Kónya Péter (szerk.): A Bakony-Balaton-felvidék vulkáni terület ásványai - TQS Monographs 1. (Miskolc - Budapest, 2015)
Kónya P.: A Bakony-Balaton felvidék vulkáni terület földtana
34 KÓNYA P.: Fejlődéstörténete az alpi hegységképződési fázist követően valószínűleg nem különbözhetett a Déli-Bakonyétól, és az üledékképződés is hasonló környezetben folyhatott. A középső-késő-krétában és a neogén elején a Bakony szinklinális szerkezetének kialakulása során azonban a szárnyakon intenzív lepusztulás zajlott, amelynek eredményeként a felsőtriász-miocén rétegsorok eltűntek (Budai et al. 1999b, Haas 2004). A középhegység Ny-i részén (Bakony) a jura kezdetén (kb. 206 millió évvel ezelőtt) még folytatódott a karbonátplatform fejlődése sekélytengeri mészkő képződésével (Kardosréti Mészkő Formáció — krJ,), majd megindult a platform feldarabolódása és gumós mészkő (Pisznicei Mészkő Formáció — PJ,) lerakódása (Bence et al. 1990 és 4. ábra). A blokkos tagolódás következtében tenger alatti magaslatok, árkok és a kettő között tektonikus lejtők alakultak ki, amelyeken változatos fáciesek jelentek meg. A hátságokat övező lejtőlépcsőkön a Hierlatzi Mészkő Formáció (hJ,), a lejtőlábi területeken az Isztiméri Mészkő Formáció CJ,), míg a hátságoktól távoli területeken a Tűzkövesárki Mészkő Formáció (4,) fejlődött ki (Bence et al. 1990, Gyalog & Császár 1990). A liász végén (kb. 179 millió évvel ezelőtt) a blokkos tagolódás alábbhagyott, ugyanakkor jelentős süllyedés vette kezdetét. A világ számos pontján kialakult anoxikus esemény a Bakonyban mangánérc képződését eredményezte (Úrkúti Mangánérc Formáció — uJj). A kora-középső-jura határán az árkokban, illetve medencékben pelites-karbonátos pelágikus üledékképződés folyt (Eplényi Mészkő Formáció — eJb2), a legmélyebb medencerészeken (Zala-medence, Sümeg) megkezdődött a radiolarit képződése (Lókúti Radiolarit Formáció —1J2 3) (Haas 1994, Császár 2005). Felső-jura-alsókréta képződmények a területen nem ismertek (Gyalog & Császár 1990). Az alsó-kréta közepén (kb. 125 millió évvel ezelőtt) általános regresszió indult (Sümegi Márga Formáció — SKI 2) (Csima & Mészáros 1976). A kora-kréta végén a középhegység nagy részén a tengeri üledékképződés megszakadt és jelentős lepusztulás vette kezdetét. A szárazulati szakaszhoz kapcsolódik a felszínre került Dachsteini Mészkő karsztosodása és töbreiben a bauxit felhalmozódása (Alsóperei Bauxit Formáció — aK2) (Haas 1994, Csima & Mészáros 1976). Az albai tenger-előrenyomulás (kb. 110 millió évvel ezelőtt) során a Tési Agyagmárga Formáció (lK2) mocsári-tavi üledékei rakódtak le. A további vízszintemelkedés következtében a Zirci Mészkő Formáció (ZK2) már sekély tengeri, lagunáris viszonyok között képződött (Gyalog & Császár 1990) (7. ábra). A késő-krétában, kb. 85 millió évvel ezelőtt az üledékgyűjtő K-i részén folyóvízi törmelékes és édesvízi lápi üledékfelhalmozódás kezdődött (Csehbányái Formáció — CK3). Ezzel egyidejűleg a D-Bakony egyes részmedencéiben édesvízi kőszénlápok alakultak ki, melyet később elegyesvízi, paralikus kőszénképződés váltott fel (Ajkai Barnakőszén Formáció — DNy Déli-Bakony Északi-Bakony Vértes-előtér ÉK Figure 7. Spatial relationship of Upper Cretaceous (Albaian) formations between South Bakony Mountains and Vértes Hills (Haas 1994) aK3) (Bence et al. 1990, Haas 1994). A felső-kréta közepén a kőszénlápok és alluviális síkságok fokozatosan normális sótartalmú sekélytengeri üledékgyűjtővé váltak. A további relatív vízszintemelkedés következtében rudistás mészkőből felépülő karbonátplatform alakult ki (Ugodi Mészkő Formáció — UK3). A platformok közötti mély medencékben pelites-karbonátos üledékképződés folyt (Polányi Márga Formáció •— PK3) (Jámbor & Korpás 1974; Császár, 1998). Kainozoikum A kréta végi kiemelkedést követően a paleocén-kora-eocén folyamán a Bakony szárazulattá vált. Erőteljes areális lepusztulás, tönkösödés ment végbe. A lepusztulást követő kontinentális üledékképződés során halmozódtak fel a Gánti Bauxit Formációba (gE,) tartozó bauxittelepek (pl. nyirádi, szőci, csabrendeki) (Bence et al. 1990). A bauxitot a középsőeocén kezdetén (kb. 50 millió évvel ezelőtt) érkező transzgresszió üledékei fedték be (Darvastói Formáció — dtE2), amelyre sekélytengeri mészkő (Szőci Mészkő Formáció — SE2) rakódott (Dudich & Kopek 1980). Az eocén-oligocén határon (kb. 34 millió évvel ezelőtt) a Dunántúli-középhegység nagy része szárazra került. A
