|
|
|
Az Oltszem-Gidófalvi pleisztocén öböl homokkomplexumának |
|
|
|
|
Acta 1997 - Természettudomány
|
|
Írta: LÁSZLÓ Attila, KOZÁK Miklós, PETŐ Anna Krisztina:
|
(Kivonat)
A munka a Háromszéki-medence sepsiszentgyörgyi öblében kifejlődött
felsőpleisztocén korú homokkomplexum szedimentológiai vizsgálatát,
ősföldrajzi rekonstrukcióját és kronológiai értékelését tűzte ki célul.
A felvételezések során részletes terepi szelvényezés, szemeloszlás
vizsgálatok, összehasonlító fáciesanalitikai vizsgálatok és
morfometriai értékelések történtek. A teljes üledékkomplexumot öt
litológiailag elkülöníthető rétegtagra bontva vizsgáltuk.
A vizsgálatok során több metodológiai probléma is szem elé került. A
koptatottság mértékének meghatározásában szerepet játszó tényezők
dominanciája ugyanazon üledékösszleten belül, kőzettípusonként
változott. A szemcsealak vizsgálatok során jelentkező szóródás
egyértelműen a kőzetminőséggel és kőzetszerkezettel mutatott szoros
korrelációt. A szemeloszlásoknál tapasztalt bimodalitás az egyes
kőzettípusok eltérő leülepedési viszonyaival függ össze
(pszeudobimodalitás).
Az őskörnyezeti rekonstrukció alapján egy vegyes genetikájú, változatos
lerakódási térszíneken kifejlődő, legyezőszerű, a medence felé
kivékonyodó hordalékkúp képe rajzolódott ki. A hordalékkúp
fejlődéstörténetét alapvetően meghatározta az aljzat D-i irányú
fokozatos kibillenése, a vulkanizmus egyidejű megújulása és a tavi
környezetek regressziója. A teljes üledéksor tehát véleményünk szerint
nem tekinthető ős-Olt teraszüledéknek, legfeljebb a diszkordánsan
települő, intraformációsan reszedimentált legfiatalabb összlet.
Bevezetés
Az elmúlt évtizedekben a földtani kutatások e térségben többnyire a
pliocén korú lignittelepek feltárására összpontosultak. A 90-es évek
elejétől a központi költségvetésből kutatásra előirányzott összegek
csökkenésével a kutatások üteme lassult, így a vidék számos érdekes
földtani problémája feldolgozatlan maradt, vagy csak vázlatosan
körvonalazódott.
Ezek közé sorolható az Oltszem-Gidófalva térségében található
pleisztocén homokkomplexum kutatása. Pillanatnyilag a régió egyetlen
működő homokbányája ebből a komplexumból nyeri az építészet számára a
nyersanyagot. Vizsgálatra pedig több szempontból érdemes. Felszínközeli
helyzete, jó feltártsága lehetővé teszi, hogy egy időben változó,
térben sem homogén őskörnyezeti viszonyok között épülő hordalékkúp
szerkezeti felépítését, kifejlődésbeli jellegzetességeit
tanulmányozzuk, s a fejlődés alapvető törvényszerűségeire vonatkozólag
közvetlen megfigyelésekre alapozott megállapításokat tehessünk.
Ugyanakkor a törmelékes üledékösszlet a térség felsőpleisztocén
fejlődéstörténetének medencebeli lerakódású, korrelatív üledéksora,
melynek felhalmozódása a környező területek fejlődéstörténetének
egyenes következménye, s amelynek ciklusos megjelenése, anyagi
összetétele így közvetlen bizonyítékokkal szolgálhat a tágabb térség
egykorú eseménytörténetére vonatkozóan.
Jelen munkánkban e fiatal homokformáció földtani kutatását tűztük ki
célul. Ennek keretében az összlet szedimentológiai vizsgálatát, a
lerakódási környezet ősföldrajzi rekonstrukcióját, ill. a lehordási
háttér tér- és időbeni alakulásának elemzését végeztük.
Földtani környezet, általános jellemzés
A Sepsiszentgyörgytől É-ra fekvő pliocén-pleisztocén öböl az Olt folyó
két oldalán terül el. K-re a Bodoki-havasok, Ny-ra a Baróti-hegység
krétakorú, sasbércként kiemelkedő flis képződményei határolják le.
Üledéksorozata részét képezi a Brassó-Háromszéki medence
pliocén-pleisztocén medenceüledékeinek. A Tusnád-Bükszádi szorostól az
Olt mentén D felé haladva Málnás térségéig egy kiöblösödő folyosó
jellemzi az Olt völgyét, kedvező feltételeket nyújtva a Piliske és a
Csomád szerkezetéből származó durvatörmelékes, ill. tufás-tufitos
vulkáni eredetű kőzetek elsődleges lerakódására.
A Málnás-Oltszem térségben kréta üledékekből kialakult küszöbtől D-re
fokozatosan kiszélesedő Oltszem-Gidófalvi öböl területén
pliocén-alsópleisztocén aljzaton alakult ki e felsőpleisztocén korú
vulkáni homok komplexum. Az Oltszem térségétől Szotyor település
határáig húzódó, több mint 15 km hosszú és 4-4,5 km széles, háromszög
kiterjedésű összlet (1., 2. ábra) vastagsága 0-15 m között alakul. E
komplexummal a korábbi irodalomban csak szórványosan és érintőlegesen
találkozhatunk (ORGHIDAN, N., 1929; MRAZEC, L., 1932; LITEANU, E.,
1962, 1966; BRANDRABUR, T., 1964; IANCU, M., 1965; PATRULIUS, D.,
MIHĂILĂ, N., 1966; SAMSON, P., et. al., ALIMEN, N., et al., 1969;
CASTA, I., 1971, 1980; TÖVISSI J., 1972, 1974, 1997; GHENEA, C., 1981).
A heterogén rétegsor változó szemeloszlású, általában rosszul vagy
közepesen jól osztályozott homok és kavicsrétegekből áll. A durva
hömpölyt tartalmazó, íves folyóvízi kavicsos szintek, rétegzetlen, tavi
kifejlődésű, világos, agyagos kőzetlisztes közbetelepülésekkel tagolt
homokrétegek egyaránt megjelennek. A felhalmozott törmelékes üledéksor
anyaga uralkodóan a Dél-Hargita vulkáni sorozatának lepusztulási
terméke. A rövid lehordási úthossz, a szállító közeg és ülepedési
környezet térben és időben ritmikusan változó közeg energiája, a
felszíni mállás alacsony foka, ill. a hordalék aprózódási hajlama
együttesen határozták meg a felhalmozódó üledéksor mechanikai
jellemzőit.
Terepi észlelések, vizsgálati módszerek
A mesterséges és természetes felszíni feltárások révén igen jól
körvonalazhatók a vizsgált komplexum fácieskifejlődései, ezek genetikai
kapcsolata és térbeni változásai. Ezek alapján az összlet a feltárások
tanulsága szerint három jellemző szakaszra bontható. Ezek mindegyikét
egy-egy jellemző szelvény segítségével ábrázoltuk. Legdélebbi
helyzetben a Gidófalvától D-re eső feltárásban 7,5-8 m vastagságban
uralkodóan rétegzetlen, tavi kifejlődésű, gyengén osztályozott
aprókavicsos homok figyelhető meg. Többször ismétlődő enyhén orientált
megjelenésű, aránylag szimmetrikus osztályozottságot, gradált
rétegzettséget mutat. A kavics-homok összlet ruditos frakciójának
alkotói helyenként zsindelyszerűen borulnak egymásra. A ritmikus
megjelenésű, gradált rétegzésű üledéksorban több szintben jelentkeznek
kavicsos betelepülések (3. ábra).
Legészakabbi helyzetben az Oltszem település határában található
anyagnyerő feltárás látható. A fejtési falon ciklusos felépítésű,
folyóvízi rétegsor tárul fel, homokos, kőzetlisztes, agyagos
betelepülésekkel.
A zoltáni homokbánya a vizsgált formáció térbeli középpontjában
helyezkedik el. Rétegoszlopán alul tavi-állóvízi, felül uralkodóan
folyóvízi rétegsor látható, vagyis majdnem teljes sorozat szelvénye
tanulmányozható a 11,7 m magas és közel 120 m széles fejtési fronton.
Így ez utóbbi rétegsor tűnt legalkalmasabbnak a teljes kifejlődés
jellemzését célzó részletes szelvényezésre, és az anyagvizsgálatokhoz
szükséges mintavételekre (3. ábra).
Szemeloszlás vizsgálatok, ill. az összetétel meghatározása céljából a
homokos szintekből 3-5 kg-os mintákat gyűjtöttünk be, melyeken három
mérést végeztünk, s ezek átlagát ábrázoljuk. A durvatörmelékes
szintből, figyelembe véve a legnagyobb szemcsefrakció (128-256 mm)
részarányát, reprezentatív mintavétel céljából mintegy 130 kg-nyi
anyagot vettünk (KOZÁKNÉ T. Julianna -KOZÁK M., 1980). E mintán
szemeloszlás- és különböző típusú morfometriai vizsgálatokat végeztünk
(ZINGG, 1935, SNEED - FOLK, 1958, SZÁDECZKY KARDOSS E., 1933).
A zoltáni rétegoszlop leírása, anyagvizsgálatok
A rétegsor tanulmányozása során öt rétegtag bizonyult jól elkülöníthetőnek.
Az alsó szakaszon feltáruló feküt idősebb pleisztocén terresztrikumok
képezik, melyeknek sárgás, barnás, kavicsos homokos agyag rétegeire
diszkordánsan települ a legalsó rétegtagot képező, szürke színű,
rétegzetlen, durva és középszemű tavi homok, 2-5 cm vastag agyagos,
kőzetlisztes közbetelepülésekkel. A felső részen helyenként és
alárendelten rétegzési jegyek is megfigyelhetők, ahol az orientációt
elsősorban a közbetelepülő kavicszsinórok teszik láthatóvá. Az alsó
összlet vastagsága 2,4-4,5 m között alakul. Az 1. és 3. minták
szemeloszlása (6. ábra) unimodális haranggörbét eredményez, enyhén
negatív ferdeséggel, ami jól megfelel az átlagosnál kisebb
közegenergiával rendelkező tavi, tóparti környezeteknek.
Erre íves rétegzésű, osztályozatlan, ill. rosszul osztályozott kavics
települ rétegszerűen, melynek vastagsága az 1 m-t is elérheti, s
többnyire nem csökken 0,5 m alá. A kavics (4. minta) szemcseméretében a
finomszemű kavicsoktól (2-4 mm) a hömpölyig (>515 mm) minden
szemcseméret megtalálható, a kavicsok jelentős része a 32-64 mm-es
mérettartományba esik (6. ábra). A homok vagy ennél finomabb
szemcseméretű kötőanyag mennyisége nem haladja meg a 15 %-ot. A 4.
ábrán szereplő szemcseöszetételi görbe nem tekinthető példaértékűnek,
mivel nem fedi a teljes szemcseeloszlást. Az üledék szöveti megjelenése
szemcsevázas szerkezetet mutat, azaz a szemcsék egymás felszínén
támaszkodnak, míg a finomabb szemű kötőanyag az így visszamaradt
szemcseközi üregeket tölti ki. Alapjában friss, szürkés anyag,
helyenként sávosan limonitos, mangánoxidos szennyeződésre utaló,
változóan barnás, sárgás, ill. ritkán fekete elszíneződése oxidatív
felhalmozódási környezetre, ill. a szivárgó vizek utólagos
elemszállító, -kicsapó és üledékcementáló hatására utal.
Anyagi összetételében szinte egyeduralkodó (96,22 %) volt a vulkáni
eredetű kőzet, míg ennek megfelelően az üledékes kőzetek (pl. kréta
korú homokkövek, pliocén márgák) aránya igen alárendelt (3,78 %).
Tágabb értelemben tehát monomiktnek tekinthető, ha figyelembe vesszük
azonban az egyes vulkáni kőzetek közötti petrográfiai eltéréseket, ill.
a kőzetek pontos származási helyét, polimikt jelleget állapíthatunk
meg. Ennek alapján a kavicsok között elkülöníthető mintegy 10
kőzettípus az alábbiakban határozható meg: 1. kréta korú flis üledék,
2. bazaltos piroxénandezit (Piliske), 3. amfibolandezit (Csomád), 4.
biotitamfibolandezit (Csomád - Piliske fő vulkáni kúpja), 5.
piroxénamfibolandezit (Kis Morgó), 6. habkő (Csomád), 7.
piroxénamfibolandezit (Málnásfürdő-Lüget), 8. biotitamfiboldacit
(Csomád-Kövesponk), 9. piroxénandezit (Kárpitos), 10. pliocén korú
márga (1. táblázat).
Az alaktani vizsgálatok során elsősorban a lehordási távolsággal való
szoros korrelációt (CPV módszer), ill. a kőzet eredeti szerkezeti
jellegéből adódó morfometriai jellegeket lehetett kimutatni (ZINGG- és
WADELL-féle diagram, SNEED-FOLK féle háromszög diagram). A CPV módszer
elsősorban a koptatás mértékének kifejezésére alkalmas, igen érzékeny
vizsgálati mód, ami rövid szállítási távolságon is lehetővé teszi a
megfelelő érzékenységű kőzetek lehordási úthossz szerinti
szétválasztását. Vulkanitokról lévén szó, kellően kis kopásállósággal
számolhattunk (KOZÁKNÉ T. Julianna - KOZÁK M., 1981), így a
koptatottság mértéke megerősíthette a szöveti összehasonlító
vizsgálatokra alapozott eredetvizsgálatok eredményeinek helytállóságát.
A vizsgálat összefoglaló eredményeit az 4. ábra szemlélteti. Látható,
hogy a koptatottság fokának növekedésével egyidejűleg csökken a
koptatottság mértékének szórása. Az oldalpatakokból bekerülő, rövidebb
lehordási úthosszal rendelkező flis kőzetek többnyire kevésbé
koptatott, ugyanakkor közeli mezőbe esnek a Piliske szerkezetből
származó bazaltos piroxénandezitek, ill. a csomádi Kövesponkból
származó biotitamfiboldacit. Ezek anyaga lemezes elválású lávafolyások
fragmentálódásával jött létre. Alacsony koptatottsági fokuk üdeségükkel
és rövid lehordási távolságukkal arányos. Közepes koptatottságúnak
bizonyult a Kárpitos piroxénandezitje, a Málnásfürdő
piroxénamfibolandezitje, ill. a Kis Morgó piroxénamfibolandezitje. Ezek
a kőzettípusok közeli lehordású lávakőzetek. A legnagyobb
koptatottságot elért kőzetváltozatok a Csomád és a Piliske
szerkezetéből származó biotitamfibolandezit, ill. amfibolbiotitandezit
anyagú vulkáni bombái és agglomerátumai. Ezek elsősorban szöveti
adottságaik, primer vulkáni alaki megjelenésük, ill. előrehaladottabb
mállási fokuk miatt érték el e kiemelkedő koptatottságot.
A gömbölyítettség fokára vonatkozó vizsgálatok (5. ábra) szerint a
vizsgált kőzettípusok átlagértékei egymáshoz közel eső mezőkben
helyezkednek el a korong, gömbös, és lemezes mezők határán, ami
esetükben azonos szállító közeget és felhalmozódási környezetet jelez.
Ugyanakkor az egyes kőzettípusok eredet szerint változó szerkezeti
eltérései, vulkáni lávafáciesei (lávapad, vulkáni bomba, habkő stb.)
jól értelmezhető szóródás-tendenciákat ereményeznek (5/b ábra, 1.
táblázat). A lávapadokból származó vulkáni kőzetek mállásnak jobban
ellenálló változatai (Piliske bazaltos piroxénandezit), ill. a
rétegzési jellegeket mutató üledékes kőzetek, különösen rövidebb
szállítási távolságok esetén megőrizték lemezes megjelenésüket. Közel
rokon kifejlődést mutat a korong, lemezes-hengeres mezőkben végighúzódó
málnásfürdői piroxénamfibolandezit, s kissé tér el csupán a korong,
alárendelten gömbös formájú Kis Morgó-i piroxénamfibolandezit. A már
szingenetikusan gömbölyded formát öltő vulkáni bombák - agglomerátumok
a mállással szemben közel anizotróp testként viselkednek, így alakjuk a
szállítás során nem, vagy alig változik. A távolabbi lehordási
területekként számba vehető Piliske és Csomád vulkáni szerkezetéből
származó bombák anyaga ugyancsak gömbölyded szerkezetet ölt. A csomádi
habkő egyértelműen gömbszerű megjelenést mutat, ami ez esetben szintén
a szingenetikus kőzetszerkezettel, és az igen alárendelt koptatással
(flotáció) magyarázható. A 9. ábrán bemutatott SNEED-FOLK féle
értékelés hasonló tendenciákat igazolt a lemezes és zömök megjelenési
formák átmeneteinek különböző fokára helyezve a fent említett
kőzettípusokat.
A vegyes lehordású, változatos összetételű, alárendelten rétegzett,
osztályozatlan kavicsos összlet legvalószínűbb szállítási közege laza
kőzetliszt vizes szuszpenziója, mely sűrűségénél és sebességénél fogva
a durvatörmelékek nagyarányú áthalmozására is alkalmas, jelentős
közegenergiát képezhetett, nem rendelkezett viszont a vízfolyásokra
általánosan és ebből adódóan a folyóvizek áramlási rendszerére jellemző
medermorfológiával. Ez meggátolta a jellegzetes folyóvízi rétegzések
(keresztrétegzés, ferderétegzés, lencsés zátonysorok stb.)
kialakulását, noha alárendelt, az áramlás tényéből adódó rétegzési
jelenségek megjelenését lehetővé tette.
Harmadik rétegtagként a kavicsos rétegre települő durva és nagyszemű,
keresztrétegzett kavicsos homok különíthető el. E szint vastagsága
3-3,5 m között változik. A minták (5., 6. sz. minták) szemeloszlás
görbéje (6.,7. ábra) unimodális normál haranggörbe, enyhén pozitív
ferdeséggel, ami elsősorban nyugodt áramlási jellegeket mutató
folyóvízi térszínek (pl. torkolatközeli szelvények) jellegzetessége,
ahol az ülepítő közeg energiája gyakran múlja felül a hordalék
mozgatásához szükséges minimumot. A 13. minta szemcsevizsgálatainak
tanulsága szerint az egyes lencséken belül fölfelé finomodás figyelhető
meg, az apró kavicstól a finomabb homokokig. Ez a rétegzési forma
viszont már elsősorban a kanyarulatok belső oldalán kialakuló
mederrészletek övzátony soraira jellemző. Ennek alapján egy
középszakasz jellegű, vándorló kanyarulatokkal rendelkező vízfolyás
képe rajzolható meg legnagyobb valószínűséggel. A görbén a 6. és 13.
minta esetében 16 mm-nél jelentkező második maximum a lebegtetve
szállított, sajátos ülepedési képességgel rendelkező habkő jelenlétének
tulajdonítható (pszeudobimodalitás).
A negyedik rétegtag durva és középszemű, vályúsan keresztrétegzett
kavicsos homok. Vastagsága 2,00 - 3,20 m. Az e szintet reprezentáló 7.
és 8. mintákon végzett szemeloszlás vizsgálatok (7. ábra) a harmadik
rétegtag esetében is tapasztalt unimodális haranggörbe, enyhén pozitív
ferdeséggel. Ezt és a vályús keresztrétegzést figyelembe véve
közép-alsó szakasz jellegű folyóvízi fácies képe rajzolódik ki. A 14.
sz. minta esetében jelentkező bimodalitást 6. és 13 mintához hasonlóan
a habkő jelenléte okozta.
Az ötödik rétegtagot rétegzetlen, gyengén agyagosodott, sárgásbarna
durva és középszemű homok képviseli. A diszkordánsan települő igen
változó megjelenési vastagságú összlet átlagos vastagsága 2-2,5 m,
helyenként majdnem teljes egészében átvágja az idősebb összleteket. A
9. és 10. minták szemeloszlás vizsgálata alapján kirajzolódó unimodális
haranggörbe (7.,8. ábra) kis közegenergiájú felhalmozódási környezetet
tükröz, uralkodóan lerakódási folyamatokkal. A rétegtag anyagában jól
megfigyelhetők a pleisztocén klímaingadozásokhoz kapcsolódó
fagyásjelenségek.
A gidófalvi rétegoszlop leírása
A zoltáni homokbánya legidősebb első rétegtagjával azonos rétegtani
helyzetű, hasonló leülepedési környezettel rendelkező mintegy 7,5-8 m
vastagságú üledéksor tárul fel Gidófalvától D-re, Szotyor térségében
szétterülő homokösszletben. A kettő között azonban mind a leülepedési
környezetre utaló litofáciestani kifejlődésben, mind a törmelékes
üledékek anyagi összetételében némi eltérés mutatható ki. A kavicsok
szemcsemérete láthatóan lecsökken, s uralkodóvá válik a 16-32 mm-es
frakció (finom és aprókavics). Kőzetöszszetétele közel azonos a zoltáni
és oltszemi feltárásokban tapasztaltakkal, azaz ugyancsak monomikt
andezitkavicsként nevezhető meg. 0,5-1 %-os részarányban megjelennek a
metamorf kavicsok, színesítve a kőzettani összetételt. Ezek többnyire
nagyobb keménységű epi-mezozónás parametamorfitok (kvarcitos lidit,
csillámos-kvarcitos gneisz, metaaleurolitok, mangán bevonatú
gránitgneisz, metagneisz, szericites kvarcit). Ezek a D-Baróti-hegység
alsókréta felső konglomerátumos sorozatából származnak, az oldalpatakok
anyagáttelepítő munkáját jelezve. Az epimetamorfitok (fillit, kloritos
és szericites palák) hiánya azok szállítási útvonal mentén
megfigyelhető gyors kikopásával hozható kapcsolatba, csillámtartalmuk
azonban jelentősen dúsul a felhalmozódási környezet kavicsos
szintjeinek finomfrakciójában. A kavicsok formája lapos. A beágyazó
homokösszlet anyaga szürke, durva-nagyszemű. A komplexum különböző
szintjein itt is megtalálhatók a nagyméretű, 2-2,5 m átmérőjű
hömpölyök.
A legyezőszerűen széttáruló D-i zónában több fácies jelenhetett meg,
melyek közül a bemutatott Gidófalvi rétegoszlop a központi pásztát
jellemzi. Itt a periodikusan ismétlődő szemcsedurvulások és
-finomodások között belső eróziós felszínek (intraformációs
diszkordanciák) nem fordulnak elő, azaz szimmetrikus osztályozottságot
mutató kavics-homok összlet képe rajzolódik ki. A durvatörmelékes
szintek laposabb kavicsainak rétegbeni helyzete zsindelyes
elrendeződést mutat. Szemcseeloszlása polimodális, alapanyaga gyengén
osztályozott. E szintek szöveti képére szemcsevázas megjelenés
jellemző, a kavicsszemcsék közötti kötőanyag aránya azonban megközelíti
a 30 %-ot. Mindebből arra következtethetünk, hogy az északabbi
területekről vízfolyások által lehordott, vegyes szemcseösszetételű
törmelékes üledékek állóvízi-tavi környezetben halmozódhattak fel. A
szemcse durvulásokat és finomodásokat a vízfolyások energiájának a
pleisztocén klímaváltozások által befolyásolt periodikus ingadozása
határozhatta meg.
A sorozat fedőjében egyenletes eloszlásban, 0,6-1 m közötti
vastagságban, diszkordánsan települ egy talajosodott, reszedimentált,
sárgásbarna kavicsos homokréteg.
A kifejlődés kora
A homokösszlet, mint korrelatív üledéksor, képződésének időbeni
elhelyezése fontos adalékokkal szolgálhat a beágyazó környezet
fejlődéstörténetének rekonstruálása, ill. a Dél-Hargita (Piliske II.
fázis, Csomád) utolsó vulkáni aktivitásának korrelálhatósága
szempontjából. Ehhez alapadatokat szolgáltatnak P. SAMSON et al., 1969
részletes emlősfauna vizsgálatai és ennek alapján készített, a
területre vonatkozó kronológiai megállapításai. Ezek szerint a
komplexum a Mindel-Riss I.-III. glaciális időszakra helyezhető. A
szegényes emlősfauna legjellemzőbb alakjai a Coelodonta antiquitatis
(Blumenbach), Paraelephas trogontherii (Pohling), fejlett alak, Equus
steinheimensis (v. Reichenau), Equus sp. (nagy termetű).
Az első rétegtag legfelső szakaszán megjelenő habkő az összlet fontos
rétegtani vezérszintje. Megjelenése a Csomád utolsó, rövid időtartamú,
explozív vulkáni paroxizmusához kapcsolódik. Ennek K/Ar radiometrikus
korának felső határa 35-40 000 év (MORIYA I., et al., 1996).
Ezek alapján a sorozat képződésének időtartama a felsőpleisztocén
Riss-Würm glaciálisokkal jellemezhető szakaszára tehető (100 000-35 000
év).
Őskörnyezeti rekonstrukció
A fentiek alapján a Háromszéki-medence sepsiszentgyörgyi öblében egy
felsőpleisztocén korú, vegyes genetikájú, változatos fáciestani
környezetben lerakódott, legyező formájú hordalékkúp képe rajzolódik
ki. Adataink alátámasztják ORGHIDAN, N., 1929 és SAMSON P. et al., 1969
ezirányú megállapítasait. Feküje egy pliocén-alsópleisztocén tavi, ill.
terresztrikus összlet, települési diszkordáns határa. Erre települ a
rétegsor első rétegkötegeként megjelenő tavi-állóvízi homokos-kavicsos
üledék, melynek szemcsedurvulási és -finomodási tendenciái jól tükrözik
a tópart -feltehetően tektonikus eredetű- ingressziós jellegét.
A kiemelt flis, ill. a folyamatosan emelkedő vulkáni háttér és a
tóparti öblözet között kialakult, rövid, közepes esésű partszakasz a
hozzá kapcsolódó partközeli-tavi térszínekkel együtt képezte a
kialakuló hordalékkúp felhalmozódási térszínét. A relatíve kis
vízgyűjtő terület közepesen-erősen tagolt térszíne jelentős eróziós
potenciált képviselt, ahol az üledékképződés folyamatában meghatározó
szerepet kapott a vulkáni képződmények anyagszolgáltató szerepe.
A felhalmozódási térszín háromosztatúsága (szárazföldi térszín -
fokozatosan elsekélyesedő átmeneti térszín - tavi környezet) a
hordalékkúp fejlődésében és szerkezetében is jellegzetes
háromosztatúságot eredményezett. A gidófalvi rétegoszlop által
reprezentált D-i területrészen mindvégig a tavi környezetben ment végbe
a lerakódás (1. rétegtag). A zoltáni homokbánya szelvényében a középső
szakasz regressziós rétegsora tanulmányozható, ahol a tavi lerakódási
környezetet (1. rétegtag) fokozatosan felváltja a folyóvízi
terresztrikus üledékképződés (3., 4. rétegtag) (9. ábra). Az oltszemi
szelvény teljes rétegsora a felső, mindvégig terresztrikus szakasz
folyóvízi sorozatát reprezentálja (3., 4. rétegtag).
A szinttartó 2. rétegtag csupán az oltszemi és zoltáni területrészen
fejlődött ki, s rétegtanilag a folyóvízi összlet bázisán települ,
elválasztva a zoltáni szelvényben egymás fölött települő tavi és
folyóvízi rétegösszleteket. Kialakulása feltehetően egy olyan, az egész
terület fejlődéstörténetében fontos szerepet játszó tektonikus
eseményhez köthető, melynek során felgyorsult az É-i háttér
kiemelkedése, előidézve a hordalékkúp térszín D-i irányú kibillenését s
a tavi környezet ezzel együtt járó fokozatos regresszióját. A mindvégig
tavi felhalmozódású D-i területrészen e tektonikus esemény nem szakítja
meg az üledéksor folyamatosságát. A gidófalvi és zoltáni kifejlődések
laterális érintkezésére, a két környezet összefogazódását a
többszörösen áthalmozott, durvatörmelékek tavi üledéksorban való
megjelenése jelzi. Periodikus megjelenése az áthalmozódás intenzitását
alapvetően befolyásoló pleisztocén klímaingadozások ciklicitását
tükrözi.
Összefoglalás, konklúziók
A vizsgálatok során több metodológiai vonatkozású problémára figyeltünk
fel. A CPV koptatottság vizsgálatok eredményeiből látszik, hogy a
koptatottság mértékét a lehordási úthossz, a kőzet kopási
ellenállósága, ill. a szállítás módja együttesen határozzák meg, s ezek
dominanciaviszonya kőzettípusonként változó lehet.
A ZINGG-féle kavics-szemcsealak vizsgálatoknál tisztázódott, hogy egy
mintán belül a szállító közeg és a lerakódási térszín tulajdonságai a
szemcsealak jellemzők kis eltéréseiben tükröződnek. A teljes minta
átlagához viszonyítva fellépő kisebb szóródások a kőzettípusok eltérő
szöveti-szerkezeti jellegéből adódnak, ahol az átlagtól való kitérés
iránya, a szóródás tendenciája szorosan összefügg a kőzet üdeségével,
primer szerkezeti-elválási rendszerével (lemezes elválás, rétegzettség,
vulkáni bomba, mállottság stb.).
A homokminták szemeloszlása az alsó részen normális, unimodális
haranggörbe enyhén negatív ferdeséggel. A felső szakaszon az enyhén
negatív ferdeség enyhén pozitívba vált, jelezve, hogy a kezdetben
tavi-állóvízi környezetet fokozatosan a folyóvízi lerakódás váltja fel.
A felső rétegtagokban helyenként megjelenő bimodalitás a habkő eltérő
szállítódási, leülepedési viszonyaival függ össze (pszeudobimodalitás).
Az őskörnyezeti rekonstrukció eredményei alapján egy vegyes genetikájú,
változatos lerakódási térszíneken legyezőszerűen szétterülő, É-ról
D-felé kivékonyodó hordalékkúp képe rajzolódik ki, mely alsó szakaszán
összefogazódik az üledékgyűjtő medence centrumában megjelenő
állóvízi-tavi környezetekkel. A hordalékkúp fejlődéstörténetét
alapvetően meghatározta az aljzat D-i irányú fokozatos kibillenése, a
vulkanizmus egyidejű megújulása és a tavi környezetek regressziója. A
teljes üledéksor tehát nem tekinthető egy ős-Olt terasznak.
Az 5. rétegtag, diszkordáns települése folytán bármely idősebb rétegtag
anyagának fedőjében megjelenhet. E sajátos települési helyzet, ill. az
összlet anyagának intraformációsan reszedimentált jellege arra utal,
hogy a rétegsor e legfiatalabb tagja egy későbbi felszínfejlődési
eseményt képvisel, s legföljebb ez tekinthető egy igen korai
Oltterasz-üledéknek.
Irodalom
1. ALIMEN, H.; RĂDULESCO, C.; SAMSON, P. (1969): Precision
paleontologique et indice climatique relatif aux couche pleistocene de
la Depression de Brasov (Roumanie). Bull. Soc. geol. de Frace (7), X,
1968, Paris.
2. BALOGH K. (1991): Szedimentológia II-III. kötet, Akad. Kiadó, Budapest.
3. BRANDRABUR, T. (1964): Contribuţii la cunoaşterea geologiei şi
hidrogeologiei depozitelor cuaternare din bazinul Sf. Gheorghe. D. S.
Com. Geol. L/2, Bucureşti.
4. CASTA, I. (1971): Premieres données sedimentologique sur des
temoinnes de phenomenes periglaciaires quaternaires dans le Bassin
Brasov, Roumanie. C. R. Acad. Sc. p. 272, Paris.
5. CASTA, I. (1980): Les Formations quaternaire de la Depression de
Brasov, Roumanie. These dr., 256 p., Univ. d’ Aix Marseilles.
6. DUMITRU, IOANA (1955): Contribuţii la cunoaşterea Pliocenului din
Bazinul Baraolt. Rev. Univ. I.C.P. şi Politehn., Ser. Şt. Nat. vol. 8,
Bucureşti.
7. FOLK, R. L. (1968): Petrology of Sedimentary Rocks. Austin: Hemphills, p. 170.
8. GHENEA, C., et al. (1981): Pliocene and Pleistocene deposits in the Braşov Depression. SEQS-INQVA, Bucharest.
9. IANCU, M. (1965): Terasele Oltului în Depresiunea Braşovului,
Analele Univ. Buc. Ser. Şt. Nat. Geol. Geogr. XIV/1, Bucureşti.
10. JIPA, D. (1987) Analiza granulometrică a sedimentelor. Semnificaţii genetice. Ed. Acad. RSR, Bucureşti.
11. KOZÁKNÉ T. Julianna; KOZÁK M. (1980): A durvatörmelékes üledékek
szemcsejellemzőinek meghatározásához szükséges minta tömege. Földtani
Közlöny 110. pp. 104-111.
12. KOZÁKNÉ T. Julianna; KOZÁK M. (1981): Vulkanitok görgetettségi vizsgálata hordalékban. Földtani Közlöny 111. pp. 298-306.
13. LITEANU, E.; MIHĂILĂ, N.; BRANDRABUR, I. (1962): Contribuţii la
studiul cuaternarului din Bazinul mijlociu al Oltului (Bazinul
Baraolt). Stud. Cerc., vol. VII/3-4, p. 48-51, Bucureşti.
14. LITEANU, E.; GHENEA, C. (1966): Cuaternarul din România. Stud. tehn. econ. Seria H, 1, Bucureşti.
15. MORIYA, I.; OKUNO, M.; NAKAMURA, T.; ONO, K.; SZAKÁCS, AL.;
SEGHEDI, I. (1996): Radiocarbon ages of charcoal fragments from the
pumice flow deposit of the last eruption of Ciomadul volcano, Romania.
Summaries of Researches using AMS at Nagoya University, VII, p. 255.
16. MRAZEC, L. (1932): Consideration sur l’ origine des depressions
internes des Carpathes, Roumanie. Bul. Soc. Rev., I, Bucureşti.
17. ORGHIDAN, N. (1929): Observaţii morfologice în regiunea Braşovului
- Bazinul Tg. Secuiesc. Rev. “Ţara Bîrsei”, p. 1-3, Braşov.
18. PATRULIUS, D.; MIHĂILĂ, N. (1966): Stratigrafia depozitelor
cuaternare din împrejurimile Braşovului şi neotectonica Depresiunii
Bîrsei. An. Com. Stat. al Geol., vol. 35, p. 259-298, Bucureşti.
19. SAMSON, P.; RĂDULESCU, C.; KOVÁCS, S. (1969): Faunele de mamifere
şi stratigrafia cuaternarului în Depresiunea Braşov. Aluta, p. 193-211,
Sfîntu Gheorghe.
20. SNEED, E. D.; FOLK, R. L. (1958): Pebbles in the lower Colorado
River, Texas a study in particle morphogenesis. J. Geology 66. 114-150.
21. SZÁDECZKY KARDOSS E. (1933): Die Bestimmung des Abrollungs grades. Zentralbl. Min. Geol. Pal., Abt. B, 389 - 401.
22. TÖVISSI, I. (1974): Morfogeneza văii Oltului superior. Stud. Univ.”BabeŞ-Bolyai”, Ser. Geographica, 2, Cluj.
23. TÖVISSI, J. (1972): Schimbările albiei Oltului la extremitatea de
sud a Munţilor Baraoltului. Aluta, p. 249-260, Sfîntu-Gheorghe.
24. TÖVISSI, J. (1997): Az Olt küszöbei. Simpozion geologic “Geo 97”. M. Ciuc.
25. ZINGG, Th. (1935): Beiträge zur Schotteranalyse. Schweiz. Min. Petr. Mitteil., 15, p. 39-140.
ACTA - 1997 (A Csíki Székely Múzeum és a Székely Nemzeti Múzeum Évkönyve)
|
|
Elektronikus Könyvtár 
