A MAGYARORSZÁGI LÖSZÖK ÉS TERASZOK ÚJ (1989-ES) KRONOSZTRATIGRÁFIAI TAGOLÁSÁNAK ALAPJAI HAHN GYÖRGY
Miskolci Egyetem, Társadalomföldrajz Tanszék
1.
A korábbi magyar terasztagolási séma
Magyarországon a pleisztocén tagolásában, rétegtanában meghatározó szerepet játszik a Duna-teraszoknak az 1950-es évek közepén kialakított korbeosztása. Ez az osztályozás a korábbi teroszmorfológiai és kronológiai irodalom (BULLAB. 1934, 1937-38, 1941; KÉZ A. 1934; SZADECZY-KARDOSS E. 1938, 1939 stb.) kritikai feldolgozására, a kavicsszintek akkor egyedülállóan korszerű - összehasonlító ásvány-kőzettani és görgetettségi vizsgálatára (PÉCSI M. - PÉCSINÉ DONATH É. 1959), valamint az üledékes képződményekben talált őslénytani (MOTTL M. 1942, KRETZOI M. 1953, 1955) és régészeti (GÁBORI M. 1965) leletek korabeli meghatározásaira támaszkodott. Figyelembe vették a hazánkkal határos országokban, elsősorban Ausztriában lelhető teraszok párhuzamosítási lehetőségeit is. PÉCSI M. (1957, 1959) szerint az ártér alacsony, 3-4 m viszonylagos magasságú szint je (l/a) - azonosítva az ausztriai Prater nevű szinttel - újholocén. Az ártér magasabb, 5-6 ni es szintje, az I/b számú, az Ausztriában Niedere megjelölésű terasszal párhuzamosítva az óholocénba helyezhető. Utóbbi anyagát azonban HASSINGER F. (1905) pleisztocén korúnak írta le. A 9-15 m viszonylagos magasságú, CHOLNOKY J-től (1925) városinak nevezett Il./a teraszunk az ausztriai Duna-szakaszon a 10 m magasságú Ganserndorf szintnek felelt meg. Hazánkban e terasz anyagának leülepedését korábban a würmbe, lépcsővé alakulását a holocén-pleisztocén határra helyeztük. A 14-27 m relatív magasságú, Il.b-vel jelzett harmadik ármentes szint általános elterjedésű és igen jellegzetes. E szint jelentőségére elsőként GÓCZÁN L. és MAROSI S. (1955) mutatott rá, később Il./b teraszunkat PÉCSI M. (1957) a Duna közepes víznívója felett 17 m-rel elhelyezkedő osztrák Simmering (riss korú) kavicsszinttel párhuzamosította. AIII. sz., KÉZ A. (1934) által leírt ún. „közbülső" teraszunkat (PÉCSI M. 1957) az idős „riss korú", 25-30 m relatív magasságú Höhere terasszal azonosította. A fentiektől eltérően J. FINK (1965) a Prater-teraszt a legutóbbi glaciálisba helyezte, III. sz. teraszunkat pedig a Seyering nevű mindéi korú kavicsszinttel azonosította. Nálunk a Duna Il./a sz. teraszának relatív magassága (9-15 m) időnként nem zárja ki a würmnél idősebb (17 m-es kiemeltségű) Simmering szinttel való párhuzamosítást sem. Il./b teraszunk sok esetben a KÉZ A. (1934) által leírt ún. „közbülső", III. terasz helyét foglalta el, amely néhol magasságát tekintve J. FINK „idős riss" korú Höhere teraszával, tehát a riss glaciálison belül egy korábbi ciklussal vagy hibás szintezés esetén, a mindéibe sorolt „Seyering" szinttel is azonos lehet; véleményünk szerint pl. a Duna-kanyarban. A IV. sz., ún. „fellegvári", 60-140 m viszonylagos magasságú terasz képződését PÉCSI M. (1957) a mindéi vagy a günz jégkorszakba feltételezte. E szint az osztrák Duna szakaszon a 45-60 m-es viszonylagos magasságú Arsenal terasznak felel meg.
63
A Gerecse peremvidéken és a Pesti-síkságon az 1950-es években V., VI., VII. sz. jelzéssel leírt ún. Duna-teraszokról az elmúlt másfél évtizedben kiderült, hogy zömmel pliocén és későmiocén (pannóniai) képződmények. E kérdés részletes tárgyalására a későbbiekben visszatérek. Az I-IV. sz. kavicsszinteken elhelyezkedő löszök kronológiai felosztását a teraszok ismertetett időbeosztása határozta meg. A magyarországi löszök zömét - mivel feltételezetten riss korú, később Il./b jelzésű kavicsteraszon települtek, amelynek lépcsővé vésődési idejét a riss-würm interglaciálisba soroltuk - nem lehetett az utolsó eljegesedésnél idősebbnek tekinteni. A fenti kronológiai beosztást az Esztergom-Vác közti Duna-szakasz profiljainak vizsgálata alapozta meg. E feltárások közül már több mint 20 évvel ezelőtt is perdöntő jelentőségűnek véltük sztratigráfiai helyzetük miatt - a basaharci, a nógrádverőcei felhagyott téglagyár, a Nagymaros, Martinovics utcai és a Visegrád, Gizella telepi teraszokhoz kapcsolódó löszfeltárásokat. E löszösszletek feküjében az 1950-es évek második felében végzett teraszmorfológiai vizsgálatok mindenütt a Il/b-vei jelzett terasz meglétét feltételezték. A visegrádi Gizella telepen, szálban álló andezit sziklaterasz alapzaton néhány m vastag folyóvízi homokos üledék helyezkedik el, amelyet a II./b sz. teraszszinttel azonosítottak. Ezen települt a jól fejlett fosszilis vörösbarna erdőtalajjal tagolt löszösszlet. A Visegrád Gizella telepi erdőtalajt a - később részletesen jellemzett - Mende Bázis szinttel lehet azonosítani. Nógrádverőcén, a felhagyott téglagyár csapásirányú szelvényében a löszös rétegsor a Il./b sz. teraszra települt (1. ábra). Basaharcon az andezitagglomerátum felett 1-3 m vastag kavicsszint és ezen 15-17 m folyóvízi homokos, iszapos rétegsor van a löszfeltárás feküjében. E folyóvízi eredetű összletet korábban szintén II./b teraszként jellemeztük. Nagymaroson a Martinovics utcai löszfeltárás feküjéhez kapcsolódó rétegsor szelvényszerü meghosszabbításában Il./b teraszszint maradványokat feltételeztünk, mivel azok fedőjéből MOTTL M. (1942) würm korú faunát írt le. Az erre települő lösz-sorozatot fosszilis talajokkal sűrűn tagolt würm korú szelvénynek tartottuk (PÉCSI M. 1965) (2, ábra). 2.
Korábbi külföldi vélemények a magyar lösz- és teraszkronosztratigráfiai sémáról
1965 IV. 20-24-én az INQUA Löszbizottság Magyarországon tartotta terepbejárásos szimpóziumát, és ez alkalommal bemutattuk - a felsorolt feltárásokon kívül - a mendei, a paksi és a kulcsi löszrétegsorokat is. A neves külföldi szaktekintélyek részvételével tartott ülésszakon a szelvények kronológiájával kapcsolatban kételyek hangzottak el. J. FINK - a Löszbizottság akkori elnöke - a legtöbb lösz-szelvény fekürétegét túl fiatalnak tartotta és felhívta a figyelmet arra, hogy a Duna Esztergom - Vác közötti áttörési szakaszára eső teraszok kora az általunk feltételezettnél idősebb lehet (pl. mindéi korú). Feltételezte ugyanis, hogy az antecedens szakasz teraszainak időrendi besorolását nemcsak a fluviatilis üledékek vizsgálatából és muzeális értékű faunisztikai leletekből, hanem a fedő löszben talált talajszintek pedológiai, kronológiai stb. bélyegei alapján is elvégezhetjük. Ennek alapján Györgyligeten a löszrétegek közötti fosszilis talajt riss-würm interglaciális korúnak, a Il./b teraszt ennél idősebbnek tartotta. Nógrádverőcén a teljes rétegsort az osztrák Stillfried komplexummal azonosította (3. ábra). A delle feküjében elhelyezkedő - Basaharc Dupla és Alsó - talajszinteket már ennél idősebb korba helyezték. J. FINK azt is valószínűsítette, hogy a basaharci Duna szakasz
64
Az ábrák általános jelkulcsa General legend
homok sand
vörös agyag red clay
rétegzett homok stratified sand
mocsári erdötalaj swamp forest soil
lösz loess
hidromorf talaj hidromorf soil
homokos lösz sandy loess
réti agyag meadow clay
löszös homok loessy sand
szemipedolft semipedolit
rétegzett lösz stratified loess
mészfelhalmozödás calcaric accumulation
rétegzett homokos lösz stratified sandy loess
erős mészfelhalmozödás strong calcaric accumulation
rétegzett löszös homok stratified loessy sand
vulkáni hamu volcanic ash
idős lösz old loess
löszbaba loessconcretton
rétegzett idős lösz stratified old loess
krotovina krotovina
iszap loam
faszén charcoal
homokos iszap sandy loam
makrofauna macrofauna
rétegzett iszap-homok stratified loamy sand
szelvény megszakítás profile discontinuity
humuszos szint humus layer
réteghatár stratum borderline
mezőségi talaj chernozem
homokkőpad sandstone bank
erdőtalaj forest soil
szárazulati repedés crack
agyag clay
kőzettörmelék stone debris
65
1. ábra. A verőcei (verőcemarosi) téglagyár felhagyott fejtésének szelvénye (Hahn Gy. 1965) fig. 1. The profilé of a closed brickyard carry at Verőce (Hahn Gy. 1965) Legend: l.clay; 2. gravel of (according to the classification) earlier lib, now III. terrace; 3. sand of earlier II. b, now III. terrace; 4. loam; 5. stratified loess; 6. calcaric accumulation level; 7. chernozem soil; 8. steppe soil; 9. forest soil; 10. sandy loess; 11. humus level
66
2. ábra. A Nagymaros Martinovics utcai löszszelvény (Pécsi M. 1965) fig. 2. Loess profile, Nagymaros, Martinovics street (Hungary; Pécsi M. 1965)
67
jelenkori csernnzjom
J. Fink kronológiája
—
talaj
Hahn Gy kronolcgizálása
Jelmsrivsrázat : • <7"i
8 erdőtalaj
1 cs 2
mezőségi
2 ^/,"] rétegzett lösz
talaj
humuszos szint 3 -k>A f sl ha Imozódási
szint
3. ábra. Stillfried szelvénye (J. Fink 1969) fig. 3. Stillfried profile (Austria; J. Fink 1969) Legend: 1. loess; 2. stratified loess; 3. accumulation layer; 4. forest soil; 5. chernozem soil; 6. humus layer
68
mentén nem a IlVb terasz, hanem egy igen régi völgy exhumált kivésése található. Ez esetben a fluviatilis sorozat jóval idősebb az általunk elmúlt évtizedekben feltételezettnél. Bíráló észrevételeket tett J. FINK a nagymarosi szelvény értékelésére is. Itt a löszfeltárás legfelső, halvány, eltemetett talaját - amely a völgyoldal tetőszintje alatt csaknem teljes hosszban végig fut - a Paudorf (ausztriai), illetve a csehországi Cerveni Kopec legfelső fosszilis talajával, a csapásirányban a lejtős térszínen PÉCSI M. (1965) ábráján szétágazóan jelentkező vörösbarna fosszilis talajt a Göttweig agyagzónával, a feltárás bázistalaját a Krems szelvény IV. teraszlépcsőjének talajával azonosította. J. MOSZKVITYIN kritikusan fogadta a közép-európai löszkutatók azon törekvéseit, hogy a mindéi, riss és würm glaciális, valamint peri glaciális üledékek között elhelyezkedő löszés fosszilis talajrétegeket csak a würm időszakra datálják. K. ZEBERA hiányolta, hogy a magyarországi löszszelvények időbeosztását archeológiai és paleontológiái leletekkel nem támasztottuk alá. K. BRUNNACKER - a Löszbizottság volt alelnöke - javasolta, hogy a magyarországi löszszelvények tanulmányozásakor célszerűbb lenne a tagolást a fosszilis talajok és eróziós diszkordanciák figyelembevételével megkezdeni, és csak ennek megtörténte után kell e relatív besorolást a teraszokkal párhuzamosítani, illetve vitatható szerepkörű nagyemlős maradványokkal korrelálni. A mendei és a basaharci téglagyárban egyaránt az utolsó jégkorszak rétegsorának indítását a feltárásokban jól látható eróziós diszkordanciához, illetve delleszintekhez javasolta kötni. V. SIBRAVA - az INQUA későbbi elnöke - a bemutatott löszszelvényeket és folyóvízi üledékeket - saját tapasztalatai alapján - idősebbnek tartotta, mint a magyar kutatók, pl. a györgyligeti H./b teraszt mindéi korúnak vélte. A bemutatott idősebb löszszelvényeket a Morva-medence „sejtes szerkezetű", mindéibe sorolt löszéhez hasonlította. K. IVANOVA felhívta a figyelmet arra, hogy a magyar kutatók által a IV. terasz lerakódásaiban észlelt mindéi korú emlősfauna a moldáviai Tiraszpolban az V. Dnyeszter teraszhoz kapcsolódik. Tapasztalatai alapján jelezte, hogy a II. és V. terasz között még két terasz található, és a magyar kutatók H./b teraszának korát nem szabadna a IV. szint mindéi faunájából direkt módon levezetni (III = riss, II = würm korú). Javasolta a Il./b terasz korát a feltételezett riss-würm időszaknál idősebbnek tekinteni. LiEBROTH és H. RICHTER Mende, Basaharc és Paks löszközi talajok korát a magyar kutatók által megadottnál lényegesen idősebbnek vélte. D. RAUL csak az „in situ" településű talajzónák és kalcium szintek figyelembevételét ajánlotta a korbesoroláshoz. Az allochton és paraallochton humuszszintek rétegtani értékét és kontinentális párhuzamosítását nem tartotta szerencsésnek. R. RUSKE javasolta, hogy a riss-würm interglaciálist Menden és Basaharcon is az eróziós diszkordancia-szinthez, a Mende Felső (MF2) talaj alatt, illetve száraz dellekitöltéshez kössük, és az e szint alatt települő fosszilis talajokat [Basaharc Dupla Felső (BDi) és Alsó (BD2), Basaharc Alsó (BA)J az utolsó előtti glaciálisba soroljuk. A nagymarosi és a paksi szelvény alsó részének talaját [Paks Dupla Felső (PDi) és Alsó (PD2)] az ópleisztocénba helyezte. Az Esztergom-Vác közötti Duna szakasz Il./b teraszát a rátelepülő idős, fosszilis talajokat tartalmazó löszök miatt - a riss-würm interglaciálisnál idősebbnek tartotta.
69
3.
A magyarországi sík- és dombvidéki löszök, teraszok kronológiáját befolyásoló hazai és nemzetközi kutatási eredmények
A magyarországi löszkutatást és kronosztratigráfiát az 1980-as évektől egyre nyomatékosabban zavarták a külföldi eredmények. A velünk kapcsolatban álló kutatók hazai és nemzetközi összejöveteleken egyaránt új lehetőségekre hívták fel figyelmünket. Ezek nyomán évek óta megválaszolatlan momentumnak tartottam az alábbiakat: 3.1. Nálunk PÉCSI M. (1985) a domb- és síkvidéki löszfeltárások üledék-felhalmozódási sebességét a profilokban különböző felszín alatti mélységben talált faszénmaradványok C14 koradataiból vezette le. E koradatok visszamenőleg ezer évre érvényesek. Ezek alapján néhol 0.5 - 1 m/1000 év, illetve 0.5 - 1 m/év felhalmozódási átlagsebesség adódhat. RÓNAI A. (1985) ezzel szemben kimutatta, hogy az Alföldön lemélyített teljes magmintavételű fúrások - elsősorban Jászladány, Dévaványa és Vésztő - rétegsorai alapján a terület fiókmedencéiben az általa 2.4 millió évre tett pleisztocén kor alatt a süllyedés mértéke 0.17 mm/év volt, és 1 m üledékanyag lerakódásához 5-6 ezer év kellett. A pliocénben a medence süllyedése (0.3 mm/év) és feltöltődése (1 m/3000 év) is gyorsabb volt a pleisztocén korinál. A pliocén kor félsivatagi klímája és a torrens jellegű időszakos vízfolyások, valamint a deflációs akkumuláció termékei - mint kettőzött anyagáttelepítö folyamatok - dupla intenzitással hatottak, és nagyobb magasságkülönbségeket egyenlítettek ki, mint a pleisztocénben. Az Alföldön a jászladányi fúrások 432 m-ig pleisztocén képződményeket haránttoltak, gazdag Mollusca, Ostracoda és 41 ezer db-os pollen leletanyaggal. Az adatok etalonul szolgáltak más fúrások kronológiai, rétegtani feldolgozásához, és a negyedidőszak teljes hazai klimatikai képének megrajzolásához. A jászladányi fúrásban három (alsó, középső, felső) szakaszra bontott kvarter képződményeket a később lemélyített dévaványai és vésztői fúrások paleomágneses vizsgálata alapján négy (legalsó, alsó, középső, felső) szakaszra lehet bontani. A jászladányi fúrásban eredetileg 25 klímaritmust regisztráltak. A 2.4 millió évtől 1.8 millió évig terjedő - 0,6 millió év időtartamú - legalsó pleisztocén (a Gauss-Matuyama mágneses polaritásváltástól az olduvai esemény elejéig terjedő) rétegsor itt 47 m vastag, 0,08 mm/év felhalmozódással, 7 klímaciklussal (egy hűvös szakasszal!) és két folyóvízi eróziós és három üledékképződési ciklussal jellemezhető. Az 1.8 millió évtől 0,7 millió évig számított (1,1 millió év időtartamú) korapleisztocén az Olduvai eseménytől a BrunhesMatuyama határig tart. 156 m vastag üledéksorral 0,15 mm/év akkumulációval, 9 klímaciklussal (két hüvös-hideg szakasszal) és öt folyóvízi eróziós meg négy felhalmozódási periódussal. A 0,7 millió évnyi középső- és későpleisztocén 129 m üledék 0,16 mm/éves lerakodási sebességgel 8 klímaciklussal, három eróziós és ugyanannyi akkumulációs szakasszal írható le. A középső- és későpleisztocén üledékeit elválasztó határ a kor közepe táján húzódik, így RÓNAI A. (1985) 0,3 millió évnyi késöpleisztocénjébe már nemcsak a korábban idesorolt 100-130 ezer éves, a riss-würm határnál fiatalabb képződmények, hanem további két riss glaciális ciklus üledékei, 56 m-es összvastagsággal, közel 0,2 mm/év felhalmozódási sebességgel is beletartoznak. A pleisztocénban a képződményekben felfelé mutatkozó csekély akkumulációs sebességnövekedés részben azzal magyarázható, hogy a fiatalabb képződmények lazábbak, míg az idősebbek tömörebbé váltak.
70
Dévaványa és Vésztő mélyfúrásaiból a legkorábbi pleisztocénban két üledék- és két nehézásvány felhalmozódási ciklust, az Olduvai és Gilsa periódus 1,8 millió évtől 1,6 millió évig terjedő 200 ezer éves időszakában szintén 2-2 ritmust, a Gilsa eseménytől a BrunhesMatuyama paleomágneses polaritásváltásig terjedő alsó pleisztocénben 3-3 ciklust, a normál mágnesezettséggel jellemzett Brunnes időszakban pedig 4-4 ritmust mutatott ki RÓNAI A. (1985). A Tisza vízgyűjtőterületére számított lepusztulás mértékét 0,04 mm/évben adta meg. Mindez azt sugallja, hogy eddigi lösz- és teraszkronológiai képünk korrekció nélkül nem korrelálható a medencékben regisztrált üledékképződési sebességekkel és ciklusokkal sem a későpleisztocénban, sem a Jégkor" más periódusaiban. Az nem képzelhető el, hogy a dombvidéki löszfeltárások anyagfelhalmozódása gyorsabb (0,5-1 mm/év) volt a medencetöltelékekénél (0,1-0,2 mm/év). Elképzelhetetlen, hogy az eróziós hiátusokban szegényesebb medenceüledékek vékonyabb képződményként maradjanak vissza napjainkra, mint a lepusztulási folyamatoknak folytonosan kitett dombvidéki löszösszletek. A medencékben és ártereken RÓNAI A. (1985) a holocénban 2-4 m, a köztes területeken 0 m, a würmre korlátozott későpleisztocénban az előbbi körzetekben 20-30 ni es, a köztes sík- és dombvidéken, ahol a löszképződés akkor intenzív lehetett, csak 5-10 mes felhalmozódással számolt! Ez a rétegvastagság nem engedi meg, hogy az utolsó glaciálisbeli sík- és dombvidéki löszeink, a Mende Felső talajkomplexum „alá" lényegesen benyúljanak. RÓNAI A. (1985) 0,1-0,7 millió éves, ún. „bővített" középsőpleisztocénjére a medencékben és ártereken 90-100 m, a köztes löszfelhalmozódásos sík- és dombvidékeken 30-60 m rétegösszlet visszamaradása jut. Általában azt mondhatjuk, hogy a medencékben és ártereken a felhalmozódási üledékvestagságok a sík- és dombvidékiek kétszeresei. Morfotektonikailag a medencék és árterek bezökkenési intenzitásaiban és mélységadataiban a köztes dombvidéki területek kiemelkedésének szintén kb. a dupláját regisztrálhatjuk. Míg a pannóniai rétegek felszíne a korapannontól napjainkig az Alföldön 6-700 m-t süllyedt, addig a peremvidék középhegységei 300-350 m-t emelkedtek. A plio-pleisztocén határt a peremmedencéket reprezentáló Jászladány-Dévaványa-Vésztői-i fúrásokban 432, 420, ill. 480 m mélységben észlelték (a mélymedencékben Mindszentnél 680 m, Csongrádnál 650 m). Ezekkel szemben a dombvidéki terasz- és travertino-sorozatok a Gerecsében és Budai-hegységben max. 180-200 m relatív magasságúak, és az említett 0,04 mm/év átlagos kárpát-medencei pleisztocén lepusztulás esetén sem emelkedhettek 220-240 m viszonylagos szint fölé. A Brunhes-Matuyama határ a medence fúrásaiban 120-140 m felszín alatti mélységben nyomozható. Ezzel szemben a még „normális" mágnesezettségü IV. Duna terasz viszonylagos magassága csak 60 m körüli, fele a fúrásokban észlelhetőknek. Hasonló a helyzet a középső- és későpleisztocén határával, amely az alföldi mélyfúrásokban 50-60 m mélység körül van; a dombvidéki löszökben Mende Bázis (MB) fosszilis talajszintként és a teraszmorfológiában II/b-III. sz. szintként 25-30 m-ben a köztes folyóvízi és eolikus akkumulációval jellemzett területeken a Mende Felső szint alsó talajaként, és Il./a teraszként átlag 10-15 m magasan nyomozható. 3.2. V. A. OBRUCSEV (1911) a kínai löszök poranyagának felhalmozódási intenzitását 1 mm/év nagyságrendben adta meg. Jelezte viszont, hogy a Jégkorszak" 1-1,5 millió év alatt lerakódott kb. 1000 m-nyi poranyagából átlagban csak 40-50 m, kedvező helyzetben 100200 m löszös üledék maradt meg.
71
E. DERBYSHIRE (1934/a,) a Lanzhou régióbeli Jiuzhoutai löszprofilról, mint a kínai löszplató legvastagabb összletéről tesz említést. Az idős képződményeken és a Hoang-ho fluviatilis üledékeinek 4. szintjén települő löszök és talajok sorozata - a régi és K-i részén 101 m Wicheng (eopleisztocén), 204 m Lishi (kora- és középsőpleisztocén) és 34 m Malán (későpleisztocén) összletként települnek. A szelvény négy polaritásváltása alapján a régió löszképződményeinek korát 1,6 millió évre visszamenőleg becsüli. Elképzelhető, hogy ezek a polaritás változások az Olduvai, a Gilsa, a Jaramillo vagy a Reunion és az Olduvai eseményeket jelzik. Ez esetben a szelvény kb. 2 millió éves kort reprezentál, ami 0,16 mm/év átlagos felhalmozódási sebességet enged meg, amelyből a Matuyamára 0,08 mm/év, a Brunhesre 0,33 mm/év jut. így DERBYSHIRE (1984) nyomán a legvastagabb kínai löszszelvény felhalmozódási intenzitása 0,2 mm/év. AN-ZHISHENG és LU-YANCHOU (1983) az észak-kínai Malán löszről (4. ábra) kimutatta, hogy négy rétegből áll: a)
A Laschamp paleomágneses fordulat és a kb. 23-32 ezer éves (C )4 módszerrel meghatározott korú) faszénmaradványokat tartalmazó fosszilis talajréteg feletti, 46 m-nyi lösz- és holocén talajszint. b) Az előbbi koradatokkal datált, kb. 1 m vastag fosszilis talaj, a hazai Mende Felső 1. (MFi) szintnek felel meg. c) A Malán lösz 1-6 m vastag alsó kötege, a mi Mende Felső két talajszintünk közötti eróziós diszkordancia miatt hazánkban lényegesen vékonyabb. d) A Malán löszösszletet záró fosszilis talaj, 1 m körüli vastagságban, fedő v. fekü szintjében a Blake paleomágneses váltással (103-114 ± 10 e év). A kínai löszkutatók általában az utolsó glaciálisba sorolt, ún. „Malán" löszt feltárásaikban (pl. Luochuan, 5. ábra) kb. 10 m vastagságúra teszik, és a löszlerakódás, valamint fennmaradás ütemét az utolsó 100 ezer évben csak 0,1 mm/év nagyságrendűre becsülik. Kínában, a löszképződés „hazájában", ahol a helyi szerzők vizsgálatai szerint - E. DERBYSHiRE-től eltérően - immár 2,5 millió évtől napjainkig terjedően regisztrálták e képződmény felhalmozódását, jóval vékonyabb utolsó glaciálisbeli löszöket lehetett kimutatni, mint amilyeneket az elmúlt évtizedekben nálunk a legfontosabb löszfeltárásokban (Pakson, Menden, Basaharcon stb.) feltételeztünk. Az említett hazai szelvényekben ugyanis a riss-würm határt a Mende Bázis talajszinttel azonosítottuk. E talajkomplexummal kronosztratigráfiailag párhuzamosítható Il./b jelzésű teraszmaradvány Basaharcon pl. kb. 25-35 m felszín alatti mélységben helyezkedik el. így az utolsó glaciálisban 25-35 m vastag lösz- és fluviatilis rétegösszlet képződését valószínűsítettük, bár nálunk a lösz és az erózióbázis fölé emelkedő teraszok anyaga az elmúlt kb. 10 ezer évben csak pusztult. 3.3. A Közép-Ázsiában A. E. DODONOV (1984) 0,3-0,5 mm/év középső- és 1-1,5 mm/év későpleisztocén akkumulációs sebességről ír. Ezzel szemben löszszelvényei max. 200 m-es vastagságúak, és az általuk képviselt időtartamot 2 millió évre becsüli. A löszképződmények felhalmozódásának és lepusztulástól való védettségének lehetőségei 200 m és 2 millió év esetén csak 0,1 mm/év akkumulációs intenzitásértéket adnak. Hasonló a helyzet, ha a bemutatott taskenti körzet és a Tádzsik-medence fő profiljaiban a teljes löszvastagságot 130 m-nek, az időtartamot az Olduvai eseményig 1,8 millió évnek tekintjük, vagy a 90 m-ben észlelt 700 ezer éves Brunhes-Matuyama határt vesszük tekintetbe. 72
Moid)
2 Melon*«
JUft, o«
T h o r n » « cgyog
il-r.Tr, ..•;rr« 1 ,irc; i ?
9-79,;;
9>""r-y< H ..>, <-;
5 .....-., ..-^«p . , . , . „ ")i«.,-,..
..,--•.
r
<j n V 5;~ ; -
. ,
.^.T^n.^,-^-r,
Kelet-zhiatangi löszszelvény Loess profile of East Zhiatang
Blake " esemény
Loscbamp es?rr,ény
• C ' 2 * CSZ
i. _ S " : 'ŐSZ
Malan loess Lishi loess
-ÍC'Cj
soil
i ri
" C'*-C3
gravel
4. ábra. Észak-kínai későpleisztocén löszfeltárások (An-Zisheng és Lu-Yanchou, 1983) fig. 4. Latepleistocene loess profiles in North China (An-Zisheng and Lu-Yanchou, 1983)
73
5.ábra. A kínai löszfennsík kronosztratigráfiája; a Lochuan-szelvény és a Q U N - 22-es fúrás rétegsora (G. Kukla 1987) ßg. 5. Chronostratigraphy of the loess Plato of China; the stratigraphy of Louchan profile and the Boring QUN~22(G. Kukla 1987)
74
A. A. LAZARENKO (1984) az utolsó glaciálisbeli képződményekről közölt, karatani szelvényén a termolumineszciás (TL) módszerrel megállapított 100 ezer éves kort 20 m mélységben észlelte. Ez az adat is csak 0,2 mm/év felhalmozódási sebességet jelez KözépÁzsia lőszterületein az utolsó glaciálisban. Más „szovjet" szerzők, pl. A. V. PENKOV és E. I. ZHIDKOV (1978) a közép-ázsiai löszök korát 2,4 millió évesnek vélték a Tádzsik-medence szelvénye alapján. A. E. DoDONOV (1984) a tadzsikisztáni löszszelvényekben 150-240 m összvastagságot és legalább 1,5-2 millió éves kort állapított meg. Ez 0,1 mm/év körüli üledékfelhalmozódási átlagintenzitásra utal. E szelvényeken a Brunhes-Matuyama határ 70-120 m mélységben ingadozik, ami kb. 700 ezer év alatt szintén 0,1-0,2 mm/év akkumulációs sebességet jelent. 1978-, 1981- és 1987-ben alkalmam nyílt a sivatagi defláció és akkumuláció tanulmányozására a Sínai-félszigeten és a Negev-sivatagban. Utóbbi területen - egy országút menti szelvényben Netivotnál - 6 fosszilis talaj települ „teleszkópszerü" formában egymásba tolható rétegtani pozícióban. A felszín alatti második talaj - 2,7 m-es mélységben - faszén maradványokat tartalmazott. Ezek kora (C14 meghatározási módszerrel) 27,1 ezer ± 1,6 ezer év. Ennek alapján - a sivatagi-félsivatagi környezetben - a löszképződés intenzitását 0,1 mm/évre tehetjük. A feltárás összetolható rétegsorának elméleti vastagsága 12-14 m, ami az utolsó és utolsó előtti glaciális korszak löszös képződményeit és a psutai száraz sztyep-talajokat tartalmazza. Igen figyelemre méltó, hogy a mediterrán klímajelző vörösbarna talajok a szelvényben nem regisztrálhatók, így a rétegsor kronológiai hatása a riss korszakon belül van (6. ábra). 3.4. Az észak-amerikai utolsó glaciális ciklusú - Wisconsin - löszre C. G. OLSON és R. V. (1980) számos megfigyelést közöl. A késő Wisconsin lösz (Peoria lösz) bázisszintjében sorozatos Ci4-es kormeghatározásokat végeztek, és 20-32 ezer éves adatokat kaptak. A kora Wisconsin lösz (Farmdale lösz) - a hazai példákhoz hasonlóan igen vékony, max. 1 m vastag, és a Sangamon talajra települ, ami a mi utolsó interglaciálisunk megfelelője. Feltárásaikban e szint max. 10-12 m-es mélységben helyezkedik el, ami - a kb. 100-120 ezer év alatt - 0,1 mm/év felhalmozódási sebességet jelent. J. D. G. MlLNE és I. J. SMALLEY (1980)Új Zéland É-i szigetének D-i partján tanulmányozta a löszök sztratigráfiai helyzetét. A Mount Curl profil szelvénye (7. ábra) mindössze 8 m vastag, kora 230 ezer év, ami 0,035 mm/év felhalmozódási intenzitás a D-i féltekén az utolsó két glaciálisban. RUHE
3.5. A kínai Malán löszhöz hasonló (átlagosan 5-10 m, max. 15 m) vastagságokat jeleztek az európai löszkutatók is országunk területéről 1969-ben, az INQUA Löszbizottsága párizsi konferenciájára készített tanulmánykötetben. J. FINK (1969) szerint a riss-würm határ Ausztriában, a Stillfried szelvényben a felszín alatt 8 m-ben, a többi szelvényben 2-4 m-es mélységben tanulmányozható. A. BRONGER - F. HARCICH (1969) a németországi Heitersheim szelvényben 10-m-en, a Buggingen profilban 3 m-en észlelték az utolsó interglaciális maradványait (8-9. ábra).W. PA AS (1969) a Düsseldorf szelvényben 15 m-ben jelölte ki az Eemien köztes korszakot (10. ábra). K. BRUNNACKER (1969) Dél-Bajorországban, Hösbach és Köfering alapszelvényeiben 4-5 ni es mélységben regisztrálta a riss-würm határt (11-12. ábra).
75
SCH-1 -SQUIIB c s e r n o z j o m és s z t y e p
I
talajok
- chernozen and stepp soils
| lösz - loess
6. ábra. Netivot löszszelvénye (D. H. Yaalon nyomán) fig. 6. Loess profile from Neíivot (Israel) 76
7. ábra. Az Új-Zélandi Mount Curt löszös profilja (I. J. Smalley 1980) fig. 7. Loess profile from Mount Curt (New Sealand; I. J. Smalley 1980)
8. ábra. Heitesheim szelvénye (A. Bronger - F. Haedric 1969) fig. 8. Profile of Heitersheim (Germany; A Bronger-F. Haedric 1969)
78
magyar taiajbeosztás
9. ábra. Buggingen szelvénye (A. Brogner - F. Haedrich 1969) fig. 9. Profilé of Buggingen (Germany; A. Brogner - F. Haedrich 1969); kavics = gravel, talaj = soil
barna erdőtalaj
tundraglej
Stillfried B
tundraglej Elfgen talaj Frimmersdorf talaj
Brarup Ammersfoort Eemien
tundraglej barna talaj humuszos zóna Grafenberg talaj barna erdőtalaj Erkelenz talaj
10. ábra. Düsseldorf szelvénye (W. Pass 196) fig. 10. Profilé of Düsseldorf (NW Germany; W. Pass 196)
magyar
taiajüeo.
77. ábra. Hösbach szelvénye (K. Brunnacker, 1969) fig. 11. Profile ofHösbach (South Bavaria; K. Brunnacker, 1969)
magyar talajbeosztás barna erdőtalaj
Riss/ Wurm
rn -S c
"Fiatal kavicstakaró"
•H
72. á6ra. Köfering szelvénye (K. Brunnacker, 1969) fig. 12. Profile ofKöfering (South Bavaria; K. Brunnacker, 1969)
82
E. FOTAKIEVA - M. MlNKOV (1969) a bulgáriai Zlatija és Mecska profiljain ugyan 29 m, illetve 22 m felszín alatti mélységben húzta meg az utolsó glaciális határt, de a szelvények és a helyszín 1970. évi tanulmányozása alapján - véleményem szerint - e határ 10-15 m között lehet (13-14. ábra). GY. JANEKOVIC (1969) horvátországi szelvényein max. 5 m mélységben volt az utolsó glaciáliskori üledékek talpa. Hasonló a helyzet ÉszakGörögországban (75. ábra). J. P. LAUTRIDOU (1969) max. 10 m-es felszín alatti mélységben húzta meg a franciaországi löszprofilokban a riss-würm határát (16. ábra). J. E. MOJSKI (1969) max. 10-15 m mélységig jelezte a riss-würm kor emlékeit a lengyelországi szelvényekben. Hasonló a helyzet Németországban is (17. ábra). A. CONEA (1969) és (1972) romániai profiljaiban általában 5-8 m, max. 15 m felszín alatti mélységig jelzi az utolsó intergalciális korú talajszintet (18. ábra), de ezek korát ma egy ciklussal idősebbnek veszem. M. F. VEKLICH (1969) szerint Ukrajna löszeiben a késöpleisztocén határ Prilukinál 10 m-nél, Sztarije Kaidakinnál 7 m-nél, Primorszkojén 15 m-nél húzódott (19, 20, 21. ábra). Az európai löszfeltárásokban a würm löszök lerakodási sebessége 0,05-0,1 mm/év átlagos és 0,15-0,2 mm/év maximális értéket adott. Új kronológiánk célja, hogy a nemzetközi negyedidőszak-kutató szaktársadalomban elfoglalt elkülönült helyzetünket megszüntessük, és a hazai gyakorlati - ásványi nyersanyagokat feltáró - munka számára új, a mindennapi életben is használható tudományos alapot biztosítsunk. 4.
A hazai löszösszletek és édesvízimészkövek vizsgálatából származó abszolút kronológiai adatok
Az 1980-as évek elejéig a magyarországi löszszelvények abszolút kronológiai tagolására két biztosnak tünö támpont adódott. Az egyik a Mende Felső talaj komplexum felső tagjában (MF|) és az e fölött elhelyezkedő két vagy három humuszszintben (embrionális talajban) található faszén maradványok C|4 izotópos vizsgálatából adódott. Ezek szerint a legfelső, első humuszszintből kikerülő faszén maradványok kora 16-18 ezer év. A második humuszszintben található faszenek 20-22 ezer évesek. A Mende Felső talajkomplexum felső tagjában talált faszén maradványok korának az említett módszerrel kapott vizsgálati adatai 26-30 ezer év között szóródtak (22. ábra). A másik abszolút koradatot az biztosította, hogy az idősebb löszösszletek korát a Brunhes-Matuyama paleomágneses inverzióval (PEVZNER M.V. - PÉCSI M. 1974 alapján) a 690-730 ezer év közötti időintervallumba lehetett sorolni. E paleomágneses határt a hazai löszfeltárásokban (Paks, Dunakömlőd, Dunaföldvár) az idősebb kötegekben a Paks Dupla és Paks-Dunakömlőd talaj között vélték regisztrálni. A megállapítás bizonytalanságára később visszatérek. Az 1970-es évek végéig a löszösszlet MFi és PD2 közötti szakaszára egyéb abszolút kronológiai adattal nem rendelkeztünk. A kavicsszintek abszolút korának meghatározása céljából PÉCSI M., J. K. OSMOND (1973) professzorral Th/U módszerrel az általam geomorfológiai lag feltérképezett (HAHN GY. 1972) Tata környéki, egyes teraszokat fedő édesvízimészkő mintákat vizsgáltatta meg az 1960-as évek közepén. E módszer a pleisztocénen belül kb. 350 ezer évre visszamenően ad elfogadható eredményeket. A mintákat SCHWEITZER F-el együtt gyűjtöttük az Általér és a Duna egykori teraszanyagát fedő édesvízimészkő összletből. Az első mintát a tatai
83
73. áöra. Zlatija szelvénye (E Fotakieva - M. Minkov; Hahn Gy. átkronologizálásáva, 1969 ill. 1970) fig. 13. Profile of Zlatija (Bulgaria; E Fotakieva - M. Minkov; modified by Hahn Gy. 1960, 1970)
84
74. űöra. Metcska szelvénye (E. Fotakieva- M Minkov; Hahn Gy. átkronoiogizálásaval, 1969 ill. 1970) fig. 14. Profile of Metcska (Bulgaria; E. Fotakieva - M Minkov; midified by Hahn Gy. 1969, 1970)
85
75. ábra. Kitrosz (Észak-Görögország) löszszelvénye (K Brunnacker, 1969) fig. 15. Loess profile ofKitros (North Greece; K Brunnacker, 1969)
76. űí>ra. Mesnil-Esenard és St. Romain (Észak-Franciaország) löszszelvénye (J. P. Lautridou, 1969) fig. 16. Loess profiles from North France (J. P. Lautridou, 1969) 86
FREY8URG
magyar beosztás KORNER LANGENSALZA
77. <í6ra. Néhány németországi löszszelvény (G. Haase - R. Ruske, 1969) fig. 17. Loess profiles from Germany (G. Haase- R. Ruske, 1969) 87
korbeosztos
korbeosztos OVIDIU
18. ábra. Romániai löszszelvények (A. Conea, 1969) fig. 18. Loess profiles from Romania (A. Conea, 1969)
88
felső pleisztocén középső" pleisztocén h= holocén, bg=Bug, v=Vitacsev, ud= Udaj, p=Priluki, ts= Tjasmin, k= Kajdaki, dn^ Dnyeper
19. ábra. Priluki löszszelvénye (M. F. Velkics, 1969) fig. 19. Loess profile ofPirluki (Ukraine; M. F. Velkics, 1969); talaj ~ soil
89
h:
holocén,
v:
vitacsev,
dn:
dnyeper,
po: p o t j a g a j l o v k a ,
ti:
tiligul,
1: lubni,
su:
sula,
m:
pts:
pricsernomorje,
ud: u d a j ,
p:
Zs
martonocska,
d:
priluki,
dofinovka ts:tjasmin,
or:
zavadovka, pa:
orel, t i :
priasovje
bg: k:
z:
bug,
kajdaki, zavadovka,
tiligul,
1:
lubni,
sh. shirokino, Nneogen
20. ábra. Sztarije Kajdaki szelvénye (M. F. Veklics, 1969) fig. 20. Loess profile of Starije Kajdaki (Ukraine; M. F. Veklics, 1969)
90
21. ábra. Primorszkoje szelvénye (M. F. Veklics, 1969) fig. 21. Loess profile ofPrimorskoje (Ukraine; M. F. Veklics, 1969)
22. ű£>ra. ^ fiatal (würm) löszfeltárársok szelvénye és faszén-kormeghatározásai (Hahn Gy. 1975) fig. 22. Young (würm) loess profiles from Hungary (age with chorcoal method; Hahn Gy. 1975)
92
gimnázium alatti, VÉRTES L. (1964) által feldolgozott paleolit lelőhely édesvízimészkő fedőjéből szedtük. Itt a feltárás bázisanyaga, a Il.b teraszkavicsnak feltételezett szint, kb. 145 m tszf-i magasságban található (23-24. ábra). A második mintát a Tatától ÉK-re eső, a tata-almásneszmélyi műút K-i oldalán lévő magdolna-majori, 130 m tszf-i magasságú, korábban III. Duna-teraszszintnek tartott rétegsor fedő travertinojából {25. ábra), a harmadikat a vértesszőlősi paleolit lelőhely 1 m vastag löszrétegének fedőjében, kb. 185 m tszf-i magasságban elhelyezkedő édesvízimészkőből faragtuk ki (HAHN GY. 1975., 26. ábra). Az akkori Th/U módszerrel végzett kormeghatározások a Tatán a Il.b teraszt fedő édesvízimészkőre 90 ezer évet adtak (23-24. ábra). A ül. Duna-terasz travertino fedőjére Magdolna-majornál J. K. OSMOND (1973) előbb 135 ezer évet (lásd HAHN GY. 1975), majd SCHEUER GY. - SCHWEITZER F. (1988) szerint 190 ± 45 ezer évet, Óbuda-Kiscell térségéből (J. K. OSMOND 1973) a feltételezett III. Duna-terasz édesvízimészkő fedőjéből származó mintára 175 ezer évet mutattak ki (HAHN GY. 1975; 27. ábra). Az idősebb löszkötegek között tartottuk számon Vértesszőlősön, a paleolit lelőhelyek fedőjében, travertino szintek közé települt 1 m vastag löszt (HAHN GY. 1975; 28. ábra). Ezen előfordulásnál a löszt fedő édesvízimészkő tetőszintjéből vett mintát J. K. OSMOND (1973) a Th/U módszerrel több, mint 350 ezer évesnek határozta meg. A profil rétegtani helyzetét PÉCSI M. (1973) a közeli Által-ér günz-mindel interglaciális korú V., majd IV.-V. sz. szintjeibe helyezte (29. ábra).
I. paleolit lelőhelyet fedő édesvízimészkő; innen való az Osmond-féle vizsgálathoz szükséges minta; kora 70-90 E év II. homokszint paleolit lelőhellyel III. a paleolit lelőhely fekü forrásmészköve IV. homokos kavics, korábban ll./b terasz jelzéssel
23. ábra. Tata, Gimnázium alatti feltárás (Hahn Gy. 1975) fig. 23. Profilejrom Tata-Gimnázium (Hungary; Hahn Gy. 1975) Legend: I. travertine pans, 70-90 thousand years old; II. sand layer with paleolithic occurence; III. travertine under the paleolithic occurence; IV. sandy gravel, former Il.b terrace 93
1. édesvízimészkö
J- K. Osmond 1973 s z e r i n t , kora 70-90 E év
2. mészíszap 3,6. eolikus lösz és homok kózbetelepülés p a l e o l i t l e l ő h e l l y e l , ún. Tata i p a r r a l 4. az Á l t a l - é r II./b jelűnek gondolt teraszanyaga, amely azonban t é r s z í n i magassága alapján inkább I I I . t e r a s z 5. fekü t r i á s z mészkő A t e r a s z t eróziós diszkordanciával beborító édesvizimészkő koradataí: Henning és t á r s a i 1987 s z e r i n t , OUtmintavételi hely Th/U módszeres kora 98*8 E év.
ESR módszeres kora 81-16 E év
«13 mintavételi hely Th/U módszeres kora 101-10 E év A Mousteri leletanyagú Tata-ipar faszénmaradványainak kora>50 E év
24. ábra. Tata, Gimnázium alatti ún. II./b terasz és travertino szelvénye (Scheuer Gy. ScweitzerF. 1987) A terasz magassági helyzete alapján inkább III. (Hahn Gy. 1989) fig. 24. The terrace and travertine profiles at Tata-Gimnázium (Hungary; Scheuer Gy. ScweitzerF. 1987) Legend: 1. travertine, 70-90 thousand years old (J. K. Osmond 1973); 2. calcaric loam; 3,6. eolic loess and sand at the paleolithic occurence; 4. material of I Lb or III. terrace of Altal-ér; 5. trasic limestone
94
MV
édesvizimeszkő - travertine [___
k e r e s z t r é t e g z e t t homok - crossbeddedsand
fvTI
k a v i c s . korárjDan I I I .
[*•_•» | $
t e r a s z j e l z é s s e l -gravel ihe former terace III.
pannon agyaglcncse - pannonian clay m i n t a v é t e l i H e l y , 05HOND s z e r i n t 135 000 éves sampling site. 135 000 years old according to Osmond
25. ábra. Tata, Magdolna majori feltárás a Tata-Almásneszmélyi műút K-i oldalán (Hahn Gy. 1975) fig. 25. Profile of Tata, Magdolna major (Hungary; Hahn Gy. 1975)
3. szint J K Osmond/1973/sza-int kora >JSŰ£év I according to Osmond /1973/ the layer i is more than 350 000 years old
\ J
2. 52in". mesztufo skull ot prehistoric man
26.ábra. A vértesszőlósi paleolit lelőhely szelvénye (Hahn Gy. 1975) fig. 26. The Vértesszőlős profile With paleolithic occurence (Hungary; Hahn Gy. 1975) Legend: 1-3. travertine levels
95
Jelmagyarázat 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.
recens talaj felaprózódott mészkő tömött édesvízimészkő mésziszap vékony édes vi zimészkö-réteg folyóvízi agyag-iszap közbetelepülések mocsártalaj
9-9. a Duna III. 145-150 m tszf-i. m-ú, terasz anyag 10. K i s c e l l í Agyag A t e r a s z t fedő édesvízimészkö Th/U módszeres meghatározású kora 175 E év. Gerinces és m o l l u s c a f a u n á i a a l a p j á n az Oldenburgium soly mári szakaszának középső részére helyezhető.
27. ábra. Óbuda-Kiscell III. teraszának szelvénye (Scheuer Gy. - Schweitzer F. 1987) fg. 27. Profile of the III.Danube terrace at Óbuda-Kiscell (Budapest; Scheuer Gy. Schweitzer F. 1987) Legend: 1. recent soil; 2. travertine debris; 3. travertine pan (age of 175000 years); 4. calcaric loam; 5. travertine; 6. fluvial clay loam; 7. swamp soil interlay er ing; 8-9. material of the III. Danube terrace; 10. Kiscellian clay (oligocene)
96
Th/l) kormeghatározás > 350000 év
iKOsmond 1973 szerint Paleolit
IV.
V.
i«i«t
terasz
terasz
28. ábra. A vértesszőlösi paleolitlelőhely összevont rétegsorának és mélyfiirási adatainak szelvénye, FTV dokumentáció és Pécsi M. nyomán 1. édesvízimészkő, 2. lösz, 3. löszös homok, 4. mésziszap, 5. édesvízimészkő-pad, 6. a IV. terasz kavicsa, 7. agyag, 8. törmelék, 9. fosszilis vöröstalaj, 10. tarkaagyag, 11. az V. terasz kavicsa, 12-13. pannon agyag, homok fig. 28. The Vértesszőlős paleolith occurence profile described based on deep boring and stratigraphical results Legend: 1. travertine; 2. loess; 3. loessy sand; 4. calcaric loam; 5. travertine pan; 6. gravel terrace No. IV.; 7. clay; 8. debris; 9. fossile red clay soil; 10. varied clay; 11. gravel terrace No. V; 12-13. pannonian clay, sand 97
1 édesvízimészkö 2. mészkőtörnielck 3. Által-ér III. terasz szintje kb. 140 m tsz f-i magasságon •07 mintavételi hely kora Th/U módszerrel 2*8-67 E év ESR
módszerrel 202-2D E év
29. ábra. A vértesszőlősi ún. II./b, III. terasz szelvénye és abszolút koradatai (Scheurer Gy. - Schweitzer F. 1987, nyomán, Hennig és társai 1983 mérései szerint) fig. 29. Profile of the II.b, III. terraces at Vértesszőlős (Scheurer Gy.-Schweitzer F. 1987) Legend: I. travertine; 2. travertine debris; 3. III. terrace of A Ital-ér (-140 m above sea level); * age of the sampling site determined by Th/U procedure 248+-67000 years, determined by ESR procedure 202+-20000 years Az 1962-ben PÉCSI M. által megtalált és KRETZOI M. - VÉRTES L. (1965) által értékelt lelőhely bihari szakaszbéli faunájával és paleolit leleteivel a mindéi jégkorszakba volt sorolható. SCHEUER GY. - SCHWEITZER F. (1988) szerint az édesvízimészkő padok a mindenkori folyók alluviumaihoz igazodtak, a fedőben lévő travertino és a kavicsteraszok között jelentős kordifferenciákat nem feltételeztek. Elképzelhetőnek véltek átlagosan 2 mm/év édesvízimészkő felhalmozódást, és azt, hogy a fekükavicsok lerakodási ideje csak néhány ezer vagy tízezer évvel előzte meg a forrástevékenységet. A fenti meghatározások és elgondolások alapján a hazai szakirodalomban a II.b terasz korára 100-120 ezer, a III. számára 200 ezer, a IV-V. terasz képződésére > 350 ezer évnél idősebb időpontokat szerepeltettek. Ezek az abszolút koradatok néha ellentmondásosak. Másrészt egy üledék korát csak hipotézis szintjén szabad a fedőképződmény lerakodási idejéből levezetni, és az ezekre épülő sztratigráfiai elképzeléseket folytonosan felül kell vizsgálni. Az Által-ér menti, Tata-Vértesszőlös térségében található édesvízimészkövek a vízfolyás különböző szintjeiben települt fekü kavicslepel egyes darabjain nyugszanak. E feltételezett kavicsteraszok a szokásos I-V. jelzésű szinteken - Th/U és ESR módszerrel meghatározott - travertino fedővel együtt települnek. Az egyes kavicsszintek az egykori erózióbázist jelzik. A rajtuk települő édesvízimészkö-felszínek pedig - az előbbi nívókhoz igazodó - mindenkori forrástevékenység emlékeiként foghatók fel. Az édesvízimészkö képződése a hidrogeológiai, paleoklimatikus és morfotektonikai viszonyok együttes hatása révén megy végbe. A részletek tisztázása (SCHEUER GY. - SCHWEITZER F. 1988) munkássága alapján vált ismertté. Az édesvízimészkö szintek tagolásában külföldi szerzők abszolút kronológiai meghatározásait használták fel. G. J. HENN1G - R. GRUN (1983) a tatai gimnázium alatti, 98
146-147 m tszf-i magassági II.b terasz felszíne felett települő, 4-5 m vastag rétegösszlet édesvízimészkő szintjét vizsgálta. Az itt talált ún. „Tata ipar" paleolit lelőhely fedőjének vizsgálata során 151 m tszf-i magasságból ThAJ módszerrel 98 ± 8 ezer évet, ESR eljárással 81 ± ezer évet állapítottak meg. Az ősemberi leletek feküjében települő travertino korára (147-148 m tszf-i magasságban) 101 ± 10 ezer év adódott. A kb. 3 m-nyi mészkőpad és homokos közbetelepülés lerakodási korkülönbsége 3 ezer évtől 20 ezer évig ingadozhat, ami 1 mm/év - 0,15 mm/év felhalmozódási intenzitást jelez (24. ábra). A vértesszőlősi szelvényben a H.b teraszszint 137-138 m tszf-i magasságba helyezése SCHEUER GY. - SCHWEITZER F. által ellentmondásos, ugyanis nehezen képzelhető el, hogy a H.b terasz felszíne a folyásiránnyal ellentétesen itt alacsonyabban van, mint Tatán (147 tszf-i magasság). A Vértesszőlős H.b jelű terasz felett 1,5 m-rel az édesvízimészkő kora Th/U eljárással 135 [+11,-12] ezer év. Ez a 130 m tszf magasság körüli (korábban III. szintnek tartott) Tata-Magdolna majori profil travertinojának J. K. OSMOND kormeghatározásával egyezik. A vértesszőlősi profilokban a III. sz. teraszt 140 m tszf-i magasság körül jelzik; ennek fedő travertinoját K. BRUNACKER Th/U módszerrel 248 ± 67 ezer évesnek, ESR eljárással 202 ± 20 ezer évesnek találta. A vértesszőlősi H.b és III. sz. terasz egykori felszínének mindössze 3-5 m-es szint- és kb. 50-100 ezer éves időkülönbsége mintegy 0,02-0,06 mm/év bevágódási sebességre utal az Által-ér e szakaszán. A thoriumés urániumizotópokkal végzett kormeghatározások egzakt jellegére, ugyanakkor más eljárásokkal kapott eredményekhez viszonyított ellentmondásaira H. P. SCHWARCZ - A. G. LATHAM (1984) mutatott rá. A szerzőpáros a sokoldalúan (geomorfológiailag, rétegtanilag, őslénytanilag, régészetileg és paleoklímatológiailag, valamint ThAJ módszerrel) vizsgált vértesszőlősi paleolit lelőhelyen a fedő és fekü travertinók korát különböző Th/U izotópok alapján vizsgálta. Adataik nyomán az előfordulás korrigált átlagkora 185 ± 25 ezer év. A vizsgált mintegy 4 m összvastagságú összlet a fedő édesvízimészkő, a közbetelepült löszréteg és a fekü mészkő kordiffenreciája [162 (+73, -62) ezer és 211 ± 13 ezer évek közt] csak 50 ezer év. E meghatározások alapján a Vértesszőlős IV.-V. teraszon települt lelőhely kora és paleolit eszközállománya igen közel áll az Által-ér H.b terasz fedőjében talált ún. Tata iparéhoz. A mésztufa-összlet kora a mindéi korszakból a G. KUKLA (1977) szerinti C ciklusba, az 016 - 018 skála 6-7. eseményéhez kerülhetne. Ez ellentmond G. J. HENNIG - R. GRUN (1983) vértesszőlősi adatainak, akik a fedő fiatal travertinót 128 [+20 -17] ezer, az idősebbet 217 [+40, -17] ezer, a bázis szintet 325 ± 60 ezer évre tették (30. ábra). Egyenletes és folyamatos édesvízimészkő képződés esetén a vértesszőlősi lelőhelyen az előbbi szerzőpáros szerint (4 m/50 ezer év) 0,08 mm/év, az utóbbiak meghatározásai alapján (4 m/200 ezer év) 0,02 mm/év felhalmozódással lehetne számolni e szelvényben. Amennyiben az utóbbi értéket vesszük figyelembe, akkor a legalsó abszolút koradatú mészkőszint alatt 3-4 m mélyen települő IV. terasz kora > 550 ezer évre tolódhat ki. Ez a meghatározás közelít a IV. terasz - később ismertetendő - löszkronológiai analógiák alapján feltételezhető korához. Egyébként az említett két szerzőpárosoknak az I. és II. lelőhelyre és a mészkőpadok közé települt löszre Th/U módszerrel kapott abszolút koradatai, bár eltérnek J. K. OSMOND (1973) > 350 ezer éves adatától, de egymástól szinte csak a meghatározás hibahatárát súroló mértékben különböznek. (128 [+20, -17] ezer, ill. 217 [+40, -28] ezer; vagy 162 [+73, -62] ezer - 211 ± 13 ezer év). Ezek az adatok az I. és II. paleolitlelöhely egy részének meg a löszközbetelepülésnek a riss jégkorszakba való besorolását támasztják alá, és legfeljebb a III. lelőhely maradhatna az idősebb > 350 ezer éves beosztásban, ha az utóbbi előfordulás leletanyaga ezt indokolttá tenné. 99
1 . édesvízimészkő
2. lösz
3. homok
4. mésziszap
édesvízimészkő- fi g I v t e r B S Z anyaga 7. előbbi finom agyagja •pad 8. törmelékanyag 9. fosszilis vörös talaj 10. tarka agyag 11. a V. szint homokos kavicsa 12-13. pannon agyag-homok
5
02 mintavételi hely kora Th/U módszerrel 1 2 8 ^ °
E
év
eSR
-rel
127-1}
E év
03 mintavételi hely kora Th/U módszerrel 217ÍÍ? E év ESR-rel 245-25 E év 04 mintavételi hely kora Th/U módszerrel 325-°? E év ESR-rel 172^17 E év 05 mintavételi hely kora Th/U módszerrel>350 E év ESR-rel 333-17 E év 06 mintavételi hely kora Th/U módszerrel
227
*jy
E év ESR-rel 3B6-39 E év
30. ábra. A vértesszolosi paleolit lelőhely (G. J. Hennig-R. Grun adatai; Scheuer Gy. - Schweitzer F. 1987) fig. 30. Vértesszőlős paleolith occurence profile (Hungary; Scheuer Gy. -Schweitzer F. 1987) Legend: 1. travertine; 2. loess; 3. sand; 4. calcaric loam; 5. travertine pan; 6. material of IV. terrace; 7. fine clay of IV. terrace ; 8. debris; 9. fossile red clay; 10. varied clay; 11. sandy gravel of V. level; 12-13. pannonian clay-sand 02-06 age of the sampling site 02-06 according to the Th/U and ESR measurement
A fenti, eltérő módszerekkel és a laboratóriumok által kapott abszolút koradatoknak egymással és más általánosan alkalmazott idő- és paleoklimatológiai skálákkal való összevetése, az ellentmondások megnyugtató feloldása a negyedidőszak kutatás egyik legszebb, legnehezebb és legkritikusabb feladata. Azt mindenképpen célszerű szem előtt tartani, hogy a Brunhes-Matuyama határ körüli IV. terasz kora a polaritásváltás időpontjának (0,73 millió év) csaknem a felére (> 350 ezer év) datálódik a Th/U módszerrel, ha a mintavételek pontos helyét, valamint a teraszt borító édesvízimészkő felhalmozódás sebességét a kavicsszint tetejéig nem vesszük kellőképpen figyelembe, és elhanyagoljuk azt is, hogy e módszer csak mintegy 350 ezer évig ad pontosabb adatokat. Az „antropogén időszak" kronosztratigráfiájának megrajzolását elősegítheti a Duna-teraszok és az édesvízimészkő szintek vizsgálatából származó abszolút koradatok és őslénytani leletek kritikai értékelése. Az ilyen értékelések közül figyelmet érdemel SCHEUER GY. SCHWEITZER F. közlése (1988) a Duna Által-ér torkolati szakasza közelében - az I/b teraszszint kavicsából kikerült fatörzs Ci4 elemzéséről (11850 ± 10 P.B.). Ez az adat a PÉCSI M. által a Bécsi-medencéből leírt fatörzsek, valamint a római kori cserépleletek vizsgálata valószínűsíthetik az I.b terasz anyagának würm végi és óholocén felhalmozódását. A budapesti Csillag-hegyen és Római fürdőn a szakirodalom Il.a jelzésűnek tekinti azt a kavicsszintet, amelyet 105-108 m tszf-i magasságban édesvízimészkő fed be, bár itt a kavics felszíne nem emelkedik a magas ártér szokásos nívója fölé. E terasz Duna balparti „újpest-megyeri" megfelelőjét négy humuszszinttel tagolt futóhomok takarja {31. ábra).
HUH humusz szintek HM ÍJ humus layers futóhomok wind-blown sand
GZ3
folyóvízi homok fluviatile sand dunakavics Danube gravel
.—-, r~'"i U+«l t-—>
lösziszap loess-loam faszenes szintek cnarcoanayers
31. ábra. Az Újpest-Megyer Il.a terasz feletti rétegsor fig. 31. Profile of Il.a Danube terrace at Ujpest-Megyer (Budapest) 101
A szelvénynek a felszíntől számított mintegy 3 m-es mélységében települő első, szétágazó embrionális talajából kikerült faszén maradványok kora 9500 év. Ha az óholocén deflációs akkumuláció (3 m = 9,5 év) produktumát figyelembe vesszük, a felhalmozódás átlagos sebessége kb. 0,3 mm/év lehetett. A faszén helye és a Il.a terasz felszíne közötti kb. 5-6 m vastag retegösszletnek a fenti sebességgel történt felhalmozódására további kb. 20.000 évet kell számolni. A magas ártéri szinten lévő újpesti Il.a terasz lépcsővé vésődési ideje folyamatos, megszakítás nélküli eolikus üledékképződés esetén 30 ezer évnél későbbi időpontban nemigen kezdődhetett el. Ugyancsak tanulságos az óbudai Radelkis épület alapozásánál és a környékén feltárt édesvízimészkő, valamint a feküjében lévő teraszanyag kronológizálása. Itt a teraszfelszín 120 m tszf-i magasságon van, és korábban - relatív magassága alapján - Il.a jelzést kapott. A terasz fedőjében települő édesvízimészkő kormeghatározása Th/U módszerrel 60-70 ezer évet adott. Ezért PÉCSI M. (1988) e teraszszintet a Il.b. jelzésűek közé sorolta át. Ez esetben figyelemre méltó, hogy a Duna jelenlegi középvízszintje itt mintegy 100 m tszf-i magasságon van, és így e szint és az említett 120 m tszf-i magassági felszín között kb. 20 m-es szintkülönbség adódik, ami a főfolyó budapesti szelvényének az utolsó 60-70 ezer évben végbement bevágódását 0,33 mm/év intenzitásúnak jelzi. SCHEUER GY. - SCHWEITZER F. (1988) írták le legújabban a budai Várhegy édesvízimészköveit, amelyek a Duna felé igyekvő Ördög-árok III. és IV. sz. teraszára települnek. A Várhegy D-i részén az alacsonyabban 140 m tszf-i magasságban fekvő mészkő korát a Th/U vizsgálat 160 [+38, -27] ezer évesnek találta. Az É-i szárnyon a mészkőben lévő gerinces és mollusca faunaleletek felsőbihari szakaszt, Tarkő alszakaszt és a travertino képződésre interglaciális éghajlati körülményeket jeleztek (KROLOPP E. 1976; JÁNOSSY D. 1979). Ezzel kapcsolatban igen jellegzetesnek tartom, hogy a faunisztikailag az Oldenburgium Solymár fázisa közepére helyezett III. teraszon, az édesvízimészkő Th/U módszeres kormeghatározásai 150 m tszf-i magasságban 175 ezer évet, 140 m tszf-i magasságban 160 ezer évet mutattak. A 10 m-es szintcsökkenés kialakulásához a Várhegy körüli szelvény ezen szakaszán 15 ezer évre volt szükség, ami az Ördög-árok jelentős, 0,6 mm/év bevágódás-intenzitására és a térszín emelkedésére utal. A föfolyó erózióbázisának 140 m tszf-i magasságról 100 m-re való csökkenése (40 m/160 ezer év) viszont csak 0,25 mm/év nagyságrendű, amennyiben a Th/U módszerrel végzett kormeghatározást korrekció nélkül fogadhatnánk el, és a vízfolyások bevágódását, illetve a környék lassú emelkedését egyenletes folyamatnak tarthatnánk. Napjainkig megválaszolatlan kérdésnek tartottam azt, hogyan lehetséges, hogy a löszösszletek képződésének időtartamát hazánkban PÉCSI M. (1987) max. 1 millió évre tartja, ám hazánkban az alig 100-200 ezer évesre becsült Il.b teraszon találjuk a löszök zömét. Az ennél idősebb teraszok felszíne, az Almásneszmély meleges- és pap-hegyi profilok és a vértesszőlősi paleolit lelőhely fedője kivételével, csaknem löszmentesek. Mi lett a napjaink előtti 200 ezer - 1 millió éve képződött löszökkel? Talán néhány védett helyzetű feltárás kivételével maradéktalanul lepusztultak? E jogos kérdésekre a következőkben kívánok elfogadható magyarázatot nyújtani. A löszökre vonatkozó termolumineszcenciás meghatározások, BORSY Z. FÉLSZERFALVY J. - SZABÓ P. (1979) vizsgálatai az MB talaj korát Pakson 125 ± 20 ezer, Menden 105 ± 17 ezer évre becsülték (32. ábra). Ehhez korban kapcsolódott J. BURTYM H. MARUSZCZAK 1984. évi TL vizsgálatsorozata a paksi téglagyárról.
102
32. ábra. Mende szelvénye (Pécsi M. - Szebényiné 1969-72) és TL adatai (Borsy Z. Félszerfalvy J. - Szabó P. 1980) fig. 33. The Mende (Hungary)profilé (Pécsi M. - Szebényiné 1969-72) and its TL data (Borsy Z. - Félszerfalvy J. - Szabó P. 1980) 1985 őszén Lublinban tartotta az INQUA Löszbizottság szokásos évi terepbejárásos konferenciáját. A különböző laboratóriumoknak az ülésszakon bemutatott TL vizsgálatai között 100 ezer év nagyságrendű eredmény esetén hasonló mértékű eltérések adódtak. Nem csodálkozhatunk tehát azon, hogy a paksi, a mendei és a tápiósülyi feltárásokat TL és finomrétegtani elemzés alá vevő A. G. WíNTLE és S. C. PACHMAN (1988) más eredményekre jutott. A vizsgálatra szánt mintavételezésben PÉCSI M., SCHWEITZER F., GEREI L., BALOGH J. és RINGER Á. nyújtott szakmai segítséget. Az új TL eredmények módosították a lengyel kutatók által korábban alkalmazott módszerekkel kapott eredményeket. Az új időadatok: Tápiósülyön az első humuszszintet (hí) fedő löszre 15,8-17,6 ezer év, a h] és h2 embrionális talajok közötti löszös homokra 23 ± 2 ezer év, a Mende Felső első tag (MF!) fedőjére 20,9 - 24 ezer év (Menden, Pakson), a Mende Felső két tagja közötti löszre 43 ± 4 és 56,5 ± 6 ezer év (Menden), a Mende Felső feltételezett alsó rétegére (MF2) Tápiósülyön 76 ezer, fedőjére 74,4, feküjére 79,2 ezer év (33. ábra). Tápiósülyön a MF| helyzete ugyanazon szelvényben nem fordul elő; Pakson a mintavétel helyén nincs talaj szelvény; az ún. BDj, korábban F3a jelzésű talaj fedőjének kora 74,7 ezer év. 103
Az ábráról nem azonosítható, hogy a kulcsfontosságú Tápiósüly szelvény melyik MF talaja lett megmintázva és Pakson hol történt a mintavétel, az É-i vagy D-i fal milyen mélységközéböl
33. ábra. Paks, Mende, Tápiósüly würm korú löszszelvénye és TL adatai (A. G. Wintle és S. C. Pachmann 1988) fig. 33. The würm aged loess profiles of Paks, Mende and Tápiósüly and their TL data (A. G. Wintle andS. C. Pachmann 1988) E vizsgálatok az MF2 talaj helyzetét jóval fiatalabbnak találták, mint ahogy rétegtani helyzete alapján, mint utolsó interglaciális talaj, várható lenne, Ugyanakkor A. G. WINTLE (1987) meghatározása megkérdőjelezte az MF2 talaj Solymáron C]4 módszerrel mért 32 ezer éves és Paks É-i szelvényben TL meghatározáson nyugvó 33-35 ezer éves koradatait is. A hasonló helyzetű Horvát- és Szerbországi feltárásokat [Erdőd, Vukovár, Nyest (Nestin), Titel, Ószalánkemén (St. Slankamen) stb.; 34-35. ábra] A. BRONGER vizsgálta (1987; 36. ábra). Az erdődi profil F, jelű talaja a mi MFi szintünknek felel meg. Kora TL méréssel 29 ezer év, feküjében a lösz 45 ezer éves. A Titel-Mozsor F2 jelű talajszint a hazai szelvényekben az MF2 fosszilis talajnak felelhet meg. A Titel-Mozsor feltárásban 10-11 mcs felszín alatti mélységben települ. TL meghatározású kora 71 ezer év. Ugyanezen talajszint Ószalánkeménnél 63, 75, 82, 85 ezer éves TL vizsgálati koradatú. A fenti talajszintek alatt A. BRONGER professzorral 1967-ben közösen tanulmányoztuk azt az eróziós diszkordancia-szintet, ami véleményem szerint a kárpát-medencei löszfeltárások zömében - az ún. idősebb würm korú löszök lepusztulásával párhuzamosítható. A. BRONGER szerint is ez az eróziós diszkordanciaszint az utolsó interglaciális maradványa 104
lehet. Ennek feküjében az F3 talajszint Titel-Mozsornál 125 ezer éves, Ószalánkeménnél 121 és 128 ezer éves TL mérési eredményeket hozott. Az utóbbi profilban az F4 talaj feküjének kora több, mint 186 ezer év, az F5 talajé idősebb, mint 314 ezer év.
Pécsi M. kronológiai beosztása 1962
Hahn Gy. szerint átértékelve 1989
34. á/3ra. Tz/e/ löszszelvénye fig. 34. Loess profile of Titel (Serbia; by M. Pécsi, 1962; modified by Gy. Hahn, 1989)
105
35. ábra. Oszalánkemén löszszelvénye (J. M. Marjanovics 1969, Hahn átkronologizálásával) fig. 35. Loess profile of Oszalánkemén (Serbia; M. J. Marjanovics 1969; modified by Gy. Hahn)
mezőségi és barna erdőtalajok fields and brown forest soils
o
-J
30. áí>ra. Lösz és paleotalajszintek talajgenetikai párhuzamosítása kárpát-medencei feltárásokban C14 és TL adatok alapján (A. Bronger 1988) fig. 36. The harmonization of the loess and paleosoil layers based on C14 and TL measurements (after A. Borger 1988)
5. A nemzetközi kronosztratigráfiai tapasztalatok és a párhuzamosítások elméleti alapjai 5.1. A lösz alapanyagának felhalmozódási sebessége Id. LÓCZY L. (1913) a Balaton térségében porméréseket végzett. Ezek szerint a por ülepedésének akkumulációs sebessége 0,53 mm/év nagyságrendű volt. E mérések azonban nem vették figyelembe azt, hogy a porlerakódás vastagsága nem azonos a képződő lösz vastagságával. Ez utóbbi lényegesen kompaktabb, és a lepusztulás kb. 2/3-át már fölemésztette. T. L. PEWÉ-nek (1984) az Arizona állam (USA) középső részén végzett mérései 1972-73-ban az év különböző időszakaiban történt és eltérő intenzitású deflációs akkumulációt regisztráltak, több 100-1000 km-es távolságból, sivatagok és sztyeppék felől. A porülepedés intenzitása 54 g/m2/év volt. Ez az adat elmarad a D. H. YAALON és J. DAN (1974) által kapott értékektől (50-200 g/m2/év). Napjainkban a hazai és külföldi intenzitáseredményekhez hasonló adatok is születtek a - legutolsó 10-30 ezer év vonatkozásában - löszös kőzetek felhalmozódás-sebessége regisztrálásában. Ezek az értékek részben C !4 adatokon nyugszanak, részben olyan mértékű minimális mennyiségű poranyag becslésére támaszkodnak, amely sztyep növényzet esetén sem a víz, sem a szél eróziójának, sem pedig a felszíni mállásnak és talajképződésnek nem esett áldozatául. A lösz-alapanyag minimális felhalmozódási sebességét P. J. TONKIN - E. C. A. RUNGE - D. ÍVES (1974) Új-Zélandon 2 mm/év-nek mérte, P. KENNETH (1984) 0,5-1 mm/év minimumot állapított meg, míg Liu TUNG-SHENG et al. (1982) a kínai löszplató K-i részén évente 0,1 mm lerakódást regisztráltak. Ezek az adatok ellentmondásosságuk dacára is felhívják a figyelmet arra, hogy míg az utolsó interglaciális előtti löszök vastagságadatai tized mm/év nagyságrendben mozognak, addig az utolsó glaciális lerakódásai (főként 30 ezer év előtti időtől napjainkig) tekintélyesebbek, az előbbiek 5-10-szeres értékét is mutathatják. Ez részben azért alakult így, mert a holocén interglaciális időtartama eddig a korábbiakénál jóval rövidebb és a fiatal löszök tömörödése épphogy elkezdődött. Ezeket a momentumokat a szakirodalmi adatok újraértékelésekor célszerű figyelembe venni. 5.2. Idő- és klímaskálák, üledékképződési ritmusok Az elmúlt 20 évben a korszerű negyedidőszak-kutatási központok egyre gyakrabban folyamodnak olyan abszolút kronológiai módszerekhez, amelyeket egymással és a mélytengeri üledékek pl.: 018 izotóp, CaC0 3 %, plankton foraminifera tartalom, SST nyári és téli hőmérséklet izotermavonalainak nagyjából összevehető kilengéseivel, stb. lehet kapcsolatba hozni. A klímagörbék a Milankovic-Bacsák elméletben szereplőkhöz hasonló 23, 41 és 100 ezer éves főritmusok mellett a Brunhes és felső Matuyama periódusok nagyobb amplitúdóira, a hideg időszak 0,85 millió év előtti minimumaira, továbbá 2,2 - 2,4 millió év előtt a lehülésese periódusok kezdetére stb. utalnak. N. J. SCHACKLETON - N. O. OPDYKE (1973) a mélytengeri fúrások 018 izotóp váltakozásaiból idő- és klímaskálát alakított ki (37. ábra), és kezdett alkalmazni a negyedidőszaki szárazföldi üledékösszletekre is. J. FINK és G. KUKLA (1977) kezdeményezte az említett idő- és klímaskálák használatát az ausztriai Krems és a morvaországi Brno közeli Cerveny Kopec feltárásainak értelmezésére. A Brunhes kor 0,7 millió évére nyolc glaciális ciklust, az Olduvai eseményig 17 ritmust mutattak ki. Ezeket 108
összevetették a löszösszleteket megosztó, szám- és betűjelzéssel ellátott lösz és fosszilis talajösszletekkel, abból a meggondolásból kiindulva, hogy a klíma és az ősföldrajzi viszonyok a lemeztektonikai szempontból egyező helyzetű két feltárásban azonos típusú üledéket produkáltak. A ciklusok felső tagjait a Brunhes és a Matuyama felső szakaszokat a Jaramillo esemény végéig a Cerveny Kopec profilból, a Brunhes aljától az Olduvaiig pedig a Krems szelvényből azonosították. így löszök és eltemetett talajszelvények sorát mutatták ki, amelyeket a hasonló adottságú európai profilok üledékeinek kronosztratigráfiai párhuzamosítására használtunk fel. J. FINK és G. KUKLA nyomán a cseh-morvaországi szelvény a mendei felhagyott téglagyár rétegsorából a „Tápiósüly-Dunaújváros" és a „Mende-Basaharc" összlettel, valamint a paksi téglagyár idős löszével (würm-riss-mindel), az ausztriai Krems és Stranzendorf profilok pedig a „Dunaföldvár" formációval (günz-donau-biber) vethetők össze (38. ábra). G. KUKLA (1975, 1977) a Brunhes szakaszra eső 8 glaciális ciklust A-tól visszamenőleg T-ig, a közbülső 9 interglaciálist I-IX-ig, az utolsó egymillió év 10 glaciálisát B-K-val és a 11 köztes időszakot - Jaramillo normális polaritású korig - I-XI-el jelöli (39. ábra). Ez a kronosztratigráfiai osztályozás - a hozzátartozó, 018 izotópvizsgálatokkal rögzített eseményekkel - munkahipotézisként alkalmazható a magyarországi löszprofilok tagolására mindaddig, amíg kellő számú, a pontosítást lehetővé tevő műszeres korvizsgálati adat nem áll rendelkezésünkre. Terepi tapasztalataink alapján azt is feltételezzük, hogy az elmúlt évtizedek kronosztratigráfiai elképzelései - bár a hazai lösz- és teraszszelvények egymásközti összevetésére, azonosítására sok esetben megfeleltek - az abszolút időtartamok megállapítására nem alkalmasak. így, bár az általánosított hazai löszprofilt továbbra is a korábbi évtizedekben vizsgált jellemző löszszelvényeket tagoló fosszilis talajok összevetése alapján kell levezetni, de a külföldön végzett TL elemzések, valamint a nemzetközi tapasztalatok alapján megkísérelhető újabb kronosztratigráfiai felvázolás is. Ez az idő- és kőzetrétegtani skála a löszösszletek és a fiatal (I-IV.) teraszok helyzetének átértékelt megértéséhez ma már nélkülözhetetlen.
109
37. á6ra. Pleisztocén idő- és klímaskála (N. J. Schackleton - N. 0. Opdyke, 1973) fig. 3 7. Pleistocene chronological and climatic scale (TV. J. Shackleton - N. O. Opdyke 1973)
110
38. ábra. Stranzendorf idő- és rétegszelvénye (J. Fink, G. Radeber, A. Kozi, 1977) fig. 38. Chronostratigraphical profile of Stranzendorf (J. Fink, G. Radeber, A. Kozi, 1977) 111
39. ábra. Tápiósüly - Mende - Paks - Dunaföldvár - Pécs Pv fúrás - Cerveny Kopec Krems - Stranzendorf rétegsorainak összevetése (Hahn Gy. 1989) fig. 39. The comparsion of the stratigraphic layers of the Tápiósüly - Mende - Paks Dunaföldvár - Pécs Pv boring - Cerveny Kopec - Krems - Stranzendorf profiles (Gy. Hahn 1989) 112
The principles of the new (1989) chronostratigraphical classification of the Hungarian loess and terraces, (summary) The chronostratigraphy of the Hungarian river terraces were based on the studies of Pécsi, M. (1957, 1959) along the Danube:
terrace La Lb. H.a. Il.b. III. IV.
age Upper Holocene Lower Holocene Wurm Riss Lower Riss?, Mindéi? Mindéi? Günz?
This classification was the basis for the age determination so far. Since 1965, the researchers of the INQUA Loess Committee have presumed the older-than-Holocene Hungarian terraces and the covering loess strata one age class older than its most recent classification. The age determination of the travertine pans formed on the top of the terraces (Gerecse, Budai-Mountain) supports this idea as well. The profiles from Central-, Eastern-, and Southern Europe, China and New Zealand, which were used to backup this idea, are presented in this paper. The most recent results of the Hungarian and International researches is summarized in the Figure 39, where a comparison of the age of terraces and loess profiles from Hungary and some Central European loess profile is presented. Irodalom AN ZHISHENG - LU-YANCHOU (1983): A climatostratigraphic subdivision of late pleistocene strata named by Malan formation in North China. BORSY Z. - FÉLSZERFAL VY J. - SZABÓ P. (1979): Thermoluminescence dating of several layers of the loess sequences at Paks and Mende (Hungary). Studies on Loess, Akadémiai Kiadó, Budapest, 451-461. BRONGER, A. - HARDICH, F. (1969): Le loess du Sud-Ouest de l'Allemagne. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 23-29. BRONGER, A. (1987): Pleistocene climatic changes and landscape evolution in the Kashmir Basin, India: Paleopedologic and Chronostratigraphic Studies. Quaternary Research 27., 167-181. BRUNN ACKER, K. (1969): Rhénanie moyenne du Nord et Basse Rhénanie. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 119-127. BULLA B. (1934): A magyarországi löszök és folyóteraszok problémái. Földrajzi Közlemények 62., 136-149. BULLA B. (1937-1938): Der pleistozäne Löss im Karpathenbecken, I-1II. Földt. Közl. 67 (7-9): 196-215, (10-12): 189-309, 68 (1-3): 33-58. BULLA B. (1941): A Magyar medence pliocén és pleisztocén teraszai. Földr. Közl. 69., 198-230. BUTRYM, J. - MARUSZCZAK, H. (1984): Thermoluminescence chronology of younger and older loesses. Lithology and Stratigraphy of Loess and Paleosols, INQUA, Xith Congress. 195. CHOLNOKY J. (1925): A folyóvölgyekről. Mat. Term. Tud. Ért. 42., 101-110. CONEA, A. (1969): Profils de loess en Roumanie. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA, 127135.
113
DERBYSHIRE, E. (1984): Granulometry and fabric of the loess at Jiuzhoutai, Lanzhou, People's Republic of China. Lithology and Stratigraphy of loess and Paleosols, INQUA, Xith Congress, 95. DODONOV, A. E. (1984): Stratigraphy and correlation of Upper Pliocene-Quarternary deposits of Central Asia. Lithology and Stratigraphy of loess and Paleosols, INQUA, Xith Congress, 201. FINK, J. (1965): Die Subkomission für Lösstratigraphie der Internationale Quarter-vezeingung. Eiszeitalter und Gegemart. 16., 264-275. FINK, J. (1969): Le loess en Autriche. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 17-23. FOTAKIEVA, E. - MINKOV, M. (1969): Le loess en Bulgarie du Nord. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 59-67. GÁBORI M. (1965): Paleolitikus löszleleteink kultúra- és kormeghatározásnál. Archeológiai Ért. 99-103. GÓCZÁN L. (1955): A Szentendrei-sziget geomorfológiai fejlődéstörténete. Földrajzi Ért. 301-318. HAHN GY. (1972): Tata környékének geomorfológiai képe. Földr. Ért. 21., 389-408. HAHN GY. (1975): A magyarországi hegységelőtéri, dombvidéki és medencebeli löszök és löszszerű üledékek morfogenetikája és kronológiája. Kandidátusi ért. HASSINGER, F. (1905): Zur Frage der alten Flussterzassen bei Wien. Mitt. Geogr. Geselbschaft. Wien HENNIG, G. J. - GRÜN, R. - BRUNNACKER, K - PÉCSI M. (1983): Th 230/U234 sowie ESR-
Alterbestimmungen einigen Travertine in Ungarn Eiszeitaltern Gegenwart. 9-19. JANEKOVIC, G. (1969): Observations en Espagne et en Grece. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 67-71. JÁNOSSY D. (1979): A magyarországi pleisztocén tagolása gerinces faunák alapján. Akadémiai Kiadó, Bp. 206. KÉZ A. (1934): A Duna visegrádi áttörése. MTA Matematikai és Természettudományi Értesítő. 713-1751. KRETZOI M. (1953): A negyedkor taglalása gerinces fauna alapján (Quaternary geology and the Vertebrate fauna). Acta Geol. 2., 1-2, 67-76. KRETZOI M. (1955): Adatok a Magyar-medence negyedkori tektonikájához. (Daten zur Quartertektonik des ungarischen Beckens). Hidrol. Közl. 35., 44. KRETZOI M. - VÉRTES L. (1965): Upper Biharian (Intermindel) pebble industry occupation site in Western Hungary. Current Anthropology 6., 74-87. KROLOPP E. (1977): Middle Pleistocene mollusc fauna from Vértesszőlős campsite of prehistoric man. A vértesszőlősi ősemberi lelőhely középső pleisztocén mollusca faunája. Földr. Közl. 25., 188-211. KuKLA, G. (1975): Loess stratigraphy of Central Europe. In: Butzer, K. W. - Isaac, G. LI. (eds): After the australopithecines. The Hague, Paris. Mouton Publ. 99-188. KUKLA, G. (1977): Pleistocene land-sea correlations. Earth-Sci. Reviews. 13., 307-377. LAUTRIDOU, J. P. (1969): Le loess dans l'Ouest de la France. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 79-91. LAZARENKO, A. A. (1984): The loess of Cental Asia. In: Velichko, A. A. (ed.): Late Quaternary environments of the Soviet Union. University of Minnesota Press, Minneapolis 125-131. LÓCZY L. (1913): A Balaton környékének geológiája és morfológiája. Magyar Földrajzi Társaság Balaton-Bizottság, Budapest, 617. MARKOVIC-MARJANOVIC, J. (1969): Les profils de loess du bassin pannonique, région classique du loess de Yougoslavia. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 99-101. MILNE, J. D. G. - SMALLEY, I. J. (1980): Loess deposits in the southern part of the North Island of New Zealand: an outline stratigraphy. Studies on Loess. Akadémiai Kiadó, Budapest, 197-205. MOJSKI, J. E. (1969): Le loess en Pologne. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 105-111. MOTTL M. (1942): Adatok a hazai ó- és újpleisztocén folyóteraszok emlősfaunájához. (Beitrage zur Saugetierfauna der ungarischen alt- und jungpleistozanes Flußterassen). MAFI Évk. 36., 71-125
114
OBRUCHEV, V. A. (1911): K voprpsy o proiskhozhdenii lessa (v zashchitu eolovoi gipotery). Izv. Tomsk. Tekhn. Inst. T. 33, 38 str. si. tabl. OLSON, C. G. - RUHE, R. V. (1980): Loess Dispersion Model, Southwest Indiana, U.S.A. Studies on Loess. Akadémiai Kiadó, Budapest, 205-229. PAAS, W. (1969): Le loess de Basse Rhénaine. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 29-33. PÉCSI M. (1957): A magyarországi Duna-teraszok párhuzamosítása a Bécs környéki és a vaskapui teraszokkal. Földr. Közi. 5., 259-282. PÉCSI M. (1959): A magyarországi Duna-völgy kialakulása és felszínalaktana. (Entwicklung und Morphologie des Donautales in Ungarn). Akadémiai Kiadó, Budapest, 344. PÉCSI M. (1965): Der Lössaufschluss von Basaharc. A basaharci löszfeltárás. Földr. Közi. 13., 346-365. PÉCSI M. (1985): Loess and the Quaternary. Studies in Geography in Hungary. 18., 125. PÉCSI M. (1988): The loess-paleosol and related subareal seqence in Hungary. Geojournal. 15., 151162, 165-178. PÉCSI M. - OSMOND, J. K. (1973): Geomorphological position and absolute age of the settlement at Vértesszőlős of the lower paleolithic prehistoric man in Hungary. IX. Cong. Intern. Union of Quaternary Res. Abstracts. Christchurch, New Zealand. 283-284. PÉCSI M. - PÉCSINÉ DONATH É. (1959): Elemző módszerek alkalmazása a geomorfológiai kutatásban. Földr. Ért. 8., 2. PENKOV, A. V. (1978): Paleomagnitie repery v pliocenechet vertichnykk tolschakk yuzhnogo Tajikistanov. In boundary between the Neogene and Quaternary system. Nanka. Moszkva. PEVZNER, M. A. - PÉCSI M. (1974): Palomagnetizm i stratigrafija lessovo-pochvennyh otlozhenij Vengrii. Bjulleten Komissii po izucheniju chetvertichongo perioda. 50., 24-34. PEWÉ, T. L. (1984): Quaternary geology of Alaska. 145. RÓNAI A. (1985): Az Alföld negyedidőszaki földtana. (The Quaternary of the Great Hungarian Plain). Inst. Geol. Hung. Budapest. 436. SCHEURER GY. - SCHWEITZER F. (1988): A Gerecse és a Budai-hg. Édesvízi mészkőösszletei. Akadémiai Kiadó, Budapest SCHWARZ, H. P. - LATHAM, A. G. (1984): Uranium series age determination of travertines from the site of Vértesszőlős, Hungary. Journ. Of Archeological Science. 11., 327-336. SHACKLETON, N. J. - OPDYKE, N. D. (1973): Oxygen isotope and paleomagnetic stratigraphy of equatorial Pacific cores V28 - 238: oxygen isotope temperature and ice volumens on a 100 000 year- 1 000 000 year scale. Quaternary Research. 3., 39-55. SZÁDECZKY-KARDOSS E. (1939): A Gerecse hegység magas teraszairól. Földt. Közi. 69., 279-290. TUNGSHENG, LIU - AN ZHISHENG (1982): Aeolian processes and dust montles (loess) in China. YAALON, D. H. - DAN, J. (1974): Accumulation and distribution of loess-derived deposits in the semidesert and desert fringe areas of Israel. Zeitschrift für Geomorphologie. N. F. Suppl. 20., 91-105. VEKLICH, M. F. (1969): La stratigraphie des loess d'Ukraine. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 145-151. VELICHKO, A. A. (1969): Les traits essentiels de la stratigraphie des loess de la plaine d'Europe Orientale. La stratigraphie des loess d'Europe, INQUA. 160-165. VÉRTES L. (1964): Az őskőkor és az átmeneti kőkor emlékei Magyarországon. A magyar régészet kézikönyve 1. Akadémiai Kiadó, Budapest. 385. WINTLE, A. G. (1987): Thermoluminescence dating of loess sections: A re-appraisal. Aspects of Loess Research.
115
