|
|
|
Pliocén-pleisztocén vulkanoszediment szintek a Baróti-medence fiatal üledéksorában |
|
|
|
|
ACTA 1998 - Természettudomány
|
|
Írta: LÁSZLÓ Attila, KOZÁK Miklós
|
(Kivonat) A Baróti-medence kréta aljzatára települt max. 500 m vastagságú
pliocén–pleisztocén rétegsorban három nagy
piroklasztit-vulkanoszediment rétegcsoport települt, amelyek
rétegtanilag markáns vezető szinteket alkotnak. Anyaguk a medence ÉÉK-i
peremét határoló hargitai andezites vulkáni vonulat DK felé fiatalodó
egységeinek működéséhez kapcsolódik, így radiometrikus korvizsgálatok
alapján párhuzamosíthatók (LÁSZLÓ A. et al. 1997). Anyaguk alárendelten
települt piroklasztikum, nagyobbrészt áthalmozásból származik. Az alsó
vulkanoszediment szint a medencét kitöltő üledékek aljzatát képező
alapbreccsába ágyazódott, és a vulkáni tevékenység kezdetét jelöli a
Baróti-medence É–ÉNy-i szegélyén. A középső csoport durva
agglomerátumos jellege, nagy kiterjedése a Kakukk-hegy–Piliske–Mitács
vulkáni centrumok heves robbanásos tevékenységéhez kapcsolódik. A nagy
energiájú kitöréssorozat a centrumok szegélyein kialakult egyidejű
tengerborítás és mag-ma-víz kölcsönhatások következménye. Ehhez a
szinthez kapcsolódik a medencebeli kisebb vulkáni és szubvulkáni testek
kialakulása, mint például a Tirko csoport (LÁSZLÓ A. 1996a).
A felső szint ritmikus lerakódású, vegyes összetételű összlet, amely az
alsó vulkanoszediment összlettel azonos módon, fluviolakusztrikus
környezetben jött létre. A felső csoporthoz diatomitos tavi üledékek és
jelentős mennyiségben a vulkáni utóműködés termékei kapcsolódnak.
Bevezetés
A persányi kristályos-mezozóos öv, a Hargita vulkáni komplexum és a
Baróti-hegység által szegélyezett fiatal Baróti-medence a kréta flis
szerkezetileg tagolt és beroppant pásztáinak felszínén alakult ki az
utóbbi 5,0–5,4 millió év során (1. ábra). A 475–650 m (tszf.)
magasságban húzódó terület felszínét a Kormos- és Barót-
patak vízrendszere erodálja a késő pleiszto-cén–holocén felszínfejlődés
során. A piroklasztitokban gazdag üledéksor a medenceperemeken
szerkezetileg és eróziósan, a medencebelsőben főként eróziósan tagolt
és feltárt. A felszínre emelt aljzat képződményeinek térképi
feldolgozásával, valamint a medenceüledékek szórványos megfigyelései
alapján a század első felében viszonylag átlátható kép rajzolódott ki a
Baróti-medence és a Dél-Hargita DNy-i lejtői földtani viszonyairól
(BÁNYAI J., 1922, 1929, 1957; JEKELIUS, E., 1923, 1932; SZÁDECZKY K.
Gy., 1929; MRAZEC, L., 1932). A következő évtizedekben több dolgozat
taglalja a medence-kitöltő üledékek rétegtani viszonyát a
közbetelepült, a Hargita vulkáni vonulatából származó
vulkanoszedimentek összleteivel. (GHEORGHIU, C., 1953; RĂDULESCU, D.,
1965; RĂDULESCU, D. şi PELTZ, S., 1970; PELTZ, S., 1971). Dolgozatok
sorozata egyre tisztább képet nyújt a vulkanitok és az üledéksorozat
kifejlődési koráról. (CASTA, I., 1980; GHENEA, C. et al., 1981a, b;
PELTZ, S. et al. 1987; BALINTONI, I. et al., 1995; PÉCSKAY Z. et al.
1992, 1994, 1995; SZAKÁCS, A. et al., 1993, 1995). A szakirodalmi
forrásokból származó, a Dél-Hargita vulkanitjain mért K/Ar
radiometrikus koradatok hármas osztatú rétegtani rendszerbe
illeszkednek. A vulkáni tevékenység periódusai között közbetelepült
medenceüledékek két rétegcsoportra tagolódnak (LÁSZLÓ A. et al., 1997).
A helyenként 500 m vastagságot is elérő medencekitöltő üledéksor a
felszíni erózió által több, mint 100 méter mélységig feltárul, így a
fiatalabb üledékképződési szakaszok képződményei a felszínen is
megfigyelhetők. Egyes, szerkezetileg kiemeltebb és változó mértékben
letarolódott blokkok (pl. Köpec, Bodos, Szárazajta környéke) az
üledéksor rétegtanilag mélyebb helyzetű részeit is tanulmányozhatóvá
teszik felszíni kibúvásban. Ezt a képet egészíti ki az utóbbi harminc
év során több, mint 300 nyersanyag- és szerkezetkutató mélyfúrás és a
számottevő bányászati tevékenység térképanyaga. Az ipari célú fúrásos
kutatások lehetővé tették, hogy a medence egészére vonatkozólag
rekonstruálható legyen a fiatal medencekitöltő rétegsor és
párhuzamosíthatóak legyenek a közel 500 km2 kiterjedésű terület
legjelentősebb képződményei.
A kutatási eredmények alapján megszerkeszthetővé vált a szerkezetileg
erőteljesen igénybe vett kréta flis képződményekből álló medencealjzat
felszínének morfológiája, amely egyben a pliocén fekü szintvonalas
térképeinek felel meg (LÁSZLÓ A. et al., 1996b). Ezen kirajzolódik,
hogy legmélyebb része a Köpec–Füle (Kormos–Olt) vonalon árokszerű
süllyedékként húzódik ÉÉK–DDNY-i irányban. E szerkezeti árok csapása
nagyjából megegyezik a persányi mezozóos feltolódási öv lefutásával.
Ugyanez az irányítottság K felé haladva követhető, párhuzamos
szerkezeti sávok formájában. A medence
D-i részén jobbos harántvetők sorozata torzítja el az így kirajzolódó
képet. A rétegsorban általában 10–30 m-es elvetési magasságú vetők
mutathatók ki. Egyedül az Olt-szoros–Barót-patak alsó szakasza mentén
tapasztalhatóak ennél erőteljesebb tagolódások. Ezek a meghatározó
jelentőségű szerkezeti vonalak szabták meg mind a medencealjzat, mind
pedig a felszín morfológiáját, míg a vulkáni komplexumok elrendeződése
az erre diagonális irányú (DK–ÉNy-i) törésekhez kapcsolódik (LÁSZLÓ A.
et al., 1997).
Medenceüledékek
A területre vonatkozó korábbi fontosabb rétegtani és őslénytani
közlemények (SCHLÖSSER M., 1899; JEKELIUS, E., 1923, 1932; LITEANU, E.
et al., 1962; SAVU, H. Gh. et al., 1978, 1981; SAVU, H. Gh. 1984;
KUSKO, H. et al., 1983), valamint a feldolgozott fúrásrétegsorok
alapján összeállítható elvi rétegoszlopban az egyes képződmények
dominanciaviszonyai alapján meg kellett különböztetnünk a D-i és az É-i
medencerész kifejlődési jellegét (2. ábra).
A helyi eltérések ellenére a nagy regionális összefüggések alapján a
medence fejlődésében bekövetkezett jelentősebb változások
felismerhetőek. A pliocén üledékek jelentős rétegtani hiátussal,
diszkordánsan települnek az erodált kréta flis felszínére. Mint
látható, három nagy vulkáni tevékenység termékei jelennek meg ebben az
összletben:
– alsó vulkáni szint (Észak-Hargita–Lucs szerkezet vulkanitjainak egyidejű és utólagos áthalmozódása az alsó pliocénben);
– középső vulkáni komplexum (Kakukk-hegy–Tirko–Mitács–Piliske vulkáni
centrumok működése, a felső pliocén emelet idején, s termékeik
áthalmozódása a medencébe);
– felső (pleisztocén korú) vulkáni komplexum (Piliske II. fázis, Csomád piroklasztitjai és áthalmozott vulkanoszedimentjei).
Az elvi rétegoszlop alsó szakaszán egy fluviolakusztrikus sorozat
dominál széntelepes medenceperemi típusú kifejlődésekkel. Ez az összlet
foglalja magába a hármas szénréteg alatt az alsó vulkáni szint anyagát
és annak gyorsan lepusztult vulkanoszedimentjeit, amelyek É-on
vastagabbak (3. ábra). Az összletben felhalmozódott fiatalabb vulkáni
termékek radiometrikus koradatai alapján a komplexum megközelítőleg
4,4–5,0 millió éve keletkezhetett.
A medence lassú süllyedését egy viszonylag egyveretű, világosszürke
agyagmárga általános megjelenése kíséri, amelynek lerakódási sebessége
valószínűleg kisebb, mint az üledékgyűjtő mélyülése. A durvább
törmelékes partszegélyi fáciesek a medence belsőbb részein nem jelennek
meg.
Az agyagmárga anyagának piroklasztikus eredetét a finomszemcsés tufogén
alkotók résztvételi aránya bizonyítja, amelyik egyes szinteken
megközelíti az 50% részarányt (BÁNYAI J., 1957). Lerakódása egészen a
pleisztocén határáig folyamatosan történik. A Barót–Hargita–Csík
egységes medenceszerkezet tágabb környezetének orogén mozgásai idézik
elő azoknak a szerkezeti mélytöréseknek az aktiválódását, amelyek a
középső vulkáni komplexum létrejöttét eredményezték. Eredeti településű
és áthalmozott termékei jól követhető vezetőszintként jelennek meg,
feltehetőleg mintegy 3,6 millió évtől kezdődően. Kifejlődési
vastagságuk és térbeli elrendeződésük is jelzi (4. ábra), hogy e
képződmények eredetileg a korábban már emlí-
tett vulkáni centrumokhoz (Kakukk-hegy–Mi-tács–Piliske) kapcsolódnak. A
vulkanitok nagy tömege, mint lehordási térszín, az É-i medencerészen a
pleisztocén kezdetéig meghatározó alkotója a reszedimentáció
folyamatának.
A pleisztocén kezdetén bekövetkező nagyszerkezeti mozgások a medence
izolálódását, tengeri kapcsolatainak megszakadását és folyamatos
feltöltődését idézik elő. Megkezdődik a maradványsüllyedékek
fluviolakusztrikus üledékekkel való teljes feltöltődése. E drasztikus
változásokat kíséri a harmadik vulkáni komplexum létrejötte. Ennek
anyagszolgáltatása többször ismétlődő mikroritmusok során történik, és
a medenceüledékekben ritmikusan jelenik meg. A vulkáni törmelékes
sorozat kifejlődési vastagsága (5. ábra) jelzi az aktív centrumok
helyzetét és a lehordási irányokat.
A szakirodalmi forrásokból származó, a Hargita vulkanitjaira vonatkozó
K/Ar radiometrikus koradatok lehetővé teszik a három vulkáni fázis
kialakulásának időrendi elkülönítését (LÁSZLÓ A., 1997). Egyben arra is
felvilágosítást adnak, hogy a komplexumok fejlődése hoszszabb ideig
elnyúló, több szakaszra és mikroritmusra bontható eseménysor lehetett.
Ezek hatása nem egyformán jelenik meg a medenceüledékekben, mint
korrelatív vulkanoszediment, mivel az egyes ritmusok eltérő
mennyiségben és arányban szolgáltattak lávát és piroklasztikumokat.
Hoszszabb szünet csupán a 4,4–3,4 millió évvel ezelőtti időszakban
következhetett be, ami a szerkezeti mozgások átmeneti mérséklődésére
enged következtetni. Ezt támasztja alá az üledékes rétegsorban
jelentkező regionális egyveretűség, amelynek idején csupán a korábban
lerakott vulkáni klasztitok kisebb mérvű és egyenletes áthalmozódásával
számolhatunk. Ezt követően azonban a középső vulkáni komplexum
felszínre nyomult anyagtömegei az É-i medencerészen folyamatosan
hatással voltak az üledékképződésre, azt a benyomást keltve, mintha
maga a vulkanizmus is folyamatos lett volna a 3,6–1,8 millió év között.
Valószínű, hogy itt csupán a lehordás, bemosódás, áthalmozódás
folyamatosságáról van szó, míg az anyagszolgáltató vulkáni központok
működése szakaszos lehetett.
A piroklasztitok általános jellege
Az alsó vulkáni szint piroklasztitjainak rétegtani megjelenése és
térbeli elterjedése a 2., 3. ábra alapján rajzolódik ki. Az üledékekben
való első megjelenése a vulkáni tevékenység kezdetét jelölheti ki a
Baróti–medence ÉNy-i szegélyén. Az egykori őstérszín
felszínsüllyedékeinek és áthalmozódási irányainak megfelelően D felé
vékonyodva legyezőszerűen szétterülő eloszlást mutat. Az áthalmozás fő
tömegét a Füle–Barót–Köpec (Olt–Kormos) vonalon húzódó süllyedék
vezette le. Belőle ágaznak ki a DK és DNy-i üledékpászták Bibarcfalva
és Felsőrákos irányába. Az aljzat kis szerkezeti elemekre való
osztottsága miatt mindhárom sávban előfordulnak kisebb helyi
depressziók, amelyekben lokálisan megnövekszik az áthalmozott
piroklasztitok vastagsága. Az anyag származási helyéhez közeli zónában,
Bardoctól É-ra az összlet vastagsága (É–D-i pásztában rendezetten) az
50 m-t is eléri, majd Fülétől a Kormos völgyén fölfelé folyamatosan
tovább vastagszik. A lehordási sávok D-i részén a forráshelytől távol
csak alárendelten közelíti meg a 10–20 m-t, és a Baróti–medencétől
15–20 km-re fekvő Nagyajta és Bölön határába telepített mélyfúrásokban
is megjelenik.
Az alsó vulkáni szint anyagának túlnyomó része andezites kemizmusú
agglomerátum, ill. durva- és közepes szemcseméretű lapillitufa.
Anyagában több típusú andezit jelenik meg, jelezve, hogy számos
feltörés anyagai keverednek benne. Áthalmozásában viszonylag nagy
hordalékmozgató képességű, ingadozó vízhozamú patakok játszhattak
szerepet. A mechanikailag kisebb ellenállású részek (tufa, vulkáni
salak stb.) aprózódása és agyagosodása gyorsan bekövetkezhetett. A
centrumközeli anyag vegyes összetételének megfelelően a D-i
medencerészen is megjelennek benne görgetve koptatott kavics-méretű
darabok, ásványos alkotókra szétesett homokszerű frakciók és a
pangóvizű részeken kiülepedett pélites málladékok. A fúrások
magmintáiban látott kép alapján ennek az áthalmozott piroklasztit
összletnek az uralkodó szemcsemérete a fluviális szállítás
következtében aprókavicsos homoknak felel meg, helyenként agyagos
mátrixszal. Ez utóbbi az ülepedési térszín helyileg lecsökkent
energetikai adottságára utal. Az összlet laza állapotú, könnyen
morzsolható, ritkán cementált. Színe, az összetevők arányának és
bontottsági fokának megfelelően, szürke-szürkészöld. Ez utóbbi szín
reduktív vasvegyületeknek és színes mállástermékeknek (klorit)
jelenlétére enged következtetni.
A középső vulkáni komplexum nagy tömegben felszínre került
agglomerátumai már tengeri környezetben képeztek meredeken kiemelkedő
szárazulati térszíneket az ÉK-i medenceperemen. Kisebb kitörésekkel a
medence más részein is számolhatunk (pl. Tirko–csoport), és nincs
kizárva egyéb, fúrásokkal fel nem tárt, kisebb, eltemetett szerkezetek
megléte a medence belső területén. Bibarcfalva és Magyarhermány
környékén a mélyfúrások eredményei kisebb eltemetett magmás testek
jelenlétét igazolják, amelyek az elemzések alapján a tirkoival azonos
kort és kemizmusú vulkáni aktivitást mutatnak.
A 4. ábra érzékelhető, hogy a középső vulkáni összlet a medence
egészének környezetére hatással volt, meghatározva egy rövid időre a
medence üledékképződési folyamatát. Vastagsága É-on elérheti a 350 m-t
is, D felé néhány helyi mélyedést leszámítva 20–30 m-nél kisebb.
Kifejlődésére három osztatúság jellemző. A bodosi külszíni fejtés
területén feltárt rétegsorba beékelődött második vulkanoszediment
szinten is jól felismerhető a hármas osztatúság. A bázisán lévő
agyagmárga sorozatra előbb egy általánosan elterjedt finomszemű,
helyenként agyagosodott, különböző méretű andezittufa sorozat települt,
mely többszöri kitörés terméke lehet, amire rétegzettsége és néhány
agyagos közbetelepülése utal. A rétegzettség és osztályozottság
egyaránt jelzi, hogy ezek a piroklasztikumok lepelszerűen hullottak a
vízzel borított térszínre. Az így felhalmozódott finomabb szemcséjű
rétegzett tufa, agyagos tufa és agyag a középső vulkanoszediment
sorozat csaknem egyharmadát képezi. Erre egy durva szemcsenagyságú
agglomerátum és lapillitufa összlet települt nagy kiterjedésben, egy
igen heves explóziós tevékenység következményeként. Ennek anyagában
kevés és inkább csak helyi jellegű áthalmozódások figyelhetők meg. Ez
az összefüggő 3–5 m vastag agglomerátum, mint vezető szint, feltehetően
a vulkáni aktivitás paroxizmusát jelenti. Az É-i medence-peremek felé e
szint közvetlen bázisán és fedőjében kisebb anyagmennyiséget
szolgáltató, mérsékeltebb energiájú kitörések agglomerátumos
lapillitufa terítései is megtalálhatók.
Az összlet felső szakaszát helyenként terresztrikus hatásokat tükröző,
kisebb kiterjedésű és vastagságú, áthalmozott piroklasztitok alkotják.
Képződésükben szerepe lehetett annak, hogy az alattuk levő durva szemű,
agglomerátumos szint anyaga gyakran egyenetlenül rakódott le és
helyenként teljesen feltöltötte az üledékgyűjtőt. Felszíni
reliefkülönbségeit a medencebeli belső áramlások eróziós hatása csak
részlegesen egyenlítette ki, de szárazulati részén már terrigén
áthalmozás is munkált. Felszínén a D-i medencerész egyes foltjain
mocsárlápok alakulhattak ki, 1–2 m-es széntelepeket eredményezve.
A középső piroklasztikum összlet felszínét változó vastagságban
agyagmárgák fedték le, ami a sekélyvízű medence további süllyedésére
utal. A pleisztocén határán ez a folyamat megállt, és megindult a
kiemelkedés, lefűződés, a mindinkább fluviolakusztrikus jellegű
feltöltődés.
Ebbe a pleisztocén rétegsorba ágyazódik be a felső vulkáni komplexum
települt és áthalmozott piroklasztikumainak több szintje. A harmadik
szakaszbeli vulkanoszedimentek elterjedését az 5. ábra világítja meg,
érzékeltetve, hogy a kitörési centrumok a medence ÉK-i részén
keresendők. E ritmikus lerakódású, vegyes összetételű összlet
helyenként az 50–90 m vastagságot is eléri. A mind kiterjedtebb
szárazulati térszínek lehetővé tették a korábbi vulkáni komplexumok
peremi zónájának eróziós lepusztulását és az egyidejű kitörésekből
származó, finomabb szemű és horzsaköves tufatelepek anyagának részleges
áthalmozódását. Az ekkori uralkodó lehordási irányok mindmáig tovább
élnek, meghatározva az emelkedő és erodálódó térszín mai arculatát is.
A pleisztocén fluviolakusztrikus réteg-sorban neutrális, sőt helyenként
savanyú össze-tételű, kis vastagságú tufatelepek és tufakúpok jelennek
meg. A tavi környezetbe bemosódó agyagos málladékaik diatomitokkal és
limnoopalitos, limnokalcedonitos szintekkel váltakoznak. A legutolsó
vulkáni ritmusokhoz kapcsolódik a térségben található vulkáni
utóműködés termékeinek többsége.
Konklúzió
A Baróti-medence fiatal, pliocén–pleisztocén üledéksorában települő
három nagy piroklasztikum-vulkanoszediment rétegcsoport három eléggé
markáns, viszonylag jól elkülönülő rétegtani egységet alkot. Litológiai
jellegeik alapján mind felszínen, mind fúrómagmintákban azonosíthatóak,
s így rétegtani vezető szintnek tekinthetjük őket. Az alsó és felső
csoport lerakódása hasonló jellegű fluviolakusztrikus környezetben
történt, így anyagukban gyakoriak az áthalmozások, a szemcsefinomodás D
felé.
Az alsó üledékes csoport (alsópliocén) anyagában megjelennek az
oszcillatív édesvízi mocsárlápok, melyek fokozatosan egy
transzgressziós folyamatba mennek át, a kiterjedt III-as széntelepet
hozva létre.
Míg az alsó szinteken a paleomezozóos környezet és a kréta flis aljzat
szolgáltatta az üledéksor törmelékes kőzetanyagát, addig a felső
(pleisztocén) rétegcsoportban ennek jelentősége alárendelt a vulkáni
térszínek főként neutrális vulkanit-piroklasztikum anyagához
viszonyítva. Míg az alsó rétegsor egy transzgresszió bevezető fázisa
édesvízű talajvíztavakkal, addig a fedő rétegcsoport a regressziót
követő állapotot képviseli, fokozatosan kiédesedő vizű
maradványtavakkal.
A két fluviolakusztrikus sorozat közé települő középső szakasz tengeri,
folyamatos vízborítású környezetben jött létre. Uralkodóan
kőzetlisztes, homokos, tufogén agyagmárga anyagú üledéksorát 3,6 millió
év körül zavarta meg a vulkáni anyagszolgáltatás robbanásszerű
felerősödése.
A három befogadó környezet tehát eleve eltérő ülepedési és mállási
térszínt jelent a beágyazódó piroklasztikumok számára, ami a
salakos-üveges vulkáni törmelékszemcsék mállásánál éppúgy meghatározó
tényező, mint a klímaváltozások hatása.
A medence nagy területeire kiterjedt három
piroklasztit-vulkanoszediment rétegcsoport az egyidejű, de időben
elhúzódó vulkáni tevékenységek paroxizmusait jelzi. Anyaguk csaknem
végig uralkodóan neutrális, s csak a felső sorozatban jelennek meg
dácitos kemizmusú vulkáni termékek. A tufák különösen a középső
sorozatban durvaszeműek, agglomerátumos jellegűek, ami rendkívül heves
explóziós tevékenységre utal. Oka részben a tengeri környezet víz-magma
kölcsönhatásaira .
A három piroklasztikum csoport az É–ÉK-i medenceperem K/Ar
radiometrikus korvizsgálatokkal is igazolt korú, DK felé fiatalodó
komplexumainak aktivitási szakaszaival jól korrelálható. Mivel az adott
mobilis orogén térség vulkáni eseményeit a geodinamikai mozgások
motiválták, így a vulkáni aktivitási szakaszok kora tűrhető
pontossággal kijelöli mind a szerkezetalakulás, mind a környező
medencékben megjelenő üledékképződési változások időhorizontjait. A
Baróti–medence üledékösszletébe települt három markáns vulkanoszediment
szint által ismert korbehatárolás egy tisztább képet hivatott nyújtani
a már több évtizede vitatott, a medencét kitöltő üledéksor koráról.
Irodalom
1. 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.
2. BÁNYAI J. (1922): Studiul geologic asupra flancului de vest mijlociu al munţilor Harghita. D. S. IGR, vol. X, Bucureşti.
3. BÁNYAI J. (1929): A Hargita vulkanikus kőzeteinek elterjedése. In:
Emlékkönyv, Székely Nemzeti Múzeum, p. 503–507. Minerva Irod. és
Nyomdai Műintézet, Kolozsvár.
4. BÁNYAI J. (1957): A Magyar Autonóm Tartomány hasznosítható ásványi kincsei. Tudományos könyvkiadó, p. 198, Bukarest.
5. CASTA, I. (1980): Les formations quaternaires de la Depression de
Braşov, Roumanie. These dr., 256 p., Univ. d'Aix Marseilles.
6. GHENEA, C. şi colab. (1981a): Bio- and Magnetostrati-graphic
Correlations on the Pliocene and Lower Pleisto-cene Formations of the
Dacic Basin and Braşov Depres-sion, East Carpathians. D. S. Inst.
Geol., vol. LXVI/4, p. 139–156, Bucureşti.
7. GHENEA, C., si colab. (1981b): Pliocene and Pleistocene Deposits in
the Braşov Depression. 1–8 June, SEQS, Guidebook for the field
excursion. SE QS-INQVA, Bucharest
8. GHEORGHIU, C. (1953): Relaţiile dintre sedimentele terţiare şi
eruptivul lanţului Harghita, fenomene postvulcanice. D. S. Comit.
Geol., vol. XL, p. 131–137, Bucureşti.
9. JEKELIUS, E. (1923): Zăcăminte de lignit din bazinele pliocene de pe
valea superioară a Oltului. D. S. Inst. Geol. vol. XI, Bucureşti.
10. JEKELIUS, E. (1932): Die Molluskenfauna der dazischen Stufe des
Beckens von Braşov. Men. Inst. Geol. Rom., vol. II, p. 118, Bucureşti.
11. KUSKO, M. et colab. (1983): Zăcămîntul de lignit de la Sf. Gheorghe
şi poziţia lui stratigrafică în suita depozitelor pliocene ale
bazinului intramontan al Ţării Bîrsei. Cerc. Geol. Geogr., vol. 28, p.
125–131, Bucureşti.
12. LÁSZLÓ A., KOZÁK M., PÜSPÖKI Z. (1996a): Szerkezeti vulkanológiai
és magmás kőzettani vizsgálatok a Baróti–medence keleti részén.
(Cercetări structurale, vulcanologice si petrografice asupra
magmatitelor pliocene din zona estică a Bazinului Baraolt.) ACTA –
1995, p. 17–32, Muzeul Naţional Secuiesc, Sf. Gheorghe.
13. LÁSZLÓ, A.; DÉNES, I. (1996b): Elemente structural-tectonice pentru
un model evolutiv în zona bazinului Baraolt. (Structural Data about the
Geological Evolution Model of the Baraolt Basin.) ACTA – 1995, p. 1–16,
Muzeul Naţional Secuiesc, Sf. Gheorghe.
14. LÁSZLÓ A., KOZÁK M., PETŐ Ann Krisztina (1997): Korrelatív
eseménytörténeti rekonstrukció a Baróti-medence és a DNy-Hargita
pontusi–pleisztocén vulkáni-vulkanoszediment képződményei alapján.
(Reconstituire corelativă a evenimentelor geologice din Bazinul Baraolt
şi din sud–vestul Harghitei, pe baza formaţiunilor vulcanice şi
vulcanogen–sedimentare ponţian–pleistocene.) p. 9–20, Muzeul Naţional
Secuiesc, Sf. Gheorghe.
15. LITEANU, E.; MIHĂILĂ, N.; BANDRABUR, T. (1962): Contribuţii la
studiul cuaternarului din Bazinul mijlociu al Oltului (Bazinul
Baraolt). Stud. Cerc. Geol., vol. VII/3–4, p. 48–51, Bucureşti.
16. MRAZEC, L. (1932): Considerations sur l’origine des depressions
internes des Carpathes, Roumanie. Bul. Soc. Rev., Bucureşti.
17. 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, Bucuresti.
18. PELTZ, S.; VAJDEA, E.; BALOGH, K.; PÉCSKAY, Z. (1987):
Contributions to the chronological study of the volcanic processes in
the Călimani and Harghita Mountains. (East Carpathians, Romania). D. S.
Inst. Geol. Geof. vol. 72–73/1, p. 323–338, Bucureşti
19. 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 Carpathians, Romania«.) Földtani Közlöny,
122/2–4, p. 265–286, Budapest.
20. PÉCSKAY, Z.; EDELSEIN, O.; SEGHEDI, I.; SZAKÁCS, A.; KOVÁCS, M.;
CRIHAM, M.; BERNAD, A. (1994): Recent K-Ar Dating of Neogene–Quaternary
Volcanic Rocks in the East Carpathians (Romania). International
Volcanological Congress, IAVCEI, Sept. 1994, Ankara.
21. PÉCSKAY, Z.; EDELSTEIN, O.; SEGHEDI, I.; SZAKÁCS, A.; KOVÁCS, M.;
CRIHAM, M. & BERNAD, A. (1995): K-Ar Dating of Neogene–Quaternary
Calc-Alkaline Volcanic Rocks in Romania. Acta Vulcanol. vol. 7 (2), p.
53–61, Pisa–Roma.
22. RĂDULESCU, D. (1965): Contribuţii la cunoaşterea structurii
geologice a munţilor Harghita. D. S. Com. Geol. , vol. 50, p. 57–68,
Bucureşti.
23. RĂDULESCU, D.; PELTZ, S. (1970): Observaţii asupra paleogeografiei
teritoriului eruptiv Călimani–Gur-ghiu–Harghita, în cursul pliocenului.
Stud. Cerc. Geol. Geogr. Ser. Geol., vol. 15/2, Bucureşti.
24. SAVU, M. Gh.; LUBENESCU, Viorica; CISMARU, Gh. (1978): Asupra
vîrstei formaţiunii productive din Bazinul Baraolt. D. S. Inst. Geol.
Geogr., vol. LXV/4, Bucureşti.
25. SAVU M. Gh.; LUBENESCU V.; CISMARU Gh. (1981): Asupra vârstei
formaţiunilor productive din Bazinul Baraolt. D. S. Inst. Geol., vol.
LXV, Bucuresti.
26. 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.
27. SCHLÖSSER M. (1899): Parailurus anglicus und Ursus Böckhi aus den
ligniten von Baroth-Köpecz. Jb. d. kgl. Ung. Geol. R. A., XIII k.,
Budapest.
28. 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. 37, p. 21–36,
Bucureşti.
29. SZAKÁCS, A.; SEGHEDI, I. (1995): The Călimani–Gurghiu–Harghita
volcanic chain, East Carpatians: volcanological freatures. In: „Neogene
and related magmatism in the Carpatho–Pannonian Region", H. Downes
& O. Vaselli (Eds.), Acta Vulcanol., vol. 7, p. 145–153, Pisa–Roma.
30. SZÁDECZKY K. Gy. (1929): A Székelyföld képződése. In: Emlékkönyv, Székely Nemzeti Múzeum, p. 491, Kolozsvár.
ACTA - 1998 (A Csíki Székely Múzeum és a Székely Nemzeti Múzeum Évkönyve)
|
|
Elektronikus Könyvtár 
