A Persányi-hegység salakkútjainak morfometriai vizsgálata

A Persányi-hegység

salakkútjainak morfometriai vizsgálata

Fodor emőke

A Kárpátok mentén zajló vulkanizmus záróakkordja a Persányi-hegy- ségben két bazaltos összetételű magmabenyomulás volt (1,5–1,2 Ma és 0,67–0,52 Ma között). Az ezekhez köthető két vulkáni szakasz heves, rob- banásos kitörésekkel kezdődött, melyeket szórt és torlóár piroklasztitok reprezentálnak. Ezt követően, a kisebb energiájúvá váló aktivitás so- rán, salakkúpok épültek, és lávafolyások indultak. A piroklasztitok elterjedéséből, mennyiségéből, rétegzési viszonyaiból adódóan feltéte- lezett maarok és tufagyűrűk kutatásával a közelmúltban kezdtek fog- lalkozni. A lávafolyásokat és a salakkúpokat – egyértelműbben azono- sítható morfológiájuknak köszönhetően – régóta ismerik, térképezik. A K/Ar koradatok és paleomágneses vizsgálatok a lávafolyások esetén pontos besorolási lehetőséget nyújtanak az egyes vulkáni szakaszokba.

A salakkúpok és piroklasztitok besorolása azonban elsősorban csak a rétegtani viszonyokból lehetséges. A salakkúpok ép és lepusztult formái közt a különbségek számszerűsíthetők, mérhetők. A legjellemzőbb a lej- tőszög és a kúpátmérő/kúpmagasság arányának a lepusztulás miat- ti csökkenése. A nemzetközi szakirodalomban ismeretes morfometriai vizsgálatok mintájára a salakkúpok relatív korának meghatározásá- val (a két szakasz közti nagy időtávnak köszönhetően) pontosíthatjuk a vulkáni szakaszokba történő korábbi, hozzávetőleges besorolást.

A P

-

A Persányi-hegység két bazaltos összetételű  magmabenyomulása a középső-pleisztocénban  a Kárpátok mentén zajló vulkanizmus zá- róakkordja volt, bár szórványos andezit-, dácitkitörésekre ezt  követően  még  sor  ke- rült  a  szubdukciós  vo- n u l a t b a n ( C s o m á d , Dél-Hargita) (seghedi

I. et al. 2004,). Ez a bazaltelőfordulás  köz- vetlenül a mészalkáli vulkáni vonulat déli folytatásában helyezke- dik el, a Dél-Hargitától 40 km-re, nyugat–dél- nyugatra.

Az alkálibazaltos területek a Kárpát- Pannon térségben a Kárpátok hegységkép- ződésének posztrift fázi- sában keletkeztek, a tágu- lás hatására megolvadt asztenoszféra anyagá- nak  felszínre  kerülésé- vel  (köpenydiapír)  (J.

Lexa−V. Konečny 1974, Harangi Sz.−LenKey

L. 2007, i. SegHedi et al. 2004). Anyaguk a geokémiai vizsgá- latok alapján azon- ban esetenként, mint a Persányi-hegység- nél  is  megfigyelhető,  szubdukcióhoz  köthető  köpenymetaszomatózis

hatásait is mutatja (s. P^eltz és i. B^ratoSin 1986, H. d^owneS et al.

1995). Emellett más magyarázatok is születtek a bazaltos vulkaniz- mus kialakulására: R. gîrBacea−w. FriScH illetve F. cHaLot-Prat−r.

girbAceA (2000), valamint C. G. Panaiotu et al. (2004) az alábukó le-

1. ábra A Persányi-hegység bazaltvulkáni területeinek vulkanológiai vázlata I. SegHedi−a. SzaKácS (1994), c. g.

Panaiotu et al. (2004) i. PoPeScu (1970), i. PoPeScu et al.

(1976) alapján

mez  sekély  mélységben  történő  leválását  követő  gyors  asztenoszfé- ra-feláramlást feltételeznek, mely a köpeny olvadását eredményezte. 

Egy régibb keletű, de ma is „divatos” elképzelés a bazaltvulkánosság  kiváltására vagy hangsúlyozására (pl. hArAngi Sz. 2002) egy olyan kö- penyáramlás, amely a Kanári-szigetek alól indul, és úgymond pozitív  hőmérsékleti anomáliát idéz elő az asztenoszférában.

Ennek az elképzelésnek a cáfolásaként ugyanakkor a szeizmikus  szelvények egy hidegebb tartományt mutatnak az alsó és felső köpeny  határán, amit a hajdani óceáni kéreg maradványának feltételeznek. 

Ezen kívül a köpeny heterogén felépítése és a magmák változatos ösz- szetétele is ellentmond az egyszerű „köpenycsóva” általi keletkezés- nek (hArAngi Sz.−LenKey L. 2007)

a P

-

-

,

vulkáni területek

A  magmabenyomulásokhoz  köthető  két vulkáni szakasz (1. ábra) heves,  robbanásos  kitörésekkel  kezdődött,  melyeket  szórt  és  torlóár  piroklasztitok  reprezentálnak  a  területen.  Ezt  követően,  a  kisebb  energiájúvá váló aktivitás során, salakkúpok épültek és lávafolyások  indultak (I. S^egHedi−a. s^zAkács 1994).

A bazaltelőfordulások négy, többé-kevésbé összefüggő területen,  az Olt két partján találhatók, az Alsórákosi-szorost követően (1. ábra): Sós- kút-pataka völgyében, Rákos – Mátéfalva területén, Hévíz – Bogáta – Nádas-patak területén és Felső-Komána határában.

A kitörési központok: salakkúpok, maarok jellegzetes pozitív  fel- színformák ezen a területen (2. ábra), bár az éghajlati- és magasság- viszonyoknak köszönhetően (nyugati, magasabb elhelyezkedés  miatt  a  beérkező  nedvesebb légtömegeknek  kitett  helyzet)  ezek  a  vulkáni  formák jelentős mértékben erodálódtak – a lepusztultság mértéke na- gyobb  a  hasonló korú sivatagi  klímán  található  salakkúpokéhoz ké- pest (C. A. w^ood  1980b),  ahogyan  azt  a  morfometriai paraméterek  is mutatják (2. táblázat). A lávafolyások  általában  lejtőoldalakban,  völgykitöltésekként fordulnak elő.

A  piroklasztitok  elterjedéséből,  mennyiségéből,  rétegzési  viszo- nyaiból és bombabezsákolódások irányai alapján feltételezett maarok a területen a Bogáta kanyarulatában és a Tölgyesd és Bükkösd salak- kúpok között foglalnak helyet, mindkettő erősen lepusztulva (2. ábra).

A vizsgált salakkúpok a területen, a domborzatmodellen (2. ábra) is  láthatóan,  különböző  mértékben  őrződtek  meg,  ezen  belül  is  na- gyon változatos megjelenésűek. Jobbára sík területen, ill. kevésbé ta- golt  domborzaton  megjelenő  kúpok,  amelyek  máig  megőrizték  a  sa- lakkúpokra jellemző morfológiát (ld. I. S^egHedi−a. s^zAkács 1994, C.

G, P^anaiotu et al. 2004): a Hegyes, Tölgyesd, Kerekhegy, Bükkösd, Nádas-patak (jelölésben: Nádas) salakkúpja (3. táblázat – alaktani

1. táblázat A friss salakkúpokra meghatározott jellemző arányszámok (S. C. Porter 1972)

Hco = kúpmagasság, Wco= kúpátmérő, α= lejtőszög

Hco = 0,18 Wco α = 30°

kategória szerint: ép).  Ezen  kívül  erősen  erodálódott,  és/vagy  a  sza- bálytalanabb domborzati viszonyok miatt kevésbé jellemző alaktani  tulajdonsággal bír hét másik salakkúp: Oldalhegy, Hévíz_3, Nádas- jobb, Nádas-felső, Samu-erdeje kúpja, Bogáta_1, Bogáta_2 (3. táblázat – alaktani kategória szerint deformált) (ld. C. G, Panaiotu et al. 2004).

S

A salakkúpok vizsgálatával, ahhoz képest, hogy a Föld vulkáni terüle- teinek leggyakoribb és egyik leglátványosabb formacsoportja, nem ré- gen kezdtek foglalkozni: az 1970-es, 1980-as években születtek az első  tanulmányok, melyek a morfometriai paramétereken alapuló vizsgá- latokkal a salakkúpok épülésére és pusztulására vonatkozó törvénysze- rűségeket leírták (S. C. Porter 1972, C. A. wood 1980).

A legfontosabb paraméternek a kúpmagasság/kúpátmérő arányt és a lejtőszögeket határozták meg. Fontos adat még a salakkúpok lepusz- tulásának összehasonlítása szempontjából a térfogat is. Mint az 1. és 2. táblázatban látható, a friss salakkúpokra meghatározott értékek a  lepusztulás következtében az idő előrehaladtával jelentősen csökken- nek.

Kor Hco/Wco Lejtőszög

0,1 millió évnél

fiatalabb 0,179 30,8° ± 3,9°

0,7-0,2 millió

éves 0,125 23,1° ± 2,0°

0,7 millió évnél

idősebb 0,038 14,1° ± 4,2°

Munkámban a persányi salakkúpok morfometriai paramétereinek ki- nyerése az 1:25 000-es méretarányú, 5, ill. 10 m szintvonalközöket feltüntető román katonai felmérés (1980) topográfiai térképei alapján  elkészített DEM-ből történt, különböző ArcView eljárások segítségé- vel. A salakkúpok, ill. piroklasztittal fedett területek és lávafolyások  1. ábrán látható lehatárolásához geológiai térképek (I. PoPeScu 1970, I. PoPeScu et al. 1976) és a C. G. Panaiotu et al. (2004) és I. SegHedi−a.

szAkács (1994) munkáiban szereplő vulkanológiai térképvázlatok és  rétegtani leírások voltak segítségemre.

a P

-

A lepusztulás-vizsgálatoknál elsődleges feladat a kor- és alaktani ka- tegóriák elkülönítése.

A K/Ar koradatok és paleomágneses vizsgálatok azonban a terüle- ten csak a lávafolyások esetén adtak pontos besorolási lehetőséget az 

2. táblázat C. A. Wood (1980b) lepusztulás-vizsgálatának eredményei a San Francisco vulkáni terület salakkúpjain

egyes vulkáni szakaszokba (C. G. Panaiotu et al. 2004). A salakkúpok és piroklasztitok besorolása elsősorban a rétegtani viszonyokból levont  következtetések alapján történt (3. táblázat). Kivétel a Hegyes, amely- nek felépülését a K/Ar koradatok az első szakasz közepére valószínű- sítik. A paleomágneses mérések alapján a Tölgyesdet az első szakasz  végi kitörési központnak sorolták be. A Bükkösd és Nádas korát a hoz- zájuk közeli lávafolyások alapján becsülték (C. G, Panaiotu et al. 2004).

Munkám során – a lepusztultság mértékének vizuális értékelé- sével – két alaktani kategóriát különítettem el: az ép és alaktanilag  deformált kúpok csoportját (3. táblázat). Más alaktani beosztások ál- talában több típust tartalmaznak (ld. b^AtA T. 2007, M. F^aVaLLi et al.

2009), de a vizsgált persányi salakkúpoknál kráter hiányában csak ez  a két jól elkülönülő csoport alakítható ki.

Salak-

kúpok Szakasz Alak Hco_max/

Wco_midr α Térfogat

Hegyes 1 Ép 0,107 13,8 1 878 670

Tölgyesd 1 Ép 0,111 14,1 7 835 807

Kerekhegy 1 Ép 0,122 14,2 554 239

Nádas 1 Ép 0,091 13,5 652 963

2. ábra A bazalt- v u l k á n i t e r ü l e t középső része a Per- sányi-hegységben dél- nyugatról nézve

Maar1, Maar2 a terüle- ten feltételezett maar kitö- rési központok helyét jelöli.

A fekete vonalak a salakkúpok  határai

Bükkösd 2 Ép 0,123 17,0 6 389 887

Oldalhegy 1 Deformált 0,041 7,2 1 072 527

Hévíz_3 1 Deformált 0,057 7,2 1 356 021

Samu-erde-

je k. 1 Deformált 0,076 10,7 710 555

Nádas_f 1 Deformált 0,069 9,3 792 400

Nádas_j 1 Deformált 0,041 6,2 690 976

Bogáta_1 2 Deformált 0,068 10,1 2 500 244

Bogáta_2 2 Deformált 0,075 12,6 2 230 554

3. táblázat Salakkúpok kor és alaktani kategóriái, morfometriai paraméterei

a

A vizsgált paramétereket szemügyre véve és azokat összehasonlítva ha- sonló klímájú és geográfiai helyzetű fiatalabb (pl. Etna), illetve hasonló  korú, eltérő klímájú területekével (pl. San Francisco vulkáni terület)  egyértelműen kiderült, hogy ezek a salakkúpok korukból, magassági és kitettségi helyzetükből fakadóan erősen erodáltak (1., 2. és 3. táblázat).

Mint minden forma esetén, meghatározóak a felszín domborzati viszonyai, melyre a vulkáni anyag települ: megfigyelhető, hogy a de- formált kúpok esetén uralkodóan lejtős és esetenként tagolt dombor- zat feltételezhető.

A térfogat is fontos szempont az alaktani viszonyok kialakításá- ban (C. A. wood 1980a). A kisebb térfogat kisebb mennyiségű magma  kitörését feltételezi, ami a vizsgálatok szerint sekélyebb mélységben  lévő magmakamrákból indul, s a kisebb térfogat miatt kisebb mértékű  lesz a magmában lezajló buborékosodás, ami végső soron kisebb ener- giájú kitörés(ek)ben nyilvánul meg. Az ilyen kitörések esetében álta- lában nagyobb szemcseméret lesz a jellemző, s gyakoribbak a felszínre  hullást követően a juvenilis vulkáni anyag összeolvadásából származó  klasztogenetikus lávafolyások, vagy a vulkáni anyag összesülése, ami  helyenként a lepusztulással szemben ellenállóbbá teszi a lejtőt – míg  másutt nem, ennek (is) lehet eredménye a „deformált” alak. A kis tér- fogatú kúpok keletkezése emellett általában rövidebb idő alatt törté- nik, ennek köszönhetően a pulzáló kitörések során kevésbé egyenlí- tődnek ki a létrejött (pl. szélirányból fakadó) különbségek. A világ más  kúpjain megfigyelt tendenciák szerint (C. A. wood 1980b) a nagyobb térfogatú kúpok jobban pusztulnak – mert általában robbanásosabb  keletkezésűek,  kisebb  szemcseméretűek  és  így  ritkábban  fordulnak  elő összesült rétegek, klasztogenetikus lávafolyások (ld. fentebb).

A szomszédsági hatásról szót ejteni a Tölgyesd Kerekhegy páros- összenőtt  salakkúpok  esetén  megkerülhetetlen,  de  ez  a  hatás  okoz- hat eltéréseket a délebbi bogátai kúpok esetében is. Nevezetesen, a fiatalabb kúpra a közelében lévő másik kúp „kürtőtisztító” és azt kö- vető robbanásai vékony hamuréteget szórhattak, melyen könnyen ke-

letkeznek vízmosások, s ezek aztán a salakanyagra is átöröklődnek,  gyorsabb pusztulást eredményezve az egyébként jó vízelvezető képes- ségű salak anyagában.

K

/

A kúpmagasság/kúpátmérő arányok (3. ábra) a Persányi-hegység sa- lakkúpjait tekintve jelentősen elmaradnak a friss salakkúpokra jel- lemző, S. C. P^orter (1972) és C. A. w^ood (1980a, b) által definiált ér- tékek mögött. De elmaradnak az összevetésben az Etna 15 000 évnél fiatalabb salakkúpjaira meghatározott trenddel (Hco=0,137 Wco, M. 

FaVaLLi et al. 2009), vagy a fentebb említett San Francisco vulkáni te- rület persányihoz hasonló korú salakkúpjaival szemben is (2. táblázat).

Mint láthatjuk, a két szakasz között az időtáv – fél millió év – ele- gendő ahhoz, hogy a mérések észrevehető különbségeket adjanak. A  kúpmagasság/kúpátmérő vizsgálatok során a lepusztulást jelző csök- kenés a vulkáni szakaszokra nézve mégis viszonylag kevéssé észreve- hető, míg az alaktani kategóriák jól elkülönülnek (3. ábra).

Az ép kúpokon belül a Bükkösd valamivel nagyobb értékeit a Tölgyesd és Kerekhegy követik (arányszámukat tekintve nem sokkal lemaradva), majd a Hegyes és Nádas kúpjai. Ez a sorrend megfelel a  mért K/Ar-koroknak.

Az alaktanilag deformált salakkúpok értékei sokkal kisebbek, ami ab- ból fakadhat, hogy szinte bizonyosan nemcsak lejtős, de tagolt dom-

3. ábra A kor- és alaktani osztályokra vonatkozó kúpmagasság/kúpátmérő arány

borzatra  is  települtek.  Ezen  kívül  általában  kisebb  térfogattal  ren- delkeznek.  Megfigyelhető,  hogy  ezen  a  csoporton  belül két alcsoport körvonalazódik: egy magasabb értékkel rendelkező (3. ábra 0,061-es trendvonal feletti 4 kúp: az első szakaszbeli Samu és Nádas_f, illeve a  bogátai két második szakaszbeli kúp) ill. egy, a fenti trendnél alacso- nyabb értékekkel rendelkező (ebbe az Oldalhegy, a Hévíz_3, a Nádas_j  tartozik).

L

A  salakkúpok  a  lejtőszögeket  tekintve  ugyancsak  elkülönülnek  az  alaktani kategóriák szerint (4. ábra), bár ez esetben elmondható, hogy ezeken a kategóriákon belül a fiatalabb kúpok rendelkeznek a legna- gyobb lejtőszögekkel.

A lejtőszögek maximális értékei azért érdekesek, mert az erózió nem egyforma mértékben érinti a salakkúp lejtőit, és ennek köszönhe- tően friss salakkúpéra jellemző értékek maradhatnak meg. Természe- tesen a maximális lejtőszög is csökken az idővel, de sokkal változóbb  mértékben, illetve, mint láthatjuk, előfordulnak a kezdeti 30°-ot meg- haladó lejtőszögértékek (4. ábra) is, amit vízmosások vagy csuszamlá- sok okozhattak.

Az elméleti (átlagos) lejtőszöget a salakkúp kúpmagasság/kúpát- mérő arányaiból levezetett képlet adja meg (J. C. doHrenwend et al.

1986) – így annak értékeit jobban is követi, mint az átlagos lejtőszög.

4. ábra A salakkúpok legnagyobb (α_max), átlagos (α) és elméleti (α_calc) lejtőszögei Az első vulkáni szakaszhoz sorolt kúpok kékkel, a másodikhoz tartozók zöld betűvel szedet-

tek. Az ép salakkúpok barna kerettel szerepelnek.

Új és fontos információkat az előzőekhez képest tehát az átlagos lejtőszög vizsgálata ad (4. ábra). A Bükkösd jóval nagyobb átlagos lej- tőszöggel  rendelkezik  a  többi  ép  kúphoz  képest  (17°  szemben  a  14° 

körüli értékekkel), ami a – korosztályba sorolás alapján – várható is volt, de mint látjuk, a kúpmagasság/kúpátmérő vizsgálatok során ez a  különbség nem jelentkezett.

A deformált kúpok között szintén megfigyelhető egy magasabb és  egy  alacsonyabb  lejtőszögértékekkel  jellemezhető  alcsoport,  ugyan- azokkal  a  tagokkal,  melyek  a  kúpmagasság/kúpátmérő  vizsgálatok- ban szerepelnek.

5. ábra A salakkúpok terület (m²) és térfogat (m³) értékei oszlopdiagramon ábrázolva Az első vulkáni szakaszhoz sorolt kúpok kékkel, a másodikhoz tartozók zöld betűvel szedet-

tek. Az ép salakkúpok barna kerettel szerepelnek.

t

A térfogat természetesen csak az alaktani csoportokkal mutat összefüg- gést: az ép kúpok nagyobb térfogatértékekkel rendelkeznek (5. ábra).

Ez a kitörés menetével kapcsolatos törvényszerűségnek a következ- ménye, amelyet fentebb már említettem, nevezetesen a nagyobb sa- lakkúpok „hajlamosabbak” szabályosabbak, „jobban formáltak” lenni.

Itt mindenképpen említést kell tenni a Tölgyesd és a Kerekhegy  összenőtt kúpjáról (1. ábra), mely közös kitörést valószínűsít, azaz tér- fogatuk együttesen számít – s így a fentebbi szabályszerűség is meg- marad az amúgy önmagában kis térfogatú, de ép salakkúpok közé so- rolt Kerekhegy esetében.

e

(

)

A vizsgálati eredmények alapján a salakkúpok besorolása nagyjából egyezik a korábbi szerzők korbesorolásaival. Néhány helyen azonban  szükség van a kor és az alaktani vizsgálatok eredményeinek ellent- mondó korbesorolások felülvizsgálatára.

A Tölgyesd és Bükkösd összehasonlítása

Az egyik ilyen problematikus kúp mindjárt a legjelentékenyebb térfo- gatú Tölgyesd kúpja. Ennek egyes paraméterei, mint láthattuk, olyan közeliek  a  Bükkösdéihez,  hogy  megkérdőjeleződik  a  0,5  millió  éves  korkülönbség, amit közöttük feltételeznek (C. G. Panaiotu et al. 2004).

Ennek az oka azonban az, hogy a kúpmagasság/kúpátmérő adatokat,  bár  ezek  morfológiailag  valóban  sokat  mondanak,  mint  látható,  va- lószínűleg a kúpok szabályossága és az aljzatuk domborzata is nagy- ban befolyásolja, még ha ezek kiküszöbölését célozzák is a legújabb  módszerek, ld. jelen munka, M. FaVaLLi et al. 2009. (Munkámban a salakkúpok  DEM-en  történő  körülhatárolása  a  salakkúpok  lejtőjén  látható töréspontok alapján történt, ahol a lejtőszög hirtelen, tartósan  megváltozik – s ez nem követi a szintvonalak futását. Miután azonban  a DEM-ből ezzel a határpoligonnal – a valódi aljzat lejtését is figye- lembe véve – vágtam ki a salakkúpok 3D-s modelljét a lekérdezett in- formációk a lehető legpontosabbak.) Ezért is előfeltétele egy ilyen vizs- gálatnak a kor és alaktani kategóriák kialakítása (C. A. wood 1980b).

Ugyanakkor, mint láthattuk, a lejtőszögértékek (3. táblázat) és a két salakkúp alaki megjelenése (6. ábra) már elképzelhetővé teheti a két  különböző szakaszba való tartozást, s így a fél millió éves korkülönb- séget. Ugyanerre utal az is, hogy míg a Bükkösd lávafolyásai még szé- pen láthatók, addig a Tölgyesdéit már vastag üledékréteg fedi, mely  alól csak a széleken bukkannak ki a lávakőzetek.

A Bükkösd „hiányzó” piroklasztitjai

A salakkúpok képződését követő lávafolyások térfogata, és méginkább 

6. ábra

A Bükkösd (kb. 0,65 millió éves) kúpja balra és a Tölgyesd (kb. 1,2 millió éves) kúpja jobbra

a  megelőző  „kürtőtisztító”  piroklaszt-szórás  anyagának  térfogata  a  salakkúp térfogatának többszöröse lehet (C. A. wood 1980a). Ennek alapján felmerülhet a kérdés, hogy az egyik legjelentékenyebb és legfi- atalabb kúp, a Bükkösd, miért nem produkált olyan piroklaszt-szórást (és -torlóárakat), melyek a környezetében, akár nagyobb távolságok- ra is beborították volna az első szakaszból származó piroklasztitokat  (1. ábra)? Erre magyarázatul semmilyen körülmény nem szolgál, s mivel a bevezető, kürtőtisztító robbanás elmaradása (ha máshol min- denütt megvan) igen valószínűtlennek tűnik, azt feltételezem, hogy leg- alább az itteni, első szakaszbelinek jelölt piroklasztitok egy része (me- lyek az Olt és a Bogáta bal oldali területeit fedik) a második szakaszba tartozhat.

A Samu-erdeje kúpja problémája

A terület fentebb – a Bükkösd problémájánál – említett déli részén  a második szakaszbeli piroklasztitok feltételezése nagy jelentőséggel  bír, hiszen e terület (Hévíz – Bogáta – Nádas-patak) déli kúpjainak  besorolása rétegtani alapon történt, és koradatokat szolgáltató min- ták sem innen, sem a környezetéből nem származtak (C. G. Panaiotu

et al. 2004). Más szóval csupán annak köszönhetően sorolódtak az első  szakaszba, hogy első szakaszbelinek feltételezett piroklasztiton ülnek. 

A Samu-erdeje kúpnál a domborzatmodellből is kivehető kis lávanyelv  ezzel szemben a vulkanizmus fiatalabb megjelenésére utal, továbbá  a kúp vizsgált, lepusztulást jelző paraméterei is nagyon hasonlóak a  bogátai kúpokéhoz, melyek második szakaszbeliek.

A Hévíz_3 problémája

A hévízi harmadik kúp nem korbesorolási problémákkal rendelkezik,  hanem azt a „furcsa” jelenséget kell körüljárni, hogy az azonos sza- kaszba tartozó legépebb és egyik leglepusztultabb kúp éppen egymás mellett jelenik meg. Erre magyarázatul a már említett szomszédsági  hatás szolgál, azaz, hogy a Hévíz_3 valószínűleg idősebb keletkezésű,  mint a közelében lévő Tölgyesd és Kerekhegy, így azok kitörésekor a  rárakódó  könnyen  pusztuló  finomabb  rétegek  vízmosásai  átöröklőd- hettek, nagyobb eróziós rátát eredményezve. Ennél valószínűleg még  fontosabb, hogy a belőlük származó lávafolyások – a közeli, Olt menti  kibukkanások alapján (1. ábra) – minden bizonnyal körülfolyhatták  és ezzel is alacsonyíthatták a kúpot.

ö

A salakkúpok morfometriai vizsgálata – jól meghatározott kor és alaki  lehatárolásokkal  –  lehetővé  tette  fejlődési  törvényszerűségek  és  jel- lemző arányszámok megállapítását, azaz a salakkúpok épülésében és  pusztulásában, és ezek körülményeiben mutatkozó szabályszerűségek  felismerését – az „ideálistól” eltérő alakú salakkúpok esetében is (S. C. 

P^orter 1972, m. S^ettLe 1979, a. c. w^ood1980a,b, M. F^aVaLLiet al. 2009).

A  Persányi-hegység  salakkúpjai  láthatóan  nem  „rúgják  föl”  a  fenti  kutatók  által  megállapított  szabályokat  (és  jól  illeszkednek  a  világ más salakkúpvidékeinek vizsgálatából kapott trendekhez), bár

a bizonytalanságok és szabálytalanságok (elsősorban a lávafolyások  zavaró hatása, továbbá a meglévő domborzati adottságok) miatt ke- vésbé  markánsan  jelenítik  meg  őket;  és  helyenként,  a  kis  eltérések  miatt,  nem  lehet  egyértelmű  következtetéseket  levonni.  Mindezek  ellenére ugyanakkor a Persányi-hegység kiváló mintaterület arra, hogy  a  salakkúpok  morfometriai  vizsgálatának  általános  eredmé- nyeit – figyelembe véve keletkezésük és lepusztulásuk körülménye- it  –  felhasználhassuk  kétséges  korú  salakkúpok  felülvizsgálatára.

F

Budai János (1886): A Persányi hegység másodkorú eruptív kőzetei –  Földtani Közlöny, 16, pp. 211-223.

Bata Tamás (2007): Morfometriai paraméterek meghatározása  vulkáni kúpokon a San Francisco vulkáni terület (USA, Arizona)  példáján (Diplomamunka) Budapest

Chalot-Prat, Françoise–Girbacea, Radu (2000): Partial delamination  of continental mantle lithosphere, uplift-related crust-mantle  decoupling, volcanism and basin formation: a new model for the  Pliocene-Quaternary evolution of the southern East-Carpathians,  Romania – Tectonophysics, 327, pp. 83-107.

Dohrenwend, J. C.–Wells, S.G.–Turrin, B. D. (1986): Degradation of  Quaternary cinder cones in the Cima volcanic field, Mojave Desert,  California – Geological Society of America Bulletin, 97, p. 421-427. 

Downes, Hilary–Seghedi, Ioan–Szakács, Alexandru–Dobosi, Gábor–

James, David E.–Vaselli, Orlando–Rigby, I.J.–Ingram, G.A.–Rex,  D.–Pécskay Z. (1995): Petrology and geochemisty of late Tertiary/

Quaternary mafic alkaline volcanism in Romania – Lithos, 35, pp. 

65-81.

Favalli, Massimilano–Karátson Dávid–Mazzarini, Francesco–

Pareschi, Maria Teresa–Boschi, Enzo (2009): Morphometry of scoria  cones located on a volcano flank: A case study from Mt. Etna (Italy),  based on high-resolution LiDAR data – Journal of Volcanology and  Geothermal Research, 186, pp. 320–330.

Gîrbacea, R.– Frisch, W. (1998): Slab in the wrong place: Lower  lithospheric mantle delamination in the last stage of the Eastern  Carpathian subduction retreat – Geology, 26, 7, pp. 611-614.

Harangi Szabolcs (2002): A medence-belseji alkálibazalt-vulkánosság  In: Karátson Dávid (szerk.): Magyarország földje – Kitekintéssel a  Kárpát-medence egészére. Magyar Könyvklub, pp. 78-81.

Harangi, Sz.−Lenkey, L. (2007): Genesis of the Neogene to 

Quaternary volcanism in the Carpathian-Pannonian Region: role  of subduction, extension and mantle plume – Geological Society of  America Special Paper, 418, pp. 67-92.

Hauer, Fr.–Stache, G. (1863): Geologie Siebenbürgens, ed. Wilhelm  Brautmüller, Wien, p. 637.

Herbich Ferenc (1873a): Bazalt Obsidián. Erdélyre nézve uj 

lelemény. – Az Erdélyi Múzeum-Egyesület Évkönyve, 6./1. (1871- 1873), pp. 73-76.

Herbich Ferenc (1873b): Az eruptiv kőzetek béosztásáról Erdélyben  – Az Erdélyi Múzeum-Egyesület Évkönyve 6./1. (1871-1873), pp. 

141-146.

Koch Antal (1893): Földtani észleletek az erdélyi medencze 

különböző pontjain – Értesítő az Erdélyi Múzeum-Egylet Orvos- Természettudományi Szakosztályából II. Természettudományi Szak, 18, 15./1., pp. 35-54.

Koch Antal (1894): Földtani észleletek az erdélyi medencze különböző  pontjain VII. Az oltmenti basaltvidéken tett újabb észleleteim –  Értesítő az Erdélyi Múzeum-Egylet Orvos-Természettudományi  Szakosztályából II. Természettudományi Szak, 19, 16./1., pp.1-34.

Lexa J.–Konecny V. (1974): The Carpathian Volcanic Arc: a  discussion – Acta Geologica Hungarica, 18, pp. 279-294.

Panaiotu, Cristian G.–Pécskay Zoltán–Hambach, Ulrich–Seghedi,  Ioan–Panaiotu, Cristina E.–Tetsumaru, Itaya–Orleanu, Mihai–

Szakács, Alexandru (2004): Short-lived Quaternary volcanism in  the Perşani Mountains (Romania) revealed by combined K-Ar and  paleomagnetic data – Geologica Carpatica, 55, 4, pp. 333-339.

Peltz, Soian–Bratosin, I. (1986) New date on the geochemistry of the  Quaternary basalts in the Perşani Mountains – D. S. Inst. Geol. 

Geof., 70-71, (1983, 1984), pp. 389-403.

Popescu, Ileana (1970): Republica Socialistă România Harta 

Geologică, 1:50000, 94b Perşani (L-35-75-B), Institutului Geologic,  Bucureşti

Popescu, Ileana–Mihăilă, N–Peltz, Soian–Ţicleanu, N–Andreescu, I  (1976): Republica Socialistă România Harta Geologică, 1:50000, 78d  Racoş (L-35-63-D), Institutului de Geologie şi Geofizică, Bucureşti Porter, S.C. (1972): Distribution, morphology, and size frequency of 

cinder cones on Mauna Kea volcano, Hawaii – Geological Society of  America Bulletin, 83, 3607–3612. 

Seghedi, Ioan–Szakács, Alexandru (1994): Upper Pliocene to 

Quaternary basaltic volcanism in the Perşani Mountains Romanian  Journal of Petrology, 76, pp. 101-107.

Seghedi, Ioan–Downes, Hilary–Vaselli, Orlando–Szakács, Alexandru  – Balogh Kadosa- Pécskay Zoltán (2004): Post-collisional Tertiary- Quaternary mafic alkalic magmatism in the Carpathian-Pannonian  region: a review – Tectonophysics, 393, pp. 43-62.

Settle, M. (1979): The structure and emplacement of cinder cone  fields – American Journal of Science, 279, pp. 1089–1107. 

Soós Ildikó (2008): A Persány-hegységi pleisztocén alkáli–

bazaltos vulkánosság freatomagmás robbanásos termékeinek a  tanulmányozása. Kolozsvár, pp. 69-70.

Soós Ildikó–Szakács Sándor (2008): Pleisztocén freatomagmás  kitörésközpontok azonosítási kisérlete a Persányi-hegységben  (Keleti-Kárpátok) – HUNGEO 2008, Magyar Földtudományi Szakemberek IX. Világtalálkozója, 2008 augusztus 20-24.,  Budapest