background image

GEOLOGICA CARPATHICA, DECEMBER 2010, 61, 6, 483—493                                        doi: 10.2478/v10096-010-0030-3

Strike-slip reactivation of a Paleogene to Miocene fold and

thrust belt along the central part of the Mid-Hungarian

Shear Zone






Eötvös Loránd University, Department of Geology, Pázmány Péter sétány 1/c, 1117 Budapest, Hungary;


MOL PLC., Október huszonharmadika u. 18, 1117 Budapest, Hungary

(Manuscript received October 26, 2009; accepted in revised form November 8, 2010)

Abstract: Recently shot 3D seismic data allowed for a detailed interpretation, aimed at the tectonic evolution of the
central part of the Mid-Hungarian Shear Zone (MHZ). The MHZ acted as a NW vergent fold and thrust belt in the Late
Oligocene. The intensity of shortening increased westwards, causing clockwise rotation of the western regions, rela-
tively  to  the  mildly  deformed  eastern  areas.  Blind  thrusting  and  related  folding  in  the  MHZ  continued  in  the  Early
Miocene. Thrusting and gentle folding in the MHZ partly continued in the earliest Pannonian, and was followed by
sinistral movements in the whole MHZ, with maximal displacement along the Tóalmás zone. Late Pannonian inversion
activated thrusts and generated transpressional movements along the Tóalmás zone.

Key words: tectonics, fold and thrust belt, strike-slip faulting, Mid-Hungarian Shear Zone.


The WSW-ENE striking Mid-Hungarian Shear Zone (MHZ)
separates  the  ALCAPA  and  Tisza-Dacia  mega-units  (Cson-
tos  &  Vörös  2004).  Its  importance  has  been  known  for  de-
cades,  but  the  deformation  history  of  this  zone,  lying
between  the  enigmatic  Mid-Hungarian  Line  (MHL)  to  the
south  and  the  well  resolved  Balaton—Tóalmás  lines  to  the
north, is still debated.

Reviewing and extending tectonic studies based on 2D in-

dustrial  seismic  data  (Csontos  &  Nagymarosy  1998),  the
current  study  aims  at  the  tectonic  interpretation  of  three  re-
cently  shot  overlapping  3D  seismic  cubes  of  MOL  PLC.
(1500 km


)  in  the  central  part  of  the  MHZ,  southeast  of

Budapest (Fig. 1). The Paleogene and Neogene tectonic evo-
lution is addressed, but this study does not focus on the Me-
sozoic evolution or on neotectonic events.

Geological setting

The idea that the MHL could be a mega-unit boundary was

suggested already decades ago (Géczy 1973). Based on paleo-
geographic  evidence,  Kázmér  &  Kovács  (1985)  suggested
450—500 km  dextral  strike-slip  during  the  Eocene—Oligocene
that  accompanied  the  extrusion  of  the  Transdanubian  Range
from the Alpine units. Following an initial model by Mészáros
(1984) and paleomagnetic data of Márton (1985), Balla (1984)
and Balla et al. (1987) introduced the basic and generally ac-
cepted  concept:  the  Early-Middle  Miocene  counterclockwise
rotation of ALCAPA, in contrast to the clockwise rotation of
the  Tisza-Dacia  unit  (for  a  summary  see  Csontos  &  Vörös
2004), accompanied by shearing of the Dinaric units between
the two major blocks. Dextral extrusion was accompanied by

east-oriented  extension  of  both  mega-units  into  the  Car-
pathian  embayment  (Balla  1984;  Tari  1994;  Sperner  et  al.
2002) and is largely responsible for the bulk offset between
the two blocks.

Extrusion  and  rotations  started  already  in  the  Eocene

(Fodor  et  al.  1992),  but  the  bulk  of  the  deformation  took
place  in  the  Oligocene—Early  Miocene  (Kázmér  &  Kovács
1985; Csontos et al. 1992; Fodor et al. 1992, 1998). The lack
of crustal thickening and formation of mountains in this de-
formed  zone  can  be  attributed  to  orogen-parallel  extension,
perhaps  facilitated  by  increased  heat  flux  caused  by  large
amounts  of  Miocene  syn-tectonic  volcanics  (Csontos  &
Nagymarosy 1998; Kovács et al. 2007).

Between the ALCAPA Mega-unit (Csontos & Vörös 2004;

Schmid et al. 2008), consisting of the Eastern Alps, Western
Carpathians  and  Transdanubian  Range,  and  the  Tisza  Mega-
unit, made up of the Mecsek, Villány-Bihar and Codru units,
an  elongated  zone  with  Dinaric-type  rocks  is  found.  In  the
following, the MHZ is defined as the tectonic zone with Dina-
ric  basement  between  the  ALCAPA  and  Tisza  mega-units,
bounded by the MHL to the south and the Balaton—Tóalmás
lines to the north.

The MHL is regarded as the boundary fault between the Tisza

and the MHZ. The approximate location of the line has been
known  from  borehole  data  (summarized  by  Fülöp  &  Dank
1987; Dank & Fülöp 1990; Haas et al. 2010) and geophysical
anomaly  maps  (e.g.  Haáz  &  Komáromy  1966;  Szabó  &
Sárhidai  1989),  but  only  a  few  studies  have  tried  to  actually
locate  the  boundary  fault  on  seismic  sections  (Csontos  &
Nagymarosy  1998  around  the  current  study  area;  Csontos  et
al. 2005 south of lake Balaton in the west). Technical difficul-
ties  arise  from  the  optimalization  of  industrial  seismic  pro-
cessing for the uppermost sedimentary infill, not for basement
structures  below,  as  well  as  from  imaging  problems  under

background image



thick volcanic sequences. Due to the lack of exposures in the
majority  of  the  Pannonian  Basin,  the  exact  surface  position
and structural style of the MHL still raises questions. Only at
the  Poiana  Botizii  area,  the  assumed  eastern  termination  of
the MHL (Balla 1984; Csontos et al. 1992; Győrfi et al 1999;
Tischler et al. 2007) can the contact be directly observed: here
ALCAPA  is  thrust  over  Tisza-Dacia.  The  affiliation  of  the
zone near its assumed western end, close to Zagreb, is also de-
bated (Tari & Pamić 1998; Tomljenović & Csontos 2002).

The boundary of ALCAPA and the MHZ is much better de-

lineated: a steep fault or fault zone called the Balaton line was
recognized  long  ago.  Considering  paleomagnetic  rotations
(Márton  &  Fodor  1995,  2003),  paleogeographic  (Kázmér  &
Kovács  1985;  Csontos  &  Vörös  2004)  and  geodynamic  im-
plications (Kovács et al. 2007; Schmid et al. 2008; Kovács &
Szabó 2008; Ustaszewski et al. 2008), the Balaton line is the
continuation  of  the  Periadriatic  Line,  separating  the  Eastern
and Southern Alps. Because the name comes from lake Bala-
ton  (Fig. 1),  this  is  a  valid  name  in  the  western  part  of  the
country.  In  a  neotectonic  study  of  the  region  (Fodor  et  al.
2005a), partly overlapping with the current study area, the east-
ern continuation of the Balaton line has been called the Tóalmás
line (or zone). As we deny the direct continuity of the strike-slip
system to the west (a separate study focusing on this issue is in
preparation), this latter name will be used in the following.


This  study  focuses  on  the  MHZ.  To  overview  the  evolu-

tion of the area, however, a short description of the general
stratigraphic buildup in, and to both sides of the zone is giv-
en below.

The basement of the MHZ is greatly different from the one

found north and south of it. On ALCAPA, Paleozoic to Me-
sozoic sequences with Alpine affinities are found (Vörös et
al. 1990; Haas et al. 1995). Bükk-type and so Dinaric base-
ment rocks characterize the MHZ between the Mid-Hungari-
an  and  Balaton-Tóalmás  lines  (Wein  1969;  Balla  1984;
Csontos et al. 1992) with a weak Cretaceous regional meta-
morphism (Árkai et al. 1995). As for crystalline rocks, only
some  Variscan  granites  and  Paleogene  tonalites  are  found
along the Balaton line (Fülöp & Dank 1987). In contrast, on
the  Tisza-Dacia  block,  high-grade  metamorphic  rocks
(Cserepes-Meszéna  1986)  and  late  Variscan  granites  (Buda
1992)  represent  the  basement  of  the  non-metamorphosed,
Mesozoic sedimentary formations in Germanic facies (Géczy
1973; Kovács 1982; Vörös 1993).

Upper Cretaceous rocks are almost absent in the MHZ. To the

south on Tisza-Dacia, however, Upper Cretaceous deep marine
red marls, conglomerates and other clastics occur in several ma-
jor synforms (Szentgyörgyi 1989) in great thickness.

Fig. 1. Location map of the investigated area.

background image



The Paleogene sequences also strongly differ on both sides

of the MHL. The variable sequences north of the line, in the
North  Hungarian  Paleogene  Basin  (Báldi  &  Báldi-Beke
1985;  Fodor  et  al.  1992;  Tari  et  al.  1993)  comprise  Upper
Eocene  clastics,  limestones,  and  deep  marine  marls,  fol-
lowed by anoxic deposits and deep marine clays in the Oli-
gocene. This sedimentation terminated with an erosional event
ca.  25 Ma.  Tuff  horizons  in  the  Paleogene  deposits  of  the
Mid-Hungarian Zone indicate continuous volcanic activity.

South  of  the  MHL,  Paleogene  rocks  are  restricted  to  the

Szolnok  trough  (Nagymarosy  &  Báldi-Beke  1993),  where
marine clastics are topped by Oligocene shales. No such de-
posits are found in the immediate surroundings of the MHL.

While north of the MHL a shallow marine Lower Miocene

sandstone  unit  covers  the  Oligocene  (Sztanó  &  Tari  1993),
in  the  south,  rocks  of  similar  age  are  missing.  Isochronous
turbidites  are  only  found  in  the  Transylvanian  prolongation
of the Szolnok trough (Nagymarosy & Báldi-Beke 1993).

Despite significant thickness changes close to the MHL, Mid-

dle  and  Upper  Miocene  deposits  cannot  be  differentiated  any
more on both sides. Ample Middle Miocene volcanics mark the
vicinity of the MHL. After an episode of shallow marine lime-
stone  formation,  the  clastic  infill  of  lake  Pannon  characterizes
the Late Miocene and Pliocene sedimentation of the area.

Seismic stratigraphy and interpretation

The  following  3D  seismic  horizons  (supplemented  by

some  2D  lines)  were  mapped  using  GeoProbe  and  Seis-


(Fig. 2):

1.  Base  Pannonian:  a  regional  unconformity  at  11.6 Ma

(Piller et al. 2007), characterized by high amplitude positive
reflections. The Pannonian of the Central Paratethys includes
Upper Miocene as well as Pliocene standard stages, although
no well data have been examined to prove Pliocene ages in
the area. In the following, we will use the terms ‘Pannonian’
for the units above, and ‘Early to Middle’ or ‘pre-Pannonian’
Miocene for the units below this unconformity.

2.  Base  Miocene:  negative  reflections,  mainly  above  Oli-

gocene clayey formations, often, but not always with an ero-
sional  contact.  Lower  and  Middle  Miocene  units  were  not
further differentiated.

3. Top  Eocene:  positive  reflections  above  carbonates.  As  at

some  locations  Oligocene  formations  are  extremely  thin,  or
even missing, Eocene rocks may directly underlie the Miocene.

A model of the area was built with the Move Software of

Midland  Valley  Ltd.  Because  no  significant  difference  be-
tween  time  and  depth  surface  patterns  was  expected,  no
depth conversion has been undertaken.

Interpreted structures

Deformation patterns were mainly obtained from two-way

travel  (TWT)  time  maps  of  interpreted  horizons  (Figs. 3,  7
and 8). Please note that the maps are not northward oriented.
Individual  maps  show  the  superposition  of  (1)  the  paleoto-
pography  at,  and  (2)  the  total  deformation  after  the  time  of
formation.  In  the  following,  structures  are  discussed  from
‘top  to  bottom’,  that  is  beginning  from  the  youngest,  and
proceeding to older ones.

Fig. 2. Uninterpreted and interpreted seismic section with identified horizons and characteristic structures. Note small arrows for horizon termina-
tions. Horizon styles apply for all seismic lines shown later. For location see Fig. 1. The foredeep of NW-vergent thrusts in the central part is a
Pannonian structure, as Lower and Middle Miocene formations thicken only in the north-western part, indicating a shift of depocenters.

background image




The Pannonian and post-Pannonian deformation pattern is

dominated  by  (1)  the  Tóalmás  zone  and  (2)  NW  vergent
thrust propagation folds (Fig. 3).

The  Tóalmás  zone  is  a  slightly  bent,  NE-SW  trending

strike-slip  system,  perhaps  terminating  just  at  the  eastern
margin  of  cube  B.  Here,  at  Tóalmás,  an  asymmetric  strike-
slip  pop-up  complex  (Fig. 4)  creates  a  pronounced  ridge.
Pannonian sedimentation starts on the north-western side of
the  ridge:  the  earliest  Pannonian  reflectors  onlap  against  the
elevated high, and are even normally offset. This indicates the
transtensional activity of the zone in earliest Pannonian times.
The  Late  Pannonian  reflectors  form  a  broad,  asymmetrically
SE-wards  tilted  antiform  above  the  larger  strike-slip  zone,

suggesting young, perhaps Pliocene or even Quaternary dom-
ing (see also Ruszkiczay-Rüdiger et al. 2007, 2009).

Two steep strike-slip fault segments form a right-stepping

stepover north of Tóalmás (Fig. 3). A small east-vergent re-
verse fault between them offsets top Eocene and base Mio-
cene  horizons,  and  drags  base  Pannonian,  thus  creating  a
restraining  stepover.  The  geometry  of  this  structure  clearly
shows a sinistral character.

The  above  mentioned  pop-up  structure  marks  the  eastern

end of the continuous Tóalmás zone. When trying to map the
fault zone on 2D seismic lines NE of 3D cube B, no clear ev-
idence  for  further  prolongation  of  similar  structures  was
found. Even in 3D, fault splays around Tóalmás suggest the
ending  of  the  strike-slip  zone.  However,  the  Darnó  Zone,  a
prominent strike slip and thrust zone with a Mesozoic-Paleo-

Fig. 3. Base Pannonian TWT time map. See text for details.

Fig. 4.  Uninterpreted  and  interpreted  seismic  section  in  cube  B.  For  horizon  style  see  Fig. 2,  for  location  Fig. 1.  Note  the  asymmetrical
character of the strike-slip zone, forming a wide dome in the Late Pannonian (probably even younger). Lower and Middle Miocene forma-
tions are thickest in the vicinity of this zone, indicating post-Early to Middle Miocene uplift.

background image



gene core is found on the trend and in the apparent continua-
tion of the Tóalmás zone (Fig. 9).

At Sülysáp the strike-slip fault splits into two parallel seg-

ments,  creating  a  narrow  trench  in-between  that  runs  west-
wards  for  ca.  25 km  to  the  SW,  with  minor  undulations  in
the base Pannonian surface. Near the western end of cube C,
the southeastern fault segment turns SSW and then diminish-
es: it cannot be traced on 2D lines nearby.

A third, blind segment can be traced in cube C. Above this,

on  the  southern  flank  of  the  Tóalmás  zone,  one  large  (in  the
immediate  north-eastern  vicinity  of  Fig. 6)  and  two  smaller,
almost perpendicular incisions can be observed at the base of
Pannonian  formations.  We  interpret  these  features  as  slump
scars on the faulted margin above the blind fault segment.

A steep SE dipping fault at M with relatively large normal

separation,  and  similar  structures  at  the  north-western
boundary of the Pánd High, between Pánd and M as well as
east  of  Tóalmás  can  be  interpreted  as  Riedel  shears  to  the
main sinistral strike-slip zone. These faults detach/diminish
in the Lower to Middle Miocene strata (Fig. 7B), and suggest
that  strike-slip  movements  in  the  Pannonian  were  not  re-
stricted to the Tóalmás zone s.str., but occurred in a broader

zone  within  the  MHZ.  Strike-slip  motions  along  the  north-
western  boundary  fault  of  the  Örkény  High  cannot  be  ex-
cluded either, due to its steep dip (Fig. 6).

South-westwards  increasing  intensity  of  compressional

structures characterizes the MHZ. The N-S trending ridge at
Jászberény  (Fig. 3)  might  be  caused  by  the  activity  of  a
W-vergent blind thrust below, although the Pannonian activ-
ity of this structure is unclear.

A  larger  footwall  syncline  with  syntectonic  Lower  Pan-

nonian sedimentary infill is found in cube A (Fig. 3). Here,
and  near  the  north-eastern  margin  of  the  Örkény  High
(Fig. 6), normal faults accommodate space problems on syn-
cline limbs. The possible strike-slip component of the main
normal  fault  might  be  related  to  the  movements  of  the
Tóalmás zone (see above).

The  elevated  ridge  of  the  base  Pannonian  surface  between

Sári  and  Farmos  is  a  thrust  propagation  anticline  that  gently
plunges  NE-wards  with  decreasing  offset  along  faults.  This
means that the southwestern areas are much more elevated than
those in the NE. A major step in the base Pannonian surface is
seen  at  Pánd.  Another,  shorter  thrust  (and  related  anticline)  to
the NW of the mentioned one diminishes within cube C.

Fig. 5. Uninterpreted and interpreted seismic section in cube B. For horizon style see Fig. 2, for location Fig. 1. Note the increased Oli-
gocene thickness in the SE, perhaps related to relay structures – see Fig. 8.

Fig. 6. Uninterpreted and interpreted seismic section in cube C. For horizon style see Fig. 2, for location Fig. 1.

background image



At  the  south-eastern  margin  of  cube  C,  a  slightly  bent,

NNW-SSE  oriented,  rather  diffusely  imaged  half-graben
separates the Bugyi—Sári high in the SW from all the MHZ
structures mentioned above.

NW  of  the  Tóalmás  zone  (in  cubes  B  & C)  ENE  dipping

planar  normal  faults  offset  Lower  Pannonian  formations,
creating  a  bookshelf  structure  (Tari  1992;  Németh  1999;
Fodor  et  al.  2005;  Ruszkiczay-Rüdiger  et  al.  2007).  These
faults all terminate against the main strike-slip zone.

In the easternmost parts (Fig. 1), the margin of the Jászság

Basin was mapped: Early Pannonian delta systems prograde
into the SE-ward deepening basin.

Early and Middle Miocene

Lower  and  Middle  Miocene  formations  were  not  distin-

guished during seismic mapping, thus any distinction between
tectonic events of different pre-Pannonian Miocene age is hy-
pothetical.  The  Early  and  Middle  Miocene  deformation  pat-
tern is illustrated on a TWT time map (Fig. 7A) as well as on a
TWT thickness map (Fig. 7B). The Early and Middle Miocene
deformation is – to some extent – similar to the Pannonian
pattern, but also shows characteristic differences.

Pre-Pannonian  Miocene  structures  are  much  more  offset

on either side of the Tóalmás zone to be sufficiently correlat-
ed,  although  thickness  variations  at  the  restraining  stepover
north  of  Tóalmás  confirm  that  at  least  at  some  time  within
the  Early  to  Middle  Miocene,  sinistral  transpression  pre-
vailed in the zone.

NW  of  the  Tóalmás  zone  NE  dipping  bookshelf-type

faults, similar to the bulk of Pannonian deformation, charac-
terize  the  deformation  pattern;  thickness  variations  indicate
ongoing faulting throughout the Miocene.

In  the  MHZ,  structures  in  the  SW  are  more  elevated  than

those in the NE: shortening seems to increase westwards. The
transition  zone  between  the  relatively  high  and  low  regions,
lies between Pánd and Sülysáp. The most prominent feature is a
thrust propagation syncline with a thick Early/Middle Miocene
syntectonic infill (Fig. 7B) in the foreland of the Sári—Farmos—
Jászberény thrust and fault propagation anticlines. These anti-
clines,  with  their  Early/Middle  Miocene  activity  best  seen  on
the thickness map (Fig. 7B), are composed of three segments.
In the SW, two parallel anticlines are found that largely corre-
late  with  Pannonian-age  structures,  indicating  ongoing,  NW
vergent  shortening.  The  southern  fault  propagation  anticline
continues from Sári to the NE through Pánd to Farmos, where
it turns NNE to form the WNW vergent Jászberény segment,
and  gradually  diminishes  nortwards.  East  of  the  Jászberény
ridge no compressional structures are observed.

The  location  of  the  thickest  pre-Pannonian  Miocene  forma-

tions (Fig. 7B) lies SE of the topographic depression in the base
Miocene surface (Fig. 7A). This means that the Tóalmás ridge
experienced  great  uplift  in  the  Pannonian,  inverting  the  depo-
centre of the pre-Pannonian Miocene basin. This asymmetrical
uplift is shown on Fig. 4, whereas Fig. 7 demonstrates thickness
variations and depression geometry in this zone.

In the footwall syncline in cube A (Fig. 3), normal faults ac-

comodate  space  problems  on  fold  limbs.  A  similar  situation
might  exist  in  the  southern  part  of  cube  C,  where  a  narrow

trench was formed in front of normal faults (Fig. 6) at the very
margin of the 3D cube: the thrust behind can only be assumed.

All observed structures: thrusts, related folds and faults termi-

nate against a NNW-SSE oriented, ENE dipping half-graben in
the  south-western  part  of  cube  C  (Fig. 7),  coincident  with  the
Pannonian-age  structure  above  it  that  bounds  the  Bugyi-Sári
high to the SE. A closer look shows that the master fault is seg-
mented into two parts with slightly different dip directions. The
north-western segment is cut by the Tóalmás zone in the north.
The  architecture  of  the  relay  structure  between  the  two  seg-
ments is below mapping resolution. On the western side of this
fault, no mappable Early to Middle Miocene-age features were
found in the marginal zone of the 3D cube.


Paleogene  deformation  is  shown  on  a  top  Eocene  TWT

time map (Fig. 8A) and a seismic thickness map for the Oli-
gocene (Fig. 8B). To investigate Eocene tectonics, the map-
ping  of  the  pre-Tertiary  (typically  Triassic  carbonate)
basement would be necessary. A preliminary study, however,
showed no major difference in the topography of top Eocene
and  the  top  of  the  Mesozoic  basement  –  the  interpretation
of the latter one is thus omitted here.

Again, the structural style of both sides of the Tóalmás zone

greatly differs, indicating significant Neogene movements and
inhibiting direct correlation of the two compartments.

In  the  MHZ  a  large  number  of  flat,  mainly  NW  vergent

thrusts are found that clearly offset top Eocene, showing that
they were active in the Oligocene. Towards the SW, thrust off-
set  greatly  increases  on  individual  faults  (compare  Figs. 2,  4
and  5  with  Fig. 6),  also  increasing  uplift  in  these  regions.  In
the NE two, in the SW three major thrust sheets were mapped,
with a number of smaller transfer faults. Filling synsedimenta-
ry synclines, Oligocene formations reach their greatest thick-
ness in the foreland of the south-westernmost thrusts.

Oligocene sequences are very thin, or (in the Jászberény-

south  area)  even  missing  on  the  thrusted  Sári—Pánd—
Jászberény high, suggesting its Paleogene activity.

A step within the uplifted ridge of Oligocene formations is

seen  just  north  of  the  Pánd  area.  However,  this  is  much
sharper  than  the  similar  structure  in  the  Miocene  above  it.
This implies an increase in Oligocene thickness in the zone
between  the  steps  in  base  Miocene  and  top  Eocene  (Figs. 5
and 8B), perhaps caused by fault transfer geometries.

N  and  NW  dipping  normal  faults  also  occur  within  the

main thrust-related basin in cube A. These faults were hard
to  map,  and  seem  to  be  cut  by  thrusts,  thus  pre-dating  the
compressional phase. An alternative solution would be that,
because they are basically perpendicular to thrusts, they are
related to them.

In  the  central  and  eastern  parts,  namely  in  cubes  A  &  B,

two  larger  antithetic  (SW  vergent)  thrusts  were  mapped  at,
and east of Tóalmás. These might have initiated as a single
thrust that was offset later, or, alternatively, a relay structure
might connect them. The Tóalmás and Nagykáta Highs were
interpreted as pop-ups.

Folding intensity generally increases SW-wards. Whereas

in the NE only gentle synclines are characteristic (Figs. 4, 5),

background image



Fig. 7. Base Miocene TWT
time  map  (A)  and  TWT
time  thickness  map  (B).
Note  pattern  differences  to
conclude for pre-Pannonian
Miocene  (B)  or  Pannonian
(A) age deformation. Struc-
tures  present  on  both  maps
were active throughout both

Fig. 8. 



TWT  time  map  (A)  and
TWT  time  thickness
map  (B).  Note  pattern
differences  to  conclude
for  Oligocene  (B)  or
Early  to  Middle  Mio-
cene  (A)  age  deforma-
tion.  Structures  present
on both maps were active
throughout  both  stages.
Note  that  no  correlation
across  the  Tóalmás  zone
was possible.

background image



fold amplitude and tightness is much higher in the SW, cul-
minating in the north-western foreland of Sári (Fig. 6).

NW  of  the  Balaton  zone  NW  and  NE  dipping  normal

faults were assumed, but the vicinity of 3D cube margins in-
hibited a detailed observation of these structures.


Structural evolution: evidence and novelties for kinematics
and timing

The  Oligocene  of  the  MHZ  is  characterized  by  mainly

NW  vergent  thrusts  and  related  folds,  generated  in  a  stress
field  with  NW-SE  compression.  The  amount  of  shortening
increases  westwards,  with  a  major  intensity  change  in  the
Pánd area. The thrust system starts to build up in cube A, a
feature first described here. The main strike of structures is
NE-SW  in  the  west,  and  turns  gradually  to  N-S  eastwards.
This change in apparent strike might be due to many factors,
but  we  suggest  that  it  is  mainly  on  the  account  of  different
amounts  of  thrusting.  Since  the  folds  and  thrusts  seem  to
fade away towards the east, it is proposed here that the origi-
nal  shortening  direction  was  WNW—ESE  (still  preserved  in
the orientation of the easternmost structures), but due to rota-
tions  induced  by  increasing  shortening  towards  the  west  it
changed apparently to NW-SE there (Fig. 9).

Although  the  Paleogene  shortening  directions  in  the  re-

gion suggested by Csontos & Nagymarosy (1998) are similar
to  our  ideas,  the  interpretation  of  recently  shot  high  quality

3D seismic surveys showed thrust vergencies opposite to the
south-eastern ones proposed by those authors.

The  large-scale  model  of  Fodor  et  al.  (1999)  supposes

NW-SE to WNW-ESE oriented compression, NW to WNW
vergent thrusting and related folding in the MHZ of the cur-
rent study area between the Middle Eocene and the late Early
Oligocene. This is roughly in accordance with our results.

In the Buda Mts, Fodor et al. (1994) demonstrated WNW-

ESE compression in the Late Paleogene and Early Miocene,
with  ESE  vergent  blind  thrusting  and  E-W  oriented  dextral
transpressional  strike-slip  zones  at  the  range  margins.  The
main  shortening  directions  are  identical  to  our  supposed
original  (i.e.  eastern)  ones,  therefore  it  is  probable  that  no
large scale structures separated the MHZ from the Buda Mts
in these times. In other words the Tóalmás zone, as a strike-
slip belt, was not yet active, an idea also supported by short-
ening directions in the western parts of the study area being
perpendicular  to  the  zone  (Fig. 9).  However,  the  different
orientations of structures in the west suggest compartmental-
ization along the strike of the belt.

The zone north of the MHZ shows signs of NW-SE as well

as NE/ENE-SW/WSW oriented tension. The assumed NW-SE
oriented  extensional  regime  does  not  correlate  with  known
stress fields – but this is not fully constrained because it is
at the margin of the study area.

The  pre-Pannonian  Miocene  in  the  MHZ  generally  fol-

lows  Paleogene  patterns,  with  some  important  differences.
Compression  is  apparently  E-W/NNW-SSE  oriented  in  the
east,  but  NW-SE  in  the  western  parts;  this  could  be  ex-
plained  by  the  rotation  model,  similarily  to  the  Paleogene

Fig. 9. Work hypothesis for the Late Paleogene of the region showing possible connec-
tions of tectonic units. Dashed boxes show source of maps: Buda Mts – Fodor et al.
1994; Darnó Zone – Fodor et al. 2005b; MHZ – this study. For details see text.

situation  (see  above).  The  model  for  the
MHZ Early Miocene (Eggenburgian—Ottnan-
gian) of Fodor et al. (1999) nicely fits these

Syntectonic  depocentres  in  thrust  fore-

deeps,  shown  in  detail  for  the  first  time  in
our  work  (Figs. 7—8B),  indicate  increased
shortening  in  the  central-western  zones;  the
cube C region underwent the largest shorten-
ing.  The  lack  of  thick  foreland  deposits  can
be  attributed  to  the  (present  day)  vicinity  of
the Tóalmás zone. Normal faults on syncline
limbs have a geometrical/gravity reason and
possibly  do  not  relate  to  any  regional  stress

ENE-WSW  oriented  tension  of  unclear

Miocene  age  can  be  derived  from  the  half-
graben  bounding  the  Bugyi-Sári  high.  Mio-
cene  structures  terminate  against  this
structure.  Based  on  2D  data,  Csontos  &
Nagymarosy  (1998)  mapped  N-S  striking
post-Pannonian  normal  faults  around  the
Bugyi  High,  but  their  position  shows  slight
differences  from  the  structure  seen  in  the
high resolution 3D seismics, and also has op-
posite dips (W in the previous, E in the cur-
rent  work).  The  bent  character  (in  the
Pannonian), and assumed relay structure be-
tween  mapped  segments  (pre-Pannonian

background image



Miocene) are also considered as novelties. The evaluation of
the Bugyi-Sári high will be the subject of a separate paper.

Tensional  directions  at  the  eastern  margin  of  the

Jászberény ridge comply with late Middle Miocene (Sarma-
tian) data of Fodor et al. (1999) in the Jászság Basin. The ob-
tained NE-SW oriented tension north of the MHZ complies
with  stress  field  directions  in  the  Middle  Miocene  (Karpa-
tian—Badenian)  of  the  Zagyva  half-graben  in  the  northern
continuation of the study area (Benkovics 1991). Bearing in
mind that this zone is at the margin of our study area, with
only small fault segments to map north of the Tóalmás zone,
the existence of the late Middle Miocene (Sarmatian) E-W to
NW-SE tension of the Zagyva half-graben (Benkovics 1991;
Fodor et al. 1999) was not proven in the study area.

In the Pannonian, bulk shortening continued, but individ-

ual  thrusts  were  hard  to  recognize:  gentle  folds  suggest  the
uplift or subsidence of broader areas. The – in detail previ-
ously unpublished – syncline in cube A (Fig. 3) has a thick
Lower Pannonian syntectonic infill proving its activity.

Anticlines in the western area also show Early Pannonian

NW-SE  compression,  slightly  different  from  the  idea  of
Fodor et al. (1999), who suggested NNW-SSE oriented com-
pressional directions for this period.

The sinistral character of the Tóalmás zone in the Early Pan-

nonian (compatible with the ideas of Csontos & Nagymarosy
(1998),  Fodor  et  al.  (1999)  and  Ruszkiczay-Rüdiger  et  al.
(2007)) is constrained by the restraining step-over at Tóalmás
(Fig. 2),  first  imaged  in  great  detail  here.  Steep  NNE-SSW
striking faults as synthetic Riedel shears at M, Pánd and in be-
tween,  as  well  as  east  of  Tóalmás,  also  suggest  widespread
left-lateral  movements.  All  these  features  corroborate  the  –
previously  not  supposed  –  idea  that  sinistral  displacement
was  not  restricted  to  the  Tóalmás  zone,  but  distributed  in  a
wider  deformation  belt,  presumably  including  the  whole
MHZ. This event clearly post-dates folding mentioned above,
but is still constrained to the Early Pannonian.

Although still a problem to be solved, the splayed character

of  the  Tóalmás  zone  near  Tóalmás  (Fig. 2),  proves  that  the
eastern termination of the zone has to be close to the present
study area. So far, no clear correlation with structures further
to the E/NE, such as the Darnó Zone (Fodor et al. 2005b), has
been found, but similarities in the Paleogene tectonic style and
shortening directions of the Darnó Zone and the eastern parts
of the mapped area suggest that these regions could have been
connected to each other (Fig. 9), and were separated only later,
most likely during the Miocene.

NE-SW  oriented  normal  faulting  north  of  the  MHZ  is

compatible with structures in the Zagyva Graben (Benkovics
1991; Fodor et al. 1999), indicating the existence of a single
northern unit. The same applies to the Buda Mts, where E-W
to NW-SE oriented tension prevailed from the Middle Mio-
cene until the Pliocene (Fodor et al. 1994), indicating a sin-
gle unit with only minor internal rotations.

The last documented phase affects even Upper Pannonian

deposits.  Thrusts  as  well  as  segments  of  the  Tóalmás  zone
were  reactivated  during  this  event.  This  is  corroborated  by
doming  of  the  Upper  Pannonian  at  Tóalmás, as  already  ob-
served by Fodor et al. (2005a) and Ruszkiczay-Rüdiger et al.
(2007).  As  no  detailed  sedimentological  mapping  for  the

Pannonian  has  been  undertaken,  the  absolute  age  of  this
phase remaines to be solved.

Almost no evidence is seen regarding the pre-Pannonian ac-

tivity of the Balaton—Tóalmás zone. Stress field correlations
(see above) suggest that the MHZ and ALCAPA were not sep-
arated by large-scale structures, so no great offset is expected.
The Budaörs right lateral shear zone (Fodor et al. 1994) has a
similar  trend  to  the  Tóalmás  zone,  suggesting  that  the  latter
one  could  also  have  acted  as  a  dextral  strike-slip  fault  zone
during  the  Paleogene,  or,  more  likely,  in  the  Early  Miocene
(Fig. 9).  Its  Paleogene  activity  is  debated,  as  –  based  upon
thrust dips – Paleogene shortening directions in the western
parts  of  the  study  area  are  basically  perpendicular  to  the
Tóalmás  zone.  We  thus  assume  that  the  activity  of  the
Tóalmás  zone  started  in  the  Early  Miocene.  Along  this  zone
only  a  (most  likely  late  Middle  Miocene)  sinistral  transpres-
sional event could be documented. In the Early Pannonian, a
possibly  large,  but  still  undetermined  amount  of  sinistral
movement  was  determined,  as  discussed  already  by  Csontos
& Nagymarosy (1988) and Ruszkiczay-Rüdiger et al. (2007).
Associated structures suggest that after the cessation of NW-SE
compressive folding, probably the whole MHZ acted as a sin-
istral  strike-slip  zone  in  the  Early  Pannonian,  with  maximal
displacement along the Tóalmás zone.

Geodynamic implications

As  an  inter-plate  deformation  zone  during  the  Paleogene

and  Early  Miocene,  the  MHZ  shows  signs  of  significant
shortening. Balla (1984) and Csontos et al. (1992) suggested
that the ALCAPA and Tisza blocks underwent opposite rota-
tions.  The  idea  was  based  on  paleomagnetic  data  (Márton
1985; Márton & Márton 1989; Márton & Fodor 2003). Bear-
ing  the  sheared  character  of  the  MHZ  in  mind,  the  above
mentioned changes in Paleogene and Early Miocene tectonic
directions along the study area strike can easily be regarded
as internally rotating blocks within the MHZ.

Because no mountain chain is found in the zone, and even the

crust  is  strongly  thinned  (Kilényi  &  Šefara  1989),  Csontos  &
Nagymarosy  (1998)  proposed  significant  orogen-parallel,  that
is NE-SW oriented stretching. Detailed mapping in this study,
however, failed to detect such large scale extensional structures
in the Paleogene and Early Miocene: only small normal faults,
mainly  perpendicular  to  thrusts,  were  found,  suggesting  that
the  loci  of  Late  Paleogene—Early  Miocene  stretching  were
elsewhere (see also Tomljenovic & Csontos 1999; Csontos et
al. 2005). In any case, this issue needs further investigations.

As the MHL runs south of the study area proper, the geo-

metry  and  deformation  along  the  MHL  itself  remains  to  be
solved. The general NW vergent character of Paleogene and
Miocene thrusting, however, suggests that – at least in this
part of the orogen – the MHZ, intermittent between the Tisza
and ALCAPA, likely overrode ALCAPA, in contrast to the
idea  of  Csontos  &  Nagymarosy  (1998)  and  Schmid  et  al.
(2008). As an alternative, the described thrusts in the present
work  may  form  a  larger  backthrust  zone  to  the  main,  SE
verging thrust of the MHL.

The activity of the Tóalmás zone is likely to have started

only after the Paleogene, but its correlation with the Balaton

background image



and Periadriatic lines is a question to be further analysed. It
is  possible  that  the  belt  currently  defined  as  the  Tóalmás
strike-slip  zone  is  a  reactivation  of  a  Paleogene  tectonic
zone, an idea also supported by the fact that basement rocks
essentially differ on both sides of the zone, while facies di-
versity diminishes in the younger formations.


On the basis of detailed maps of horizons for top Eocene,

base  Miocene  and  base  Pannonian,  as  well  as  on  fault  geo-
metries  from  3D  seismics,  the  structural  evolution  of  the
studied segment of the MHZ can be described as follows.

1.  The  MHZ  acted  as  a  generally  NW  vergent  fold  and

thrust belt at least in the Late Oligocene, beginning probably
already in the late Early Oligocene.

2.  The  intensity  of  shortening  generally  increased  west-

wards, with a major step at Pánd. It is likely that the gradual
change in thrusting directions to the west was caused by dif-
ferential rotation within the shear zone between the ALCAPA
and Tisza blocks, with the original shortening directions pre-
served in the relatively mildly deformed eastern parts.

3. Transport directions in the Early Miocene were similar

to  those  of  the  Oligocene,  but  instead  of  hard-linked  faults,
blind thrusts and related folds prevailed.

4. The Tóalmás zone (possibly as a reactivation of a Paleo-

gene  thrust  belt)  initiated  most  probably  in  the  Early  Mio-
cene as a dextral strike-slip zone.

5. Top NE thrusting and gentle folding in the MHZ partly

continued  in  the  earliest  Pannonian,  and  was  followed  by
sinistral  movements  in  the  whole  zone  (with  maximal  dis-
placement along the Tóalmás zone). The latest observed tec-
tonic  event  was  the  Pliocene-Quaternary  inversion  of  the
Tóalmás zone.

Acknowledgments:  The  authors  appreciate  the  support  of
MOL PLC., especially that of A. Király and I. Czeller. This
study  was  supported  by  the  Hungarian  Scientific  Research
Fund  (OTKA)  81530.  Discussions  with  M.  Kajári  and  A.
Milánkovich  during  seismic  mapping  were  indispensable.
The  3D  model  was  built  using  the  Move  Software  of  Mid-
land  Valley  Ltd.  The  thorough  reviews  of  S.  Schmid  and
L. Fodor are also appreciated.


Árkai  P.,  Balogh  K.  &  Dunkl  I.  1995:  Timing  of  low-temperature

metamorphism and cooling of the Palaeozoic and Mesozoic for-
mations of the Bükkium, innermost West Carpathians, Hungary.
Geol. Rdsch. 84, 334—344.

Balla Z. 1984: The Carpathian loop and the Pannonian basin: a kine-

matic analysis. Geophys. Trans. 30/4, 313—353.

Balla Z. & Dudko A. 1989: Large-scale Tertiary strike-slip displace-

ments  recorded  in  the  structure  of  the  Transdanubian  range.
Geophys. Trans. 35, 3—63.

Balla Z., R. Tátrai M. & Dudko A. 1987: Young tectonics of Central

Transdanubia  based  on  geological  and  geophysical  data.  (A
Közép-Dunántúl fiatal tektonikája földtani és geofizikai adatok

alapján.)  Ann.  Rep.  MáELGI  Geophys.  Inst.  from  1986,  74—94
(in Hungarian).

Báldi  T.  &  Báldi-Beke  M.  1985:  The  evolution  of  the  Hungarian

Paleogene basins. Acta Geol. Hung. 28, 1—2, 5—28.

Benkovics  L.  1991:  Connection  of  microtectonic  observations  and

seismic  sections  in  the  Zagyva  graben.  Unpubl.  MSc  Thesis,
Eötvös Univ., Dept. Geol.
, 1—92.

Buda  Gy.  1992:  Tectonic  settings  of  the  Variscan  granitoids  occur-

ring in Hungary and some other surrounding areas. Terra Nova
Abstr. Suppl
. 2, 10.

Cserepes-Meszéna B. 1986: Petrography of the crystalline basement

of the Danube—Tisza interfluve (Hungary). Acta Geol. Hung. 29,
34, 321—340.

Csontos L. & Nagymarosy A. 1998: The Mid-Hungarian line: a zone

of repeated tectonic inversions. Tectonophysics 297, 51—71.

Csontos L. & Vörös A. 2004: Mesozoic plate tectonic reconstruction

of the Carpathian region. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeo-
 210, 1—56.

Csontos L., Nagymarosy A., Horváth F. & Kovác M. 1992: Cenozoic

evolution of the Intra-Carpathian area: a model. Tectonophysics
208, 221—241.

Csontos L., Magyari Á., Van Vliet-Lanoe B. & Musitz B. 2005: Neo-

tectonics  of  the  Somogy  Hills  (Part II):  evidence  from  seismic
sections. Tectonophysics 410, 63—80.

Dank V. & Fülöp J. (Eds.) 1990: Structural geologic map of Hungary.

Scale 1 : 500,000. Hung. Geol. Inst., Budapest.

Fodor L., Magyari Á., Kázmér M. & Fogarasi A. 1992: Gravity-flow

dominated  sedimentation  on  the  Buda  paleoslope  (Hungary):
Record  of  Late  Eocene  continental  escape  of  the  Bakony  unit.
Geol. Rdsch. 81, 3, 695—716.

Fodor L., Magyari Á., Fogarasi A. & Palotás K. 1994:


Tertiary tec-

tonics  and  Late  Palaeogene  sedimentation  in  the  Buda  Hills,
Hungary.  A  new  interpretation  of  the  Buda  Line.  (Tercier
szerkezetfejlődés és késő-paleogén üledékképződés a Budai he-
gységben,  A  budai-vonal  új  értelmezése.)  Földt.  Közl.  124,  2,
129—305 (in Hungarian).

Fodor  L.,  Jelen  B.,  Márton  E.,  Skaberne  D.,  Car  J.  &  Vrabec  M.

1998: Miocene-Pliocene evolution of the Slovenian Periadriatic
fault:  implications  for  Alpine  Carpathian  extrusion  models.
Tectonics 17, 5, 690—709.

Fodor L., Csontos L., Bada G., Györfi I. & Benkovics L. 1999: Ceno-

zoic tectonic evolution of the Pannonian basin system and neigh-
bouring orogens: a new synthesis of paleostress data. In: Durand
B., Jolivet L., Horváth F. & Séranne M. (Eds.): The Mediterra-
nean basins: Cenozoic extension within the Alpine orogen. Geol.
Soc. London, Spec. Publ
. 156, 295—334.

Fodor L., Bada G., Csillag G., Horváth E., Ruszkiczay-Rüdiger Zs.,

Palotás  K.,  Síkhegyi  F.,  Tímár  G.,  Cloetingh  S.  &  Horváth  F.
2005a: An outline of neotectonic structures and morphotectonics
of the western and central Pannonian Basin. Tectonophysics 410,

Fodor L., Radócz Gy., Sztanó O., Koroknai B., Csontos L. & Harangi

Sz. 2005b: Post-conference excursion: tectonics, sedimentation
and magmatism along the Darnó Zone. GeoLines 19, 142—162.

Fülöp J. & Dank V. (Eds.) 1987: Geological Map of Hungary, with-

out  Cenozoic  Formations.  (Magyarország  földtani  térképe  a
kainozoikum elhagyásával.) Scale 1 : 500,000. Hung. Geol. Inst.,

Géczy B. 1973: Plate tectonics and paleogeography in the East-Medi-

terranean Mesozoic. Acta Geol. Hung. 17, 421—428.

Győrfi I., Csontos L. & Nagymarosy A. 1999: Early Cenozoic struc-

tural  evolution  of  the  border  zone  between  the  Pannonian  and
Transylvanian  basins.  In:  Durand  B.,  Jolivet  L.,  Horváth  F.  &
Séranne M. (Eds.): The Mediterranean basins: Cenozoic exten-
sion within the Alpine orogen. Geol. Soc. London, Spec. Publ.
156, 251—267.

background image



Haas  J.,  Kovács  S.,  Krystyn  L.  &  Lein  R.  1995:  Significance  of

Late  Permian—Triassic  facies  zones  in  terrane  reconstructions
in  the  Alpine—North  Pannonian  domain.  Tectonophysics  242,
1, 19—40.

Haas J., Budai T., Csontos L., Fodor L. & Konrád Gy. (Eds.) 2010:

Pre-Cenozoic  geological  map  of  Hungary.  Scale  1 : 500,000.
Hung. Geol. Inst., Budapest.

Haáz I. & Komáromy I. 1966: Magnetic anomaly map of Hungary.

Scale 1 : 500,000. Geophys. Trans. 16 (4), Suppl.

Kázmér  M.  &  Kovács  S.  1985:  Permian—Palaeogene  palaeogeogra-

phy along the eastern part of the Insubric-Periadriatic lineament
system: evidence for continental escape of the Bakony—Drauzug
unit. Acta Geol. Hung. 28, 71—84.

Kilényi  É.  &  Šefara  J.  (Eds.)  1989:  Pre-Tertiary  basement  contour

map  of  the  Carpathian  Basin  beneath  Austria,  Czechoslovakia
and Hungary. Map scale 1 : 500,000. ELGI Hungarian Geophys.
., Budapest.

Kovács I. & Szabó Cs. 2008: Middle Miocene volcanism in the vicin-

ity of the Middle Hungarian zone: evidence for an inherited en-
riched mantle source – a review. J. Geodynamics 45, 1—17.

Kovács I., Csontos L., Szabó Cs., Bali E., Falus Gy., Benedek K. &

Zajacz  Z.  2007:  Palaeogene—early  Miocene  igneous  rocks  and
geodynamicsof  the  Alpine-Carpathian-Pannonian-Dinaric  re-
gion: An integrated approach. Geol. Soc. Amer., Spec. Pap. 418,

Kovács S. 1982: Problems of the ‘Median Massif’ and a plate-tecton-

ic  concept.  Contributions  based  on  the  distribution  of  Late-
Palaeozoic—Early  Mesozoic  isopic  zones.  Geol.  Rdsch.  71,  2,

Magyar I., Geary D.H. & Müller P. 1999: Paleogeographic evolution

of  the  Late  Miocene  Lake  Pannon  in  Central  Europe.  Palaeo-
geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 
147, 151—167.

Márton  E.  1985:  Tectonic  implications  of  paleomagnetic  results  for

the Carpatho-Balkan areas. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 17,

Márton  E.  &  Fodor  L.  1995:  Combination  of  palaeomagnetic  and

stress data – a case study from North Hungary. Tectonophysics
242, 99—114.

Márton E. & Fodor L. 2003: Tertiary paleomagnetic results and struc-

tural  analysis  from  the  Transdanubian  Range  (Hungary):  rota-
tional  disintegration  of  the  Alcapa  unit.  Tectonophysics  363,

Márton E. & Márton P. 1989: A compilation of paleomagnetic results

from Hungary. Geophys. Trans. 35, 117—133.

Márton E., Tischler M., Csontos L., Fügenschuh B. & Schmid S.M.

2007: The contact zone between the ALCAPA and Tisza-Dacia
mega-tectonic  units  of  Northern  Romania  in  the  light  of  new
palaeomagnetic data. Swiss J. Geosci. 100, 109—124.

Mészáros  J.  1984:  The  scissor-like  closing  belt  of  the  Carpathian

Basin.  MÁFI  Évi  Jelentése  az  1982.  évről,  491—500  (in  Hun-

Nagymarosy A. & Báldi-Beke M. 1993: The Szolnok unit and its prob-

able paleogeographic position. Tectonophysics 226, 457—470.

Németh L. 1999: History of subsidence and uplift, and their spatial dis-

tribution in the Gödöllő Hills. MSc Thesis, Eötvös Univ., Dept. of
Applied and Environmental Geology
, 1—89 (in Hungarian).

Piller  W.E.,  Harzhauser  M.  &  Mandic  O.  2007:  Miocene  Central

Paratethys  stratigraphy  –  current  status  and  future  directions.
Stratigraphy 4, 2/3, 151—168.

Ruszkiczay-Rüdiger Zs., Fodor L.I. & Horváth E. 2007: Neotectonics

and Quaternary landscape evolution of the Gödöllő Hills, Cen-
tral  Pannonian  Basin,  Hungary.  Global  and  Planetary  Change
58, 1—4, 181—196.

Ruszkiczay-Rüdiger Zs., Fodor L.I., Horváth E. & Telbisz T. 2009:

Discrimination  of  fluvial,  eolian  and  neotectonic  features  in  a
low  hilly  landscape:  a  DEM-based  morphotectonic  analysis  in
the  Central  Pannonian  Basin,  Hungary.  Geomorphology  104,

Schmid S.M., Bernoulli D., Fügenschuh B., Matenco L., Schefer S.,

Schuster R., Tischler M. & Ustaszewski K. 2008: The Alpine-
Carpathian-Dinaridic orogenic system: correlation and evolution
of tectonic units. Swiss J. Geosci. 101, 139—183.

Sperner B., Ratschbacher L. & Nemčok M. 2002: Interplay between

subduction retreat and lateral extrusion: tectonics of the Western
Carpathians. Tectonics 21, 6, 1051.

Szabó Z. & Sárhidai A. 1989: Residual gravity anomaly map of Hun-

gary. Scale 1 : 500,000. Eötvös L. Geophys. Inst., Budapest.

Szentgyörgyi K. 1989: Sedimentological and faciological characteris-

tics of the Senonian pelagic formations of the Hungarian Plain.
Acta Geol. Hung. 32, 107—116.

Sztanó O. & Tari G. 1993: Early Miocene basin evolution in North-

ern Hungary: Tectonics and Eustacy. Tectonophysics 226, 1—4,

Tari G. 1994: Alpine tectonics of the Pannonian basin. PhD Thesis,

Rice University, Houston, 1—501.

Tari V. & Pamić J. 1998: Geodynamic evolution of the northern Di-

narides and southern part of the Pannonian Basin. Tectonophysics
297, 269—281.

Tari  G.,  Horváth  F.  &  Rumpler  J.  1992:  Styles  of  extension  in  the

Pannonian Basin. Tectonophysics 208, 203—219.

Tari G., Báldi T. & Báldi-Beke M. 1993: Paleogene retroarc flexural

basin beneath the Neogene Pannonian basin: a geodynamic mod-
el. Tectonophysics 226, 433—455.

Tischler  M.,  Groeger  H.R.,  Fuegenschuh  B.  &  Schmid  S.M.  2007:

Miocene tectonics of the Maramures area (Northern Romania):
implications for the Mid-Hungarian fault zone. Int. J. Earth Sci.
(Geol. Rundsch.)
 96, 473—496.

Tomljenović B. & Csontos L. 2001: Neogene-Quaternary structures

in the border zone between Alps, Dinarides and Pannonian Basin
(Hrvatsko  zagorje  and  Karlovac  Basins,  Croatia).  Int.  J.  Earth
Sci. (Geol. Rundsch.)
 90, 560—578.

Ustaszewski K., Schmid S.M., Fügenschuh B., Tischler M., Kissling

E. & Spakman W. 2008: A map-view restoration of the Alpine-
Carpathian-Dinaridic  system  for  the  Early  Miocene.  Swiss  J.
 101 Suppl. 1, 273—294.

Vörös A. 1993: Jurassic microplate movements and brachiopod mi-

grations in the western part of the Tethys. Palaeogeogr. Palaeo-
climatol. Palaeoecol. 
100, 125—145.

Vörös A., Horváth F. & Galácz A. 1990: Triassic evolution of the Pe-

riadriatic margin in Hungary. Bull. Soc. Geol. Ital. 109, 73—81.

Wein  Gy.  1969:  Tectonic  review  of  the  Neogene  covered  areas  of

Hungary. Acta Geol. Hung. 13, 399—436.