Kónya Péter (szerk.): A Bakony-Balaton-felvidék vulkáni terület ásványai - TQS Monographs 1. (Miskolc - Budapest, 2015)
Kónya P.: A Bakony-Balaton felvidék vulkáni terület miocén-pleisztocén bazaltvulkazinumusa
A Bakony-Balaton-felvidék vulkáni terület miocén-pleisztocén bazaltvulkanizmusa 45 A vulkáni terület vulkanizmusa A Bakony-Balaton-felvidék vulkáni területen körülbelül 50 késő-miocén-pleisztocén korú kitörési központ maradványa ismert (Jugovics 1969, Jámbor et al. 1981). A bazaltvulkánok nagy része freatomagmás vulkanizmus eredménye, legalábbis kitörésük kezdeti szakaszában. A vulkanizmus jelentős része salakkúpok felépülésével, illetve lávatavak és völgy ki töl tő lávafolyások keletkezésével zárult (Németh & Martin 1999a). A képződmények a későmiocén-pleisztocén korú Tapolcai Bazalt Formációba (|аРа/ ш) tartoznak (Jámbor 1980)1. A vulkanizmus kb. 6 millió évig tartott (8-2,3 millió év) (Balogh et al. 1982, 1986, Balogh & Pécskay 2001). A vulkanizmus Tihanyban (7,96 millió év) és a Hegyes-tűn (7,94 millió év) kezdődött jelenlegi ismereteink szerint. E koradatok az idősebb vulkáni aktivitási periódusba tartoznak (Wijbrans et al. 2007). Ezt követően 7,5-6,5 millió év között kisebb lávaömlések történtek (pl. Ragonya, Mencshely; Kő-hegy, Barnag) (Balogh et al. 1986). A következő vulkáni ciklus (5,48-2,3 millió év) kulminációja 4 millió év körűire tehető. A ciklus elején lávatakarók (Kab-hegy, Tálodi-erdő), később az explóziós-effúziós vulkanizmus nyomán lávatavakkal kitöltött maar-vulkánok alakultak ki, valamint a Kovácsi-hegyek környékén bazaltintrúziók nyomultak a felső-pannóniai üledékes rétegek közé. A vulkáni működést a felső-pliocénben és a pleisztocénben Stromboli-típusú kitörések zárták le (pl. Agár-tető, Bondoró) (Németh & Csillag 1999, Wijbrans et al. 2007). A freatomagmás vulkáni tevékenység idején rövid életű (napok-hónapok), kis mennyiségű vulkáni anyagot (piroklasztitot és lávát) szolgáltató, alapvetően monogenetikus vulkánok keletkeztek, mint tufagyűrűk, maarok, salakkúpok, völgykitöltő lávafolyások vagy lávatakarók (Németh & Martin 1999a, Németh et al. 2010). A tufagyűrűk alacsony tefragyűrűvel körbevett, széles és sekély mélységű kráterrel rendelkező vulkánok. A maarok ezzel szemben relatíve magas peremmel és mélyen a talajszint (pre-erupciós felszín) alá mélyülő kráterrel rendelkeznek. Mindkettő a magma és a víz kölcsönhatása eredményeként bekövetkezett freatomagmás robbanásos kitörések során keletkezett, általában rövid idő (órák vagy napok) alatt (Martin & Németh 2004). A maarokat és a tufagyűrűket felépítő piroklasztit rétegek alapvetően finomszemcsés, osztályozatlan, feltépett nemvulkáni kőzetzárványokban gazdag tufák, lapillitufák, amelyek elsődleges vulkánianyag-tartalma bazaltos vulkáni üvegtöredék (szideromelán). A vulkáni üveg jelenléte hirtelen hűlésre, vagyis magma és víz kölcsönhatására, valamint freatomagmás fragmentációra utal. A piroklasztit rétegek egy része a lerakódás után a még zajló vulkáni aktivitás alatt tovább mozgott, vagy később, a vulkanizmus megszűnte után áthalmozódott (Németh & Martin 1999a, 2003, Németh et al. 2010). A piroklasztitokban található mélyről feltépett kőzetzárványok mennyiségéből a magma-víz kölcsönhatás mélységére következtethetünk. Azokon a területeken, ahol nagyon kevés kőzetzárvány található, a piroklasztit rétegekben a robbanások fészke és a magmatizmust tápláló víz forrása a vulkanizmus idejében még nedves, vastag, laza pannóniai rétegekben lehett (pl. Tapolcai-medence tanúhegyei). Ott, ahol a piroklasztikumok igen gazdagok kőzetzárványokban (pl. Szentbékkálla), a freatomagmás robbanások fészke nagy mélységben lehetett, s a kölcsönhatásban karsztvíz és egyéb hasadékvizek játszhattak szerepet (Németh & Martin 2003, Martin & Németh 2004). A maarok és tufagyűrűk alatt vulkáni breccsákkal kitöltött kaotikus szerkezetű gyökérzóna, a diatréma alakult ki, amelyben elsődleges, valamint többszörösen kirobbantott, majd visszahullott piroklasztitok, és pre-vulkáni kőzetekből álló mikro- és megablokkok keverednek. A diatréma krátere a robbanásos kitörés gyökérzónájának mélysége alapján mély vagy sekély lehet. Kemény, stabil kőzeten és mély vízforrással mély, míg laza, konszolidálatlan üledékeken széles és sekély kráter, illetve krátertó jött létre (Németh & Martin 1999b, Martin & Németh 2004). A vulkáni működés szüneteiben a maarkráter a felszíni és/vagy felszín alatti vizekből rövid idő alatt feltöltődhetett, mély krátertavat alkotva. A vulkáni mezőkön kialakuló maartavak ezután fontos üledékképződési helyszínné válhattak. Az esőzések által fellazított vulkáni anyag a krátertó meredek falán zagyárak, szemcseárak által szállítódott a krátertó mélyebb részeire, ahol a tóban lassan lerakódó finoman rétegzett üledékekkel fogazódott össze (Gilbert-típusú delták Tihanyban). Ezek a finoman rétegzett üledékek rengeteg ősmaradványt, pollent, algákat stb. tartalmaznak, amelyek hűen tükrözik a vulkáni mező fejlődésének környezeti állapotát. Ilyen ősmaradványban gazdag maarnak a maradványa a pulai „kráter” (Jámbor & Solti 1975, Jámbor et al. 1981, Németh et al. 2008). A magma a laza és nedves üledékekbe való benyomulásával, valamint a láva nedves üledékekre történő kiömlésével és keveredésével jellegzetes kőzet, a peperit jött létre (Németh & Martin 2003). A BBVT-n először a Hajagoson azonosítottak peperitet és két típusát különítették el (Martin & Németh 2000): 1) a vulkáni kürtőt kitöltő sárba nyomult magma hatására keletkezett gömbös peperitet, illetve 2) a láva nedves üledékekre ömlésével létrejött blokkos peperitet. A robbanásos tevékenységet effuzív vulkáni működések követték, amelyek eredményeként egykori völgyeket kitöltő lávafolyások és a korábban kialakult maar/tufagyűrűn belül lávatavak keletkeztek. A Keszthelyi-hegység északi részén a bazaltok felszín alatt rekedtek meg szill/dájk rendszert kialakítva. A vulkanizmus záró szakaszában Stromboli-típusú salakkúpok, illetve Hawaii-típusú lávafröccskúpok jöttek létre (Budai & Csillag 1999, Martin & Németh 2004) (2. ábra). A maar-krátereket létrehozó explóziók elsősorban a szinvulkáni térszín alacsonyabb területein zajlottak le, ahol a felszín 'Az IUGS Nemzetközi Sztratigráfiai Bizottsága a pliocén-pleisztocén határt 2,6 millió évnél határozta meg (Head et al. 2008), így a korábban felsőmiocén-pliocén korúnak tartott vulkanizmus késő-miocén-pleisztocén korú.
