Ciomadul - Ciomadul

Ciomadul
Ciomadu
Csomád (hu )
Lacul Sfanta Ana - Relief.jpg
3D model centrálního sektoru Ciomadulu při pohledu z jihu
Nejvyšší bod
Nadmořská výška1289 m (4229 ft)[1]
Výpis
Souřadnice46 ° 08 'severní šířky 25 ° 53 'východní délky / 46,13 ° S 25,88 ° V / 46.13; 25.88Souřadnice: 46 ° 08 'severní šířky 25 ° 53 'východní délky / 46,13 ° S 25,88 ° V / 46.13; 25.88 [1]
Zeměpis
Rozsah rodičůKarpaty
Geologie
Věk skályPleistocén
Horský typDacitic sopka
Sopečný pásSopečný řetěz Călimani – Gurghiu – Harghita

Ciomadul je sopka v Rumunsko a je znám jako Csomád v maďarský.[2] Nachází se v Karpatech, poblíž měst Băile Tușnad a Bixad. Je součástí vulkanického řetězce známého jako řetěz Călimani (Kelemen) - Gurghiu (Görgényi) - Harghita (Hargita) a leží na jeho jihovýchodním konci. Ciomadul se skládá z několika lávové dómy se dvěma vloženými krátery výbuchu známé jako Mohos a sv. Ana, druhá z nich obsahuje a kráterové jezero, Jezero Sfânta Ana. Dominantní vulkanická hornina v Ciomadulu je draslík -bohatý dacite.

Sopečná činnost v Ciomadulu byla zahájena výpotková činnost asi před milionem let. Většina sopky byla postavena před 650 000 - 500 000 lety.

Před 56 000 až 32 000 lety výbušná sopečná činnost došlo v Ciomadulu. Přesná data různých erupcí a vzniku kráterů St. Ana a Mohos jsou nejasná, částečně proto, že data získaná seznamka draslík-argon a další techniky seznamování se navzájem odchylují. Některé erupce mohly dosáhnoutPlinian síla, vysunutí sopečný popel pokud jde o Černé moře.

Poslední erupce proběhla před 32 600 až 27 500 lety. Jeho datum je rovněž nejasné. Probíhající seismické a geotermální aktivita a výdechy z sopečný plyn a důkazy o tom, že stále existuje magmatická komora naznačují, že Ciomadul je potenciálně aktivní sopka.

Geografie a geologie

Regionální prostředí

S výjimkou Řecko a Itálie, historické vulkanismus v kontinentální Evropě nedošlo. Poslední vulkanická aktivita nastala před 40 000 až 6500 lety v roce Garrotxa, Massif Central a Vulkaneifel.[3]

Vulkanismus v oblasti Carpathia a Panonie probíhá již před 20 miliony let, ale během roku 2006 poklesl Kvartérní. V oblasti se nevyskytly žádné erupce Holocén.[4] Poslední vulkanismus nastal v Ciomadulu v posledním ledovcovém věku.[2] Řídké čedičový vulkanismus také došlo v této oblasti, formování monogenetická vulkanická pole.[5]

700 kilometrů (430 mi) sopečný oblouk leží v Karpaty. Ve svém jižním segmentu, známém také jako řetězec Călimani (Kelemen) - Gurghiu (Görgényi) - Harghita (Hargita),[6][7][8] vulkanismus migroval před 9 až 0,22 miliony let na jih a vytvořil a C. 100 kilometrů dlouhý sopečný řetěz.[9] Produkce magmatu se v průběhu času postupně snižovala, přičemž rané sopky byly velké stratovulkány někdy představovat kaldera -formující erupce, zatímco novější aktivita zahrnuje monogenetický sopky[10][11] ačkoli přesnější datování a snahy o odhad objemu v Ciomadulu zjistily nárůst míry erupce v průběhu času.[12]

K tomuto vulkanismu dochází v prostředí, kde ke kolizi mezi Euroasijská deska a Tisza-Dacia mikrodestička odehrál se,[13][14] předchází etapa subdukce zahrnující úzký oceán.[15] Toto je část kolize mezi Africký talíř a euroasijská deska; subdukce v oblasti Karpat stále probíhá.[16] The Vrancea zóna, což je 50 km (31 mi) od Ciomadulu, probíhá funkce zemětřesení aktivita; hluboká zemětřesení naznačují, že pozůstatek a deska existuje pod zónou Vrancea.[17] Toto tektonické prostředí může být také zodpovědné za vulkanismus v Ciomadulu a na Persanské vulkanické pole,[18] 40 kilometrů (25 mil) jižně od Ciomadulu.[19] Další teorie o Ciomadulově vulkanické činnosti naznačují delaminace z litosféra nebo vrátit zpět subdukční zóny.[20]

Vulkanismus v tomto řetězci je calc-alkalické, čímž se získá obojí andezit, dacite,[9] a ryolit.[7] Před třemi miliony let došlo ke změně chemie vulkanismu se zvýšeným obsahem draslík ve skalách. Tato změna složení se geograficky shodovala s vulkanickou aktivitou překračující a rys známá jako linie Trotus.[9][20][8]

Sopka

3D model sopky

Ciomadul se nachází na jihovýchodě Karpaty,[4] na konci vulkanického řetězce Călimani (Kelemen) - Gurghiu (Görgényi) - Harghita (Hargita),[9] a je také známý jako Ciomadu.[21] The rokle z Řeka Olt odděluje Ciomadul od pohoří Harghita.[22] Města Băile Tușnad a Bixad jsou blízko sopky,[23] a cesta vede sopkou z jihovýchodu a vede kolem močálu Mohos k jezeru St. Ana.[24][25] Suterén sopky tvoří flyš z Křídový stáří[13][14] a staršími vulkanity; na některých místech vulkanické horniny překrývají fluviální usazeniny.[26]

Myšlenka, že Ciomadul může být stále aktivní sopkou, byla poprvé navržena v roce 1780 na základě jejího mladého vzhledu a uvolňování plynu. Zatímco publikace v roce 1964 předpokládala, že tufy z Ciomadulu byly přepracovány Pliocén sopky, pozdní Pleistocén věk byl stanoven brzy poté.[27]

Ciomadul je tvořen komplexem lávové dómy a další sopečný materiál, který tvoří hřeben naklánějící se na jih, který se tyčí nad 700 metrů vysokou okolní pánví Lower Ciuk. Jednotlivé lávové dómy vytvářejí kuželovité kopce,[22] které dosahují výšek 300–400 metrů (980–1 310 stop) a šířky 1–2 kilometrů (0,62–1,24 mi). Jednotlivé kopule zahrnují Haramul Ierbos (maďarsky Fű-Haram), Haramul Mare (Nagy-Haram), Haramul Mic (Kis-Haram), Vf. Cetăţii (Vár-tető), Vf. Comloş (Komlós-tető), Vf. Surduc (Szurdok-tető)[28] a Dealul Mare jihovýchodně od hlavního komplexu.[29] Centrální kupole je eliptická.[13] Nejvyšším bodem komplexu je Ciomadul Mare (Nagy-Csomád) s nadmořskou výškou 1301 metrů (4,268 ft).[22] Některé kopule byly později zasaženy eroze, explozivní aktivita[30] nebo fumarolická změna.[14] Celý vulkanický komplex pokrývá plochu 80 kilometrů čtverečních (31 čtverečních mil),[13] a je obklopen kruhovou / půlkruhovou plání ze sopečného odpadu.[31]

Kráter a jezero St. Ana

Komplex lávové kopule obsahuje dva krátery, pojmenovaný Mohos a St. Ana. Vznikly v dříve existujících lávových kopulích.[9][32] Kráter St. Ana je C. 1 600 metrů široká a C. 200 metrů (660 stop) hluboko pod okrajem, srovnatelné s kráterem El Chichón sopka v Mexiko.[28] Tento kráter postrádá porušení a je relativně neovlivněn erozí.[33] Obsahuje hloubku 6 metrů kráterové jezero,[9] který kdysi mohl mít hloubku přes 12 metrů (39 ft). Tento C. Velké jezero o rozloze 189,9 kilometrů čtverečních (73,3 čtverečních mil) je známé jako Jezero Sfânta Ana (46 ° 07'35 ″ severní šířky 25 ° 53'17 ″ východní délky / 46,12639 ° N 25,88806 ° E / 46.12639; 25.88806) a leží v nadmořské výšce 946 metrů (3 104 ft).[31][34]

Kráter Mohos leží v nadmořské výšce 1050 metrů (3440 stop).[35] Je větší než St. Ana s průměrem 1,9 kilometru (1,2 mil) a není tak hluboký.[36] s dnem ležícím nad mořem. Je naplněn 800 000 metrů čtverečních (80 ha) velkým a 10 metrů (33 ft) tlustým Rašeliník rašeliniště a jeho okraj je řez kráterem St. Ana.[28][37]

Rašeliniště v kráteru Mohos

Na rozdíl od St. Ana byl kráter Mohos narušen erozí, která způsobila vznik výstupního údolí.[38] Oba krátery byly vytvořeny výbušné erupce a rozlišení mezi vklady obou je obtížné.[9] Byla navržena existence ještě většího kráteru o průměru 2–2,5 kilometru (1,2–1,6 mil),[39] zahrnující jak St. Ana, tak Mohos.[40]

Pyroclastický tok ložiska generovaná Ciomadulem byla nalezena na jeho severovýchodních, jižních a západních svazích.[28] Dosahují vzdálenosti až 25 kilometrů (16 mi) od sopky.[9] U silnice Tusnad má jeden z toků tloušťku C. 10 metrů (33 ft).[41] Padací postel Tephra,[9] lapilli,[41] jsou také nalezeny nánosy rázu a nánosy toku obsahují pemzové bloky.[9] Jedna vrstva lapilií, tlustá 20–23 cm (7,9–9,1 palce), z Ciomadulu byla identifikována 40 kilometrů východně od sopky.[42] Celá pyroklastická formace byla rozdělena do tří tříd známých jako „Early Phreatomagmatic + Plinian Activity“, „Middle Plinian Activity“ a „Last St. Ana Phreatomagmatic Activity“. Každá obsahuje řadu jednotlivých vrstev tephra.[43]

jiný krajiny v Ciomadul zahrnují coulees a lávové proudy.[13] Celkový objem komplexu je asi 8–15 kubických kilometrů (1,9–3,6 cu mi) hustý skalní ekvivalent.[17] Vrtání identifikovalo existenci narušení v hloubce 575 metrů (1886 ft).[13] Nakonec se produkty vulkanické eroze a tephra vyskytují po celém vulkanickém komplexu a také na větší vzdálenosti.[44]

Starší sopečná centra se rozprostírají severozápadně od Ciomadulu. S rostoucí vzdáleností jsou to střediska Pilisca stará 2,5–1,5 milionu let, středisko Cucu staré 2,8–2,2 mil. Let a sopečná střediska Luci-Lazu a Sumuleu-Ciuc stará 4,3–3,6 mil. Let. Jižně od Ciomadulu Murgul shoshonites byly vypuknuty před 2,3–1,5 miliony let;[45][46] oni reprezentují kryptodomy.[17] Andezit lávové proudy z Piliscy jsou na některých místech základem ložisek Ciomadul.[47]

Složení

Hlavní kámen je dacite, bohatý na draslík.[6] Skály mají porfyrický vzhled a obsahují několik vezikul. Jsou také velmi bohaté na krystaly,[48][11][49] s dominantní phenocryst - tvořící minerály biotit, hornblende a plagioklas. Méně důležité jsou allanit, apatit, klinopyroxen, olivín, orthopyroxen, křemen, sphene a zirkon.[11][22] The zemní hmota obsahuje plagioklas, pyroxen, oxid křemičitý a oxidy z žehlička a titan.[49] Složení Ciomadulových hornin bylo během svého vývoje poměrně konstantní[32] i když se dvěma směnami 1 milion a 650 000 let před současností,[50] a tato rozmanitost jeho složek naznačuje, že vznik Ciomadulových magmat zahrnoval míchání mezi nimi felsic a mafic magma.[23]

Velká část krystalů ve skalách se skládá z antecrysts a xenocrysts, tvorba radiometrické datování skal obtížné. Mezi ně patří amfibol, biotit, živce a zirkon.[9]

Teplota magmatická komora se odhaduje na asi 700–750 metrů (2300–2 460 stop), přičemž podle termometrického výpočtu dochází před některými erupcemi k zahřátí na více než 200 ° C (360 ° F). Sopečná aktivita byla s největší pravděpodobností spuštěna injekcí čedičový magma do felsic magmatická komora před vlastní erupcí.[51][52] The amfiboly ve skalách vytvořených v hloubkách 7–14 kilometrů (4,3–8,7 mil).[53] Produkce magmatu Ciomadul je asi 0,009 kubických kilometrů za tisíciletí (0,0022 cu mi / ka).[54]

Podnebí a vegetace

Ciomadul se nachází v a mírné klima zóna. Srážky dosahují 800–1 000 milimetrů (31–39 palců), což má za následek silnou erozi.[28] Průměrná roční teplota je 7,6 ° C (45,7 ° F) v nejbližší Sfintu Gheorghe meteorologická stanice.[55] Kolem St. Ana jsou průměrné teploty v červenci 15 ° C (59 ° F) a lednové teploty -5 až -6 ° C (23 až 21 ° F).[31]

Zatímco někteří zalednění došlo v Karpatech během doby ledové, v Ciomadulu není zaznamenána žádná ledová aktivita. V té době byla sopka nezalesněná,[31] s step a tundra vegetace zahrnující většinu hlášené flóry.[56] Vyvrtejte jádra z rašeliniště Mohos byly použity k rekonstrukci minulého podnebí a hydrologie oblasti.[57]

Na Ciomadul se vztahuje buk a smrk lesy.[58] Kolem jezera St. Ana je vegetace většinou tvořena Fagus sylvatica (buk lesní) a Picea abies (Smrk ztepilý). Mezi další stromy patří Acer platanoides (Javor norský), Betula pendula (stříbrná Bříza), Carpinus betulus (společný habr), Pinus sylvestris (Borovice lesní), Salix caprea (kozí vrba) a Salix cinerea (šedá vrba). A fen obsahuje Carex lasiocarpa (štíhlá ostřice), Carex rostrata (ostřice na láhev), Lysimachia thyrsiflora (všívané loosestrife) a Sphagnum angustifolium (jemné bogmosy).[31] V Mohosu se vegetace skládá z Alnus glutinosa (olše obecná), Betula pendula a Salix. Rašeliniště obsahuje stromy (Pinus sylvestris a Betula pubescens (plíseň bříza)) a Ericaceae.[58] Oblast sopky je a Místo důležitého pro komunitu[59] a nějaký ohrožené druhy rostlin byly identifikovány v bahně Mohos.[21]

Eruptivní historie

Ciomadul působí již více než půl milionu let,[4] s nejstarší aktivitou před 1 000 000 až 750 000 lety lávové dómy.[9][50] Starší odhady naznačují, že aktivita nezačala před 250 000 lety, zatímco novější výzkum ukázal začátek vulkanismu přes 600 000 /[18][32] Před 850 000 lety.[29] Vulkanismus v Ciomadulu spočíval převážně v vytlačování lávových dómů, jejich zhroucení vytvářející toky bloků a popelů a subplinian a Vulcanian erupce.[18]

Mezera asi 500 000 let odděluje Ciomadul od aktivity ostatních sopek v této oblasti.[60] Dvě nejstarší data před 1020 000 a 850 000 lety byla získána na periferních lávových kopulích.[61] Aktivita dosáhla vrcholu mezi C. Před 650 000 - 500 000 lety, kdy jistina lávové dómy byly vytvořeny.[9] Tento efuzivní fáze je také známá jako „starý Ciomadul“,[20] a erupce byly odděleny dlouhými pauzami bez vzájemné vulkanické činnosti.[62] Nejmladší lávová kupole byla datována před 42 900 ± 1 500 lety datování uranu a thoria. Data získaná do seznamka draslík-argon jsou mnohem starší;[63] mezi daty získanými do seznamka draslík-argon nebo argon-argon seznamka na jedné straně a datování uranu a thoria na druhé straně v Ciomadulu.[64][62] Tato data naznačují, že ke vzniku centrálních lávových dómů došlo před 590 000 až 140 000 lety.[65]

Sopečná historie Ciomadulu byla rozdělena na výbušnou fázi, která trvala přibližně před 440 000 lety, a výbušnou fázi, která začala před 200 000 lety[15] během kterého se výstup magmatu zvýšil třicetinásobně.[66] Před 56 000 až 32 000 lety došlo v Ciomadulu k výbušné činnosti. Tento časový interval se shoduje s uložením tephra ze sopek v Itálii v Evropě; je možné, že tephra také pochází z Ciomadulu.[17] Věk Ciomadulovy poslední erupce se skutečně překrývá s věkem Campanian Ignimbrite.[51] Tephra z erupcí Ciomadulu se také objevila v jeskyni Ursului v Pohoří Perșani.[67] Některé tephra vrstvy nalezené ve dvou vrtacích jádrech Černé moře může mít původ v Ciomadulu.[68]

Dříve výbušná erupce asi před 55 900 ± 2300 lety může být původem kráteru Mohos,[64] s dalším navrhovaným datum draslík-argon bytost C. Před 220 000 lety. Kráter Mohos je pravděpodobně starší než kráter St. Ana.[69] A phreatomagmatic ložisko severovýchodně od Mohosu bylo vytvořeno erupcí kráteru Mohos;[42] tato erupce může být zdrojem phreatomagmatických ložisek „typu Turia“,[70] který je datován k výskytu asi před 51 000 ± 4800 lety.[71] V jednom pohledu sopečně klidné období následovalo před 42 900 lety výbušnou erupcí nazvanou „Piscul Pietros“ a trvalo až do 31 510 let,[72] když došlo k pliniánské erupci. Tato poslední erupce uložila 0,6 metru (2 stopy 0 palce) silný popel až 21 kilometrů (13 mil) od otvoru na jednom místě.[73] Alternativně před 38 900 ± 1700 lety došlo v Ciomadulu k erupci subplinianů; možná vytvořil kráter St. Ana.[63] Toto datum by odpovídalo datu tzv. „MK-202“ tephra.[74] Piscul Pietros má také datum 60 000 ± 5 000 let[75] a to by znamenalo, že erupce Mohos je starší než tato.[76]

Věk poslední erupce je kontroverzní.[4] V roce 1994 radiokarbon datování přineslo věk 10 700 ± 800 let Před současností od a pyroclastický tok. Později byly použity paleosoily a další vzorky ze stejného toku k odvození podobného věku nad 36 770, 42 650, více než 35 670 a více než 35 520 let před současností.[24] Odhad tohoto nejmladšího věku byl tedy vyřazen.[77] V roce 2010 další výzkum identifikoval dvě mladší erupce, jedna se vyskytla 39 000 let před současností a druhá 27 500 let před současností.[9] Další údaje získané datování uranu a thoria naznačují věk 32 600 ± 1 000 let pro nejmladší erupci.[63] Obě tyto erupce se odehrály v St. Ana a znamenají období odpočinku mezi erupcemi přes 10 000 let.[69] Mnohem starší data získaná seznamka draslík-argon nejsou považovány za spolehlivé.[61] Alternativně k poslední erupci mohlo dojít v a satelitní ventilace vidění jako sedimentace jezera St. Ana probíhá již před 26 000 lety.[39] Tyto dvě nedávné erupce byly napájeny různými magmaty, přičemž mladší erupce pocházela z hloubky magma komory (5–12 kilometrů (3,1–7,5 mil) oproti 4 kilometrům (2,5 mil)) a zahrnující primitivnější magma.[78] Nejmladší erupce byla pravděpodobně velmi násilná; Roxolany Tephra, které s ní mohou být spojeny, byly nalezeny až do výše Oděsa, Ukrajina, 350 kilometrů (220 mi) od Ciomadulu.[70] Pokud by Roxolany Tephra vznikla nejmladší erupcí Ciomadulu, k nejmladší erupci by došlo 29 600 kalibrovaný radiokarbon před lety na základě nezávislých dat tephra.[68]

Aktuální stav

V současné době Ciomadul vykazuje seismickou aktivitu, uvolnění oxid uhličitý z mofety a anomální tepelný tok,[22] dosahuje 85–120 wattů na metr čtvereční (0,0106–0,0150 k / čtvereční stopu).[32] Odplyňování oxid uhličitý, sirovodík a většinou abiotický metan byly nalezeny v Ciomadulu,[79] tváření sulfid vklady v některých jeskyních.[80] Celková produkce oxid uhličitý překračuje asi 8 700 tun (8 600 tun dlouhé; 9 600 malých tun)[81] ročně, zatímco produkce metan činí 1,3 tuny (1,3 dlouhé tuny; 1,4 čistých tun) ročně.[79] Koncentrace oxidu uhličitého na některých místech, jako jsou jeskyně, mohou být dostatečně vysoké, aby se staly nebezpečnými pro lidi a zvířata, a odráží se v místních jménech, jako je Peștera Ucigașă (Gyilkos-barlang), což znamená „zabijácká jeskyně“[14] zatímco Puturosu znamená „páchnoucí“.[75] Bývalý kamenec a síra doly východně od Ciomadulu byly opuštěny kvůli nebezpečí toxických plynů.[59]

V hloubkách 8 až 20 kilometrů (5,0 až 12,4 mil), a magmatická komora byl identifikován pod Ciomadulem,[32][28] na základě magnetotellurický data,[82] a pod Ciomadulem může být stále uloženo několik 10 kubických kilometrů (2,4 cu mi) magmatu.[83] Hlubší čedičový může také existovat tavná zóna.[84] Dále byla identifikována zóna nízké seismické rychlosti s geofyzikálním a seismickým modelováním v dolní kůře a horní plášť pod Ciomadul, až do hloubky 110 kilometrů (68 mi) nebo 400 kilometrů (250 mi).[19]

Hydrotermální aktivita byla zaznamenána v Ciomadulu a Tusnand-Bai, včetně vysokoteplotního systému v hloubce s teplotami přesahujícími 225 ° C (437 ° F).[16] Prameny Tusnand-Bai mají teploty 15–23 ° C (59–73 ° F) a jsou slané, oxid uhličitý - bohatá voda, která vychází z pyroklastický vklady.[85] V jedné jeskyni autotropní bakteriální biofilmy bylo zjištěno, že se živí vydechovanými plyny nebo usazeninami síry.[86]

Budoucí činnost

Sopky jsou obvykle považovány za aktivní, pokud během erupce došlo k jejich erupci Holocén. Jak však dokazuje neočekávaná erupce Chaiten sopka v Chile v květnu 2008 mohou být opět aktivní i dlouho neaktivní sopky. Takové sopky mohou představovat hrozbu pro regiony se zdánlivě tichým vulkanismem.[4] Ciomadul má období odpočinku přes 10 000 let a možná i déle.[69] Zirkon údaje o krystalizaci naznačují, že komory magmatu v Ciomadulu byly aktivní v průběhu času přesahujícího 300 000 let.[51]

Ciomadul je jedinečně stále žijící sopka ve východní Evropě a její krátery mají mladistvý vzhled.[28] Pokud magmatická komora neztuhla, vždy existuje možnost obnovené sopečné činnosti.[87] Aktivita hlubokého zemětřesení v Ciomadulu probíhá až do hloubky 70 kilometrů (43 mi), což naznačuje, že sopečný systém mezi magmatickou komorou a litosférickými taveninami je stále aktivní.[88] Je považována za potenciálně aktivní sopku.[20]

Reference

  1. ^ A b „Hory jižní Harghity“. Globální program vulkanismu. Smithsonian Institution.
  2. ^ A b Karátson a kol. 2013, str. 43.
  3. ^ Harangi a kol. 2015, s. 66–67.
  4. ^ A b C d E Harangi a kol. 2010, str. 1498.
  5. ^ Harangi a kol. 2013, str. 44.
  6. ^ A b Kis a kol. 2017, str. 120.
  7. ^ A b Karátson a kol. 2013, str. 44.
  8. ^ A b Molnár a kol. 2018, str. 3.
  9. ^ A b C d E F G h i j k l m n Harangi a kol. 2010, str. 1500.
  10. ^ Szakács a kol. 2015, str. 2.
  11. ^ A b C Karátson a kol. 2016, str. 30.
  12. ^ Karátson a kol. 2019, str. 12.
  13. ^ A b C d E F Szakács a kol. 2015, str. 3.
  14. ^ A b C d Kis a kol. 2017, str. 121.
  15. ^ A b Karátson a kol. 2019, str. 2.
  16. ^ A b Mitrofan 2000, str. 1447.
  17. ^ A b C d Harangi a kol. 2015, str. 67.
  18. ^ A b C Harangi a kol. 2015, str. 69.
  19. ^ A b Harangi a kol. 2013, str. 48.
  20. ^ A b C d Kiss a kol. 2014, str. 2.
  21. ^ A b Diaconu a kol. 2019, str. 2.
  22. ^ A b C d E Karátson a kol. 2013, str. 45.
  23. ^ A b Harangi a kol. 2015, str. 85.
  24. ^ A b Harangi a kol. 2010, str. 1499.
  25. ^ Diaconu a kol. 2019, str. 3.
  26. ^ Karátson a kol. 2019, str. 3.
  27. ^ Karátson a kol. 2016, str. 32.
  28. ^ A b C d E F G Karátson a kol. 2013, str. 46.
  29. ^ A b Karátson a kol. 2019, str. 4.
  30. ^ Szakács a kol. 2015, str. 5.
  31. ^ A b C d E Magyari a kol. 2014, str. 281.
  32. ^ A b C d E Harangi a kol. 2015, str. 83.
  33. ^ Karátson a kol. 1999, str. 178.
  34. ^ Karátson a kol. 2013, str. 50.
  35. ^ Tantau a kol. 2003, str. 113.
  36. ^ Szakács a kol. 2015, str. 6.
  37. ^ Tantau a kol. 2003, str. 113–114.
  38. ^ Karátson a kol. 1999, str. 181.
  39. ^ A b Karátson a kol. 2013, str. 53.
  40. ^ Karátson a kol. 2013, str. 54.
  41. ^ A b Harangi a kol. 2010, str. 1501.
  42. ^ A b Szakács a kol. 2015, str. 8.
  43. ^ Karátson a kol. 2016, str. 44.
  44. ^ Karátson a kol. 2019, str. 6.
  45. ^ Harangi a kol. 2015, str. 84.
  46. ^ Harangi a kol. 2015, str. 68.
  47. ^ Szakács a kol. 2015, str. 7.
  48. ^ Molnár a kol. 2018, str. 4.
  49. ^ A b Kiss a kol. 2014, str. 4.
  50. ^ A b Molnár a kol. 2018, str. 14.
  51. ^ A b C Harangi a kol. 2015, str. 76.
  52. ^ Kiss a kol. 2014, str. 24.
  53. ^ Harangi a kol. 2015, str. 87.
  54. ^ Szakács a kol. 2015, str. 15.
  55. ^ Karátson a kol. 1999, str. 180.
  56. ^ Magyari a kol. 2014, str. 295.
  57. ^ Diaconu a kol. 2019, str. 9.
  58. ^ A b Tantau a kol. 2003, str. 114.
  59. ^ A b Sarbu a kol. 2018, str. 174.
  60. ^ Szakács a kol. 2015, str. 14.
  61. ^ A b Karátson a kol. 2013, str. 49.
  62. ^ A b Molnár a kol. 2018, str. 12.
  63. ^ A b C Harangi a kol. 2015, str. 74.
  64. ^ A b Harangi a kol. 2015, str. 75.
  65. ^ Szakács a kol. 2015, str. 12.
  66. ^ Karátson a kol. 2019, str. 15.
  67. ^ Veres, Daniel; Cosac, Marian; Schmidt, Christoph; Murătoreanu, George; Hambach, Ulrich; Hubay, Katalin; Wulf, Sabine; Karátson, David (2018). "Nová chronologická omezení pro středopaleolitické (MIS 6 / 5-3) jeskynní sekvence ve východní Transylvánii, Rumunsko". Kvartérní mezinárodní. 485: 9–10. Bibcode:2018QuInt.485..103V. doi:10.1016 / j.quaint.2017.07.015. ISSN  1040-6182.
  68. ^ A b Wulf, Sabine; Fedorowicz, Stanisław; Veres, Daniel; Łanczont, Maria; Karátson, Dávid; Gertisser, Ralf; Bormann, Marc; Magyari, Enikö; Appelt, Oona (2016-08-01). „„ Roxolany Tephra “(Ukrajina) - nové důkazy o původu sopky Ciomadul ve Východních Karpatech“ (PDF). Journal of Quaternary Science. 31 (6): 574. Bibcode:2016JQS .... 31..565W. doi:10,1002 / jqs.2879. ISSN  1099-1417.
  69. ^ A b C Harangi a kol. 2010, str. 1505.
  70. ^ A b Karátson, Dávid; Wulf, Sabine; Veres, Daniel; Gertisser, Ralf; Telbisz, Tamás; Magyari, Enikö (2016-04-01). „Paleo-geomorfní vývoj sopky Ciomadul (Východní Karpaty, Rumunsko) s využitím integrovaných vulkanologických, stratigrafických a radiometrických údajů“. Abstrakty z konference Valného shromáždění Egu. 18: EPSC2016–11738. Bibcode:2016EGUGA..1811738K.
  71. ^ Karátson a kol. 2016, str. 46.
  72. ^ Karátson a kol. 2016, str. 47.
  73. ^ Karátson a kol. 2016, str. 49.
  74. ^ Danišík, Martin; Schmitt, Axel K .; Stockli, Daniel F .; Lovera, Oscar M .; Dunkl, István; Evans, Noreen J. (květen 2017). "Aplikace kombinované U-Th-nerovnováhy / U-Pb a (U-Th) / He zirkonového datování do tephrochronologie". Kvartérní geochronologie. 40: 23–32. doi:10.1016 / j.quageo.2016.07.005.
  75. ^ A b Karátson a kol. 2019, str. 5.
  76. ^ Karátson a kol. 2019, str. 13.
  77. ^ Karátson a kol. 2016, str. 33.
  78. ^ Harangi a kol. 2010, str. 1504.
  79. ^ A b Kis, Boglárka-Mercedesz; Ionescu, Artur; Harangi, Szabolcs; Palcsu, László; Etiope, Giuseppe; Baciu, Calin (01.04.2016). „Plynový geochemický průzkum dlouho spící sopky Ciomadul (South Harghita Mts., Rumunsko): omezení toku a původu tekutin“. Abstrakty z konference Valného shromáždění Egu. 18: EPSC2016–9576. Bibcode:2016EGUGA..18,9576K.
  80. ^ Sarbu a kol. 2018, str. 175.
  81. ^ Kis a kol. 2017, str. 125.
  82. ^ Harangi a kol. 2015, str. 93.
  83. ^ Laumonier, M .; Karakas, O .; Bachmann, O .; Gaillard, F .; Lukács, R .; Seghedi, I .; Menand, T .; Harangi, S. (prosinec 2018). „Stanovení obsahu taveniny a vody v kůře z geofyziky a experimentálních prací k charakterizaci dlouhé spící sopky: Ciomadul (Rumunsko)“. AGUFM. 2018: DI42A – 05–05. Bibcode:2018AGUFMDI42A..05L.
  84. ^ Novák, A .; Harangi, Sz .; Kiss, B .; Szarka, L .; Molnár, Čs. (01.04.2012). "Kombinovaná magnetotellurická a petrologická omezení pro povahu systému skladování magmatu pod sopkou Ciomadul (SE Karpaty)". Abstrakty z konference Valného shromáždění Egu. 14: 7637. Bibcode:2012EGUGA..14.7637N.
  85. ^ Mitrofan 2000, str. 1448.
  86. ^ Sarbu a kol. 2018, s. 183–184.
  87. ^ Harangi a kol. 2015, s. 82–83.
  88. ^ Szakács a kol. 2015, str. 16.

Bibliografie

Diaconu, Andrei-Cosmin; Tanţău, Ioan; Knorr, Klaus-Holger; Borken, Werner; Feurdean, Angelica; Panait, Andrei; Gałka, Mariusz (2020). „Multi-proxy analýza trendů hydroklimatu v ombrotrofním bažině za poslední tisíciletí ve východních Karpatech v Rumunsku“. Paleogeografie, paleoklimatologie, paleoekologie. 538: 109390. Bibcode:2020PPP ... 538j9390D. doi:10.1016 / j.palaeo.2019.109390. ISSN  0031-0182.CS1 maint: ref = harv (odkaz)

externí odkazy