A BUDAPESTI V. TERASZ ÁLTALÁNOS ÜLEDÉKKÉPZŐDÉSI MODELLJE BURJÁN Balázs1 (8 ábra) Tárgyszavak: Duna, homok, kavics, negyedidőszak, terasz, Pesti-síkság Key words: Danube, sand, gravel, quarter, terrace, Pest Plain
Abstract The genetics of the pliocene gravely sediments on the Pest Plain (Terrace V.) is still open question in Hungarian geographical research. Based on a new cartographical method using time-horizon mapping of this area, the following idea, that completes former concepts, was developed: the material of Terrace V. formed in a braided river environment, the sediments are mostly built up by bar and other overbank fines. I have stated some important hidrologycal parameters of the „virtual” river. Based on these investigations their identification as fluvial formations of the ancient Danube is rather doubtful.
Bevezetés Napjainkban az az általánosan elfogadott álláspont, miszerint a Duna alföldi megjelenése a pliocén során következett be (Borsy Z. 1990). Ezt az elképzelést támasztják alá a Pesti-síkság általában dunai eredetűnek feltételezett kavicsai, amelyek emlősfaunájuk alapján zömmel a pliocén folyamán halmozódtak fel (Jaskó S. – Kordos L. 1990). Nyitott kérdés azonban a fenti kavicsanyagot – a budapesti Duna-szakasz V. számú teraszát (Pécsi M. 1959) – alkotó fiatal harmadidőszaki, negyedidőszaki kavicsüledékek képződésének módja. Az üledékek származása, elterjedése számos elmélet alapjául szolgált és máig vitatott, ezzel összefüggésben kérdéses az Ős-Duna felszínformálásban játszott szerepe (Burjan B. 2000). Schafarzik F. (1918) a Pesti–síkság kavicsos képződményeinek létrejöttében egy levantei korban kialakult dunai deltát feltételezett. A legidősebbnek tartott, legmagasabb helyzetű csömöri, kistarcsai, cinkotai kavicsokat azonban különválasztotta és ezeket Lóczy L. (1918) és Strömpl G. (1915) álláspontjához hasonlóan felvidéki torrensek produktumának írta le. A földrajzi irodalomban a dunai hordalékkúp-eredet vált általánosan elfogadott nézetté, ezt a nézetet a geomorfológusok mellett a geológusok többsége is megerősítette (Horusitzky F. 1924, 1935, Kéz A. 1933, Bulla B. 1941, 1964, Láng S. 1938, Pávai Vajna F. 1941, Szentes F. 1949, 1958, Sümeghy J. 1952, 1953, Erdélyi M. 1967, Marosi S. 1955, Pécsi M. 1
a szerző magánkutató -
[email protected] 1
M. 1958, 1959, Schréter F. 1958, Rónai A. 1959, 1985, Urbancsek J. 1963, Moldvay L. et al. 1966, Szűts S. 1972, Scharek P. 1974, Molnár B. 1977, Jaskó S. 1981, Hahn Gy. 1989, Borsy Z. 1990). Pécsi M. szerint az V. terasz kavicsanyagának lerakódása, az első dunai származású hordalékkúp épülése már a felső miocénban elkezdődött és a pleisztocén első felében is tartott. A folyó többször bevágott a hordalékkúp fejénél, így formálódott ki a Pestisíkság öt hordalékkúp-terasza (Pécsi M. 1959, 1991). Legutóbb Szabóné Drubina M. (1981) a kavicsokat legnagyobbrészt a környékbeli idősebb miocén kavicsok áthalmozásából származtatta (Burján B. 2000). Véleménye részben Schafarzik F. (1918) fenti, részletesen meg nem indokolt álláspontjának az egész területre általános érvényűként való elismerése és kiterjesztése, részben Cholnoky J. nézeteivel rokon (in. Lőrenthey I. 1904), aki a kavicsanyagot korábban időszakos vízfolyások termékének tartotta. Munkámnak célja, hogy egy a geomorfológiai kutatásokban újszerű módszer alkalmazásával olyan szempontokat vethessek fel, amelyek közelebb vihetnek az üledékek keletkezésének megismeréséhez.
A kutatási terület bemutatása A vizsgált térség a Pesti hordalékkúp-síkság keleti részén helyezkedik el, a budapesti V. és IV. dunai (Pécsi M. 1959) terasz területét foglalja magában. A kistáj alapját képviselő harmadidőszaki kőzetek nyugatról kelet felé fiatalodnak és egyre nagyobb tengerszint feletti magasságban helyezkednek el. A Duna mai medre közelében oligocén, miocén korú képződmények – kavics, homok, agyag, mészkő, tufa –, attól távolodva pannóniai korú homokos és agyagos üledékek következnek. A Pesti hordalékkúp-síkságon az alacsony és magas ártéri (I. terasz) szinteken kívül Pécsi M. (1959) még öt ármentes teraszt különböztetett meg (1. térkép). A dunai teraszok nagyjából észak déli elhelyezkedésű sávjait a Duna bal parti mellékpatakjai, völgyekkel rendkívül gazdagon szabdalt völgyközi hátakra osztják fel. A teraszok párhuzamosan futó északnyugat-délkeleti irányú törésvonalrendszerrel tömbökre 2
tagolódva, az Alföld felé egyre nagyobb mértékben süllyedtek meg. A Pesti-síkság északi részén a teraszok jól meghatározható, különböző szintekben helyezkednek el, a szintkülönbség dél felé haladva fokozatosan csökken, a teraszok lealacsonyodnak, és az idősebbeket a fiatalabbak fokozatosan elfedik, betakarják. Az V. terasz Szilas-pataktól északra lévő, morfológiailag magasabban, rétegtanilag mélyebben fekvő Kistarcsa, Mogyoród környéki üledékei döntően 12–16 mm közötti nagyon jól osztályozott aprókavicsból állnak (Burján B. 2002a). A kavicsok fedőjében, dél felé vastagodva, és részben közberétegződően, mészkonkréciós bentonitos agyag található. A Szilas-pataktól délre az ugyancsak az V. teraszhoz sorolható alsó kavicsszintben Rákoscsaba, Rákosliget, Ferihegy, Pestszentlőrinc térségében az északabbra fekvő területekhez képest az üledék osztályozottsága romlik, a domináns kavicsméret a 24–48 mm intervallumra tevődik át. A Szilas-pataktól északra lévő mintákhoz hasonlóan sok a közép és finomszemcsés homok, de feltűnő a nagy- és durvaszemcsés homok (0,5–2 mm) aránya. A kavicstest apró- és középszemű homokos, aprókavicsos rétegösszletét döntően különböző mederüledékek alkotják. (Burján B. 2001). A IV. terasz 1–2 méter vastag, az idős kavicsösszletet helyenként elfedő, fiatalabb anyaga görgetegeket tartalmazó, rosszul osztályozott és szabálytalanul rétegzett 24–48 mm uralkodó szemcsemérettel jellemezhető kavicslerakódás. Felhalmozódásának kora az ugyanebbe a szintbe tartozó budai Várhegyet fedő édesvízi mészkő emlősfaunája alapján Mindel glaciális (középső-pleisztocén) korú (Mottl M. 1941).
A felhasznált módszer ismertetése Az általam használt módszernek kettős célja van. Az egyik cél a vizualizáció-, azaz magyarul valamely felszín alatti földtani képződmény „láthatóvá tétele” a könnyebb értelmezhetőség érdekében, a második a képződményt kialakító folyamatok elemzése a kőzettest formai jegyei alapján. A módszer a ’90-es évek szénhidrogén–rezervoár-modellezési kísérleteinek eredményeképpen kristályosodott ki, leggyakoribb alkalmazási területei is ehhez az „olajos” gyakorlathoz kötődnek (Jones T. A. 1992, Geiger J. – Komlósi J. 1993, 1995, 1996, Houlding S. W. 1994, Mackey S. D. – Bridge J. S. 1995, Geiger J. 2003). 3
A vizsgálatok során egy egységes adatbázis kialakítását követően (ez az adatbázis a kavicsok egy adott szemcseösszetételi jellemzőjét, az uralkodó szemcseméretet tartalmazza), az adatbázis alapján térképek készültek a felszín alatti képződményekről a felhalmozódási környezet rekonstruálása céljából. A felhalmozódási környezet alatt a földtan azon fizikaikémiai-biológiai folyamatok összességét érti, melyek kellően hosszú ideig hatottak ahhoz, hogy üledékfelhalmozódás következhessen be (Geiger J. 2003). A felhasznált szemcseösszetételi adatokat, a területet harántoló építésföldtani térképező fúrások jegyzőkönyveiből gyűjtöttem, amelyek a Magyar Állami Földtani Intézet adattárában hozzáférhetők. A 15 méternél ritkán mélyebb, átlagosan 7-8 m-es fúrásokban (347 db) általában rétegváltozásonként állnak rendelkezésre a szemcseösszetételi adatok (4104 db), egy észak déli kiterjedésében kb. 14, kelet-nyugati kiterjedésben 12 km nagyságú területről. Az adatbázis felépítése során minden egyes mintához négy adat volt hozzárendelhető: egy-egy x, y (földrajzi koordináták), a z érték (a z a tengerszint-feletti magasság) és valamilyen fizikai paraméter, jelen esetben az uralkodó szemcseméret. Az uralkodó szemcseméret (modusz = a szemcseeloszlás gyakorisági görbéjének azon pontja, ahol annak lokális maximuma van) kiszámításához a Magyar Állami Földtani Intézet munkatársai által kifejlesztett SAGUS programot használtam. Több moduszú kavicsos üledékanyag esetén a nagyobb
modusz-értéket
vettem
figyelembe,
lévén
a
felhalmozódási
környezetek
rekonstruálása során a durvább frakciót szállító különböző szállítási folyamatok tekinthetők jellegzetesebbnek, mivel a finom frakció szállítását befolyásoló tényezők minden áramlási típusban azonosak (Passega R. 1964). Mivel az adatok pontszerűen álltak rendelkezésre-, a mért tulajdonságokat síkban, majd térben ki kellett terjeszteni. Ehhez a SURFER 6.0 térképkészítő programot használtam, a program által felajánlott ú.n. krígelési eljárás alkalmazásával. A krígelés olyan, a regionalizált változó (itt: uralkodó szemcseméret) súlyozott lineáris becslésére szolgáló számítás, amelynek során a szabálytalan elhelyezkedésű pontszerű adatokból, egy az adatpontokra húzott gridháló tetszőleges csomópontjára interpoláció végezhető (Geiger J. 2003).
4
A számított értékek kontúrtérképen ábrázolhatók: a jelenlegi felszínnel (t-0 idősík) párhuzamosan „felszeletelve” az adathalmazt (t-1 idősík = -1m jelent a jelenlegi felszín alatt, a t-2 idősík = -2 m a jelenlegi felszín alatt stb...). az így elkészített térképek kontúrvonalai (izopléta), a kőzettest egy adott idősíkra jellemző felhalmozódási környezetét adják vissza. Így az egymás alatt, illetve egymás felett elhelyezkedő térképlapok alapján a kőzettest időbeli fejlődéstörténetére lehet következtetni. A képződmények uralkodó szemcsemérete a földtani gyakorlat szerinti Φ értékben van kifejezve, amely ennek a szemcseméretnek a logaritmikus változata. A sötétebb színárnyalatok (-8,0-tól -1,0-ig) a kavicsos, a világosabb színárnyalatok (-1,0-től 4,0-ig) a homokos szemcsenagyságot jelzik. A 4,0-től 8,0-ig terjedő kategória a kőzetliszt, a 8,0-tól 10,0-ig tartó az agyag szemcseméret megfelelője. A térképlapok készítésekor technikai okokból az idősebb képződményeknél fehér színkódot alkalmaztam, pl: a t-2 idősíkban a Cinkota területén megjelenő fehér folt a IV. terasz kavicsanyaga alól felszínre bukkanó miocén kárpáti korú kavicsos homokot jelzi.
A vizsgálati eredmények bemutatása A legtöbb információt a terület fejlődéstörténetére vonatkozóan a legfelső, tehát a jelenlegi
időhorizonthoz
legközelebbi
térképlapok
adják.
Az
alsóbb
térképlapok
értelmezhetőség torzítja az, hogy a lefelé gyérülő fúrási adatok miatt egyre nagyobb szerepet játszanak a számított értékek. Mivel kb. a t-5 idősíktól „lefelé”, azaz az idősebb idősíkok felé haladva a felsőbb szintekhez képest újabb információk már kevéssé adódnak, ezért csak a leginkább részletgazdag felső szinteket mutatom be. A vizsgált terület csaknem egészét talajosodott futóhomok borítja lepelszerűen (t-0 idősík), ez a felszínközeli rétegek jellegét meghatározó fő üledékanyag. Ebben az idősíkban az egyetlen azonosítható teraszképződmény a IV. terasz aprókavicsos anyaga Pestlőrinc és Ferihegy határán, amely vékony talajtakaró alatt itt közvetlenül a felszínen található (1. ábra). A keleti lapszélen, a dombtetőkön felső-pannóniai korú tarka agyag jellegű képződmények kibúvásai már a legfelső térképlapon is megjelennek. Az alsóbb szintekben egyre nagyobb területi elterjedésben ezek az uralkodó képződmények a Gödöllői-dombság 5
nyugati peremén. A futóhomok alól már a t-1 idősíkban jelentős mértékben kibukkannak, mert a felső-pleisztocén korú futóhomok-lepel vastagsága általában kevesebb, mint 1 m. A Szilas- és a Rákos-patak völgyében a t-1 idősíkban holocén korú öntésiszapok és agyagok ellipszis alakú foltjai azonosíthatók, a kisebb mellékvölgyekben az áthalmozott homokos lösz „cipőfűző” alakú formái látszanak. A t-1 idősíkban még bizonytalanul, a t-2 idősíkban már markánsan kirajzolódik a vizsgált
terület
tengelyében
egy
észak-északnyugat/kelet-délkelet
lefutású
kisebb
kavicsanyagú meder, amely keresztezi az V. és a IV. terasz déli területét. Ez a valószínűleg nagyon fiatal földtörténeti közelmúltban működött vízfolyás Gödöllői-dombság peremétől mintegy 10–11 km hosszan követhető a térképlapon (2. ábra). A t-2 idősíkban Ferihegy területén egy északnyugat/délkelet irányú meder-elágazás (bifurkáció) apró- és középszemcsés homokkal jelzett nyoma ismerhető fel. Ez az V. terasz anyagát felhalmozó folyóhoz tartozó egykori meder zömmel középszemcsés homokkal van kitöltve (3. ábra). Térbeli kiterjedése mellett időbeli „kiterjedésére” is következtetni lehet: a t7 idősíkban rajzolódik ki elágazása a főmedertől. A IV. terasz anyaga ebben az idősíkban a legnagyobb területi elterjedésű, aprókavicsos foltjai nagyjából észak-déli sávban találhatók meg az V. teraszanyagtól nyugatra. A IV. terasz anyaga alatt általában az V. terasz anyaga van, illetve attól kissé nyugatabbra, idősebb képződményekre települ. A t-3 és a t-4 idősíkban egy túlfejlett folyókanyarulat (meander) futásfejlődése tanulmányozható a Szilas-patak közvetlen északi előterében: a t-4-es szinten a nagytarcsai területen még meglévő „jobbos” meander folyózugai a t-3-as szinten áttörnek és „balos” meander formálódik. Az elhagyott kanyarulat iszapos üledékekkel nagyon gyorsan feltöltődik, az új kanyarulatot kialakító folyóág hamar megerősödik (4-5. ábra). Nagytarcsa területén a t-4 és t-5 idősíkban 2db, néhány km2–es kiterjedésű, a főmeder lefutására merőlegesen elhelyezkedő, kavics–, illetve apró szemcsés homokanyagú kiöblösödés figyelhető meg. A t-4 és t-5 idősíkok legnyugatibb durvaszemcsés
6
homokelőfordulásai Pestszentlőrinc területén már a fiatalabb kavicsteraszok anyagához tartoznak (5-6. ábra).
Következtetések A térképlapok segítségével a kavicsteraszok kialakulásával, illetve a völgyhálózat fejlődésével kapcsolatban vonhatunk le következtetéseket: A területen előforduló nagyobb patakvölgyek (Csömöri-, Szilas-, Rákos-patak) tektonikus eredete általában elfogadott. Ezek a patakvölgyek keresztezik a középsőpleisztocén korú IV. terasz üledékeit, kialakulásuk nem lehet tehát idősebb, mint ennek a kavicsanyagnak a lerakódása. A fenti módszer segítségével kiformálódásuknak lehetséges legkésőbbi idejére is következtethetünk: a homokos löszanyag elterjedése a főbb patakok mellékvölgyeiben arra utal, hogy a fővölgyek kialakulása és a mellékvölgyek áthalmozott löszanyaggal való részbeli feltöltődése is még a felső-pleisztocén előtt bekövetkezett, mivel az egész területet még a felső-pleisztocénban (Würm glaciális) egységesen futóhomok-takaró fedte be. Érdekes következtetések vonhatók le a felhalmozó vízfolyás geometriáját illetően is, a nagytarcsai lap meanderének hullámhossza (~ 2000m) alapján. A Báldi T. (1994) által közölt képletek segítségével a vízfolyás különböző paraméterei is kiszámíthatók voltak. Az V. terasz anyagát felhalmozó vízfolyás évi közepes vízhozama ezek alapján kb. 600m3/sec (a Duna hasonló értéke Budapestnél 2 500 m3/sec!), a meder átlagos szélessége kb. 200 m, a meder mélysége kb. 8–8, 5 méter lehetett. A meder szélesség/mélység hányadosa kerekítve 24, amely a Cholnoky J. féle „alsószakasz” jellegű vízfolyások sekély és széles, zátonyokra, szigetekre bomló mederhálózatát idézi fel, amely a hordalékkúpok alsóbb szakaszainak „fonatos” mederrajzolatával (Balogh K. 1991, Bridge J. S. 1993, Makaske B. 2001) állítható párhuzamba (1. fénykép). Az V. terasz anyagát felhalmozó mederalakulat irányultsága északkelet felőli lehordási irányt, jelez, ami ellentmond a feltételezett dunai eredetnek. A folyó irányultsága, csekély 7
vízhozama felveti azt a problémát, hogy ez a „virtuális” folyó azonosítható-e az Ős-Dunával, avagy ezek a képződmények valamely a Cserhát irányából érkező, a mai Dunánál szerényebb közepes vízhozammal rendelkező ősi vízfolyás termékei lehetnek. Ezt a feltételezést az először a Kistarcsa, majd a Mogyoród és Rákoscsaba környéki kavicsbányákban, feltárásokban elvégzett kavicsimbrikáció-, és az itteni keresztrétegzett üledékek dőlésiránymérései is alátámasztják: az üledékek fenti jellemzőinek térbeli eloszlási viszonyai nagy valószínűséggel északkeleti irányú behordódásra engednek következtetni (Major J. J. 1998, Burján B. 2002b). A meanderes folyóhálózat Rákos-pataktól délre történő „kiegyenesedése” tektonikai hatásra következhetett be, amikor a délebbi területek lépcsősen lesüllyedtek az északabbikhoz képest (Alexander J. – Leeder M. 1987, Flores R. M. – Pillmore C. L. 1987, Báldi T. 1994, Jackson J. – Leeder M. 1994). A meander „kiegyenesedésének” a vonala a jelenlegi Rákos-patak völgye, feltűnően egybeesik a Budai hegység északnyugat-délkeleti irányú meghatározott tektonikai irányaival (Pilisszántó-Pilisvörösvár-Solymár–árok). Az a tektonikai elmozdulás tehát, amely különösen az idősebb budapesti teraszok északnyugati-délkeleti irányú feldarabolódását és lépcsőzetes lesüllyedését előidézte, nem kizárólagosan a folyóvízi üledékképződés befejeződése után következett be, mint azt korábban feltételezték (Pécsi M. 1959). Sőt, a fenti módszer segítségével, az üledékképződéssel egyidejű tektonikai elmozdulások is igazolhatóak voltak! A t-4 idősík „jobbos” meanderének gyors feliszapolódása erősen váltakozó hordalékszállításról számol be (Friend P. F. – Sinha R. 1993, Bristow C. S. 1999). Az a kisebb északkelet/délnyugat irányú behordást mutató mederalakulat, amely a IV. és az V. terasz üledékanyagát egyaránt áthalmozta a déli területeken, fiatalabb, mint az V. terasz mélyebb szintjeiben is észlelhető mederelágazás, mert magasabb szintben keresztezi annak lefutását. Mederanyagának lerakódása felső-pleisztocénnél idősebb lehet, mivel ezt is befedte a felső-pleisztocén korú futóhomok. Érdekes egybeesés, hogy korábban már feltételezték, hogy egy esetleg az Ős-Szilassal, vagy Ős-Rákos-patakkal azonosítható vízfolyás egészen a felső-pleisztocénig északnyugat-délkeleti irányban futott Vecsés irányába, áthalmozva itt a korábban lerakódott kavicsos-homokos lerakódásokat (Leél-Őssy S. 1953). A fenti módszerrel ez a feltételezés igazolható.
8
A t-4 és t-5 idősíkban jelentkező néhány km2 kiterjedésű „kiöblösödések” nagy valószínűséggel az V. terasz anyagát felhalmozó vízfolyás természetes parti gátjának áttörése során képződött mini–hordalékkúpok (crevasse splays) lehetnek, amelyek vastagsága kevesebb, mint 3 m (Ferguson R. I. 1987, Mjøs R. et al. 1993, Slingerland R. – Smith N. D. 1998, Ethridge F. G. et al. 1999). Az alkalmazott módszernek természetesen vannak korlátai is: A módszer felbontó képessége a terület déli részén nem teszi lehetővé egyes medrek azonosítását, a zátonyokra, szigetekre bomló mederhálózat üledékei egységes kavicslepelként mutatkoznak meg. Pestszentlőrincen, ahol a IV. és az V terasz anyaga teljesen azonos magassági szintben helyezkedik el, a teraszanyagok elkülönítése kizárólag ezzel a módszerrel nem is lehetséges. A másik probléma a terület földtan felépítéséből fakad: az V. és a IV. terasz orográfiai elkülönülése a Pesti-síkság délebbi területein megszűnik, itt azonos morfológiai szintben helyezkednek el, illetve az V. terasz anyaga a IV. szint alá bukik. Emiatt a IV. és V. terasz biztosan különböző korú képződményei azonos időhorizontba „csúsznak össze”, amelynek figyelembe vétele a fejlődéstörténeti kép megrajzolásakor elsőrendű fontosságú. A felhasznált fúrási rétegsorok tanulsága szerint a t-2 idősíkban a IV. terasz üledékeit az alatta fekvő V. terasz kavicsanyaga váltja fel, amely azonban közvetlenül a térképlapokról nem olvasható le. A futóhomok és a IV. terasz üledékeinek együttes előfordulása a t-0 idősíkban, valamint a fiatalabb dunai hordalékanyagok megjelenése azonos időhorizontban a biztosan sokkal idősebb teraszképződmények szomszédságában, hasonló értelmezésbeli problémákat vet fel. Mindezek okán, a fejlődéstörténeti összefüggések vizsgálatára a fenti módszerrel készített kontúrtérképek helyes kiértékelése ebben az esetben is kizárólagosan az adatbázisul szolgáló fúrási rétegsorok állandó kontrollja mellett lehetséges. Emellett csak folyamatos üledékképződéssel jellemezhető törmelékes kőzettestek modellezése során alkalmazható! Ilyen esetekben ugyanis a felszín utólagos lepusztulása nem olyan jelentős mértékű, hogy az a terület rokon kőzettesteinek elrendeződését nagymértékben befolyásolná (Geiger J. 2003). Ez a feltétel teljesül egy intakt üledékképződési egység, mint az V. terasz sajátosságainak vizsgálata során, de nem teljesül (nem is teljesülhet!) az idősebb teraszanyagoknak
a
fiatalabb
dunai
teraszüledékekkel
való
egybevetésekor,
a
9
felszínlepusztulás, az utólagos tektonikai mozgások, vagy csak egyszerűen a terület sajátos földtani felépítése (teraszok) miatt.
Összefoglalás A geomorfológiai kutatásokban újszerű módszerrel készült térképlapok tanulsága szerint az V. terasz kavicsanyaga egy mederágakra bomló, elágazó vízfolyás zátonyokkal, szigetekkel jellemezhető folyóvízi környezetében rakódott le (Carson M. A. 1984). Sikerült az említett „virtuális” vízfolyás – fonatos medrű folyóhálózat – főbb paramétereinek azonosítása, amelyek alapján az itt képződött üledékeket kétséges a pliocén Ős-Duna üledékeivel azonosítani. Emellett az itteni kavicsanyag lerakódásakor jellemző néhány hidrológiai tényezőt (vízhozam, mederszélesség, medermélység, stb...) is sikerült felderíteni.
Köszönetnyilvánítás Itt köszönöm meg Dr. Gyuricza Györgynek, a Magyar Állami Földtani Intézet Környezetföldtani Osztálya munkatársának, hogy a SAGUS programot munkám során felhasználhattam. Módszertani kérdésekben nagy segítséget nyújtott Dr. Geiger János, a Szegedi Tudományegyetem, Földtani- és Őslénytani Tanszékének munkatársa, akinek ötletei sokat segítettek a téma pontosabb kifejtésében.
Felhasznált irodalom – References: Alexander J. – Leeder M. 1987. Active tectonic control on alluvial architecture. In: Ethridge F. G.: Recent Developments in Fluvial Sedimentology – Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication 39, 243–252. Balogh K. 1991. Szedimentológia I. kötet – Akadémiai Kiadó, Budapest 546 p. BáldiI T. 1994. Elemző (általános) földtan I–II. – kézirat, Budapest 797 p. Bulla B. 1941. A Magyar medence pliocén és pleisztocén teraszai – Földrajzi Közlemények 69, 199–230. Bulla B. 1964. Magyarország természeti földrajza – Tankönyvkiadó, Budapest 423 p. Burján B. 2000. Some stratigraphic problems of ’Mastodon gravels’ in the hungarian geological literature – ACTA Geographica Szegediensis T. XXXVII, 29–43. Burján B. 2001. Folyóvízi eredetű litofáciesek meghatározása szemcseeloszlási görbék segítségével terasz-képződményekben – Hidrológiai Közlöny 81, 145–151. 10
Burján B. 2002a. A Pesti-síkság kavicsos üledékeinek szemcseeloszlási vizsgálata – Földtani Közlöny 132/ksz, 161–173. Burján B. 2002b. A Pesti-síkság fiatal-harmadidőszaki és negyedidőszaki kavicsképződményeinek összehasonlító vizsgálata – Ph.D. értekezés, Szegedi Tudományegyetem Természeti Földrajzi Tanszék, 107–112. Bridge J. S. 1993. The interaction between channel geometry, water flow, sediment transport and deposition in braided rivers. In: Best J. L. – Bristow C. S.: Braided Rivers – Geological Society Special Publication 75, 13–71. Bristow C. S. 1999. Gradual avulsion, river metamorphosis and reworking by underfit streams: a modern example from the Brahmaputra River in Bangladesh and a possible ancient example in the Spanish Pyrenees. In: Smith N. D. – Rogers J. Ž.:Fluvial Sedimentology – VI. Special Publication of the International Association of Sedimentologists 28, 221–230. Borsy Z. 1990. Evolution of the Alluvial Fans of the Alföld – In: Church M. – Rachocky A. H.: Alluvial Fans, a field approach – John Wiley and Sons, Chichester, New York, Brisbane, Toronto, Singapore pp. 229–246. Carson M. A. 1984. The meandering–braided river threshold: a reappraisal – Journal of Hydrology 73, 315–334. Erdélyi M. 1967. A Duna–Tisza közének vízföldtana – Hidrolológiai Közlöny 47, 331–340, 357–365. Ethridge F. G., Skelly R. L. – Bristow C. S. 1999. Avulsion and crevassing in the sandy, braided Niobrara River: complex response to base-level rise and aggradation. In: Smith N. D. – Rogers J.: Fluvial Sedimentology – VI. Special Publication of the International Association of Sedimentologists 28, 179–191. Ferguson R. I. 1987. Hydraulic and sedimentary controls of channel pattern. In: Richards K. S.: River Channels; Environment and Process. – Institute of British Geographers Special Publication 18, 129–155. Flores R.M. – Pillmore C.L. 1987. Tectonic control on alluvial paleoarchitecture of the Cretaceous and Tertiary Raton Basin, Colorado and New Mexico. In: Ethridge F. G., Flores R. M. – Harvey M. D.:Recent Developments in Fluvial Sedimentology – Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication 39, 311–320. Friend P. F. – Sinha R. 1993. Braiding and meandering parameters. In: Best J. L. – Bristow C. S.:Braided Rivers – Geological Society Special Publication 75, 105–111. Geiger J. – Komlósi J. 1993. 3-D szedimentológiai rezervoár geológiai modellalkotás törmelékes tárolókban – OMBKE XII. Vándorgyűlés és Kiállítás, Proseedings 2, 1–11. Geiger J. – Komlósi J. 1995. Első lépések egy integrált szedimentológiai-geomatematikai 3D modellező rendszer felé törmelékes tárolókban – A IV. Geomatematikai Ankét előadásai 31–37. Geiger J. – Komlósi J. 1996. Szedimentológiai, geomatematikai 3-D modellező rendszer törmelékes CH-tárolókban – Kőolaj és Földgáz 2, 53–81. Geiger J. 2003. A pannóniai Újfalui („törteli”) Formációban levő Algyő-delta alkörnyezeteinek 3-D modellezése – Földtani Közlöny 133/1, 91–112. Hahn Gy. 1989. A magyarországi kavicsszintek és teraszok kronológiai átértékelésének gyakorlati jelentősége – Földtani Kutatás 32/4, 59–63. Houlding S. W. 1994. 3D geoscience modeling – Computer techniques for geological characterization – Springer Verlag, New York, 304 p. Horusitzky H. 1924. Részlet Budapest székesfőváros Duna balparti területe földtani, talajtani és vízi viszonyainak ismeretéhez – A Szent István Akadémia Mennyiségtani és Természettudományi Osztályának felolvasásai, Budapest 14 p.
11
Horusitzky H. 1935. Budapest Duna bal parti részének talajvize és altalajának geológiai vázlata – Hidrológiai Közlöny 15, 1–161. Jackson J. – Leeder M. 1994. Drainage systems and the development of normal faults: an example from Pleasant Valley, Nevada – Journal of Structural Geology 16, 1041–1059. Jaskó S. 1981. Üledékfelhalmozódás és kőszénképződés a neogénben – MÁFI alkalmi kiadványa, Budapest 157 p. Jaskó S. – Kordos L. 1990. A Budapest-Adony-Örkény közötti terület kavics formációja – MÁFI Évi Jelentése 1988-ról,153–167. Jones T. A. 1992. Extensions to three dimensions: introduction to section on 3D geologic block modeling In:Hamilton D. E. – Jones T. A.: Computer modeling of geological surfaces and volumes – AAPG Computer Applications in Geology 1, 175 p. Kéz A. 1933. A budai Várhegy teraszkavicsa – Földrajzi Közlemények 61, 266–268. Láng S. 1938. Folyóterrasztanulmányok – Földtani Közlöny 69, 110–130. Leél-Őssy S. 1953. A Rákosvidék geomorfológiája – Földrajzi Értesítő 2/1, 70–82. Lóczy L. 1918. A Magyar Szentkorona országainak leírása – Kilián kiadó, Budapest 43 p. Lőrenthey I. 1904. A rákosszentmihályi Sashalom kavicsainak koráról – Földtani Közlöny 34, 232–241. Mackey S. D. – Bridge J. S. 1995. Three-dimensional model of alluvial stratigraphy: theory and application. ~ Journal of Sedimentary Research 65, 7–31. Makaske B. 2001. Anastomosing rivers: a review of their classification, origin and sedimentary products – Earth-Science Reviews 53,149–196 Major J. J. 1998. Pebble orientation on large, experimental debris-flow deposits – Sedimentary Geology 117, 151–164. Marosi S. 1955. A Csepel-sziget geomorfológiai problémái – Földrajzi Értesítő 4/3, 279–300. Mjøs R., Walderhaug O., – Prestholm E. 1993. Crevasse splay sandstone geometries in the Middle Jurassic Ravenscar Group of Yorkshire, UK – International Association of Sedimentologist Special Publications 17, 235–276. Moldvay L. et al. 1966. Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához / Budapest , L - 34 - II. – MÁFI kiadványa pp. 159–164. Molnár B. 1977. A Duna–Tisza köze felsőpliocén és pleisztocén földtani fejlődéstörténete – Földtani Közlöny 107, 1–16. Mottl M. 1941. Az interglaciálisok és interstadiálisok a magyarországi emlősfauna tükrében MÁFI Vitaülései pp. 5–42. Passega R. 1964. Grain size representation by CM patterns as a geological tool. – Journal Sedimentary Petrology 34, 830–847. Pávai Vajna F. 1941. Jelentésem az 1936. évi fővároskörnyéki geológiai és hegyszerkezeti felvételeimről – MÁFI Évi Jelentése az 1936-1938. évekről 1, 329–342. Pécsi M. 1958. A Pesti-síkság geomorfológiája – In: Pécsi M. – Marosi S. – Szilárd J. (szerk): Budapest természeti képe, Akadémiai Kiadó, Budapest pp. 248–282. Pécsi M. 1959. A magyarországi Dunavölgy kialakulása és felszínalaktana – Akadémiai Kiadó, Budapest 345 p. Pécsi M. 1991. Folyóteraszok deformációi és tektonikus törések – In: Pécsi M. (szerk): Geomorfológia és domborzatminősítés, MTA FKI Elmélet-Módszer-Gyakorlat 53. Budapest pp. 48–57. Pécsi M. 1996. Geomorphological regions of Hungary – Geographical Research Institute Hungarian Academy of Sciences, Budapest 121 p. Rónai A. 1959. Az Ócsa-Bugyi-Majosháza környékén végzett síkvidéki térképezés – MÁFI Évi Jelentése 1955-56-ról, pp. 299–316. Rónai A. 1985. Az Alföld negyedidőszaki földtana – Geologia Hungarica ser. Geol. 21. 445 p.
12
Schafarzik F. 1918. A budapesti Duna paleohydrográfiája – Földtani Közlöny 48, 184 - 200. Scharek P. 1974. Magyarázó a Budapest Építésföldtani Térképsorozata 1:10 000, Nagytarcsa térképlapjához – kézirat, MÁFI Adattár, 1049 p. Schréter Z. 1958. Budapest és környékének geológiája – In: Pécsi M. – Marosi S. – Szilárd J. (szerk): Budapest természeti képe, Akadémiai kiadó, Budapest pp. 98–116. Slingerland R. – Smith N. D. 1998. Necessary conditions for a meandering-river avulsion – Geology 26, 435–438. Strömpl G. 1915. A visegrádi Dunaszoros és a pesti síkság fiatalabb kavicstelepei – Földtani Közlöny 45, 328–331. Sümeghy J. 1952. Hidrogeológiai adatok a Duna–Tisza közéről – Földrajzi Értesítő 1/1., 33– 37. Sümeghy J. 1953. A Duna–Tisza közének földtani vázlata – MÁFI Évi Jelentése 1950-ről, pp. 233–264. Szabóné Drubina M. 1981. Budapest Építésföldtani Térképsorozata 1:10 000 Geológiai magyarázó - kézirat, MÁFI Adattár pp. 195 - 317. Szentes F. 1949. Összefoglaló jelentés az 1948-49. évi pestkörnyéki felvételekről – MÁFI Évi Jelentése 1948-ról, pp. 11–16. Szentes F. 1958. Budapest és környékének földtani térképe – In: Pécsi M.. – Marosi S. – Szilárd J. (szerk): Budapest természeti képe, Akadémiai kiadó, Budapest Szüts S. 1972. Magyarázó a Budapest Építésföldtani Térképsorozata 1:10 000, Cinkota térképlapjához – kézirat, MÁFI Adattár 812 p. Urbancsek J. 1963. Pliocén és pleisztocén üledékek földtani szintezésének új lehetőségei a vízföldtani kutatásban – Hidrológiai Közlöny 43, 92–400.
13
1. térkép: Duna-teraszok a Pesti-síkságon (Pécsi M.1996) I = jelenkori ártéri szintek, II/a. = pleisztocénvégi alacsony terasz (W), II/b. = korai felső-pleisztocén magas terasz (R/W), III = középső-pleisztocén terasz (R), IV = idősebb pleisztocén terasz (M), V = legidősebb hordalékkúp-terasz (pliocén), IV-V = a legidősebb hordalékkúp-kavicson a IV. terasz anyaga, 155 = tengerszintfeletti magasság Fig. 1: Terraces of the Danube on the Pest Plain (after Pécsi M. 1996) I. = Holocene flood-plain levels, II/a. = Late Pleistocene lower terrace (W), II/b. = early Upper Pleistocene higher terrace (R/W), III. = younger Middle Pleistocene terrace (R), IV. = older Middle Pleistocene terrace (M), V. = oldest alluvial fan terrace (Pliocen), IV–V. = oldest alluvial fan gravels overlain by the material of IVth terrace, 155 = metre above sea level
14
1. fénykép: Kisebb mederalakulat keresztmetszete a kistarcsai kavicsbányából – szélessége kb: 3 m Photo 1. Cross-section of little channel fill in the gravel quarry of Kistracsa – its weight is cca. 3 m
15
504.00
10.00
502.00
8.00 4.00
500.00
3.00 2.00 498.00 1.00 -1.00 496.00 -2.00 -6.00 494.00 -8.00
492.00 510.00 512.00 514.00 1.ábra: A t-0 idősík üledékeinek kontúr-vonalai Fig. 1: Contour-lines of sediments of t-0 timesheet
16
516.00
518.00
520.00
504.00
10.00
502.00
8.00 4.00
500.00
3.00 2.00 498.00 1.00 -1.00 496.00 -2.00 -6.00 494.00 -8.00
492.00 510.00 512.00 514.00 2.ábra: A t-1 idősík üledékeinek kontúr-vonalai Fig. 2: Contour-lines of sediments of t-1 timesheet
516.00
518.00
520.00
17
504.00
10.00
502.00
8.00 4.00
500.00
3.00 2.00 498.00 1.00 -1.00 496.00 -2.00 -6.00 494.00 -8.00
492.00 510.00 512.00 514.00 3.ábra: A t-2 idősík üledékeinek kontúr-vonalai Fig. 3: Contour-lines of sediments of t-2 timesheet
18
516.00
518.00
520.00
504.00
10.00
502.00
8.00 4.00
500.00
3.00 2.00 498.00 1.00 -1.00 496.00 -2.00 -6.00 494.00 -8.00
492.00 510.00 512.00 514.00 4.ábra: A t-3 idősík üledékeinek kontúr-vonalai Fig. 4: Contour-lines of sediments of t-3 timesheet
516.00
518.00
520.00
19
504.00
10.00
502.00
8.00 4.00
500.00
3.00 2.00 498.00 1.00 -1.00 496.00 -2.00 -6.00 494.00 -8.00
492.00 510.00 512.00 514.00 5.ábra: A t-4 idősík üledékeinek kontúr-vonalai Fig. 5: Contour-lines of sediments of t-4 timesheet
20
516.00
518.00
520.00
504.00
10.00
502.00
8.00 4.00
500.00
3.00 2.00 498.00 1.00 -1.00 496.00 -2.00 -6.00 494.00 -8.00
492.00 510.00 512.00 514.00 6.ábra: A t-5 idősík üledékeinek kontúr-vonalai Fig. 6: Contour-lines of sediments of t-5 timesheet
516.00
518.00
520.00
Jelmagyarázat: A képződmények uralkodó szemcsemérete a földtani gyakorlatban használt ún. Φ értékben van kifejezve, amely ennek a szemcseméretnek logaritmikus változata. A kék szín sötétebb árnyalatai a durvább, a világosabb árnyalatai a finomabb kavicsanyagot jelzik.Vörös a durvaszemcsés homok, a közép-, apró- és finomszemcsés homokokhoz a narancs-, mustár- és citromsárga tartozik. Szürke az iszap, fekete az agyag jele. Az idősebb képződmények, illetve a helyenként előforduló bentonitos agyag jele fehér. Az ábrázolt terület észak déli kiterjedésben kb. 14 (Mogyoródtól Ferihegyig), kelet-nyugati kiterjedésben 12 km (Pestszenterzsébettől Rákoscsabáig) nagyságú.
21
