Feltevés az egerbaktai lápmedencék keletkezésével kapcsolatban

A hegy- és dombvidéki lápjaink alapvetően földcsuszamlással, ún. suvadással kialakult mélyedésekben találhatók. Vízutánpótlásuk általában talajvízből, szivárgó vagy áramló vízből, illetve csapadékból történik. Az Egerbakta határában megbújó „Baktai-tavak” néven ismert tőzegmohás láp(ok) esetében is így gondolták ezt. A területet felépítő kőzeteket és a felszínalaktani jellemzőket megvizsgálva azonban egy ettől gyökeresen eltérő keletkezést valószínűsítek a tómedencéket illetően.

A bükkaljai terepbejárásaim és a földrajzi megfigyeléseim, adatgyűjtéseim alapján fogalmazódott meg bennem az a felismerés, miszerint a  „Baktai tókomplexum”-ot rejtő, vulkanikus kőzetekből, illetve kisebb részben átkovásodott homokból és aleuritból felépülő „Tó-hegyi kráterszerű struktúra” határozott vulkánmorfológiai jegyekkel rendelkezik: nem elképzelhetetlen, hogy a Tó-hegy és közvetlen környezete egy vulkáni struktúra – vulkáni kúp, kráter; esetleg egy kitörési központhoz kapcsolódó utóvulkáni formaegyüttes – erősen lepusztult maradványa.

Megfogalmazódott bennem egy feltételezés, miszerint nem elképzelhetetlen, hogy a „Baktai-tavak” lápmedencéi nem exogén eredetűek (azaz nem külső erők, nem földcsuszamlás által jöttek létre), hanem endogén eredetűek, azaz belső erők (tektonikus mozgások, vulkáni folyamatok) alakították ki. (Holló Sándor kollégám szerint az sem elképzelhetetlen, hogy meteoritkráterekről van szó.)

Az „egerbaktai tőzegmohás láp”, az ún. „Baktai-tavak” valójában három kör alakú tómederből (és öt kisebb, száraz mélyedésből) áll, amelyeket egy 600 méter átmérőjű, gyűrű-szerű gerincvonulat határol – ezért érdemesebb volna egerbaktai láptavaknak, „Baktai tókomplexumnak”, vagy a morfológiai megjelenés alapján „Tó-hegyi kráterszerű struktúrának” nevezni ezt a változatos felszínformájú területet. Ez utóbbi megnevezés a völgymedence (medence alakú völgyfő) vélt vagy valós keletkezési körülményeit – azaz nemcsak a felszínalaktani sajátosságokat (exogén jelenségeket), hanem a genetikai eredetet, a felszínforma-együttes „mögött” rejtőző endogén eseményeket, esetleg extraterresztrikus (földön kívüli) eredetet – is sejtetni engedi…

Az alábbiakban választ keresek arra, hogy suvadással, csuszamlással (exogén folyamatok révén) keletkeztek-e az egerbaktai láptavak, mint ahogy a Kárpát-medencei tőzegmohás lápok esetében általában történt – vagy tektonikai, vulkanológiai folymatok, azaz endogén erők (vagy impakt események) állnak a kráterszerű völgymedence kialakulásának hátterében?

I.

 A Tó-hegy és a „Baktai tókomplexum” a Bükk-vidéken – a jelenlegi tájrendszertani felosztás szerint – a a Déli-Bükk [6.5.13] és az Egri-Bükkalja [6.5.22] kistájak határán található. (1. ábra)

A Tó-völgy völgyfője, a Tó-völgyi-patak forrásvidéke (2. ábra) egy 320–340 m átlagmagasságú közel kör alakú vízválasztó gerinc által határolt medence, amelynek déli irányban két lefolyása is van. A legmélyebb fok (árokszerű csatorna) a 280 m tszf-i magasságban lévő Kis-tó D-i oldalán 275 m tszf-i magasságban réseli át a kráterszerű peremet, míg a másik fok 285 m tszf-i magasságban lévő Nagy-tó (ez viseli a Baktai-tó elnevezést) DDNyi-i oldalán található. Az ellipszis alakú Kis-tó (a térképen: Nt-1) tálalakú mélyedésének hosszabbik átmérője ~90 méter, a rövidebb ~70 méter, a közel szabályos kör alaprajzú Nagy-tó (Nt-2) átmérője ~110 méter.

A völgymedence északnyugati lápszeme (átmérője ~50 méter) 315 m tszf-i magasságban található (Nt-3), ami körül – még magasabb térszínen – öt kisebb, vízszintes felületű mélyedés sejtet hajdani vízmedencét (Kt-1–5).

A láp kialakulásáról a botanikai-ökológiai szakirodalomban a következőket olvashatjuk:

„Megítélésünk szerint a lápmedence kialakulása mind a mai napig nem tisztázott. Zólyomi (1931) a keleméri Nagy- és Kis-Mohos kialakulását részletesen leírja, de az egerbaktai láp medencéjének keletkezéséről nem közöl adatokat.

Juhász (1963) csuszamlásról ír. Eszerint a lápmedence úgy jött létre, hogy a különböző kőzetekből álló hegyvonulat megcsúszott és egy kis lefolyástalan völgy keletkezett, melynek lassan megindult a feltöltődése.

Itt jegyezzük meg, hogy a területen főként homokkő, riolittufa és kvarcit található. Az ilyen kőzetekből felépülő területekre a csuszamlás vagy suvadás nem jellemző. Ez inkább azokon a területeken következik be, ahol agyagra laza kőzetekből álló rétegek (homok, kavics) települnek, ui. ezeken az egész a vízzáró rétegekig (agyag) áramolhat a víz. Az agyag felső rétegének átázásával lehetőség adódik a megcsúszásra (pl.: keleméri Mohos-tavak, Arló környéki suvadások). A suvadással való keletkezés azonban a homok és kavics kis mennyiségű jelenléte miatt nem kizárható.
A láp korának megállapítására Zólyomi (1931) végzett palinológiai vizsgálatokat. A fúrások eredméynei szerint az egerbaktai láp meglehetősen fiatal képződmény: szubatlantikus korú (Bükk II., i.e. 800). Felületi növekedéssel úszószőnyeg-szerűen alakult ki. Boros (1964) az úszólápokon kialakult tőzegmohás fűzlápok (Salici cinereae-Sphagnetum) között említi.” (Dulai Sándor – Vojtkó András 1991. 46.)

Tehát a felszínalaktani szempontból összetett, de mégis egyveretű völgymedencét a 377 m tszf-i magasságú Tó-hegy uralja, mely egy 600 méter átmérőjű, majdnem szabályos körbe rendeződő gerincvonulat, kráterszerű struktúra legmagasabb pontja. Észak felől és nyugati irányból mintegy félkörívben a Szénkő-völgy határolja, a keleti gerinc fokozatosan alacsonyodik keleti irányba, amibe a Csurgó-völgy és a Töviskes-völgy vágódik be délkelet felől. A ~600 méter peremi átmérővel és ~1200 méter következtetett „talpátmérőjű) aszimmetrikus csonkakúp alakú hegyvonulat medencéjét dél felől a Tó-völgy (Tó-völgyi-patak) három ponton réseli át. Fontos tény, hogy a kráterszerű medencének saját belső, összetartó völgyhálózata van. (3. ábra)

 

II.

A „Baktai tókomplexum”-ot rejtő „Tó-hegyi kráterszerű struktúra” tehát – túl azon, hogy vulkanikus kőzetek (illetve kisebb részben átkovásodott homok és aleurit) építik fel – határozott vulkánmorfológiai jegyekkel rendelkezik: nem elképzelhetetlen, hogy a Tó-hegy és közvetlen környezete egy vulkáni struktúra (vulkáni kúp, kráter) erősen lepusztult maradványa. A vulkáni eredetet erősíti a három legnagyobb lápszem körül mutatkozó, nagyrészt kiszerkeszthető három belső kráterperem (belső vízválasztó gerinc).

A tó-hegyi kráterszerű struktúrán belül három (kettő ÉNy-DK-i, egy ÉK-DNy-i irányú) észlelt tektonikai törés halad át, és metszi egymást. Az ÉK-DNy-i irányú törésvonal gyakorlatilag megegyezik az ún. „Szarvaskői takaró”, „Szarvaskői szinform” (Balla Zoltán 1983) „Lök-völgyi egység” (Csontos László 1999), „Szarvaskői Komplexum” (Haas, János – Kovács, Sándor 2001) hossztengelyével. A Déli-Bükk szerkezeti egységét takaróként fedő redőteknő (szinform) hossztengelyében, annak alsó rétegeiben egyébként is tenziós repedések képződtek (mint általában a gyűrt rétegeket deformáló feszültségek nyomán a tengelysíkra merőlegesen szokott történni) és klivázsok jöttek létre – utat nyitva a későbbi tektonikai eseményeknek és vulkáni jelenségeknek. Előbbi esetben törések, eltolódások, vetődések kialakulására, utóbbi esetben vulkáni csatornák felnyílására, utóvulkáni működésekre, hidrotermális folyamatokra gondolunk. (4. ábra)

A felszínalaktani jellemzők, a kőzethatár-típusok, szerkezeti-tektonikai jelenségek mellett vulkáni kőzeteket és utóvulkáni működésre utaló jeleket is felfedezhetünk a Tó-hegyi kráterszerű struktúra területén: találunk itt riolittufát, tufitot, ignimbritet, hidrokvarcitot, átkovásodott kőzeteket, kvarcváltozatokat (opált, jáspist) stb.

 

III.

A Bükkaljához köthető miocén kori intenzív vulkáni tevékenység (ultra-pliniusi kitörések) nagy mennyiségű horzsaköves piroklasztár-üledékeket (ártufát, ignimbritet) eredményezett, amelyek különböző mértékben összehegedtek, „összesültek”, illetve diagenezisen estek át. Kisebb mértékben piroklaszt-hullással lerakódott képződmények (tufa, lapillitufa) is találhatók a „Bükkaljai vulkáni övezetben”.

A Bükkalja több száz méter vastagságú, miocén korú, vulkáni eredetű kőzetei hagyományosan három részre tagolhatóak (Hámor Géza – Ravaszné Baranyai Lívia – Balogh Kadosa – Árváné Sós Erzsébet 1980). Legújabban a vulkáni kitöréseken belül nyolc fázist különítenek el (Lukács, Réka – Harangi, Szabolcs – Marcel Guillong – Olivier Bachmann – Fodor, László – Yanick Buret – Dunkl, István – Jakub Sliwinski – Albrecht von Quadt – Irena Peytcheva – Matthew Zimmerer 2018):

„Alsó riolittufa-szint” – Alul helyezkedik el a legidősebb kőzetösszlet, az ottnangi korú Gyulakeszi Riolittufa Formáció. Nagy része ún. hullott tufa, mely sok horzsakövet, kvarcot (SiO2) és biotitot tartalmaz. Az összesült, összeolvadt ártufa-jellegű változatát Kisgyőri Ignimbrit Tagozat néven különíti el a szakirodalom. A 150-450 m vastagságú vulkáni formáció K–Ar radiometrikus kormeghatározás szerinti kora 21–18,5/17,5-17,1 millió év.

Az MTA-ELTE Vulkanológiai Kutatócsoport vizsgálatai és a cirkon U–Pb koradatok szerint az Eger-ignimbrit 17,4 ± 0,3  millió évvel ezelőtt, a Mangó-ignimbrit 17,1 ± 0,3 millió éve keletkezett. Az első kitörési egység legrégebbi koradata a Csv-2 mélyfúrás által feltárt 40 m vastag horzsaköves lapillitufából, nem összesült ignimbritből származik: 18,2 ± 0,3 millió év.

„Középső riolittufa-szint” – A kárpáti korszak végén újabb vulkánkitörés-sorozat kezdődött, dácitignimbrit-összletet eredményezett. A Tari Dácittufa Formáció felépítésében a hullott és áthalmozott tufák alárendelten vesznek részt, inkább különböző mértékben összesült ártufa- és ignimbrit-változatok jelemzik (Bogácsi Ignimbrit Tagozat). A 30–50 méter vastagságú rétegzetlen kőzetösszlet néhol szintén lávaszerű megjelenést (reoignimbrit) mutat: a horzsakő- (salak), perlit- és obszidián-fiammék felszaporodása miatt. A középső „riolittufa-szint” K–Ar kora 17,5–16/16,7–14,9 millió év közé esik.

A cirkon U–Pb koradata szerint a Bogácsi egység 16,7 ± 0,3 millió éves, a Td-J 16,7  ± 0,3, a Td-L 16,2  ± 0,3 millió éves. A Demjén-ignimbritnek nevezett képződmény (U–Pb kora 14,880  ±  0,014 millió év) egyedi kémiai összetétele megegyezik a tari Fehérkő-bánya és a siroki Várhegy kőzetösszletével, ami alapján ezek a feltárások összekapcsolhatók és a korábbi középső riolittufa-szinttel (Tari Dácittufa Formáció) azonosíthatók.

„Felső riolittufa-szint” – Egy újabb nyugalmi periódus után a vulkanizmus a badeni korszak késői szakaszában újult ki és a pannóniai korszak elejéig tartott. A Bükkaljától távolabbi kitörési centrumból származó tufaszórás nyomán uralkodóan hullott, freatomagmás (gömbkonkréciós, tufagalacsinos – Kőkötőhegyi Tagozat) és áthalmozott riolittutufa, tufit és diatomit keletkezett (Bábaszéki és Szorosvölgyi Tagozat), amit a Harsányi Riolittufa Formációba (^haMb-Pa₁) sorolnak. A Bükkalja nyugati felén, a Felsőtárkányi-medencében található bádeni és szarmata korú piroklasztikumokat Felnémeti Riolittufa Formáció (^fMb-s) néven különítik el a Harsányi Formációtól.) A 150–300 méter vastagságú tufaösszletből (ami a fiatalabb üledéktakaró alatt, mélyebbre zökkenve még tovább növekszik) teljesen hiányzanak az összehegedt ignimbrit-változatok. A vizsgálatok szerint a formáció K–Ar kora 14,6–13,5/14,7 millió év.

Az utolsó két nagy kitörési egység cirkon U–Pb koradata szerint a Tibolddaróci egység 14,7 ± 0,2 millió év, a Harsány ignimbrit 14,358 ± 0,015 millió év.

A Balogh Kálmán szerkesztette korábbi térképen (1964) a Bükkalja nyugati felén ábrázolt „alsó riolittufáról” bebizonyosodott, hogy badeni és szarmata üledékek közé települt, tehát a legújabb őslénytani adatok alapján a „felső riolittufa-szinthez” való tartozása igazolt. A hegység 1986-ban megkezdett földtani újrafelvételezése, azaz a harmadik reambulációjához kapcsolódó geológiai térképezés során a Bükk nyugati előterében és a Bükkalja nyugati harmadában található badeni–szarmata korú szilicium-gazdag vulkanitokat a Felnémeti Riolittufa Formációba (^fMb-s) vonták össze (legújabban: Harsány ignimbrit). A Bükk hegység földtani térképén (2005) litológiai alapon a Felnémeti Riolittufa Formáció következő egységeit különítették el:

• tufitos szint – ^fMb-s^tu (^fM^tu) – üledékekkel váltakozó áthalmozott riolittufa; tufahomok, kavicsos tufahomok, tufás agyag;
• ignimbrit – ^fMb-sⁱ (^fMⁱ) – hullott és összesült, összehegedt riolittufa (ez utóbbi zeolitosodott);
• kovásodott változat – ^fMb-s^q (^fM^q) – a Tó-hegy délnyugati gerincén és a „baktai lápszemek” déli tómedrében vonulatszerűen ábrázolták.

(Az utolsó térképezés során még további két előfordulást – a Berva-bérc tetején már Schréter Zoltán által is ábrázolt limnokvarcitot és a hegység belsejében, a Pazsag – Nagy-Ökrös térségében található néhány zeolitosodott, összesült riolittufa-foltot – soroltak a Felnémeti Riolittufa Formációba.)

Egyébként Balogh Kálmán térképe a Tó-hegy és a „Baktai láptavak” helyén még nem ábrázol „riolittufát”, csupán a „szarmata kavics, homok, szárazföldi agyag, helyenként riolittfával” (^kMs – jelenleg Kozárdi Formáció), valamint „helvéti agyag, homok, homokkő, kavics, barnakőszén” (^hMh – jelenleg Salgótarjáni Barnakőszén Formáció, ^stMo-k) jelenik meg.

A harmadik felvételezés földtani térképén, a Tó-hegy környezetében már szerepelnek a miocén vulkáni képződmények. A Felnémeti Riolittufa általában közvetlenül az alaphegységre (triász–jura képződményekre) települ és a badeni és szarmata korú medenceüledékekkel fogazódik össze. Ez a litológiai helyzet figyelhető meg a „Tó-hegyi kráterszerű struktúra” területén is.
A riolittufa kovásodott változata (ami helyenként határozottan gejzirit-tulajdonságokat mutat) az eddigi földtani térképeken három foltban mutatkozik: kettő a Tó-hegy délnyugati gerincén homokkő (a földtani térképen a miocén Salgótarjáni Barnakőszén Formáció, ^stMo-k, illetve a jura Vaskapui Homokkő Formáció ^vJ) környezetben, egy a Kis-tó (Nt-1) medrében a riolit-ignimbrithez (^fMb-sⁱ) kötődően. Ennél azonban jóval nagyobb területen detektálható a kovás kőzetek felszíni jelenléte: a Tó-hegy délnyugati gerincének folytatásában a Tó-hegy egyharmadán és a felső tómedence (Nt-3) és az alsóbb szinten lévő Kis-tó kráterszerű mélyedéseinek környezetében összefüggő „gejzirit-mezőt” (hidrotermás üledék-összletet) alkotnak a hidrokvarcitok, illetve a kovasavas oldatokkal átjárt kőzetek (5. ábra, 6. ábra, 7. ábra).

 

A 6. ábra földtani szelvényén ábrázolt képződmények:

 Miocén

• ^kM – Kozárdi Formáció (brakkvízi agyagmárga, homok)
• ^fM^tu – Felnémeti Riolittufa Formáció, tufitos szint
• ^fMⁱ – Felnémeti Riolittufa Formáció, ignimbrit
• ^fM^q – Felnémeti Riolittufa Formáció, kovásodott változat
• ^eM – Egyházasgergei Formáció (homok, agyag)
• ^sM – Salgótarjáni Barnakőszén Formáció 

Jura

• ^bzJ – Bükkzsérci Mészkő Formáció
• ^mJ – Mónosbéli Formáció
• ^oJ – Oldalvölgyi Formáció
• ^sJ – Szarvaskői Bazalt Formáció
• ^tJ – Tardosi Gabbró Formáció
• ^vJ – Vaskapui Homokkő Formáció
• ^lJ – Lökvölgyi Formáció
• ^bJ – Bányahegyi Radiolarit Formáció

Triász

• ^bT – Bükkfennsíki Mészkő Formáció
• ^beT – Bervai Mészkő Formáció

IV.

A „Tó-hegyi kráterszerű struktúra” keletkezésének értelmezési lehetőségei:

A – Elsődleges vulkáni, vulkánszerkezeti forma, kitörési központ (tektonikai hasadék, kráter, krátertó) gyökérrégiója (badeni–szarmata) – amennyiben egy kürtőmaradványról, vagy szilicium-gazdag vulkáni anyaggal kitöltött hasadék/csatorna-komplexumról van szó.

B – Kísérővulkáni jelenség hatására létrejött képződmény (gejzír, gejzírtó, kovás hévforrás) – amit az átkovásodott üledékes kőzetek, a riolittufa és a homokkő kovásodott változata, valamint a hidrokvarcit telérek és a vonulatba rendeződő gejzirit-foszlányok jeleznek (szarmata?).

A 7. ábrán ábrázolt földtani képződmények:

• ^fM^tu – Felnémeti Riolittufa Formáció, tufitos szint
• ^fMⁱ – Felnémeti Riolittufa Formáció, ignimbrit
• ^sM/^vJ – kovásodott kőzetváltozatok
• ^q – kovakőzetek (gejzirit, limnoopalit, opál)
• ^eM – ^sM – miocén üledékes kőzetek
• ^vJ – Vaskapui Homokkő Formáció

C – Felszálló vizű források által táplált forrástó – melyet a vulkáni és posztvulkáni folyamatok elhalása után (vagy a neotektonikai események – pl. a késő-pannon attikai mozgások – hatására képződő) tektonikai vonalak mentén, a déli-bükk karszthidrodinamikai rendszerét jellemző közlekedőedény-elv szerint a mélykarsztból a felszínre áramló karsztvíz hozott létre (pannon–pliocén). Ezt a forrástavat a periglaciális felszínalaktani folyamatok a jégkor során kisebb tómedencékre erodálták – a szerkezeti preformáció alapján.

D – Kozmikus sebhely (asztrobléma) – melyet meteoritbecsapódás hozott létre a Bükkben található „Hosszú-völgyi asztroblémához” hasonlóan. Ebben az esetben az impkat eseményt követő utólagos hatásként értelmezhetjük a kovakőzetek jelenlétét: posztimpakt hidrotermák üledékei.
(A Bükk-vidéken – a Bükk hegységben és a Bükkalján – ismerünk néhány „asztrobléma-gyanús” képződményt. A hosszú-völgyi erózió által felszabdalt kráterszerű struktúra (8. ábra) mellett az Egerszalók és Verpelét között, az országút mentén a Kígyós-patak és a szóláti-patak közt is van egy különös körstruktúra. A két patakvölgy közötti ÉÉNy–DDK-i irányú dombvonulatot egy nagyjából 700 méter átmérőjű sík talpú, tálalakú mélyedés szakítja meg. A köralakú medence keletkezésével kapcsolatban egyaránt felmerült a tektonikai, a vulkanikus és az impakt eredet lehetősége (9. ábra).

E – A láptavak vonatkozásában kimutatható egy antropogén fázis is. A tőzegmohás láp meglehetősen fiatal, kialakulása a szubatlanti fázisra tehető (Zólyom Bálint palinológiai vizsgálata alapján). Ez azt jelenti, hogy Kr. e. 800 körül, a bronzkor és a vaskor fordulója tájékán csappant meg drasztikusan a krátertavak/forrástavak vize. A vízszint-csökkenés emberi beavatkozás nyomán történhetett, ugyanis a két déli tómederből kivezető fokok (csatornák) mesterséges kialakításúnak tűnnek.

Mindezek miatt egyre határozottabb a véleményem, miszerint a „Baktai-tavak” lápmedencéi nem exogén eredetűek (azaz nem külső erők, nem földcsuszamlás által jöttek létre), hanem endogén folyamatok, azaz belső erők (tektonikus mozgások, vulkáni események) alakították ki azokat – esetleg  impakt eredetűek…

Másképpen fogalmazva: az egerbaktai láptavak inkább állnak rokonságban a tihanyi Külső-tóval (amely valószínűleg a mintegy 7 millió éves „Tihany vulkán” fejlődéstörténetének negyedik fázisában létrejött maar-kráter maradványa), valamint a Csomád 39 ezer évvel ezelőtt létrejött vulkáni kráterében lévő Szent Anna-tóval, mint a keleméri Mohos-tavakkal, a siroki Nyírjes-tóval, vagy a Csahó-hegy leszakadásával keletkezett Arlói-tóval.

Akár egy kitörési központ (vagy csupán egy parazitakráter) maradványa körvonalazható a Tó-hegyen és környezetében, akár csak egy kísérő- (poszt-)vulkáni hatás nyomait észleltem (gejzírképződmények hidrokvarcit-teléreit), úgy gondolom, hogy ez a kráterszerű struktúra mindenképpen kulcsfontosságú pontja a „Bükkaljai vulkáni terület” – sőt, az egész Kárpát–Pannon-térség – földtörténetének.

(A jelenség értelmezése, a felvetésem pontosítása további geológiai-vulkanológiai vizsgálatokat, kutatásokat igényel.)

Irodalom

 

Általános

• Baráz Csaba (szerk.) (2002): A Bükki Nemezti Park. Hegyek, erdők, emberek. Eger
• Pelikán Pál (szerk.) (2005): A Bükk hegység földtana. Budapest

Biológia

• Boros Ádám (1964): Tőzegmoha és tőzegmohás lápok Magyarországon. Vasi Szemle 1. 53–68.
• Dulai Sándor – Vojtkó András (1991): Az egerbaktai tőzegmohásláp állapotfelmérése, összefüggésben az ökológiai adottságokkal. Folia Historico-Naturalia Musei Matraensis (A Mátra Múzeum Természetrajzi Közleményei) 16. 45–70.
• Juhász Lajos (1963): Az egerbaktai tőzegmohás láp. Természettudományi Közlemények 1963. november 519–520.
• Zólyomi Bálint (1931): A Bükk-hegység környékének Sphagnum lápjai. Botanikai Közlemények 28. 89–121.

Földtudományok

• Balla Zoltán (1983): A szarvaskői szinform rétegsora és tektonikája. A Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet 1982. évi jelentése 42–65.
• Baráz, Csaba (2015): Beehive Rock in the Bükk Foothills: A Landscape Born in Fire. Dénes Lóczy (ed.) Landscapes and Landforms of Hungary. World Geomorphological Landscape. Springer International Publishing, Switzerland
• Csontos László (1999): A Bükk hegység szerkezetének főbb vonásai. Földtani Közlöny 129/4. 611–651.
• Haas, János – Kovács, Sándor (2001): The Dinaridic–Alpine connection – as seen from Hungary. Acta Geologica Hungarica 44/2–3. 345–362.
• Harangi Szabolcs (2011): Vulkánok. A Kárpát–Pannon térség tűzhányói. Szeged
• Hámor Géza – Ravaszné Baranyai Lívia – Balogh Kadosa – Árváné Sós Erzsébet (1980): A magyarországi miocén riolittufa-szintek radiometrikus kora. A Földtani Intézet Évi Jelentése 1978-ról 65–73.
• Lukács Réka (2009): A Bükkalja miocén sziliciumgazdag piroklasztitjainak petrogenezise: következtetések a magmatározó folyamatokra. Doktori értekezés. ELTE TTK FFI Kőzettan-Geokémiai Tanszék. Budapest
• Lukács, Réka – Harangi, Szabolcs – Marcel Guillong – Olivier Bachmann – Fodor, László – Yanick Buret – Dunkl, István – Jakub Sliwinski – Albrecht von Quadt – Irena Peytcheva – Matthew Zimmerer (2018): Early to Mid-Miocene syn-extensional massive silicic volcanism int he Pannonian Basin (East-Central Europe): Eruption chronology, correlation potential and geodynamic implications. Earth-Science Reviews 179 (2018) 1–19.
• Németh, Károly – Ulrike Martin (2007 Practical Volcanology. Lecture Notes for Understanding Volcanic Rocks from Field Based Studies. Budapest
• Pentelényi László (2002): A Bükkalja I. Földtani vázlat. In Baráz Csaba (szerk.): A Bükki Nemzeti Park. Hegyek, erdők, emberek. Eger, 205–216.
• Pentelényi László (2005): A bükkaljai miocén piroklasztikum összlet. In Pelikán Pál (szerk.): A Bükk hegység földtana. Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest. 110–125.
• Varga Gyula (1981): Újabb adatok az összesült tufatelepek és ignimbritek ismeretéhez. A Földtani Intézet Évi Jelentése 1979-ről. 499–509.