A PERSÁNYI-HEGYSÉG SALAKKÚPJAINAK MORFOMETRIAI ELEMZÉSE

EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR

TERMÉSZETFÖLDRAJZI TANSZÉK

A PERSÁNYI-HEGYSÉG SALAKKÚPJAINAK MORFOMETRIAI ELEMZÉSE D IPLOMAMUNKA

Készítette:

Fodor Emőke geográfus szak, környezetföldrajzi szakirány

Témavezető:

Karátson Dávid egyetemi docens

Budapest 2010

2

TARTALOMJEGYZÉK 1. BEVEZETÉS ...................................................................................................................... 4 2. SZAKIRODALMI ÁTTEKINTÉS .......................................................................................... 6 2.1. A Persányi-hegység tágabb környezete: a Kárpát-Pannon térség földtörténete és vulkanizmusa ...................................................................................... 6 2.1.1. A Kárpát-Pannon térség szerkezetének és kialakulásának rövid áttekintése .......................................................................................................... 6 2.1.2. A Kárpátok kialakulása és vulkanizmusa ...................................................... 9 2.2. A Persányi-hegység földtani felépítése ................................................................ 13 2.3. A Persányi-hegység természetföldrajzi viszonyai .............................................. 15 2.3.1. A Persányi-hegység geomorfológiája .......................................................... 15 2.3.2. A Persányi-hegység éghajlata és növénytakarója ....................................... 18 2.4. A Persányi-hegység bazaltvulkanizmusa............................................................ 19 2.4.1. Kutatástörténeti áttekintés ........................................................................... 19 2.4.2. A vulkáni működés szakaszai ....................................................................... 24 2.4.3. A vulkáni működés időbeli és térbeli változásai .......................................... 27 2.4.4. A vulkáni formák .......................................................................................... 30 2 . 4 . 4 . 1 . M a a r o k , t u f a g y ű r ű k ............................................................... 30 2 . 4 . 4 . 2 . S a l a k k ú p o k ................................................................................. 32 2 . 4 . 4 . 3 . L á v a f o l y á s o k ............................................................................. 35 2.4.5. A vulkanizmus kőzettani háttere .................................................................. 36 2.5. A morfometriához kapcsolódó és módszertani irodalom ................................. 37 3. ANYAGOK ÉS MÓDSZEREK A SALAKKÚPOK VIZSGÁLATÁHOZ ..................................... 41 3.1. SRTM és alaptérképek ......................................................................................... 41 3.2. Módszer ................................................................................................................. 43

3 3.2.1. A salakkúpok lehatárolása ........................................................................... 43 3.2.2. A határvonalak azonosítása ......................................................................... 47 3.2.3. A szükséges paraméterek kinyerése ............................................................. 49 3.2.4. Vizsgálati módszerek.................................................................................... 54 4. A SALAKKÚPOK MORFOMETRIAI VIZSGÁLATÁNAK EREDMÉNYEI ............................... 55 4.1. Kúpmagasság, kúpátmérő ................................................................................... 55 4.2. Kúpmagasság/kúpátmérő arányok ..................................................................... 57 4.3. Lejtőszögek ............................................................................................................ 61 4.4. Kerület, terület, térfogat ...................................................................................... 63 4.5. Leghosszabb átmérő iránya ................................................................................. 65 5. AZ EREDMÉNYEK ÉRTELMEZÉSE .................................................................................. 66 5.1. Ép salakkúpok....................................................................................................... 66 5.2. Deformált salakkúpok .......................................................................................... 73 6. A BAZALTVULKÁNI TERÜLET TÉRFOGATA ................................................................... 76 6.1. A térfogatszámítás problémái .................................................................... 76 6.2. A térfogatszámítás metódusa ...................................................................... 78 6.2.1. Lehatárolás .................................................................................................. 78 6.2.2. A területek kiválasztása ............................................................................... 78 6.2.3. Magasságadatok kinyerése .......................................................................... 79 6.3. A térfogatszámítás eredménye ............................................................................ 81 7. ÖSSZEFOGLALÁS ........................................................................................................... 83 8. KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS ............................................................................................... 84 9. IRODALOMJEGYZÉK ...................................................................................................... 85 10. MELLÉKLETEK .............................................................................................................. 90

4 1. BEVEZETÉS

Szeretem a hegyeket, az erdőket, a hazámat. Mindezeket lehetséges, hogy sok ember elmondhatja magáról, mégis mindenekelőtt a témám választására ezek az érzések sarkaltak, mint ahogy szakom és szakirányom választására is. A Kárpát-medence természetföldrajzát az egyetemen hallgatóknak (és remélem sokan másoknak is) a Persányi-hegységről az Alsórákosi-szoros, a táj változatossága hívódnak elő emlékeikből, összefüggésben a hegység felépítő kőzeteivel. Legtöbbünk a kárpáti ív fejlődésének vulkanológiáját tekintve is el tudja helyezni a hegységet. A Persányi-hegységben a többfajta nyersanyagnak köszönhetően nagymértékű bányászat folyt egészen a közelmúltig. Ahogy Imreh Barna írja az Alsórákos története című munkájában, ezeket a kőzeteket már a „legrégebbi időktől” fogva felhasználták, tervszerű bányászatuk a 20. században indult. A hegység „földalakulási viszonyaival, ősi faunájával, fellelhető ásványi kincseivel és azok hasznosítási lehetőségeivel a legkitűnőbb szaktudósok egész sora foglalkozott”, írja Imreh Barna 1968-ban, ami azóta is elmondható. Ez a gazdagsága a területnek számos érdekes kérdést vethet fel, amely a kutatás alapja lehet. Természetesen éppen a bőséges és átfogó megelőző kutatások csak kicsiny „üresen hagyott fülkék” elfoglalását teszik lehetővé egy kezdő kutató számára. Választásom, hogy a hegység vulkáni területeivel, s azon belül morfológiájával foglalkozzam, egy olyan fülke elfoglalása volt, melyhez leginkább vonzott az érdeklődésem. A Kárpát-Pannon térség fejlődése a földtörténeti közelmúltban a Persányi-hegységben alkálibazaltos vulkanizmus megjelenéséhez vezetett. A két magmabenyomuláshoz köthető vulkáni szakasz (1,5-1,2 Ma és 0,67-0,52 Ma között) mindegyikének kezdete robbanásos volt, melyet szórt- és torlóár-piroklasztitok reprezentálnak. Ezt követően, a kisebb energiájúvá váló aktivitás során, salakkúpok épültek és lávafolyások indultak. A piroklasztitok elterjedéséből, mennyiségéből, rétegzési viszonyaiból adódóan feltételezett maarok és tufagyűrűk kutatásával csak a közelmúltban kezdtek foglalkozni. A lávafolyásokat és a salakkúpokat – egyértelműbben azonosítható morfológiájuknak köszönhetően – már régóta ismerik, térképezik. A K/Ar koradatok és paleomágneses vizsgálatok a lávafolyások esetén pontos besorolási lehetőséget nyújtanak az egyes vulkáni szakaszokba. A salakkúpok és piroklasztitok besorolása azonban elsősorban csak a rétegtani viszonyokból lehetséges.

5 Jelen tanulmányban célom a nemzetközi szakirodalomban ismeretes morfometriai vizsgálatok mintájára a salakkúpok relatív korának meghatározásával (a két szakasz közti nagy időtávnak köszönhetően) felülvizsgálni, pontosítani a vulkáni szakaszokba történő korábbi, hozzávetőleges besorolásokat. Emellett kísérletet teszek a vulkáni terület pontosabb lehatárolására és az ennek alapján történő térfogatszámításra. Mindezekhez az általam készített digitális domborzatmodell és a belőle származtatott, illetve más, megelőző szerzőknél szerepelt térképek és lehatárolások jelentik a kiindulópontot.

6 2. SZAKIRODALMI ÁTTEKINTÉS

2.1. A Persányi-hegység tágabb környezete: a Kárpát-Pannon térség földtörténete és vulkanizmusa

2.1.1. A Kárpát-Pannon térség szerkezetének és kialakulásának rövid áttekintése A Kárpát-Pannon térség aljzatát az Alcapa és Tisza-Dácia egységek alkotják. A Persányi-hegység a Tisza-Dácia-lemeztömb délkeleti részén, a Dácia egységen helyezkedik el, mely a Keleti- és Déli-Kárpátokat, illetve az Erdélyi-medence déli és keleti részeit hordozza. Ezek a kőzetlemeztömbök olyan egységek, amelyek különböző, óceáni és kontinentális eredetű lemezdarabok összeállásával alakultak ki és azóta egységesen viselkedtek (CSONTOS L. 2002a). Az északabbi elhelyezkedésű Alcapa afrikai, és a délebbi Tisza-Dácia európai eredetű lemezeit az északkelet-délnyugati irányú Közép-magyarországi-vonal választja el. Inverz elrendeződésük ősmaradványaikban is tükröződik (HORVÁTH F. 2002, CSONTOS L. 2002a). A lemeztömbök kialakulásának, egységessé válásának és mai helyzetükbe kerülésüknek – azaz a Kárpát-Pannon térség fejlődésének – mozgatórugója az alpi hegységképződés volt, melynek során az Afrikai-lemez északi irányba, az Eurázsiai-lemez felé mozgott. Kettőjük között pedig záródni kezdett a Thetys óceán (CSONTOS L.−VÖRÖS A. 2002a). A mezozoikum során a mai lemeztömbök elődjei, a Tisza-Géta és az Ausztroalpi-Dinári kontinenssor fokozatosan távolodtak, majd a jurában leváltak az afrikai és az európai lemezperemről (CSONTOS L.−VÖRÖS A. 2002b). A jura végén, krétában kialakultak a mai takarós rendszerek, a Thetys ágainak záródásával, kisebb mikrokontinens darabok egymásba forrásával (CSONTOS L.−VÖRÖS A. 2002a). A két kontinenssor egymásnak préselődött és északi részükön ennek hatására kialakult az Ausztroalpi-Dinári-hurok, mely az európai peremnek ütközött és oldalirányban rátorlódott. A kompressziós erőtérnek köszönhetően a Tisza-Géta egység is szorosabbá vált. Ezzel kialakult az Alcapa és Tisza-Dácia lemeztömb (CSONTOS L.−VÖRÖS A. 2002b). Az Ausztroalpi-Dinári lemez északi részének ütközése a rideg európai lemezzel (a fentebb említett kréta végi esemény), illetve az afrikai lemez folytatódó közeledése és

7 ennek hatására az Adriai-lemez északias irányú mozgása észak-déli irányú kompressziót eredményezett. Ebből a „satuból” a kőzetlemeztömbök „kiszöktek” az akkori keleti irányba, és „beforogtak” a mai Kárpát-Pannon térség helyét elfoglaló óceáni, vagy vékony kontinentális kérgű tenger-öböl helyére (BADA G.−HORVÁTH F. 1998, CSONTOS L.−VÖRÖS A. 2002b) (1. ábra). Az Alcapa és Tisza-Dácia lemeztömbök bepréselődése a külső-kárpáti térségbe egymással ellentétes irányú (sorrendben az óramutató járásával megegyező, illetve azzal ellentétes) forgással a késő-paleogén és kora-miocén során zajlott (CSONTOS L.−VÖRÖS A. 2002a). A rotációt paleomágneses adatokkal bizonyították (CSONTOS L.−VÖRÖS A. 2002a, MÁRTONNÉ SZALAY E. 2002).

1. ábra Az Alcapa és Tisza-Dácia lemeztömbök harmadidőszaki beforgása a Kárpát-Pannon térségbe (Forrás: CSONTOS L–VÖRÖS A. 2002b)

8 A külső-kárpáti flismedence szubdukálódott a közeledő lemeztömbök alá, mellyel húzóhatást fejtett ki rájuk („szubdukciós hátragördülés és szívás” BADA G.−HORVÁTH F. 1998), melyet az asztenoszféra kelet felé mozgásának hatása is erősített (C. DOGLIONI et al. 1999, hivatkozza KARÁTSON D. 2007). A kollízió során felgyűrődött és kiemelkedett a Kárpátok, mely a mögöttes területek extenziójához vezetett. Ebben a húzófeszültségek által kialakított tágulásos erőtérben jött létre a belső-kárpáti süllyedék a neogén során (BADA G.−HORVÁTH F. 1998, CSONTOS L.−VÖRÖS A. 2002a, 2002b). A szubdukció befejeződését követő időktől a lemeztömbök mozgást már nem mutatnak, délnyugat felől viszont – közvetve – nyomja őket a tovább mozgó Afrikai-lemez, aminek köszönhetően nagyjából a Kárpátok ívére merőlegesen sodródnak. Így a medence területén jelenleg a térrövidülést kísérő kompressziós és eltolódásos feszültségtér jellemző (BADA G.−HORVÁTH F. 1998).

9 2.1.2. A Kárpátok kialakulása és vulkanizmusa A Kárpáti koszorú kiemelkedése a fentebb leírt kollíziós folyamatok eredménye volt. A két kontinentális lemezperemnek a stabil európai szegélyhez való közeledésével, a közöttük lévő óceáni, vagy elvékonyodott kontinentális lemez szubdukálódott és felemésztődött. Ez először a miocén elején északon, az Alcapa és az európai lemez között következett be (SZAKÁCS S.−KARÁTSON D. 2002, KARÁTSON D. 2007). A szubdukció frontja pedig a Kárpátok mai íve szerint, délkelet felé haladt előre. A Kárpátok helyzetét, a szubdukció által szabályozva, az európai lemezperem alakja határozza meg, mely előtti öbölszerű bemélyedést foglalták el a benyomuló lemezek. A jellegzetes nagy délkeleti kanyarulata a hegységnek – a Kárpátkanyar – alakjának kialakításában meghatározó szerepe volt a Moesiai-platónak. Ez a merev „kéregmag (...) kaptafaként szolgált a Kárpátok felgyűrődéséhez és jellegzetes ívének létrejöttéhez” (BADA G.−HORVÁTH F. 1998). Az ütközések nyomán, a flismedencék üledékeiből gyűrődtek fel a Külső-Kárpátok flistakarói (L. H. ROYDEN 1988, hivatkozza KARÁTSON D. 2007). A külső flistakarók felgyűrődése északnyugaton 17 millió éve, keleten 11 millió éve fejeződött be (CSONTOS L. 1995, hivatkozza KARÁTSON D. 2007). A szubdukciónak köszönhetően, a kollíziós folyamatok során felgyűrt hegység belső részén (a gyűrt szerkezetekkel átfedésben, vagy beljebb) vulkanizmus kezdődött, melynek anyaga extenzióval jellemezhető helyzetekben, vetődések mentén, vagy árkokban került a felszínre. A hegységképződést kísérő vulkanitoknak az összetétele igen változatos. A riolitosandezites-dácitos vulkanizmus a kora-miocéntól a pleisztocénig, 21 millió éven keresztül zajlott. Alkálibazaltos működés a késő-miocéntől a pleisztocénig a belső kárpáti vulkáni ív területén és a medence más részein is jellemző volt (SZAKÁCS S.−KARÁTSON D. 2002, KARÁTSON D. 2007). 21 millió éve kezdődött és 11 millió éve fejeződött be a szilícium-dioxidban gazdag „savanyú” vulkánosság, leginkább riolitos és dácitos vulkanitokat eredményezve nagy térfogatban, a medence csaknem teljes területén (részben vastag üledékréteggel fedve) (2. ábra). Időbeli tagolására, a jellemzően szórt anyag formájában való megjelenésének köszönhetően, alsó-, középső- és felső-riolittufa szinteket különböztetnek meg. Az Erdélyimedencében ezek megfelelője a középső-riolittufa szinttel párhuzamosítható Dési-, és a délkeleti elhelyezkedésű Persányi-tufa. A tufaszintek sem anyagukban, sem képződési

10 idejükben nem egységesek és valószínűleg több kitörési központból származnak (SZAKÁCS S.−KARÁTSON D. 2002, KARÁTSON D. 2007).

2. ábra A Kárpát-medence neogén-pleisztocén vulkáni képződményei Pécskay Zoltán és munkatársai nyomán (1995) (Forrás: SZAKÁCS S.−KARÁTSON D. 2002) 1 – belső-kárpáti és dinári egységek; 2 – Külső-Kárpátok; 3 – szilícium-dioxidban gazdag („savanyú”) mészalkáli kőzetek: a) a felszínen, b) eltemetve;4 – intermedier mészalkáli kőzetek a) intrúziók, b) felszíni vulkanitok, c) eltemetett vulkanitok; 5 – shoshonitok; 6 – alkáli bazaltok, piros négyzetben a Pezsányi-hegységbeli előfordulás; 7 – ultraalkáli kőzetek, 8 – trachitok

A szilíciumban szegényebb, intermedier mészalkáli vulkánosság (2. ábra) legidősebbje a Dráva-Száva medencében található periadriai övhöz kapcsolódó andezitvulkánosság (1823 millió éves). A Kárpátok gyűrt hegységeit kísérő vulkáni övben lévő kezdőtagok ennél fiatalabbak, a középső- és felső riolittufa keletkezésével egyidejűek (SZAKÁCS S.−KARÁTSON D. 2002, KARÁTSON D. 2007). A legnyugatabbi tagok (Kisalföld alatt eltemetve, Börzsöny, Mátra) a legidősebbek (16,5-17,5 millió évesek). Az ezt követő vulkáni működés az Északnyugati-Kárpátokban és a Keleti-Kárpátok északabbi kétharmadában közel azonos intervallumban (17-9,5 millió éve) zajlott, amely egy egységes szubdukciós frontot feltételez. Fiatalodás délről észak felé és kisebb mértékben, illetve a működés befejeződését tekintve nyugatról kelet felé figyelhető meg. A Kárpátok területén a jellemző ún. keresztirányú fiatalodás csak az Északkeleti-Kárpátokban

11 figyelhető meg, ahol két vulkáni lánc tanulmányozható: a belső, idősebb és a külső, fiatalabb (SZAKÁCS S.−KARÁTSON D. 2002). A Keleti-Kárpátoknak vulkáni vonulatában ugyanakkor ívmenti fiatalodás jellemző (a miocén végétől kezdődően a pleisztocénig), ennek feltehetően a közeledő lemezszegélyek ollószerű záródása volt az oka (SZAKÁCS S.−KARÁTSON D. 2002, KARÁTSON D. 2007). A Kelemen-Görgényi-Hargita mészalkáli vulkáni lánchoz kapcsolódik, a befejezésének tekinthető 6,8 millió éves kőhalmi vulkán, mely 15 km-re északnyugatra található a Persányi-hegységtől (CHALOT-PRAT, F.−GIRBACEA, R. 2000). A Persányi-hegység fiatal részét is meghatározó bazaltvulkanizmus a Kárpát-Pannon térségben nagyjából 12 millió éve kezdődött, s pár százezer évvel ezelőtt fejeződött be. Anyaga a felső-köpenyről és a kéregről hordoz információkat a felszínre hozott kőzetzárványokban. E bazaltvulkánosság a Kárpát-medence számos területén jelenik meg. A következőkben HARANGI Sz.(2002) alapján sorolom fel ezeket a területeket. A legkorábbi, miocén korú trachitos vulkáni összletet „Pásztori térségében” találták meg 1000 méter körüli üledékréteggel fedve. Korban ezt követi a Burgenland területén 11 millió éve működött két bazaltvulkán, melyek a kisalföldi vulkáni területhez sorolhatóak. A szintén térséghez tartozó stájer-medencei bazaltvulkánok 2-4 millió évesek. A vulkáni működés a Balaton-felvidék és Bakony területén 7-3 millió évvel ezelőttre tehető. Hasonló korúak a Kisalföld déli részének vulkánjai is. Míg ezek az előfordulások a belső-kárpáti vulkánlánctól távolabb esnek, Nógrád-Gömör és Selmecbánya környékén (6-0,5), valamint a Persányi-hegységben (1,5-0,5 millió éve) a mészalkáli, szubdukciós eredetű vulkanizmus szomszédságában működött alkálibazaltvulkanizmus. Utóbbi esetben külön érdekesség, hogy a kétféle aktivitás nagyjából egyidős. A vulkanizmus a szubdukciót, a szubdukálódó lemez felemésztődését, követően elhalt. Utolsó működési területe a kárpáti ívben éppen a Keleti-Kárpátok déli része, alapvetően a Persányi hegység (középső-pleisztocén aktivitás), bár szórványos andezit-, dácitkitörésekre ezt követően még sor került a szubdukciós vonulatban (Csomád, Dél-Hargita) (KARÁTSON D. 2007). A felszínre került vulkáni kőzetek összetétele fentieknek megfelelően mészalkáli andezit, dácit, riolit a szubdukciós területeken, és alkálibazalt a medence belsejében (SZAKÁCS S.−Karátson D. 2002, KARÁTSON D. 2007). Az alkálibazaltos olvadék anyagát, összetételét a köpeny mélyebb részének hőtöbblete, a felettes lemez extenziója és adott esetben sekély mélységű leválása határozta meg (R.

12 GÎRBACEA−W. FRISCH 1998, hivatkozza KARÁTSON D. 2007; F. CHALOT-PRAT−R. GIRBACEA 2000, C. G. PANAIOTU et al. 2004). A mészalkáli vulkáni kőzetek káliumgazdagsága is a medencebelseji extenzió hatására létrejött köpenydiapír és egy lehetséges köpenyfelemelkedés hatását bizonyítják a folyamatok mögött. (J. LEXA−V. KONEČNY 1974, HARANGI Sz. et al. 2001, HARANGI Sz.−LENKEY L. 2007, hivatkozza KARÁTSON D. 2007, I. SEGHEDI et al. 2004). A medence belseji szórványos alkálibazalt vulkanizmus anyaga mintegy 60 km mélyen, a köpeny peridotitos anyagának megolvadásával keletkezik. Ennek a folyamatnak a fentebb is leírt mozgatórugói a köpenyfeláramlás (köpenycsóva) és az extenzió hatására létrejött köpenydiapír lehetnek. Előbbi tehát a hőmérséklet emelkedésén, utóbbi a nyomáscsökkenésen keresztül vezet a köpeny olvadásához. Szintén a hőmérséklet emelkedésén keresztül vezet a köpeny olvadásához az alábukó lemez leválását és lesüllyedését követő gyors asztenoszféra feláramlás. A folyamatokra hatást gyakorol a szubdukcióhoz kötött köpenymetaszomatózis is, melynek nyoma magyarországi bazalt előfordulásoknál és a Persányi-hegységben is megmutatkozik. A Kárpát-medence bazaltvulkánosságában tehát mindegyik fenti folyamat szerepet játszhatott. A medencealjzat elvékonyodása, és ezzel kapcsolatban köpenydiapír kialakulása 16-18 millió évvel ezelőttre tehető. Emellett a bazaltvulkánosság legfőbb elősegítőjének HARANGI Sz. (2002) egy olyan, a kilencvenes évek közepétől vizsgált köpenyáramot tart, mely a Kanári-szigetek alól indul, és pozitív anomáliát idéz elő az asztenoszférában. Közép-Európát tekintve ez nagyjából 100 km mélységig terjed, amellyel az olyan elvékonyodott kérgű területeken, mint a Pannon-medence, képes magmaképződést okozni. A bazaltok geokémiai összetétele is erre utal, emellett azonban viselnek szubdukciós bélyegeket is (ld. 2.4.5.). A köpenycsóva elmélet cáfolásaként ugyanakkor a szeizmikus szelvények egy hidegebb részt mutatnak az alsó és felső köpeny határán, ami a hajdani óceáni kéreg maradványának feltételeznek. Ezen kívül a köpeny heterogén felépítése és a magmák változatos összetétele is ellentmond az egyszerű köpenycsóva általi keletkezésnek (HARANGI Sz.−LENKEY L. 2007, hivatkozza KARÁTSON D. 2007). A

vulkanizmusra

vonatkozó

negyedik

magyarázat

alsó

litoszférikus

köpeny

delaminációja, azaz felettes lemez leválása sekély mélységben (F. CHALOT-PRAT−R. GIRBACEA 2000). Ezt a kőzetlemezek záródását követően kerülhetett sor, nagyjából 70 kmes mélységben. A delaminációt gyors asztenoszféra-feláramlás követte.

13 2.2. A Persányi-hegység földtani felépítése

A Persányi-hegység földtanának bemutatásához KARÁTSON D. (2002), SOÓS I. (2008) írásait és I. POPESCU (1970), I. POPESCU et al. (1976) földtani térképeit használom. A Keleti-Kárpátokat szerkezetét tekintve három nagy övezet alkotja. A legkülső, oligomiocén flisövet beljebb a hegység tengelyét alkotó, paleo-mezozoikumi ún. „kristályosmezozoikumi” öv követi. Legbelül az északról dél felé alacsonyodó vulkáni övet találjuk. A Keleti-Kárpátok legidősebb egysége a kristályos-mezozoikumi öv, melyet a felső-juraközépső-kréta idején zajló szubdukció során létrejött Erdélyi-takarók és alatta az idősebb, metamorf kőzetekből álló Bukovinai-takarórendszer alkotnak. A Bukovinai-takarórendszer paleozoikumi, vagy annál is idősebb. A Persányihegységben legnagyobb területen Lupsa, Cuciulata és Komána környékén jelenik meg. Felső határán található az a vadflis, amely az Erdélyi-takarók anyagából származik és a két egység egymásratolódásakor jött létre. Ez a felső réteg a Persányi-hegység mindhárom részén megjelenik. Az Erdélyi-takarók vagy Transzilvanidák az egykori Tethyshez kapcsolódott Transzilvániai-Maros-óceán obdukálódott maradványai. Ennek ofiolitjai és mélytengeri, valamint sekélytengeri üledékei tolódtak fel a Bukovinai-takarórendszerre. A Persányihegységben ezek az allochton elemek a Persányi-takaróban, legnagyobb területen Komána környékén jelennek meg. Sekélytengeri mészkövei a hegység karsztos területeinek építőkövei. A szubdukció későbbi szakaszában keletkezett flisvonulatok a rátolódások miatt a kristályos-mezozoikumi öv alatt és tőle keletre találhatóak. A Külső-Dáciai-takarórendszer flisei egy másik, a Belső-Dacidák és a Kelet-Európai tábla közt elhelyezkedő CsalhóSzörényi-óceánban halmozódtak fel. Ezek az üledékek a Vargyasi flistakaróban foltokban jelennek meg a Persányi-hegység északi részén. A hegységet legnagyobbrészt tehát az Erdélyi-takaró és a Vargyas-takaró mezozoikumi mészkő, homokkő, márga, konglomerátum és pala kőzetei építik fel. A fliskőzetek laposabb, alacsonyabb hegyhátakat hordoznak, ami az egységes letarolás eredménye. Könnyen pusztuló anyagukból emelkednek ki az Erdélyi-takaró beléjük gyűrt allochton elemei. Az áttolt takarókra jellemző töréses-gyűrt szerkezet lépcsőzetes tönkfelszíneket hozott létre, mély völgyekkel és közepes magasságba kiemelt, erdővel borított hátakkal.

14 Dél felé a Feketehalom jura mészkőszirtjét követően a Bukovinai-takaró metamorf kőzetei a fokozatosan alacsonyodó domborzattal párhuzamosan jönnek felszínre, átmenettel a Déli-Kárpátok felé. A hegységképződés, gyűrődés utáni poszttektonikus üledékek a medencékben és völgyekben, az ezekkel részben egyidejű bazaltvulkáni képződmények a belső mészalkáli vulkáni öv folytatásaként, a hegység északnyugati peremén jelennek meg. E bazaltos vulkanizmusról külön fejezetrészben (2.4.) számolok be. A hegység védett és védendő természeti értékei jelentősen kapcsolódnak földtani adottságaihoz, ide sorolják az alsórákosi bazaltoszlopokat, a kárhágó-pataki őslénytani védett területet, az ürmösi őslénytani védett területet, az apácai Kőlikat vagy Medvebarlangot, az ürmösi Töpe-patak alsó liász kori ammoniteszlelőhelyét, a szármány-pataki szerpentinittömzs- és hematitos szarukő-előfordulást, a Gódra karsztterületét és a Vargyasszoros természetvédelmi területét (DÉNES I. 2004).

15 2.3. A Persányi-hegység természetföldrajzi viszonyai

2.3.1. A Persányi-hegység geomorfológiája A fejezetet LAZÁNYI J. L. (2002) (3. ábra), M. ALBOTĂ térképeinek, a területre vonatkozó SRTM és geológiai térképek (I. POPESCU 1970, I. POPESCU et al. 1976) tanulmányozásával, DÉNES I. (2004), KARÁTSON D. (2002), SOÓS I. (2008), WIKIPÉDIASZERKESZTŐK

(2010), figyelembevételével állítottam össze. Az észak- déli irányú Persányihegység a Hargita hegylábfelszínének (a déli

Hargitai-fennsíknak) elvégződésénél

található

Vargyas-

szurdok, és a Barca folyó völgye között 75-80 km hosszan húzódik. Nyugati határa a Kis- és Nagy-Homoród völgye, és a hegységen áttörő Olt, mely az itt hosszan elnyúló Fogarasi-medencében folyik. Keleti határát szintén az Olt és mellékfolyóinak

(Vargyas,

Barca)

völgye képezi. Nevét a nyugati lábánál elhelyezkedő Persány1

faluról

szakirodalomban

kapta. is

Gyakorta

Persányként,

Persány-hegységként szerepel. Régies, népies elnevezései Persányi hegysor, Apácai hegysor vagy Krizbai havas. Románul Muntii Persanii.

3. ábra A Persányi-hegység helyzete,tagolódása

1

„A román Peršani helységnevet (...) így értelmezhetjük: ’Persa emberei, Persáék’. Bizonyára egy Persa nevő kenéztől telepített faluval van dolgunk.” KISS L. (2007)

16 A hegység három, geomorfológiailag jól elkülönülő részre osztható: Északi-Persányihegység, népies nevén Rika, Közép-, és Déli-Persányi-hegység. Az Északi-Persányi-hegységet az Olt Ágostonfalva és Alsórákos között elhelyezkedő 9 km hosszú szorosa választja el a hegység további részeitől. Híres vízfolyása, a Vargyas és a beleömlő Kormos-patak választja el északkeleti, keleti oldalán a Hargitától. A Vargyas a Baróti-medencében egyesül a hegységbe belépő Olttal. Az északi hegységrészt nyugati oldalán a Homoród ágai határolják. Az északi rész legmagasabb pontja, a Dugaszó (1012 m) a Hagymás-hágó és a Vargyasszurdok között helyezkedik el. Nem sokkal marad el tőle a központi részen magasodó Merke-tető sem (1002 m). Ezt követően a déli része lealacsonyodik 600-800 méterre. Morfológiájában meghatározóak a felépítő kőzetek és vízfolyások. Megjelenés szempontjából domináns a mészkő. Északi részén a Vargyas a triász-jura korú Homoródalmási mészkőszirtbe mélyítette 3 km hosszú szurdokát, melyet számos barlang kísér. Ezek közül legnagyobb, leghíresebb az Orbán Balázs-barlang. A mély patakbevágásokat (Kormos-, Hagymás- és Rika-patakok völgyét) másutt is meredek, sziklakibúvásos oldalak kísérik. Az Olt az Alsórákosi-szorosnál 200-250 mélyre vágta be magát az itteni mészkövekbe, amelyek a szoros mindkét oldalán nehezen járható, 700-800 méterig emelkedő, sziklás meredélyeket alkotnak. A két partoldalon a vadflisbe ágyazott olisztolitok és a bazaltok is feltárulnak. A Közép-Persányi-hegység az Olt nagy kanyarulatában helyezkedik el. Délről, délkeletről a Homoród (mely nem azonos a hegységtől nyugatra folyó Homoróddal), délnyugatról az alacsonyabban fekvő Persányi-hágó, illetve a Sinka völgye választja el a hegység többi részétől. Nyugati oldalán Fogarasi-, keleti felén a Barcasági-medencét találjuk. A hegység keleti, magasabb része több 1000 méter feletti csúcsot hordoz. Közöttük legmagasabb a Vár-hegy (1104 m). Keleti oldalán meredek lejtőkkel alacsonyodik, nyugat felé hosszan elnyúlva, lassan csökken a magassága. A bevágó patakok szűkebb, helyenként mély völgyekben futnak. A hosszabb völgyek nyugaton találhatók (a Bogáta-, Lupsa-, Komána-, Veneţia-patak völgyei), a morfológiával összefüggésben. Keleten csak a Mogyorós- és Krizba-patak völgye nyúlik be mélyebbre a hegységbe. A bazaltvulkáni előfordulások a hegység északi, középső részének nyugati felén látványos domborzati jellemzőkkel bírnak: többé-kevésbé erodált kúp alakú salakkúpok és

17 maradványok ülnek a vulkáni platók tetején (TÖVISSI J. 1995). Igaz, ahogyan azt KOCH A. (1893) is megállapította, az itteni bazaltvidék tájképi jellege nem olyan kifejezetten vulkanikus, mint ahogy „hazánk egyéb basaltterületein, p. a déli Bakonyban is, megszoktuk.” A Déli-Persányi-hegységet a Vledényi-medence és a Persányi-hágó vágja le a hegység többi részéről. Így a Vledényi-medence széles bemélyedésében futó Homoród, a Barca és a Sinka felső szakasza által kialakított háromszögben foglal helyet a hegységrész. Itt található a Persányi-hegység legmagasabb pontja, a Feketehalom (Kotla) mészkőszirtje (1292 m), viszont a terület többi részét ennél alacsonyabb felszín jellemzi, amely földtanilag már a déli határán magasló Déli-Kárpátokkal mutat szorosabb rokonságot.

18 2.3.2. A Persányi-hegység éghajlata és növénytakarója A Persányi-hegység éghajlata és növénytakarója a lepusztulás-vizsgálat szempontjából fontos kérdés. Leírásuk SOÓS I. (2008) és KARÁTSON D. (2002) alapján készült. A Persányi-hegység a mérsékelt övi lomberdő zónában helyezkedik el. Éghajlata a Keleti-Kárpátok többi részére – de főként szomszédos délebbi és keletebbi vonulatokéra– jellemzően erős kontinentális hatás alatt áll, mely meleg nyárban és hideg télben nyilvánul meg (-4- -8°C-os téli és 12-16°C-os nyári középhőmérséklettel). A völgyekben – a keletikárpáti intramontán medencékhez hasonlóan – a nagy hőmérsékleti szélsőértékek mellett telente gyakran megül a hideg levegő, -20–-30°C-os hidegeket eredményezve. Az évi középhőmérséklet 7-8 °C körüli. A hegység észak-déli irányú vonulata a csapadék szempontjából meghatározó. A nyugatabbi, illetve magasabb területek a hegységben több csapadékot kapnak. Az átlagos csapadékmennyiség 800-1000 mm. Ez táplálja a hegység bővizű patakait és alakítja ki a fent vázolt vízhálózatot. A csapadék maximuma nyár elején jellemző, amikor nem ritka a Keleti-Kárpátok medencéiben meghízott Olt kiöntése sem. Az éghajlatot és magasságokat tekintve a különböző erdőtársulások jelentik a természetes növénytakarót. Nem véletlen az Erdővidék kifejezés, melynek a legdélebbi települése Alsórákos, azonban a természetföldrajzi viszonyokat tekintve délebbre is húzódhatna a határ. Az erdőalkotó lombhullatók közül a legjellemzőbb a bükk (ez borítja a róla elnevezett Bükkösd vulkáni kúpot), de elszórva, nem erdőalkotó mennyiségben kocsánytalan tölgy, gyertyán, korai és hegyi juhar, hegyi szil is található a hegységben. Fenyők általában kisebb területeken, elsősorban a magasabb, meredek, északi kitettségű részeken vagy mély völgyekben fordulnak elő. A területen európai vörösfenyő is található, gyakoribb azonban erdei fenyő, ami általában elszórtan jelentkezik, azonban a Tölgyesd salakkúpját csak ez borítja – bár az elnevezés és magasság alapján gyanítható, régebben tölgyben gazdag lomhullató erdő boríthatta. A híres középkori székely erdőtörvények ellenére mára jelentős mennyiségben lecsökkent a faállomány, a tájkép meghatározó elemeiévé váltak a legelők, szántók, művelt területek és hatalmas bányagödrök, az alacsonyabb területek mogyorós-cserjései és a vízfolyásokat kísérő ártéri növényzet mellett.

19 2.4. A Persányi-hegység bazaltvulkanizmusa

2.4.1. Kutatástörténeti áttekintés A Persányi-hegység „földalakulási viszonyaival, ősi faunájával, fellelhető ásványi kincseivel és azok hasznosítási lehetőségeivel a legkitűnőbb szaktudósok egész sora foglalkozott”, ahogy ezt már a bevezető fejezetben idéztem IMREH B.-tól (1968). A hegység fentebb vázolt változatos földtani felépítéssel, a bányászható kőzetek sokféleségével dicsekedhet. Ezek közül az egyik legkorábban kinyert bányakincsei a bazaltos vulkanitok voltak. A bazalt különböző megjelenési formáit már igen korán elkezdték bányászni és felhasználni. A darázskőnek nevezett hólyagüreges bazaltból például malomköveket faragtak már a dák-római időkben (IMREH B. 1968). Ezekről megállapították, hogy nem csak helyi használtra készítették, így a kereskedelmi célra történő bányászat kezdetének is tekinthetjük ezt a fajta felhasználást. A legkorábbi leírások Fr. HAUER, G. STACHE (1863) nevéhez fűződnek (hivatkozza I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS 1994, KOCH A. 1893). Ezt követően HERBICH F. foglalkozott a területtel. Írásai az Erdélyi Múzeum Egyesület 1973-as évkönyvében jelentek meg. HERBICH F. a „rákosi olvágásbeli bazáltkitörés vidékének” nevezte az általa is leírt déldélnyugat - észak-északkeleti kiterjedésű területet, melyhez hozzásorolta a kőhalmi várhegyet is. A bazalt megjelenési formáival és a bennük taláható olivinekkel is foglalkozott. Csoportos megjelenésükről (peridotit) megállapította, hogy megelőző keletkezésűek. Kitörési központokat és lávaárakat nem tudott azonosítani, csak a Tölgyesd, Bükkösd, Hegyes és néhány, a Kománai-völgyben található salakkúpot ismert fel. Vizsgálta a piroklasztitok elterjedését, és azt is észrevette, hogy bennük a környező területek kőzetei zárványokként fordulnak elő. A vulkanizmust tenger alattinak tartotta és a kitörések korát a „diluviumhoz közel eső”-nek becsülte. 1886-ban BUDAI J. (hivatkozza KOCH A. 1886) A Persányi hegység másodkorú eruptív kőzetei című tanulmányában vizsgálta vulkáni kőzetek kőzettani besorolását és az egyes kőzetek képződésének egymáshoz képesti idejét. A fekü és az áttört rétegek tanulmányozásával a vulkanizmus korát a jurára tette. Ennek „kritikája”, megelőző szerzőktől való eltérések kapcsán, KOCH A.-tól származik, 1886-ból.

20 KOCH A. 1893-as észleleteiben részletesen leírta az első vizsgálatokat a terület geológiájáról. Ebben szerepel fentebb említett Fr. HAUER, G. STACHE (1863) mellett G. TSCHERMAK (1869) írása is1, melyek közül az utóbbi a bazalttufákban lévő olivinek első ásványtani vizsgálatát rögzíti. Említette ezen kívül a fenti, HERBICH F., bazalt obszidiánokról írt, munkáját, valamint az 1876-os G. vom RATH, és 1878-as saját és SCHUSTER M. munkáját a bazaltokban található olivinek vizsgálatáról, továbbá az 1876-ban TÓTH M. által készített kőzettani tanulmányt. A szerzők közül emellett 1878-ból HERBICH F. átfogó leírását és 1982-ből dr. LŐRENTHEY I. kutatásait a mátéfalvi Oldalhegyen emelte ki. Az 1893-as írásában KOCH A. közölte a geológiai kirándulásakor bejárt kőhalmi Várhegy, hévízi vulkánok, Bükkösd, Tölgyesd, Kerekhegy, Oldalhegy, Kövespad, Kápolna-hegy, kománai bazaltos feltárások során nyert tapasztalatait. Vizsgálta a kitörés kronológiáját is. A vulkáni működés kezdetét a miocén végére tette. Az általa leírt kitörési fázisok (1. Robbanásos működés. 2. Lávaöntő tevékenység -3 egymást követő alkalommal. 3. Salakos, robbanásos működés.) részben ma is tudományosan elfogadottak. Megfigyelte, hogy a kitörési központok észak-déli irányú vonalon sorakoznak, mely a Persányi-hegység nyugati oldalán lévő „hasadéknak” felel meg. Kitörési központoknak a Kápolna, Tölgyesd, Bükkösd, Kománai-völgy Glimeia erdős helyet azonosította. A kőhalmi várhegyre vonatkozóan pedig megállapította, hogy külön kitörési pont egy másik észak-déli hasadék felett. 1894-es újabb kutatóútja során KOCH A. északon a Hegyes-tetőt és Sóskút-patakának körényékét is bevonta a vizsgálatba. Az Oldalhegyet, mint kitörési központot vizsgálta, amelyből a mátéfalvi bazaltterületek anyaga származhat. Turzon területén, dr. LŐRENTHEY I.-hez hasonlóan, nem találta a „bazaltmagot”, melyet Fr. HAUER és G. STACHE, illetve HERBICH F. feltételezett és jelölt. Vizsgálta a Bogáthtól délre lévő területeket, valamint a lupsai völgyet. A Bükkösdtől – mint a térségben legjelentékenyebb vulkántól – eredeztette a Lupsától északkeletre található nagy bazaltos terület kitöréstermékeit. M. ILIE (1900) szerint a vulkanizmus víz alatti (tófelszín alatti) volt. Erre a téves következtetésre úgymond a salakos működés szolgált számára bizonyítékul a Tölgyesd és Hegyes esetén, melyek szerinte „a víz felszíne fölé magasodtak” (hivatkozza TÖVISSI J. 1995). 1

Sajnos KOCH A. 1893-as és 1894-es munkája nem rendelkezik hivatkozásokkal, így azokat a mellékletben nem tudom feltüntetni.

21 Az előtte itt vizsgálódó, fentebb leírt kutatók, egységes véleménye szerint, alaktani vizsgálatok alapján, a vulkáni kúpokat szárazulati bazaltvulkánosság hozta létre (TÖVISSI J. 1995). H. WACHNER, 1916-os írásában (hivatkozza TÖVISSI J. 1995) kiegészítésként javasolta a kitörési központok közé a Csere-bércet és a Vörösdombot is. Leírta a bazalttelepek elhelyezkedését, megállapította, hogy a bazalttelepek Alsórákos, Mátéfalva, Olthévíz környékén mindenhol 20 méterrel a völgytalp felett, egy szintben találhatóak. Ezek alapján állítja, hogy működésük a „jelenlegi periódusban” valószínű, mely TÖVISSI J. (1995) szerint a pleisztocént jelenti. Az első kőzettani-ásványtani tanulmányt V. LAŢIU közölte, aki központoknak az alsórákosi, mátéfalvi, olthévízi, bogátai, lupsai, kománai, és kőhalmi területeken lévőket nevezte meg. (hivatkozza SOÓS I. 20081) Ezek tehát egyeznek a Koch A. által feltételezettekkel. I. SEGHEDI és A. SZAKÁCS (1994) szerint a legkorábbi vulkanológiai megközelítés M. PREDA-tól (1940) származik, aki négy réteget különböztetett meg: alsó tufa, lávafolyás, felső tufa réteg és salak. További kőzettani vizsgáltok2: TÖRÖK Z. (1938)*, S. PELTZ−I. BRATOSIN (1971, 1986)*, S. PELTZ et al. (1972)*, S. PELTZ−M. PELTZ, (1983),* S. PELTZ−M. STOIAN(1985)*, S. PELTZ et al. (1985)*, I. SEGHEDI et al. (2000), I. SEGHEDI et al. (2004). A vulkáni struktúra és történet meghatározásával foglalkoztak továbbá: D. RĂDULESCU (1969)*, N. MIHĂILĂ et al. (1972)*, N. MIHĂILĂ−S. PELTZ (1977)*, D. RĂDULESCU−M. SĂNDULESCU (1980)*, D. RĂDULESCU et al. (1981)*, I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS. (1994). Kormeghatározás: TÖVISSI J. (1972)*, TÖVISSI J.−I. CHINTĂUAN (1972)*, L. CASTA (1980)*, N. MIHĂILĂ−H. KREUTZER (1981)*, C. GHENEA et al. (1981)*, TÖVISSI J.(1995), C. G. PANAIOTU et al. (2004). TÖVISSI J. (1995) kormeghatározása a hévízi Száraz-patak egy feltárásán alapult. Itt 2 m vastag tavi üledékrétegen, mely tőzeggel zárul, folyóvízi kavicsréteg található, mely fölött a fosszilis talaj „megpörkölődött” a vulkáni működés során rákerült piroklasztittól. Fölötte lávakőzet, tufitok és rajta a jelenlegi talaj képezik a szelvényt. Pollenvizsgálatok alapján a záró tőzegréteg már periglaciális körülmények között keletkezett a benne található nyírlucfenyő-erdeifenyő pollenek alapján. Ezt TÖVISSI J. a Günz eljegesedési szakasz azonos 1

A hivatkozást nem tüntette fel, de kutatástörténeti feldolgozása I. SEGHEDI–A. SZAKÁCS (1994) munkáján alapul, így az Irodalomjegyzékben a Másodlagos hivatkozásoknál általuk hivatkozva szerepel. 2 A másodlagos hivatkozások *-al jelölve az Irodalomjegyzékben a Másodlagos hivatkozások közt elsődleges hivatkozási forrásukkal szerepelnek.

22 összetételű társulásával azonosította, B. DIACONEASA-val írt 1970-es közös tanulmánya alapján. Eszerint felette elhelyezkedő bazaltvulkanitok „negyedkoriak” kell hogy legyenek. Mint TÖVISSI J. írta, N. MIHĂILĂ, H. KREUZER, S. PELTZ és WONNER F., különböző munkáikban (1972, 1976 és 1981) paleomágneses mérések és őslénytani leletek alapján szintén negyedkorinak datálták a kitöréseket. [N. MIHĂILĂ–H. KREUTZER (1981) a kitörések korát a késő-miocéntől a pleisztocénig tartónak ítélték meg. – hivatkozza FALUS Gy. et al. 2008)] Legidősebbnek, alsó-pleisztocén korúnak, 1,31 millió évesnek, határozták meg az alsórákosi kitörést. Az olthévízi kitörést 0,56 millió évesnek, míg az alsórákosi területen, a kitörés második szakaszát 0,35 millió évesnek állapították meg (N. MIHĂILĂ−S. PELTZ−WONNER F. 1972, N. MIHĂILĂ−H. KREUZER 1981, N. MIHĂILĂ−S. PELTZ, 1976, hivatkozza TÖVISSI J. 1995). C. G. PANAIOTU et al. (2004) kombinált K-Ar kormeghatározás és paleomágneses mérések alapján vizsgálták a bazaltvulkanizmus korát. Megállapították, hogy vizsgálatukat megelőzően a K-Ar koradatok segítségével késő-pliocén, kora- és középső-pleisztocén vulkáni aktivitást határoztak meg L. CASTA (1980), C. GHENEA et al. (1981), N. MIHĂILĂ−H. KREUZER (1981) és H. DOWNES et al (1995). A paleomágneses adatok pedig (U. HAMBACH et al 1994, S. PĂTRAŞCU et al. 1994 hivatkozza C. G. PANAIOTU et al. 2004) egy erős normál közeli irányt és közbeeső-átmeneti irányt, valamint kevés reverz polaritást mutattak. Az új tanulmány (C. G. PANAIOTU et al. 2004) paleomágneses mérések nyomán vizsgálta a meglévő K-Ar korokat, az értelmezésben leszűkítve a vulkáni aktivitás időszakát. Ennek köszönhetően a szerzők megállapították, hogy a bazaltvulkanizmus két, relatíve rövid periódusban zajlott. Az első fázis 1,5-1,2, a második 0,67-0,52 millió évvel ezelőttre tehető. Paleomágneses vizsgálatokhoz szükséges új mágneses tulajdonságok vizsgálati eredményeit közölték a területről A. ŢUGUI−C. NECULA−C. PANAIOTU (2009). Geomorfológiai vizsgálatok kisebb számban jelentek meg: ORGHIDAN (1965) és I. MAC– TÖVISSI J. (1968) (hivatkozza SOÓS I. 20081). A lemeztektonikai folyamatok és magmaképződés kérdéskörét a Kárpátokban többen is vizsgálták, ezek közül néhány: I. SEGHEDI et al. (1995), P.R.D. MASON et al. (1998), F. CHALOT PRAT–R. GÎRBACEA (2000), W. FIELITZ−I. SEGHEDI (2005). A Persányi-hegységből a köpenyzárványokat vizsgálta2: I. MĂLDĂRESCU et al. (1982, 1983)*, SZABÓ Cs. et al. (1995)*, O. VASELLIet al. (1995)*, J.M. ROSENBAUM (1997)*, 1 2

Hivatkozási cím I. MAC – TÖVISSI J. (1968)-ra TÖVISSI J. (1995)-ből, ORGIHIDAN (1965) hivatkozás nélkül. A másodlagos hivatkozások *-al jelölve az Irodalomjegyzékben a Másodlagos hivatkozások közt.

23 FALUS Gy. et al. (2000), FALUS Gy. (2004)*, A. BUIKIN et al. (2005), FALUS Gy. et al. (2008).

24 2.4.2. A vulkáni működés szakaszai

Az kontinentálisbelseji bazaltvulkáni területekhez tartozó vulkáni vidék a Persányihegység középső részének nyugati szegélyén, észak-északkelet - dél-délnyugati irányú tektonikus vonal mentén terül el. Hosszanti kiterjedése 22 km, legnagyobb szélessége 8 km. A vulkáni működés folyamatainak vizsgálatára és a keletkezett rétegek besorolására szolgáló legújabb munkák: I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) és C. G. PANAIOTU et al. (2004). Ebben a fejezetben a vulkáni szakaszok és fázisok elkülönítéséhez és bemutatásához, illetve később a vulkáni formák (2.4.4.) leírásakor főként I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) tanulmányára támaszkodom, kiegészítve a későbbi ismeretekkel. A vulkanizmus négy többé-kevésbé összefüggő területen jelentkezik (4. ábra): Sóskútpataka

völgyében

(Sărata

Valley)

0,3

km2-en,

Alsórákos/Rákos

-

Mátéfalva

(Racoş/Racoşul de Jos - Matheiaş) területén 3,5 km2-en, Hévíz - Bogáta - Nádas-patak (Hoghiz – Bogata - Trestia Valley) területén a legnagyobb kiterjedésben, 40 km2-en és Felső-Komána (Comana de Sus) mellett 1,5 km2-en. Kőzetanyaga bazaltos, trachibazaltos összetételű. A vulkáni működés két időszakra osztható: az első 1,5-1,2, a második 0,67-0,52 millió évvel ezelőttre tehető (C.G. PANAIOTU et al. 2004). 1. Az első szakasz további két fázisra osztható, amelyet általánosított szelvényben az ún. alsótufa szint és a fölötte elhelyezkedő bazaltláva képvisel. A vulkanizmus kezdetén, ahogyan a tufa megjelölés is utal rá, jellemzően freatikus és freatomagmás, robbanásos működés volt jellemző. Ekkor piroklaszt-szórás és alapi torlóárak komplex rétegei halmozódtak fel. Kitörési központjai maar és/vagy tufa-gyűrű típusú vulkáni szerkezetek voltak, melyeknek jellemző formáit a későbbi vulkáni működés, az erózió és az üledékfelhalmozódás mára eltüntette. A hamutól a blokkig terjedő, változatos szemcseméretű kiszórt anyag több 10 méter vastagságban rakódott le. A nagy erejű kitörések durvaszemcséjű mezozoós mészkő- és konglomerátumdarabokat szakítottak fel az aljzatból. Az alapanyagban bazaltlapilli és bazalthamu mellett helyenként köpenyeredetű spinell lherzolitok, valamint piroxén és amfibol megakristályok is megjelennek.

25

4. ábra A Persányi-hegység bazaltvulkáni területeinek vulkanológiai vázlata a területen vizsgált salakkúpok jelölésével (I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994), C. G. PANAIOTU et al. (2004), I. Popescu (1970), I. Popescu et al. (1976) alapján)

26 A második fázis során lávaöntéses vulkanizmus jelentkezett, valószínűleg a korábbi maar kráterek területén. A feltárt lávafolyás-szelvények egy egyszeri folyási egységre utalnak, Rákos területének kivételével. Ez fedhette be a kürtő körüli területeket. Ennek az időszaknak a feltételezett forrásterületei: Sóskút-pataka, Rákos, Bogát-Hévíz közti terület, Berek (Bârc)-Nádas-völgy. A mátéfalvi lávafolyás ebből az időszakból, vagy egy helyi kürtőből/hasadékból, vagy a rákosi központból származik. A lávafolyások átlagosan 10-15 m vastagságúak, bányákban és természetes feltárásokban tanulmányozhatók. Ugyancsak erre a fázisra tehető az első szakasz salakkúpjainak felépülése (C. PANAIOTU et al. 2004). A kezdeti két explozív aktivitást követő effuzív vulkáni fázissal zárul a vulkáni tevékenység első szakasza a terülten. 2. A geológiai feltárások alapján az első szakasz után hosszabb nyugalmi időszak volt, amelynek során helyi tavi környezetek fejlődtek és agyagos rétegek halmozódtak fel a lávafolyások tetején. Berek területén a két szakasz közti időintervallumban keletkezett az a fosszilis talaj is, mely a szél által kifújt vulkáni törmelékes üledéken fejlődött. A lerakódott agyag rétegekben néhány helyen intermittáló, kisméretű explozív aktivitásra utaló finom vulkáni por betelepülése figyelhető meg. A vulkáni aktivitás 0,67 millió évvel ezelőtt újra freatikus és freatomagmás robbanásos jelleggel kezdődött. A keletkező rétegek nagyon hasonlóak az első szakaszbeliekhez, túlnyomóan piroklaszt-szórásos és árüledékek rakódtak le. A kürtők elhelyezkedése ebben a szakaszban hasonló az első szakaszhoz, de új kürtőket is felismertek Hévíz-Bogáta-Nádas-völgy területén, határozott morfológiájuk alapján. A robbanásos működés kezdetben tufagyűrűhöz hasonló vulkáni formákat épített. A kitörés energiájának csökkenésével Stromboli típusú robbanásos vulkáni működés eredményeképpen salakkúpok épültek és lávafolyások indultak. Ez a magmában oldott könnyenillók mennyiségének csökkenésével magyarázható és/vagy a külső víz (talajvíz) elérhetőségének csökkenésével, mely az explozív magma-víz kölcsönhatást okozta. A fentiek értelmezése

szerint

a két

fő kitörési

szakasz

előfordulásai

két

magmabenyomulásnak köszönhetők, melyek erős robbanásos kitöréssel kezdődtek, és kisebb energiájú kitörési eseményekkel folytatódtak. A utóvulkáni működésként hévízes források jelenlétére utal az olthévízi mésztufa. Ezen kívül a vulkanizmust követően a litoklázisok hasadékaiban és nagyobb hólyagokban jól kristályosodott kalcitok alakultak ki.

27 2.4.3. A vulkáni működés időbeli és térbeli változásai A vulkanizmus kronológiáját tekintve C. G. PANAIOTU et al. (2004) munkája a legfrissebb, és a legpontosabb adatokat közlő tanulmány. Ezért a következőkben jórészt ez alapján írom le a vulkáni aktivitás időbeli sajátosságait. Panaiotu és társai tanulmányát megelőzően, mint láttuk, a K-Ar koradatok késő-pliocén, kora és középső-pleisztocén vulkáni aktivitást mutattak (L. CASTA 1980, C. GHENEA et al. 1981, N. MIHĂILĂ−H. KREUZER 1981 hivatkozza C. PANAIOTU et al. 2004; H. DOWNES et al. 1995). A paleomágneses adatok sok normál közeli és közbeeső irányt, de csak kevés reverz polaritást mutattak. (U. HAMBACH et al. 1994, S. PĂTRAŞCU et al. 1994 hivatkozza C. PANAIOTU et al. 2004). Ezt a mintázatot nem lehetett magyarázni hosszú ideig tartó vulkánossággal, ezért a 2004-es tanulmányban a K-Ar korok és paleomágneses eredmények összehangolásával pontosították, végeredményben leszűkítették a vulkáni aktivitás időszakát. Új K-Ar méréseket végeztek friss lávafolyásokból, illetve néhány esetben laza törmelékből származó mintákon (pl. Felső-Berek lávafolyásának alapjából vett törmelék, ill. egy a Bükkösdhöz tartozó stromboli bomba darabja), hogy megítéljék a pontos eseménysorrendet. A paleomágneses vizsgálatokhoz a minták az összes vulkáni struktúrát lefedték, bár főként lávafolyásokból származtak1. Minden mintát vizsgáltak K-Ar módszerrel és közvetlen geológiai kapcsolat alapján egy ismert korú lávafolyással. A K-Ar koradatokat tekintve az első szakasz mintáiban reverz polaritásnak kellene dominálnia. Ezzel szemben a paleomágneses polaritás lávafolyásban mért értékei az első fázisban főként normál és átmeneti. (Normál polaritás - 7 helyen, valószínűleg 4-5 független lávafolyásból; átmeneti - 8 helyen, 4 lávafolyából a rákosi komplexum területéről, és 1 a bogátai bánya területén; reverz - 4 helyen, 2-3 lávafolyásból Turzon és Komána területéről.) Ez az adat arra utal, hogy a Cobb Mountain normál polaritású esemény alatt zajlott a vulkanizmus nagy része, amely drasztikusan lecsökkenti a kitörés valószínűsíthető időtartamát.

1

Az adatok szerint a helyek normál, fordított vagy átmeneti polaritásúak lehetnek a virtuális geomágneses pólushoz képest. Ha a szélességi fok nagyobb, mint 45° É, akkor normál, ha nagyobb, mint 45° D, reverz, ha egyenlő, akkor átmeneti besorolást kap a területet reprezentáló minta.

28 A reverz mágnesezettséget rögzítő első szakaszbeli, Turzon és Komána területéről származó minták relatív nagy analitikai hibával terheltek és többlet Ar-t tartalmaznak, ezért C. G. PANAIOTU et al. (2004) feltételezik, hogy a kitörés nem sokkal a Cobb Mountain normál polaritású esemény előtt történt. Az új, K-Ar adatokkal kombinált paleomágneses adatsor alapján tehát a Persányihegység vulkanizmusának első szakaszának teljes kitörési időtartama 10 000 éves nagyságrendű lehetett. Nem folyamatos, hanem több rövid idejű vulkáni aktivitás jellemezte. A vulkáni működés valószínűleg két egymástól távol eső ponton kezdődött meg (Turzon és Komána) és a maximumát a Cobb Mountain normál polaritású esemény alatt érte el. Megállapították továbbá, hogy a vulkáni aktivitás időtartama Rákos területén kevesebb mint 5000 év lehetett. A bogátai bánya területén lévő lávafolyásról pedig, hogy a rákositól különböző átmeneti irányokkal rendelkezik, így vele nem egyidejű. A teljes normál polaritású lávákra pedig (Sóskút, Hévíz, Bogáta-völgy, Berek-völgy) kevesebb mint 10-20 ezer éves keletkezési időt feltételeznek. A második szakasz 0,72 - 0,5 millió évvel ezelőttire datált mintái csak egy helyen (a Berek bányájában) mutattak reverz irányt. Ez a 0,63±0,08 millió éves reverz poláris esemény valószínűleg a Brunhes normál időszakon belül az idősebb, 15β (0,604 millió éves) eltérésnek feleltethető meg, és nem a fiatalabb. 15α (Big Lost Even, 0,573 millió éves) eltérésnek. Másik két második szakaszbeli lávafolyás esetén, három helyen vett mintában, normál polaritást mértek. A paleomágneses adatokkal egyeztetett koradatok alapján a második fázis mintegy 0,68 millió éve kezdődött a Bogáta-völgye mindkét oldalán, és a vulkáni terület központjára korlátozódott. Az aktivitás időtartama kevesebb mint 200 ezer év volt, ami a legjobb becslés az elérhető radiometrikus adatok szerint. A két kitörési szakasz között eltelt hosszú időt bizonyítja az a paleotalaj-réteg is a Berek területén, mely a völgyi és bányabeli lávafolyás határán található. Ez a fosszilis talaj C. G. PANAIOTU et al. (2004) szerint a szél által kifújt vulkáni törmelékes üledéken fejlődött ki, nem közvetlenül a láván. Ez az összlet azt jelzi, hogy legalább egy glaciális-interglaciális periódus eltelt a két fázis között. A C. G. PANAIOTU et al. (2004) alapján készített 1. és 2. táblázat összefoglalja a hegység egyes területein a két fázisból vett kőzetminták korát és mágneses polaritását.

29

1. szakasz

2. szakasz

Hely

Kor (millió év)

Polaritás

Hely

Kor (millió év)

Polaritás

Turzon Komána bánya Sóskút-pataka Olthévíz Bogáta völgy Bogáta bánya Berek völgy Berek völgy Berek lítikus Rákos alsó Rákos középső Rákos, Hegyes Rákos, Hegyes

1.44+-0.22 1.53+-0.23 1.34+-0.18 1.35+-0.11 1.44+-0.13 1.27+-0.20 1.36+-0.14 1.39+-0.13 1.25+-0.06 1.21+-0.12 1.24+-0.06 1.39+-0.24 1.27+-0.07

Reverz Reverz Normál Normál Normál Átmeneti Normál Normál

Köves-patak (Pietrele Valley) Öreg Berek-bánya Berek-bánya Berek-bánya Berek-bánya Bükküsd (Hidegkút)

0.668±0.08

Normál

0.679±0.06 0.578±0.12 0.612±0.08 0.631±0.05 0.524±0,02

Normál Reverz Reverz Reverz

Átmeneti Átmeneti Átmeneti Átmeneti

1. táblázat Kőzetminták kora és mágneses polaritása a Persányi-hegységben

Terület Turzon Komána Sóskút-pataka Rákos (1) Rákos (2) Rákos (3) Hegyes Bogáta-völgy Bogáta-bánya Berek-völgy Berek-bánya Berek- régi bánya Köves-patak Mátéfalvi bánya Tölgyesd Nádas-patak

Polaritás Reverz Reverz Normál Átmeneti Átmeneti Átmeneti Átmeneti Normál Átmeneti Normál Reverz Normál Normál Normál Normál Normál

Szakasz 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 2 2 2 1(?) 1(?) 1(?)

Hivatkozás 2 1, 2, 3 3 1 1 1, 2 1 1, 2 1, 2 1 1 3 1, 3 1 1 1, 2

2. táblázat A különböző területekről származó kőzetminták mágneses polaritása és vulkáni szakaszba sorolása a Persányi-hegységből Hivatkozások: 1. U. Hambach et al. (1994) 2. S. Pătraşcu et al. (1994) 3. C. G. PANAIOTU et al. (2004)

30 2.4.4. A vulkáni formák1

2.4.4.1. Maarok A magmabenyomulások táplálta vulkáni működés mindegyike robbanásos jelleggel kezdődött, melyet a felemelkedő magma buborékosodása és sekély mélységű rétegvízzel való kölcsönhatása eredményezett. A freatomagmás kitörés által okozott híg sűrűségárak és hamuhullás során vékony síkrétegzett, hullámos, vagy keresztrétegzett piroklasztit-rétegek rakódtak le, helyenként bombabezsákolódásokkal. A szemcseméret a hamutól a blokkig változik. A nagy erejű robbanásos vulkáni tevékenység alaphegységből származó kőzetdarabokat is a felszínre hozott. A juvenilis bazalthamu és lapilli mellett így mészkő, miocén persányi tufa, kvarc és agyag, és helyenként köpenyeredetű, ultrabázikus olivin és piroxén xenolithok is megjelennek a kitöréstermékekben. Ez a fajta vulkáni működés számos maar- és tufagyűrű szerkezetet eredményezett, amelyek később stromboli típusú kitörés nyomán vulkáni kúpokat felépítő hamuhullással és változó vastagságú lávafolyásokkal lettek borítva. Jellemző formáikat emellett az eróziós és üledék-felhalmozódási folyamatok miatt sem figyelhetjük meg. A vulkáni aktivitás nem volt szinkronban a különböző kitörési központok esetén. Ennek is köszönhető, hogy átfedő térbeli kapcsolat alakulhatott ki különböző kitörési központokból származó, de azonos szakaszba tartozó piroklasztitok között. Így például a mátéfalvi völgy eseté helyi kürtőből származó freatomagmás kitörés rétegei borítják az egykorú, de a rákosi eruptív központhoz tartozó disztális (kürtőtől távoli) tufát. I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) néhány maart térképen, feltételesen megjelölt. Ezeknek bizonyítására a réteglapok dőlésirányát, a teljes rétegek geometriáját és néhány morfológiai kritériumot hoztak fel. A további azonosítási kísérletek SOÓS I. (2008) SOÓS I.−SZAKÁCS S. (2008) és azt megelőzően SOÓS I.−VINKLER A.P.−A. SZAKÁCS (2004, hivatkozza SOÓS I. 2008) nevéhez fűződnek. SOÓS I. (2008) négy feltárás litológiai és üledékszerkezeti jegyeit vizsgálta: Bogátabánya, Berek-bánya, Nádas-patak, és a Bükkösd völgye.

1

A vulkáni formák főként I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) munkája alapján kerülnek bemutatásra (ld. 2.4.2.).

31 A feltárásokban tanulmányozta a piroklasztok szállítási irányát, az alapi torlóárak települési jellegzetességeit, valamint a szórt piroklasztok szemcsenagyságának térbeli eloszlását. A kürtők elhelyezkedésére ezen kívül az aszimmetrikus becsapódási nyomok alapján is vont le következtetéseket. Ezek alapján a Tölgyesdtől délkeleti irányban, a Bogáta-patak és Olt által határolt területen egy (Maar1), illetve Olthévíztől délkeletre egy másik maar (Maar2) kitörési központot feltételezett (5. ábra). A Nádas-völgyi piroklasztitok egy harmadik, délnyugati irányban található forrásra utalnak.

5. ábra A bazaltvulkáni terület középső része a Persányi-hegységben délnyugatról nézve Maar1, Maar2 a területen feltételezett maar kitörési központok helyét jelöli. A fekete vonalak a salakkúpok határait jelölik.

32 2.4.4.2. Salakkúpok A vulkáni struktúrák látványos domborzati jellemzőkkel bírnak a Persányi-hegységben. A többé-kevésbé erodált kúp alakú salakkúpok és maradványok a „vulkáni plató” tetején – könnyű felismerhetőségük révén – a leginkább feltárt vulkáni formák közé tartoznak (TÖVISSI J. 1995). Ezek sok helyen az első szakasz vulkáni anyagaira rakódtak rá, melyeket részben leromboltak a második szakasz freatikus és freatomagmás kitörései. A helyi morfológia eltérő sajátosságaiból adódóan egyes salakkúpok már eleve nem rendelkeztek jellegzetes morfológiával. Ezt a későbbi vulkáni működés, az erózió még tovább ronthatta, így helyenként csak roncsok, esetleg, mint például a Sóskút-patak felső folyásánál, csak néhány elkülönült bazaltsalak-blokk található, amely egy lehetséges stromboli típusú működésre utal. Éghajlati jellemzőinek köszönhetően a Persányi-hegységben a fiatalabb formák is jóval erősebben lepusztultak, és kráterük nem őrződött meg. Sík területen, vagy kevésbé tagolt domborzaton megjelenő kúpok, melyek máig megőrizték a salakkúpokra jellemző morfológiát: a Hegyes, Tölgyes, Kerekhegy, Bükkösd, Nádas-patak salakkúpja. Ezen kívül erősen erodálódott és/vagy a települési sajátosságok miatt kevésbé jellemző alaktani tulajdonsággal bír hét másik, C. G, PANAIOTU et al. (2004) által jelölt salakkúp (5. ábra). A nevében is morfológiájára utaló Hegyes salakkúpja nagyon jól feltárul a hosszú ideig tartó bányászatnak köszönhetően. A legbelső, nem kibányászott rész középen oszlopszerűen kimagasodik. Körben az oszloptól 20-25, a bányászott terület külső szegélyétől 10-20 méterre hatolt le a kitermelés. Ennek köszönhetően tényleges betekintést nyerhetünk a salakkúp belsejébe és felépítő folyamataiba. A középső oszlop falán látható diszkordanciák (üledékhiányok) az összetett belső szerkezetet jelzik, és a kúp épülése közben bekövetkezett jelentős változásokat a csúcsi terület elhelyezkedésében. A kúp felépítő anyaga főleg durva salaktörmelék, bomba és fröccs. A belső kráter fáciesét kisebb klasztogenetikus (robbanásos működéssel felszínre került, egymásra rétegződő, majd ott magas hőmérséklete miatt „továbbfolyó”) lávanyelvek (6. ábra) és agglutinát (összesült rétegek) alkotják, amelyek a központi részen tanulmányozhatók. A külső lejtő fáciesét (7. ábra) a peremi részeken a végső konszolidálatlan salak-, hamu- és lapillirétegek alkotják. A szemcseméretbeli változatosság a kitörés alatti pulzáló intenzitást tükrözi.

33

6. ábra Gradált rétegsor és klasztogenetikus lávafolyás a Hegyes kürtőközeli területein

7. ábra A Hegyesben feltárt külső lejtő fácies képe

A Tölgyesd északi bányájában megfigyelhető rétegei ehhez nagyon hasonlóak. A Kerekhegy és a Tölgyesd összenőtt salakkúpok, köztük egy 30-40 méteres, vízmosás által mélyített nyereg képezi a határt. A Kerekhegy (románból fordítva Kis-Tölgyesd) és a Tölgyesd az Olt mentén elhelyezkedő síkon foglalnak helyet. A Bükkösd a terület legjelentékenyebb salakkúpja, és a Tölgyesddel és a Hegyessel együtt a leginkább szembetűnő, domináns tájképalkotó. Nagy vastagságban megjelenő salakanyagában kisebb nagyobb, csavarodott felületű ún. orsóbombákat figyeltek meg

34 (KOCH A. 1893). Tengerszint feletti magasságnak és a hegység belsőbb területein való elhelyezkedésnek köszönhetően a teljes kúpot bükkerdő borítja. A többi, a területen elhelyezkedő nem jellemző morfológiájú salakkúp kevéssé van feltárva. A salakkúpok elhelyezkedéséről, koráról, alaktani tulajdonságairól a későbbi pontokban (3-5.) ejtek szót.

35 2.4.4.3. Lávafol yások Lávafolyás mind a négy vulkáni területen, így a teljes bazaltvidék legészakibb és legdélibb pontján is jelentkezik (4. ábra). A lávafolyások a két magmabenyomuláshoz köthető vulkáni szakasz végére tehetők. Az első szakaszban Sóskút, Rákos, (Mátéfalva), Bogáta, Hévíz, Turzon, Berek, Nádas-patak, Komána területén keletkeztek lávafolyások. A második szakaszban csak a központi területen, Bogáta jobb oldalán, a terület déli részén és a Bükkösdből indultak lávafolyások. A feltárt lávafolyásszelvények egyszeri folyási egységre utalnak, Rákos területének kivételével, ahol az első lávafolyás felső határát jelző lemezes elválású bazalton újabb lávaréteg jelentkezik. A vastagabb lávákból változóan lemezes, oszlopos, blokkos elválású bazalt alakult ki a folyási egységek belsejében. A lávafolyás az alsó részén breccsásodott, a lávafolyás tetején rögösödött, salakosodott. A lávafolyásokra jellemző formák közül egy lávaalagút is megőrződött Rákos fő kőbányájában. A bazaltoszlopok egy igen látványos feltárását Rákos mellett 1954-ben védetté nyilvánították. Területe 1,5 hektár, országos jelentőségű védelmet élvez (DÉNES I. 2004). A Sóskút-patak természetes feltárásában az első fázis piroklasztitjára települt láva 7-10 méter vastag, helyenként oszlopos elválást is mutat. Másutt ez a lávaréteg vastagabb, 10-15 métert is elérhet. A Mátéfalvi kőbányában, az Olt bal oldalán a lávakőzet több mint 50 m vastagságban bukkan ki. Lávakiömlési szelvények délebbre, a Berek és Bogáta völgyekben számos kőfejtőben, illletve néhány méteres természetes kibukkanásokban is jól feltárulnak a Hévíz és Nádas völgyek mentén, illetve az Olt völgyének bal oldalán, közel Bogátához. A lávafolyás vastagsága itt is közel állandó (10-15 m). Hévízen a lávakőzet struktúrája egy ép lávatóra utal.

36 2.4.5. A vulkanizmus kőzettani háttere Mint fentebb olvasható, a Keleti-Kárpátok déli részén egymás mellett, egyidejűleg működő alkáli bazaltos és mészalkáli vulkanizmus a Persányi-hegységben és a Hargitában térben, sőt időben is összekapcsolja a szubdukciós és extenziós folyamatokat. Ez a persányi bazaltoknak a szubdukcióval való érintettségét is jelenti, amely a kőzettani vizsgálatok alapján is bizonyosságot nyert. Már I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) és ezt megelőzően S. PELTZ és I. BRATOSIN (1986, hivatkozza H. DOWNES et al. 1995) is alkáli rokonságot mutatott ki az itteni bazaltokban. Az alkálibazaltos területek a Pannon-medencében a Kárpátok hegységképződésének posztrift fázisában keletkeztek, a megolvadt asztenoszféra anyagának a felszínre kerülésével. Anyaguk a geokémiai vizsgálatok alapján azonban esetenként, mint a Persányi-hegységnél is megfigyelhető, szubdukcióhoz köthető köpenymetaszomatózis hatásait is mutatja. A Persányi-hegység esetében a forrásanyaga elsődleges, szilícium-dioxidban szegény bazalt és trachibazalt összetételű, mely LREE-ben (ritkaföldfémek) gazdagodott. A hévízi és rákosi bazaltok tartoznak az alkálibazalt kategóriába, a többi területen trachibazaltokat, illetve a Bükkösd esetén szubalkáli bazaltot találunk (H. DOWNES et al. 1995). H. DOWNES et al. (1995) nyomelemvizsgálatok alapján kimutatták, hogy a persányi bazaltok általános hasonlóságot mutatnak a kontinensbelseji alkálibazaltokkal. Az óceáni szigetek bazaltjaival (OIB - Ocean Island Basalts) való összehasonlítás esetében a szerzők magasabb Rn, Ba és K és alacsonyabb Nb, Zr és Ti szintet mutattak ki. Ezek a jellemzők némileg hasonlítanak a szubdukciós magmákra is, főként az közeli idősebb bazaltandezitekre, amelyek az ív menti vulkanizmushoz köthetők. A fenokristályok közül domináns az olivin, és alárendelten klinopiroxének is megjelenik. A rákosi minták különösen gazdagok olivinekben (H. DOWNES et al. 1995). A minták helyenként folyási sávozottságot mutatnak és hólyagüregesek is lehetnek. Néhány folyási egységben felsőkéreg-, illetve köpenyeredetű xenolithok figyelhetők meg. A Hévízen és Rákoson egyaránt előfordul a foltos megjelenésű bazalt, kis, cm-es világos foltokkal a sötét tömegen belül, amely a kezdeti átalakulás hatása lehet. A bányákban dolgozók cucuruztípusnak, azaz kukoricaszerkezetűnek nevezték el (I. SEGHEDI–A. SZAKÁCS, 1994; H. DOWNES et al. 1995).

37 2.5. A morfometriához kapcsolódó és módszertani irodalom áttekintése

A földrajzi információs rendszerek (GIS) használata a geomorfológiában lehetőséget nyújt a kvantitatív mérésekre a földrajzi munkákban, melyek a nagyobb részletességnek köszönhetően elősegítik a vizsgált elemek, formák pontosabb összehasonlítását (TELBISZ T. 1999). Vizsgálataimban elsősorban a salakkúpok morfometriájával foglalkozom. Az erre vonatkozó szakirodalom a paraméterek kinyerését, elemzését, mögöttes folyamatokkal való kapcsolatát, és a számszerű eredményeknek köszönhetően az egyes salakkúpok csoportjai (pl. korcsoportok) közötti hasonlóságokat, eltéréseket vizsgálja. Ebben a hazai szakirodalomban még kevéssé ismert témakörben módszertani irodalomként elsősorban C. A. WOOD (1980a,b), BATA T. (2007) és M. FAVALLI et al. (2009) munkáit használtam fel. Kitekintésként TELBISZ T.−KARÁTSON D. (2006) és KARÁTSON D. (2007) ide vonatkozó részeit is átolvastam, főként a morfometriai vonatkozásokra fókuszálva. BATA T. (2007) a San Francisco vulkáni területen található salakkúpok közül, digitális domborzatmodell (DEM) alapján 316 salakkúpot vizsgált különböző paraméterek alapján, úgymint a kúplábak átlagos tengerszint feletti magassága, kerülete, területe, kerekítettsége, hossza, iránya; kúpmagasság; kráterrel rendelkező kúpok esetén azok területe, kerülete, kerekítettsége, hossza, iránya. Ezeknek a paramétereknek, illetve a kor- és alaktani kategóriákra végzett korrelációs számításainak az eredményeivel, a különböző megelőző kutatások eredményeinek figyelembe vételével, fontos összefüggésekre hívta fel a figyelmet. M. FAVALLI et al. (2009) az Etna 135 salakkúpját vizsgálta, speciális módszert keresve a salakkúpmorfológia kvantitatív tanulmányozására. Erre azért volt szükség, mert a megelőző vizsgálatok során alkalmazott mutatók, arányszámok, amelyeket főleg vízszintes felszíneken, monogenetikus vulkáni mezőkön elhelyezkedő salakkúpok alapján határoztak meg (S.C. PORTER 1972, C.A. WOOD 1980a,b), lejtős területen lévő kúpok esetén hamis képet (tévesen értelmezett salakkúpgeometriát) eredményeznek. Ezt tovább erősíthetik eróziós hatások (főként lávafolyásokkal való elborítás) is. Az erre a célra készített program segítségével sokkal pontosabb, területi típusú adatokkal számolható a kúp magassága és alapi átmérője, mely így valós értékeket ad. Munkájuk egy másik értéke az igen részletes

38 (2 m felbontású) DEM volt, amelyet LiDAR felvételezés tett lehetővé, tovább növelve a morfometria pontosságát. A salakkúpok morfometriai vizsgálati módszere: D. H. SCOTT–N. J. TRASK (1971, hivatkozza BATA T. 2007) írja le először azt, hogy a vulkáni kúpok lejtőszöge és a kúpmagasság/kúpátmérő aránya idővel csökken. S. C. PORTER-től (1972, hivatkozza BATA T 2007 és FAVALLI et al. 2009) származnak az erre vonatkozó első számszerű értékek a Hawaii-szigetekről, a Mauna Kea „friss” salakkúpjainak kúpátmérő (Wco), kráterátmérő (Wcr), kúpmagasság (Hco) vizsgálatai alapján. Ezekből, mint S. C. PORTER megállapítja, Hco=0,18×Wco (n=30 db mintára) és Wcr=0,40×Wco (n=62 db mintára). C. A. WOOD a salakkúpok kialakulásának vizsgálatakor (1980a) szintén hasonló eredményre jutott. A salakkúpok lepusztulásukra vonatkozó írásában C. A. WOOD (1980b) vizsgálja azokat a paraméterváltozásokat, melyek az idő előrehaladtával történnek. Ilyenek a kúpok magasságának (Hco), kúpmagasság/átmérő (Hco/Wco) arányának és lejtőszögnek a csökkenése (3.-4. táblázat.) Az eróziós folyamatok közül C. A. WOOD (1980b), az általa két legfontosabbnak tartott hatást, a lávaárral való körülfolyást és az erózió eredményezte anyagáthalmozást, térfogatvesztést is részletesen vizsgálja az okozott változások tükrében. Mindkét folyamat a salakkúp pusztulásának egyik legfontosabb paraméterét, a kúpmagasság/átmérő (Hco/Wco) arány csökkenését eredményezi (3. táblázat). Azonban, amíg a lávaárral való körülfolyás esetén a kúpmagasság (Hco) mellett a kúpátmérő (Wco) is csökken, az eróziós anyagáthalmozás a kúpátmérő növekedését eredményezi. Vizsgálatai alapján 0,05-ös Hco/Wco arányig Wco növekedése kisebb mértékű, mint Hco csökkenése.

Hco/Wco 0,179 0,125 0,038

Kor 0,1 millió évnél fiatalabb 0,7-0,2 millió éves 3,0-0,8 millió évnél idősebb

Mintaszám 9 24 5

3. táblázat A kúpmagasság/kúpátmérő arány csökkenése a salakkúpok korának növekedésével a San Francisco vulkáni mintaterületen C. A. WOOD a lepusztulást vizsgálva (1980b) azt is megállapította, hogy a csapadék és a hőmérséklet a két legfontosabb faktor a salakkúpok lepusztulásában. Lejtőszög-vizsgálatai

39 alapján, a korral való szoros összefüggés észrevételét követően, egyes lejtőkategóriákhoz hozzávetőleges korokat határozott meg (4. táblázat). Lejtőszög 30,8° ± 3,9° 23,1° ± 2,0° 14,1° ± 4,2°

Kor 0,05 millió évnél fiatalabb 0,7-0,2 millió éves 0,7 millió évnél idősebb

Mintaszám 7 15 5

4. táblázat A lejtőszög csökkenése a salakkúpok korának növekedésével a San Francisco vulkáni mintaterületen BATA T. (2007) ennél korábbra nyúló vizsgálatai, több korcsoportra hasonlóan csökkenő tendenciát mutattak ki az átlagos lejtőszöget tekintve a San Francisco vulkáni mező salakkúpjai esetében (5. táblázat). Lejtőszög 13,76 10,76° 9,9° 12,5° 8,17°

Kor 0,16 millió évnél fiatalabb 0,7-0,16 millió éves 2-0,73 millió éves 2,48-2 millió éves 5- 2,48 millió éves

Mintaszám 11 140 27 111 28

5. táblázat BATA T. által meghatározott átlagos lejtőszögek a San Francisco vulkáni terület különböző korú kúpjaira A lejtőszög csökkenése az Etnán vizsgált salakkúpok esetén is kimutatható volt, a kis korkülönbségek ellenére (6. táblázat, M. FAVALLI et al. 2009) Lejtőszög 26,6° 23,9° 23,7°

Kor ie. 122 fiatalabb ie. 122 idősebb 5000 évnél idősebb (BP)

Mintaszám 36 37 7

6. táblázat Az átlagos lejtőszögek az Etna különböző korú salakkúpjain BATA T. (2007) korrelációs vizsgálatai azt is kimutatták, hogy az idő előrehaladtával a Hco/Wco és az elméleti lejtőmeredekség szórása enyhén csökken, azaz a kúp idősödésével párhuzamosan egyenletesebbé válik a kúp alakja. A maximális lejtőszög vizsgálatából

40 azonban az derül ki, hogy az erózió sok esetben nem egységesen érinti a kúpok oldalait, így néhány esetben idősebb formák egy-egy oldala megőrizheti meredekségét. A kúpmagasság szoros korrelációja a lejtőszöggel a lepusztulás következtében történő anyagáthalmozás

folyamatának

következménye

(BATA

T

2007).

A

csúcsrégió

legmeredekebb részeiről az anyag a lejtőn lefelé halad, törmelékszoknyát épít annak lábánál. Ez a folyamat nedvesebb éghajlaton gyorsabban zajlik, azonban általában a lepusztult anyag nagyobb része elszállítódik (a sivatagi területek salakkúpjaihoz képest). A kráterre is jellemző a feltöltődés az eróziós folyamatoknak köszönhetően. A kráter belseji felhalmozódás mellett a kráterperem lepusztulása is csökkenti a kráter mélységét. Amikor a perem teljesen felemésztődik, salakdomb alakul ki. T. R. MCGETCHIN et al. (1974, hivatkozza BATA T. 2007) a salakkúpok a kialakulásnak négy szakaszát különíti el. A teljesen kifejlődött salakkúp határát 30-40 méternek határozta meg. Megfigyelései alapján a 30 m alatti kúpokat nem lehet teljes bizonyossággal elkülöníteni a fröccskúpoktól. A választott programok, műveletek és adatkinyerési eljárások kérdése: A salakkúpok lehatárolása BATA T. (2007) és M. FAVALLI et al. (2009) munkáiban geológiai térképek, valamint korában a különböző források térképein jelölt salakkúpok határainak figyelembe vételével, továbbá a szerzők által készített, DEM (digitális magasság modell) alapú lejtőszög- és domborzatárnyékolt térképek alapján történt. Ezt követően lényeges módszertani kérdés a magassági adatok kinyerése. Ezt és az egyéb adatokat BATA T. (2007) az ArcView programban lefuttatott scriptek segítségével, míg M. FAVALLI et al. (2009) az erre a célra elkészített program segítségével kapta meg.

41 3. ANYAGOK ÉS MÓDSZEREK A SALAKKÚPOK VIZSGÁLATÁHOZ

3.1. SRTM és alaptérképek

A salakkúpok kutatásához a vizsgálati területről mára már rendelkezésre állnak az amerikai NASA SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) program során 2000-ben felmért DEM (digitális domborzati modell). Ennek pontosabb, 1 szögmásodperces modellje csak az Amerikai Egyesült Államok területéről érhető el, a kevésbé részletes, 3 szögmásodperces felbontássú, azonban a teljes felmért területről (a glóbusz nagyobb részéről) nyilvános (TÍMÁR G. et al. 2003). Az SRTM domborzati modellek geomorfológiai alkalmazása, a különböző országok térképezési rendszerétől független, sokkal pontosabb és egységesebb voltukból fakadóan, számos előnnyel jár megfelelő méretű formák tanulmányozása esetén (ld. BATA T. 2007, TELBISZ T.−KARÁTSON D. 2006). A Persányi-hegység vizsgált formái, elsősorban a salakkúpok azonban kisebbek, mint ami az SRTM alapú vizsgálatokhoz elengedhetetlen, így bár az SRTM a geomorfológia leírásban nagy segítségemre szolgált – a teljes hegységre szolgáltatott domborzatmodellel –, a salakkúpok vizsgálatához és a térfogatszámításokhoz a sokkal nagyobb felbontást lehetővé tevő 1: 25 000-es méretarányú, 5, ill. 10 m szintvonalközöket feltüntető román katonai felmérés (1980) topográfiai térképeit saját DEM előállítására használtam. Ezeket a térképeket már vetületi rendszerbe illesztve kaptam Jancsik Pétertől1. A topográfiai térképsorozat eredetileg Gauss-Krüger vetületi rendszerben van, de hozzám már – georeferenciáltan – Stereo70-es romániai vetületben kerültek. A térképek légifényképek alapján készültek, ezért nyílt területen pontosak, erdős területeken jóval pontatlanabbak. A bazaltvulkáni területeken minden szintvonalat bedigitalizáltam a salakkúpok morfometriájának vizsgálatához szükséges adatbázis létrehozásának első lépéseként. A bevitt adatokból létrehozott DEM-mel emellett lehetővé vált a három legnagyobb terület (Rákos, Mátéfalva, Bogáta- Berek- Nádas-völgy) összefüggő, nagyobb felbontású domborzatmodelljének (5. ábra) és lejtőszög térképének (8. ábra) a bemutatása, az összes salakkúp szerepeltetésével.

1

Babeş-Bolyai Tudományegyetem. Elektronikus levél: 2009.02.17.

42 A salakkúpok, ill. piroklasztittal fedett területek és lávafolyások 4. ábrán látható lehatárolásához geológiai térképek (I. POPESCU 1970, I. POPESCU et al. 1976), és a C. G. PANAIOTU et al. (2004) és I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) munkáiban szereplő vulkanológiai térképvázlatok és rétegtani leírások segítettek.

8. ábra A Persányi-hegység központi bazaltvulkáni területének lejtőszög térképe, a vizsgált összes salakkúp megjelölésével

43 3.2. Módszer

3.2.1. A salakkúpok lehatárolása A salakkúpok lehatárolásánál az északi vulkáni területein tett terepi megfigyelések mellett következő tényezőket vettem figyelembe: 1. A geológiai térképek (I. POPESCU 1970, I. POPESCU et al. 1976), C. G. PANAIOTU et al. (2004) és I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) cikkeiben megjelentetett térképei és a hozzájuk fűződő leírások. 2. Az 1:25 000 méretarányú topográfiai térkép alapján szerkesztett digitális domborzatmodell (DEM) és az ebből származtatott lejtőszög és domborzatárnyékolt térképek. 3. A kúpoknak a DEM alapján készített különböző irányú keresztmetszeti szelvényei. A geológiai térképek és a fenti két szakirodalmi forrásból származó tematikus térképek tanulmányozása csupán a salakkúpok hozzávetőleges helyzetének meghatározását teszi lehetővé.

A

térképi

források

lehatárolásaiból

kiindulva,

az

egyes

salakkúpok

elhelyezkedésének pontosításához ezért szükség van a pontos domborzatmodellre és a belőle származtatott térképekre (4. és 8. ábra).

1. A geológiai térképek (I. POPESCU 1970, I. POPESCU et al. 1976), C. G. PANAIOTU et al. (2004), I. SEGHEDI–A. SZAKÁCS (1994) cikkeiben megjelentetett térképei és a hozzájuk fűződő leírások áttekintése A geológiai térképek salakanyaggal jelzett területei terepi megfigyeléseken alapulnak. Ugyanez érvényes a két cikk geológiai vázlatában jelölt salakkúpokra is. Időrendben haladva először az 1970, 1976-os geológiai térképek és az 1994-es geológiai vázlat (I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS 1994) közötti hasonlóságokat és különbségeket kell szemügyre venni. Az első eltérést (északról dél felé) a mátéfalvi bazaltterületen észlelhetjük, ahol az 1994es térkép egy feltételezett salakkúpot jelöl, a megelőző viszont nem jelöl salakanyagot. A

44 cikk szerint (I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS 1994) a salakanyag a legfelső rétegben tipikus Stromboli típusú kitöréstermék. Az Olthévíz-Bogáta-Nádas-patak vulkáni területen a geológiai térképre nem, vagy csak kevéssé lehet alapozni, ugyanis a térképi kategóriák nem különítik el a salakot; a jelölésben csak bazalt(láva) és piroklasztit szerepelnek. A Hévíz határában megjelenő salakkúpok két délebbi előfordulását, a Tölgyesdet és a Kerekhegyet bazaltnak jelölték. Az északabbi, kevésbé jellemző morfológiával rendelkező, de az 1994-es geológiai vázlat alapján jelölt harmadik salakkúp csupán piroklasztitként jelölve nem válik el a jelölésben a környezetében lévő piroklasztitoktól. Azzal a logikával szemlélve a területet, hogy kiemelkedések esetén a kerekded, bazaltnak jelölt anyagok salakkúpok lehetnek, az 1970-es térképen még másik három salakkúp feltételezhető. Ezeket és I. SEGHEDI–A. SZAKÁCS az 1994-es térképükön jelölték is. A Nádas-völgy, Samu erdeje területen azonban újabb két salakkúpot jelöl az 1994-es tanulmány, mely nem határolható le a geológiai térkép (1976) alapján. Ezek közül a Nádas-patak felső folyásának bal oldali salakkúpja bizonyított, a jobboldali pedig feltételezett az 1994-es geológiai vázlat alapján. A középső, Olthévíz-Bogáta-Nádas-patak vulkáni területnek a délnyugati csücskében, a Bogáta-patak jobb oldalán a geológiai vázlat szintén két feltételezett salakkúpot jelöl az 1994-es cikkből, ahol a korábbi csak piroklasztitot jelöltek. A kománai völgyben jelölt bazalt szintén kúpszerű megjelenésű (és HERBICH F. itt leírt salakkúpot 1973-ban ld. 2.4.1.). Ez a terület az 1994-es cikkből azonban kimaradt. A két fent említett cikk között eltelt tíz év alatt a salakkúpok lehatárolásának szempontjából a következő változtatások történtek. Miután a C. G. PANAIOTU et al. 2004es tanulmánya nem különböztet meg feltételezett és bizonyított salakkúpokat, ezért azokat bizonyítottnak tekintem. Azaz bizonyítottá vált a mátéfalvi völgyben az Oldalhegy, a Nádas-patak jobb oldalán és a Bogáta-patak jobb oldalán korábban feltételezett salakkúpok léte. Az 1994-ben bizonyítottak közül pedig kiesett a Bükkösdtől lenyúló déli gerincen jelölt kúp. Ezt a gerincet a 2004-es munka már lávafolyásként jelöli. Új salakkúpként a Samu-erdeje területen az azt megelőzően jelölttől északabbra is térképeztek egy kiemelkedést, a Samu-erdeje kúpját. A kománai terület itt már szerepel a térképen. Nevezetesen, az 1970-es geológiai térkép „bazalt” kategóriájába eső rész a 2004-es geológiai vázlaton lávafolyásként lett jelölve. Még egy salakkúpról nem esett szó, mert a fent említett cikkeben, térképeken nem szerepelt. KOCH A. (1894) a Bükkösd délkeleti lábánál leír egy salakkúpot, ahonnan

45 orsóbombákat is begyűjtött. Ennek a Blidarea nevű kúpnak az azonosítása azonban kérdéses. A leírás szerint a Blidarea-patak vezet a Bükkösdről Lupsa felé, azaz a salakkúp, ha kapcsolatban van ezzel, az észak-déli irányú lávafolyáson helyezkedne el. Ez a későbbi cikkekben is szereplő salakkúp-jelölésekkel is egybeesne. Azonban ezt a lávafolyáson elhelyezkedő salakkúpot C.G. PANAIOTU et al. (2004) már nem jelölte, azaz az újabb vizsgálatok – eszerint – cáfolták a meglétét, ugyanakkor maga a jelölt terület is inkább délnyugati irányban található a Bükkösdtől. A Bükkösdtől délkeletre csak messzebb, a Nádas-patak mellett találunk jelölt salakkúpot. Ezt elvetve, KOCH A. talán a Bükkösdtől délre, a lávafolyás keleti oldalán lévő kúpot azonosíthatta salakkúpnak, melyet más helyen nem jelölnek, de jellemző morfológiája elképzelhetővé teszi. Ez a hely azonban nincs kapcsolatban a Blidarea-patakkal, így terepi megbizonyosodás hiányában, az összefoglaló térképen nem jelölöm. Elhelyezkedését azonban megadom (Melléklet 1. ábra). 2. A digitális domborzatmodell (DEM) és belőle származtatott lejtőszög és domborzatárnyékolt térképek vizsgálata A fenti eredményeket a DEM-mel összevetve öt salakkúp rendelkezik releváns morfológiával: a Hegyes, a Tölgyesd, a Kerekhegy, a Bükkösd és a Nádas-pataki salakkúp (a Nádas-patak torkolatánál). A 2004-ben jelölt, tehát megítélésem szerint a szerzők által bizonyítottnak tekintett salakkúpok többi tagjának azonosítása több-kevesebb nehézséggel jár. Mindezt, ahogyan a módszertani irodalommal foglalkozó fejezetrészben szerepelt, a lepusztulás, illetve – a lejtős és/vagy tagolt felszínen való elhelyezkedés következtében – a salakkúpokra nem jellemző megjelenés, rendellenesen kifejlődött forma okozhatja. A harmadik nehezítő tényező pedig a korábbi geológiai vázlatokban (1994, 2004) nem pontosan megadott térképi elhelyezés, mely az előbbi problémák, a nem jellemző morfológia miatt teszi bizonytalanná az azonosítást. Ráadásul a geológiai vázlatok illesztését sem tudtam 100%osan megoldani, hiszen pontos illesztési lehetőséget biztosító pontok nem találhatóak rajtuk. Így az illesztés helyenként akár a 400 méteres csúszást is elérheti, máshol viszonylag pontosnak tekinthető. Az eltéréseket néhány esetben közlöm is. Ehhez a salakkúpok környezetében lévő néhány azonosítható pont térképvázlati és valós helye közti különbséget tekintettem, mindenhol a legnagyobb eltérést figyelembe véve az illesztett geológiai vázlat és a pontosnak tekinthető topográfiai térkép között. Így megállapítottam a tanulmányokban

46 szereplő salakkúpok valós és jelölt helyzete közötti minimális – biztosan jelen lévő – eltérést. A DEM mellett a belőle származtatott lejtőszög- és domborzatárnyékolt térképek segítették elő a kúpok azonosítását. Ezek alapján a hévízi erősen lepusztult harmadik kúp azonosítása a cikkekben szereplő hely és – a lapos térszínen való megjelenés következtében – jellemzően kerekded alak alapján történt. A Nádas-patak felsőbb folyása mentén, a jobb parton nagyobbnak jelölt, és bal parton lévő kettő salakkúp nehezen azonosítható. Mindhárom salakkúp 400-500 méteres csúszásban lehet (a legnagyobb illesztési hibával számolva) C.G. PANAIOTU et al. 2004-es térképvázlatához képes, de az egyenetlen térszínen való megjelenés is nehezen felismerhetővé teszi őket. A tagolt domborzat, a lepusztultabb formák miatt hasonlóan nehéz azonosítani a Bogátapatak jobb oldalán, a vulkáni terület déli részén jelölt két salakkúpot. A térképi formák és Szakács Sándor közlése alapján1 a területen lévő három kiemelkedés közül a legészakabbit és legdélebbit tekintem biztos salakkúpnak. A mátéfalvi terület salakkúpjának azonosítását a pontatlan jelölése nehezítette meg a térképvázlatokon. A vékony salakréteg 550-565 méter között, tetőhelyzetben van a leírások alapján (KOCH A. 1894, I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS 1994), ez azonban két különböző kiemelkedésre is ráillik, melyek közül I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) a délnyugati kúpot vizsgálták1. 3. A kúpok különböző irányú keresztmetszeti szelvényei A kúpok keresztmetszeteiről készült szelvényeket az ArcView PE 6.0 for Spatial Analyst extension segítségével készítettem. Egy-egy kúpról a lehatárolás nehézségének függvényében 2-6, különböző irányú és helyzetű szelvényt készítettem. Ezeknek a szemrevételezése segített meghatározni a lejtőkben lévő törések helyzetét, melyek különböző keménységű kőzetek közötti határt, törmeléklejtő kezdetét jelölhetik. Az egyes elkészített szelvények közül néhányat a Mellékletben (Melléklet 2. ábra) szerepeltetek.

1

Sapientia Erdélyi Magyar Tudományegyetem. Elektronikus levél: 2010. április 19.

47 3.2.2. A határvonalak azonosítása A salakkúpokat a fenti összetett módszerrel azonosítva, a morfológiai jegyek és a leírásokban szereplő salakanyag-vastagság alapján határoltam le (poligonokkal). A határvonal meghúzása vízszintes terepen könnyebb. A tagolt domborzatú területen a salakkúp határa ritkán fut szintvonal mentén, ami lehatárolását nagyon megnehezíti. Általában ez a probléma főként a kis méretű, deformált salakkúpokra igaz az OlthévízBogáta-Nádas-patak terület déli, délkeleti részein. A vizsgálatok reprodukálhatósága, felülvizsgálhatósága érdekében a lehatárolások helyzetét és az ezekre vonatkozó indokokat a következőkben részletesen leírom – az eddig név nélküli salakkúpok elnevezésével, melyet a 4. ábra esetén is használok. A lehatárolások mindegyikénél érvényre juttattam a fenti három pontban leírtakat. Itt csak azokat a részeket kívánom hangsúlyozni, amelyek az alap magasságának a meghatározását segítették elő. A Hegyes lehatárolása a I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) által közölt kőzetoszlop és az ArcViewban készített három szelvény alapján, jobbára az 570 méteres szintvonalat követve történt. Mátéfalva határában a vékony, 10-15 m-es salakréteget először KOCH A. írta le az Oldalhegyen. Ez megegyezik I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS (1994) leírásával, és az összlet rétegsorba való betagolásával, de a két leírt hely egyezése nem bizonyos. Az 1994-es cikkben a terület délnyugati részén lévő salakkúpot azonosították (ld. 3.2.1.). A térképen tehát ezt jelölöm. A határvonal a DEM alapján készített topográfiai szelvények és a fentebbi kutatások szerint is az 550 méteres szintvonalra esik. A Tölgyesd és a vele összenőtt, északkeleti oldalán emelkedő Kerekhegy lehatárolása esetén nem állt rendelkezésre ábrázolt rétegsor (a teljes Hévíz-Bogáta-Nádas-patak vulkáni területre vonatkozik egy általános rétegsor (I. SEGHEDI−A. SZAKÁCS 1994), de a különböző tanulmányok és az elkészített hat szelvény alapján az 540-550 méteres tszf. magasságra eső alap kellő biztonsággal behúzhatónak bizonyult. A hévízi salakkúpok harmadik tagja (Hévíz_3) esetén a határ az 505-510 méteres szintvonalra esett. A Bükkösdnél sem állt rendelkezésre külön leírás a különböző rétegek vastagságáról. Azonban e második szakaszba sorolt fiatal salakkúp lehatárolásakor szerencsére a morfológiára nagyobb mértékben lehetett támaszkodni. A legjelentékenyebb méretűnek leírt kúp szelvényeinek vizsgálatakor figyelemmel kellett lenni az aljzatából induló

48 lávafolyásokra is, melyek nehezítették a lehatárolást. Ezt figyelembe véve a határvonalat nagyjából a 670-680 méteres szintvonal mentén húztam meg. A Nádas-patak Bogátába való torkolatának bal oldalán elhelyezkedő salakkúp az öt releváns

morfológiával

rendelkező

salakkúp

közé

tartozik.

Az

alapvonalának

meghúzásához rendelkezésre álló összesített rétegsor (I. SEGHEDI–A. SZAKÁCS 1994) szintén nem egyezik pontosan a Nádas-pataki salakkúp (Nádas) paramétereivel, így a szelvények tanúsága szerint a 600 méteres szintvonal mentén húztam meg a határt. A további felsorolt, fent említett, nem szabályos alakú salakkúpok lehatároláshoz csak a térképek és szelvények adtak segítséget, rétegsor, leírás nem állt rendelkezésre. A Nádas-patak felső folyásának jobb oldalán elhelyezkedő salakkúp (Nádas_j) határát a 620 méteres szintvonal mentén határoztam meg. Ugyanitt, a patak bal oldalán az északabbi, Samu-erdeje kúpnak (Samu) délen 605, északon 610 méteren vezettem a határát, míg nyugati oldalán növekvő, majd csökkenő értékekkel a nyereg, keleti oldalán egy kis lávafolyás mentén halad a két fenti szint között. A délebbi kúpnak (Nádas_f) magasabban, északi részén 620, déli részén 635-640 méteren vettem az alapmagasságát. A Bogáta patak jobb partján lévő salakkúpok a második szakaszba tartoznak. Ennek ellenére a lehatárolásuk nagyon nehéznek bizonyult. Az északnyugati salakkúp (Bogáta_1) nyugati határát magasabban, 650-660 méteren, keleti határát alacsonyabban, 640-650 méteren vezettem. A délkeleti kúp (Bogáta_2) szintén nehezen lehatárolható. A hegygerinc végén elhelyezkedő kúp a 700 méteren lévő nyeregtől keleten az innentől számított 10 méteres emelkedés után 660 méterig süllyed.

49 3.2.3. A szükséges paraméterek kinyerése és bemutatása A salakkúpok lepusztulásának vizsgálatához elsődlegesen szükség van kor és alaktani csoportok elkülönítésére (A. C. WOOD 1980b). A kor szerinti csoportosítás – C. G. PANAIOTU et al. (2004) alapján (2.4.3.) – a vulkáni működés szakaszaiba, időintervallumokba való sorolást jelent. Ennek 1-es (1,5 -1,2 millió éves) és 2-es (0,68-0,5 millió éves) számmal jelzett csoportjai alkotnak egy mezőt az adatbázisban (7. táblázat). A vizsgálathoz és az értelmezéshez szükséges a kúpok alaktani osztályozása is. A vizsgált kúpok esetén két kategóriát célszerű kialakítani – kráterek hiányában – az erősebben és gyengébben lepusztult salakkúpok különválasztására (7. táblázat). Ez alapján a vizsgált kúpok közül azokat, melyeket már a megelőző kutatások során (I. SEGHEDI–A. SZAKÁCS 1994) is könnyen azonosítottak és alaktanilag kevésbé lepusztult kategóriába soroltak az „ép salakkúpok” csoportba soroltam – bár pl. az etnai salakkúpokkal összehasonlítva jócskán lepusztultnak tekinthetők. A többi salakkúp az „alaktanilag deformált” kategóriába került. A salakkúpok vizsgálatához szükséges paraméterek (7. és 8. táblázat) kinyeréséhez az ArcView programot használtam. Ennek segítségével a domborzatmodellből a salakkúpok lehatárolásakor létrehozott poligonok felhasználásával kaphatók meg a magasságadatok és lejtőszögértékek. Magukból a poligonokból pedig az átmérő különböző értékei, a központi koordináták, a terület- és kerületadatok számolhatóak (7. táblázat). A poligonokat tartalmazó shapefájlok kétdimenziósak, x és y értékekkel rendelkeznek. Ezekből kiszámolhatóak a pontos azonosításhoz szükséges középponti koordináták (X, Y) mellett a leghosszabb átmérő (D_max) és annak iránya (AZI_D_max), a terület (T) és kerület (K) értékei, ArcView kiterjesztések segítségével. A leghosszabb átmérőre merőleges általam „félátmérőknek” nevezett egyeneseket Telbisz Tamás Polywidth-programjával kaptam. Ehhez a szükséges bemenő adatok a leghosszabb átmérő és a poligonok pontjainak x, y koordinátáját és ID-jét tartalmazó .txt fájlok. Ebből a program a bevitt átmérőre merőleges egyenesek közül, a kettészelt poligon részeinek (külön-külön) két leghosszabb átmérőjét nyeri ki, majd a két értéket összeadja (D_TT). A legkisebb átmérő (D_min) lemérését az ArcViewban elérhető „vonalzó” segítségével végeztem.

50 Jelölés

Jelentés

ID Korosztály

Salakkúp azonosítója Vulkáni működés szakaszai (1= 1,5-1,2 és 2= 0,67-0,5 millió év között)

Alaktani csoport

Lepusztultság foka, megjelenés alapján (Ép, deformált)

X

Középpont X koordinátája (Stereo1970)

Y

Középpont Y koordinátája (Stereo1970)

Z_min

Legkisebb tszf. magasság

Z_max

Legnagyobb tszf. magasság

Zb_max

Legnagyobb alapmagasság

Zb_av

Átlagos alapmagasság

Hco_av

Átlagos kúpmagasság (alap feletti, új)

Hco_max

Legnagyobb kúpmagasság (alap feletti, új)

Sum_H

Kúp grid-rácspontjaira eső összes magasság

D_min

Legkisebb átmérő, alap

D_max

Leghosszabb átmérő, alap

D_TT

Leghosszabb átmérőre merőleges leghosszabb "félátmérők" összege

AZI_D_max

Leghosszabb átmérő iránya

T

Salakkúp területe

K

Salakkúp kerülete

α

Salakkúp lejtőszögeinek átlaga

α_max

Salakkúp legnagyobb lejtőszöge

7. táblázat A salakkúpokra vonatkozó forrásadatok: ID, korosztály, alaktani csoport és az ArcView segítségével kinyert elsődleges paraméterek A magasságadatok kinyeréséhez szükség volt a domborzatmodellre is, amiből első lépésben a poligonok határoló-pontjainak magasság értékét nyertem ki. Ebből a Surfer 8 program segítségével, Natural Neighbor interpolációval elkészítettem a salakkúpok alapjának domborzatmodelljét. Ennek értékeit lekérdezve az ArcViewban megkaptam a legkisebb alapmagasságot, vagyis a legkisebb tengerszint feletti magasságot (Z_min), a legnagyobb alapmagasságot (Zb_max) és az átlagos alapmagasságot (Zb_av). A kúpok valós átlagos és maximális magasságértékeit (Hco_av és Hco_max), valamint a térfogatszámításhoz szükséges, a kúp rácspontjaira eső összes magasságértéket (Sum_H) abból a magasságadatokat tartalmazó grid fájlból nyertem ki, amelyet úgy kaptam meg, hogy az ArcView Map Calculator-ában a teljes terület magasságadatait tartalmazó gridből kivontam az alap magasságadatait tartalmazó gridet. A magasságadatok közül a legnagyobb tengerszint feletti magasságot (Z_max) a topográfiai térképen feltüntetett érték leolvasásával kaptam meg.

51 A lejtőszög értékeinek a számításához a teljes terület domborzatmodelljéből származtatott lejtőszög térképből vágtam ki a kúpok területére eső részeket salakkúpok határvonalát rögzítő poligonokkal. Ezek a térképek a rácsháló (grid) pontjain lejtőszögértékeket

tárolnak.

Az

egyes

(kivágott)

kúpoknak

a

hisztogramja

is

megtekinthető, melyből számolható az átlagos lejtőszög, amit lekérdezéssel is megkaphatunk (α), csakúgy, ahogy a legnagyobb lejtőszöget is (α_max). Ezzel az összes elsődleges adatot kinyerve kiszámolhatóak a szükséges további paraméterek (8. táblázat). Az alap és a kúp legnagyobb és legkisebb tengerszint feletti magasságának az átlaga (Z_midr és Zb_midr) a legnagyobb és legkisebb értékek átlagát adja meg, tehát nem egyezik az átlagos tengerszintfeletti magassággal. Az átlagos tengerszint feletti magasság (Z_av) az átlagos alapmagasság (Zb_av) és az átlagos kúpmagasság (Hco_av) összege. A salakkúp térfogatát (V) a kúp rácspontjaira eső összes magasságból (Sum_H) kaptam meg, úgy, hogy megszoroztam a felbontás alapján kiszámolható egységnyi területtel. Jelölés

Jelentés

Z_midr

Legnagyobb és legkisebb tszf. kúpmagasság átlaga

Zb_midr

Legnagyobb és legkisebb tszf. alapmagasság átlaga

Z_av

Átlagos tszf. kúpmagasság

V

Salakkúp térfogata

Wco_geom

A salakkúppal poligonjával egyező területű kör átmérője

Wco_midr

Leghosszabb és legrövidebb kúpalapi átmérők átlaga

Wco_TT

Leghosszabb és a rá merőleges leghosszabb „félátmérők” összegének átlaga

Hco (régi)

Legnagyobb kúpmagasság (régi)

α_calc

Elméleti lejtőszög

Hco (régi)/Wco_midr

Kúpmagasság (régi)/kúpátmérő arány

Hco_max/Wco_midr

Kúpmagasság/kúpátmérő arány

Hco_av/Wco_midr

Átlagos kúpmagasság/ kúpátmérő arány

Hco (régi)/Wco_geom

Kúpmagasság (régi) és a kúppal egyező területű kör átmérőjének aránya

Hco_max/Wco_geom

Kúpmagasság és a kúppal egyező területű kör átmérőjének aránya

Hco_av/Wco_geom

Átlagos kúpmagasság és a kúppal egyező területű kör átmérőjének aránya

Hco_max/Wco_TT

Kúpmagasság és a „félátmérők”- leghosszabb átmérő átlagának aránya

8. táblázat A salakkúpok vizsgálatához szükséges származtatott, másodlagos paraméterek

52 Ezt követően kiszámoltam a kúpátmérőket: a salakkúp poligonjával egyező területű (T) kör átmérőjét (Wco_geom), a leghosszabb és legrövidebb átmérők (D_max és D_min) átlagából számolt átmérőt (Wco_midr) és a fentebb leírt leghosszabb és a rá merőleges leghosszabb „félátmérők” (D_max és D_TT) összegének átlagát (Wco_TT). A régi eljáráson (S. C. PORTER 1972, M. SETTLE 1979, hivatkozza BATA T. 2007 és M. FAVALLI et al. 2009) alapuló legnagyobb kúpmagasság (Hco (régi)) a legalacsonyabb és legmagasabb alapi pontok tengerszint feletti magasságának átlagát (Zb_midr) a kúp legnagyobb tengerszint feletti magasságából (Z_max) kivonva kapható meg. Az elméleti lejtőszög az α_calc = arctg (2* Hco/Wco) képlettel számolható, melyhez a J. C. .DOHRENWEND et al. (1986, hivatkozza BATA T. 2007) által megállapított ±10-15%-os

hibahatár járul. Ezt követően a salakkúpok – lejtőszög melletti – legfontosabb vizsgálandó értékeit generáltam: a különböző módon számolt kúpmagasságok és kúpátmérők arányát. Néhány magassági és átmérő paraméter értékeit, mint a 7. és 8. táblázatból is látható, több módszerrel is számoltam. Erre azért volt szükség, mert, ahogy a 2.5. pontban említettem, M. FAVALLI et al (2009) által bevezetett új kúpmagasság-meghatározás és ehhez kapcsolódó arányszámok pontosabb eredményeket, összehasonlítási lehetőséget adhatnak a vizsgálat során.

9. ábra A salakkúpok magasságának számítási eltérése vízszintes és lejtős területen elhelyezkedő salakkúp esetén, M. SETTLE (1979) és M. FAVALLI et al. (2009) alapján. A kúpmagasság adatok esetén a M. FAVALLI et al. (2009) által közölt 9. ábra nyújt betekintést abba a problémába, amit a salakkúpok nem vízszintes, hanem lejtős felszínen

53 történő települése okoz. A korrigált meghatározás alapján, mint ahogy az az ábrán is látható, a valós kúpmagasság általában alacsonyabb, mint a régi eljáráson alapuló legnagyobb kúpmagasság (Hco (régi)). A fent leírt módszerem – hasonlóan M. Favalli et al. (2009) módszeréhez – a valós kúpmagasság kinyerésére törekszik (Hco_max), és emellett egy valós átlagos érték kinyerését is lehetővé teszi (H_av). Az átmérők esetén M. FAVALLI et al. (2009) az egyező területű kör átmérőjével dolgozik, amit BATA T. (2007) geometriai átmérőnek nevez és szintén használ (Wco_geom). Ezen kívül használja még a legkisebb és legnagyobb átmérő átlagaként számolt szélességértéket is (Wco_midr). Ezeket az értékeket én is használom. Ezen kívül még a fentebb leírt harmadik átmérővel (Wco_TT) is számoltam kúpmagasság/ kúpátmérő arányt, kísérleti jelleggel. A lejtőszögértékek átlaga (α) fontos korjelző adat. A lepusztulás azonban, ahogy azt már a 2.6. pontban leírtam, különböző mértékben érinti a kúpok lejtőit, ezért érdekes vizsgálni a legnagyobb lejtőszöget (α_max), mely értéke esetenként a friss salakkúp 30° körüli lejtőjét reprezentálhatja. Az ennél nagyobb értékek azonban a későbbi erózió, vízmosás, csuszamlás okozta lejtőmódosulásokból eredhetnek. Az elméleti lejtőszög (α_calc) a kúpmagasság/kúpátmérő adatokból származik, így tulajdonképpen egy másik típusú „átlagos” lejtőszöget jelent.

54 3.2.4. Vizsgálati módszerek A különböző magasság/átmérő arányok jelzik a lepusztulás mértékét, és relatív korokat tesznek meghatározhatóvá. Ezeknek szemléletes ábrázolásához a korábbi kutatások során olyan kúpmagasság/kúpátmérő arány diagramokat szerkesztettek, amelyeknek x tengelye a kúpátmérőket, y tengelye a kúpmagasságokat tartalmazza. A salakkúpok pontként való elhelyezése e diagramon különböző csoportok kialakítását teszi lehetővé, amely például lepusztulásukat tükrözi, emellett pedig alaktani sajátosságaik a különböző paraméterek tükrében egyenként is tanulmányozhatók. Vizsgálhatóvá válnak az egyes vulkáni szakaszokban működő salakkúpok közti hasonlóságok és különbségek, s ezekre fektetett lineáris trendvonalakkal a szakaszokra jellemző magasság/átmérő arány értéket kaphatunk, és lehetővé válik az összefüggés erősségének (korreláció) meghatározása is a szakaszokon belül. Az alaktani kategóriákat kialakítva, az ezekre illesztett trendvonalakkal, szemügyre vehetők a szabályos (ép), illetve az alaktanilag deformált kúpok közös és eltérő vonásai is. A lejtőszögadatok szintén megjeleníthetőek pontdiagram segítségével. A kúpmagasság és átmérő értékek, illetve a kerület, terület és térfogat adatok szemléltetéséhez ideális választás az oszlopdiagram.

55 4. A SALAKKÚPOK MORFOMETRIAI VIZSGÁLATÁNAK EREDMÉNYEI

Alábbiakban, ill. a dolgozat mellékletében (Melléklet 1. táblázat) minden adatot közlök táblázatos formában és ábrákon. 4.1. Kúpmagasság, kúpátmérő

A salakkúpokat egyenként ábrázolva, és helyzetüket vizsgálva a különböző módon számolt kúpmagasság/kúpátmérő diagramokon (11. ábra), megállapíthatjuk, hogy a különbözőképpen számított arányok nem mutatnak nagy eltéréseket, az egyes kúpok értékei között viszont nagyobbak az eltérések. Ezeknek az áttekintéséhez szükséges megelőzően a magassági és átmérő értékek vizsgálata (10. ábra). 700

600

500

m

400

300

200

100

Wco_geom

Wco_midr

Wco_TT

Hco (régi)

Hco_max

he gy ld al

O

og át a_ 2

B

og át a_ 1

_j

B

ád as N

_f ád as N

Sa m u

ád as N

3

ös d B ük k

íz _ év H

he

gy

sd er ek K

Tö lg ye

H

eg ye

s

0

Hco_av

10. ábra A salakkúpok magassági és átmérő értékei oszlopdiagrammal ábrázolva Az első vulkáni szakaszhoz sorolt kúpok kékkel, a másodikhoz tartozók zöld betűvel szedettek. Az ép salakkúpok barna kerettel szerepelnek.

56 Az átmérőket vizsgálva ott tapasztalhatunk nagy eltéréseket a Wco_TT-ben a többi értékhez képest, ahol a kúp alakja kevésbé szabályos, azaz jobban eltér a körtől, illetve a legkisebb átmérő – a szabálytalanabb alaknak köszönhetően – jóval kisebb értéket vesz fel. Mind a tizenkét vizsgált kúp esetén természetesen a Wco_TT értéke a legnagyobb az átmérők közül. A Wco_midr és Wco_geom között kisebbek a különbségek és számításból adódóan, változó, hogy melyik a nagyobb. A kúpmagasság értékei a kúpalapok képzésével vannak összefüggésben. A Hco_max és Hco (régi) tulajdonképpen ugyanúgy a legnagyobb magasság meghatározására hivatottak, de a lejtős, egyenetlen alapfelszíntől

való

számolás

nagy értékkülönbségeket

eredményezhet. A legnagyobb eltérések magasabb értékei meglepő módon éppen a régi módszerrel kinyert magassági adatoknál vannak: Nádas_j és Nádas_f, illetve Bogáta_1 és Bogáta_2 salakkúpoknál és az Oldalhegy esetén. A Bükkösdnél, bár szintén hasonló nagyságú az eltérés, de arányaiban kevésbé domináns az előzőeknél. Ennek a jelenségnek éppen fordítottja tapasztalható az Etnán vizsgált salakkúpok esetében (M. FAVALLI et al. 2009), mint láthattuk a 2.6. fejezetben, a 9. ábrán, mely annak köszönhető, hogy a számított alap nem egyenletesen lejt, így az egyenletes lejtésnél mérhető legnagyobb magasságnál nagyobb érték jöhet ki a kúpmagasságra, ha a kúp alatt az alap „bemélyed”. A Hco_av-vel történő vizsgálatok adatai is új nézőpontot jelentenek, mert az átlagos kráterperemi magassághoz hasonlóan, amit M. FAVALLI et al. (2009) használtak, hangsúlyosabbá tehetik a salakkúpok deformáltságából (pl. lávafolyás által történő érintettségből) adódó különbségeket, különösen olyan esetben, amikor – mint éppen a Persányi-hegységben – a lepusztulás kráter nélküli salakkúpokat eredményez. A magasságok szemrevételezésekor ki kell emelni, hogy majdnem mindegyik deformált kúp harminc méter alatti legnagyobb magassággal rendelkezik, amely alapján ki „kellene zárni” a vizsgálatokból a fröccskúpokhoz hasonló magasságértékek miatt (ld. 2.6.). Azonban C. A. WOOD (1980a) szerint a fröccskúpok átlagos átmérője 100 méter alatti, ezek pedig ezt az értéket jóval meghaladják, ezért úgy gondolom, hogy sokkal inkább lehet arra következtetni, hogy e formák jobban lepusztult salakkúpok.

57 4.2. Kúpmagasság/kúpátmérő arányok

Az összes salakkúp pontjára fektetett trendvonal a régi módszerrel mért kúpmagasság és az átlagos átmérő (Hco (régi)/Wco_midr) esetén adja a legkisebb értéket (0,081) (Melléklet 3. ábra), a legkisebb korrelációs együtthatóval (0,68). Nem sokkal térnek el ezek az eredmények az új módszerrel számolt legnagyobb magasságnak az átlagos átmérővel számolt arányai esetén sem (Hco_max/Wco_midr), melyek 0,086-ot adnak és jobb korrelációt (0,71) (11. ábra). A magasság/átmérő arány értékei tehát a teljes adatsorra nézve viszonylag jó korrelációt mutatnak, ami jelzi, hogy az általános törvényszerűségek a Persányi-hegység salakkúpjaira is igazak – s egyben valamelyest bizonyosságul szolgál a mérések helyességére. Azonban ha kor és alak szerint (ép, deformált) vizsgáljuk a salakkúpokat, akkor azt látjuk, hogy észrevehetően közelebbi értéket vesznek fel egymáshoz – a felvett trendvonalakat tekintve – az ép és a deformált kúpok, mint azok, amelyek a vulkáni működés (feltehetően) eltérő szakaszában keletkeztek (12. ábra).

180

Hegyes Tölgyesd Kerekhegy Hévíz_3 Bükkösd Nádas Samu Nádas_f Nádas_j Bogáta_1 Bogáta_2 Oldalhegy

160 140

Hco_max (m)

120 100 80 60

o=

8 0,1

co W

Hc

Hco

86 W = 0,0

co

40 20 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Wco_midr (m)

11.ábra A Hco_max/Wco_midr adatai az egyes salakkúpok esetén. Szaggatottal a Porter (1972) által megállapított arányszám fiatal, ép salakkúpokra.

58

180 160 140

Hco (régi) (m)

120

co

100

Hco

=

8W 0,10

Wco ,081 0 = co Hco 80 W 0 , 0 = Hco o ,053 Wc Hco = 0

80 60 40 20 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Wco_midr (m)

1. szakasz

2. szakasz

Ép kúpok

Deformált kúpok

Hco=0,18Wco

180 160 140

Hco_max (m)

120

co

1W 0,11

100

= Hco Wco 093 , 0 = Hco co 83 W 0 , 0 Hco= co ,061 W 0 = o Hc

80 60 40 20 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Wco_midr (m)

1. szakasz

2. szakasz

Ép kúpok

Deformált kúpok

Hco=0,18Wco

12. ábra A kor- és alaktani osztályokra vonatkozó régi és új módszerrel mért kúpmagasság/kúpátmérő arányok

59 A vulkáni szakaszokra megállapított kúpmagasság/kúpátmérő arányok alig különböznek egymástól, főként a régi módszerrel számolva. Az új magasság (Hco_max) számolással ugyanis a második szakaszba eső mindhárom salakkúp magassága nagyobb értéket adott, míg az első szakasz néhány salakkúpjánál kisebb érték is előfordult, mint a régi módszer (Hco (régi)) használatával. Így nem meglepő, hogy ezt a paramétert használva már egy századnyi különbség volt a szakaszok közt (első szakasz: 0,083 és második szakasz: 0,093). A diagramokon feltűnő, hogy a jól formált salakkúpok – Hegyes, Tölgyesd, Kerekhegy, Bükkösd, Nádas-pataki salakkúp (Nádas)– magasság/átmérő arányszámai mind a második szakasz körül és a fölé (és 11. ábra szerint az összes salakkúpra fektetett trendvonal fölé is) esnek, míg a többi salakkúp ezalatt foglal helyet. Ha erre az alaktani osztályra fektetünk trendvonalat, akkor sokkal nagyobb értéket kapunk (0,111), mint a második szakasz esetén, és a deformált kúpok értéke még jobban különbözik az első szakaszétól (0,061). Az ép kúpokat vizsgálva a legnagyobb kúpmagasság/kúpátmérő arány-értékkel a Tölgyesd, a Kerekhegy és a Bükkösd rendelkeznek. Az új módszerrel számolt magasságadatokkal (Hco_max) a Bükkösd és a Kerekhegy egy századdal nagyobb értéket vesz fel, mint a Tölgyesd (0,12 és 0,11). Ezek a kis értékkülönbségek a lehatárolások pontatlanságából

is

adódhatnak,

ami

a

lejtőszögvizsgálatoknál

kiderülhet.

Az

átlagmagassággal (Hco_av) számolt kúpmagasság/kúpátmérő arány szerint (Melléklet 4. ábra) a Bükkösd vezet (0,05, míg a másik kettő 0,04). A Hegyes arányait tekintve a régi és új módszerrel vizsgálva is csak kicsit marad el az első háromhoz képest a legnagyobb magassággal (Hco (régi), Hco_max) számolt arányokban, és az átlagos magasságra (Hco_av) pedig hasonló értéket mutat (0,04). A Nádas legnagyobb magasságértékekkel (Hco (régi), Hco_max) számolt magasság/átmérő aránya jóval kisebb (0,09) az előzőeknél, azonban az átlagos magassággal (Hco_av) eléri, sőt meg is előzi őket (0,044). Az alaktanilag deformált salakkúpokon belül a nagyobb értékekkel (1) a Nádas-patak felső folyásának jobb oldalán elhelyezkedő két kúp és a bogátai kúpok rendelkeznek, a trendvonal alatt (2) pedig a hévízi harmadik kúp (Hévíz_3), az Oldalhegy és a Nádas-patak baloldalán lévő salakkúpok helyezkednek el, így két alcsoportot alkotnak. (1) A deformált salakkúpok közül a régi és új módszerrel mért legnagyobb magasság (Hco (régi), Hco_max) esetén a Samu-erdeje kúpja (Samu) és a bogátai délebbi kúp (Bogáta_2) rendelkezik magasabb értékekkel (0,07-0,08). Őket követik a mellettük lévő nádas- és bogáta-pataki kúpok (Nádas_f, Bogáta_1, 0,07 az új módszerrel, 0,05 és 0,06 a

60 régivel), az egyes kategóriákon belül egymáshoz nagyon hasonló értékekkel. Az átlagos magasság/átmérő arányok (Hco_av/Wco_midr) eltompítják ezeket a különbségeket, mindegyiknél hasonló nagyságú értéket adnak (0,03). Ezen belül a Samu esetén ez kisebb, mint a várt (0,027, ahogy a legkisebb Bogáta_1-é is), hiszen a Bogáta_2 (0,034) és a Nádas_j (0,030) is megelőzi. (2) A trendvonal alatti, legerősebben lepusztult kúpok közül a Hévíz_3 salakkúp „kiemelkedik” abban a tekintetben, hogy általában jobban követi a trendvonal által reprezentált értéket (0,05 régi és 0,06 új), sőt a régi módszerrel (Hco (régi), Hco_max) történő vizsgálatnál a vonal fölé is kerül, hiszen a különböző paraméterekkel végzett vizsgálatokkal szinte ugyanazokat az eredményeket adja (0,06). A másik két kúp, a Nádas_j és az Oldalhegy régi és új módszerrel mért eredményei (0,03 és 0,04) is jóval kisebbek a trendvonalak értékénél. Az átlagos magassággal (Hco_av) számolva is megmarad a „sorrend” kúpmagasság/kúpátmérő arányban, de mindhárom esetén hasonló az érték (0,02).

61 4.3. Lejtőszögek

A lejtőszögek vizsgálatakor szintén a szakaszokba sorolás és az alaktani csoportosítás szerint vizsgálom a terület salakkúpjait. A vulkáni működés szakaszai között, csakúgy ahogy fentebb, a kúpmagasság/kúpátmérő arány vizsgálatakor, nagyon kicsi a kapcsolat, mindössze annyi mondható el, hogy alaktani csoportjukban legnagyobb értékeket képviselő kúpok a legfiatalabbak, a rétegtani besorolás és koradatok szerint. 50,0 45,0 40,0 35,0 30,0 25,0 20,0 15,0 10,0 5,0

α_max

α

he gy ld al

O

og át a_ 2

B

og át a_ 1

_j

B

ád as N

_f N

ád as

Sa m u

N

ád as

d ös ük k

B

íz _3 év H

he gy er ek

es K

Tö lg y

H eg ye

s

d

0,0

α_calc

13. ábra A salakkúpok legnagyobb (α_max), átlagos (α) és elméleti (α_calc) lejtőszögei Az első vulkáni szakaszhoz sorolt kúpok kékkel, a másodikhoz tartozók zöld betűvel szedettek. Az ép salakkúpok barna kerettel szerepelnek. Az ép kúpok mindegyikének legnagyobb lejtőszöge (α_max) 25° fölé, átlagos lejtőszögük (α) pedig 13° fölé esik. A Kerekhegyen kívüli salakkúpok ebben a csoportban mind rendelkeznek 30° körüli és magasabb lejtőszögekkel (α_max). Legnagyobb

62 maximális lejtőszögértéke a Bükkösdnek (45,7°) és a Nádasnak (37,7°) van, azonban ezek már eróziós hatásokhoz köthetők. Az átlagos lejtőszögek (α) alapján már csak a Bükkösd emelkedik ki (17°), a többi négynél nagyjából azonos ennek az értéke (14°), úgy hogy a Nádas adja a legkisebb értéket (13,5°). Ezek az értékek megerősítik az új magasságmérési módszerrel kapott magasság/átmérő arányok (Hco_max/Wco) fentebb leírt kisebb különbségeit, sorrendjét a salakkúpok között. Elméleti lejtőszögük (α_calc) szintén két csoportra osztja az ép kúpokat, azonban most a négy, nagyobb (12-13°) értékekkel rendelkező csoportba a Bükkösd, Tölgyesd, Kerekhegy és kissé lemaradva a Hegyes tartozik. A Nádas sokkal kisebb elméleti lejtőszöggel rendelkezik (10,5°), ami nem meglepő, hiszen ez az adat a Hco és Wco paraméterek arányából adódott. A deformált kúpok közül a Bogáta_2 legnagyobb lejtőszögét (α_max) tekintve (26°) nagyon hasonlít a fentiekhez. Az elméleti, illetve átlagos lejtőszögeivel (a_calc és α) azonban „visszasüllyed” a saját csoportjába, ahol ezen belül a legnagyobb értékekkel rendelkezik, melyet csak a Samu előz meg az elméleti lejtőszöget tekintve. A kúpmagasság/kúpátmérő során elkülönített két csoport itt is megfigyelhető. A deformált kúpok közül nagyobb lejtőszögértékekkel rendelkezik (1) a Nádas-patak baloldalán és a Bogáta jobb oldalán lévő két-két salakkúp. Legnagyobb lejtőszögük (α_max) 20° fölé esik, a két legnagyobb értéket a bogáta pataki két salakkúp mutatja. Az átlagos lejtőszöget (α) tekintve azonban a Samu-erdeje kúpja (10,7°) megelőzi az északabbi Bogáta_1-t (10,1°), de még így is elmarad Bogáta_2-től (13,6°). A Nádas_f nem sokkal kisebb átlagos lejtőszöggel rendelkezik (9,3°). Az elméleti lejtőszögekben (α_calc) szintén ez a sorrend, és a legnagyobb kúpmagasság/kúpátmérő arány vizsgálatoknál (Hco (régi)/Wco_midr, Hco_max/Wco_midr) már említett jellemző mintázat jelenik meg: a Bogáta_2 (8,3°) és Samu (8,5°) alkot egy nagyobb értékkel bíró csoportot, míg a másik két kúp a területről kisebb értékeket vesz fel (Nádas_f: 6,6°; Bogáta_1: 5,8°). A deformált kúpok másik alcsoportja (2) esetén az Oldalhegynek van a legnagyobb lejtőszöge (α_max) (20,6°), de a Nádas_j és a Hévíz_3 közt is jelentős különbség van (16,3° és 12,4°). A hévízi harmadik kúp az átlagos és elméleti lejtőszögekben (α és a_calc) a három leginkább deformált kúp közül a legnagyobb értékeket adja (7,2°, 6,7°). Az átlagos lejtőszögeket tekintve (α) a másik két kúp is közel van egymáshoz (Nádas_j: 6,2°, Oldalhegy: 7,2°), az elméleti lejtőszögük (α_calc) azonban nem éri el a 4°-ot.

63 4.4. Kerület, terület, térfogat

A kerület-, terület- és térfogatadatok közül a térfogatnak van igen nagy jelentősége, mivel a különböző térfogatú, nagyságú kúpok összetétele és ezzel a lepusztulással szembeni ellenállása eltérő lehet (C. A. Wood 1980b). A kerület és terület egymáshoz való viszonya a kerekítettséget mutatja meg. Erre nézve többféle mutatószám ismert, amelyek azt mutatják meg, adott idom mennyire tér el a körtől. Pl. a K*K/T összefüggés egy kör esetében 4π-t, azaz ≈12,57-ot adna. A vizsgált salakkúpok közül az Oldalhegy tér el legjobban a kör alaktól (kerekítettségi értéke 17), azaz kerülete a területéhez képest nagyobb az elnyúlt alak miatt. A többi salakkúp közül a

millió

deformáltak mutatnak még nagyobb eltéréseket az ideális értéktől (14-15).

8

7

6

5

4

3

2

1

Terület

he gy

O

ld al

a_ 2

B og át

a_ 1

_j

B og át

N ád as

_f N ád as

Sa m u

N

ád as

d ös ük k B

H

év

íz _3

gy he

K er ek

es Tö lg y

H

eg ye

s

d

0

Térfogat

14. ábra A salakkúpok terület (m2) és térfogat (m3) értékei oszlopdiagramon ábrázolva Az első vulkáni szakaszhoz sorolt kúpok kékkel, a másodikhoz tartozók zöld betűvel szedettek. Az ép salakkúpok barna kerettel szerepelnek.

64

A térfogatadatokat vizsgálva (14. ábra) a vulkáni szakaszokra és alaktani kategóriákra nem lehet „ráismerni”, de ez nem is csoda, hiszen az egyes szakaszokon belüli salakkúpok nem

feltétlenül

ugyanakkora

mennyiségű

magmából

épültek

fel.

Az

alaktani

törvényszerűség – hogy a nagyobb térfogatú kúpok általában szabályosak (A.C. WOOD 1980b)– azonban megfigyelhető, bár a Kerekhegy kisebb és a bogátai két kúp – az alaktani csoportjukhoz képest – nagyobb értékeivel összemossa a két csoport határát az ábrán. Legnagyobb térfogatú kúpok a térkép, ill. terepmodell alapján is annak feltételezett Tölgyesd (7,8 millió m3) és Bükkösd (6,4 millió m3). Ezután következik az első szakaszból a Nádas-patak legnagyobb kúpja (2,6 millió m3) és a Hegyes (1,8 millió m3), illetve a második szakasz másik két kúpja, a bogátai terület északi (Bogáta_1, 2,5 millió m3) és déli-kúpjai (Bogáta_2, 2,2 millió m3). 1 millió m3 fölötti térfogatú még az Oldalhegy (1,1) és a hévízi harmadik kúp is (Hévíz_3, 1,4). A többi kúp, köztük az alaktanilag fiatalabb kategóriába sorolt Kerekhegy, is 0,6-0,8 millió m3 közötti térfogatú. A nagyon közeli és egy időben működő salakkúpok gyakran egy magmakamrából táplálkoznak (C. A. WOOD 1980a), ami pl. a Tölgyesd és Kerekhegy összenőtt kúpjai esetén is feltételezhető. Ez azt jelentené, hogy térfogatértéküket összeadva kell szerepeltetni, ami így még kiugróbb értéket (8,4 millió m3-t) ad és ezzel a térfogat alaktani összefüggését is tovább erősíti.

65 5.5. Leghosszabb átmérő iránya A leghosszabb átmérőket szemügyre véve valamilyen közös irányultság nem tapasztalható sem az összes salakkúpra, sem a jól formált kúpokra nézve. Csupán a déli terület salakkúpjai közt figyelhető meg egy északkelet-délnyugat közeli és az északi rész lepusztultabb formáira egy északnyugat-délkelet közeli irányultság (15. ábra).

15. ábra A salakkúpok hossztengelyének irányai a Persányi-hegységben

66 5. AZ EREDMÉNYEK ÉRTELMEZÉSE

A salakkúpok megjelenéséből, irányultságából, leghosszabb átmérőiből összefüggő, közös tektonikai vonalra nem lehet következtetni. A déli területek kúpjainál megfigyelhető némileg hasonló irányultság: a leghosszabb átmérők, ill. a kúpok megnyúltságának iránya északkelet- délnyugat, kelet-északkelet- nyugat-délnyugat között változik. Az északi területek leginkább lepusztult kúpjai, az Oldalhegy és a hévízi harmadik kúp északnyugatdélkelet közeli irányban nyúltak meg. Az eredményeket tekintve az egyes vulkáni szakaszokba tartozó kúpok közötti eltérések az egyes szakaszokon belül olyan kismértékűek, hogy ennek alapján aligha lehet elemezni őket. Az elemzést az alaktani kategóriák szerint célszerű megtenni, s ott kitérni az egyes szakaszokra vonatkozó megállapításokra.

5.1. Ép salakkúpok

A vizsgált kúpok közül azok, melyeket már a megelőző kutatások során is könnyen azonosítottak és alaktanilag kevésbé lepusztult kategóriába soroltak, az ép salakkúp besorolást kapták. E kúpok nemcsak megjelenésükben, de – mint fentebb láthattuk – morfometriai jellemzőikben is markánsan elkülönülnek, és a nemzetközi irodalom alapján a „fiatalosabb” megjelenésű csoportot képviselik. Nevezetesen, mint láthattuk, a legfontosabb paraméterek – a kúpmagasság/kúpátmérő arány és a lejtőszög – szerint egyértelműen megelőzik az „alaktanilag deformált salakkúpokat”. Az ép kúpok viszonylag fiatalabb korosztályba sorolása A. C. WOOD (1980b) alapján megalapozott lehet, hiszen a magasság/átmérő arány felhasználható a kúpok statisztikai felosztásához relatív korcsoportokba. A vizsgált persányi salakkúpok esetén azonban ezzel a megállapítással csínján kell bánnunk, hiszen az elsődleges felépítő folyamat (salakszórás) mellett rengeteg utólagos körülmény van, ami befolyásolja a salakkúpok kialakulását és lepusztulását (A. C. WOOD 1980a, b, M. FAVALLI et al. 2009). A jól formált kúpok a Persányi-hegységben egyben a legnagyobb térfogatokkal is rendelkeznek (14. ábra). A kúpmagasság/kúpátmérőben és lejtőszögben megfigyelt

67 nagyobb értékeket az alaktanilag deformált kúpokhoz képest az is eredményezheti, hogy a nagy kúpok (>1millió m3) hajlamosak jó formázottak lenni (M. FAVALLI et al. 2009), emellett az is igaznak látszik, hogy általában relatív gyengén lejtő alapon helyezkednek el. A nagyobb térfogatú kúpok valószínűbben nagyobb magmakamrákból táplálkoztak, amelyből a felfelé haladás, a magmák buborékosodása hosszabb ideig állt fenn, és ennek, valamint a mennyiségi tényezőnek köszönhetően hosszabb és robbanásosabb kitöréshez vezetett (A. C. WOOD 1980a). Ez a folyamat pedig – jellegéből adódóan – szabályosabb kúp kialakulását teszi lehetővé, hiszen az egyes kitörési periódusok szabálytalanabb megjelenését a későbbiek „kiegyenlítik” (A. C. WOOD 1980a). A nagyobb térfogatrobbanásosabb működés összefüggés jól egyezik azzal a meglátással, melyet pl. KOCH A. (1893, 1894) tett, és részben I. SEGHEDI – A. SZAKÁCSNÁL (1994) is felbukkan, hogy a piroklasztitok a területen a legnagyobb salakkúpok által reprezentált kürtőkből származhatnak (I. SEGHEDI és A. SZAKÁCS a piroklasztitokat maar és tufagyűrű típusú vulkáni formákhoz kötötte, melyeket helyenként a ráépülő salakkúpok miatt nem láthatunk – mely esetben kürtőtisztító robbanás eredményének feleltethetők meg). A nagyobb salakkúpok általában gyorsabban, mely robbanásosabb keletkezésükkel van összefüggésben (A.C. WOOD 1980a, b) Észre kell vennünk emellett, hogy a hogy az ép, szabályos, egyúttal nagyobb kúpok egymástól nagyobb távolságra találhatóak, míg az alaktanilag deformáltak között kisebb távolságok is előfordulnak. A M. SETTLE (1979, hivatkozza A.C. WOOD 1980b) által leírt „szomszédsági erózió” így a jól formált kúpok esetén kevésbé valószínű. Tölgyesd és Kerekhegy esetén ez természetesen nem így van, azonban azonos magmakamrát és így kitörési időt feltételezve kevésbé játszhatott szerepet az alakformálásban. (A legnagyobb „kárt” a „kész” salakkúpokra ráhulló finomabb réteg okozza, melyben gyorsabban létre tudnak jönni vízmosások, amelyek aztán átöröklődhetnek a salakkúp felszínére (A. C. WOOD 1980b).) A keletkezéshez kapcsolódó másik fontos törvényszerűség, hogy a salakkúpok képződését követő lávafolyások térfogata – és méginkább megelőző piroklaszt-szórás térfogata, a salakkúp térfogatának növekedésével hatványozottan nő. Így a nagyobb térfogatú

salakkúpokból

nagyobb

gyakorisággal

és

nagyobb

mérettel

indulnak

lávafolyások. Ez az általános törvényszerűség a Bükkösd és Hegyes esetén teljesül is, azonban a Tölgyesd-Kerekhegy összenőtt kúphoz nem tartozik (jelölt) lávafolyás. Igaz, az Olt és a Bogáta völgye mentén számos helyen kibukkan lávakőzet, ami viszont azt feltételezi, hogy a lepusztulás következtében felhalmozott anyag a salakkúp oldalaira is

68 felkúszott. A Nádas-patak torkolatánál (Nádas) elhelyezkedő salakkúpból sem indul látható lávafolyás, de távolabb tőle szintén megjelennek a piroklasztit-rétegekkel fedett, vele egy korba sorolt lávakőzetek. A csoportba tartozó öt kúp közül egyedül a Bükkösd esetén láthatóak nagy lávafolyások, melyek a kúp alsó részéből indulnak ki (Melléklet 1.ábra). Ez arra utalhat, hogy bár a nedvesebb klímán a salakkúp hamarabb pusztul, a lávafolyások jobban megőrződnek, legalábbis további vulkáni működés során nem temetődnek be. A fentiek alapján felmerülhet a kérdés, hogy az egyik legjelentékenyebb és legfiatalabb kúp, a Bükkösd, miért nem produkált olyan piroklaszt-szórást (és torlóárakat), melyek a környezetében, akár nagyobb távolságokra is beborították volna az első szakaszból származó piroklasztitokat? Erre magyarázatul semmilyen körülmény nem szolgál, s mivel a „kürtőtisztító” robbanás elmaradása igen valószínűtlennek tűnik, azt feltételezem, hogy legalább a C. G. PANAIOTU et al. (2004) által első szakaszbelinek jelölt piroklasztitok egy része, melyek az Olt és a Bogáta baloldali területeit fedik, második szakaszbeli keletkezésűek kell hogy legyenek. A paraméterek vizsgálatakor az ép kúpok a kúpmagasság/kúpátmérőben és lejtőszögben megfigyelt nagyobb értékeit - a deformált kúpokhoz képest – a térfogati értékek is magyarázhatják (ld. fentebb). A korosztályok szerinti különbségek és hasonlóságok vizsgálatakor ezért azt gondolom, hogy hangsúlyosabbá válhattak a kialakuláshoz köthető, formát determináló eltérések, így a térfogat, a szemcseméret, vagy az aljzat lejtése. C.G. PANAIOTU et al. (2004) szerint az öt kúp közül a Bükkösd keletkezett a vulkáni működés fiatalabb szakaszában (0,67-0,52 millió éve). A Hegyes, Tölgyesd, Kerekegy és Nádas az első szakasz (1,5-1,2 millió éves) területeinek központjai. Pontos koradatok csak a Hegyesre vannak (1. táblázat, 1,39 és 1,27 millió év), amelyek csak a radiometrikus kormérésekből (ill. azok hibáiból) adódó hozzávetőleges értékek, nem azt jelzik, hogy felépülése valóban 120 000 évig tartott (vagy még tovább), hiszen a bazaltos anyagú salakkúpok felépülése általában 50%-ban kevesebb mint 30 napig és 95%-ban kevesebb mint egy évig tart (A. C. WOOD 1980a). A Hegyes körülbelüli értéke azonban ezen az intervallumon belül is jó vizsgálati lehetőségeket ad, még úgy is, hogy a bányászati tevékenység a Hegyes alakjában jelentős változásokat eredményezett (16. ábra). Bár a domborzatmodell elkészítésekor a bányászat során mélyített vágatokat nem digitalizáltam be (ill. a térkép is a bányászat egy korábbi szakaszában készült) ennek ellenére bizonyosan megnövelte az erózió mértékét a csúcs körüli területeken, ahol az amúgy is könnyen vízáteresztő salakon, a víz elszivárgásának további növekedésével, csak gyér növényzet maradt meg (szemben a többi kúppal, melyeket összefüggő erdők borítanak).

69

16.ábra A Hegyes (1,39-1,27 millió éves) mai képe Sóskút-pataka felől Az első szakaszból ezen kívül pontos korra vonatkozó becslések csak a Tölgyesdre vannak (2. táblázat). U. HAMBACH et al. (1994, hivatkozza C. G. PANAIOTU et al. 2004) a Tölgyesdet normál polaritásúnak mérte. C. G. PANAIOTU et al. (2004) az első fázisban képződött salakkúpok közé sorolja (de pontos koradatok hiányában ezt csak feltevésként írja le), polaritását a (1,24-1,17 millió év közötti) Cobb Mountain normál polaritású eseményével azonosítva. Ezt az értéket megfigyelve a Tölgyesd (és vele együtt a Kerekhegy is) az első szakasz salakkúpjai közül a legfiatalabbak egyike lehet. Tekintve a kúpmagasság/kúpátmérő és lejtőszögadatokat (12. és 13. ábra) a Tölgyesd és Kerekhegy valóban megelőzi a többi első szakaszba sorolt salakkúpot, a régi magasságértékkel (Hco (régi)) számolva hasonló értékeket ad, mint a Bükkösd, bár annak lejtőszögei és átlagos magassága már jelentősen nagyobb, mint a Tölgyesdé és Kerekhegyé.

Az

újabb

módszerrel

mért

magasság/átmérő

arányszámot

(Hco_max/Wco_midr) tekintve a Kerekhegy is eléri a 0,12-t, azaz a Bükkösd értékét, ezzel némileg megelőzi a Tölgyesdet, ami azonban feltehetően kisebb méretének köszönhető (vö. a térfogat szerepével a lepusztulás során). Mindezek alapján érdemes körüljárni, hogy a Tölgyesd és Kerekhegy nem tartoznak-e a fiatalabb vulkáni szakaszba. Ez annál is inkább felvetődik, mivel a Tölgyesdnek, de még a két kúpnak az együttes térfogatát nézve is sokkal nagyobb lepusztulást, különbséget lehetett volna várni a két szakasz között eltelt közel 0,5 millió évben. Ugyanakkor a Tölgyesd fiatalabb működési szakaszban történő sorolásának ellentmond az a megfigyelés,

70 amit a lávafolyásokról fentebb tettem, azaz, hogy a Tölgyesd esetén ezek nem nyomozhatóak a kúphoz közeli területen, míg a fiatalabb Bükkösdnél egyértelműen kivehetők a domborzatmodellből és a származtatott térképekből. Emellett az átlagos lejtőszögben (α) lévő nagy különbségek (Tölgyesd, Kerekhegy átlagos lejtőszöge: 14°, Bükkösd: 17°) és a két salakkúp –aTölgyesd és a Bükkösd – megjelenése (17. és 18. ábra) is arra utal, hogy képződésük közt hosszú idő telt el. A kúpmagasság/kúpátmérő adatok és a kúpok relatív kora között kisebb korrelációs érték van (A. C. WOOD 1980b), ezért néhány esetben azoknak a kúpoknak is, melyeket a felszíni erózió különböző mértékben érintett nagyon hasonló lehet a magasság/átmérő aránya, ahogy már A. C. WOOD (1980b) is tapasztalta. Mindezek alapján úgy vélem a Tölgyesd és Kerekhegy továbbra is az első szakaszbeli kúpok közé sorolandók, bár biztosat csak a pontosabb kormeghatározással lehet majd mondani.

17. ábra A Tölgyesd és Kerekhegy lankásabb 1,2 millió év körüli kúpjai (SOÓS I. felvétele)

71

18. ábra A Bükkösd fiatalabb szakaszhoz (0,68-0,5 millió év) tartozó kúpja (SOÓS I. felvétele) A Hegyes bemutatott paraméterei megfelelnek a fenti koradatoknak. A Nádas-patak torkolatánál található salakkúp, Nádas közelében az első szakaszba tartozó lávafolyások, a Berek-völgyben 1,39 és 1,36 millió éves korokat adtak (1. táblázat), ami magyarázatul szolgálhat

a

fentieknél

kisebb

legnagyobb

magasság/átmérő

arányokra

(Hco

(régi)/Wco_midr, Hco_max/Wco_midr), és átlagos, elméleti lejtőszögekre (α, α_calc) kapott értékekre. Ahogy koruk, úgy paramétereik szerint is nagyon hasonlítanak egymásra a Hegyessel, a Nádas kisebb értékei helyenként akár a nagyobb térfogatból fakadó gyorsabb pusztulás eredménye is lehet. Az eredmények összevetése után megállapítható, hogy a kor szerinti sorrendet leginkább az átlagos lejtőszögek értékei követik, melyek a jól formált kúpok esetén az első szakaszra 14° körüliek, míg a második szakaszt képviselő Bükkösd esetén 17°. Ezek az értékek messze elmaradnak a friss, ép salakkúpok nemzetközi irodalomból ismert átlagos értékeitől (30o körül), vagy pl. az Etna gyorsan pusztuló, <15 000 éves kúpjainak némileg kisebb (23-26o) lejtőszögeitől. Átlagos lejtőértékeivel ugyanakkor a Persányi-hegység salakkúpjai viszonylag jó egyezést mutatnak a Massif Central salakkúpjaival, ahol G. KIEFFER (1971,

72 hivatkozza C. A. WOOD 1980b) mérései alapján az 1 millió éves salakkúpok 15°-os átlagos lejtőszöggel rendelkeznek. Kevésbé csapadékos területen, mint a San Francisco vulkáni terület esetén, a formák lassabban pusztulnak, így nagyobb lejtőszög értékek jellemzik az egyes kategóriákat: a Persányi-hegység beli fiatalabb vulkanizmussal egyidőben keletkezett san francisco-i kúpok lejtőszögei 23°-ot is elérik, míg az ennél (0,7 millió év) idősebbek 14° és kisebb értékekkel rendelkeznek. (A. C. WOOD 1980b)

73 5.2. Deformált salakkúpok

A deformált kúpok vizsgálata esetén, ha lehetséges, még több körülményre, módosító tényezőre kell tekintettel lenni, mint a jól formált társaik esetében. Már első körben felmerül a kérdés, hogy kezdeti, „születési rendellenességek”, vagy későbbi hatások határozták-e meg jobban a kúpok alakjának, felszínének fejlődését. Bekerülhet a vizsgálandó körülmények közé a „szomszédsági” hatás is, amely a déli területek kúp-párjainál valószínűleg megjelent. Kisebb méretükből, térfogatukból adódóan valószínűbb, hogy a szabálytalan kúpok kevésbé robbanásos tevékenység során épültek fel, melynek termékei a nagyobb szemcseméret folytán helyenként összesülhettek, vagy a már keletkezéskor, a magas hőmérsékletnek köszönhetően kisebb klasztogenetikus lávanyelvekké (fröccs) olvadhattak, amelyek később az erózióval szemben nagyobb ellenállást mutattak (A. C. WOOD 1980a,b). A nemcsak hogy lejtős, de tagolt domborzaton való megjelenés, főként a délebbi kúpoknál, elképzelhetővé, sőt valószínűvé teszi, hogy ezek a salakkúpok, már épülésükkor sem rendelkeztek a friss salakkúpokra jellemző alakkal, arányokkal. Ennek tulajdonítható az a tulajdonság is, hogy egyes kúpoknál – ellentétben a M. FAVALLI et al. (2009) szabályos lejtőn vizsgált salakkúpjaival – a valódi kúpmagasság nagyobb, mint a régi módszerrel számolt (ld. 4.1.). Az egymáshoz közel lévő salakkúpok esetén fontos, lepusztulást befolyásoló tényező a rákövetkező hamuhullás, ami A. C. WOOD (1980b) szerint is nagymértékben megnöveli az eróziót. A hamu könnyen pusztul, hamar vízmosás méretű bevágódások alakulnak ki rajta, melyek átöröklődve a salakra azt eredményezik, hogy akár egy évszázad alatt olyan mértékben lepusztul a salakkúp, mint különben ezer évek alatt. Ezt tekintve sem válik magyarázhatóvá azonban az, hogy az első szakaszba sorolt bogátai kúpok miért mutatnak sokkal kisebb kúpmagasság/kúpátmérő arányokat, és legfőképpen hogy lejtőszögeik miért kisebbek a Bükkösdéinél. Azonban esetleg magyarázatul szolgálhat arra a jelenségre, hogy az alaktanilag deformált kúpok közül a magasabb értékkel rendelkező négy salakkúpra, melyek párban jelennek meg a Bogáta jobb oldalán, illetve a Nádas-patak felső folyásának bal oldalán, miért jellemző az, hogy páronként van egy magasabb (Bogáta_2, Samu) és egy alacsonyabb (Bogáta_1, Nádas_f) paramétereket mutató salakkúp. Azt tekintve, hogy az erózió mértékét a közeli kúpok kitörése nagymértékben gyorsítja, feltételezhető, hogy a

74 bogátai délebbi kúp kevéssel fiatalabb az északinál, és ugyanígy a Samu-erdeje kúp is fiatalabb lehet a tőle délre elhelyezkedő kúpnál. A lávafolyások szerepe az alak módosításában ezeknél a kúpoknál szintén kérdéses lehet, azonban ezekre vonatkozó adatok nem állnak rendelkezésre. A kisebb térfogatnak köszönhetően a salakkúpokhoz kapcsolódó lávafolyás és a megelőző piroklaszt-szórásos tevékenység is kisebb mértékű lehetett az ezelőtti fejezetben tárgyaltaknál. C. G. PANAIOTU et al. (2004) a két bogátai salakkúpot a fiatalabb, második, a többi salakkúpot az első szakaszba sorolta. A Köves-patakban (bogátai kúpok közelében) felbukkanó lávakőzet második szakaszbeli korú, így rétegtanilag nehezen lenne magyarázható a két hozzá közeli salakkúp idősebb kora, bár morfometriai vizsgálatuk alapján sokkal kisebb értékeket adtak, mint a Bükkösd, vagy akár az első szakaszba tartozó jól formált kúpok. A deformált kúpok közül valóban kiemelkedik ez a két salakkúp, főként a délebbi Bogáta_2, hiszen az északabbi Bogáta_1 a sorrendeket tekintve gyakran alul marad a Samu-erdeje kúppal szemben, ami pedig első szakaszbeli besorolást kapott. Érzésem szerint a Samu-erdeje kúp a legbizonytalanabb korbesorolású kúp, hiszen nemhogy róla, de még a közelből sem származtak koradatokat szolgáltató minták, ami alapján C. G. PANAIOTU et al. (2004) nagy bizonyossággal sorolhatta volna be a Nádas-patak felső folyásához tartozó kúpokat. Úgy gondolom, a szerzők által közölt besorolás elsődleges alapja az lehetett, hogy a piroklasztittal borított területet általánosságban első szakaszhoz tartozónak írták le, ami, mint a Bükkösd esetén említettem, sokszor bizonytalannak tűnik, illetve legalább a terület egy részén megjelenhet – sőt elvárható, hogy megjelenjen – második szakaszbeli piroklasztit. A Samu-erdeje kúpnál a domborzatmodellből is kivehető kis lávanyelv (Melléklet 5. ábra) és a lávakőzet megjelenése közvetlenü a kúp északkeleti lábánál (4. ábra) a vulkanizmus fiatalabb megjelenésére utal, mint azt C. G. PANAIOTU et al. (2004) feltételezése alapján várhatnánk. A kúpnak a vizsgált lepusztulást jelző paraméterei is nagyon hasonlóak a bogátai kúpokhoz, bár ezzel együtt jár az is, hogy hasonlóan nagyon alacsony értékek jelennek meg a jól formált első és második szakaszbeli kúpokhoz képest. A térfogati különbségek alapján elképzelhető még, hogy ezek a kúpok (kevesebb mint 1 millió m3-el) esetleg nagyobb arányban tartalmaznak fröccsanyagot, míg a bogátaiak nagyobb térfogata (több mint 2 millió m3) jobban robbanásos tevékenységük folytán könnyebben pusztuló anyagot eredményezett. Ennek ellenére a fentiek ismeretében egy újabb ellenőrzésre érdemes lehetőség merül fel, nevezetesen, hogy a második szakaszba soroljuk-e Nádas-patak felső folyásának bal oldali kúpjait.

75 Az alaktanilag deformált kúpok legkisebb morfometriai paraméterei a Hévíz_3-hoz és a Nádas_j-hez illetve az Oldalhegyhez tartoznak. Ezek közül a hévízi kúp kitűnik legnagyobb kúpmagasság/kúpátmérő arányaival (minden módszer szerint), melyek a fenti bogátai és nádas-pataki kúpok kisebb értékeit közelítik. Átlagos és elméleti lejtőszöge is magasabb a nádas-patakiénál és az Oldahegyénél. Ez valószínűleg azzal lehet összefüggésben, hogy egy sík, alacsony térszínen „szabályosan lepusztult” kúp képét adja. Érdekes kérdéseket vethetnek fel eme alacsony értékek a Tölgyesddel, és a többi első szakaszba sorolt salakkúppal kapcsolatban. Hiszen ez a kúp teljesen egyértelműen az idősebb szakaszhoz tartozik, de települését figyelembe véve csak egy lávafolyással betemetődés

magyarázhatná

a

nagymérvű

lepusztultságát

(ami

a

morfometriai

paraméterekben jól tükröződik). Ennek forrása a Tölgyesd és Kerekhegy összenőtt kúpjai lehetnek, melyekhez kapcsolható lávakibukkanások az Olt és Bogáta völgyében, a kúpoktól hasonló távolságban helyezkednek el, mint a Hévíz_3 is. A „szomszédsági” hatás, a maga fentebb leírt következményével, itt is megjelenhet, és a lávafolyás hatásához hasonlóan a Hévíz_3 salakkúpnak a Tölgyesdnél és Kerekhegynél korábbi keletkezését feltételezi. Ez könnyedén elképzelhető, hiszen az utóbbi két kúp aktivitása az első szakasz (1,5-1,2 millió évvel ezelőtt) végére tehető. Az Oldalhegy és a Nádas-patak felső folyásának jobb oldalán megjelenő kúp valójában nem is nevezhető kúpnak, mindkettő egy 10 méter körüli vastagságú réteg. Az ilyen mértékű lepusztulás magyarázatához szintén a lávafolyással való érintettség adhat segítséget, azonban ennek nincs nyoma a szakirodalomban a nádas-pataki kúp esetében. Az Oldalhegy esetében már elképzelhetőnek tűnik, mivel itt két kerekded ívben lávakibukkanást jelöl az Oldalhegy alatt a geológiai térkép (I. POPESCU et al. 1976). Mivel két ilyen kerekded lávakibukkanás is van a domboldalakban a mátéfalvi területen is (ahogyan az Oldalhegy lehatárolásánál is leírtam) elképzelhető, hogy a másik kiemelkedés is egy hasonló salakkúp maradványa – melyeket KOCH A. (1894) hasonló vastagságértékkel jellemzett – így akár itt is megjelenhet eróziót növelő tényezőként a szomszédsági hatás.

76 6. A BAZALTVULKÁNI TERÜLET TÉRFOGATA

6.1 A térfogatszámítás problémái

A topográfiai térkép bedigitalizálásával előállított DEM segítségével lehetőség nyílt a térfogat becslésére is. Ehhez a teljes vulkáni területet kellett lehatárolni, melyhez a salakkúpoknál bevetett módszert alkalmazva megnéztem a különböző geológiai és vulkanológiai lehatárolásokat, és emellett figyelembe véve a DEM-et, valamint a lejtőszögés domborzatárnyékolt térképeket húztam meg a domborzathoz igazított határokat. Természetesen e lehatárolás nem lehet olyan pontos, mint a salakkúpok esetében, azonban a széleken leggyakrabban kisebb vastagságban fordul elő a vulkáni anyag, ami azt jelentheti, hogy nem okoz nagyságrendi különbségeket a mérésben. Sokkal problémásabb, hogy nem ismerjük azt az „aljzatdomborzatot”, amire a kitöréstermékek települtek. A szélső értékekből interpolált aljzat pedig sokkal pontatlanabb lehet, mint a salakkúpok esetén, hiszen jóval nagyobb területről van szó, melynek belsejében is változatos a domborzat. Figyelembe kell venni azt is, hogy éppen ezek az aljzati különbségek okozhatnak rendkívül nagy eltéréseket az eredményben, hiszen ezek képviselik a térfogat legnagyobb százalékát. Ennek kiküszöbölése tehát elsődleges fontosságú lenne, de ez roppan nehéz és adatigényes feladat. Ugyanis, főleg a nagy domborzati eltéréseket mutató területrészeken fel kellene mérni – ha nincsenek adatok –, vagy a meglévő vastagsági adatok szerint be kellene jelölni az alsó határát a vulkáni anyagnak. Felmérés hiányában pedig ki kell zárni egyes területrészeket. Ez főként a délebbi részeknél elvárható, hiszen a salakkúpoknál már azt feltételeztük, hogy tagolt domborzatra települtek. Ennek a problémának a bemutatására a legalkalmasabb a Hévíz-Bogáta-Nádas-patak összefüggő vulkáni terület déli részén, a Nádas-patak jobb oldalán lévő (attól délre eső) rész, amelyre a salakkúpok térfogatszámításánál használt módszerrel 70 méteres vastagságérték is kijön, ami túl nagy nyilvánvalóan túl nagy az itt lévő salakkúp csekély méreteihez képest. Sokkal valószínűbb egy 5-10 méteres beborítás, mint ahogyan ez jellemző a teljes Hévíz-Bogáta-Nádas-patak terület keleti és északi szegélyein is (I. SEGHEDI–A. SZAKÁCS 1994). Az ilyen probléma megoldása adatok hiányában kétféle lehet: a terület kihagyása a mérésekből, vagy egy átlagos fedési értékkel – mely azonban

77 csak hozzávetőleges becslést adhat – megszorozni a körbehatárolt területet. Ugyanakkor e kihagyandó területek felmérése, ha pontatlanul is, de segíthet megbecsülni azt a hibahatárt, amivel a kapott eredmények rendelkeznek.

78 6.2. A térfogatszámítás metódusa

6.2.1. Lehatárolás A térfogatszámításhoz szükséges területek lehatárolásához a salakkúpoknál bemutatott módszert használtam, melyhez az ott bemutatott tényezőket vettem figyelembe (ld. 3.2.1.): 1. A geológiai térképek (I. POPESCU 1970, I. POPESCU et al. 1976), C. G. PANAIOTU et al. (2004) és I. SEGHEDI − A. SZAKÁCS (1994) cikkeiben megjelentetett térképei és a hozzájuk fűződő leírások. 2. A digitális domborzatmodell

(DEM) és belőle származtatott lejtőszög és

domborzatárnyékolt térképek. 6.2.2. A területek kiválasztása Mint fentebb írtam, valamely területre vastagság- és rétegtani adatok hiányában nem célszerű térfogatot számolni, mert nincs olyan információ, amivel össze lehetne vetni és ellenőrizni a pontosságát. Így a hegyoldalakban megjelenő kis – általában – „piroklasztit-foltokat” nem számolom bele, hiszen ezekre nincsen vastagsági adat. Két ilyen foltot az Olt jobb partján, Rákos után nem mértem fel, illetve a Hévíz-Bogáta-Nádas-patak területtől délre található foltot sem, valamint a délnyugati kis részt sem, amelyet az erózió levágott a fő vulkáni területről. Ezek feltételezhetően amúgy is csak pár méteres borítással rendelkeznek, arányaiban nem változtatják meg a mérési eredményeket. Kérdésesebb a turzoni és kománai előfordulás. Ezekre sem rendelkeznek vastagsági adatokkal, de az előző apró kibukkanásoknál − főként a kománai területen − nagyobb vastagságadatokkal (10-20 m) lehet számolni. Ennek ellenére kihagyásuk valószínűleg itt sem okoz jelentős eltérést, hiszen például a kománai 1 km2-en 30 méteres átlagvastagsággal számolva mindössze 0,03 km3-t kapnánk, s hasonlóképpen a turzoni területre 0,006 km3-t. Kihagytam ezen kívül a mátéfalvi terület délebbi részét is, hasonló okok miatt (területe 0,5 km2, tehát szintén csak igen kis térfogatot képviselhet). Így tehát vizsgálatomban a Sóskút-pataka felsőbb szakaszán lévő, az alsórákosi és mátéfalvi területek, valamint Hévíz-Bogáta-Nádas-patak területe az, amely a mérésben részt vesz.

79 6.2.3. Magasságadatok kinyerése A térfogatszámításhoz, mint már láthattuk, szükség van a DEM-ből kinyert magasságértékekre. Első lépésben a poligonok határolópontjainak magasságértékét szükséges kinyerni, melyből a Surfer 8 program segítségével, Natural Neighbor interpolációval készíthető el a területek alapjának domborzatmodellje. A Hévíz-Bogáta-Nádas-patak területen I.SEGHEDI − A. SZAKÁCS (1994) és SOÓS I. (2008) rétegtani leírása alapján vettem figyelembe az interpolált alapszintet és a magassági értékeket, amelyeket a salakkúpoknál is bemutatott módszerrel, úgy hoztam létre, hogy az ArcView Map Calculator-ával a teljes terület magasságadatait tartalmazó gridből kivontam az alap magasságadatait tartalmazó gridet. Itt az egyes helyeken pontosan megadott vastagság-adatokat összevetettem a térképbeliekkel. A magasság helyenként negatív értéket vett fel (-30 méterig). Ennek oka, hogy az interpolált alapszint magasabb értékeket adott bizonyos pontokra, mint a felszín magassága. A valós értékekhez közeli eredmény érdekében ezekre a területekre új adatpontokat kellett bevinni, ami alapján jobb interpoláció lehetséges. A negatív értékek leggyakrabban a peremi területeken, a vízfolyások völgyeiben fordulnak elő. Ezek kiterjedésük és nagyobb értékeik (nagyjából -15 méter minimummal) miatt nem jelentenek nagy problémát. A mérési értéket sokkal jobban befolyásolja az a kerekded „mélyedés”, amely a Bükkösd és a Tölgyesd között helyezkedik el, az itt feltételezett maar kitörési központ területén (SOÓS I. 2008). Itt a rendelkezésre álló adatok alapján meg kell határozni egy becsült átlagos vastagságot, melyet az egyes felszíni pontok értékeiből ki kell vonni, majd a pontot ezzel a csökkentett értékkel a terület poligonjának határoló pontjai mellé be kell vinni, és új alapot interpolálni rájuk. A szomszédos területek vastagságadatait – Hévíz (15 m), Berek bánya (25 m) – és az általános rétegtani leírást és vastagságadatokat megfigyelve a Hévíz-Bogáta-Nádas-patak területre 20-25 méteres átlagos vastagságot becsültem erre a területre, azonban a legnagyobb hiányok a mérésben nem itt, hanem már a Bükkösd legalsó lejtőin tapasztalhatóak, ahol viszont már sokkal nagyobb vastagságok is előfordulhatnak. Emiatt ezeken a magasabb részeken 40 méternek vettem a vastagságot. (Mivel ezeknek a pontoknak az ArcViewban a DEM-ből nyertem ki az x, y és z koordinátáit, mindössze annyit kellett tennem, hogy a megfelelő pont z értékéből kivonom a becsült vastagságértéket.) Emellett Hévíz-Bogáta-Nádas-patak területén a legdélebbi, fent említett problémás rész levágása mellett döntöttem, hiszen annak a térfogata közel 1 km3-t jelentett. Ezt a részt

80 inkább a terület becsült, átlagos vastagsága segítségével adom meg, mert így sokkal pontosabb eredményhez juthatunk (9. táblázat), ugyanis így a területre nézve az átlagvastagság 29 méter körüli, míg valójában valószínűleg 10-15 métert érhet csak el, tehát a fenti térfogatnak nagyjából fele, vagy harmada lehet. A Bogáta jobb oldalán lévő terület mérésekor is a délkeleti részen a salakkúpoktól északnyugatra nagy negatív értékek jöttek ki (-40 m). Itt tehát a fenti eljáráshoz hasonlóan vittem be újabb alapi pontokat, átlagosan 10-15 méteres piroklasztitborítással számolva. A mátéfalvi északi területen a bemélyedő völgyek okoztak hasonló problémát. Itt felvettem a rétegtani oszlop alapján az 500 méteres magasságot (I.SEGHEDI−A. SZAKÁCS 1994) a bevitt pontokra. Az alsórákosi területen a fenti módszerrel, azaz– 500 méteres alappal számolva (I.SEGHEDI−A. SZAKÁCS 1994) – néhány új alappont bevitelével jó eredményt lehet elérni, hiszen a DEM-et megfigyelve láthatóan nincsenek nagy domborzati eltérések az aljzatban. Az ezektől északra elhelyezkedő sóskúti területnél is biztosabbnak érzem egy becsült átlagvastagsággal (20 m) való mérés eredményét.

81 6.3. A térfogatszámítás eredménye A térfogatok értékét az egyes területekre úgy kapjuk, hogy az ArcViewban fent leírt módon kapott magassági-vastagsági adatokat tartalmazó grid fájlok adatait lekérdezzük. Itt az összes rácspontra eső értéket megszorozzuk a felbontás négyzetével és megkapjuk a térfogatot (9. táblázat). Azoknál a területeknél, ahol becsült értékkel dolgozok, a terület és becsült érték szorzata adja meg a térfogatot (10. táblázat).

Rákos Fázis 1 2 Terület (km ) 1,5 3 Térfogat (mó m ) 30,4 Átlagos 21 vastagság Térfogat (%) 2,6 1. szakasz (V%) 3,5 2. szakasz (V%)

Mátéfalva_É 1 2,4 68,2 28 5,8 7,8

HBN_1 Bogáta 1 2 21,9 8,1 707,5 240,1 32 30 60,6 20,6 80,5 83,6

HBN_2 2 8,1 47,1 25 4,0

Többi 1 5,8 73,3 13 6,3 8,3

Összes en 47,8 1166,7 24 100,0

16,4

9. táblázat A Persányi-hegység bazaltvulkáni területeinek terület, térfogat és vastagság adatai Mátéfalva_É = Mátéfalva határában lévő két összefüggő bazaltvulkáni terület északi tagja; HBN_1 = Hévíz-Bogáta-Nádas-patak vulkáni terület nyugati része (Olt és Bogáta bal oldalán); HBN_2 = Hévíz-Bogáta-Nádas-patak vulkáni terület keleti része (a Bogáta jobb oldalán) Többi: 10. táblázatban felsorolt kisebb területek A vulkáni működés szakaszai szerint (I.SEGHEDI−A. SZAKÁCS 1994) az első szakasz jóval több vulkáni terméket eredményezett a rétegsorban, ezen belül is és összességében is a Hévíz-Bogáta-Nádas-völgy a legnagyobb térfogatot (közel 90%-ot) hordozó rész. Csak ezen a területen jelennek meg második szakaszbeli kitöréstermékek: a Bogáta (84,6%) völgyétől nyugatra, illetve a Bükkösd és belőle eredő lávafolyások (16,4%). A többi, kimaradt kisebb terület térfogata sokkal kisebb arányú (10. táblázat), ezek mind az első szakaszhoz tartoznak és a sóskúti, kománai kitörési központok mellet egyes területek „leszakadt” részeit képviselik. Ezek az eredmények a fenti módszertani értékelés alapján hozzávetőlegesnek mondhatók, hiszen sok hibafaktorral rendelkeznek. Azonban a terület további vizsgálata esetén a meglévő modellt alapul lehet majd venni és pontosítani.

82

Fázis Terület (km2) Átlagos vastagság Térfogat (millió m3) Térfogat (%) 1. szakasz (V%)

Sóskút Mátéfalva_D Turzon HBN_levágott 1 1 1 1 0,6 0,5 0,6 3,0 20 10 10 10 11,0 5,4 6,2 30,3 0,9 0,5 0,5 2,6 1,3 0,6 0,7 3,4

Komána 1 1,0 20 20,4 1,8 2,3

Összesen 5,8 13 73,3 6,3 8,3

10. táblázat A Persányi-hegység kisebb bazaltvulkáni területeinek – területe és becsült átlagos vastagsága alapján számolt – térfogatai HBN_levágott= Hévíz-Bogáta-Nádas-patak vulkáni terület nyugati részének Nádaspataktól délre eső részei; Mátéfalva_D: Mátéfalva határában lévő két összefüggő bazaltvulkáni terület délebbi tagja; A mért és számolt térfogatértékek alapján átlagos magmaprodukciós rátát lehet becsülni, a két vulkáni szakasz idejére (1,5-1,2 millió év és 0,68-0,5). A két szakasz időtartamára összevonva (0,48 millió év) ez az érték 2430 m3/év, ami egy alacsony érték. De mint láthattuk mind a piroklasztszórás, lávafolyás, mind pedig a salakszórás kitörési eseményei valójában ennél rövidebb ideig tarthattak (2.4.3., 5.1.).

83 7. ÖSSZEFOGLALÁS A salakkúpok morfometriai vizsgálata, jól meghatározott kor és alaki lehatárolásokkal, lehetővé tette fejlődési törvényszerűségek és jellemző arányszámok megállapítását, azaz a salakkúpok

épülésében

és

pusztulásában,

és

ezek

körülményeiben

mutatkozó

szabályszerűségek felismerését – az „ideálistól” eltérő alakú salakkúpok esetében is (S. C. PORTER 1972, M. SETTLE 1979, A. C. WOOD 1980a,b, M. FAVALLI et al. 2009). A salakkúpokra vonatkozó ezen ismeretek felhasználhatóak olyan, ismeretlen – vagy kétséges – korú kúpok vizsgálatához is, mint amilyenek a Persányi-hegységben találhatóak. A vizsgálatok érvényességére maguk az eredmények jelentik a biztosítékot, hiszen elmondható, hogy a vizsgált kúpok nem „rúgják föl” a fenti kutatók által megállapított szabályokat – bár helyenként kevésbé markánsan jelenítik meg őket – és jól illeszkednek a nemzetközi vizsgálatok trendjébe. A legfontosabb lepusztulási paramétereik az alaktani kategóriákkal mutatnak szorosabb összefüggést. Az ép kúpok kúpmagasság/kúpátmérő arányszámaira a 0,011-es arányt reprezentáló trendvonal illeszkedik, a deformált kúpok 0,075-0,040 közötti arányokkal rendelkeznek. Kor szerint nincsen ekkora különbség, a fiatalabb kúpokra illeszkedő trendvonal 0,090, az idősebbekre 0,080 arányt mutat. A kor szerinti sorrendet leginkább az átlagos lejtőszögek értékei követik az ép salakkúpoknál, melyek a jól formált kúpok esetén az első szakaszra 14° körüliek, míg a második szakaszt képviselő Bükkösd esetén 17°. A deformált kúpok esetén változó ez az érték (13°-6°). Az alaktani kategóriák jó egyezést mutattak a térfogatértékekkel is – a nagyobb térfogatú kúpok épebbek –, amely a keletkezés egyik meghatározó tényezőjeként magyarázatul szolgálhat az ép és deformált salakkúpok közti különbségekre. A morfometriai eredmények alapján történő elemzés során figyelemmel kellett lenni a salakkúpok keletkezési és lepusztulási körülményeire, mint akár a térfogat, vagy a települési tényezők (elsősorban a felszín tagoltsága-lejtése), melyek csak óvatos következtetések levonását tették lehetővé. Ugyanakkor a gondosan mérlegelt vizsgálati eredményekből számszerű megállapításokat tettem és új, ellenőrizendő felvetéseket tudtam megfogalmazni.

84 A salakkúpok morfometriai adatbázisa mellett a teljes vulkáni területre vonatkozó mért és számolt térfogatértékek a Persányi-hegység esetében az első DEM-en alapuló felmérés eredményei.

8. KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS Elsőként

köszönöm

témavezetőmnek,

Dr.

Karátson

Dávidnak

(ELTE

TTK

Természetföldrajzi Tanszék) a salakkúpok morfometriai vizsgálatának ötletét és a konzultációkat, a dolgozat átolvasásakor tett észrevételeket, szakmai és nyelvhelyességi javaslatokat. Köszönöm továbbá Telbisz Tamásnak (ELTE TTK Természetföldrajzi Tanszék) a dolgozat során felmerülő módszertani feladatokban nyújtott nélkülözhetetlen segítséget és a rám szánt időt és türelmet, Kósik Szabolcsnak (ELTE TTK Természetföldrajzi Tanszék) a baráti és szakmai segítséget. Köszönöm Soós Ildikónak a terület bejárásakor tartott geológiai „bemutatót” és segítőkészségét a dolgozat közben felmerült bármely kérdés kapcsán. Köszönöm továbbá Jancsik Péternek (Babeş-Bolyai Tudományegyetem) és Szakács Sándornak (Sapientia Erdélyi Magyar Tudományegyetem) kedvességüket és segítőkészségüket. Külön köszönöm a barátaimnak, családtagjaimnak hogy támogattak, bátorítottak, velem örültek a jobb napokon és a rosszabbakon átsegítettek.

85 9. IRODALOMJEGYZÉK

BUDAI János (1886): A Persányi hegység másodkorú eruptív kőzetei – Földtani Közlöny, 16, pp. 211-223. BADA Gábor–HORVÁTH Ferenc (1998): A Pannon-medence jelenkori tektonikája – Természet Világa, 129 (II. különszám), pp.18–23. BATA Tamás (2007): Morfometriai paraméterek meghatározása vulkáni kúpokon a San Francisco vulkáni terület (USA, Arizona) példáján (Diplomamunka) Budapest BUIKIN, Alexei–TRIELOFF, Mario–HOPP, Jens–ALTHAUS, Tilmann–KOROCHANTSEVA, Ekaterina–H. SCHWARZ,Winfried–ALTHERR, Rainer (2005): Noble gas isotopes suggest deep mantle plume source of late Cenozoic mafic alkaline volcanism in Europe – Earth and Planetary Science Letters, 230, pp. 143-162. CHALOT-PRAT, Françoise–GIRBACEA, Radu (2000): Partial delamination of continental mantle lithosphere, uplift-related crust-mantle decoupling, volcanism and basin formation: a new model for the Pliocene-Quaternary evolution of the southern EastCarpathians, Romania – Tectonophysics, 327, pp. 83-107. CSONTOS László (2002a): A kárpát-pannon térség nagyszerkezete In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 56-57. CSONTOS László (2002b): Térségünk takarós egységei In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 58-62. CSONTOS László–VÖRÖS Attila (2002a): A lemeztektonikai rekonstrukció alapjai In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 63-65. CSONTOS László–VÖRÖS Attila (2002b): A kárpát-pannon térség lemeztektonikai modellje In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpátmedence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 70-72. DÉNES István (2004): Erdővidék védett és védelemre érdemes földtani természeti értékei – Erdővidéki Lapok, 3, Barót, pp. 20–29.

86 DOWNES, Hilary–SEGHEDI, Ioan–SZAKÁCS, Alexandru–DOBOSI, Gábor–JAMES, David E.– VASELLI, Orlando–RIGBY, I.J.–INGRAM, G.A.–REX, D.–PÉCSKAY Z. (1995): Petrology and geochemisty of late Tertiary/Quaternary mafic alkaline volcanism in Romania – Lithos, 35, pp. 65-81. FALUS György–SZABÓ Csaba–ORLANDO Vaselli (2000): Mantle upwelling within the Pannonian Basin: evidence from xenolith lithology and mineral chemistry – Terra Nova, 12, pp. 295-302. FALUS György–TOMMASI, Andrea–INGRIN, Jannick–SZABÓ Csaba (2008): Deformation and seismic anisotropy of the lithospheric mantle in the southeastern Carpathians inferred from the study of mantle xenoliths – Earth and Planetary Science Letters, 272, pp. 50–64. FAVALLI, Massimilano–KARÁTSON Dávid–MAZZARINI, Francesco–PARESCHI, Maria Teresa–BOSCHI, Enzo (2009): Morphometry of scoria cones located on a volcano flank: A case study from Mt. Etna (Italy), based on high-resolution LiDAR data – Journal of Volcanology and Geothermal Research, 186, pp. 320–330. HARANGI Szabolcs (2002): A medence-belseji alkálibazalt-vulkánosság In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 78-81. HERBICH Ferenc (1871): Bazalt Obsidián. Erdélyre nézve uj lelemény. – Az Erdélyi Múzeum-Egyesület Évkönyve, 6./1. (1871-1873), pp. 73-76. HERBICH Ferenc (1871): Az eruptiv kőzetek béosztásáról Erdélyben – Az Erdélyi MúzeumEgyesület Évkönyve 6./1. (1871-1873), pp. 141-146. HOEVEN, A.G.A. van der et al. (2005): Observation of present-day tectonic motions in the SoutheasternCarpathians: Results of the ISES/CRC-461 GPS measurements – Earth and Planetary Science Letters, 239, pp. 177– 184 HORVÁTH Ferenc (2002): A lemeztektonika hazai megjelenése In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 50-52. IMREH Barna (1968): Alsórákos története (Kézirat), Alsórákos KARÁTSON Dávid (1997): Vulkanológia I., Eötvös Kiadó, Budapest, 257 pp.

87 KARÁTSON Dávid (szerk.) (2002): Magyarország földje – kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, p. 552 (első kiadás: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje. Pannon Enciklopédia, Budapest, Kertek 2000 Kiadó, 1997, p. 506.) KARÁTSON Dávid (2002): A Keleti-Kárpátok In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 417425. KARÁTSON Dávid (2007): A Börzsönytől a Hargitáig – Vulkanológia, felszínfejlődés, ősföldrajz. Budapest, Typotex, p. 462. KISS Lajos (2007): Helynévmagyarázatok – Magyar Nyelv, 104./1., pp. 104-107. KOCH Antal (1886): Budai József: A persányi hegység másodkori eruptív kõzetei. Földtani Közlöny. XVI. k. 7-9 f. 211-228. – Orvos-Természettudományi Értesítõ II. Természettudományi Szak, 11, 8./3. pp. 236-237. KOCH Antal (1893): Földtani észleletek az erdélyi medencze különböző pontjain – Értesítő az

Erdélyi

Múzeum-Egylet

Orvos-Természettudományi

Szakosztályából

II.

Természettudományi Szak, 18, 15./1., pp. 35-54. KOCH Antal (1894): Földtani észleletek az erdélyi medencze különböző pontjain VII. Az oltmenti basaltvidéken tett újabb észleleteim – Értesítő az Erdélyi Múzeum-Egylet Orvos-Természettudományi Szakosztályából II. Természettudományi Szak, 19, 16./1., pp.1-34. MÁRTONNÉ SZALAY Emőke (2002): Paleomágneses kutatás In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 454-455. MASON,

Paul

R.D.–SEGHEDI,

Ioan–SZAKÁCS,Alexandru–DOWNES,Hilary

(1998):

Magmatic constraints on geodynamic models of subduction in the East Carpathians, Romania – Tectonophysics, 297, pp. 157-176. PANAIOTU, Cristian G.–PÉCSKAY Zoltán–HAMBACH, Ulrich–SEGHEDI, Ioan–PANAIOTU, Cristina E.–TETSUMARU, Itaya–ORLEANU, Mihai–SZAKÁCS, Alexandru (2004): Short-lived Quaternary volcanism in the Perşani Mountains (Romania) revealed by combined K-Ar and paleomagnetic data – Geologica Carpatica, 55, 4, pp. 333-339.

88 SEGHEDI, Ioan–BRÄNDLE, Jose-Luis–SZAKÁCS, Alexandru,–ANCOCHEA, Eumenio (2000): Comparative

analysis

of

the

Neogene/Quaternary

post-collisional-related

magmatism in the Betics (SE Spain) and East Carpathians (Romania): a review – Romanian Journal of Mineralogy, 80, pp. 69-88. SEGHEDI, Ioan–SZAKÁCS, Alexandru (1994): Upper Pliocene to Quaternary basaltic volcanism in the Perşani Mountains Romanian Journal of Petrology, 76, pp. 101107. SEGHEDI, Ioan–SZAKÁCS, Alexandru–MASON, Paul R.D. (1995): Petrogenesis and magmatic evolution in the East Carpathian Neogene volcanic arc (Romania) – Acta Vulcanologica, 7, 2, pp. 135-143. SEGHEDI, Ioan–DOWNES, Hilary–VASELLI, Orlando–SZAKÁCS, Alexandru – BALOGH Kadosa- PÉCSKAY Zoltán (2004): Post-collisional Tertiary-Quaternary mafic alkalic magmatism in the Carpathian-Pannonian region: a review – Tectonophysics, 393, pp. 43-62. SOÓS Ildikó (2008): A Persány-hegységi pleisztocén alkáli–bazaltos vulkánosság freatomagmás robbanásos termékeinek a tanulmányozása. Kolozsvár, pp. 69-70. SOÓS Ildikó–SZAKÁCS Sándor (2008): Pleisztocén freatomagmás kitörésközpontok azonosítási kisérlete a Persányi-hegységben (Keleti-Kárpátok) – HUNGEO 2008, Magyar Földtudományi Szakemberek IX. Világtalálkozója, 2008 augusztus 20-24., Budapest SZAKÁCS Sándor–KARÁTSON Dávid (2002): A belső-kárpáti mészalkáli vulkánosság In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 73-77. TELBISZ Tamás (1999): Számítógépes szimuláció a felszínalaktanban – Földrajzi Közlemények, 123, 3-4., pp. 151-162. TÍMÁR Gábor−TELBISZ Tamás–SZÉKELY Balázs (2003): Űrtechnológia a digitális domborzati modellezesben: az SRTM adatbazis – Geodézia és Kartográfia, 55, pp. 11-15.

TÖVISSI József (1995): A Persány-hegység negyedkori bazaltvulkánosságáról – Múzeumi Füzetek. Az Erdélyi Múzeum-Egyesület Természettudományi és Matematikai

89 Szakosztályának Közleményei, (Új sorozat) 4, Kolozsvár, Erdélyi Múzeum Egyesület, pp. 127-133. ŢUGUI, A–NECULA, C–PANAIOTU Cristian (2009): Preliminary rock magnetic properties of Quaternary basalts from Perşani Mountains (Romania) – Romanian Reports in Physics, 61, 3, pp. 730-739. FIELITZ, Werner–SEGHEDI, Ioan (2005): Late Miocene-Quaternary volcanism, tectonics and drainage system evolution in the East Carpathians, Romania – Tectonophysics, 410, pp. 111-136. WIKIPÉDIA-szerkesztők (2010): Persányi-hegység. Wikipédia, 2010. március 25. 12:00, In: http://hu.wikipedia.org/w/index.php?title=Pers%C3%A1nyihegys%C3%A9g&oldid=6888828

WOOD, Charles A. (1980a): Morphometric evolution of cinder cones – Journal of Volcanology and Geothermal Research, 7, pp. 387-413. WOOD, Charles A. (1980b): Morphometric analysis of cinder cone degradation – Journal of Volcanology and Geothermal Research, 8, pp. 137 -160.

TÉRKÉPEK LAZÁNYI János László (2002): Magyarprszág és a Kárpát-medence vidéke, Budapest, In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub POPESCU, Ileana (1970): Republica Socialistă România Harta Geologică, 1:50000, 94b Perşani (L-35-75-B), Institutului Geologic, Bucureşti POPESCU, Ileana–MIHĂILĂ, N–PELTZ, Soian–ŢICLEANU, N–ANDREESCU, I (1976): Republica Socialistă România Harta Geologică, 1:50000, 78d Racoş (L-35-63-D), Institutului de Geologie şi Geofizică, Bucureşti ALBOTĂ Mihail (): Munţii Perşani Zona de Sud şi Centrala 1:100000 ALBOTĂ Mihail (): Munţii Perşani Zona de Nord 1:100000 http://harti.mielu.ro/persani.html 2010-04-09 18:00

90 MÁSODHIVATKOZÁSOK CASTA, L. (1980): Les formations Quaternaires de la Dèpression de Braşov (Roumanie). Thèse Université D’Aix, Marseilles, p. 256. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) CSONTOS László (1995): Tertiary tectonic evolution of the Intra-Carpathian area: a review – Acta Vulcanologica, 7, pp. 1-13. (hivatkozza KARÁTSON D. 2007) DIACONEASA, B–TÖVISSI József (1970): Analize de polen in sedimentele pleistocene de la Hoghiz – In Progresse in palinologia romanesca, Kolozsvár (hivatkozza TÖVISSI József 1995) DOGLIONI, C.–HARABAGLIA, P.–MERLINI, S.–MONGELLI, F.–PECCERILLO, A.–PIROMALLO, C. (1999): Orogens and slabs vs. their direction of subduction – Earth-Science Reviews, 45, 3-4, pp. 167-208. (hivatkozza KARÁTSON D. 2007) DOHRENWEND, J. C.–WELLS, S.G.–TURRIN, B. D. (1986): Degradation of Quaternary cinder cones in the Cima volcanic field, Mojave Desert, California – Geological Society of

America Bulletin, 97, p. 421-427. (hivatkozza Bata T. 2007) FALUS György (2004): Microstructural Analysis of Upper Mantle Peridotites: their Application in Understanding Mantle Processes during the Formation of the IntraCarpathian

Basin

System.

Ph.D.

értekezés,

Budapest,

Eötvös

Loránd

Tudományegyetem (hivatkozza Falus Gy. et al. 2008) GHENEA C.–BANDRABUR T.–MIHĂILĂ N.–RĂDULESCU C.–SAMSON P.–RĂDAN S. (1981): Pliocene and Pleistocene deposits in the Braşov Derpression – Guidebook for the INQUA field excursion IGR, Bucureşti, pp. 12-18. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) GÎRBACEA, R.–WOLFGANG, F. (1998): Slab in the wrong place: Lower lithospheric mantle delamination in the last stage of the Eastern Carpathian subduction retreat – Geology, 26, 7, pp. 611-614. (hivatkozza KARÁTSON D. 2007) HAMBACH U.–ORLEANU M. – ROGENHAGEN J.- SCHNEPP E. (1994): Paleomagnetism of Pleistocene volcanics from Perşani Mountains, East Carpathians (Romania) – Romanian Journal of Tectonics and Regional Geology, 75, pp. 20-22. (hivatkozza C. G. Panaiotu et al. 2004)

91 HARANGI Sz.−DOWNES, H.−Kósa, L.−Szabó, Cs.−Thirlwall, M.F.−Mason, P.R.D.−Mattey, D. (2001): Almandine garnet in calc-alkaline volcanic rocks of the Northern Pannonian Basin (Eastern-Central Europe): geochemistry, petrogenesis and geodynamic implications – Journal of Petrology, 42, pp. 1813-1843. (hivatkozza KARÁTSON D. 2007) HARANGI, Sz.−LENKEY, L. (2007): Genesis of the Neogene to Quaternary volcanism in the Carpathian-Pannonian Region: role of subduction, extension and mantle plume – Geological Society of America Special Paper, 418, pp. 67-92. (hivatkozza KARÁTSON D. 2007) HAUER, Fr.–STACHE, G. (1863): Geologie Siebenbürgens, ed. Wilhelm Brautmüller, Wien, p. 637. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) ILIE, M. (1900): Az Erdélyrészi medence harmadkori képződményei II. Neogén csoport – Magyar Királyi Földtani Intézet évkönyve, A, Budapest (hivatkozza TÖVISSI József 1995) KIEFFER, G. (1971): Aperqu sur la morphologie des regions volcaniques du Massif Central. In: Symp. J. Jung: Geologic, Geomorphologie et Structure Profounde du Massif Central Francais, Clermont-Ferrand, pp. 479-510. (hivatkozza C. A. Wood 1980b) LAŢIU, V. (1928): Contribu¸ii la studiul petrografic al bazaltului cu incluziuni exogene de cuarţ de la Racoşul de Jos – An. Inst. Geol. Rom., 13, pp. 1-22., (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) LEXA J.–KONECNY V. (1974): The Carpathian Volcanic Arc: a discussion – Acta Geologica Hungarica, 18, pp. 279-294. (hivatkozza KARÁTSON D. 2007) MAC, I.–TÖVISSI József (1968): Observatii geomorfologice in regiunea de confluenta a Homorodului cu Oltul – Studia Univ. Babeş-Bolyai, Series Geograpghia, Kolozsvár (hivatkozza TÖVISSI József 1995) MĂLDĂRESCU, I.–ŞECLĂMAN, M.–ATANASIU, M.–BĂLDESCU D. (1982): Reacţii in xenolitele din bazaltele de la Racoşul de Jos – An. Unie. Bucureşti, 31, pp. 21-26. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) MĂLDĂRESCU, I.–ATANASIU, M–ŞECLĂMAN, M. (1983): Significations de la présence de certains nodules de péridotites dans les basalts de Racoşul de Jos – R. Roum. Gèol. Gèoph. Gèogr., Gèologic, 27, pp. 9-14. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994)

92 MCGETCHIN, T.R.–SETTLE, M.–CHOUET, B.A. (1974): Cinder cone growth modeled after Northeast Crater, Mount Etna, Sicily – J. Geophys. Res. 79, pp. 3257 -3272. (hivatkozza Bata T. 2007)

MIHĂILĂ N.–KREUZER H. (1981): Contributions to the chronology of basaltic volcanism from central and southern Perşani Montains/ Contribuţii la cunoaşterea cronologiei vulcanitelor bazaltice din Perşanii Centrali şi sudici – Terra, 4, pp. 37-47. (hivatkozza C. G. Panaiotu et al. 2004 és I. Seghedi−A. Szakács 1994, Tövissi J. 1995) MIHĂILĂ, N–PELTZ, Soian–WONNER, F. (1972): Date noi privind depozitele cuaternare şi vulcanismul bazaltic din regiunea Hoghiz-Veneţia (Muntii Perşani) – Inst. Geol. Studii technice si economice, Seria H4, Bucureşti, pp. 69-93. (hivatkozza TÖVISSI József 1995 és I. Seghedi−A. Szakács 1994) MIHĂILĂ, N–PELTZ, Soian (1977): Contribuţii la cunoaşterea apartului vulcanic Hegheş (Racoşul de Jos- Munţii Perşani) – D. S. Inst. Geol., 63, 5, pp. 69-83. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) MIHĂILĂ, N.–PELTZ, Soian (1976): Contribuţii la cunoaşterea aparatului vulcanic Hegheş – D. S. ale Sed. Comit–Geol, 63, 5, Bucureşti (hivatkozza TÖVISSI József 1995) MIHĂILĂ, N.–POPESCU, N. (1976): Morfogeneza defileului Oltului de la Racos – D. S. ale Sed. Comit. Geol, 63, 4, Bucureşti (hivatkozza TÖVISSI József 1995) PĂTRAŞCU, S.–PANAIOTU, C.–PANAIOTU, C.E.–VOINEA, S. (1994): A Pliocene-Pleistocene paleomagnetic pole for Romania – Romanian Journal Physics, 39, 7-8, pp. 613625. (hivatkozza C. G. Panaiotu et al. 2004) PELTZ, Soian–BRATOSIN, I. (1971): Trace Elements in Pliocene and Quaternary Basaltic Rocks of Romania – R. Roum. Gèol. Gèoph. Gèogr., Gèol., 15, 1, pp.77-88. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) PELTZ, Soian–BRATOSIN, I. (1986) New date on the geochemistry of the Quaternary basalts in the Perşani Mountains – D. S. Inst. Geol. Geof., 70-71, (1983, 1984), pp. 389403. (hivatkozza H. Downes et al. 1995 és I. Seghedi−A. Szakács 1994) PELTZ, Soian–GRABARI, G.–TĂNĂSESCU, A.–VÂJDEA E. (1985): Rb, Sr and K distribution in young volcanics from Călimani-Harghita and Perşani Mts. Petrogenetic implications – D.S. Inst. Geol. Geof., 69, 1, pp. 323-338. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994)

93 PELTZ, Soian–PELTZ, M. (1983): TiO2 distribution in volcanic rocks from East Carpathians (Tibleş, Bargăn subvolcanic rocks and Călimani-Perşani volcanic zone) – An. Inst. Geol., 62, pp. 67-76. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) PELTZ, Soian–STOIAN, M. (1985): REE distribution in young volcanics from the CălimaniHarghita and Perşani Mountains – D. S. Inst. Geol. Geof., 69, 1, pp. 339-349. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) PELTZ, Soian–TĂNĂNESCU, A.–TIEPAC, I. –VÂJDEA, E. (1973): Geochemisry of U, Th, K in volcanic rocks from the Călimani-Gurghiu-Harghite and Perşani Mountains – An. Inst. Geol., 41, pp. 27-38. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) PELTZ, Soian–VASILIU, C.–BRATOSIN, I. (1972): Petrologia rocilor bazaltice plioquaternare din România – An. Inst. Geol., 39, pp. 111-176. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) PREDA, M. (1940): Les basaltes du versant de ouest de Monts Perşani – D.S. Inst. Gèol. Roum., 24, pp. 90-98. Bucureşti (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) PORTER, S.C. (1972): Distribution, morphology, and size frequency of cinder cones on Mauna Kea volcano, Hawaii – Geological Society of America Bulletin, 83, 3607– 3612. (hivatkozza Bata T. 2007) RĂDULESCU D. (1969): Über die Anwesenheit einer Tiefenbruchzone entlang des 25° 30 Meridian zwischen 42° und 47° nördlicher – B. Rumanian Geol. Rundschau, 59, 4, pp. 77-83. Stuttgart (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) RĂDULESCU D.–BORCOŞ M.–PELTZ Soian–ISTRATE G. (1981): Subduction magmatism in Romanian Carpathians Giude to Carpatho-Balkan Geol. Association 12th Congress, Buchareşt (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) RĂDULESCU D.–SĂNDULESCU, M. (1980): Corrélation des phases de déformaton de métamorpisme et de la magmatisme dans les Carpathes – Géologie des chaines alpines issue de la Thetys Congr. Géol Int. Mém. BRGM, 113, Paris (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) ROSENBAUM, J.M.–WILSON, M.–DOWNES, H. (1997): Multiple enrichment of the Carpathian–Pannonian mantle: Pb–Sr–Nd isotope and trace element constraints. – J. Geophys. Res., 102, pp. 14947–14961. (hivatkozza Falus Gy. et al. 2008) ROYDEN, L. H. (1988): Late Cenozoic tectonics of the Pannonian Basin System In: Royden, L. H.–Horváth F. (szerk): The Pannonian Basin. A Study in Basin Evolution. – Am. Assoc. Pet. Geol. Mamoir., 45, pp. 27-48. (hivatkozza KARÁTSON D. 2007)

94 SCOTT, D.H.–TRASK, N.J. (1971): Geology of the Lunar Crater volcanic field, Nye Country, Nevada. – U.S. Geol. Surv., Prof. Paper, 599 -I. (hivatkozza Bata T. 2007)

SETTLE, M. (1979): The structure and emplacement of cinder cone fields – American Journal of Science, 279, pp. 1089–1107. (hivatkozza M. FAVALLI et al. 2009) SOÓS I., VINKLER A.P., SZAKÁCS A. (2004) Searching for maar strucrures in the Persani Mts., East Carpathians, Romania – Second International Maar Conference, Hungary-Slovakia-Germany. Occasional papers of the Geological Institute of Hungary, 203, p.92. (hivatkozza SOÓS I. 2008): SZABÓ Csaba−HARANGI Szabolcs−CSONTOS László (1992): Review of Neogene and Quaternary volcanism of the Carpathian–Pannonian region – Tectonophysics, 208, pp. 243-256. (hivatkozza P. R. D. Mason et al. 1998) SZABÓ Cs.–HARANGI Sz.–VASELLI, O.–DOWNES, H. (1995): Temperature and oxygen fugacity in peridotite xenoliths from the Carpathian-Pannonian Region – Acta Vulcan., 7(2), pp. 231-239. (hivatkozza Falus Gy. et al. 2000) TÖRÖK Zoltán (1938): A Homoród torkolati vidékének geológiai alkotása – Dr. Szádeczky Kardoss Gyula Emlékkönyv, Minerva, Kolozsvár (hivatkozza TÖVISSI József 1995) TÖVISSI József (1972): Contributii biostratigrafice la virsta eruptiunilor de bazalt din reiunea comunei Hoghiz (Perşani Centrali Vestici) – Aluta R. Muz. Sf. Gh., 4, pp. 209-218., Sepsiszentgyörgy (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) TÖVISSI József (1973): Observatii paleogeografice cuaternare asupra regiunii Hoghizului – Studia Univ. Babeş-Bolyai, Series Geograpghia, 1, pp.31-39. (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) TÖVISSI József–CHINTAUAN, I. (1972): Date biostratigrafice asupra sedimentarului subbasaltic de la Hoghiz – Inst. Geol. Studii technice si economice, Seria H4 Geol. Cuaternarului, pp. 95-102., Bucureşti (hivatkozza I. Seghedi−A. Szakács 1994) VASELLI, O.–DOWNES, H.–THIRLWALL, M. et al. (1995): Ultramafic xenoliths in PlioPleistocene alkali basalts from the eastern transylvanian basin: depleted mantle enriched by vein metasomatism – Journal of Petrology, 36, pp. 23-53. (hivatkozza Falus Gy. et al. 2000) WACHNER, Heinrich (1916): A Persányi-hegység nyugati lejtője – Földtani Intézet évi jelentése, Budapest (hivatkozza TÖVISSI József 1995)

95 8. MELLÉKLETEK

1. ábra A Bükkösd és környéke lejtőszög térképe − A Blidarea feltételezett kúpjának azonosítása. A Bükkösdről induló lávafolyások bemutatása.

2. ábra Keresztmetszeti szelvények a, A Kerekhegy és a Tölgyesd északkelet-délnyugati irányú szelvénye

96

b, A Bükkösd északkelet-délnyugati irányú szelvénye

c, A Nádas északkelet-délnyugati irányú szelvénye

97 3. ábra Régi módszerrel mért kúpmagasság/átlagos átmérő aránya az egyes salakkúpokra (Hco (régi)/Wco_midr)

180 160

Hegyes Tölgyesd Kerekhegy Hévíz_3 Bükkösd Nádas Samu Nádas_f Nádas_j Bogáta_1 Bogáta_2 Oldalhegy

140 120

Hco (m)

co W 8 ,1

100 80

o Hc

=0

co

Hco

81 W = 0,0

60 40 20 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Wco_midr (m)

4. ábra Az átlagos kúpmagasság/átlagos átmérő aránya az egyes salakkúpokra (Hco _av/Wco_midr)

180 160

Hco_av (m)

140 120

Hco = 0,044 Wco

100

Hco = 0,038 Wco

80

Hco = 0,033 Wco

60

Hco = 0,026 Wco

40 20 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Wco_midr (m)

1. szakasz

2. szakasz

Ép kúpok

Deformált kúpok

Hco=0,18Wco

98 5. ábra A Samu-erdeje kúpjához (Samuhoz) kapcsolódó lávanyelv