AZ EPERJES-TOKAJI- ÉS A KELEMEN-GÖRGÉNYI-HARGITA VULKÁNI VONULAT ÖSSZEHASONLÍTÓ TÉRFOGATSZÁMÍTÁSA SRTM-ADATOK ALAPJÁN: VULKANOLÓGIAI ÉS FELSZÍNFEJLŐDÉSI KÖVETKEZETÉSEK Karátson D.1 – Timár G.2 Összefoglalás A 2003 vége óta hozzáférhető SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) magassági adatbázist a belső-kárpáti vulkáni vonulat két tagjának: a késő miocén–negyedidőszaki Kelemen(Călimani)–Görgényi(Gurghiu)–Hargita(Harghita) tűzhányólánc (KGH) és a késő miocén korú Eperjes-Tokaji avagy Szalánci(Slánské)–Tokaji hegység (ST) térfogatszámításához használtuk fel. Háromféle térfogatot számítottunk: (1) a hegységeknek a vulkanitok felszíni elterjedése alapján számított térfogatát, (2) a különféle módon számolt vagy következtetett felszínalatti tömegek térfogatát, (3) az erózió révén lepusztult, a területről eltávozott térfogatot. A KGH és a ST e komplex számításnak megfelelő teljes eredeti térfogata 1563, illetve 650 3 km , az egyedi felépítmények (eredeti) átlagos térfogata 104 és 47 km3. Ezen belül az erózió által lepusztított tömegek a felszíni elterjedésből számított érték mintegy 20 %-át teszik ki. Mindkét tűzhányóláncban igen hasonló, átlagosan 165,5 km3/Ma kitörési rátákat határoztunk meg, amely érték a mai szubdukciós övek területén közepes mértékű rétegvulkáni aktivitásnak számít. A vulkanizmus csapásmenti vándorlására kapott, 1 km hosszú szelvényekre számított ráta szintén igen hasonló – mintegy 3,0 km3/Ma – mind a KGH, mind a ST vonulatban. Bevezetés, célkitűzések Jelen munka egy, a Zeitschrift für Geomorphologie c. folyóirat 2004-es vulkángeomorfológiai különszámában megjelenés alatt álló tanulmányunk magyar nyelvű változata. (Egyúttal tudomásunk szerint az első magyar nyelvű tanulmány, amely az SRTM adatbázis – lásd alább – valamely földtudományi tematika szerinti feldolgozása.) A munka alapját, pontosabban ötletét egy nemzetközi összehasonlító tanulmány adta, amely nagyszámú rétegvulkán morfometriai adatait közölte (PIKE & CLOW 1981). Ennek adatai topográfiai térképekről származtak. A kárpát-pannon régión belül a vulkáni vonulat egy részére első ízben SZAKÁCS et al. (1997) publikáltak térfogatszámításos eredményeket topográfiai, illetve geofizikai adatokra alapozva. Nevezetesen, a Keleti-Kárpátok vulkáni vonulatának főbb szakaszaira térfogatokat, valamint magmakibocsátási rátákat számítottak az idő- és térbeli jellemzők értékelésével. Az új SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) adatbázis új lehetőséget nyújt, hogy a korábban kapott adatokat ellenőrizzük, egyszersmind pontosítsuk, amely célkitűzés egyébként a nemzetközi vulkángeomorfológiai irodalomban is ritkának számít (vö. THOURET 1999). Tanulmányunkban két, jól definiált, különböző korú vulkáni láncot hasonlítunk össze. Az összehasonlítás segítségével következtetéseket próbálunk levonni a vulkáni, az eróziós és adott 1
PhD, egyetemi docens, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Természetföldrajzi Tanszék, 1117 Budapest, Pázmány sétány 1/c 2 PhD, tudományos munkatárs, Eötvös Loránd Tudományegyetem, Geofizikai Tanszék Űrkutató Csoport, 1117 Budapest, Pázmány sétány 1/a
esetben a tektonikai fejlődésre vonatkozóan. A megcélzott átfogó következtetések megalapozottságához többféle számítást kell elvégeznünk: (a) a jelenlegi felszín – azaz a vulkanitok elterjedése – által meghatározott térfogatot; (b) az erózió révén lepusztított térfogatot; és (c) a valószínűsíthető fedett vulkanitok térfogatát. A háromféle számítás megbízhatósága természetesen nem egyforma, ugyanakkor a felszíni magasságadatokból nyerhető térfogatok – azaz (a) és (b) – tekintetében az SRTM jóval pontosabb kiindulópontot nyújt, mint bármely más, korábban használt adatbázis. Az SRTM topográfiai adatbázis (FARR & KOBRICK, 2000; WERNER, 2001; RABUS et al., 2003; a hazai irodalomban TIMÁR et al., 2003) a NASA, az USGS és a német és olasz űrkutatás közös eredménye. A mérések során, amelyek 2000 februárjában, 11 napon át történtek, az Endeavour űrsikló fedélzetére telepített radar a földfelszín jelentős részét letapogatta. Az ezt követő adatfeldolgozás több mint két évet vett igénybe, majd a földfelszín 60o északi és 57o déli szélességek közötti részének topográfiai adatbázisát folyamatosan tették, illetve teszik fel az internetre (ilymódon tehát mindenki számára hozzáférhető). Az Eurázsia adatblokkot 2003 novemberében publikálták; a globális topográfiai adatbázis egységes képet ad a kárpát-pannon térségről is. Az SRTM adatbázis 3x3 ívmásodperc vízszintes felbontással rendelkezik, amely a felszínen 90x90 méteres hálónak felel meg. Ez a felbontás mintegy tízszeresére javítja elődjének, a GTOPO30 adatbázisnak a felbontását (GLOBE TASK TEAM et al., 1999). A függőleges felbontás mindössze 1 méter, de ennek pontossága nem olyan jó: tekintve, hogy radarképen alapul, minden észlelt pontnak, így a fáknak, épületeknek a magasságát is tartalmazza. Mintaterületeink java része erdővel borított felszín, ami átlagosan 30 m többletmagasságot jelent. Ez ugyanakkor csak 5 %-nál kevesebb hibával terheli a térfogat számítását. Meg kell még említeni, hogy nagyobb tengerszint feletti magasság, tagolt domborzat esetében az alacsonyabb fekvésű területekről érkező radarsugárzás-visszaverődés a leárnyékolás miatt nem értékelhető. Szerencsére a vizsgált területen ilyen eredetű, információhiányos null pixel nem adódott. Az SRTM adatbázis a felszínnek megfelelő pixel tszf. magassági értékét tartalmazza. Az elsődleges adat vetületmentes. Jelen tanulmányban a választott területek magassági adatbázisát Albers területtartó vetületbe transzformáltuk, ami a térfogatszámításnál a lehető legkisebbre csökkenti a területi torzulást. A közölt színes domborzatmodellek (DEM) az eredeti adatbázisból levezetett árnyékolt képek: a zöldtől barnáig terjedő magasságszínezést DK-i irányú megvilágítással tettük szemléletesebbé. A térfogatszámításhoz választott két terület a keleti-kárpáti Kelemen(Călimani ) – Görgényi-havasok(Gurghiu) – Hargita(Harghita) vulkánlánc (a továbbiakban KGH), illetve az Eperjes-Tokaji avagy Szalánci(Slánské) – Tokaji-hegység (a továbbiakban ST). E területek a szakirodalomban régóta tanulmányozott, jól ismert vulkáni vonulatszakaszok (pl. GYARMATI 1977, SZAKÁCS & SEGHEDI 1995, KALICIAK et al. 1996, KARÁTSON 1996). A következőkben röviden ismertetjük vulkanológiai-geomorfológiai jellemzőiket, hasonlóságaikat és különbségeiket, majd a térfogatszámítás módszere és eredményei, illetve a kapott adatok kiértékelése következik.
1. ábra. A KGH és ST elhelyezkedése a Kárpát-medencében. Vulkanológiai, geomorfológiai és geokronológiai jellemzők A Kárpát-medence kialakulása során és azt követően nagykiterjedésű mészalkáli vulkanizmus zajlott a kárpáti hegykoszorú belső íve mentén és a medence belsejében. Míg azonban utóbbinak zöme a későbbiekben – a neotektonikus süllyedés hatására – eltemetődött, a belső-kárpáti tűzhányólánc lényegében megőrződött, és nagyszabású, 16 Ma hosszan tartó vulkáni tevékenységnek őrzi az emlékét. A tűzhányóláncon belül a KGH a legfiatalabb vonulatszakasz. A 160 km-es hosszúságú hegyvidék egymást átfedő, túlnyomó többségükben andezites anyagú vulkánok – mégpedig kisközepes méretű (1200-2100 m magas), jellemzően lávaöntő rétegvulkánok és lávadómok – füzére (SZAKÁCS & SEGHEDI 1995). Az ív mentén vándorló vulkáni tevékenység tízmillió évvel ezelőttől a pleisztocén végéig zajlott: 9,5-6,6 Ma között a Kelemen-havasokban, 9,2-5,4 Ma között a Görgényi-havasokban, 6,3-3,9 Ma között az Észak-Hargitában, és 4,3-0,1 Ma között a vonulatzáró Dél-Hargitában (PÉCSKAY et al. 1992, 1995, MORIYA et al. 1996). Az egyedi vulkáni kúpokat többségében máig felismerhető kráter vagy kis kaldera koronázza (KARÁTSON 1999, KARÁTSON et al. 1999), és kiterjedt vulkáni törmelékpalást övezi (SZAKÁCS & SEGHEDI 1995,
1996). A korábbi felfogással ellentétben, amely kétszakaszos vulkáni tevékenységet rekonstruált (mégpedig egy korai robbanásos szakaszt, lepusztulása után nagykiterjedésű vulkanoklasztikus platóval, majd egy szelídebb, effúzívabb második szakaszt a jelenlegi, központi vulkánlánccal: pl. RĂDULESCU et al. 1973) az újabb kutatások egyértelműen tisztázták, hogy a tűzhányólánc mindkét szélét kísérő fennsík nem más, mint egységes rétegvulkáni működés során lerakódott disztális fácies összeolvadt törmelékpalástja (SCHREIBER 1980, SZAKÁCS et al. 1993, KARÁTSON et al. 1994, SZAKÁCS & SEGHEDI 1995). A törmelékfennsíkok határa általában markáns, különösen a Görgényi-Hargita hegyvidéken, ahol a vulkanitokat fiatal medencék szegélyezik: Ny-on az Erdélyi-, K-en a Gyergyói- és a Csíki-medence. Az amúgy is jelentős szakítószilárdsággal rendelkező disztális vulkanoklasztitok morfológiai peremét tovább hangsúlyozta a keleti-kárpáti háttér előtti neotektonikus süllyedés (HORVÁTH 1993, HORVÁTH & CLOETINGH 1996, GÎRBACEA & FRISCH 1998). A szegélyek ma 500-600 m tszf. magasságban húzódnak. Más a helyzet a Kelemenhavasokkal, amelyet K-en részben a Keleti-Kárpátok ún. kristályos-mezozoikumi (=belsőkárpáti) öve határolja, Ny-i felét pedig jelentős posztvulkáni kiemelkedés érte. E megkülönböztető bélyegek jóval bonyolultabbá teszik a vulkanoklasztitok kiterjedésének és alapszintjének megállapítását. Az Északnyugati-Kárpátok legkeletibb részén É-D-i irányban húzódó ST vulkánlánc részben hasonló, részben előzőektől eltérő jellemvonásokat mutat. É-on a Szalánci-hegység 50 km hosszú hegysorát neotektonikus süllyedés vágta el a kárpátaljai előtér, illetve a Felső-Tisza térségének azonos korú vulkáni tömegeitől. É-on a Szalánci-hegység vulkánjai mintegy 14-10 Ma között működtek (KALICIAK & REPČOK 1987, PÉCSKAY et al. 1995, KALICIAK & ZEC 1995, KALICIAK et al. 1996). Kis és közepes méretű, egymással szomszédos, zömmel rétegvulkáni kúpok alkotják, hasonlóan görgényi és hargitabeli társaikhoz, habár az uralkodó andezitek mellett itt Si-gazdagabb kőzetek is előfordulnak, és a kúpok magassága csak ritkán haladja meg a tszf. 1000 m-t. A vulkanitok alapszintje mintegy 200-400 m-en húzódik. A D-i szakasz, a szintén kb. 50 km hosszú, 15-9 Ma között működött Tokaji-hegység ezzel szemben nem tekinthető vulkáni ívnek; kisebb méretű réteg-, illetve lávaöntő vulkánok mellett szétszórt lávadómok és ignimbritplató-maradványok viszonylag széles sávja alkotja. Különbség van a vulkáni hegyeket övező törmelékpalást tekintetében is: míg a Szalánci-hegységet a KGH-éhoz hasonló, noha a gyorsan süllyedő peremi medencék feltöltődése miatt kevésbé kiterjedt palást szegélyezi (a palást egy része szintén a mélybe vonszolódott; vö. VAŠKOVSKY 1977), addig a Tokaji-hegységben az egyedi kitörésközpontok és a hozzájuk tartozó törmelékpalástok nem különíthetők el egyértelműen. A peremeket tektonikus vonalak által elmetszett ignimbritmezők alkotják (e.g. GYARMATI 1977, CSONTOS et al. 1992). A ST-vonulat tér- és időbeli jellemzői azt mutatják, hogy itt nem történt olyasfajta ívmenti fiatalodás, mint a KGH területén. Általánosságban a vulkanizmus riolitos-dácitos kitörésekkel kezdődött, amelyek lávadómokat, kisebb kalderákat és igimbritmezőket hoztak létre; ezt követően andezites anyagú vulkáni ív épült fel. A Tokaji-hegységben e kétfajta tevékenység átfedéssel zajlott és a megfelelő vulkáni termékek aránya kb. 1:1 (GYARMATI 1977), míg a Szalánci-hegységben a fiatalabb (mintegy 12,5-10 Ma) andezites vulkanizmus volt az uralkodó (KALICIAK & ZEC 1995). Habár a Szalánci-hegység andezites íve a Tokaji-hegységen belül is tovább követhető, a fentebb összegzett vulkanológiai és geomorfológiai eltérések miatt a két hegység térfogatszámítását külön kell tárgyalni. Itt jegyezzük meg, hogy térképünkön (2. ábra) és táblázatunkban (1. táblázat) a 8-as számú Nagy-Milicet és a 9-es Bába-hegyet a Szaláncihegységhez soroltuk.
2. ábra. A KGH (jobbra) és a ST (balra) vonulat színes, árnyékolt domborzati képe. A színezés a két képen nem egységes (a magassági rétékek a ST vonulatban 100-400 m, a KGH-ban 600-1800 m között változnak). A fehér vonalak a 4. ábra szerint. A számmal jelölt vulkánok: KGH: KELEMEN-HAVASOK (MUNŢII CĂLIMANI): 1 – Moldovánka (Moldovanul); 2 – Központi-Kelemen, ezen belül a következő vulkáni kúpok: a: Lukács-szikla (Lucaciul), b: Tamó (Tămăul), c: Ruszka-Tiha (Rusca-Tihu), d: Kelemen (Călimani); GÖRGÉNYI-HAVASOK (MUNŢII GURGHIU): 3 – Fancsal (Fâncel-Lăpuşna), ezen belül: a: Fancsal, b: Nagy-Erdős (Jirca), c: Bakta (Bacta); 4 – Széles-tető (Obarsia); 5 – Mezőhavas (Seaca-Tătarca); 6 – Borzont; 7 – Somlyó (Şumuleu), ezen belül: a: Nagy-Somlyó (Şumuleu) és b: Somlyó hegyese (Vf. Ascuţit); 8 – Csomafalvi Délhegy (Ciumani); ÉSZAK-HARGITA (MUNŢII HARGHITA): 9 – Osztoróc (Ostoroş), ezen belül: a: Osztoróc és b: Csíkmagosa (Râchitis); 10 – Fertő-tető (Ivo-Cocoizaş); 11 – Madarasi-Hargita (Vârghiş); DÉLHARGITA: 12 – Nagykőbükk (Luci-Lazu); 13 – Kakukkhegy (Cucu); 14 – Piliske (Pilişca); 15 – Csomád (Ciomadul) – Bükkszád-Málnás (Bicsad-Malnaş), ezen belül: a: Csomád lávadóm-terület, b: Kis-Murgó (Murgul Mic) és c: Nagy-Murgó (Murgul Mare) lávadómok. ST: SZALÁNCI-HEGYSÉG (SLÁNSKÉ VRCHY): 1 – Sóvári-hegy (Sebastovka-Stavica); 2 - Simonka (Zlatá Bana); 3 – Makovica; 4 – Mosnyik (Strechov); 5 – Dargói-hegy (Bogota); 6 – Várhegy (Hradisko); 7 – Kőszál (Bradlo), 8 – Nagy-Milic (Velky Milic); 10 – Bába-hegy–Hársas-hegy (Lipovec); TOKAJI-HEGYSÉG: 9 – Pálhegy– Hollóháza; 11 – Vas-hegy– Őr-hegy; 12 – Borsó-hegy– Bán-hegy; 13 – Koprina (PálházaTelkibánya); 14 – Hallgatóhegy; (15 – MogyoróskaRegéc); 16 – Magoska; 17 – Som-hegy (KishutaPálháza); 18 – Sátor-hegyek; 19 – NagyKorsós; 20 – Tér-hegy– Szokolya (Erdőhorváti); 21 – Mogyoróstető–Feketehegy (Komlóska); 22 – Molyvástető–Szokolya (Erdőbénye); 23 – Bogdántető (MádDiós); 24 – Tokaji Nagyhegy.
Alkalmazott módszerek 1
A mai térfogat a vulkanitok felszíni elterjedése és felszínalatti geológiai információk alapján Minden egyes vulkáni kúpot és hozzá tartozó vulkánpalástot (a továbbiakban együtt: vulkáni felépítményt) a DEM-en kézzel lehatároltunk, főként vulkanológiai térképek (a KGH esetében: SZAKÁCS & SEGHEDI 1995, 1996, a ST esetében: KALICIAK & ZEC 1995, KALICIAK et al. 1996, GYARMATI 1977, ZELENKA et al. 2001), valamint a DEM-en megfigyelt geomorfológiai bélyegek alapján A térképeket felszíni ellenőrző pontok segítségével (településhatárok, jellegzetes folyókanyarok, -összefolyások) georeferáltuk, és a fent említett térképi vetületbe transzformáltuk, kevesebb mint néhány 100 méter vízszintes hibával. Ezt követően ER Mapper GIS szoftver segítségével kiszámítottuk a vulkáni felépítmények területét és átlagmagasságát. Az egyes kúpokhoz tartozó palásthatárok a rendelkezésre álló geológiai információ alapján nem, vagy nem mindig rajzolhatók meg tökéletes pontossággal, elsősorban az átfedő vulkáni működés és a posztvulkáni erózió miatt (pl. a folyóvízi erózió a palástok egy-egy részét levághatta). Mégis, a körülbelüli határokat, akárcsak a megfelelő egyedi kúpok határvonalát meg kellett állapítani és térképünkön (2. ábra) jelöltük is, hiszen ez nélkülözhetetlen a felépítmény teljes térfogatának kiszámításához. A Tokaji-hegységben ugyanakkor – a sok kis méretű lávadóm, az átfedő kitöréstermékek és a kevésbé tisztázott vulkanológiai kép miatt – az egyedi vulkántérfogatok számításától egyelőre eltekintettünk. Megjegyezzük, hogy vulkángeomorfológiai szempontból az a kérdés, hogy a felépítményen belül mit tekintünk a – vulkanológiailag a proximális fáciesnek megfeleltetett – vulkáni kúpnak, korántsem egyértelmű. A kérdés megválaszolására a továbbiakban körültekintő morfometriai elemzésre (pl. lejtőkategória-térképek szerkesztésére és kiértékelésére), valamint vulkanológiai adatokkal való korrelációra lesz szükség (pl. lávák és piroklasztitok helyzete az epiklasztitokhoz képest), éppen az SRTM adatbázis felhasználásával. Szintén megoldatlan probléma a számított térfogatok tömörkőzet-egyenértékre (DRE, dry rock equivalent) való átszámítása. Általánosságban a DRE mind a KGH, mind a ST vonulatban a lávakőzetek (illetve az összesült ignimbritek) magas aránya folytán a kapott értékek mintegy 2/3-ára tehető. A térfogatszámításhoz a felépítmény teljes térfogatán és átlagos magasságán kívül a vulkáni kőzetek alapszintjét is figyelembe kellett venni. Ehhez a következő módszertani problémákkal szembesülünk (vö. 3. ábra):
3. ábra. A KGH és ST vonulatok fő geomorfológiai-szedimentológiai jellemzői. A vulkáni kőzetek felszíni elterjedéséből kapott térfogatértékeket (a ST esetében) felszínalatti és (mindkét esetben) folyóvízi erózióval lepusztított térfogatokkal kell kiegészíteni.
KGH. E vonulatban a vulkanitokat olyan, zömmel lassan süllyedő medencék határolják, amelyekben az üledékképződés nem fedte be a vulkánpalástokat. Ennélfogva az alapszint a vulkáni felépítmény kerületének átlagos magasságából megadható. Ott, ahol a kerület két szomszédos vulkán(palást) között magasra emelkedik, azaz átfedés van, csak a külső határvonalat vettük figyelembe (folyamatos sárga vonalak a 2. ábrán: szaggatottal a közös határvonalak). Ha viszont a határt két szomszédos felépítmény között egy mélyre bevágódott folyóvölgy adja (pl. a Maros vagy az Olt egy-egy szakasza, ld. az 1. ábrán), ezt a határvonalat szintén figyelembe vettük. Mindezek után az alapszint, a kerület átlagmagassága és a felépítmény teljes területe minden vulkánra kiszámítható volt. A térfogatot a terület, illetve az átlagmagasság és az alapszint közötti különbség szorzatával határoztuk meg. A rendelkezésre álló egyéb geológiai információk birtokában elmondható, hogy az alapszint említett meghatározása megbízható eredményt ad a vizsgált terület déli kétharmadára. A Görgényi-Hargita hegyvidéken ugyanis a számított alapszint (600-800 m tszf.) jól egyezik a keresztszelvényeken jelölt értékekkel (pl. SEGHEDI & SZAKÁCS 1990). A Kelemen-havasokban ezzel szemben a terület földtani szerkezete a vulkanitok ferde alapszintjét sugallja, amely szint enyhén emelkedik Ny-ról K felé (vö. SZAKÁCS & SEGHEDI 1995). Ilymódon a két kelemeni vulkán esetében az alapszintet interpolálással közelítettük a Ny-i és K-i kerület magasságának átlagolásával. ST. A ST hegylánc központi részéről KALICIAK et al. (1996) reprezentatív keresztszelvényt publikáltak a Bradlo (Kőszál), Hradisko (Várhegy) és a Bogota (Dargói-hegy) vulkánokon keresztül. Ezen a vulkanitok megadott alapszintjei (előbbi sorrendben 100 m, 0 m és –200 m tszf.) jelentősen alacsonyabban húzódnak, mint a felszíni kerületek magasságértékeiből számított alapszintek (ld. a 3. ábrát). A gyorsan süllyedő peremi medencék fentebb említett feltöltődésének figyelembe vételével az alacsonyabb értékek nyilvánvalóan közelebb állnak a valósághoz. Összehasonlításként ugyanakkor a számítást mindkét (tehát a felszíni és a felszínalatti) lehatárolás szerint elvégeztük. A legészakibb Szalánci-hegységi szakaszra a legközelebb eső -200 m-es értéket vettük figyelembe. A déli Tokaji-hegység esetében a felszíni vulkanitok határából számított átlagos alapszint 154 m tszf.-nek adódik. Ez az érték megfelel annak a tendenciának, ami az alapszint D-i irányú emelkedéséből KALICIAK et al. (1996) szelvényei alapján következik. Ezzel szemben a Tokajihegységben mélyített fúrások esetenként nagyvastagságú (sokszáz m) felszínalatti vulkáni tömeget harántoltak (pl. Baskó-3, Kishuta-1, Telkibánya-1: GYARMATI 1977, PÉCSKAY & MOLNÁR 2000, GYARMATI P. szóbeli közlés). A regionális Bouguer-anomáliák viszont (SZAFIÁN et al. 1997, TARI et al. 1999) nem támasztják alá, hogy jelentős különbség lenne a felszínalatti viszonyokban a Szalánci-hegységhez képest. Megoldásképpen, a vulkanitok helyi vastagságnövekedéseit figyelembe veendő az egész hegységre 100 m tszf. alapszinttel számoltunk, amely értékről természetesen hangsúlyozandó, hogy a rendelkezésre álló adatok alapján tett becslés. 2
Az intruzív, szubvulkáni tömegek térfogata
SEGHEDI & SZAKÁCS (1990) és KALICIAK et al. (1996) szelvényei a fentiek mellett adatokkal szolgálnak a Kakukkhegy, a Kőszál, a Várhegy és a Dargói-hegy központja alatti szubvulkáni testek kiterjedésére is. SEGHEDI & SZAKÁCS (1990) nyomán pl. a Kakukkhegy központi része alatt – feltételezhetően a megszilárdult magmakamra területén – a vulkanitok mintegy 300 m-rel vastagabbak egy kb. 1 km-es sugarú körben. Ez az érték azonban térfogatra átszámítva jelentéktelennek bizonyul, ha a felépítmény egészével hasonlítjuk össze és ha a számítás hibáját
is hozzávesszük. KALICIAK et al. (1996) szelvényei ugyanazt mutatják: a három ábrázolt vulkán központja alatt nincs érdemi anyagtöbblet. Mindezzel nem azt kívánjuk mondani, mintha az intruzív szubvulkáni tömegek ne jelentenének többlettérfogatot, csupán azt, hogy a vizsgált területen – a térfogatszámítás jelenlegi módszerét figyelembe véve – ezen számításnak nincsen értelme. 3
Az erózióval lepusztult anyagtömegek térfogata
A vulkáni hegységekről lepusztult anyagtömeg becslése többféle problémát vet el. Bármely számításkor figyelembe kell venni az átlagos denudáció rátáját, az eróziós folyamatok területi (így pl. magasság szerinti) különbségeit, a neotektonikus kéregmozgások (mindenekelőtt a kiemelkedés) szerepét stb. Az erózió hosszútávú rátájának számítása vulkáni hegységeinkben az összehasonlító morfometria és K/Ar geokronológia segítségével (KARÁTSON 1996) 30 m/Ma átlagos értéket ad mind a KGH, mind a ST területére. Ez a ráta összhangban áll a ma mérhető, illetve számítható globális denudációs rátákkal (cf. SUMMERFIELD 1991, EINSELE 1992) és a Kárpátok más, hasonló korú vulkáni területeinek lepusztulásával (NÉMETH et al. 2003). A 30 m/Ma érték ugyanakkor a vulkáni vonulatok központi, legmagasabb, folyóvízi erózióval kevéssé érintett részeire adódik. Ha ilyen rátát feltételezve – példának okáért – megvizsgáljuk a Szaláncihegységi Makovica szabályos eróziós kráterét, a mélyedés mai térfogata és a vulkáni kúp „visszaépítésével” nyert együttes térfogat csupán 3 km3-nek adódik. A kalderát (tehát nagyobb csúcsi mélyedést) hordozó vulkáni kúpokra ugyanilyen számítás természetesen már nagyobb értéket ad (pl. 10 km3-t a Görgényi-havasokbéli Mezőhavas [Seaca-Tătarca] besüllyedéses [?] eredetű kalderájára, ld. 2. ábra), de ezekben az esetekben a hiányzó anyagtömeg jelentős része beépülhetett a ma is meglévő vulkáni szerkezetbe vagy a környező vulkánpalást anyagába. Összefoglalóan azt mondhatjuk, hogy térfogat szempontjából a csúcsi régió lepusztulása az intruzív tömegekkel vethető össze (néhány km3-as nagyságrendben mozog), azaz utóbbihoz hasonlóan elhanyagolható, ha a számított felszíni tömegek térfogatát (és a számítás hibáját) tekintjük. Ezzel szemben térfogatilag igen jelentős erózióval kell számolnunk a kúpokat felszabdaló völgyekben (vö. 2-4. ábra). A KGH-ST vonulatokban a vízhálózat a késő miocén óta mérsékelt kontinentális éghajlaton fejlődött ki, és ma átlagosan 2,5-3 km/km2 völgysűrűséggel jellemezhető (KARÁTSON 1996). Azzal a feltételezéssel éltünk, hogy a folyóvízi erózió az eltelt évmilliók alatt nagymennyiségű anyagot szállított el. Ezt olymódon próbáltuk igazolni, hogy 11 jellemző topográfiai keresztszelvényt szerkesztettünk a vulkáni kúpok oldalai mentén, és a szelvényvonalakra illesztett burkológörbék segítségével kiszámítottuk a völgyekből hiányzó anyag területét (illetve, mivel %-os értéket kaptunk, az adat extrapolálható volt az adott területre jellemző hiányzó térfogatra). A behúzott szelvények nyomvonalát – a Dél-Hargitától a Tokajihegységig – a 2. ábrán követhetjük. A szelvények különböző korú vulkánokon, részben a csúcsrégióhoz közel, részben attól távol lettek megválasztva, annak érdekében, hogy eltérően lepusztított felszíneket mintázzunk meg. Az egymás alá másolt, méretarányos szelvények a 4. ábrán láthatók.
1800
1800
1600
1600
1400
1400
15 %
1200 1000
1000
800
800
600
600
400
400
Magoska
200
0
0
5
10
15
20
0
25 1600
1400
1400
1200 800
15
20
25
18 %
1000 800
600
600
400
400
Makovica
200
Simonka felső
200
0
0
0
5
10
15
20
25
1800
0
5
10
15
20
25
1600
1600
42 %
1400 1200
1200
1000
800
800
600
600
400
400
Mezőhavas alsó
200
24 %
1400
1000
Kakukk-hegy
200
0
0 0
5
10
15
20
25
9%
1600
0
5
10
15
1800
1400
1200
1200
1000
1000
20
25
8%
1600
1400
800
800
600
600
Mezőhavas felső
400 200
Fancsal felső
400 200
0
0
1800
10
1200
9%
1000
1800
5
1800
1600
1800
Zlata Bana (Simonka) lower
200
0
1800
47 %
1200
0
5
10
15
20
25
48 %
1600
0
1400
1200
1200
1000
1000
800
800
15
20
25
26 %
600
Moldovánka alsó
400
10
1600
1400
600
5
1800
Fancsal alsó
400 200
200
0
0 0
5
10
15
20
25
0
5
10
15
20
25
8%
1800 1600
1400 1200 1000 800 600
Moldovánka felső
400 200
0 0
5
10
15
20
25
4. ábra. Jellemző keresztszelvények a KGH és ST vonulatokban. A nevek a megfelelő vulkánt jelzik (a szelvények nyomvonalát a 2. ábrán láthatjuk), míg a %-os értékek a szelvény menti völgyekből hiányzó, a valós felszínre húzott burkológörbe segítségével számított anyaghiányt adják meg Eredmények, értékelés
A KGH és ST vonulatok térfogatszámítási eredményei az 1. táblázatban láthatók. Feltüntettük a vulkáni felépítmények átlagos magasságát, kerületét és területét is. A ST vonulat esetében a térfogatra megadott kétféle adatsor a vulkanitok felszíni elterjedéséből számított, illetve a felszínalatti információval kiegészített adatok. 1. táblázat. A Kelemen-Görgényi-Hargita és a Szalánci-Tokaji vulkánlánc térfogatszámítása. Magyarázat a szövegben. A vulkánok számozása a 2. ábra szerint. Vulkán
KGH 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
Felszíni elterjedésből számított térfogat (km3)
Felszínalatti (eltemetett) tömegek térfogata (km3)
Erózióval lepusztított anyag térfogata (km3)
Teljes becsült eredeti térfogat (km3)
125.2 247.4 45.4 225.4 161.6 19.5 86.4 29.1 23.1 23.3 131.6 59.4 43.5 17.4 12.2 1250.5 83.4
[1250.5] [83.4]
31.3 61.9 11.4 56.4 40.4 4.9 21.6 7.3 5.8 5.8 32.9 14.9 10.9 4.3 3.1 312.6 15.3
156.5 309.3 56.8 281.8 202.0 24.4 108.0 36.3 28.8 29.1 164.4 74.3 54.4 21.7 15.3 1563.2 104.2
37.1 161.8 99.7 78.2 79.7 17.6 35.3 61.1 39.2
7.3 32.8 19.3 14.2 12.8 1.9 5.8 10.1 3.3
32.8 127.5 73 57.4 53 7.4 14.9 22 8.4
1.8 8.2 4.8 3.5 3.2 0.5 1.4 2.5 0.8
34.6 135.7 77.8 60.9 56.2 7.9 16.3 24.5 9.2
68 998.8
107.6 11.9 137.8 245.4
396.4 44.0 191.8 588.2
26.9 3.0 34.5 61.4
423.3 47.0 226.2 649.5
1495.5 56.6
1838.7 68.6
Átlagos magasság (m)
A kerület átlagmagassága (m)
Terület (km2)
Moldovánka (Moldoveanul) Kelemen (Călimani) Széles-tető (Obarsia) Fancsal (Fâncel-Lăpuşna) Mezőhavas (Seaca-Tătarca) Borzont Somlyó (Şumuleu) Csomafalvi Délhegy (Ciumani) Osztoróc (Ostoroş) Fertő-tető (Ivo-Cocoizaş) Madarasi-Hargita (Vârghiş) Nagykőbükk-Tetőfenyő (Luci-Lazu) Kakukkhegy (Cucu) Piliske (Pilişca) Csomád (Ciomadul) KGH (CGH) összesen KGH (CGH) átlagosan
1093 1216 931 994 987 1147 952 1071 912 1021 966 866 978 776 801
840 965 650 670 719 843 753 804 796 813 719 720 634 635 650
494.7 985.7 161.7 695.8 603.1 64.1 434.3 108.9 198.9 112.1 532.6 407.1 126.4 123.1 80.9
981
747
342
Sóvári-hegy (Sebastovka-Stavica) Simonka (Zlatá Bana) Makovica Mosnyik (Strechov) Dargói-hegy (Bogota) Várhegy (Hradisko) Kőszál (Bradlo) Velky Milic (Nagy-Milic) Bába-hegy-Hársas-hegy (Lipovec) Szalánci-hg. (Slánské vrchy) összesen Szalánci-hg. átlagosan Tokaji-hg. ST összesen
683 588 532 534 465 421 522 465 314
486 385 338 353 304 314 358 299 229
ST 1 2 3 4 5 6 7 8 9
10
KGH-ST összesen KGH-S átlagosan
503 292
341 154
374.0 27.2
2212.7 82.8
A 11 jellemző keresztszelvényt értékelve a völgyekben folyóvízi erózióval elszállított anyagtömeg nagyságára az eredeti felszínhez (mint burkolófelülethez) képest átlagosan 23 % adódik. A vulkáni kúpok felső szakaszain meghúzott szelvények 30-40, az alsók 10-15 % hiányt mutatnak, ami egybevág a világ más vidékeiről származó adatokkal (vö. SUMMERFIELD 1991). Habár teljes burkolófelületet szerkeszteni a vulkáni kúpokra lehetetlen, a vizsgált hegységtagokban kapott igen hasonló értékek a völgyekből hiányzó térfogatra nézve reális becslésnek tekinthetők. Külön érdemes hangsúlyozni azt a tényt, hogy az idősebb felszínek nem hordoznak mélyebb, nagyobb völgyeket. Ez megegyezik KARÁTSON (1996) következtetésével, miszerint a ma uralkodó éghajlaton, ha a folyóvízi erózió, a völgyképződés (a vulkanizmust követő viszonylag rövid idő alatt) elérte az egyensúlyi állapotot, állandó sebességű maradt. (Emlékeztetünk rá, hogy a lepusztulás menetét érdemben módosító glaciális erózió csupán a Kelemen-havasok kisebb területén fordult elő.) Másik kérdéskör, hogy a vulkanizmus alatt és után (azaz, ameddig az egyensúlyi állapot ki nem alakult) a mai völgyhálózat elődje már létezett, és a vulkáni összlet egy része ma nem mérhető formában „áthalmozódott”. Noha ennek egy része epiklasztitként a vulkánt övező – ma is létező – törmelékpalást anyagát gyarapította, más része eltávozhatott a rendszerből. Mégis, az így lepusztult anyagtömeg a viszonylag rövid időt tekintve (néhány tízezer év) alárendeltnek tűnik a rákövetkező, évmilliós folyóvízi erózióhoz képest. Utóbbi, tehát a folyóvízi erózióval lepusztított azon anyagmenyiség, amely az eltelt évmilliók alatt végleg elszállítódott a területről (nem rakódott le a vulkánpaláston), a fentebbi számításnak megfelelően semmiképpen sem lehet kevesebb 20 %-nál, sőt ez az érték csak minimális becslésnek tekinthető. A viszonylag magas szám azt sugallja, hogy térfogati értelemben a vulkánokat felszabdaló völgyekben távozó anyag nagyságrenddel tömegesebb, mint a csúcsrégió egyébként látványos alacsonyodása. Az a következtetésünk, hogy a folyóvízi erózióval lepusztult anyag többsége nem található meg a törmelékpalást területén, a KGH-ra vonatkozóan implicite már megjelent a szakirodalomban. A törmelékpalást ugyanis mint elsődleges vulkáni felhalmozódásforma maradványfelszíne jelenik meg SCHREIBER (1980) és KARÁTSON et al. (1994) munkáiban. A folyóvölgyekből hiányzó, lepusztított anyag mindkét vizsgált területen a szomszédos medencékbe és/vagy még távolabb szállítódhatott. Ebből következően a magmakibocsátási ráta számításakor (lásd később) a völgyek térfogatát is feltétlenül figyelembe kell venni, ellentétben SZAKÁCS et al. (1997) módszerével. A hiányzó eróziós térfogatokat a KGH teljes mai felszínére számítottuk. A ST vonulatra, ahol jelentős a peremi, eltemetett vulkáni törmelékes kőzetek aránya, 20 % lepusztulással csak a jelenlegi, folyóvízi erózióval érintett területre vonatkozóan számoltunk. A felszíni vulkanitokból számított térfogat a KGH-ST vonulatok egészére mindösszesen 1495 km3-nek adódik (KGH: 1250 km3, ST: 245 km3). A ST-vonulat eltemetett törmelékpalástját figyelembe véve e lánc térfogata több mint kétszeresére nő ((588 km3), de még így is kevesebb mint fele a KGH-énak. A KGH számított térfogata jól összemérhető a SZAKÁCS et al. (1997) által publikált 1200 km3-rel, de a részleteket tekintve a mi adataink eltérnek (Kelemen: 373 a 420 km3 helyett, Görgényi: 567 a 315 km3 helyett, Észak-Hargita: 178 a 285 km3 helyett, Dél-Hargita: 132 a 180 km3 helyett). A ST-vonulaton belül a Szalánci-hegység térfogata 108 (396) km3, a Tokajihegységé 138 (192) km3 (zárójelben a teljes, tehát felszíni és felszínalatti információból számított térfogatértékek). Az eróziós térfogatokkal való kiegészítés jelentősen megnöveli a valószínűsíthető eredeti anyagtömegeket, különösen az eróziónak teljes területén kitett, peremein sem eltemetődött KGH vonulatban. Ennek teljes (erózió előtti) térfogata 1563, a ST-é 650 km3. Ezen belül az egyedi felépítményeket tekintve a KGH-ban az átlagos vulkánnagyság 104, míg a Szalánci-hegységben
47 km3. Amint azt korábban említettük, a Tokaji-hegység nagyszámú, kisebb méretű lávadómjainak térfogatát (amely átlagosan 14 km3) az előzőekkel értelmetlen összehasonlítani. A kapott egyedi értékek jól illenek a világ más tájairól PIKE & CLOW (1981) által publikált vulkánméretekhez. E szerzők 60 és 100 km3 átlagos térfogatot állapítottak meg a mészalkáli kőzetekből felépült csúcskráteres, illetve lópatkó-kalderás (hegycsuszamlásos eredetű) rétegvulkánokra, amely típusok a CGH és ST vonulatokban is jellemzően előfordulnak. (PIKE & CLOW [1981] adatai 66 vulkánon alapultak, a mi tanulmányunkban összesen 24 vulkán szerepel.) Továbbmenőleg PIKE & CLOW (1981) 80-160 km3-t kapott a mészalkáli kalderavulkánok átlagaképpen, amilyen a Coseguina, az Aniakchak vagy a Ruapehu. A Föld legnagyobb rétegvulkánjai közé tartozó Fuji, Hakone vagy számos Cascade-hegységi példa, azaz kontinensvagy mikrokontinens-peremi vulkánok (vö. CAS & WRIGHT 1987) akár 300-400 km3 térfogatot is elérhetnek (WOOD 1978, WADGE 1982, DAVIDSON & DA SILVA 2000). A KGH vonulatban a legméretesebb felépítmények, a Központi-Kelemen és a Fancsal (Fâncel) 309 és 282 km3, térfogatúak, ám ezek inkább összetett vulkánok (’compound/multiple volcanoes’, azaz több kúp egymásbaolvadásával, egymásraépülésével kialakult építmények - nevezéktan FRANCIS 1993 után), mintsem tipikus rétegvulkánok. Megjegyzendő, hogy a legtömegesebb Központi-Kelemen – a maga 8 km átmérőjű kalderájával – heves, robbanásos (piroklaszt-) kitöréseket valószínűsít (vö. SZAKÁCS & SEGHEDI 1995), olyanokat, mint amelyek a világ nagy rétegvulkánjait is jellemzik - bár e kitörések meglétét SEGHEDI, I. [szóbeli közlés] nem látja bizonyítottnak és a kalderaképződést más mechanizmussal magyarázza [SEGHEDI, I. 1995]). Az egyes vulkánok adatai mellett még nagyobb geotektonikai jelentősége van annak a ténynek, hogy a számított felépítmények többsége közepes térfogatú rétegvulkánnak minősül (a KGH és ST tűzhányóinak együttes átlaga 83 km). Ez megfelel annak a leemztektonikai értelmezésnek, miszerint a Kárpátok É-i és K-i részén a vulkanizmus szubdukcióhoz kötődött (pl. LEXA & KONEČNY 1974). A kis-közepes vulkánméretek azt a nézetet támasztják alá, hogy a vulkanizmus kialakulásáért kontinensperemi – Andok-típusú – alábukás helyett kisebb szigetívek szubdukcióinak bonyolultabb térbeli rendszere lehetett a felelős (vö. CSONTOS et al. 1992, HORVÁTH et al. 1993). A vulkánok teljes (felszíni, felszínalatti és eróziós) térfogatértékei lehetővé teszik, hogy magmakibocsátási rátákat számítsunk. A CGH és ST közötti különbségek miatt csak a rétegvulkáni, ív-típusú működést érdemes vizsgálni, azaz a Tokaji-hegység ebből a számításból kimaradt. A KGH és a Szalánci-hegység együttes, átlagos mamakibocsátási rátája 165.5 km3/Ma: ezen belül a KGH-é, amely 9,5 Ma-tól 0,1 Ma-ig működött, a ráta 164.5 km3/Ma, a Szaláncihegységé pedig, ahol a rétegvulkáni aktivitás 12,5-10 Ma közöttre tehető, a ráta 169 km3/Ma. A nagyon hasonló értékek megerősítik a fentebbi megállapítást, miszerint – noha a vizsgált vonulatok távol fekszenek egymástól – ugyanolyan típusú szubdukciós folyamat hozhatta őket létre. A 100 km3/Ma, másképpen 0.1 km3/ka nagyságrendű ráta mérsékelt aktivitásnak felel meg a Föld más rétegvulkáni vidékein (vö. WADGE 1982, HILDRETH & LANPHERE 1994, DAVIDSON & DA SILVA 2000). A K/Ar-adatok felbontási szintje (és az Ar/Ar adatok hiánya) ma még nem teszi lehetővé, hogy különbséget tegyünk a rövidtávú (ún. kúpépítő ráta) és a hosszútávú (ún. háttérráta) között. Ugyanakkor a KGH-ra publikált K/Ar-adatok tükrében, ha a vonulatot az egyes szakaszok szerint nézzük, a térfogatszámítás egyértelműen mutatja a vulkanimus kialvását. A magmakibocsátási ráta a Kelemenben és a Görgényiben hasonló (160,1 és 186,5 km3/Ma), az Észak-Hargitában már csak 92,6 km3/Ma, míg a vonulatzáró Dél-Hagitában mindössze 39,4 km3/Ma. Adataink a vulkanizmus jóval „simítottabb” befejeződését sugallják, mint SZAKÁCS et al. (1993) ugyanazon szakaszokra kapott rátái (168,4, 172,5, 128,6 és 29,4 km3/Ma).
Fentieket továbbvive kiszámítható a vulkanizmus időarányos vándorlása is 1 km hosszú szakaszokra, azaz hogy 1 km hosszon 1 Ma alatt átlagosan hány km3 magma nyomult a felszínre. A kapott ráták 3,2 (Kelemen), 3,5 (Görgényi), 3,7 (É-Hargita) és 1,4 km3/Ma (D-Hargita) a KGH-n belül és 3,4 km3/Ma a Szalánci-hegységben. Másszóval a CGH és a S alapvető hasonlósága e számításból is egyértelmű. Utóbbiról szólva meg kell jegyezni, hogy a K/Ar adatok jelenleg még nem bizonyítják a vulkánosság tényleges vándorlását, a KGH-éra feltűnően hasonló migrációs ráta azonban ezt valószínűsíti. Ami a KGH vonulatzáró szakaszát, a DélHargitát illeti, a legkisebb számított vándorlási ráta nyilvánvalóan a vulkanizmus megtorpanását és végső soron befejeződését mutatja (vö. SZAKÁCS et al. 1993). Következtetések, összefoglalás Az SRTM magassági adatbázis felhasználásával pontos térfogatértékeket tudtunk számítani a belső-kárpáti vulkáni vonulat két tagjára, a Kelemen-Görgényi-Hargita és a Szalánci-Tokajihegységi szakaszokra. A vulkanitok felszíni elterjedése és felszínalatti geológiai információk alapján háromféle térfogatot számoltunk: (1) a vulkáni felépítmények (kúp és törmelékpalást) felszíni határa által kijelölt térfogatot, (2) geológiai keresztszelvények és geofizikai adatok alapján a felszínalatti (részint eltemetődött) vulkanitok járulékos térfogatát, (3) jellegzetes szelvények segítségével a völgyekből hiányzó, folyóvízi erózióval lepusztított térfogatot. Számításaink szerint a vulkáni kőzetek teljes eredeti térfogata a két vizsgált területen 2213 km3-nek adódik, ezen belül a KGH vonulat mintegy háromszor akkora, mint az ST. Utóbbiban a felszínalatti tömegek jóval nagyobbak, mivel a KGH területén. A KGH-ban, amelyet a ST-hez képest lassabban süllyedő medencék határolnak és a vulkáni palást határa általában morfológiai kiemelkedést alkot, a vulkanitok felszíni határa megbízható információt ad a térfogatszámításhoz. Az egyes vulkáni felépítmények térfogata 104 and 47 km3 a KGH, illetve a S szakaszokban. Ezek más tűzhányóterületekkel összehasonlítva kis-közepes értékeknek számítanak. Ugyanakkor a KGH legnagyobb vulkáni felépíményei elérik a szubdukciós övek nagy rétegvulkánjainak méretét. Az átlagos magmakibocsátási ráta mindkét vonulatban nagyon hasonló, 165,5 km3/Ma, amely közepes méretű aktivitásnak felel meg szubdukciós övekben. A vulkáni tevékenység 1 km hosszú szakaszra vetített migrációs rátája 3,0 km3/Ma körül mozog mind a KGH, mind a ST vonulatban, és a legkisebb értéket a vonulatzáró, legfiatalabb Dél-Hargitában mutatja. Köszönetnyilvánítás K. D. kutatómunkáját az OTKA T043664. sz. pályázata, T.G.-ét az Informatikai és Hírközlési Minisztérium és a Magyar Űrkutatási Hivatal TP094 sz. projektje támogatta. Köszönettel tartozunk Horváth Ferenc ((Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest), Wolfgang Frisch (Eberhard-Karls Universität, Tübingen) és Michael Ort (Northern Arizona University, Arizona) a kézirattal kapcsolatos hasznos észrevételeiért, megjegyzéseiért. Köszönet továbbá Gyarmati Pálnak (Debreceni Egyetem) és Zelenka Tibornak (Magyar Geológiai Szolgálat) a Tokaji-hegységgel kapcsolatos információkért.
REFERENCES CAS, R.A.F. & J. V. WRIGHT (1987): Volcanic successions – Modern and Ancient. A geological approach to processes, products and successions. – Unwin Hyman, London, pp. 1-528. CSONTOS, L., A. NAGYMAROSI, F. HORVÁTH & M. KOVÁČ (1992): Tertiary evolution of the Intra-Carpathian area: a model. – Tectonophysics, 208: 221-241. DAVIDSON, J. P. & S. da Silva (2000): Composite Cones. In SIGURDSSON, H. (ed.): Encyclopedia of Volcanoes, 663-681. EINSELE, G. (1992): Sedimentary basins: evolution, facies, and sediment budget. – Springer, Berlin-Heidelberg, pp. 1-628. FARR, T. G. & M. KOBRICK (2000): Shuttle Radar Topography Mission produces a wealth of data. Eos, Trans. – American Geophys. Union 81: 583-585. FRANCIS, P. (1993): Volcanoes – A Planetary Perspective. – Clarendon Press, New York, pp. 1443. GÎRBACEA, R., W. FRISCH, W. (1998): Slab in the wrong place: Lower lithospheric mantle delamination in the last stage of the Eastern Carpathian subduction retreat. – Geology 26(7): 611-614. GLOBE TASK TEAM et al. (1999): The Global Land One-kilometer Base Elevation (GLOBE) Digital Elevation Model, Version 1.0. National Oceanic and Atmospheric Administration, National Geophysical Data Center, 325 Broadway, Boulder, Colorado 80303, U.S.A. GYARMATI, P. (1977): A Tokaji-hegység intermedier vulkanizmusa (Intermediate volcanism int he Tokaj Mountains). – MÁFI Évkönyv (Annals of the Hungarian Geological Institute), pp. 1-195. HILDRETH, W. & M. A. LANPHERE (1994): Potassium-argon geochronology of a basalt-andesitedacite arc system: The Mount Adams volcanic field, Cascade Range of southern Washington. – Geol. Soc. Amer. Bull. 106: 1413-1429. HORVÁTH, F. (1993): Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian basin. – Tectonophysics 226: 333-357. HORVÁTH, F. & S. CLOETINGH (1996): Stress-induced late-stage subsidence anomalies in the Pannonian basin. – Tectonophysics 266: 287-300. KALIČIAK, M. I. & I. REPČOK (1987): Reconstructia casového vŷvoja vulkánov v severnej casti Slanskŷch vrchov (Reconstruction of volcanic evolution of the northern part of the Slánské Mountains: in Slovakian). – Mineralia slovaca, 19: 401-415. KALIČIAK, M. I. & B. ŽEC (1995): Review of Neogene volcanism of Eastern Slovakia. – ActaVulcanol. 7(2): 87-95. KALIČIAK, M. (ed.) et al. 1996: Geological map of the Slanské Vrchy Hills and Košická Kotlina depression – southern part. – Geologická sluzba Slovenskej Republiky, Bratislava. KARÁTSON, D., A. KRISTÓ & Z. PÉCSKAY (1994): Remnant surfaces in the Upper Csíki (Ciuc) Basin: relief evolution of 5 to 6 Ma old volcanic fans in the North Hargita Mts, East Carpathians. – Terra Abstracts, Suppl. 1 to Terra Nova, IAVCEI Congress (Ankara), Session 4. KARÁTSON, D. (1996): Rates and factors of stratovolcano degradation in a continental climate: a complex morphometric analysis of nineteen Neogene/Quaternary crater remnants in the Carpathians. – J. Volcanol. Geotherm. Res. 73: 65-78.
KARÁTSON, D., J-C. THOURET, I. MORIYA & A. LOMOSCHITZ (1999) Erosion calderas: origins, processes, structural and climatic control. – Bull. Volcanol. 61: 174-193. KARÁTSON, D. (1999): Erosion of primary volcanic depressions in the Inner Carpathian Volcanic Chain. – Z. Geomorphol., Suppl.-Bd. 114: 49-62. LEXA, J. & V. KONECNY (1974): The Carpathian Volcanic Arc: a discussion. – Acta Geol. Acad. Sci. Hung. 18: 279-294. MORIYA, I., OKUNO, M., NAKAMURA, T., ONO, K., SZAKÁCS, A., & SEGHEDI, I. (1996): Radiocarbon ages of charcoal fragments from the pumice flow deposit of the last eruption of Ciomadul volcano, Romania. Dating and Materials Research Center, Nagoya University, 3, 252-255. OLLIER, C. D. (1988): Volcanoes. – Basil Blackwell, Oxford, pp. 1-228. NÉMETH, K., U. MARTIN & G. CSILLAG (2003): Calculation of erosion rates based on remnants of monogenetic alkaline basaltic volcanoes of the Bakony-Balaton Highland Volcanic Field (Western Hungary) of Mio/Pliocene age. – GeoLines 15: 93-97 PÉCSKAY, Z., A. SZAKÁCS, I. SEGHEDI, D. & KARÁTSON, D. (1992): Contributions to the geochronology of Mt. Cucu volcano and its neighbouring area, the South Harghita, East Carpathians. – Földtani Közlöny (Bull. Hung. Geol. Soc.), 122(2-4): 265-286. PÉCSKAY, Z., J. LEXA, A. SZAKÁCS, K. BALOGH., I. SEGHEDI, V. KONECNY, M. KOVÁCS, E. MÁRTON, M. KALICIAK, V. SZÉKY-FUX, T. PÓKA, P. GYARMATI, O. EDELSTEIN, E. ROSU & B. ŽEC (1995): Space and time distribution of Neogene-Quaternary volcanism in the CarpathoPannonian Region. – Acta Vulcanol. 7(2): 15-28. PÉCSKAY, Z. & F. MOLNÁR (2002): Relationships between volcanism and hydrothermal activity in the Tokaj Mountains, Northeast Hungary, based on K-Ar ages. – Geol. Carpathica, 53(5): 303-314. PIKE, R. J. & G. D. CLOW (1981): Revised classificationof terrestrial volcanoes and a catalog of topographic dimensions with new results on edifice volume. – US Geol. Surv. Open File Rep., OF 81-1038. RABUS, B., M. EINEDER, A. ROTH & R. BAMLER (2003): The shuttle radar topography mission – a new class of digital elevation models acquired by spaceborne radar. –Photogrammetric Remote Sensing 57: 241-262. RĂDULESCU, D., S. PELTZ & C. STANCIU (1973): Neogene volcanism in the East Carpathians (Călimani-Gurghiu-Harghita Mts.). – Guide to excursion 2AB, Symposium Volcanism and Metallogenesis, Bucharest. SEGHEDI, I. & A. SZAKÁCS (1990): Harta geologica al structure Cucu. – Manuscript, Inst. Geol. Geophys., Bucharest. SEGHEDI, I. (1995): Călimani volcano: An examle of trap-door caldera in th East Carpathians, Romania. Abstract volume, XXI IUGG General Assembly, Boulder, Colorado, A439. SZAFIÁN, P., F. HORVÁTH & S. CLOETINGH (1997): Gravity constraints on the crustal structure and slab evolution along a transcarpathian transect. – Tectonophysics 272: 233-247. SZAKÁCS, A., SEGHEDI, I. & Z. PÉCSKAY (1993): Pecularities of South Harghita Mts. as the terminal segment of the Carpathian Neogene to Quaternary volcanic chain. – Rev. Roum. Geol. 37: 21-36. SZAKÁCS, A. & I. SEGHEDI (1995): The Călimani–Gurghiu–Harghita volcanic chain: volcanological features. Acta Vulcanol. 7(2): 145-153. SZAKÁCS, A. & SEGHEDI, I. (1996): Volcanclastic sequences around Andesitic stratovolcanoes, East Carpathians, Romania. – Romanian J. Petrol., IAVCEI Field Workshop, 77, Suppl. 1, pp. 1-55.
SZAKÁCS, A., D. IOANE, I. SEGHEDI, M. ROGOBETE & Z. PÉCSKAY (1997): Rates of migration of volcanic activity and magma output along the Calimani-Gurghiu-Harghita volcanic range, East Carpathians, Romania. – Przeglad Geologiczny, PANCARDI meeting abstracts, 45(10): 1106. SCHREIBER, W. (1980): Geomorfologie a Munţilor Harghita. – Unpublished PhD Thesis, Univ. Babeş-Bolyai, Cluj-Napoca. SUMMERFIELD, M. A. (1991): Global Geomorphology. An Introduction to the Study of Landforms. – Longman Sci. Tech., Harlow, copublished with Wiley, New York, pp. 1-537 TARI, G., P. DÖVÉNYI, I. DUNKL, F. HORVÁTH, L. LENKEY, M. STEFANESCU, P. SZAFIÁN & T. TÓTH (1999): Litospheric structure of the Pannonian basin derived from seismic, gravity and geothermal data. – Geol. Soc. London Spec. Publ. 156: 215-250. THOURET, J-C. (1999): Volcanic geomorphology – an overview. – Earth Sci. Rev. 47: 95-131. TIMÁR G., TELBISZ T., SZÉKELY B. (2003): Űrtechnológia a digitális domborzati modellezésben: az SRTM adatbázis. Geodézia és Kartográfia, 55(12), 11-15. VAŠKOVSKY, I. (1977): Kvartér Slovenska. – Geologicky Ústav Dionyza Štúra, Bratislava, 1-247. WADGE, G. (1982): Steady state volcanism: evidence from eruption histories of polygenetic volcanoes. – J. Geophys. Res. 87: 4035-4049. WERNER, M. (2001): Shuttle Radar Topography Mission (SRTM), Mission overview. – J. Telecommunication (Frequenz) 55: 75-79. WOOD, C. (1978): Morphometric evolution of composite volcanoes. – Geophys. Res. Lett. 5(6): 437-439. ZELENKA, T., P. GYARMATI, J. KISS, L. VÉRTESSY, I. HORVÁTH, Z. PÉCSKAY & E. MÁRTONSZALAY (2001): Reassessment of the paleovolcanism of the Tokaj Mts. – Pancardi Meeting, Conference Abstracts, Sopron.
