Az intermedier vulkanizmus kronológiája
Az intermedier vulkanizmus kronológiája
Az intermedier mészalkáli vonulat részben egykorú a „savanyú” vulkánosság középső- és felső-riolittufáinak megfelelő fázisaival, részben fiatalabb. Összesen mintegy 16 millió év történéseinek nyomát őrzi.
A vulkánosság legrégebbi, kb. 16,5 millió éves megnyilvánulását az ív nyugati felében, annak déli részén találjuk (Börzsöny és a Kisalföld mélye). Kelet felé haladva, amint azt a geológusok már régóta feltételezték és az újabb radiometrikus kormérések pontosították, a kőzetek általában egyre fiatalabbak: a vulkáni tevékenység – nagy vonalakban – a vonulat mentén „vándorolt”. Ez a jelenség a világon meglehetősen ritka; általában azzal hozzák összefüggésbe, hogy az egymáshoz közeledő lemezek szélei nem párhuzamosak egymással, és így a szubdukció és a hozzá kapcsolódó jelenségek (így a mészalkáli magmák képzése) a lemezhatár mentén elmozdulnak, olyanformán, ahogyan egy olló két szára bezárul. A kárpát-pannon térség esetében a kőzetlemezek közti szög délkelet felé lehetett nyitott. Ezt látszik igazolni a hegységképződés utolsó gyűrődéseinek dél felé egyre fiatalabb kora is. (A szög alatt történő lemezütközés hatását a nagy kőzetlemeztömbök előzőekben megismert forgása is erősíthette.)
Az Északnyugati-Kárpátokban a fiatalodás nem egyértelmű. A Börzsöny-Visegrádi-hegység, a Cserhát, a Mátra és az ún. Közép-szlovákiai vulkáni terület tűzhányói 16–11 millió évvel ezelőtt működtek. Az Eperjes-Tokaji-hegységben a vulkánosság kezdete és vége némileg ugyan fiatalabb, de ehhez hasonló korú az Északkelet-Kárpátok vulkánossága (a Vihorláttól a Gutin-hegységig, ahonnan 14 és 9 millió év közötti korokat mértek), sőt ebbe az időtartományba esnek a Keleti-Kárpátok ún. szubvulkáni szakaszának kőzetei is (Cibles [Ţibles], Torjága, a Radnai- és Borgói-havasok egyes részei). Az Erdélyi-érchegység – geotektonikai kapcsolataiban még nem tisztázott eredetű – mészalkáli vulkanitjai szintén hasonló (bádeni-szarmata) korúak. A keleti-kárpáti szubvulkáni zóna kialakulását – azaz, hogy a magmák nem törtek a felszínre, hanem sekély intrúziók formájában szilárdultak meg – több tényező okozhatta: a magma környezetéhez képest nagyobb sűrűsége, a felszínre jutáshoz szükséges törésrendszer elégtelensége stb. A szubvulkáni zónában, például a Radnai-havasok alatt, a többi szakaszénál sokkal nagyobb, 40 kilométert meghaladó kéregvastagságot mutattak ki, amelynek áttöréséhez a felnyomuló magmának már nem lehetett kellő energiája.
Érdekes vonása az intermedier vulkánosság bizonyos, eddig említett területeinek, hogy a működés végén – kisebb-nagyobb, néhol akár 1 millió évet meghaladó szünet után – bazaltos vagy bazaltandezites magmák törtek fel (Közép-Szlovákia egyes részei, Mátra, Tokaji-hegység, Gutin, Erdélyi-érchegység – utóbbiban a híres Detunáta oszlopossá hűlt bazaltandezitjei). E működés az elsődleges magmához közelebb álló, kevésbé differenciált anyagot hozhatta a felszínre.
A Kárpátok intermedier vulkáni vonulatának legfiatalabb szakasza a Keleti-Kárpátok déli felének mintegy 160 kilométer hosszon húzódó, a Kelemen- és Görgényi-havasok, valamint a Hargita alkotta lánca (ismertetését bővebben lásd a Keleti-Kárpátoknál). Ezen a szakaszon, különösen a dél-hargitai részen a vulkáni tevékenység csapásmenti vándorlása minden eddiginél hangsúlyosabb. A működés a Kelemen-havasokban a szubvulkáni zóna mintegy 9,5 millió éve véget ért magmatizmusával egyidőben indult, és dél felé haladva – általában az egyes vulkáni szerkezetek időbeli átfedésével – csupán néhány tízezer éve ért véget a vonulatzáró Csomádban.
A keleti-kárpáti vulkánosság déli szakaszának lemeztektonikai vázlata Ioan Seghedi és Szakács Sándor szerint
A Dél-Hargita emígy a kárpát-pannon térségnek az a különleges helye, ahol a mészalkáli vulkánosság megszűnik. E hegységrész egész sor egyedi, a többi szakasztól megkülönböztető vonást visel magán, mint amilyen a nagy kálium- és más nyomelem-tartalom, annak vonulatmenti növekedése, vagy a kőzetek dél felé egyre kisebb térfogata. Ugyanakkor a Dél-Hargita „meg is sérti” a vulkáni öv és a kárpáti hegyszerkezet párhuzamosságának szabályát: harántolja a flisövezetet, ott, ahol a kéregvastagság egyébként a legnagyobb (mintegy 40 kilométer). Ez utóbbi egyúttal azt jelenti, hogy a vulkáni öv „túl közel” kerül a fölső (belső) kőzetlemez határához, elvileg nem engedve teret a szubdukciós folyamatok és a magmatizmus kibontakozásának. A közel kerülés esetleg – amint azt még Szádeczky-Kardoss Elemér feltételezte – azzal magyarázható, hogy az alábukó lemezrész fokozatosan „lekonyult”, kelet felé hátrált (dőlésszöge mind nagyobb lett). A Dél-Hargita szabálytalan vonásainak hátterében az állhat, hogy e vonulat mentén a magma egyre növekvő vastagságú kéreg alatt, az asztenoszféra egyre mélyebb részében keletkezett, az egyre kisebb fokú részleges olvadás folytán egyre kisebb mennyiségben. A vulkánosság elhalása azzal lehet összefüggésben, hogy az egész vulkáni vonulatot – beleértve az Erdélyi-középhegységet is – egy nagyszabású törésvonal zárja le, a Dél-erdélyi-törés. Ez ugyanis feltehetőleg átvágja az érintkező lemezek határát, így a szubdukciós zónát is, megszüntetve a lemezalátolódás folyamatát.
A lemezlehajlásos modell alapján a Kárpátokban – a világ más vulkáni öveihez hasonlóan – azt várhatjuk, hogy a működés a vonulatra merőlegesen fiatalodik. Keresztirányú fiatalodást azonban típusosan csak az Északkeleti-Kárpátok területén találunk, ahol a vulkáni vonulat két ágra, egy idősebb belső zónára (a Tokaji-hegység középső részétől Beregszászig) és egy fiatalabb külső zónára (a Vihorláttól a Gutinig) oszlik.
A Vihorlát 1000 méter fölé emelkedő, mintegy 10 millió éves lávadóm-együttese ma is szépen mutatja elsődleges formáit
