|
|
|
Szerkezeti, vulkanológiai és magmás kőzettani vizsgálatok a Baróti-medence keleti részén |
|
|
|
|
Acta 1996 - Természettudomány
|
|
Írta: LÁSZLÓ Attila, KOZÁK Miklós, PÜSPÖKI Zoltán
|
A Baróti-medence pliocén-pleisztocén üledéksora a
Dél-Hargita vulkáni szerkezeteihez kapcsolodó kisebb magmás testeket
rejt. Palástolt és perifériális helyzetük miatt nagyrészt ismeretlenek,
ebből kifolyólag kiestek a kutatások hatóköréből. A dolgozat ezek tér-
és időbeli helyzetét, fejlődését, a Hargita vulkáni lánc fő vonulatával
való kapcsolatát vizsgálja.
Bevezetés
A belső-kárpáti neogén vulkáni öv utolsó tagjának
(Hargita) DNy-i előterében, a Csalhói takaró - kréta flis tömegének
szerkezetileg bezökkent felszínén alakult ki a Baróti-medence
pliocén-pleisztocén rétegsora. A 300-600 m vastag homokos, agyagos,
márgás molasz üledékösszlet közbülső, márgás és felső szintjében
agyagosodott vulkáni tufák, tufitok, áthalmozott lapillik,
agglomerátumok, ill. lávafolyások közbetelepülései jelzik a térség
pliocén vulkáni aktivitását. Több évtizedes kutatómunka árán sikerült
csak a Dél-Hargita bonyolult vulkáni szerkezeteinek arculatát feltárni
és fejlődéstörténetének hiteles képét rekonstruálni. A Baróti-medence
felé eső lejtőin a pliocén üledékekkel összefogazódott vulkanitok
tekintélyes része ma is sok megoldatlan kérdést tartogat. Ehhez a
területhez tartozik a Bibarcfalvától É-ra fekvő, igen kis mértékben
tanulmányozott Tirko, amely többnyire kiesett a kutatások hatóköréből.
A viszonylag kis, magmás eredetű test, amely a medence üledéksorából
emelkedik ki, a Hargita fő vonulatához viszonyítva perifériális
helyzetű. A felszínen ismert legközelebbi vulkáni kitörésektől
légvonalban mintegy 6-8 km távolságra fekszik. Közvetlen közelében a
kutatófúrások és geofizikai szelvényezések segítségével az üledékes
rétegsorba települve, az aljzat fő törésvonalai mentén hasonló,
elszigetelt andezites szubvulkáni-vulkáni testeket tártunk fel. Ezek
tér- és időbeli helyzetét, fejlődését, a Hargita fő vonulatával való
kapcsolatát vizsgáltuk, mivel központi helyzetük miatt jelentős
szerepet töltenek be a Baróti-medence geológiai fejlődésében.
A térség földtani viszonyai
A vidék vertikálisan jól tagolt rétegsorának
felépítésében a kárpáti kréta flis bezökkent felszíne képezi a
fiatalabb összlet medencealjzatát (1.ábra). A Baróti-medence vastag
pliocén-pleisztocén homokos, agyagos, márgás molasz üledéksora és a
vele határos, részben közbetelepült Dél-Hargitai vulkanitok adják a
változatos terület fiatalabb szerkezeti egységeit. A Csalhói takaró
alsó szintjeit képező Szinajai (titon-) alsókréta, ill. a Bisztrai
barremi - apti egységekből álló flis üledékösszlete - e területen -
nagyobb kőzettani változatosságot mutat, mint az ismert belső flis
sorozatok nagyobb része. Az egység peremvidékére jellemző, hogy lokális
kifejlődésű üledékek sorozata gazdagítja. Képviselői márga, meszes
márga, a finomszemcséstől a durvábbig változó meszes, csillámos
homokkövek, konglomerátumok, agyagpala típusok ritmikusan változó
rétegsorai. Alárendelten jelennek meg durvább mikrobreccsák és breccsák
beékelődései, kristályos-mezozóos szirtövbeli mészkőtömbök
olisztolitjai. A flis cm-től 1-2 m-ig terjedő vastagságú rétegeinek
antiklinális-szinklinális redőkbe gyűrt, erősen tagolt szerkezeti
rendszere mai pozícióját a miocén-pleisztocénben végbement
kéregmozgások során nyerte el.
A flis tömeg szerkezetileg árkosan bezökkent felszínén, a
pliocén-pleisztocén folyamán molasz fáciesű, helyenként 300-600 m
vastagságot elérő medencekitöltő üledéksor fejlődött ki. Belső
konvergenciával rendelkező rétegei magukba foglalják a zöldesszürke,
agyagos aljzatbreccsát, majd a vastag szénbetelepüléses agyagos,
márgás, homokos összletet, amely közberétegzett vulkáni,
vulkanoszediment szintekkel tagolt. E fiatal fedő üledéksor felső része
durvatörmelékes jellegű. A medence egykori széléről a korábbi rétegek
gyors lepusztulása útján került mai környezetébe. A kiemelkedésekkel
szinkron történő folyóvízi eróziós felszabdalódás fluviális
teraszrendszert hozott létre a medencefejlődés utolsó szakaszában. Az
üledéksor bio- és litosztratigráfiai adatokon nyugvó
kronosztratigráfiai tagolása a mai napig vitatott, a medence zártsága,
endemikus jellege miatt. Ebből kifolyólag a pliocén és pleisztocén
rétegek elhatárolása, ill. az üledéksor alsó határának pontos rétegtani
definiálása ma sem tekinthető lezártnak.
A medencét ÉK-en a Dél-Hargita komplexum határolja, amely a K-i
Kárpátok belső ívén lezajlott nagyméretű mészalkáli vulkanizmus
befejező szakaszát képezi. Rădulescu, D. et al. (1964) modellje e
vulkáni tömeget két egységbe sorolja, melyektől elhatárolódik a délebbi
helyzetű, különálló Csomád. A Hargita komplexum alsó részét túlnyomóan
explóziós vulkanoszedimentekből származtatják, melynek erodált
felszínére települt a felső összlet uralkodóan effuzív-extruzív
rétegvulkáni sorozata. Az újabb adatok (Schreiber W. E. 1980, Szakács
S. és Seghedi I. 1991-1993) viszont a folyamatos, de több
mikroritmusban zajló rétegvulkáni evolúció modelljét támasztják alá.
Részünkről az utóbbi feltevést látjuk megalapozottabbnak.
É-ról D felé haladva a Dél-Hargita kőzettani, vulkanológiai,
morfostrukturális változások látványos sorozata. Félig egymásra
települő, D felé fiatalodó 5 fő szerkezetmorfológiai-vulkanotektonikai
részegysége kitűnően elkülönül. Az 1. táblázat és az ennek adataiból
szerkesztett 7. ábra 66 kőzetelemzés alapján tájékoztat a régió
vulkanitjainak geokémiai és nevezéktani kérdéseiről, a korszerű,
nemzetközileg ajánlott normák alapján (Le Bas et al. 1986, Wallacher,
L. 1993). A legészakabbra levő Luc egységet túlnyomó részt normál
mészalkáli piroxénandezitek alkotják. A délebbre rákövetkező Kakukkhegy
szerkezet normál-andezites és korlátozottabban kálidús trachiandezites
jellegű (6. ábra). Utóbbiak metaszomatikus eredetét a kőzetelváltozások
és hasznos ásványdúsulások paragenetikai-geokémiai kifejlődése
bizonyítja. Modális szempontból a vulkáni tömeg olivin tartalmú
amfibolpiroxénandezittől-amfibolbiotitdácitig terjedő
differenciátumokból épül fel. A DK-ebre fekvő Piliske egység két
különböző korú, egymásra épülő alegységre bontható. Az idősebb
piroxénandezitekre amfibolandezitek és dácitok települtek. Ezek
geokémiai karakterük alapján (1. táblázat és 7. ábra) a bazaltos
trachiandezittől a normál andeziteken át az alkálikushoz közel álló
dácitokig terjedő, kontaminációt is jelző differenciációs sort
alkotnak. Az Olt-völgy K-i oldalára eső, megjelenésében is látványos
Csomád szerkezetét geokémiailag a trachiandezitestől a dácitosig
terjedő differenciációs sor képezi, amelyben modálisan az
amfibolbiotitandezitek és dácitok dominálnak. A Piliske szerkezetétől
D-re az Olt völgye mentén a Bükszád-Málnás csoport szétszórt, különálló
szerkezeteit helyenként olivint és kvarcot tartalmazó keverékkőzetek
építik fel, melyek között geokémiailag (7. ábra) a trachiandezites
jelleg mutatkozik mértékadónak. A hegyvonulat aljzatszerkezetek szerint
csoportosított vulkáni tömegeinek változatosságát a kőzetkémiai
elemzések jól tükrözik. A Luctól a Bükszád-Málnás szerkezetig egyre
inkább kálidús kőzetek jelennek meg, a vonulat jellegzetes mészalkáli
összetételét, magas káliumtartalmú mészalkáli, majd shoshonitos kőzetek
váltják fel. Említést érdemel a piroxénandezitekből felépülő Mitács
effuzív tömege, amely a Kakukkhegy és a Piliske szerkezetei közé
ékelődött és a Tirko magaslatához legközelebb eső, felszínen levő
vulkanitok csoportját foglalja magába.
A Hargita-hegységtől Ny és K felé eső peremvidéken kisebb-nagyobb
magmás testek alakultak ki a plio-pleisztocén folyamán. Többségüket
SZÁDECZKY Gy. (1928) vulkáni dómként, “vulkáni embrió”-ként említi,
BÁNYAI J. (1927, 1957) apró, parazitikus kitörésekként írja le, majd
elsőként TÖRÖK Z. (1961, 1965) emeli ki intruzív jellegüket, később a
Csíkszereda környékén elterülő “zsögödi csoportot” dyke fáciesként
határozza meg. További értékeléseket főleg a K-i és DK-i csoportokra
JUGOVICS L. (1950), SZŐKE Amália (1963-64), LAZAR Aurelia és Adela
ARGHIR (1964), AIRINEI, Şt. (1965), SCHREIBER W. E. (1980, 1994),
SEGHEDI, I. et al. (1983) munkáiban találhatunk. A peremvidéki
szerkezetek jelentős része nehezen felismerhető, gyakran csak fúrásból,
vagy törmelékből ismert, ill. még nem exhumálódott. Ezidáig közéjük
sorolhattuk a Tirko magaslatot és környezetét alkotó magmás testek
csoportját is.
A gazdag vulkáni utóműködés ezt a területet sem kerülte el, nagyszámú
nyomai mai napig jól felismerhetők, kovás, agyagos zónák,
metaszomatizált vulkanoszedimentek, érces, limonitos kiválások
formájában. Közülük néhányat már a 19. sz. elejétől haszonanyagként
(vas, festék, agyag) bányásztak pl. Bibarcfalva, Bodvaj, Magyarhermány
stb. környékén. A törésvonalak metszéspontjaiban sok helyen feltörő
szénsavas, vasas, szulfátos, karbonátos, alkálikus ásványvizek jellege
és elrendeződése indikátor értékű. Jelzi a vulkanotektonikus depresszió
törési zónáit és a szubvulkáni aktivitás ismert és eltemetett
centrumainak elhelyezkedési irányait. A posztvulkáni tevékenység
közvetett hatása az egykori élővizek kovasavdúsulását és ennek
következtében közvetve kovaföldtelepek kialakulását eredményezte. A
jelentősebb diatomit előfordulások Magyarhermány, Bodvaj, újabban Bodos
és Szárazajta környékén ismeretesek. A bodosi ozokerit (földi viasz)
képződésében is közrejátszhatott a környezet geotermális aktivitása és
a felszínig hatoló, migrációt segítő termogravitatív vízcirkuláció.
Szerkezeti-vulkanotektonikai és morfogenetikai összefüggések a Tirko csoport környezetében
A fiatal vulkáni komplexumok tér-idő- és vulkanogenetikai értelmezése
céljából több száz fúrás információit dolgoztuk fel. Ennek egyik
eredménye a mezozóos alaphegységi felszín, azaz a kréta-pliocén határt
bemutató pliocén feküszintvonalas térkép, melynek egy részletét a 2.
ábra tartalmazza.
Ennek e felszínnel való összevetése (izovastagsági értékek) és az
aljzatmorfológia együttes értékelése felvilágosítást nyújt a
plio-pleisztocén kinematikai események irányáról, nagyságáról. A
rétegtani-paleontológiai és radiometrikus koradatok felhasználásával
pedig kronologizálhatók a mozgásintenzitások időbeli tendenciái.
A K-i Kárpátok fő szerkezeteinek irányvonalával párhuzamosan kialakult
É-D irányú vetőrendszer a térségben nagy szerepet játszott, főleg a
Baróti-medence kialakulása és vulkanizmusa előtti időszakban.
Elősegítette a preneogén szerkezetek kezdetleges sasbérc-árokrendszerré
való fejlődését, a pliocén kezdetén lejátszódó tágulási folyamatok
során. A 4. ábrán megfigyelhető aljzat-domborzat többnyire ebben az
irányban orientált, a medencévé válás előtt már aktív
paleo-völgyhálózat lefutási irányait határozhatta meg.
A Hargita vulkáni centrumainak orientációját a belső-kárpáti vonulat
K-i zónájában uralkodó ÉNy-DK-i csapású fő szerkezeti törések
orientálták. A működés korábban már feltételezett DK felé történő
szakaszos fiatalodását a K/Ar radiometrikus korvizsgálatok az utóbbi
évtizedben megerősítették. A nagyobb centrumok helyét a haránttörések
átmetsződési pontjai jelölték ki, az aktivitási gócok vándorlását a
globálkinematikus mozgások helyi mikrorotációkat kiváltó hatása okozta.
Ebben nagy szerepet kapott az ÉK felé irányuló torlómozgások
ismétlődése, a Dél-Erdélyi és a Déli-Kárpátokbeli ellentétes
eltolódások távolhatásai. Ezek együttes következménye, hogy a
vulkanizmus lecsengő szakaszában a fő vulkáni vonulatok belső, előtéri
medencesüllyedékeiben, így a Baróti-medencében is az ÉK-DNy-i törések
mentén disztenziós felnyílásokat okoztak a mozaikosan tördelt aljzat
egyes vonalaihoz igazodva.
A Déli-Kárpátok északi szegélyén húzódó K-Ny-i irányú, szétágazó
krusztális vetőrendszer egyik leágazása területünket szeli át. Míg a
Déli-Kárpátok északi peremvidékén fontos szerepet tölt be, nagy
mértékben elősegítve a metamorf aljzatkomplexumok lezökkenését az
Erdélyi-medence irányában, addig a Kárpátkanyar belső peremvidékein
mérsékeltebb módon, de még szerepet játszik a Barcasági-, Háromszéki-
és Baróti-medence kialakulásában is. Területünkön a szétterülési zónája
meghaladja a kb. 1500-2000 m-t, látványos függőleges (500-550 m-es) és
vízszintes (700-800 m-es) elmozdulásokat okozva. E töréses sáv a
Baróti-medence kialakulása során főleg a D-i peremvidék lezökkenésében,
majd kiemelkedésében játszott fontos szerepet. Feltehetően jelentősége
volt a Dél-Hargita vulkanizmusának szabályozásában is. Így az ÉK-DNy-i
vonal mentén kifejlődött Tirkoi csoportot DNy-i irányban lehatárolta. A
Tirko csoport vulkáni termékei a vetőrendszer északi pereméig
terjednek, ahol dimenzionálisan lecsengenek és a fúrásokban tovább nem
követhetők. A Ny-K-i irányú vetőrendszer jobbos eltolódása és ÉK-DNy-i
rendszerrel konjugált mozgása kisebb húzásos szétnyílások és lokálisan
kisebb kompreszsziós szerkezetek létrejöttét eredményezte. Ez döntően
befolyásolta az átmetsződő vetőrendszer É-i peremén fejlődő Tirko
csoport térbeli szerkezetfejlődését.
A három vetőrendszer térbeli és időbeli együttes és külön-külön mozgása
előidézte a terület általános kinetikus extenzióját és behatárolta a
medence fő süllyedési egységeit. A disztenziós kéregmozgások esetünkben
csak a pliocén folyamán alakultak ki, sajátságos, helyi, ékszerű
tágulási rendszert alkotva, a Kárpát-kanyar tektogén eseményeivel
egyidejűleg. A petrogeokémiai eredmények eltéréseinek csupán egy része
korrelál a globális szerkezetfejlődés eseményeivel, nagyobb részt
lokális okokban keresendők (pl. kéregösszetétel, aljzat közelsége,
mellékkőzetek víztartalma, magmatömeg nagysága, hőértéke stb.).
A jelenkori völgyalakulatok jelzik a medence aktuál morfostrukturális
alapját adó kéregmozgások fő irányvonalait, melyek jól egyeznek az
É-D-i irányú vetőrendszer csapásával. Valószínű tehát, hogy e főirány
mentén újraaktiválódott a terület a pleisztocén elején. Az ÉK-DNy-i
törések mobilitása viszont a medence D-i peremét érintette inkább,
miközben a Dél-Erdélyi vetőzóna újra mozgásba lendült. Utóbbi
számottevő függőleges elmozdulása erre a periódusra tehető.
A medence K-i részén folytatott kutatások, a nyert fúrásadatok és a
körzetben végzett bányamunkálatok földtani eredményeit egyesítve
valószínűsítjük a Tirko-Várhegy sasbérces szerkezeti pásztájának
kiemelkedését a pliocén-pleisztocén határán (3. ábra). Ez indította el
az üledékes burok lepusztulását. Az eróziós folyamatoktól védett
területeken, a gerinctől K-re és Ny-felé a pliocén üledékek vastagsága
fokozatosan nő, hamarosan eléri a 300-350 m-t, magába foglalva három,
rétegtanilag jól elkülöníthető szintet. Az utolsó két szint közé
települt - a Dél-Hargitából származó -, részben áthalmozott vulkáni
törmelékek jelzik a működési periódus időbeni egybeesését a
Baróti-medence fejlődési fázisaival. E periódus vulkáni paroxizmusa
jellegzetes komplexumot hozott létre, amely a közbülső márgás összlet
középső részén települ. A kutatófúrásokkal feltárt rétegsort az aljzat
fő törésvonalai mentén hasadékvulkáni jelleggel feltört andezitek
járták át. Izolált szubvulkáni testjei egymástól néhány kilométerre a
vulkanoklasztos összlet alsó részében, főleg a Hargitától DNy-i
irányban, fúrásokban nyomozhatók (4. ábra). Jelzik az egykori, több
mint 3 millió éves őstérszín relatív helyzetét. Az elmondottakat nem
támasztják alá egyértelműen az 1:50.000-es léptékben 1983-ban a Hargita
és környékére készített gravimetriás felvételek, ugyanis a kis magmás
szerkezetek anomáliái nagy mértékben hatástalanítja a feletük elterülő
vulkanoszedimentek vastag összlete.
A terület a vulkanizmust követően nagyrészt szedimentekkel fedődött be,
majd a pliocén végétől felgyorsuló kéregmozgások miatt regionálisan
emelkedett, tagolódott és erodálódott. Az itt húzódó vulkáni csoport
központi helyzetű, felszínen hozzáférhető, kevéssé megkutatott tagja a
Tirko. Kőzetföldtani és vulkanológiai vizsgálatait azért ítéltük
fontosnak, mivel a medence fejlődésének rekonstrukciójához
kulcsfontosságú helyzetű.
A sekélyextrúziós-effúziós magmás kőzettest ma dómszerű csúcsa
közelében feltételezhető az egykori centrum. A belőle felszínre tört
0,5-2 km hosszú, kis vastagságú lávaárak lefutását egykor szűk
völgyrendszer kanalizálta. A központi rész eróziósan exhumált tömegének
mélyebb szintjei a felszíni és szöveti vizsgálatok alapján már a
szubvulkáni zónát képviselik. Ennek anyaga Bibarcfalvától keletre,
vagyis a Tirko csúcsától mintegy 1 km-re eső volt kőfejtőben
tanulmányozható. A fejtés alsó szintjeiben aránylag üde kőzet jelenik
meg, amely rendszerint meredeken dőlő litoklázis síkokkal határolt,
uralkodóan intruzív testekre jellemző tömbös elválással. Fölötte
elhelyezkedő szinten kb. 2-3 m vastag, üreges, részben mállott,
vékonypados andezitlávafolyás maradványa bukkan elő. Erre egy
agglomerátumos, lapillis, tufitos vulkanoklasztitos összlet települ,
amely a vulkáni szerkezet rövid, robbanásos aktivitását jelzi. Az
aránylag csendes, extruzív-effuzív lávafelnyomulást rövid időtartamú
robbanásos folyamat zárta le.
A Tirko magaslat korábban feltételezett dóm jellege nem rajzolódik ki
(5. ábra). Formája hosszúkás, inkább téglalap alakú. A Pat-patak
(Borvíz p.) felé eső Ny-i pereme jóval meredekebb a DK-i oldal
lejtőivel szemben, amely lankásabb és többnyire a lávapadok jelenlegi
dőlésszögével egyezik meg. A hegy jelenkorig kipreparálódott alakjához
utólagos töréses tagolódás is lényegesen hozzájárult, K-felé billentve
meg a szerkezetet és ezáltal kiemelve Ny-i peremét (3. ábra). A LANDSAT
(1989) űrfelvétel értékelése során tapasztalt alaktani kép sem mutat
dómokra utaló sajátosságokat (6. ábra). Hiányoznak az olyan gyűrűs és
sugaras elrendeződésű vonalak, amelyek a centrális típusú vulkáni kúpok
jellemzői. Az ide közel eső Murgó dómszerkezete ennek megítéléséhez
kitűnő összehasonlítási alapul szolgál.
A vulkáni összlet kronosztratigráfiai helyzete a Tirko környékén ma még
tisztázatlan, ill. az összehasonlító paleomágneses adatok (C. GHENEA
1981, I. ANDREESCU 1987) és az eddigi K/Ar radiometrikus adatok
(PÉCSKAY Z. szóbeli közlés) ellentmodó értelmezéshez vezetnek. Nagyobb
számú ismételt elemzés a vulkáni komplexum korát várhatóan a
felsőpliocén alsó határának idejére fogja rögzíteni. Ez egyben
támpontot adhat majd a változékony és nagyrészt endemikus
faunaelemeknek a Külső-Paratethys faunaegyüttesével való sztratigráfiai
párhuzamosításához is.
Kőzettani vizsgálatok
A Tirko kőzete makroszkóposan gyakran vörhenyes árnyalatú, üdének
látszó sötétszürke-fekete színű fenoandezit. A mikroporózus és
transzvaporizált részeken színe fakó középszürke, sőt néhol
alárendelten világosszürke.
A központi rész eróziósan feltárt (exhumálódott), tömegének mélyebb
szintjei a szöveti vizsgálatok alapján már a szubvulkáni zónát
képviselik. Az uralkodó mikroholokristályos porfíros szövet a
csúcsrégióban és a lávaárak anyagában átmenetet mutat a pilotaxitos
felé. A vulkáni szint anyagában gyenge-közepes irányítottság ismerhető
fel, ami az illózárványok párhuzamos helyzetű, orientált elkenődésével
hozható összefüggésbe.
A kőzet uralkodó fenokristálya a 2-3 mm-t is elérő, nyújtott táblás
alkatú, andezines-labradoritos összetételű, zónás-ikerlemezes
plagioklász, s a valamivel ritkább, hasonló méretű, bronzitosba hajló
oszlopos hipersztén. Augit ritkábban fordul elő, kristályai idiomorfok.
Egyes hiperszténeket apró augitszemcsék koszorúja vesz körül. Néhol
alárendelten a hipersztén augitosodása és amfibolosodása ismerhető fel.
Néhány idiomorf példány bázismetszetén (100) szerinti augit
ikerösszenövés látható. A piroxének kisebb, glomeroporfíros
agglomerációi ritkák. A három generációban megjelenő, uralkodóan
oszlopos táblás plagioklászok általában poliszintetikus ikerlemezesek,
alárendelten zónásak vagy ezek kombinációját mutatják.
A barnás, limonitos elszíneződésű, mikrolitos alapanyag igen apró,
nehezen azonosítható járulékos opak szemcséket (magnetit) ágyaz magába.
A fő alkotók három generációban fejlődtek ki. Gyakori töréses
eldarabolódásuk, mozaikos megjelenésük a láva megszilárdulása közben
történt, újramozgatásra utal. Az extrúziós szint szabálytalanul tömbös,
blokkos elválása ezt megerősíti.
Az ásványok egymás mikrolitjait gyakran zárványként tartalmazzák.
Néhány továbbnövekedési szegély, a földpátok zónássága és a
többgenerációs megjelenés pulzáló felnyomulásra és több szakaszú
kristályosodásra utal.
A kőzetbe az aljzat finomszemű, néhol agyagos, meszes homokkövének,
homokos márgáinak változó méretű, leggyakrabban 1-3 cm-es exogén
zárványai ágyazódnak be. Szegélyükön visszaoldásos, korróziós nyomok,
fragmentálódások és csekély autohidratációs hatások jelentkeznek.
A vizsgált tirkoi hiperszténandezit kémiai összetétele a nemzetközileg
elfogadott Total Alcali Silica (TAS) diagram alapján bazaltos
andezitnek minősül (7. ábra). A helyenként magas CO2 tartalom az
aljzat, ill. az exogén zárványok lokális kontaminációs hatását jelzi. A
környező területek andezites-dácitos vulkanitjaival való
összehasonlításhoz nagyszámú minta főelem elemzési adatát használtuk
fel (1. táblázat). IRVINE-BARAGAR (1971), valamint KUNO (1968)
felosztása szerint valamennyi minta mészalkáli jellegű (8. ábra). A TAS
diagram azonban jelzi, hogy egy részük már a trachitos (alkalikus)
mezőbe esik. A régió vulkanitjainak összetétele a kontamináció helyi
hatásai, az exogén zárványok asszimilációja és a változó felnyomulási
sebesség miatt a bazaltos andezitestől a dacitosig terjed, esetenként
fokozott CO2 ill. K2O dúsulásokkal. Ez utóbbi azonban már egy
posztgenetikus, hidrotermális kálimetaszomatózis hatására utal. A Tirko
kőzete mind szerkezeti helyzete, mind kora, mind pedig petrogenetikai
és geokémiai jellege alapján a Piliske Ny-i részével (Mitács) mutat
szoros hasonlóságot.
Konklúzió
A Baróti-medence fiatal izolált szubvulkáni-vulkáni komplexumai a belső
kárpáti vulkáni ív DK-i elvégződéséhez (Hargita) szorosan kapcsolódnak.
Leginkább a Piliske egységén belüli Mitács vulkáni szerkezettel
mutathatók ki genetikai hasonlóságok. Ezt mind a medence-fejlődés
szerkezeti viszonyainak időbeli tendenciái, mind a petrogenetikai
jellegek alátámasztják.
A térség uralkodóan neutrális vulkáni tömegei pontus-pleisztocén
időszakban jutottak felszínközelbe. Viszonylagos heterogenitásuk (lásd
1. táblázat, 6. ábra) elsősorban a lokálisnak nevezhető differenciációs
és kontaminációs eseményekre, valamint a befogadó környezet helyi
egyediségeire vezethető vissza. Ha e másodlagos jelektől (pl.
frakcionáció, metaszomatózis stb.) eltekintünk, egy hasonló
magmagenerálódási környezetből származó, egymásból levezethető
differenciációs sort ismerhetünk fel. Ennek összetételében a bazaltos
andezittől a dácitosig terjedő derivátumok jelennek meg. A Tirko
részben exhumálódott vulkáni-szubvulkáni komplexuma jól illeszkedik a
térség említett genetikai együttesébe. A Mitáccsal való szorosabb
hasonlóság feltételezését a tektogenetika orientálta magmamozgás idő-
és térbeli egybeesése indokolja leginkább. A kemizmusban mutatkozó
hasonlóságot mérsékelten felülbélyegzik az aljzatból származó exogén
zárványok hatása, ill. a magmafelnyomulások sebességértékei.
Rekonstrukciós vizsgálataink tisztázták a korábbi közlésekben vitatott
kihűlési szerkezetet. A fő tömeget adó effuzív lávatömeg mellett
megjelenik feltárásban a sekélyszubvulkáni szint is. A mélyfúrások
szerint a Tirko környezetében kisebb, hasonló, de eltemetett testek
sorakoznak az aljzat szerkezete szerint orientált, lineáris ill.
centrolabiális elrendeződésben.
Irodalom
AIRINEI, Şt., PRICĂJAN, A. - 1972 - Corelaţii între structura geologică
adîncă şi aureola mofetică din jud. Harghita, cu privire la zonele de
apariţie a apelor minerale carbogazoase. St. Cerc. G.G.G., Seria geol.
Tom. 17, Nr. 2, Bucureşti.
AIRINEI, Şt., PRICĂJAN, A. - 1972 - Corelaţii între structura geologică
profundă şi aureola mofetică din jud. Covasna. Cu privire la zonele de
apariţie a apelor minerale carbogazoase. Aluta p. 181 - 195, Sf.
Gheorghe.
ANDREESCU, I., RADAN, S., RADAN, M. - 1987 - Magnetobiostratigraphy of
the middle-upper Neogene and Pleistocene deposits of Romania. Ann. Inst
Geol. Hung., vol. LXX, Budapest.
BALINTONI, I., SEGHEDI, I., SZAKÁCS, A. - 1995 - Geotectonic Framework
of. the Neogene Volcanism in Romania. X-th R.C.M.N.S. Congress,
Bucharest, Sept. 1995, D.S. Sed. Inst. Geol. Geof., vol. 76, Supplement
Nr. 7, p. 7-1O.
BÁNYAI, J. - 1922 - Studiul geologic asupra flancului de vest-mijlociu
al munţilor Harghita. D. S. Inst. Geol. Rom. vol. X, Bucureşti.
BÁNYAI J. - 1957 - A Magyar Autonóm Tartomány hasznosítható ásványi kincsei. Tudományos Könyvkiadó, Bukarest.
BRUCE, E., HOBBS et colab. - 1988 - Principii de geologie structurală. Ed. şt. şi encicl. Bucureşti.
GHENEA, C., et al. - 1981- Bio- and Magnetostratigraphic Correlations
on the Pliocene and Lower Pleistocene formations of the Dacic Basin and
Brasov Depression East Carpathians. D. S. Inst. Geol., vol. LXV/4 p.
139. Bucureşti
IRVINE, T. N. - BARAGAR, W. R. A. - 1971 - A guide to the chemical
classification of the common volcanic rocks - Can. J. Earth Sci. 8. pp.
523-548.
KARÁTSON D., PÉCSKAY Z., SZAKÁCS S., SEGHEDI I. - 1992 - Kialudt
tűzhányók a Hargitában: a Kakukkhegy. (An extinct volcano in the
Harghita Mts.: Mt. Cucu). Tudomány, no. 1, p. 7O-79, Budapest.
KUNO, H. - 1968 - Differentiation of basalt magmas. In: HESS, H. H. (ed.) Basalts, Vol II. New York. Interscience, pp. 623-688.
LÁSZLÓ, A., KOZÁK, M., PÉCSKAY, Z. - 1995 - Cercetări preliminare,
vulcanologice şi petrografice asupra magmatitelor pliocene din partea
estică a Bazinului Baraolt. Preliminary volcanological and magmatic
petrological investigations in the eastern part of the Baraolt Basin.
Symposium on Petrometallogeny, „Babeş-Bolyai” Cluj-Napoca, 21-23
august.
LAZĂR, A., ARGHIR, A. - 1964 - Studiul geologic şi petrografic al
eruptivului neogen din partea de sud a Munţilor Harghita. D. S. Com.
Geol., vol. L/2, p. 87-101, Bucureşti.
LE BAS, M. J., LE MAITRE, R. W., STRECKEISEN, A., ZANETTIN, B. - 1986 -
A Chemical Classification of Volcanic Rocks Based on the Total
Alcali-Silica Diagram - Journ. of Petrology. vol. 27/3, p. 745-75O.
LITEANU, E., MIHĂILĂ, N. , BRANDRABUR T. - 1962 - Contribuţii la
studiul stratigrafiei Cuaternarului din bazinul mijlociu al Oltului
(Bazinul Baraolt). - Academia R.P.R., Studii şi Cerc. Geol., vol.
VII/34, p. 480-511, Bucureşti.
PANAIOTU, C., PANAIOTU, C.E., PĂTRASCU, Şt., VOINEA, S., SZAKÁCS, A.,
SEGHEDI, I., PÉCSKAY, Z. - 1995 - Correlation between K-AR Data and the
Magnetic Polarity along the Călimani-Gurghiu-Harghita Chain (East
Carpathians). X-th R.C.M.N.S. Congress, Bucharest, Sept.., 1995, D.S.
Sed.
PÉCSKAY Z., SZAKÁCS S., SEGHEDI I., KARÁTSON D. - 1992 - Új adatok a
Kakukkhegy és szomszédsága (Dél-Hargita, Románia) geokronológiai
értelmezéséhez. Contributions to the geochronology of Mt. Cucu volcano
and the South Harghita (East Carpatians, Romania). Földtani Közlöny,
122/2-4, p. 265-286, Budapest.
PELTZ, S. - 1971 - Contribuţii la cunoaşterea formaţiunii vulcanogen
sedimentare pleistocene din sudul munţilor Harghita şi nord-estul
Bazinului Baraolt. D. S. Inst. Geol. LVII/5, p. 173-189, Bucureşti.
PELTZ, S., VAJDEA, E., BALOGH, K., PÉCSKAY, Z. - 1987 - Contriutions to
the chronological study of the volcanic processes in the Călimani and
Harghita Montains. (East Carphatians, Romania). D. S. Inst. Geol. Geof.
vol., 72-73/1 p. 323-338, Bucureşti.
RĂDULESCU, D., VASILESCU, A., PELTZ, S. - 1964 - Contribuţii la
cunoaşterea structurii geologice a Munţilor Gurghiu. An. Com. Geol.
vol. XXXIII, p. 87-151. Bucureşti.
RĂDULESCU, D., PĂTRASCU, S., BELLON, H. - 1973 - Consideraţii asupra
cronologiei proceselor vulcanice neogene din munţii Călimani, Gurghiu
şi Harghita. D. S. Inst. Geol. vol. LIX/4, Bucureşti
RĂDULESCU, D. - 1973 - Le volcanisme explosive dans la partie de sud-est de Monts Harghita. Anal. Univ. Bucureşti. XXII, 11-15.
SAVU, M. Gh. - 1984 - Studiul geologic al regiunii cuprinse între
localităţile
Filia-Vîrghiş-Baraolt-Aita-Mare-Malnaş-Băi-Bicsad-Herculian, cu privire
specială asupra depozitelor de lignit. Teză de doctorat, Fac. Geol.
Geogr. Univ. Bucureşti
SCHREIBER, W. E. - 1980 - Geomorfologie a munţilor Harghita. Teză de doctorat. Universitatea Cluj-Napoca, 180 p.
SCHREIBER, W. E. - 1994 -
SZAKÁCS, Al., SEGHEDI, I., PÉCSKAY, Z. - 1993 - Pecularities of South
Harghita Mts. as terminal segment of the Carpathian Neogene to
Quaternary Volcanic Chain. Rev. Roum. Geologie, Tom. 377, pp. 21-36,
Bucureşti.
SZAKÁCS, Al., SEGHEDI, I., PÉCSKAY, Z. - 1995 - Genetic types and Age
of Volcanoclastics in the Călimani-Gurghiu-Harghita Volcanic Chain
(East Carpathians): Towards a new Volcanological Model. X-th R. C. M.
N. S. Congress Bucharest, Sept. 1995, D. S. Sed. Inst. Geol. Geof. vol.
76, Nr. 7, pp. 53-54.
SZÁDECZKY, Gy. - 1925 - Munţii vulcanici Harghita-Călimani. Dări de Seamă ale Inst. Geol. al României. vol. XV. Bucureşti.
SEGHEDI, I., SZAKÁCS, A., KOVÁCS, M., ROSU, E., PÉCSKAY, Z. - 1995 -
Geochronology of Neogene-Quaternary Volcanic Rocks in Romania X-th R.
C. M. N. S. Congress, Bucharest, Sept. 1995, D. S. Sed. Inst. Geol.
Geof. vol. 76, Nr. 7, pp. 49-50.
TÖRÖK Z. - 1956 - A Kelemen-havasokban, valamint a Görgényi-Hargita
vulkáni lánc területén található fiatal eruptívum geológiai kutatásának
módszertani kérdései. Kolozsvári Bolyai Tud. Egyet. Emlékkönyve,
Kolozsvár.
TREIBER, I. - 1974 - Contribuţii la studiul petrografic şi petrochimic
al rocilor din Harghita de Sud. Studia Univ. “Babeş-Bolyai”. Ser. Geo.
Mineral. , f. 2. Cluj.
Wallacher L - 1993 - Magmás és metamorf kőzetek (I)-II. pp. 54-85, Miskolc.
ACTA - 1996 (A Csíki Székely Múzeum és a Székely Nemzeti Múzeum Évkönyve) |
|
Elektronikus Könyvtár 
