A PERSÁNYI-HEGYSÉG SALAKKÚPJAINAK MORFOMETRIAI ELEMZÉSE

EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR TERMÉSZETFÖLDRAJZI TANSZÉK A PERSÁNYI-HEGYSÉG SALAKKÚPJAINAK MORFOMETRIAI ELEMZÉSE DIPLOMAMUNKA 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 úpok... 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 (18-23 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 Csalhó- Szörényi-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), WIKIPÉDIA- SZERKESZTŐK (2010), figyelembevételével állítottam össze. Az észak- déli irányú Persányihegység a Hargita hegylábfelszínének (a Hargitai-fennsíknak) déli elvégződésénél található Vargyasszurdok, 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 Persány 1 faluról kapta. Gyakorta szakirodalomban is 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 is 1, 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. 2008 1 ) 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 vizsgáltok 2 : 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. 2008 1 ). 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 vizsgálta 2 : I. MĂLDĂRESCU et al. (1982, 1983)*, SZABÓ Cs. et al. (1995)*, O. VASELLIet al. (1995)*, J.M. ROSENBAUM (1997)*, 1 Hivatkozási cím I. MAC TÖVISSI J. (1968)-ra TÖVISSI J. (1995)-ből, ORGIHIDAN (1965) hivatkozás nélkül. 2 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 km 2 -en, Alsórákos/Rákos - Mátéfalva (Racoş/Racoşul de Jos - Matheiaş) területén 3,5 km 2 -en, Hévíz - Bogáta - Nádas-patak (Hoghiz Bogata - Trestia Valley) területén a legnagyobb kiterjedésben, 40 km 2 -en és Felső-Komána (Comana de Sus) mellett 1,5 km 2 -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 származtak 1. 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 1.44+-0.22 Reverz Köves-patak 0.668±0.08 Normál Komána bánya 1.53+-0.23 Reverz (Pietrele Valley) Sóskút-pataka 1.34+-0.18 Normál Öreg Berek-bánya 0.679±0.06 Normál Olthévíz 1.35+-0.11 Normál Berek-bánya 0.578±0.12 Reverz Bogáta völgy 1.44+-0.13 Normál Berek-bánya 0.612±0.08 Reverz Bogáta bánya 1.27+-0.20 Átmeneti Berek-bánya 0.631±0.05 Reverz Berek völgy 1.36+-0.14 Normál Bükküsd 0.524±0,02 Berek völgy 1.39+-0.13 Normál (Hidegkút) Berek lítikus 1.25+-0.06 Rákos alsó 1.21+-0.12 Átmeneti Rákos középső 1.24+-0.06 Átmeneti Rákos, Hegyes 1.39+-0.24 Átmeneti Rákos, Hegyes 1.27+-0.07 Átmeneti 1. táblázat Kőzetminták kora és mágneses polaritása a Persányi-hegységben Terület Polaritás Szakasz Hivatkozás Turzon Reverz 1 2 Komána Reverz 1 1, 2, 3 Sóskút-pataka Normál 1 3 Rákos (1) Átmeneti 1 1 Rákos (2) Átmeneti 1 1 Rákos (3) Átmeneti 1 1, 2 Hegyes Átmeneti 1 1 Bogáta-völgy Normál 1 1, 2 Bogáta-bánya Átmeneti 1 1, 2 Berek-völgy Normál 1 1 Berek-bánya Reverz 2 1 Berek- régi bánya Normál 2 3 Köves-patak Normál 2 1, 3 Mátéfalvi bánya Normál 1(?) 1 Tölgyesd Normál 1(?) 1 Nádas-patak Normál 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)