However, Paleozoic—Mesozoic
sequences were deposited in the northwestern neighbourhood
of the Inner Dinarides according to the paleogeographical re-
construction  by  Protić  et  al.  (2000),  and  Filipović  et  al.  (in
press).  The  block  of  Paleozoic—Mesozoic  sequences  of  the
Bükk Mountains was displaced northeastward to its recent posi-
tion  along  a  large-scale,  regional  dextral  lateral  fault-zone
(Mid-Hungarian  Lineament)  during  the  Tertiary  (summary  in
Fodor & Csontos 1998).

The  succession  of  the  region  comprising  the  Bükk  Moun-

tains  is  composed  of  intensely  deformed,  anchimetamorphic
Mesozoic  rocks,  surrounded  by  a  non-metamorphic  Paleo-
gene-Neogene cover (Árkai 1973, 1983; Csontos 1999). The
Lower  Triassic  formations  are  exposed  only  in  the  Northern
anticline (details in Less et al. in press). Because of low-grade
metamorphism  and  strong  ductile  deformation  of  the  sedi-

352                                                                                        HIPS  and  PELIKÁN

mentary  rocks,  the  original  macroscopic  depositional  struc-
tures are only scarcely visible, which makes facies interpreta-
tions more difficult.

The  Lower  Triassic  sequence  (Fig.  2)  is  more  completely

represented by the Bálvány section (lower part of the Geren-
navár Limestone), the Gerennavár section (Gerennavár Lime-
stone  Formation,  Fig.  3),  and  an  overturned  but  continuous
section at Lillafüred (Ablakoskővölgy Formation, Fig. 4). The
two latter sections were studied in detail from a sedimentolog-
ical  point  of  view  and  were  amplified  by  observations  from
other outcrops.

Fossil assemblages and stratigraphy

A  review  of  the  available  fossils  in  the  collection  of  the

Hungarian Geological Institute is presented here. Most of the
macrofossils  were  collected  by  Legányi  and  Schréter
(Schréter  1935,  1953,  1954)  and  Balogh  (1964).  They  have
collected  and  described  relatively  rich  faunal  assemblages
from  a  few  locations.  Especially,  the  surroundings  of
Bogdány-tető (at the non-metamorphosed northern limb of the
Northern  anticline)  yielded  ‘numerous’  fossils.  According  to
Less et al. (in press), the Ablakoskővölgy Formation crops out
there, however, the original stratigraphic position of the mem-

bers  was  disturbed  by  complicated  tectonic  displacements.
Otherwise, there are only scanty data on the occurrence of the
marker species. Based on the descriptions of Schréter (1935,
1953,  1954)  and  Balogh  (1964),  and  the  results  of  mapping
(Less et al. in press), the major part of the index fossils could
be assigned to lithostratigraphic units, established by Balogh
(1980) and Pelikán (1985a, 1995). However, precise positions
of the markers within the formations or members could not al-
ways be reconstructed. Systematic collection of macrofossils
from  the  Scythian  part  has  not  been  carried  out  since
Schréter’s  and  Balogh’s  collections.  The  preservation  of  the
fossils is generally not good.

Foraminifers  were  determined  by  Bérczi-Makk  (Bérczi-

Makk  1986,  1987;  Bérczi-Makk  et  al.  1995;  Pelikán  1995)
and  Oravecz-Scheffer  (Pelikán  1985a).  Kozur  (1985,  1988)
studied the conodont and ostracod assemblages near the Per-
mian/Triassic boundary.

Biostratigraphic  zonation  of  the  Western  Tethyan  sections

is mostly based on molluscs (Krystyn 1974; Broglio Loriga et
al. 1983; Neri & Posenato 1985; Broglio Loriga & Mirabella
1986; Broglio Loriga & Posenato 1986; Broglio Loriga et al.
1990; Posenato 1992) and conodonts (Perri 1991; Yin 1993;
Yin et al. 1996; Zhang et al. 1996; Orchard 2001), and partly
foraminifers (Salaj et al. 1983; Broglio Loriga et al. 1990), but
it seems that some taxa of the foraminifers are only facies-in-
dicators  (see  Hips  1996).  However,  as  in  many  parts  of  the
Western  Tethyan  domain,  within  the  Lower  Triassic  the
boundary between the Induan and Olenekian stages cannot be
determined due to the simple, low-diversity fauna. A more de-
tailed  chronostratigraphic  subdivision  of  the  formations  and
their  members  in  the  Bükk  Mountains  can  be  made  only  on
the basis of the three-fold subdivision (Griesbachian, Namma-
lian,  Spathian),  as  in  other  Western  Tethyan  sequences.  The
paper does not deal with the problem of the Permian/Triassic
boundary.

Gerennavár Limestone Formation

The  underlying  ‘Leptodus  member’  of  the  Upper  Permian

Nagyvisnyó Limestone Formation is composed of black, thin-
bedded  limestones  rich  in  micro-  and  macrofossils  (Fülöp
1994). The lowermost beds of the Gerennavár Limestone For-
mation indicate a sharp lithological change.

Lithostratigraphic  definition.  The  Gerennavár  Limestone

Formation consists of predominantly grey, thick-bedded oo-
lites, and subordinately of thin-bedded mudstones. The low-
er part of the formation is subdivided into two characteristic
horizons.  The  ‘basal  bedset’  of  the  Gerennavár  Limestone
Formation  (Figs.  2—3)  is  approximately  1  m  in  thickness,
and  consists  of  dark  grey  clayey  marls,  followed  by  sand-
stones, calcareous sandstones, sandy clayey marls, and in a
few  sections  sandy  dolomites.  It  is  overlain  by  the  ‘transi-
tional  bedset’  ca.  6—7  m  in  thickness,  which  is  made  up  of
thin- to thick-bedded, dark grey, fine laminated limestones.
Above  them  thin-  to  thick-bedded  mudstones  are  recorded,
and upwards thick-bedded oolite limestones form the bulk of
the formation ca. 100—130 m in thickness (Figs. 2—3). Local-
ly coarse crystalline, late diagenetic dolomite lenses occur.

Fossils. From the ‘basal bedset’, Csontos-Kis (in Pelikán &

Csontos-Kis  1990)  reported  the  occurrence  of  bivalves  and

Fig. 1. A – Schematic terrane map of the Circum Pannonian Region
(Kovács et al. 2000); 1 – Flysch Belt, 2 – Klippen Belt, 3 – North-
ern Calcareous Alps, 4 – Early Alpine unit related to European con-
tinental  margin,  5  –  Early  Alpine  shelf  sequences  related  to  the
Apulian  (Southern  Alps  and  Outer  Dinarides)  continental  margin,
6 – Ophiolites of the Penninic Ocean, 7 – Ophiolites of the Vardar
Ocean, 8 – Major strike-slip zones; B – Position of the Northern an-
ticline in the structure of the Bükk Mountains (after Csontos 2000).

LOWER  TRIASSIC  SHALLOW  MARINE  SUCCESSION                                                     353

brachiopods,  but  some  of  the  species  are  not  valid,  because
the species proposed by Schréter have never been published.
This rich Upper Permian (Changhsingian) macrofauna is char-
acterized by the abundance of Pectinoid bivalves, while bra-
chiopods and gastropods are rarer.

From  the  ‘transitional  bedset’  only  microfossils  of  Chan-

ghsingian  age  were  found,  that  is  foraminifers:  Earlandia
dunningtoni  (Elliott),  E.  tintinniformis  (Mišik),  E.  deformis
Bérczi-Makk,  Neotuberitina  reitlingerae  (Mikl.  Maklay),
Globivalvulina  graeca  Reichel,  Geinitzia  sp.,  Ammodiscus
sp., Pachyphloia sp. (Bérczi-Makk 1986, 1987; Bérczi-Makk
et  al.  1995),  Agathammina  pusilla  (Geinitz),  Paraglobival-
vulina  mira  Reitlinger  (Kozur  1988),  ostracods:  Indivisia
buekkensis  Kozur,  Goranella  sp.,  Judahella  bogschi  Kozur;
holothuridea:  Theelia  dzulfaensis  Mostler  et  Rahimi-Yazd;
and  conodont:  Ellisonia  transita  Kozur  et  Mostler  (Pelikán
1985b; Kozur 1985, 1988; pers. commun. in Fülöp 1994).

Kozur  (1988)  reported  the  occurrence  of  the  conodont

Hindeodus  latidentatus  (Kozur;  Mostler  et  Rahimi-Yazd),
which  is  identical  with  H.  praeparvus  Kozur  (Kozur  1996),
from  the  ‘transitional  bedset’.  Hindeodus  parvus  (Kozur  et
Pjatakova), which is regarded as the index fossil of the basal
Triassic (Orchard 2001), is not reported near the lower bound-

ary of the Gerennavár Limestone Formation. The ‘basal’ and
the ‘transitional bedsets’ contain Permian and longer-life fau-
nal elements.

Above  a  conodont-free  interval  the  first  appearance  of  the

conodont Hindeodus parvus (Kozur et Pjatakova) with an ad-
vanced form was recorded from ca. 15 m (in the core drilling
Mályinka-8,  Pelikán  1985b),  and  20  m  (Kozur  1988)  above
the  lower  boundary  of  the  formation.  Still  higher,  approxi-
mately from the middle part of the formation, the conodonts
Isarcicella isarcica (Huckriede), Hindeodus parvus (Kozur et
Pjatakova), and  Ellisonia aequabilis Staesche, and the ostra-
cod  Hollinella  tingi  (Patte)  were  encountered  (Kozur  in  Pe-
likán  1985a;  Kozur  1985,  1988).  Kozur  determined  Calli-
cythere  postiangulata  Wei,  Liuzhinia  parva  Wei,  Liuzhinia
sp., Bairdia sp., Polycope sp. from the lower half of the for-
mation (in Pelikán 1985b). From the upper half of the forma-
tion,  Cyclogyra?  mahajeri  Brönnimann,  Zaninetti  et  Bozo-
rgnia,  Spirorbis  phlyctaena  Brönnimann  et  Zaninetti  were
also  reported  (Oravecz-Scheffer  in  Pelikán  1985a).  The  bi-
valve  Claraia  clarai  (Emmrich)  was  mentioned  by  Schréter
(1953) from the Bálvány section, but only one dubious speci-
men is present in the collection of the Hungarian Geological
Institute.  Moreover  Claraia  aurita  (Hauer)  and  C.  gr.  aurita

Fig.  2.  Stratigraphic  subdivision,  and  biostratigraphic  markers  of  the  Lower  Triassic  sequence  in  the  Bükk  Mountains.  For  comparison
conodont biostratigraphy (only in the upper Changhsingian and Griesbachian) and mollusc biozonation in the Western Tethys are also in-
dicated. Vertical subdivision is time proportional (radiometric data of the Permian/Triassic boundary is the proposal of the Permian/Tri-
assic Boundary Working Group 1999, based on Zhang et al. 1992; Claoué-Long et al. 1991; Renne et al. 1995; Bowring et al. 1998; Met-
calfe et al. 1999, two other data are compiled by Gradstein et al. 1994).

354                                                                                        HIPS  and  PELIKÁN

(Fig.  5)  occur  in  the  upper  part  of  the  formation  and  in  the
transitional  beds  towards  the  overlying  unit  (Schréter  1935,
1953, 1954).

Biostratigraphic correlation and chronostratigraphy. Cono-

donts  from  the  ‘transitional  bedset’  refer  to  the  H.  latidenta-
tus—C.  meishanensis  Zone  (see  Zhang  et  al.  1996).  Between
the  ‘transitional  bedset’  and  the  first  occurrence  of  the  ad-
vanced form of Hindeodus parvus, which does not occur be-
fore  the  Isarcica  Zone  (Kozur  pers.  commun.),  there  is  no
marker in the Bükk Mountains. On the basis of the conodont
data, at least a ca. 55—60 m thick mudstone—oolite succession
within the lower half of the formation, upwards from the ap-

Fig.  4.  Generalized  log  of  the  Ablakoskővölgy  Formation  in  the
Lillafüred  section.  Legend  on  Fig.  3.  SB:  a  supposed  sequence
boundary.

Fig.  3.  Generalized  log  of  the  Gerennavár  Limestone  Formation  in
the Gerennavár section (after Péró 1983). 1 – ‘Basal bedset’; 2 –
‘Transitional  bedset’.

pearance of Hindeodus parvus could be correlated to the Isar-
cica  Zone.  The  lower  boundary  of  the  C.  wangi-griesbachi
Subzone,  which  is  a  part  of  the  Claraia  Zone  and  defined  in
the Dolomites (Broglio Loriga et al. 1983), coincides roughly
with the appearance of the Isarcicella isarcica (Kozur 1985;
Broglio Loriga et al. 1990). The uppermost part of the forma-
tion yields abundant Claraia gr. aurita allowing us to corre-
late these beds with the lower part of the C. aurita Subzone.

On  the  basis  of  the  biostratigraphic  results,  the  lowermost

part (‘basal’ and ‘transitional bedsets’) of the formation repre-
sents the uppermost Permian (Changhsingian). The Permian/
Triassic boundary could not be marked at present, further de-
tailed  studies  are  necessary  for  delineation  of  the  boundary.
The  appearance  of  the  advanced  form  of  Hindeodus  parvus
and  Isarcicella  isarcica  marks  the  beginning  of  the  Upper
Griesbachian, and that of the Claraia aurita assigns the begin-
ning of the Dienerian (Nakazawa 1977; Broglio Loriga et al.
1990). There are several hints, which suggest that the forma-
tion comprises the entire Griesbachian and reaches up to the
lower part of Dienerian (lower part of the Nammalian). These
indirect  pieces  of  evidence  are  1)  the  sedimentology,  that  is
continuous  transitions  are  recorded  between  the  different
lithologies  and  facies,  2)  the  biostratigraphy,  that  is  the  am-
biguous specimen of ?Claraia clarai (Emmrich) might record
the C. clarai Subzone. Moreover, the Griesbachian/Nammali-
an boundary is detectable in the uppermost part of the forma-
tion, with the appearance of Claraia aurita.

LOWER  TRIASSIC  SHALLOW  MARINE  SUCCESSION                                                     355

Ablakoskővölgy Formation

This formation is ca. 300 m thick, and composed by alterna-

tion of limestones, dolomites, and sandstones—shales. It can be
divided  into  four  members  (Figs.  2  and  4),  each  displaying  a
typical lithological and facies development.

The Ablakoskővölgy Sandstone Member is defined by alter-

nation of red and green sandstones, siltstones, and shales 40—
100  m  in  thickness,  but  thin  or  thick  intercalated  limestone
beds  generally  occur.  There  are  gradual  lithological  changes
both from the underlying formation, and towards the overly-
ing  member.  The  lowermost  part  of  the  member  yields  rich
Claraia gr. aurita (Hauer) assemblages. Eumorphotis gr. mul-
tiformis  (Bittner),  which  is  incorporated  within  marly  fine-
crystalline  limestones,  and  Costatoria  subrotunda  (Bittner)
(Fig. 6), 

Eumorphotis 

cf. 

hinnitidea 

(Bittner), 

and

‘Pseudomonotis’  lóczyi  Bittner  (Fig.  7),  which  is  preserved
within brownish sandstones—siltstones, are reviewed from the
collections of Schréter (1935) and Balogh (1964). The lower
part  of  this  member  corresponds  to  the  uppermost  Claraia
Zone, that is the upper C. aurita Subzone on the basis of oc-
currence of the index fossil. Otherwise, this member contains
index fossils of the lower part of the Eumorphotis Zone, that
is the E. multiformis and E. hinnitidea Subzones (see Broglio
Loriga & Posenato 1986; Broglio Loriga et al. 1990). Accord-
ing to the biostratigraphic data this member is Nammalian in
age ranging from the lower Dienerian to the top of the Smith-
ian (see Broglio Loriga et al. 1990). The C. aurita Subzone is
attributed to the Dienerian, and the E. multiformis—E. hinniti-
dea  Subzones  together  have  been  indirectly  referred  to  the
Nammalian, because they are located below the Tirolites cas-
sianus Beds (Broglio Loriga et al. 1990).

The Lillafüred Limestone Member is up to 150 m in thick-

ness and composed of grey limestones dissected by greenish,
yellowish grey marl intercalations. Schréter (1935, 1954) and
Balogh (1964) mentioned Natiria costata (Münster) (Fig. 8A)
from many outcrops from the area of the Northern anticline.
According to the revision of the fauna, the occurrence of Eu-
morphotis kittli (Bittner) shows that (at least the lower part of)
the  member  belongs  to  the  E.  kittli  Subzone  (see  Broglio
Loriga  et  al.  1990),  which  suggests  Spathian  age  for  this
member.  Schréter  (1935)  collected  Tirolites  specimens  from
the Bogdány-tető location. He described the fossil assemblag-

Fig.  5.  Specimens  of  Claraia  gr.  aurita  from  the  upper  part  of  the  Gerennavár  Limestone  Formation;  left  valves,  A)  and  B)  from
Nekézseny,  Bikkfolyás  Valley  (51  and  45  in  the  collection  of  the  Hungarian  Geological  Institute  (cHGI  further  on)),  C)  near  Bánkút
(cHGI 204). Scale bars have mm subdivision.

Fig. 6. Costatoria subrotunda (Bittner) from Ablakoskővölgy Sand-
stone Member. A – right valve, Mályinka, southwest of Bogdány-
tető 424  (cHGI  74);  B  –  left  valve,  Mályinka,  from  the  topmost
bed  south  of  Bogdány-tető  424  (cHGI  75).  Scale  bars  have  mm
subdivision.

Fig.  7.  ‘Pseudomonotis’  lóczyi  Bittner,  left  valve,  from  Ablakos-
kővölgy  Sandstone  Member,  Mályinka,  east  of  Bogdány-tető
(cHGI 68). M: 1.5

×

.

es  partly  from  brownish  limestones  (identified  as  Lillafüred
Limestone)  and  partly  from  marls  with  thin  limestone  beds
(identified as Savósvölgy Marl), both with ‘Tirolites cassian-
us (Quenstedt)’. But specimens in the collection are not differ-
entiated according to two lithologies (to two lithostratigraphic
units),  since  he  recognized  and  mapped  only  one  ‘Campil’
Member.  Thus,  after  many  years  these  two  Tirolites  groups
could not be separated. It is supposed that a pile of fragments,
and a couple of whole specimens, Tirolites illyricus Mojsiso-
vics (Fig. 9A) were collected  from the Lillafüred Limestone
Member.  None  of  them  could  be  identified  as  Tirolites  cas-

356                                                                                        HIPS  and  PELIKÁN

sianus (Quenstedt) in accordance with the taxonomical study
by Posenato (1992).

The  Savósvölgy  Marl  Member  consists  predominantly  of

grey, greenish grey shales, clayey marls, and marls, 40—150 m
in  thickness.  Thin  micritic  limestone  intercalations  are  very
characteristic for the entire member. Sand-rich deposits are re-
corded from the western part of the Northern anticline. A rela-
tively rich gastropod fauna is reported by Schréter (1935) and
Balogh (1964) including Natiria costata (Münster), Naticella

Fig.  9.  Tirolites  from  the  Lillafüred  Limestone  and/or  Savósvölgy
Marl Members; A – Tirolites illyricus Mojsisovics, Mályinka, east
of Bogdány-tető 424 (cHGI 93); B – Tirolites seminudus Mojsiso-
vics,  Mályinka,  west  of  Bogdány-tető  424  (cHGI  82).  Scale  bars
have mm subdivision.

Fig.  10.  Microfacies  of  crinoidal  tempestite  layer  in  the  Újmassa
Limestone  Member,  Lillafüred  section –  packstones  with  crinoids
(C),  and  co-occurrence  of  Meandrospira  pusilla  (Ho)  (white  ar-
rows)  and  Cyclogyra?  mahajeri  Brönnimann,  Zaninetti  et  Bo-
zorgnia (black arrows). Sample: 84.

subtilistriata  (Frech),  and  ‘Turbo’  rectecostatus  Hauer.  Cos-
tatoria  costata  (Zenker)  was  found  from  the  thin-bedded
limestones—marls (Schréter 1935; Balogh 1964). In the collec-
tion  of  the  Hungarian  Geological  Institute,  Tirolites  seminu-
dus Mojsisovics (Fig. 9B), and Dinarites sp.? are supposed to
have been collected from this member from the Bogdány-tető
location  (see  Schréter  1935).  According  to  the  study  by
Posenato (1992) these above-mentioned species represent the
early and middle stages of the tirolitids phylogenetic trend be-
longing to the T. cassianus Zone proposed by Krystyn (1974).
On the basis of the occurrence of Tirolites and Costatoria cos-
tata,  this  member  also  belongs  to  the  middle  part  of  the
Spathian.

The Újmassa Limestone Member is composed of dark grey

platy and nodular, strongly bioturbated limestones with marl
and  shale  intercalations  or  flasers.  In  its  upper  half,  the  bio-
clastic  limestones  often  alternate  with  laminated  mudstones.
Dolomite lenses, or layers also occur. Its maximum thickness
is ca. 60 m. Rectocornuspira kalhori Brönnimann, Zaninetti et
Bozorgnia  and  Cyclogyra?  mahajeri  Brönnimann,  Zaninetti
et Bozorgnia were recently recognized in the Bükk Mountains
(Fig. 10). On the basis of the occurrence of Costatoria costata
(Zenker),  Meandrospira  pusilla  (Ho),  this  member  corre-
sponds  to  the  upper  part  of  the  C.  costata  Zone  (Broglio
Loriga et al. 1990), and its age is upper Spathian (uppermost
Olenekian).  There  is  a  gradual  lithological  and  facies  transi-
tion towards the overlying Hámor Dolomite Formation, which
is regarded to be Anisian in age. However, similarly to many
other Western Tethyan sections, there is no evidence for the
Scythian/Anisian boundary in the Bükk Mountains.

Glomospira  sinensis  Ho,  Glomospirella  shengi  Ho,  and

Meandrospira pusilla (Ho) are the most frequent foraminifers
in  the  carbonate  part  of  the  Ablakoskővölgy  Formation  (Pe-
likán 1995). They refer to Spathian age. Schréter (1935, 1954)
and  Balogh  (1964)  collected  many  Alpine  faunal  elements
from  outcrops  hardly  identifiable  at  present.  Most  of  them
have no chronostratigraphic value within the Lower Triassic,
like  Unionites  canalensis  (Catullo)  (Fig.  8B),  U.  fassaensis
(Wissmann), Bakevellia sp., ‘Pecten’ sp., Neoschizodus laevi-
gatus (Ziethen).

Fig. 8. A – Natiria costata (Münster) from the Lillafüred section
(cHGI 152); B – Unionites canalensis (Cat.) left valve, from the
Lillafüred section (cHGI 160). Scale bars have mm subdivision.

LOWER  TRIASSIC  SHALLOW  MARINE  SUCCESSION                                                     357

Sedimentology

Gerennavár Limestone Formation

The lowermost part of the formation (ca. 7—8 m) is different

from the bulk of the formation, especially the lowermost 1 m
(Fig. 3). Clayey marls with fine siliciclastic limestone layers
and  sandstones  of  the  ‘basal  bedset’  were  deposited  with  a
sharp lithological change from the underlying carbonate suc-
cession. The ‘transitional bedset’ is composed of thin-bedded
dark grey limestones (ca. 6—7 m) characterized by alternations
of  microbial  lamination  and  fine  even  lamination,  with  silt
and sand-sized biodetritus sometimes normally graded (Figs.
11 and 12).

The predominant part of the formation consists of two types

of limestone: 1) thin- to thick-bedded, dark grey laminated or
massive finely crystalline limestones (mudstones, occasional-
ly wackestones); 2) thick-bedded well-sorted oolites (Fig. 13),
or  pure  bioclastic  grainstones,  which  are  mainly  crinoidal
grainstones (Figs. 14—15). The wackestones are composed of
recrystallized  microsparitic  matrix  with  fragments  of  ostra-
cods and bivalves. The thick-bedded oolites are massive, and
there is no visible structure inside the beds. The lack of cross-
bedding could be explained by well-sorting of the ooid sand,
and absence of micrite.

The  lower  part  of  the  succession  is  composed  of  mud-

stones—wackestones,  whereas  oolite  grainstones  first  appear
ca. 20 m above the top of the ‘transitional bedset’. The oolite
beds become predominant upsection. There is a short, gradual
transition  with  increasing  siliciclastic  interlayers  towards  the
overlying formation.

The  oolite  beds  contain  ooids,  which  display  different  de-

grees of diagenetic alterations. The following ooid-types can
be recognized on the basis of their microfabrics. The first type
contains  typical  coated  grains  with  multiple  tangential  con-
centric  laminae  (Fig.  13.1).  This  type  represents  the  initial
depositional form. However, the nuclei of these ooids are gen-

erally  already  neomorphosed.  The  second  type  of  rounded
grains are fully micritized, thus, they are regarded as peloids
(Fig. 13.2). Grains of the third type, which are recrystallized
into microspars, have rounded surfaces, but no internal struc-
tures  (Fig.  13.3).  They  preserve  remnants  of  micrite  enve-
lopes,  or  micritized  patches.  Dolomitized  grains,  the  fourth
type, display only the hollows of the ooids (Fig. 16). In some
layers and lenses sand-sized grains have a characteristic yel-
lowish color. The coloration could be due to the weathering of
dolomitized  ooids  and  bioclasts  originally  most  probably
composed of aragonite and/or high Mg-calcite. Otherwise, the
other types of ooid (types of 1—3) are typically grey.

The above-described types represent alteration stages of the

diagenesis. In the first phase micritization took place, and re-
sulted  in  rounded  peloids.  The  micritization  is  regarded  as  a
very  early,  syndepositional  diagenetic  processes  accom-
plished by micro-organisms (Bathurst 1971; Reid & Macinty-
re  2000).  In  the  second  phase  most  probably  the  micritized
grains  and  the  nuclei  of  the  ooids  were  recrystallized.  The
triggering  processes  are  interpreted  as  aggrading  neomor-
phism which took place during burial diagenesis (see Bathurst
1971).

Dolomitization occurred in the burial diagenetic realm and

represents  the  third  phase  of  the  diagenetic  alterations.  The
burial diagenesis is indicated by the petrography – the coarse
crystalline baroque dolomite (Fig. 16)  was formed by fabric
selective and fabric destructive replacive dolomitization.

Additionally, the pseudo-oolite type (cortoid) of the grain-

stones is very common consisting of rounded bioclasts, most-
ly echinoderm and mollusc fragments (0.2—10 mm), whereas
each  grain  is  coated  by  a  thin  micritic  envelope  (Fig.  15).
These are not strictly coated grains. These micritic crusts rep-
resent alteration of the grain surfaces by boring micro-organ-
isms. In the crinoidal limestones degrading neomorphism, as a
result of burial diagenesis, is recorded (Fig. 15).

Facies interpretation. The lithological change at the base of

the formation most probably also reflects the fundamental en-

Fig. 11. Photomicrograph of fine laminated mudstones from the peritidal facies of ‘transitional bedset’ of Gerennavár Limestone Forma-
tion, Gerennavár section. Note gradation in sample A), and very thin lamination, which most likely refers to the microbial micritization in
sample B). Samples: A – G-2/1295, B – G-2a/2c.

358                                                                                        HIPS  and  PELIKÁN

vironmental change during the latest Permian. Thick laminites
of  the  ‘transitional  bedset’  were  probably  deposited  in  a  re-
stricted,  peritidal  environment.  Crinkled,  discontinuous,  thin
stromatolite lamination refers to microbial colonization. Grad-
ed  planar  laminae  indicate  deposition  from  waning-flow,  or
storm  currents.  Weak  bioturbation  is  most  likely  due  to  the
changeable  environmental  conditions.  Summarizing,  the
‘transitional bedset’ suggests a highly stressed environment.

Formation  of  ooids  took  place  in  a  shallow  subtidal  zone,

where  the  energy  of  water  was  sufficiently  high  to  keep  the
sand grains in permanent movement. Studies of modern envi-
ronments  (summary  e.g.  in  Halley  et  al.  1983;  Tucker  &

Wright 1990), have shown that oolite sand bodies are associ-
ated  with  bank,  platform  or  shelf  margins,  which  are  either
tide-dominated or windward open, storm- and tide-dominated.
The  recent  analogies  suggest  that  the  Lower  Triassic  oolite
shoals  were  initiated  on  topographic  highs  whereas  skeletal
sand bodies were deposited at first, since bioclastic grainstone
layers underlie the oolite succession.

Thick  successions  of  oolite  beds  suggest  amalgamation  of

the shoal lobes in the major part of the Gerennavár Limestone
Formation.  In  sand  belts,  grains  in  the  shield  zone  are  com-
monly  reworked  to  wide  fans,  which  migrate  towards  the
‘platform  interior’  during  storms  (e.g.  Lilly  Bank,  see  Ball

Fig.  12.  Thin,  irregular  lamination  in  microbial  mat,  peritidal  fa-
cies  in  the  upper  part  of  the  ‘transitional  bedset’  of  Gerennavár
Limestone Formation, Bálvány section.

Fig.  13.  Typical  microfacies  of  oolite  grainstones  from  the  Geren-
navár Limestone Formation with the types of ooids: 1 – ooid with
recrystallized  nucleus  and  a  number  of  concentric,  thin  micrite
crusts,  2  –  micritized  ooid,  3  –  entirely  recrystallized  ooid  with
only  one  micrite  envelope.  Note  the  elongation  of  ooids  according
to the shear stress. Sample: G-1/19.

Fig.  15.  Photomicrograph  of  packstones  with  recrystallized,  round-
ed  crinoid  fragments  which  preserved  their  thin  micrite  envelopes,
Gerennavár Limestone Formation, Gerennavár section, sample G-1/
15.  Note  the  result  of  degrading  neomorphism  (burial  diagenesis).
This means that the crinoid fragments are composed of not only one
but a few spars.

Fig.  14.  Photomicrograph  of  bioclastic  grainstones  with  mollusc
shell  fragments,  Gerennavár  Limestone  Formation,  Gerennavár
section, sample G-2a/10a.

LOWER  TRIASSIC  SHALLOW  MARINE  SUCCESSION                                                     359

1967).  Another  example  of  oolite  formation  is  the  Joulter’s
Cays, where the ooids were deposited in lobe-shape fans de-
veloped at the ends of tidal channels, through which the ooids
were transported from the shoal, and at bank spillovers (Harris
1979). The oolite deposits of the Gerennavár Limestone For-
mation could be compared to the above mentioned oolite sand
bodies.  Thin-bedded  mudstone  interlayers  within  the  thick-
bedded oolite grainstones are interpreted as deposits of major
storms similar to those described from the Bahamas by Shinn
et al. (1993), and by Major et al. (1996). The cortoid contain-
ing  beds  may  have  formed  shallower  flanks  of  the  oolite
shoal, where microbes altered the grain surfaces during calm
periods.

The interlayering mudstones—wackestones in the lower and

upper part of the formation most probably represent a low-en-
ergy  subtidal  facies.  The  facies  of  the  beds,  where  scattered
ooids embedded within micrite matrix in the upper part of the
formation, could be interpreted as shallow subtidal stabilized
sand  flat  bankward  to  the  shoal.  Its  mixed  muddy  peloidal—
ooidic  sand  deposits  and  facies  could  be  compared  to  the
modern Joulter’s area, in the Bahamas (see Harris 1979).

The poor fossil record of this formation could be mainly the

result  of  the  depopulation  effect  of  the  Permian/Triassic  ex-
tinction, and partly due to the disadvantageous conditions for
the population in the niche of a high-energy mobile sand belt.
Otherwise, the preservation potential must also have been low
in  this  environment  because  of  the  disintegration  and  frag-
mentation of skeletons. This could explain the missing marker
of the Claraia clarai Subzone.

In  summary,  the  following  vertical  facies  changes  are  re-

corded  in  the  succession  of  the  formation:  a  restricted  very
shallow marine environment at the base of the formation (per-
itidal), which evolves upwards into a low-energy shallow sub-
tidal (lagoon), and then into a high-energy intertidal—shallow
subtidal  (oolite  shoal)  environment.  At  the  upper  part,  the
mixing  of  the  muddy  and  peloidal—oolitic  sand  refers  to  de-
creasing water energy (stabilized sand flat).

Ablakoskővölgy Formation

Ablakoskővölgy Sandstone Member

Fine  siliciclastics  prevail  with  intercalations  of  carbonate

layers (Fig. 4). The following litho-types are observed in the
siliciclastic  bedsets  (not  in  stratigraphic  order):  1)  reddish
brown shales; 2) alternating greyish green, rarely brown, par-
allel laminated clayey or carbonate siltstones and silty marls;
3) alternating greyish green sand-streaked siltstones, and par-
allel,  or  sometimes  cross-laminated  thin-bedded,  mica-rich
sandstones.  The  mature  sandstones  contain  predominantly
detrital quartz grains and additionally detrital feldspar up to
600 

µ

m  in  size.  Clay  minerals  are  illite,  and  rarely  kaolinite.

Because  of  low-grade  metamorphism  and  strong  schistosity,
the  original  sedimentary  structures  of  this  member  are  hardly
recognizable.

The  thick-bedded  limestones  (wackestones—packstones)

contain  red  ooids  or  fragments  of  ooids  and  detrital  quartz
grains.  This  lithofacies  is  characterized  by  reddish  staining
due  to  the  high  Fe-content.  The  thin-bedded  grey  or  beige
limestones  are  typically  mudstones,  generally  recrystallized
microspar  with  much  less  siliciclastics,  and  often  with  juve-
nile  pelecypod  shells.  The  laminated  or  thin-bedded  mud-
stones  typically  alternate  with  greenish  grey  calcareous  silt-
stones.

An  upward  thickening  and  coarsening  stacking  pattern

characterizes the major part of this member. However, an up-
ward fining trend and darkening of colors becomes prevalent
in the upper part and the transitional interval towards the over-
lying carbonate member. With upwardly increasing carbonate
content this member continuously evolves into the overlying
carbonate member.

Facies interpretation. Sediment deposition most likely took

place mainly in the coastal, shoreface and transitional zones of
a shallow shelf. In the siliciclastic succession, the oolite grain-
stones are intercalated as distinct thick beds, which refers to

Fig.  16.  Photomicrograph  of  dolomitized  ooids  in  microspar  matrix.  Late  diagenetic  baroque  dolomite  partly,  or  fully  replaced  the  ooids.
Note zonation and curved crystal surface of the baroque dolomite (e.g. B – lower left), and the preserved round surface of the host grains
(B – two uppers). Gerennavár Limestone Formation, Gerennavár section, samples: A – G-1/5, B – G-1/22b.

360                                                                                        HIPS  and  PELIKÁN

tern of the basal transitional and lower parts may refer to a rel-
ative  sea-level  rise.  The  crinoidal  wackestones—packstones
represent storm events between fairweather and storm wave-
base  which  are  generally  rare  in  the  lower  part  and  become
more  frequent  upwards.  Thin  lenses  composed  of  washed
crinoidal fragments suggest patchily distributed thin storm ve-
neers.

Shoals  consisting  of  washed  and  well-rounded  crinoidal

and  ooid  sand  represent  deposition  around  the  fairweather
wave-base. Their position in the succession reflects highstand
progradation. Mudstones above the oolites were probably de-
posited in a shallow peritidal zone and subjected to dolomiti-
zation afterwards. Thin uneven, laminated dolocrete crusts in-
side  the  dolomite  body  most  probably  indicate  subaerial
exposures.  Early  diagenetic  near  surface  dolomitization  by
relative sea-level drop is indicated by pervasive finely crystal-
line stratiform dolomites and the associated erosional surface
on top of the succession. In the upper part of the member, a

the reworking of ooids most probably by storms. They were
either fed by temporal, patchily distributed shoals, or by thin
tidal  delta  lobes.  However,  the  in  situ  cross-bedded  deposits
of the oolite shoal or tidal delta were not recognized.

Lillafüred Limestone Member

This  member  can  be  subdivided  into  three  parts  (Fig. 4).

The lower part shows a gradual transition from the underlying
member  with  upwardly  increasing  carbonate  content.  The
bulk of the lower part is composed of dark grey, thin-bedded,
partly thick-bedded finely crystalline limestones (mudstones—
wackestones)  and  marly  bedsets.  The  latter  are  either  dark
grey calcareous marls or greenish brown clayey siltstones oc-
casionally  with  thin  platy  mudstones.  Lenses,  or  thin-  to
thick-bedded  bioclastic  limestone  beds,  generally  crinoidal
wackestones—packstones,  are  more  abundant  upwards.  A
thickening-upward trend up to the middle part of the member
is recognized.

The middle part of the member consists of upward thicken-

ing and coarsening bedsets. In the basal part dark grey lami-
nated  or  thin-bedded  mudstones  alternate  with  thick-bedded
crinoidal limestones separated by marl layers. Thick-bedded,
well  rounded  and  well  sorted  crinoidal—oolite  limestones
(grainstones—packstones)  occur  upsection  (Fig.  17).  The  se-
quence is terminated by a dolomite cap consisting of massive,
finely crystalline beds with occasionally preserved thin irreg-
ular lamination (dolocrete crusts). Its top is truncated by an ero-
sional surface.

Above the erosional surface, dark grey crinoidal limestones

with intraclasts and peloids occur which form the base of the
upper part of the member (Fig. 18). Upsection, upward fining
and  thinning  bioclastic,  crinoidal  limestones  (packstones),
and  mudstones  with  an  upwardly  increasing  number  of  marl
intercalations  are  characteristic.  Crinoidal  limestones  (pack-
stones)  occasionally  exhibit  ripples  on  the  bedding  surfaces
(Fig. 19).

Facies  interpretation.  The  lower  part  of  the  member  was

deposited in the deeper subtidal zone, mostly below the storm
wave-base  indicated  by  the  fine  deposits  and  the  dominant
thin  bedding.  The  thinning-  and  fining-upward  stacking  pat-

Fig. 18. Sharp surface (at the head of hammer) truncating the mas-
sive,  light  grey  dolomite  succession,  peritidal  facies,  is  overlain  by
dark grey intraclastic crinoidal limestones, shoal facies, in about the
mid-part  of  the  Lillafüred  Limestone  Member,  Lillafüred  section
(overturned  section  but  the  photograph  is  rotated  into  the  original
depositional position). Hammer is 33 cm long.

Fig. 17. Photomicrograph of crinoidal—oolite limestones, shoal fa-
cies,  from  the  mid  part  of  Lillafüred  Limestone  Member,  Lil-
lafüred section. Sample: 55.

Fig.  19.  Ripples  in  crinoidal  limestones,  shoals  facies,  in  upper
part of the Lillafüred Limestone Member, Lillafüred section. Coin
is 2.5 cm in diameter.

LOWER  TRIASSIC  SHALLOW  MARINE  SUCCESSION                                                     361

thinning-  and  fining-upward  succession  of  crinoidal  lime-
stones and mudstones—marls recorded an upwardly deepening
trend from shallow subtidal below the storm wave-base. This
is most likely due to a relative sea-level rise.

In  summary,  the  vertical  stacking  pattern  of  the  facies  in

this member exhibit a deepening-, followed by a shallowing-,
and then a deepening-upward trend. Considering the thickness
of the deepening—shallowing-upward succession (ca. 75 m) in
the lower part of the member, this trend most likely suggests
third-order relative sea-level changes. A sequence boundary is
recognized on top of the shallowing-upward cycle, that is on
top of the finely crystalline massive dolomites, approximately
in the middle part of this member (Fig. 4).

Savósvölgy Marl Member

This member is characterized by monotonous grey, green-

ish  grey  shales,  clayey  marls,  and  marls  (containing  gastro-
pods  and  ammonites)  with  frequent,  thin  platy  mudstone  in-
tercalations (Fig. 4). Sandier development was reported in the
western part of the Northern anticline.

Facies  interpretation.  Lack  of  wave-  and  storm-induced

structures, and the relatively rich ammonite fauna in the suc-
cession suggest that the deposition took place in an open shelf
environment, most probably below the storm-wave base. It is
an open question what was the control of terrestrial siliciclas-
tic input.

Újmassa Limestone Member

This member (Fig. 4) is characterized by platy, thin-bedded

(1—4  cm),  dark  grey  nodular  limestones,  mudstones—wacke-
stones—packstones (Fig. 10). Their bedding surfaces are often
covered by clayey marl flasers (Fig. 20). The intensity of bio-
turbation varies from minor individual burrows to strong bio-
turbation,  and  related  nodular  structure.  The  burrow-mottled
pattern  resembles  Thalassinoides-type  burrows.  Beds  with
only minor bioturbation preserved their original depositional
structures, for example normal gradation in thin skeletal lens-
es or layers, or faint planar lamination becoming more com-
mon upwards. Dolomite lenses, or layers appear at the transi-
tion zone to the overlying formation.

Facies interpretation. The dark colour of the rocks and faint

planar  lamination  refer  to  partial  restriction  near  the  bottom.
Lack  of  wave  structures  and  common  graded  bedding  indi-
cates  that  this  succession  was  composed  of  a  series  of  distal
tempestites  deposited  within  a  muddy  sequence  below  the
storm wave-base.

Facies model and correlation of sedimentary units

The Alpine sedimentary history of the Dinarides—Alps—Car-

pathians started in the middle Permian with terrigenous clas-
tics  of  alluvial  plains.  First  marine  ingressions  reached  the
southeastern domains (according to the recent co-ordinates) of
the  Western  Tethys,  and  cyclic  sabkha,  and  then  subtidal
open-marine  ramp  carbonates  of  ‘Bellerophon-type’  forma-
tions  were  deposited  in  the  late  Permian  (e.g.  Nagyvisnyó

Limestone  Formation  in  the  Bükk  Mountains).  A  renewed
long-term  sea-level  rise  shifted  the  coastline  further  west—
northwest,  and  the  coastal  zone  of  the  shallow  sea  reached
the western part of the Northern Calcareous Alps in the late
Scythian (Gwinner 1971; Tollmann 1976; Mostler & Ross-
ner  1984;  Broglio  Loriga  et  al.  1990;  Krainer  1993;  Rüffer
& Zühlke 1995).

The  distribution  of  carbonate  and  siliciclastic  sediments

temporally  and  laterally  changed  on  the  extensive  shallow
seafloor of the Western Tethys. On a large-scale a general lat-
eral  trend  can  be  recognized  in  the  decreasing  amount  and
grain  size  of  siliciclastics  from  the  coastal  areas  towards  the
shelf  interior.  However,  the  temporal  distribution  exhibited
different trends in different facies domains, but generally the
siliciclastic influx intensified during the Dienerian and Smith-
ian in many depositional areas.

According  to  the  Paleozoic-Mesozoic  paleogeographic  re-

construction the depositional area of the Bükk Mountains was
in  the  northwestern  neighbourhood  of  the  Inner  Dinarides,
next  to  that  of  the  Jadar  Block  (Yugoslavia),  and  the  Sana—
Una  Unit  (Bosnia-Herzegovina)  (Protić  et  al.  2000).  During
the Early Triassic very similar sequences were deposited in all
three units, which is reflected in very uniform lithological and
facies development of time equivalent formations. These three
units together composed a uniform facies domain during the
Early Triassic.

In the depositional area of the Bükk Mountains, siliciclastic

sedimentation  prevailed  during  the  Nammalian,  otherwise
carbonates deposited. The disposition of sedimentary environ-
ments  was  controlled  by  the  position  of  the  fairweather  and
storm  wave-base.  On  the  basis  of  the  vertical  hierarchy  of
lithofacies,  three  characteristic  parts  can  be  distinguished.
They  are  represented  by  the  Gerennavár  Limestone,  and  the
siliciclastic  and  carbonate  parts  of  the  Ablakoskővölgy  For-
mation.  On  the  basis  of  grain  types  such  as  ooids,  and  early
diagenetic processes (dolomitization) the sediments may have
been  generally  deposited  under  arid—semi-arid  climate.  Con-
trols of the periodic siliciclastic input might have been either

Fig. 20. Dark grey platy, nodular limestones, restricted outer ramp
facies  of  the  Újmassa  Limestone  Member,  Lillafüred  section
(overturned  section  but  the  photograph  is  rotated  into  the  original
depositional position). Coin is 2.5 cm in diameter.

362                                                                                        HIPS  and  PELIKÁN

the climate (temporal humid periods) or tectonic uplifting of
the hinterland.

The global absence of reef-builders is a general characteris-

tic  of  the  Lower  Triassic  sequences  (Heckel  1974;  James
1984; Flügel 1982). The faunal assemblage is generally char-
acterized  by  cosmopolitan,  simple,  opportunistic  forms,
which belong to the heterozoan association (a term of James
1997),  and  reflects  a  mass  extinction  aftermath  (Schubert  &
Bottjer 1995). They indicate that stressful environmental con-
ditions persisted during Scythian time.

Gerennavár Limestone Formation

Peritidal  microbial  and  fine  evenly  laminated  mudstones,

mudstones—wackestones  of  a  shallow  subtidal  lagoon  envi-
ronment,  and  bioclastic-oolite  limestones  of  a  high-energy
subtidal zone characterize the Gerennavár Limestone. The oo-
ids  were  formed  in  the  high-energy,  permanently  agitated
surge-zone  and  transported  into  shallower  (stabilized  sand
flat)  environments.  The  ooid-dominated  ramps  in  general
probably reflect low rates of biological carbonate production
in shallow-water environments, which were widespread in pe-
riods when shallow-water framework reefs were globally ab-
sent  or  scarce  as  during  the  Mississippian  and  Jurassic
(Wright & Faulkner 1990; Burchette & Wright 1992).

The depositional interval of the Gerennavár Limestone For-

mation  can  be  correlated  to  that  of  the  Tesero  Horizon,
Mazzin Member, Andraz Horizon, and about the lower half of
the Siusi Member in the Dolomites (see Broglio Loriga et al.
1983). The differences are more obvious than the similarities
in comparison of the two successions. The uniform develop-
ment  of  mudstones  and  ooidic  grainstones  is  a  characteristic
feature of the succession of the Gerennavár Limestone in the
Bükk Mountains, whereas alternations of variable limestones,
early diagenetic dolomites, marls, and fine siliciclastics, make
up the succession in the Dolomites. The lithology of the latter
one is more marly and rich in detrital clay and silt.

Similarities  can  hardly  be  found  in  the  lower  units  of  the

two areas, which overlie the Bellerophon-type upper Permian
carbonates, that is siliciclastics of the ‘basal bedset’ and fine
evenly  and  microbially  laminated  mudstones  (Bükk  Moun-
tains)  and  oolite  grainstones—packstones  of  the  Tesero  Hori-
zon,  or  offshore  mudstones  in  the  Cadore,  Comelico,  and
Southwest Carnia areas (Dolomites).

Mostly  muddy  lithology  characterizes  the  time  equivalent

succeeding  parts  of  the  sequences,  that  is  in  the  Gerennavár
Limestone  above  the  ‘transitional  bedset’,  up  to  the  first  ap-
pearance  of  ooids  (ca.  20  m  in  thickness)(see  Fig.  3),  which
can be correlated with the lower part of the Mazzin Member.
However, the sedimentary structures and their facies are dif-
ferent, since deposition occurred in low-energy environments,
in a lagoon in the area of the Bükk Mountains, but on a deeper
subtidal shelf in the area of Dolomites. The upward succeed-
ing  time  equivalent  part  of  oolite  limestones  of  the  Geren-
navár  Limestone  in  the  Isarcia  Zone  (ca.  45  m  in  thickness)
and the upper part of the Mazzin Member are also rather dif-
ferent.

The  facies  developments  of  the  overlying  part  in  the  se-

quences display great differences, as well. High-energy oolite

shoal and stabilized sand flat is interpreted for the major part
of the Gerennavár Limestone. Because of the highly monoto-
nous  development,  trends  were  not  recognized  in  the  oolite
sequence. This is partly due to the fact, that the system had a
potential to accrete vertically and therefore the shallow marine
environment could have persisted for a relatively longer time.
There is no analogy for the Andraz Horizon for correlation in
the sequence of the Bükk Mountains. However, the lower unit
of the Siusi Member consists partly of oolites, but their colour
and bedding is rather different. Lithology and facies develop-
ment of the lower half of the Siusi Member is also quite differ-
ent from the equivalent part of the Gerennavár Limestone For-
mation,  except  for  the  Trento  and  Valsugana  area.  In  these
paleohighs,  the  oolitic-bioclastic  bodies  several  metres  in
thickness occur at various levels within the Siusi Member.

A  3

rd

  order  depositional  sequence  has  been  recognized

within the uppermost Bellerophon Formation, the Tesero Ho-
rizon and the Mazzin Member, and the self margin wedge and
the  transgressive  systems  tract  of  another  one  in  the  Andraz
Horizon and the lower part of the Siusi Member in the Dolo-
mites (Broglio Loriga et al. 1983; Neri 1991; De Zanche et al.
1993). Facies changes within the lower and upper part of the
Gerennavár Limestone Formation mark a shift between low-
energy  and  high-energy  environments,  with  no  significant
change in depositional depth. As a consequence the individual
depositional sequences of the Dolomites cannot be correlated,
which is most likely due to local controls dominated on sedi-
mentation in the depositional area of the Bükk Mountains.

The  south-easterly  zones  of  the  Northern  Calcareous  Alps

and Inner Western Carpathians were reached by the sea dur-
ing  the  latest  Permian—earliest  Scythian.  The  deposition  on
the  shallow  shelf,  for  example  in  the  tidal  flat,  coastal  zone
and shallow shoreface zone, is controlled by the strong detri-
tal siliciclastic input. Evaporite facies near the Permian/Trias-
sic boundary, that is the Haselgebirge Formation in the North-
ern  Calcareous  Alps,  Perkupa  Evaporite  Formation  in  the
Silica Nappe, Inner Western Carpathians, and the succeeding
siliciclastics, that is the Werfen Schist, and Bódvaszilas Sand-
stone Formations are rather different from the time equivalent
Gerennavár  Limestone  Formations  in  the  Bükk  Mountains
(see Tollmann 1976; Mostler & Rossner 1984; Kovács 1992;
Hips 1996).

Ablakoskővölgy Sandstone Member

During  the  deposition  of  the  Ablakoskővölgy  Formation

the  terrigenous  clastic  input  increased  in  two  periods,  in  the
Nammalian and mid-Spathian. Sediment supply was drastical-
ly changed during the Dienerian (in the Claraia aurita Zone) in
the depositional area of the Bükk Mountains. Various marine
sediments, clastics and carbonates, characterized many West-
ern  Tethyan  depositional  areas  during  the  Nammalian,  as  in
the upper part of the Siusi Member, Gastropod Oolite Mem-
ber, and Campil Member in the Dolomites (Broglio Loriga et
al.  1983;  Broglio  Loriga  et  al.  1990).  The  terrigenous  input
achieved  a  peak  during  Smithian  defined  as  the  ‘Campil
event’ in the Dolomites (Italy) and in the Transdanubian Mid-
Mountains (Hungary) (Broglio Loriga et al. 1990). In the dep-
ositional  area  of  the  Bükk  Mountains  the  temporal  distribu-

LOWER  TRIASSIC  SHALLOW  MARINE  SUCCESSION                                                     363

tion of siliciclastic supply was rather steady. Siliciclastic de-
posits  unambiguously  predominate  over  the  carbonates,  al-
though limestone intercalations are recorded in the entire suc-
cession  as  well  as  in  the  Smithian  (Ablakoskővölgy  Sand-
stone Member). In the Outer Dinarides (see Aljinović 1995),
Northern Calcareous Alps (see Mostler & Rossner 1984) and
Inner Western Carpathians (see Bystrický 1964, 1973; Salaj et
al. 1983; Hips 1996, 1998) the clastic input was continuously
significant and inhibited carbonate production in the course of
the early Scythian time.

The  similarity  all  over  the  Western  Tethyan  depositional

area is that the intense siliciclastic input seems to be terminat-
ed at the beginning of the Spathian (see Bystrický 1964, 1973;
Salaj  et  al.  1983;  Herak  et  al.  1983;  Sćavničar  &  Šušnjara
1983;  Mostler  &  Rossner  1984;  Broglio  Loriga  et  al.  1990;
Michalík  1994;  Aljinović  1995;  Hips  1996,  1998).  By  late
Scythian—earliest  Anisian  time  the  fine  terrigenous  compo-
nents  almost  completely  disappeared  and  consequently  car-
bonates and evaporites were deposited as in the Hámor Dolo-
mite Formation of the Bükk Mountains.

The  time  equivalent  sedimentary  units  of  the  Ablakos-

kővölgy  Sandstone  Member  are  the  upper  part  of  the  Siusi
Member, Gastropod Oolite Member, and Campil Member in
the  Dolomites.  They  have  generally  similar  lithological  and
facies developments with the consideration that the red oolite
beds  are  distributed  throughout  the  entire  Ablakoskővölgy
Sandstone Member, and they do not compose a distinct mem-
ber  as  in  the  Dolomites  (Gastropod  Oolite).  Depositional  se-
quences recognized in the Dolomites, that is the highstand sys-
tems  tract  in  the  upper  Siusi  Member  and  lower  Gastropod
Oolite,  and  a  transgressive  systems  tract  and  a  highstand  sys-
tems tract, a part of the succeeding sequence in the majority of
Gastropod  Oolite  and  Campil  Members  were  not  recorded  in
the Bükk Mountains.

From Lillafüred Limestone to Újmassa Limestone Member

The carbonate stage of the Ablakoskővölgy Formation from

the  Spathian  clearly  indicates  predominantly  lower  energy
depositional  environments,  whereas  finely  crystalline  lime-
stones and marls prevail in the deeper ramp setting. However,
while distal storm layers are relatively abundant in intervals,
deposits of the high-energy shallower environment as bioclas-
tic beds and thicker beds of partly dolomitized oolite—crinoi-
dal ‘shoals—amalgamated storms sheets’ appear only in a rel-
ative  short  interval  in  the  middle  part  of  the  sequence.  The
lithological and facies characters of the Lillafüred Limestone
correlate well to the Val Badia Member except for its basal
peritidal  horizon  and  uppermost  cross-bedded  sandstone
bodies.

In the lower part of the Lillafüred Limestone, the vertical

facies arrangement may refer to a relative sea-level rise. The
striking transgression at the beginning of the Spathian with
the appearance of Tirolites sp. was recorded not only in the
whole Western Tethys, that is in the Southern Alps (Broglio
Loriga et al. 1990), Balaton Highland (Budai & Haas 1997),
Drau  Range  (Krainer  1987,  1993),  Northern  Calcareous
Alps (Mostler & Rossner 1984), Carpathians (Patrulius et al.
1971;  Hips  1998),  Dinarides  (Herak  et  al.  1983;  Aljinović

1995),  but  also  from  the  Peri-Tethyan  areas  (Bleahu  et  al.
1994),  and  in  the  western  USA  (Schubert  &  Bottjer  1995)
and Western Canada Sedimentary Basin (Davies 1997).

The stacking pattern of the Lillafüred Limestone Formation,

except  for  its  lower  part,  displays  a  regressive—transgressive
trend with a sequence boundary at the top of the finely crys-
talline  dolomites  approximately  in  the  middle  part  of  this
member. Because of the lack of detailed biostratigraphy in the
sequence  of  the  Bükk  Mountains,  reliable  correlation  to  the
depositional  sequences  of  the  Dolomites  (De  Zanche  et  al.
1993; Rüffer & Zühlke 1995) is not possible.

The time equivalent formations in the uppermost part of the

Scythian  sequences  exhibit  major  differences  in  terms  of  li-
thology and sedimentology between the Bükk Mountains and
the  Dolomites.  Only  a  few  similar  features  are  recognized.
Small-scale sequences consist of the Cencenighe Member in
the Dolomites, with open shelf muddy basal part and tide-con-
trolled  oolitic-bioclastic  calcarenites,  and  siltstones—marls  of
supratidal mud flat (Broglio Loriga et al. 1983, 1990). Where-
as  no  small-scale  sequences  are  recognized  within  the  deep
ramp  mudstones—marls  of  the  Savósvölgy  Marl  Member  in
the Bükk Mountains. On the one hand, the open shelf muddy
basal  parts  of  the  small-scale  sequences  of  the  Cencenighe
Member  display  a  similar  lithological  character  to  the  mud-
stones—marls of Savósvölgy Marl Member. On the other hand,
the rest of the small-scale sequences of the Cencenighe Mem-
ber  are  markedly  different  in  every  respect  from  the  succes-
sion  of  the  Savósvölgy  Marl.  Moreover,  no  correspondence
between  the  peritidal  varicoloured  fine  siliciclastics—dolo-
mites of San Lucano Member (Dolomites) and the deep ramp
distal  tempestites—mudstones  of  the  Újmassa  Limestone
Member (Bükk Mountains). Nevertheless, the Újmassa Lime-
stone  closely  resemble  the  time  equivalent  Szinpetri  Lime-
stone Formation in the Silica Nappe of the Inner Western Car-
pathians  (see  Hips  1998;  Koša  &  Janočko  1999)  since  both
have  the  same  bio-  and  lithofacies.  According  to  Michalík
(1994) the strong restriction of sea-water circulation between
the  extremely  shallow  seas  in  the  depositional  area  of  the
Western  Carpathians  caused  hyper-salinity  and  low  oxygen
regime during the Spathian/Anisian boundary time interval. A
similar situation most likely occurred in the area of the Bükk
Mountains.

Epeiric shelf and ramp models

On the basis of the comparison of time equivalent facies of

the Dinaridic—Alpine—Carpathian depositional areas of West-
ern Tethys (the above-mentioned examples) two similar facies
models can be obtained for two intervals of the Early Triassic.
They are on the one hand an epeiric shelf model (see Pratt &
James 1986; Wright & Burchette 1996) for the Griesbachian—
Nammalian,  and  on  the  other  hand  a  carbonate  ramp  model
(see Ahr 1973; Read 1985; Burchette & Wright 1992) for the
Spathian.

The  Western  Tethyan  depositional  area  was  initiated  as  a

ramp  during  the  middle-late  Permian,  but  evolved  into  an
epeiric shelf during the Early Scythian, when the sea flooded

364                                                                                        HIPS  and  PELIKÁN

more territories on the wide continental shelf (see Mostler &
Rossner 1984; Krainer 1993; Rüffer & Zühlke 1995). As a re-
sult, most probably very shallow sea-water covered the exten-
sive shelf area in the course of the Griesbachian and Namma-
lian. Storms and winds strongly influenced the circulation and
deposition  (see  e.g.  Aljinović  1995),  but  tidal  activity  was
also recognized locally (e.g. in the formation of longer life oo-
lite shoals, Bükk Mountains).

Although there are lithological variations in the characters

of the sequences of the different depositional areas, which are
partly  carbonate,  or  pure  siliciclastic  in  periods,  but  mainly
mixed  carbonate—siliciclastic,  the  successions  are  generally
represented  by  either  dominantly  shallow  subtidal  facies,  or
shallowing-upward cycles from shallow subtidal to intertidal,
and supratidal deposits. These cycles are well documented for
example in the Outer Dinarides (Sćavničar & Šušnjara 1983;
Aljinović 1995), and in the Dolomites (Broglio Loriga et al.
1983).  These  cycles  appear  to  represent  deposition  on  and
around  scattered,  ephemeral,  low-relief  shoals  whose  shore-
line prograded into the surrounding shallow subtidal areas to
generate areally restricted shallowing-upward small-scale cy-
cles. This type of epeiric platform model was described from
the Ordovician by Pratt & James (1986).

Subsidence  over  such  a  large  area  was  most  probably  not

uniform.  The  different  subsidence  rate  could  be  an  explana-
tion for the difference of time equivalent formations, for ex-
ample between the Mazzin Member (Dolomites) and the oo-
lites  of  Gerennavár  Limestone.  Additionally,  the  different
local physical regime was most likely the other control factor,
for  example  during  mid-Griesbachian  the  low-energy  envi-
ronment in the facies domain of the Dolomites and high-ener-
gy,  tide-  and  wave-dominated  environment  in  the  facies  do-
main of the Bükk Mountains.

A  prominent  feature  of  the  sequences  is  a  characteristic

deepening facies trend as a result of a relative sea-level rise at
the  beginning  of  the  Spathian.  As  a  consequence  a  deeper
subtidal environment mostly below or around the storm wave-
base was the site of deposition in the marine settings and fur-
ther zones were reached by the sea. Generally this event was
coupled  with  increase  of  carbonate  content  in  the  sediments
and decrease of the grain size of detrital clastics. However, the
northwestern margin of the basin is characterized by stronger
terrigenous  influx  (Mostler  &  Rossner  1984).  Different  de-
grees  of  storm  redeposition  are  widely  recognized  in  the  se-
quences,  thus  a  major  part  of  the  shelf  was  storm-controlled
(e.g. Broglio Loriga et al. 1990; Aljinović 1995; Hips 1998).

Generally in the Western Tethyan sequences, appearance of

oolite bedsets above a deeper shelf facies reflects a shallow-
ing-upward  trend  in  the  successions.  These  oolite  shoals
framed a marine basin extending to the northwest with normal
salinity (model by Mostler & Rossner 1984). During the late
Scythian, the sedimentation continued in the inner ramp zone
with carbonates and partly evaporites in the depositional areas
of the Dolomites, Northern Calcareous Alps, and Transdanu-
bian  Mid-Mountains  of  Hungary,  whereas  thin-bedded  car-
bonates deposited in the deep ramp zone around or below the
storm wave-base in the depositional areas of Bükk Mountains,
Silica Nappe in Hungary and Slovakia, and part of the Outer
Dinarides.  Most  probably  the  facies  differentiation  was  con-

trolled by the different subsidence. Appearance of the basinal
red nodular limestones in the Hellenides (Chios section, Gaeta-
ni et al. 1992) indicated the early stage of a rifting (Mostler &
Rossner  1984).  As  a  consequence  of  the  accelerated  subsid-
ence in some part of the Western Tethyan depositional area a
gentle slope was generated.

Conclusions

Biostratigraphic  correlation  of  the  sequence  in  the  Bükk

Mountains,  as  in  other  Western  Tethyan  sections,  is  mostly
based on molluscs, bivalves and partly on conodonts and fora-
minifers, and from the Spathian on ammonites. Several index
fossils have been identified from the Bükk Mountains: Hind-
eodus  parvus  (Kozur  et  Pjatakova),  Isarcicella  isarcica
(Huckriede),  Claraia  aurita  (Hauer),  Eumorphotis  gr.  multi-
formis (Bittner), Eumorphotis cf. hinnitidea (Bittner), Costa-
toria subrotunda (Bittner), Eumorphotis kittli (Bittner), Tiro-
lites  illyricus  Mojsisovics,  Tirolites  seminudus  Mojsisovics,
Costatoria costata (Zenker), Rectocornuspira kalhori Brönni-
mann,  Zaninetti  et  Bozorgnia,  Cyclogyra?  mahajeri  Brönni-
mann,  Zaninetti  et  Bozorgnia,  and  Meandrospira  pusilla
(Ho).

On  the  basis  of  the  revised  fossil-collections  of  Schréter

(1935)  and  Balogh  (1964),  and  conodont  studies  by  Kozur
(1985, 1989, 1996) the Lower Triassic sequence of the Bükk
Mountains was subdivided on the basis of the biostratigraphic
zonation  proposed  in  the  Dolomites  by  Broglio  Loriga  et  al.
(1983, 1990), and Yin et al. (1996), Zhang et al. (1996). The
generally  scanty  occurrence  of  index  fossils  allowed  only  a
basic comparison to the biozonation proposed in the Western
Tethyan areas. Using this zonation a chronostratigraphic sub-
division of the formations and members is assigned. The Ge-
rennavár Limestone Formation contains the Isarcica conodont
Zone (with advanced form of Hindeodus parvus) and C. aurita
Subzone, (C. clarai Subzone is ambiguous because of scarce
specimens), thus this formation is Griesbachian and lower Di-
enerian in age. In the Ablakoskővölgy Formation the Ablako-
skővölgy Sandstone Member contains fossils of the C. aurita
Subzone, and Eumorphotis gr. multiformis—E. hinnitidea Sub-
zones (with Costatoria subrotunda), thus its age is Nammali-
an.  In  the  Lillafüred  Limestone  and  Savósvölgy  Marl  Mem-
bers,  ammonites  of  the  Tirolites  cassianus  Zone  are
recognized, thus they are Spathian in age. The Újmassa Lime-
stone  Member  contains  Costatoria  costata,  Rectocornuspira
kalhori—Cyclogyra?  mahajeri  and  Meandrospira  pusilla,
which refer to the upper Spathian age.

The Lower Triassic succession can be subdivided into three

stages. The first stage is represented by the Gerennavár Lime-
stone Formation and reflected a) partly, in the lowermost part
in  low-energy  peritidal  and  shallow  subtidal  lagoon  facies,
and  b)  predominantly  in  a  typical  high-energy,  tide-  and
wave-dominated sand belt and shallow subtidal sand flat. The
second stage includes the siliciclastic, lower part of the Abla-
koskővölgy  Formation.  Since  the  terrigenous  clastic  supply
increased in this period this is a mixed, but predominantly si-
liciclastic  shallow  shelf  with  sedimentation  in  the  coastal,
shoreface and transitional zones. The third stage is represent-

LOWER  TRIASSIC  SHALLOW  MARINE  SUCCESSION                                                     365

ed by the carbonate, upper part of the Ablakoskővölgy Forma-
tion, and reflected in a storm-controlled sedimentation in the
whole spectrum of environments from peritidal to deeper sub-
tidal below the storm wave-base.

Although, the sedimentation of the ‘Werfen Formation’ in

the Western Tethyan area occurred generally on a gently slop-
ing shallow, epeiric shelf, and partly on a ramp at the end of
the Scythian, the deposits and the facies can be very different
in  the  time  equivalent  sequences.  It  suggests  the  importance
of local control factors in sedimentation, that is terrigenous si-
liciclastic input, different subsidence rate, antecedent topogra-
phy, and dominance of local physical regime. The Lower Tri-
assic  succession  in  the  Bükk  Mountains,  in  term  of
sedimentology,  displays  many  lithological  and  facies  differ-
ences  relative  to  that  of  the  Dolomites.  Nevertheless,  close
similarities can only be documented in short intervals between
sequences of different paleogeographical position.

Acknowledgments: The first author thanks Gy. Less for his
guidance in the field. We appreciate the encouragement from
J. Haas and S. Kovács by means of which the first Hungarian
version of this review was written. The paper benefited from
critical  comments  of  the  GC  reviewers,  R.  Posenato,  J.
Michalík and an anonymous reviewer. We are grateful to M.
Pellérdyné  and  Cs.  Péró  for  the  photographs.  The  fieldwork
was  partly  sponsored  by  the  Hungarian  Scientific  Research
Fund (OTKA) No. T 037966 and T 037595. We are indebted
to  the  Bükk  National  Park  for  supporting  our  studies  in  the
mountains.

References

Ahr  W.M.  1973:  The  carbonate  ramp  –  an  alternative  to  the  shelf

model.  Gulf  Coast  Association  of  Geological  Societies  Trans-
actions, 23, 221—225.

Aljinović  D.  1995:  Storm  influenced  shelf  sedimentation  –  an  ex-

ample from the Lower Triassic (Scythian) siliciclastic and car-
bonate  succession  near  Knin  (Southern  Croatia  and  Western
Bosnia and Herzegovina). Geol. Croatica 48, 1, 17—32.

Árkai P. 1973: Pumpellyite-prehnite-quartz facies Alpine metamor-

phism  in  the  Middle  Triassic  volcanogenic-sedimentary  se-
quence of the Bükk Mountains, Northeast Hungary. Acta Geol.
Hung. 17, 1—3, 67—83.

Árkai P. 1983: Very low- and low-grade Alpine regional metamor-

phism of the Paleozoic and Mesozoic formations of the Bükki-
um, NE Hungary. Acta Geol. Hung. 26, 1—2, 83—101.

Ball  M.M.  1967:  Carbonate  sands  of  Florida  and  the  Bahamas.  J.

Sed. Petrology 32, 2, 556—591.

Balogh  K.  1964:  Die  geologischen  Bildungen  des  Bükk-Gebirges.

Ann. Inst. Geol. Publ. Hung. 48, 2, 245—553.

Balogh  K.  1980:  Correlation  of  the  Hungarian  Triassic.  Acta  Geol.

Hung. 24, 1, 3—48.

Bathurst R. 1971: Carbonate sediments and their diagenesis. Devel-

opments in Sedimentology, 12, Elsevier, Amsterdam, 1—620.

Bérczi-Makk A. 1986: Microfauna study of the Gerennavár section.

Manuscript,  Hungarian  Geological  Institute,  Budapest  (in
Hungarian).

Bérczi-Makk A. 1987: Earlandia (Foraminifera) species from the Per-

mian—Triassic  boundary  in  N  Hungary.  Ann.  Inst.  Geol.  Publ.
Hung. 1985, 215—226 (in Hungarian, English summary).

Bérczi-Makk A., Csontos L. & Pelikán P. 1995: Data on the (upper

Permian) Foraminifer fauna of the Nagyvisnyó Limestone For-
mation  from  borehole  Mályinka-8  (Northern  Hungary).  Acta
Geol. Hung. 38, 3, 85—250.

Bleahu  M.,  Mantea  G.,  Bordea  S.,  Panin  .,  tefănescu  M.,  Sikić

K.,  Haas  J.,  Kovács  S.,  Péró  Cs.,  Bérczi-Makk  A.,  Konrád
Gy., Nagy E., Rálisch-Felgenhauer E. & Török Á. 1994: Tri-
assic  facies  types,  evolution  and  paleogeographic  relations  of
the Tisza Megaunit. Acta Geol. Hung. 37, 3—4, 187—234.

Bowring  S.A.,  Errwin  D.H.,  Jin  Y.,  Martin  M.W.,  Davidek  K.  &

Wang  W.  1988:  U/Pb  zircon  geochronology  and  tempo  of  the
end-Permian mass extinction. Science 280, 1039—1045.

Broglio Loriga C., Góczán F., Haas J., Lenner K., Neri C., Oravecz-

Scheffer A., Posenato R., Szabó, I. & Tóth-Makk Á. 1990: The
Lower  Triassic  sequences  of  the  Dolomites  (Italy)  and  Trans-
danubian  Mid-Mountains  (Hungary)  and  their  correlation.
Mem. Sci. Geol. 42, 41—103.

Broglio Loriga C., Masetti D. & Neri C. 1983: The Werfen Forma-

tion  (Scythian)  in  the  western  Dolomites:  sedimentology  and
biostratigraphy.  Riv.  Ital.  Paleont.  88,  1982,  4,  501—598  (in
Italian, English summary).

Broglio  Loriga  C.  &  Mirabella  S.  1986:  The  genus  Eumorphotis

Bittner  1901  in  the  Scythian  biostratigraphy,  Werfen  Forma-
tion (Dolomites). Mem. Sci. Geol. 38, 241—281 (in Italian, En-
glish summary).

Broglio  Loriga  C.  &  Posenato  R.  1986:  Costatoria  (Costatoria?)

subrotunda (Bittner 1901) a Smithian (Lower Triassic) marker
from Tethys. Riv. Ital. Paleont. Stratigr. 92, 2, 189—200.

Budai  T.  &  Haas  J.  1997:  Triassic  sequence  stratigraphy  of  the

Balaton Highland, Hungary. Acta Geol. Hung. 40, 3, 307—335.

Burchette  T.P.  &  Wright  V.P.  1992:  Carbonate  ramp  depositional

systems. In: Sellwood B.W. (Ed.): Ramps and Reefs. Sed. Ge-
ology 79, 3—57.

Bystrický  J.  1964:  Stratigraphie  und  Dasycladaceen  des  Gebirges

Slovenský  Kras.  Ústr.  ústav.  geol.,  redakcia.  Bratislava,  21—
35, 161—165 (in Slovak, German summary).

Bystrický  J.  1973:  Triassic  of  the  West  Carpathian  Mts.  X

th

  Con-

gress  of  the  Carpatho-Balkan  Geological  Association,  Guide-
book  to  Excursion  D.  Xth  Congress  of  the  Carpatho-Balkan
Geological Association, 5—117.

Claoué-Long J.C., Zhang Z. & Du S. 1991: The age of the Permain—

Triassic boundary. Earth Planet. Sci. Lett. 105, 182—190.

Csontos L. 1999: Structural outline of the Bükk (N Hungary). Föld.

Közl. 129, 4, 611—651 (in Hungarian, English summary).

Csontos  L.  2000:  Stratigraphic  reevaluation  of  the  Bükk  Mts  (N.

Hungary).  Föld.  Közl.  130,  1,  95—131  (in  Hungarian,  English
summary).

Davies G.R. 1997: The Triassic of the Western Canada Sedimentary

Basin:  tectonic  and  stratigraphic  framework,  paleogeography,
paleoclimate and biota. Bull. Canada Petrol. Geol. 45, 4, 434—
460.

De Zanche V., Gianolla P., Mietto P., Siorpaes C. & Vail P. 1993:

Triassic  sequence  stratigraphy  in  the  Dolomites  (Italy).  Mem.
Sci. Geol. 45, 1—27.

Filipović  I.,  Jovanović  D.,  Sudar  M.,  Pelikán  P.,  Kovács  S.,  Less

Gy.  &  Hips  K.  (in  press):  Comparison  of  the  Variscan—Early
Alpine evolution of the Jadar Block (NW Serbia) and “Bükki-
um”  (NE  Hungary)  terranes;  some  paleogeographic  implica-
tions.  Slovak Geol. Mag.

Flügel  E.  1982:  Evolution  of  Triassic  reefs:  Current  concepts  and

problems. Facies 6, 297—328.

Fodor L. & Csontos L. 1998: Structural geological research in Hun-

gary: a review. Föld. Közl. 128, 1, 123—143 (in Hungarian, En-
glish summary).

Fülöp J. 1994: Geology of Hungary, Paleozoic II. Akadémiai Kiadó,

Budapest, 222—229 (in Hungarian).

Gaetani  M.,  Jacobshagen  V.,  Nicora  A.,  Kauffmann  G.,  Tselepidis

366                                                                                        HIPS  and  PELIKÁN

V., Fantini Sestini N., Mertmann D. & Skourtsis-Coroneou V.
1992:  The  Early—Middle  Triassic  boundary  at  Chios  (Greece).
Riv. Ital. Paleont. Stratigr. 98, 2, 181—204.

Gradstein  F.M.,  Agterberg  F.P.,  Ogg  J.G.,  Hardenbol  J.,  van  Veen

P.,  Thierry  J.  &  Huang  Z.  1994:  A  Mesozoic  time  scale.  J.
Geophys. Res. 99, B12, 24,051—24,074.

Gwinner  M.P.  1971:  Geologie  der  Alpen.  E.  Schweizerbart’sche

Verlagsbuchhand, Stuttgart,  1—477.

Halley R.B., Harris P.M. & Hine A.C. 1983: Bank margin environ-

ment. In: Schole P.A., Bebout D.G. & Moore C.H. (Eds): Car-
bonate  depositional  environments.  AAPG,  Tulsa,  Oklahoma,
464—506.

Harris  P.M.  1979:  Facies  anatomy  and  diagenezis  of  a  Bahamian

ooid shoal. Sedimenta 7, 1—163.

Heckel  P.H.  1974:  Carbonate  buildups  in  the  geological  record:  a

review.  In:  Laporte  L.F.  (Ed.):  Reefs  in  Time  and  Space.  Soc.
Econ. Paleontol. Mineral., Spec. Publ. 18, 90—154.

Herak  M.,  Sćavničar  &  Šušnjara  A.,  Đur anović  Ž.,  Krystyn  L.  &

Gruber B. 1983: The Lower Triassic of Muc – Proposal for a
standard  section  of  the  European  Upper  Scythian.  Schr.  Erd-
wissenschaft. Komm. 5, 93—106.

Hips K. 1996: The biostratigraphic significance of the Cyclogyra?—

Rectocornuspira  association  (Foraminifera,  Lower  Triassic):
Data  from  the  Aggtelek  Mountains  (Northeastern  Hungary).
Neu. Jb. Geol. Paläont. Mh. 7, 439—451.

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.

James  N.P.  1984:  Reefs.  In:  Walker  R.G.  (Ed.):  Facies  Models.

Geosci. Canad., Repr. Ser. 1, 229—244.

James  N.P.  1997:  The  cool-water  carbonate  depositional  realm.  In:

James  N.P.  &  Clarke  J.A.D.  (Eds.):  Cool-water  carbonates.
Soc. Sed. Geol. Spec. Publ. Tulsa, Oklahoma, USA, 56, 1—20.

Koša  E.  &  Janočko  J.  1999:  Storm-dominated  mixed  siliciclastic-

carbonate “Szin” ramp (Gl’ac Unit of the Silicicum Superunit,
Inner  Western  Carpathians):  implication  for  Lower  Triassic
eustacy. Slovak Geol. Mag. 5, 3, 201—212.

Kovács  S.  1992:  Tethys  “western  ends”  during  the  Late  Paleozoic

and  Triassic  and  their  possible  genetic  relationships.  Acta
Geol. Hung. 35, 4, 329—369.

Kovács S., Szederkényi T., Haas J., Buda Gy., Császár G. & Nagy-

marosi  A.  2000:  Tectonostratigraphic  terranes  in  the  pre-Neo-
gene  basement  of  the  Hungarian  part  of  the  Pannonian  area.
Acta Geol. Hung. 43, 3, 225—328.

Kozur  H.  1985:  Biostratigraphic  evaluation  of  the  Upper  Paleozoic

conodonts,  ostracods  and  Holothurian  sclerites  of  the  Bükk
Mts. Part II: Upper Paleozoic ostracods.  Acta Geol. Hung. 28,
3—4, 225—256.

Kozur H. 1988: The Permian of Hungary. Z. Geol. Wiss. 16, 11—12,

1107—1115.

Kozur H. 1996: The Conodonts Hindeodus, Isarcicella and Sweeto-

hindeodus in the Uppermost Permian and Lowermost Triassic.
Geol. Croatica 49, 1, 81—115.

Krainer  K.  1987:  Zusammensetzung  und  fazielle  Entwicklung  des

Alpinen Buntsandsteins und der Werfener Schichten im westli-
chen  Drauzug  (Karten/Osttirol).  Jb.  Geol.  Bundesanst.  130,  1,
61—91.

Krainer  K.  1993:  The  Alpine  Buntsandstein  Formation  of  the  Drau

Range (Eastern Alps, Austria): Transition from fluvial to shal-
low  marine  facies.  In:  Lucas  S.G.  &  Morales  M.  (Eds.):  The
nonmarine Triassic. New Mexico Museum of Natural History &
Science Bull. 3, 267—275.

Krystyn L. 1974: Die Tirolites-fauna (Ammonoidea) der untertrias-

sischen  Werfener  Schichten  Europas  und  ihre  stratigraphische

Bedeutung.  Sitzberg.  Öster.  Akad.  Wiss.  Matem.-naturw.  Kl.
Abt. I 193, 1—3, 29—50.

Less  Gy.  (Ed.),  Gulácsi  Z.,  Kovács  S.,  Pelikán  P.,  Pentelényi  L.  &

Sásdi L. (in press): Geological map of the Bükk Mts., 1:50,000.
Hungarian Geological Institute, Budapest.

Major R.P., Bebout D.G. & Harris P.M. 1996: Recent evolution of a

Bahamian ooid shoal: Effects of Hurricane Andrew. GSA Bul-
letin 108, 2, 168—180.

Metcalfe I., Nicoll R.S., Black L.P., Mundil R., Renne P., Jagodzin-

ski  E.A.  &  Wang  C.  1999:  Isotope  geochronology  of  the  Per-
mian-Triassic  boundary  and  mass  extinction  in  South  China.
In:  Yin  H.  &  Tong  J.  (Eds.):  Pangea  and  Paleozoic-Mesozoic
transition.  China  University  of  Geosciences  Press,  Wuhan,
134—137.

Michalík  J.  1994:  Notes  on  the  paleogeography  and  paleotectonics

of the Western Carpathian area during the Mesozoic. Mitt. Ös-
terr. Geol. Gesell. 86, 101—110.

Mostler  H.  &  Rossner  R.  1984:  Mikrofazies  und  Palökologie  der

höheren  Werfener  Schichten  (Untertrias)  der  Nördlichen  Kal-
kalpen. Facies 10, 87—144.

Nakazawa K. 1977: On Claraia of Kashmir and Iran. J. Petrol. Soc.

India 20, 191—204.

Neri  C.  1991:  Sequence  stratigraphy  of  the  Early  Triassic  Werfen

Formation  (Dolomites,  Northern  Italy).  Dolomieu  Conference
on  Carbonate  Platforms  and  Dolomization,  Abstract  volume,
194—195.

Neri C. & Posenato P. 1985: New biostratigraphical data on upper-

most  Werfen  Formation  of  Western  Dolomites  (Trento,  Italy).
Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 14, 3, 83—107.

Orchard  M.  2001:  Executive  notes,  from  the  Chair.  Albertiana

25, 3.

Patrulius D., Bleahu M., Popescu I. & Bordea S. 1971: The Triassic

Formations  of  the  Apuseni  Mountains  and  of  the  East  Car-
pathian Bend. Guidebook to Excursion of the 2

nd

 Triassic Col-

loquium  Carpatho-Balkan  Association,  September  1971,
Geological Institute, Bucharest, 5—51.

Pelikán  P.  1985a:  Geological  key-profile,  Gerenna-vár,  Szilvás-

várad,  Bükk  Mountains,  Gerennavár  Limestone  Formation.
Geological  key-sections  in  Hungary,  6.  Hungarian  Geological
Institute, Budapest, 5.

Pelikán P. 1985b: Evaluation report of the Mályinka-8 core drilling.

Manuscript,  Hungarian  Geological  Institute,  Budapest,  1—50
(in Hungarian).

Pelikán  P.  1995:  Bükk  Unit,  Gerennavár  Limestone  Formation,

Ablakoskővölgy  Formation.  In:  Barabás-Stuhl  Á.,  Bérczi-
Makk  A.,  Budai  T.,  Csillag  G.,  Dosztály  L.  &  Haas  J.  et  al.
(Eds.): Lithostratigraphical units in Hungary Triassic. Hungar-
ian Geological Institute, Budapest, 105—111 (in Hungarian).

Pelikán  P.  &  Csontos-Kis  K.  1990:  Geological  key-profile,  N

Bálvány,  Nagyvisnyó,  Bükk  Mountains,  Nagyvisnyó  Lime-
stone  Formation,  Gerennavár  Limestone  Formation.  Geologi-
cal  key-sections  in  Hungary,  136.  Hungarian  Geological
Institute, Budapest, 5.

Péró Cs. 1983: Evaluation report of the sample collection in the Ge-

rennavár-2  section.  Manuscript,  Hungarian  Geological  Insti-
tute, Budapest, 1—13 (in Hungarian).

Perri M.C. 1991: Conodont biostraigraphy of the Werfen Formation

(Lower Triassic), Southern Alps, Italy. Boll. Soc. Paleont. Ital.
30, 1, 23—46.

Posenato R. 1992: Tirolites (Ammonoidea) from the Dolomites, Ba-

kony  and  Dalmatia:  Taxonomy  and  biostratigraphy.  Eclogae
Geol. Helv. 85, 3, 893—929.

Pratt  B.R.  &  James  N.P.  1986:  The  St  George  Group  (Lower  Or-

dovivian)  of  western  Newfoundland:  Tidal  flat  island  model
for  carbonate  sedimentation  in  shallow  epeiric  seas.  Sedimen-
tology 33, 313—343.

LOWER  TRIASSIC  SHALLOW  MARINE  SUCCESSION                                                     367

Protić  L.,  Filipović  I.,  Pelikán  P.,  Jovanović  D.,  Kovács  S.,  Sudar

M., Hips K., Less Gy. & Cvijić R. 2000: Correlation of the Car-
boniferous, Permian and Triassic sequences of the Jadar Block,
Sana-Una and “Bükkium” Terranes. In: Karamata S. & Janko-
vić S. (Eds.): Proceedings of the International Symposium Ge-
ology  and  Metallogeny  of  the  Dinarides  and  Vardar  Zone.
Acad. Scien. Arts. Rep. Srpska, Collection and Monographs, 1,
Dept. Nat., Mat. and Techn. 1, 61—69.

Read  F.  1985:  Carbonate  platform  facies  models.  Amer.  Assoc.

Petrol. Geol. Bull. 69, 1—21.

Reid  P.  &  Macintyre  I.  2000:  Microboring  versus  recrystallization:

further insight into the micritization process. J. Sed. Res. 70, 1,
24—28.

Renne  P.R.,  Zhang  Z.,  Richards  M.A.,  Black  M.T.  &  Basu  A.R.

1995:  Synchrony  and  causal  relations  between  Permian-Trias-
sic boundary crisis and Siberian flood volcanism. Science 269,
1413—1416.

Rüffer  Th.  &  Zühlke  R.  1995:  Sequence  stratigraphy  and  sea-level

changes  in  the  Early  to  Middle  Triassic  of  the  Alps:  A  global
comparison.  In:  Haq  B.U.  (Ed.):  Sequence  stratigraphy  and
depositional response to eustatic, tectonic and climatic forcing.
Kluwer Academic Press, Dordrecht, 161—207.

Salaj  J.,  Borza  K.  &  Samuel  O.  1983:  Triassic  foraminifers  of  the

West Carpathians. Geologický ústav Dionýza Štúra, Bratislava,
1—213.

Sćavničar B. & Šušnjara A. 1983: The geologic column of the Low-

er Triassic at Muć (Southern Croatia). Acta Geol. 13, 1, 1—25.

Schréter  Z.  1935:  Über  die  Triasbildungen  des  Bükk-Gebirges.

Földt.  Közl.  65,  4—6,  90—105  (in  Hungarian,  German  sum-
mary).

Schréter  Z.  1953:  Recherches  géologiques  aux  environs  de

Nagyvisnyó.  Ann.  Inst.  Geol.  Publ.  Hung.  1951,  155—167  (in
Hungarian, French summary).

Schréter Z. 1954: Geologic and hydrogeologic conditions of the old

mass of Bükk Mountains.  Hidr. Közl. 34, 7—8, 287—294, 369—
381 (in Hungarian).

Schubert J.K. & Bottjer D.J. 1995: Aftermath of the Permian—Trias-

sic mass extinction event: Paleoecology of Lower Triassic car-
bonates  in  the  western  USA.  Palaeogeogr.,  Palaeoclimat.,
Palaeoecol. 116, 1—39.

Shinn E.A., Steinen R.P., Dill R.F. & Major R.P. 1993: Lime-mud

layers  in  high-energy  tidal  channels,  a  record  of  hurricane  de-
posits. Geology 21, 603—606.

Tollmann A. 1976: Analyse des klassischten Nordalpinen Mesozoi-

kums,  Stratigraphie,  Fauna  und  Fazies  der  Nördlichen  Kalkal-
pen. Franz Deuticke, Wien, 50—65.

Tucker  M.  &  Wright  V.P.  1990:  Carbonate  Sedimentology.  Black-

well Science, Oxford, 1—482.

Wright  V.P.  &  Burchette  T.P.  1996:  Shallow-water  carbonate  envi-

ronments.  In:  Reading  H.G.  (Ed.):  Sedimentary  environments
and facies. Blackwell Scientific Publications, Oxford, 325—394.

Wright  V.P.  &  Faulkner  T.J.  1990:  Sediment  dynamics  of  Early

Carboniferous ramps: a proposal. Geol. J. 25, 139—144.

Yin  H.  1993:  A  proposal  for  the  global  stratotype  section  and  point

(GSSP) of the Permian-Triassic boundary. Albertiana 11, 4—30.

Yin  H.,  Zhang  K.,  Wu  S.  &  Peng  Y.  1996:  Global  correlation  and

definition  of  the  Permian-Triassic  boundary.  In:  Yin  H.  (Ed.):
The  Palaeozoic-Mesozoic  boundary.  Candidates  of  the  global
stratotype section and point of the Permian-Triassic boundary.
Dedicated to the 30

th

  International  Geological  Congress.  Chi-

na University of Geosciences Press, Wuhan, 3—28.

Zhang Z., Claoué-Long J. C., Ma G. & Du S. 1992: Age determina-

tion of the Permian-Triassic boundary at Meishan, Changxing,
Zhejiang Province. Geol. Rev. 38, 4, 272—281 (in Chinese, En-
glish summary).

Zhang  K.,  Ding  M.,  Lai  X.  &  Liu  J.  1996:  Conodont  sequences  of

the Permian-Triassic boundary strata at Meishan section, South
China.  In:  Yin  H.  (Ed.):  The  Palaeozoic-Mesozoic  boundary.
Candidates  of  the  global  stratotype  section  and  point  of  the
Permian-Triassic boundary. Dedicated to the 30

th

 International

Geological  Congress.  China  University  of  Geosciences  Press,
Wuhan, 57—64.