A Bakonyi Természettudományi Múzeum Közleményei 13. (Zirc, 1994)

VERESS MÁRTON - PONGRÁCZ IMRE - BEREZNAI CSABA: Néhány bakonyi hegy hajdani elborítottsági viszonyainak vizsgálata

édesvízi mészkő rakódott le a terület D-i részén, amely a Pula-Öcs műúttól D-re a felszínen is jelentkezik. A pliocén vulkanizmus eredményeképpen Pula környékén bazalttufa, a vizsgált terület központi részén bazalttakaró fejlődött ki. Foltokban előfordul a bazalttakaró mállástermékeként képződött vörös agyag is. Az alacsonyabb területeken, s helyenként a magasabban fekvő, lapos, medenceszerű térszíneken würm lösszel találkozunk. Alább részletesen kitérünk a terület vulkánosságára, tekintettel arra, hogy az ennek során keletkezett bazaltoknak a hajdani elborítottsági viszonyok vizsgálatakor nagy jelentősége van. Ajjliocén végén, egyes szerzők szerint (LOCZY id. 1913, JUGOVICS 1937, 1969, 1976, SZÁDECZKY- KARDOSS, 1958, VÖRÖS 1966, JÁMBOR 1980) a pleisztocénre is áthúzódva vulkáni működés játszódott le a területen. A vulkanizmus abszolút kora a KAr módszerű radiometrikus (BALOGH et al. 1982) és paleomágneses mérések alapján 4,3 millió évtől kezdődően 3,6-3,7 millió évig valószínűsíthető. A vulkanizmus kiváltó okát HOFFMANN (1878), BALLÁ (1967), JUGOVICS (1972), MÉSZÁROS (1980), KORPÁS (1983) az idős szerkezeti vonalak felújulásában látják. Ezeket a tektonikai vonalakat SZÁDECZKY-KARDOSS (1958), BALLÁ (1967), JUGOVICS (1969, 1976), KORPÁS (1983) a köpenybe hatoló mélytöréseknek tekinti. Főként NyÉNy-KDK, illetve ÉÉKDDNy irányú mélytörések (16. ábra) fűzik fel az egyes - változó méretű - vulkáni központokat (pl. kő-hegyi, pulai, öcsi, semlyékesi, nyírtavi, szöllőhegyi rétegvulkán), s metszéspontjaikat nagyobb méretű lávakúpok (Kab-hegy) jelzik. A vulkanizmus zömmel sekélyvízi környezetben indult meg, és a kisebb maar-centrumok területén lényegében hasonló környezetben fejeződött be. Ezt az állítást VITÁLIS (1911), LÓCZY id.(1913), HOFFER (1943), BERTALAN (1952), VÖRÖS (1966), CSIMA-MÉSZÁROS (1979), JÁMBOR (1980), MÉSZÁROS (1980), KORPÁS (1983) a piroklasztikumok rétegzettségével, a piroklasztikumok üledékkel való szennyezettségével, illetve üledékekkel való váltakozásával bizonyítja. A nagyobb méretű lávakúpok (pl. Kabhegy) esetében szárazföldi felépítmény is valószínűsíthető (LOCZY id. 1913, BERTALAN 1952, PEREGI 1974, KORPÁS 1983). A vulkáni működést - jellegét tekintve - LÓCZY id. (1913) Stromboli-típusúnak vélte. VÖRÖS (1966) szerint a Kab-hegyi centrum működése kezdetben Stromboli-jellegű volt, majd később Hawaii-típusba ment át. JUGOVICS (1972) és KORPÁS (1983) a kisebb és idősebb maar-centrumok és a Kab-hegyi lávakúp működését megkülönbözteti. Szerintük a maarok működése heves explóziókkal indult, melyet valószínűleg egyszeri lávaömlés követett. A Kab-hegyi lávakúp - mely feltehetőleg korábbi maar-centrumokra épült - működését is explóziók vezették be. Itt azonban uralkodó volt a három fázisban ismétlődő effúzív szakasz, amelyet két ízben - minden bizonnyal csak epizodikus jelleggel - szakítottak meg explóziók. Az egyes lávaárakat elválasztó vörösagyag-rétegek vékony kifejlődése (10-20 cm) is jelzi, hogy a lávaömlések közti szünetek viszonylag rövid ideig tartottak (VÖRÖS 1966). A többfázisú vulkáni működésből származó rétegvulkáni összlet maximális vastagságát VITÁLIS (1911), JUGOVICS (1937, 1971), VADÁSZ (1951), JASKÓ (1952), VÖRÖS (1966), CSIMA-MÉSZÁROS (1979), JÁMBOR (1980), MÉSZÁROS (1980) 30-180 m között állapították meg. Ebből a piroklasztikumok vastagságát 20-100 m közöttire, az egyes lávaömlésekét pedig 10-40 m közöttire becsülték. KORPÁS (1983) tagolatlan vulkáni összletként ábrázolta a vulkanizmus kezdetén piroklasztikumok és édesvízi üledékek váltakozásából felépülő kőzetösszletet. Ennek vastagságát néhány m és 60 m közöttire becsüli. Szerinte az első két lávaár 20-60 m-es, a legfelső kb. 60 m-es vastagságot érhet el. A lávaárak közé települő piroklasztikumokat néhány m-től 50 m-es vastagságig feltételezi.