|
|
|
Korrelatív eseménytörténeti rekonstrukció a Baróti-medence és a DNy-Hargita pontusi-pleisztocén ... |
|
|
|
|
Acta 1997 - Természettudomány
|
|
Írta: LÁSZLÓ Attila, KOZÁK Miklós, PETŐ Anna Krisztina
|
Bevezetés
A Kárpát-medence részmedencéinek fejlődéstörténetében mai ismeretek
alapján egyre több olyan egyedi vonás rajzolódik ki, amely az általános
medencefejlődési folyamatokon belül a helyi különbségekre irányítja a
figyelmet. Különösen érvényes ez a peremi helyzetű kis medencék
esetében, amelyek a kárpáti takarók mozgásai során differenciáltan
különültek el a nagy központi medencétől, ill. a külső előtéri
süllyedékektől (pl. Dáciai-medence). A fejlődés különböző stádiumaiban
egyedi jellegeik tisztázása azért fontos számunkra, hogy bennük
szétválaszthatók legyenek a kárpáti térség egészét meghatározó
nagyszerkezeti hatások és ezek rétegtani, vulkanológiai következményei,
valamint a lokális jelenségek és ezeknek a helyi fejlődésmenetet
meghatározó szerepe.
A Baróti-medence a Keleti-Kárpátok belső medencesorának DNy-i helyzetű,
közel 500 km2 kiterjedésű egysége. Helyzeténél és rétegtani
adottságainál fogva kitűnően alkalmas az utóbbi 5 millió év
fejlődéstörténetének rekonstruálására, a pásztás és mozaikos
részegységek kapcsolatainak tisztázására.
Problémafelvetés
Korábbi szórványos megfigyelések, kisebb fúrások, vulkanitokban
megfigyelhető zárványok alapján, valamint a medenceperem felszínre
emelt aljzat-képződményeinek térképi feldolgozásával századunk első
felében már viszonylag megbízható kép rajzolódott ki a medence földtani
viszonyairól (BÁNYAI J., 1922, 1929; JEKELIUS, E., 1923, 1932; MRAZEC,
L., 1932; SZÁDECZKY K. Gy., 1929). Az utóbbi ötven év során több mint
300 nyersanyag- és szerkezetkutató mélyfúrás mélyült, azon kívül
számottevő bányászati tevékenység folyt a térségben. Ugyancsak kutatási
céllal a képződményeket nagy számú geofizikai fúrásszelvény és terepi
felvételezés segítségével jellemezték.
Ennek alapján ma már viszonylag pontos képet alkothatunk a
medencealjzat helyzetéről, szerkezeti tagoltságáról, anyagi
összetételéről, valamint a medencekitöltő üledéksor sajátosságairól
(GHEORGHIU, C., 1953; AIRINEI, Şt. et al., 1961, 1972a,b; LITEANU, E.,
1962; RĂDULESCU, D., 1965, 1970; GAVĂT, I., et al., 1971; PELTZ, S.,
1971; KRISTÓ A., 1972; SAVU, M. Gh., et al., 1978, 1981, 1984; KUSKO,
M., 1983; LÁSZLÓ A., et al., 1995, 1997a,b).
A Baróti-Barcasági-Háromszéki medencék rétegtani és fejlődéstörténeti
rekonstrukcióját megnehezítette, hogy még a Paratethys üledékek
faunaegyüttesei sem korrelálhatók nagy pontossággal a Dáciai-medence
faunájával, amelyhez vizsgálati körzetünk kapcsolódott. A
biosztratigráfiai különállás a faunaösszlet endemikus voltából és helyi
jellegéből következik, így csaknem önálló rétegtani egységként kell
kezelnünk. Amennyiben egyéb adalékok (litológiai, fáciestani,
paleomágneses, radiometrikus korvizsgálat) alapján sikerül a maximum
550 m vastagságú üledéksort kronosztratigráfiailag azonosítani és
tagolni, akkor nyílik lehetőség a középső és külső Paratethys hasonló
korú képződményeivel való párhuzamosításra is. Ugyancsak ezek segítenek
hozzá a Kárpát-medence belső részeivel való párhuzamosításhoz, mivel a
rétegtani-vulkanológiai változások a Pannon-medencét is érintő
geodinamikai eseményekhez kapcsolhatók.
Medencealjzat és szerkezete
A Baróti-medence aljzatát túlnyomórészt a belsőkárpáti flisövezet
Csalhói takarójának erodált és tagolt felszínű, alsóbb rétegtani
helyzetű kréta egységei képezik. Mint a korábbiakban rámutattunk
(LÁSZLÓ A. et al, 1995, 1996a,b), e kréta összlet nagy valószínűséggel
egészen a pontusi emelet végéig eróziós szárazulati térszint képzett.
Ennek tudható be a „csonka” szelvény viszonylag szűk intervallumot
átfogó volta, s kifejlődésének fáciestani változatossága. A terület
alapvetően egy É-ÉNy-i vergenciájú, valamint egy K-i irányú, többször
ismétlődő torlónyomásnak volt kitéve. A tágabb kárpáti térség
nagyszerkezeti fejlődésének fontosabb kréta-miocén szerkezeti eseményei
egyaránt hatottak erre a flis takaróra. Mai állapotának kialakulásában
szerepe volt a flis sorozat korai plaszticitásának, majd későbbi
kőzetmechanikai elmerevülésének. Az alapvetően É-D-i csapású pásztás
elrendeződést és gyűrődést még az alsókréta-eocén szerkezeti mozgások
hozták létre, míg a felsőkréta-oligocén és az azt követő időszakok
váltakozó, kettős vergenciájú mozgásai az erodált felszínű szerkezeti
pászták töréses tönkremenetelét és mikroblokkos feldarabolódását
idézték elő. A Moesiai-tábla kainozóos Ny-ÉNy-ias elmozdulásai az
általa létrehozott feltolódási síkok mentén, jobbos vetőkként működő
kisebb horizontális elmozdulásokat idéztek elő, néhány száz méteres
vonszolódásokat okozva a mikroblokkosodott szerkezetekben (1. ábra in:
LÁSZLÓ A., et al., 1997b; 2. ábra in: LÁSZLÓ A., et al., 1997a). A
frontális torlónyomások minden alkalommal létrehozhatnak egy diagonális
jellegű haránttörés-rendszert, amely azonban többnyire litoklázis
jellegű és esetünkben leginkább a medenceperemeken érzékelhető a
jelenléte.
A Baróti-medence aljzatának tektonikáját tehát szerkezeti mozaikosság
jellemzi, amelyben időrendileg az alábbi fő irányok szuperponálódnak
egymásra:
- K-i vergenciájú gyűrődések, É-D-i tengelyű redőátnyíródások és K-i
irányú, nagyméretű feltolódások, ÉNy-DK-i és ÉK-DNy-i (diagonális)
törések;
- É-ÉNy-i vergenciájú torlómozgások, ÉK-DNy-i csapású, kisméretű
feltolódási frontok, diagonális helyzetű É-D-i és K-Ny-i törések;
- Az ÉK-DNy-i feltolódási frontok, ill. diagonális törések mentén kis
méretű (20-50 m) horizontális elmozdulások (jobbos vetők).
A vázolt mozaikszerkezet töréses vonalai és vetői többször aktiválódtak
és ma is élő rendszerek. Hatásuk a fiatalabb (< 5,5 millió év)
időszakok igen intenzív szerkezeti mozgásai során szakaszosan ismétlődő
jelleggel érvényesültek.
Körzetünkben kiemelt jelentősége volt a K-i irányú térrövidülésnek,
amely a paleozóos, ill. paleo-mezozóos alaphegység É-D-i csapású
pásztáit létrehozták, majd ezek fel- és rátolódásait okozták. Egyes
közrezárt sávok relatíve lefelé mozdultak el, valószínűleg a rátolódás
következtében. E süllyedés elérhette a tengerszintet is,
transzgressziós környezet kialakulását téve lehetővé.
A medencekitöltő üledékek és vulkanoszedimentek izovastagsági térképei
(1, 2, 3. ábra) segítenek annak nyomozásában, hogy az említett
szerkezeti elemek közül a fiatal pliocén-kvarter szerkezeti mozgások
során mikor melyek lehettek leginkább aktívak, ezek hogyan határozták
meg a medenceszerkezet formálódását, kitöltődését és a relatíve
kiemelkedett területeken a szelektív erózió mértékét.
A 1. ábra jelzi azt, hogy a vulkanizmus kezdetén a medence É-i fele,
valamint az É-Hargita és előtere süllyedt környezetéhez képest, és
fedődött le piroklasztikumokkal. Innen É-D-i csapású pászták nyúlnak D
felé, szintén vulkáni törmelékekkel lefedve. Az egységesebb képet
mutató É-i területrésszel szemben D-i irányban érzékelhető egy
erőteljesebb haránttagolódás, mozaikosodás, amely a
Barót-Bibarcfalva-Magyarhermány vonalon felülbélyegződik az ÉK-DNy-i
csapású feltolódási-vetődési vonalak hatása által. A medence D-i
peremén kiemelt helyzetben lévő kréta aljzat É-i blokkhatárai már a
Kárpát-kanyar D-i részeinek szerkezetirányaihoz, valamint a
Moesiai-tábla mozgása által előállt szerkezetek csapásához igazodnak. A
K-i irányú torlónyomás a Baróti-hegység masszívabb, kiemeltebb blokkját
megkerülő elnyíródásokat okoz.
Vulkanológiai tendenciák
A Baróti-medence peremein és belsejében szórványosan megjelenő
bázisos-neutrális, ill. neutrális-savanyú magmás testek időbeli-térbeli
elrendeződése korrelatív módon kíséri a medence szerkezeti
kialakulásának és fejlődésének fázisait. Az erőteljesebb aktivitás a
K-i és ÉK-i, valamint a D-DK-i szegélyeken jelentkezik. Időben D felé
fiatalodik, s ugyanerre csökken a lávakőzetek mennyisége és a hozzájuk
kapcsolódó piroklasztitok tömege. Utóbbiról a 3. ábra nyújtja a legtöbb
információt.
A vulkanizmus térbeli elrendeződése egy olyan geomechanikai folyamathoz
kapcsolódik, amely a K-i vergenciájú torlódásokkal indul, és az É-ÉNy-i
vergenciájú mozgásokkal zárul. Ezen belül megkülönböztethető a
feltolódási frontokhoz köthető centrolabiális elrendeződésben felszínre
kerülő differenciáltabb magmák és a haránttörésekhez kötött, kevésbé
differenciált magmák megjelenése.
Az aljzatzárványok főként azokban a szubvulkáni és vulkáni testekben
jelennek meg nagyobb számban, ahol a szerkezeti elemek átmetsződési
pontjainál korán felnyomuló magmák mintegy megtisztítják a kialakuló
felvezető csatorna környezetét. Így a rétegvulkáni szerkezetek késői
termékeiben már csak ritkán jelennek meg. Az egyszeri felnyomulásból
származó kőzettestekben viszonylag gyakran megfigyelhetők. A vulkáni
aktivitás mindenkor követi a tektonikai mozgásokat. A vulkanizmus késői
stádiumában ismétlődő folyamatok esetén valószínűsíteni lehet, hogy a
magmakamrák részleges kiürülése és nyomáscsökkenése tovább fokozza a
szerkezeti tagolódás mértékét.
Medenceüledékek
A Baróti-medence és a Hargita DNy-i előtere szoros szerkezetgenetikai
összefüggést mutat a Alcsíki- és Középcsíki-medencével (AIRINEI, Şt.,
PRICĂJAN, A., 1972a,b). Ezek létrejöttében a Persányi
kristályos-mezozóos öv nagyméretű feltolódásai játszottak szerepet. Az
1. ábrán kirajzolódó üledékgyűjtő pászták ennek frontális csapását
követik. E feltolódás előterében fokozatosan és szakaszosan kialakuló
fiatal medencesor (Baróti-Háromszéki) a Csíki-medencékkel genetikailag
összefüggő rendszert alkot, következésképpen üledéksoraikban litológiai
szinkronitások jelenhetnek meg. E medenceképződési folyamatokat egy
Ny-ról K-re vándorló késleltetés jellemzi, melyet legalább három ízben
szakítanak meg a D-Hargita komplexum vulkanizmusának anyagszolgáltató
fázisai. Ez az eleinte még összefüggő Baróti- és Csíki-medencék
egységét lazán összefüggő részekre szabdalja, mintegy belső barriert
képezve e részek között.
A folyamatsor első intenzívebb szakaszát a Baróti-medencében a
D-Hargita É-i részének DNy-i előterében rekonstruálhatjuk. A
piroklasztikumok szétszóródása és lehordódása folyamatosan gyengülő
távolhatással jelentkezik. A süllyedés ütemével nagyjából lépést tart a
piroklasztikumok áthalmozódása, egy olyan fluviolakusztrikus
környezetben, ahol a D-i medencerészen egyidejűleg szénlápképződés
feltételei is kialakulnak. Az É-Hargita D-DK-i előterében és a Lucs
területén olyan mértékű a piroklasztikumok fel- és áthalmozódása, hogy
ott egy kimagasodó térszínt képez lehordási tápterületként funkcionálva
a DNy-i és D-i medenceterületek felé. Ugyanez a hatás követhető a
Középcsíki-medencében is.
A felszín bizonyos fokú kiegyenlítődése és regionális süllyedése volt
szükséges ahhoz, hogy az édesvízi mocsárlápok az É-i medencerészre is
kiterjedjenek. Míg az I-II. számú széntelepek a medence D-i és Ny-i
részén fejlődnek ki, addig a III. sz. széntelep az É-i és K-i részen is
megjelenik.
A Baróti-medence egységes süllyedésére utal a III. sz. széntelep
fedőjében megjelenő, általános elterjedésű, világosszürke
agyagmárgasorozat, amelyben a tufitos és tufa jellegű alkotók
részaránya az egyes szinteken akár az 50 %-ot is megközelítheti (BÁNYAI
J., 1957). Faunaelemeinek megjelenése a Dáciai-tengeri üledékgyűjtővel
való közvetlen kapcsolatra enged következtetni. A medence általános
mélyülésével és folyamatos feltöltődésével szinkronban a D-i
medenceperemeken kisebb széntelepes mocsárlápok alakulnak ki (IV-V.
széntelepek). A kolozsvári egyetem kutatóinak palinológiai vizsgálatai,
valamint az ostracoda elemzések alapján egy kiédesedő, brakkvízi,
oligohalin beltengeri környezet rekonstruálható, melynek megjelenésével
egyidejűleg egy éghajlati lehűlés nyomai jelentkeznek.
Ezt az egységesülő képet szakítja meg a vulkáni aktivitásnak egy újabb
periódusa, amelynek centrumai ÉNy felől DK felé áttevődnek a
Kakukk-hegy-Piliske régióba, valamint a medence belsejében a Tirko
csoport területére és annak környezetére.
A K-i vergenciájú mozgások diagonális töréseinek vulkáni aktivitása nem
okozza a medencealjzat jelentősebb felszabdalódását. Így nagyobb
diszkordanciák sem jelennek meg az üledéksorban, viszont uralkodóvá
válik átmenetileg a piroklasztikumok nagy területeket érintő
szétszóródása. A vulkáni centrumok környezetében oly nagytömegű a
piroklasztikumok és lávabreccsák mennyisége, hogy azok szárazulati
térszíneket képeznek. Saját környezetükben erőteljesebben, tőlük
távolodva csökkenő mértékben hosszú időn át meghatározzák az
üledékképződés mértékét és jellegét. Lemosódásaik helyenként
összefogazódnak a medence belsejében folyamatosan lerakódó
világosszürke agyagmárgákkal, amelyek anyagához a fenékáramlások révén
változó mennyiségben szolgáltatnak finom szemcseméretű összetevőket.
A medencefejlődés és a vulkanizmus kapcsolatának még követhető, utolsó
nagy periódusát egy általános üledékfeltöltődés jellemzi. A folyamat a
terület jelentős részén sekélyvízborításos mocsárlápképződéssel indul.
Az ehhez kapcsolódó széntelepes rétegsor a medence É-i, K-i és D-i
szegélyén fejlődött ki, és helyenként a mai felszínközeli zónákban
található. A medence környezetének térszínemelkedése megszakítja a
tengeri kapcsolatokat. Ezek a mozgások váltják ki a térség
vulkanizmusának utolsó jelentős fázisát. Ennek termékei a medence
fluviolakusztrikus rétegsorában korrelatív
vulkanoszediment-betelepüléseket alkotnak.
A vulkáni aktivitás fő centrumai a K-i vergenciájú feltolódások
ÉNy-DK-i diagonális törésrendszerén fejlődött ki a Lucs-Kakukk-hegy
vonulat DK-i elvégződésénél, a Piliske-Csomád régióban. A komplexumok
helyzetét a Hargita vulkáni tömegének csapásirány menti kéregterhelő
hatása által kiváltott vulkanotektonikus beroppanás határozta meg. Fő
centrumai ott alakultak ki, ahol a medence D-i szegélyén átfutó jobbos
vetőrendszer átmetszi a vulkáni pásztát. A nedves környezet hatásának
tudható be a vulkáni fázis kezdeti mikroritmusait jellemző piroklasztit
képződési hajlam. A magma-víz kölcsönhatás következményeként fokozott
transzvaporizáció, habláva-képződés és horzsásodás következett be. A
tufák és horzsaköves tufák nagy területen szóródtak szét a medence
centrumkörüli zónájában, többször megszakítva a fluviolakusztrikus
üledékképződés menetét. A teljesen izolálódott részmedencék
maradványtavaiban diatomit és horzsakőrétegek rakódtak le.
A centrális lávaömléseket a Lucs-Piliske összlet szegélyei mentén
ÉNy-DK-i csapású peremi bezökkenések kísérték. Alárendeltebben a
ÉK-DNy-i haránttörések is aktiválódtak, helyenként a vulkáni
komplexumokat is átmetszve. E törésrendszerek mentén intenzív vulkáni
utóműködés nyomai láthatók (gejzírtevékenység, hévforrások, fumarolák,
mofetták, agyagosodás, vasércképződés, opálkiválás stb.) Ez a működés
időben átfedődik a diatomitok tavi lerakódásával. A metakovasavban
gazdag hévízfeltörések a tufogén, agyagos, diatomitos, finomréteges
üledékekben menilitek és dobostortaopálok képződését eredményezték. A
fiatalabb és hidrogeológiailag aktív szerkezeti vonalak mentén
kialakult termogravitatív cirkuláció huzamos ideig működött, és
jelentősen hozzájárult a törések menti gázfeláramlásokhoz, valamint a
szénsavas ásványvizek felszínre kerüléséhez.
Eseménytörténeti párhuzamok
A Baróti- és a Dáciai-medencék között egymással korrelálható tengeri
kapcsolat csupán csak a III. sz. széntelep létrejötte és a pleisztocén
Piliske-Mitács második nagy vulkáni fázisa közötti időben létezett. Így
a részmedencék korrelációs alapját elvileg ez az agyagmárgás sorozat
képezheti. Mivel azonban a Csíki-medence elzáródása, kiédesülése már a
Piliske első fázisától bekövetkezik, így gyakorlatilag az egyes,
fokozatosan lefűződő részmedencéket mindig a D-i, még el nem zárt
üledékgyűjtők rétegsorával kell összehasonlítani. Tehát a
Felcsíki-Barcasági medencesor tagjai között, a fokozatos és
vulkanotektonikai fázisokkal korolható lefűződések miatt, É-ról D felé
haladva, egymást követően szakadnak meg a tengeri kapcsolatok. A
Barcasági-medencének a Dáciaival való összefüggése feltehetően csak a
pleisztocén kezdetén bekövetkező térszínmozgások során szűnik meg. A
felsőpliocén-pleisztocén szerkezeti tagolódás jelentős térszíni
különbségeket hoz létre a kb. 3-4 millió éve még összefüggő medencesor
mind jobban izolálódó tagjai között.
Az 1. táblázat a vulkáni képződmények radiometrikus koradatai alapján
(PELTZ, S., 1987; PÉCSKAY Z., 1992; SZAKÁCS, A. et al., 1994;
BALINTONI, I. et al., 1995) rendezi sorba a főbb vulkáni ritmusokat.
Ezek jól azonosíthatók a Baróti-medence rétegsorában kimutatható
vulkáni-vulkanoszediment fázisokkal, amelyek az adott aktivitási
szakasz paroxizmusát jelölik ki. Ezáltal a medencekitöltő rétegsor
üledékes szakaszai koradatolhatóvá válnak.
Az egységes medenceszerkezet kialakulása ennek alapján kb. 5,5-4,0
millió év között történhetett. Az Alcsíki-medence lefűződése a Piliske
(I. fázis)-Kakukk-hegy-Tirko vulkáni működés idején következhetett be,
mintegy 3,6 millió évtől kezdődően. A Baróti- és Barcasági medencék
tengeri kapcsolata a Málnás-Bükszád, ill a Piliske (II. fázis)-Csomád
vulkáni aktivitás idején szakadt meg. Ezek az események egyben a tágabb
szerkezeti keretek K-i vergenciájú feltolódásainak fő időhorizontjait
jelölik ki.
A medencefelszín a Közép- és Alcsíki-medencékben ma átlagosan 600-650 m
(tszf.), a Barcasági-medencében 500-550 m (tszf.), a Baróti-medencében
pedig 475-500 m (tszf.). Ennek köszönhető, hogy mai vízrajzi
kapcsolataikban is a DNy-ias szintesés érvényesül.
Irodalom
1. AIRINEI, Şt.; MURGEANU, G. (1961): Contribuţii geofizice la
cunoaşterea fundamentului curburii Carpaţilor Orientali. R.P.R., Stud.
Cerc. Geol., vol. IV/1, Bucureşti.
2. AIRINEI, Şt.; PRICĂJAN, A. (1972a): 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.
3. AIRINEI, Şt.; PRICĂJAN, A. (1972b): Corelaţii între structura
geologică profundă şi aureola mofetică din jud. Covasna. Cu privire la
zonele de apariţie a apelor minerale carbogazoase. Aluta, p. 181-194,
Sf. Gheorghe.
4. BALINTONI, I.; SEGHEDI, I.; SZAKACS, 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. 7-10, Bucharest.
5. BALOGH K. (1991): Szedimentológia, vol. II, p. 228-25o. Akad. Kiadó, Budapest.
6. BÁNYAI, J. (1922): Studiul geologic asupra flancului de vest
mijlociu al munţilor Harghita. D. S. Inst Geol. Rom. vol. X, Bucureşti.
7. BÁNYAI J. (1929): A Hargita vulkanikus kőzeteinek elterjedése. In:
Emlékkönyv a Székely Nemzeti Múzeum 50 éves Jubileumára, Székely
Nemzeti Múzeum, p. 503-507. Minerva Irod. és Nyomdai Műintézet,
Kolozsvár.
8. BÁNYAI J. (1957): A Magyar Autonóm Tartomány hasznosítható ásványi kincsei. Tudományos Könyvkiadó, Bukarest.
9. BRUCE, E.; HOBBS, et colab. (1988): Principii de geologie structurală. Ed. Şt. şi Encicl., Bucureşti.
10. GAVĂT, I.; AIRINEI, Şt. (1971): Praguri, horsturi şi cordiliere în
structura profundă a Carpaţilor dintre văile Oltului şi Trotuşului.
Bul. Soc. St. Geol. R.S.R., vol. XIII, p. 23-72, Bucureşti.
11. GHEORGHIU, C. (1953): Relaţiile dintre sedimentele terţiare şi
eruptivul lanţului Harghita, fenomene postvulcanice. D. S. Comit.
Geol., vol. XL, p. 131-137, Bucureşti.
12. JEKELIUS, E. (1923): Zăcăminte de lignit din bazinele pliocene de
pe valea superioară a Oltului. D. S. Inst. Geol. vol. XI, Bucureşti.
13. JEKELIUS, E. (1932): Die Molluskenfauna der Dazischen Stufe des Beckens von Braşov. Bucureşti.
14. KRISTÓ, A. (1972) Unele probleme privind delimitarea şi denumirea
unităţilor de relief din împrejurimile depresiunilor intracarpatice ale
Oltului superior. Aluta, p. 241-249, Sfîntu Gheorghe.
15. KUSKO, M.; et colab. (1983): Zăcămîntul de lignit de la Sf.
Gheorghe şi pozitia lui stratigrafică în suita depozitelor pliocene ale
bazinului intramontan al Ţării Bîrsei. Cerc. Geol. Geogr., vol. 28, p.
125-131, Bucureşti.
16. LITEANU, E.; MIHĂILĂ, N.; BRANDRABUR, I. (1962): Contribuţii la
studiul cuatrenarului din Bazinul mijlociu al Oltului (Bazinul
Baraolt). Stud. Cerc., vol. VII/3-4, p. 48-51, Bucureşti.
17. LÁSZLÓ, A.; KOZÁK, M. (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.
18. LÁSZLÓ, A.; KOZÁK, M.; PÜSPÖKI, Z. (1997a): Szerkezeti
vulkanológiai és magmás kőzettani vizsgálatok a Baróti-medence keleti
részén. Cercetări structurale, vulcanologice şi petrografice asupra
magmatitelor pliocene din zona estică a Bazinului Baraolt. ACTA - 1996,
p. 17-32, Sf. Gheorghe.
19. LÁSZLÓ, A.; DÉNES, I. (1997b): Elemente structural-tectonice pentru
un model evolutiv în zona bazinului Baraolt. ACTA - 1996, p. 1-16, Sf.
Gheorghe.
20. MRAZEC, L. (1932): Considerations sur l’origine des depressions
internes des Carpathes, Roumanie. Bul. Soc. Rev., Bucureşti.
21. PELTZ, S. (1971) Contribuţii la cunoaşterea formaţiunii
vulcanogen-sedimentare pleistocene din sudul munţilor Harghita şi
nord-estul bazinului Baraolt. D. S. Inst. Geol. Geogr. , vol. LVII/5,
p. 173-189, Bucureşti.
22. PELTZ, S.; VAJDEA, E.; BALOGH, K.; PÉCSKAY, Z. (1987):
Contributions to the chronological study of the volcanic processes in
the Călimani and Harghita Montains, (Carpathians, Romania). D. S. Inst.
Geol. Geof. vol., 72-73/1, p. 323-338, Bucureşti.
23. PÉCSKAY, Z.; SZAKÁCS, A.; SEGHEDI, I.; KARÁTSON, D. (1992): Új
adatok a Kakukkhegy és szomszédsága (Dél-Hargita, Románia)
geokronológiai értelmezéséhez. Földtani Közlöny 122/2-4, p. 265-286,
Budapest
24. RĂDULESCU, D. (1965): Contribuţii la cunoaşterea structurii
geologice a munţilor Harghita D. S. Com. Geol. , vol. 5O, p. 57-68,
Bucureşti.
25. RĂDULESCU, D.; PELTZ, S. (1970): Observaţii asupra paleogeografiei
teritoriului eruptiv Călimani-Gurghiu-Harghita, în cursul pliocenului.
Stud. Cerc. Geol. Geogr. Ser. Geol., vol. 15/1, Bucureşti.
26. SAVU, M. Gh.; LUBENESCU, V.; CIŞMARU, Gh. (1978): Asupra vîrstei
formaţiunii productive din Bazinul Baraolt. D. S. Inst. Geol. Geogr.,
vol. LXV/4, Bucureşti.
27. SAVU, M. Gh.; LUBENESCU, V.; CIŞMARU Gh. (1981): Asupra vîrstei
formaţiunilor productive din Bazinul Baraolt. D. S. Inst. Geol., vol.
LXV, Bucureşti.
28. 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.
Teza de doctorat. Fac. Geol. Geogr. Univ. Bucureşti.
29. SZÁDECZKY KARDOSS Gy. (1929) A Székelyföld képződése. In:
Emlékkönyv a Székely Nemzeti Múzeum 50 éves Jubileumára, Székely
Nemzeti Múzeum, p. 491-502, Minerva Irod. és Nyomdai Műintézet,
Kolozsvár.
30. SZAKÁCS, A.; SEGHEDI, I.; PÉCSKAY, Z.; KARÁTSON, D. (1994):
Time-Space evolution of Neogene/Quaternary Volcanism in the
Călimani-Gurghiu-Harghita Volcanic Chain (East Carpatians, Romania).
International Volcanological Congress IAVCEI, Sept. Ankara.
ACTA - 1997 (A Csíki Székely Múzeum és a Székely Nemzeti Múzeum Évkönyve)
|
|
Elektronikus Könyvtár 
