A TAPOLCAI-MEDENCE TANÚHEGYEINEK GEOMORFOLÓGIAI VIZSGÁLATA TÉRINFORMATIKAI MÓDSZEREK SEGÍTSÉGÉVEL
SZAKDOLGOZAT A FÖLDTUDOMÁNY ALAPSZAK GEOGRÁFUS SZAKIRÁNYÁN
KAPRONCAI MELINDA Témavezet : Dr. Karátson Dávid Konzulens: Kósik Szabolcs
Eötvös Loránd Tudományegyetem Földrajz- és Földtudományi Intézet Természetföldrajzi Tanszék Budapest 2010.
2
Tartalomjegyzék 1. Bevezetés .........................................................................................................3 2. Kutatástörténet ..............................................................................................4 3. Földtani háttér................................................................................................6 3. 1. A Kárpát-medence kialakulása és neogén vulkánossága .................6 3. 2. A vizsgált terület felszínfejl dése a vulkánosság tükrében ..............9 3. 2. 1. Bazaltvulkánosság a Balaton-felvidéken...............................9 3. 2. 2. Vulkánosság utáni felszínfejl dés..........................................13 4. A vizsgált tanúhegyek földtani felépítése.....................................................15 4. 1. Tóti-hegy ...............................................................................................15 4. 2. Gulács....................................................................................................16 4. 3. Badacsony .............................................................................................17 4. 4. Csobánc.................................................................................................18 4. 5. Szent György-hegy ...............................................................................19 4. 6. Haláp .....................................................................................................20 5. Módszerek.......................................................................................................22 6. A tanúhegyek geomorfológiai vizsgálata .....................................................23 6.1. Maar-diatréma vulkánok .....................................................................23 6.2. Kürt kitöltések......................................................................................29 6.3. A tanúhegyek korának és morfológiájának kapcsolata ....................31 8. Összefoglalás...................................................................................................32 Köszönetnyilvánítás ...........................................................................................33 Irodalomjegyzék.................................................................................................34 Internetes hivatkozások.....................................................................................37
3
1. Bevezetés Szakdolgozatom témája a Tapolcai-medencét körülölel
tanúhegyek
(Haláp, Csobánc, Tóti-hegy, Gulács, Badacsony és Szent György-hegy) vulkánosságának és felszínfejl désének bemutatása, az erózió által pusztított hegyek különböz
alak (kúp vagy koporsó), magasság és kor szerinti
összehasonlítása. Azért választottam ezt a témát, mert – mint helyi lakost – engem is érdekel, hogyan, milyen körülmények között születtek meg, és a további évmilliók során miként alakult e hegyek felszíne! A Tapolcai-medence a Balaton-felvidék nyugati részén helyezkedik el. A hivatalos tájbeosztás szerint a keleti oldal tanúhegyei (pl.: Gulács) – mint önálló kistájak – a Bakonyvidékhez, a sz kebb értelemben vett Tapolcai-medence – a Balaton-medence középtáj részegységeként – a Dunántúli-dombsághoz tartozik (BUDAI
ET AL.
2002, FUTÓ 2003). A Tapolcai-medence valójában félmedence,
felszíne déli irányban enyhe lejtéssel a Balaton vízszintje alatt folytatódik (FUTÓ 2003). A határt itt mindig a szárazföld/víz választóvonala jelenti, keleten a Kálimedence peremhegyei (Kopasz-hegy, Örsi-hegy), nyugaton a Keszthelyi-hegység, északon pedig a Déli-Bakony zárja. A medence területének egy része az 1997-ben létrejött Balaton-felvidéki Nemzeti Park része (PETRÓCZI 1999). Szakdolgozatom célja, hogy megvizsgáljam, milyen geomorfológiai viszonyok jellemezték és jellemzik ma a tanúhegyeket, különös tekintettel az egyes hegyek vastagság(magasság)-viszonyaira
és
a
feküszinthez
képesti
helyzetükre.
Vizsgálataimhoz és azok szemléletesebbé tételéhez térinformatikai módszereket alkalmaztam.
4
2. Kutatástörténet A dunántúli bazaltvulkanizmusról évr l-évre gyarapodnak ismereteink, hiszen a mai kutatásoknak köszönhet en az itteni t zhányók egyre több titkára derül fény. Már a XIX. században is jelentek meg tudományos közlések e területtel kapcsolatban, mivel sok kutatót érdekelt a medence és tanúhegyek kialakulásának módja és ideje. Számos vita alakult ki a bazaltok és az alatta lév üledékek értékelésér l és koráról is. Az 1800-as évek vége felé el ször Böck János, majd kés bb Halaváts Gyula, L renthey Imre és Vitális István is az smaradványok vizsgálata és a rétegek települési helyzete alapján próbálták meghatározni a bazaltfekü korát, melyet aztán Vitális fels pannon korúnak ítélt (VITÁLIS 1904, GÓCZÁN 1960). Kormos Tivadar a mészkövek fels szintjének korát – szintén smaradványok vizsgálata alapján – az alsó pleisztocénre tette (GÓCZÁN 1960). Kés bb id. Lóczy Lajosnak és Cholnoky Jen nek köszönhet en megszülettek értekezések is.
a
Tapolcai-medence
geomorfológiájáról
szóló
részletesebb
k pliocén végi sivatagi deflációval magyarázták a terület
kialakulását. Kés bb Bulla Béla kutatásai a pleisztocén jégkorszakok hideg-száraz periglaciális sztyepp-éghajlatának id szakaira utaltak (BULLA 1943, GÓCZÁN 1960), amit fúrási, paleontológiai, geológiai és teraszmorfológiai eredményekkel igyekezett alátámasztani. Bulla, és kés bb BORSY Z. és társai (1987) a medence kialakulásában nem kizárólag a defláció szerepét emelték ki, hanem folyóvízi és areális eróziót, valamint jégkorszaki talajfolyásokat és szoliflukciót, amelyeknek a nyoma jól látható a tanúhegyek agyaglejt in is. Ezzel a szoliflukcióval magyarázható az is, hogy itt nem képz dött lösz (BULLA 1943). Góczán László a bazalthegyek oldalában 180-200 m-es szinten lév pleisztocén korú folyóvízi kavics vizsgálatára helyezte a hangsúlyt, melynek maximális vastagsága 25 m és egy fehéres szürke, csillámos pannóniai homokrétegre rakódott le. Ilyen kavicsréteg máshol is megfigyelhet , pl. a Szent György-hegyet körülvev
berek t zegje alatt 1-1,5 m mélyen, valamint a
5
Lesence-patak völgytalpán Uzsáig. Lóczy – és kés bb Cholnoky is – alsópannon tengeri üledéknek vélte a kavicsösszletet, és úgy gondolta, hogy a tanúhegyeket körülvev
kavicslepel a hegy alatt is folytatódik, valamint, hogy az uzsai
pannóniai agyag erre települt (CHOLNOKY 1936). Góczán (1960) ezt az állítást cáfolta, valamint bebizonyította, hogy az agyagréteg nem települt kavicsra, hanem a Lesence-patak alámosta a völgyoldalt, és kavicsot rakott le a magasabban fekv tömegekb l az alámosott agyag lejt jére. A berek alatti kavics pedig nem folytatódik a tanúhegyek alatt, csak körülveszi azokat. A Tapolcai-medence déli, lezökkent részébe hordták be és terítették szét a kavicsot a magasabb szinten lerakódott régebbi kavicshordalékból a medence patakjai (Lesence-, Viszló-, Eger-patak). Góczán el tt már Szádeczky-Kardoss Elemér is felismerte, hogy ezek a Lesence-völgyi kavicsok nem tengeri, hanem folyami hordalékok, melyet a Kisalföld fel l, a Bakonyon átfolyó si Duna szállított (BULLA 1943, GÓCZÁN 1960). Ezeket azonban semmilyen adattal, sem érvekkel nem igazolta. Kés bb Góczán László egy, a területen áthaladó
sfolyót (esetleg az
s-Dunát)
feltételezett, amely 180 m tengerszint feletti magasságig erodálhatta a bazalttal nem védett pannóniai felszínt. Az sfolyók utáni f felszínalakító tényez nek a glaciális defláció mellett – hasonlóan, mint Bulla – a szoliflukciót tekintette, melynek kialakulását a Balaton-medence süllyedésével magyarázta. Az újabb vizsgálatok, különösen a radiometrikus kormeghatározások alapján a vulkanizmus f id szakát egyértelm en a pliocénra helyezhetjük. Ennek megfelel en az akkor uralkodó éghajlaton (pl. pliocén száraz, forró, sivatagi vagy félsivatagi klímán) zajló folyamatok jelentették a vulkáni hegyek, illetve a feküt képez
pannon üledékek els
felszínformálódását (vö. SCHWEITZER 2001,
KOVÁCS 2003). A
Tapolcai-medence
tehát
számos
környezeti
tényez
együttes
munkájának hatására jött létre, melyek közül fontos megemlíteni a Bakonyvidék alsó- és középs pleisztocén emelkedését is, amely a mai napig tart. Az emelkedés hatására gyorsabb lett a lepusztulás, a laza pannon homokot és k zetlisztet könnyedén erodálták a vízfolyások és a szél, azonban a kemény bazaltsapkák és vulkáni tufák helyenként megakadályozták az alattuk lév laza üledék elhordását (GÓCZÁN 1960, FUTÓ 2003).
6
3. Földtani háttér 3.1. A Kárpát-medence kialakulása és neogén vulkánossága A terület létrejötte évmilliókkal ezel tti földtörténeti eseményekhez köthet . A Kárpát-medence kialakulását a Tethys-óceán fejl dése szabta meg. Az események négy f tektonikai fázisra oszthatók (NEMERKÉNYI és MÓGA 2007). Az els Tethys-óceán ágainak felnyílása volt, mely a középs triásztól a középs juráig tartott, majd a mezozoikum végén ezen óceáni ágak bezáródása, egymásra tolódása, takaróképz dései határozták meg a szerkezetátalakulás második fázisát. A harmadik a paleocént l a kora miocénig tartott, mikor is a két legnagyobb lemeztömb – az Afrikai lemezr l származó ALCAPA, és az Európai lemezr l származó Tisza-Dácia – egymás mellé került a szintén afrikai eredet Adriai mikrolemez északi irányú mozgásának köszönhet en. A két tömb egymással ellentétes irányú forgó mozgást végzett, az északabbra elhelyezked ALCAPA az óramutató járásával ellentétes, míg a Tisza-Dácia azzal megegyez
irányba
forgott. A rotáció mellett azonban északkeleti irányba is mozogtak, présel dtek, a takarók red kbe gy r dtek, a t lük keletre lév
Magura-óceán pedig alájuk
szubdukálódott. Az alábukó lemez, magával húzta a már összeforrt ALCAPA és Tisza-Dácia tömböt, melynek hatására az megnyúlt, elvékonyodott, majd kialakult
egy
ív
mögötti
medence.
Az
elvékonyodott
medence
alatt
megemelkedett az asztenoszféra (szinrift fázis), ami aztán a fels miocénben h lni kezdett, majd visszasüllyedt magával húzva a medencét is. Ezt a passzív termális süllyedést posztrift fázisnak nevezzük, a kett
együtt adja a negyedik
szerkezetátalakulást, mely az neogénben zajlott le és létrehozta a bels -kárpáti süllyedéket, így a Kárpát-medencét. A neogén szerkezetmozgások hatására a Kárpát-medence egyes területein különböz vulkánosság zajlott le (1. ábra).
7
1. ábra: Különböz vulkánkitörések területi elhelyezkedése a Kárpát-medencében; Forrás: 1
A legintenzívebb id szak az ív mögötti medence tágulási id szakára, 21– 11 millió évvel ezel ttre tehet
(KARÁTSON 2009). Ez id
alatt szilícium-
dioxidban gazdag, savanyú magma került a felszínre, mely uralkodóan riolitosdácitos összetétel
volt. A nagyrészt robbanásos kitörések termékei f leg
ignimbritek, és azok áthalmozott változatai. E vulkánosság nyomai f leg a Kárpát-medence belsejében és peremén fordulnak el . Ezt a robbanásos vulkanizmust a hagyományos felosztás három rétegtani szintbe sorolta: alsó-, középs - és fels -riolittufa (KARÁTSON 2009). Dönt en a szubdukció hatására a Kárpátok bels
ívét létrehozva
intermedier (andezites) vulkanizmus jelent meg, amely kb. 16 millió éve vette kezdetét a Kárpátok nyugati részén (KARÁTSON 2009). Az el z ekben leírt savanyú vulkanizmussal folyamatos átmenetet képeztek, valamint ezeken a területeken is kimutathatóak eltemetett helyzet
vulkánok. Rétegvulkánjai
általában lávaárakból és piroklasztitból épültek fel. Néhány területen az andezites (dácitos) m ködés után kisebb nagyobb szünetekkel bazaltos vagy bazaltandezites magmák törtek a felszínre (KARÁTSON 2009). A kés bbiekben (10–0,5 millió év) jelent sen visszaesett a vulkáni m ködések intenzitása és megváltozott a magmák
8
kémiai összetétele is (HARANGI 2007). A megjelen
köpeny eredet
alkáli
bazaltos magmák a Kárpát-medence belsejében és peremi területein törtek a felszínre. El ször a nyugati részeken, a Grazi-medence környékén, majd egyre keletebbre egészen a Persányi-hegységig terjedtek (BALOGH et al.1990, SÁGI 2008). Ilyen bazaltvulkanizmus zajlott le még a Tapolcai-medencében, valamint a Marcal-medencében, a Tihanyi-félszigeten, a Déli-Bakonyban, a Nógrád– Gömöri-bazaltvidéken, a Bánságban és az Erdélyi-középhegységben is (HARANGI 2007, SÁGI 2008). E bazaltos kitörések eredetét sokféle módon magyarázták. Az egyik, hogy a neogénben a Kanári-szigetek környékén egy magas h mérséklet köpenycsóva nyúlványa 100 km-es mélységben a Kárpát-medence alá is elért. Ez a köpenyanyag
részben
megolvasztotta
az
ott
talált
k zeteket,
majd
a
nyomáscsökkenés hatására a keletkezett magma felszínre tört (FUTÓ 2003, HARANGI 2007). A másik feltételezés szerint, a szubdukció hatására történt extenzió során a megemelkedett asztenoszféra miatt – vagyis a szinrift fázisban – történt a magmatizmus, de ez sem valószín , mivel ez az alkáli bazaltvulkanizmus a medence posztrift fázisához köthet (HARANGI 2007). A harmadik elképzelés szintén a litoszféra elvékonyodásához köti a vulkánosság eredetét, mely elvékonyodás szívóhatást fejtett ki az asztenoszférában, így az Alpok alól nagyobb h mérséklet köpeny anyag áramlott fel, a nyomáscsökkenés hatására pedig részlegesen megolvadt (2. ábra) (HARANGI 2007). Akár kisebb mérték áramlásnál is megtörténhet a magmaképz dés, mivel a fels köpeny illótartalmú k zeteket is tartalmazhat, melyek kisebb olvadáspontjuk miatt hajlamosabbak az olvadásra.
9
2. ábra: A földköpeny feláramlása a Kárpát-medence alatt; Forrás: Sági 2008
3.2. A vizsgált terület felszínfejl dése a vulkánosság tükrében 3.2.1. Bazaltvulkánosság a Balaton-felvidéken A Balaton-felvidék vulkanizmusának kezdete kb. 8 millió évvel ezel ttre tehet . A területen legalább 50 kitörési központ maradványa ismert. A bazaltvulkánok jelent s része freatomagmás kitörés eredménye, némelyik m ködése salakkúpok vagy lávatavak és völgykitölt lávafolyások keletkezésével zárult (BUDAI et al. 2002, NÉMETH et al. 2003, CSILLAG 2004). Els ként az akkori sekélytengeri, mocsaras környezet Tihany területén indult meg a vulkanizmus (2), BUDAI et al. 2002). Sok kutató foglalkozott már a terület geológiájával, melyek közül például id. Lóczy Lajos eredményei több évtizedre meghatározóak voltak (NÉMETH 2000). Az 1950–60-as évek földtani térképezései során felismerték, hogy a tihanyi vulkanitok egy egységes svulkán m ködése során jöttek létre, valamint, hogy ezek a vulkanitok a félsziget északi részén félkör alakban helyezkednek el (BUDAI et al. 2002, NÉMETH 2000).
10
Az újabb vizsgálatok alapján a Tihanyi-félsziget vulkáni képz dményeit két típusba sorolják (NÉMETH 2000). Az egyiket a Barátlakások 40 m magas rétegsoraiban figyelhetjük meg legjobban, ez ugyanis sok, mélyb l felszakított, nem vulkáni úton képz dött k zetzárványt tartalmaz, melyek eredetét alapi torlóárak m ködésével, vagyis freatomagmás kitörésekkel magyarázhatjuk (BUDAI et al. 2002). A feltárásban látható plasztikusan deformált, elnyúlt formák, és ezek bezsákolódásai a korábban lerakódott üledékbe, az alapi torlóár magas nedvességtartamára engednek következtetni, valamint ezt bizonyítják az úgynevezett akkréciós lapilliban gazdag rétegek is (NÉMETH 2000). Ezek még a lerakódás el tt, a kitörési felh ben képz dtek, úgy hogy a kicsapódó nedvesség a finom vulkáni port koncentrikusan növekv golyókká tapasztotta össze (BUDAI ET AL.
2002). A másik típus az el z felett, vagy a félsziget belsejében, illetve az
északi részeken figyelhet meg. Jellemz rájuk, hogy sok vulkáni eredet bombát, valamit a finom hamuból koncentrikusan összetapadt lapillit tartalmaznak. Itt f ként Stromboli típusú kitörések voltak, de néha felfedezhetünk id szakos m ködés , Hawaii típusú lávaszök kutakat is (NÉMETH 2000). A kitörések ezen a területen tehát er s explózióval kezd dtek. A bazaltos magma a felszín felé haladva vízzel vagy vízzel telített üledékkel találkozott, így a hirtelen g zképz dés miatt Surtsey típusú freatomagmás kitörés következett be (NÉMETH 2000). Miután egyre sekélyebb mélység ek voltak a kitörések, és a küls víz is kezdett megfogyatkozni, az alapi torlóárak „szárazabbak” lettek, majd a kés bbiekben – újra nagy mélységben bekövetkezett explózió hatására – maarok keletkezek. A vulkánosság végül Stromboli típusú kitöréssel zárult, ezzel egy id ben indulhatott meg a hévforrás-tevékenység is, amely létrehozta a mai gejziritkúpokat (NÉMETH 2000). A Tihanyi vulkánkitörésekkel egy id ben több kisebb kitörés ment végbe a Balaton-felvidéken, például a Halom-hegyen, K -hegyen és Hegyes-t n is. Ez utóbbi egy bazaltlávak zettel kitöltött kürt roncs, azaz egy neck (BUDAI et al. 1999, BUDAI et al. 2002), melynek felét a korábbi bányászat során lefejtették, mára természetvédelmi bemutatóhelyet alakítottak ki belsejében. 3–4 millió éve a Káli-medence vulkáni felépítményei is freatomagmás kitörésekkel kezdték meg m ködésüket, mára a természeti er k eróziós
11
munkájának hatására csak roncsaik rz dtek meg. A legnagyobb a Fekete-hegy, mely több kitörési központból épült fel. A hegy peremét egykori lávatavak, lávafolyások anyaga alkotja, míg a tufagy r mára teljesen lepusztult (CSILLAG 2004). A bazalt itt sötétszürke, tömött szövet
és helyenként folyásirányban
megnyúlt hólyagok figyelhet k meg benne. A vulkanizmus itt is Stromboli típusú kitörésekkel zárult, amit a hegy fennsíkjából 90 m-re kiemelked Boncos-tet salakkúpja bizonyít (CSILLAG 2004). A Fekete-hegyt l nyugatra található a Kopácsi-hegy, amely egy ép körvonalú, de er sen lepusztult salakkúp (CSILLAG 2003). Ezt tekintélyes vastagságban vulkáni bombák és bazaltsalak építi fel. A medence és talán a Balaton-felvidék egyik legjobban meg rz dött kráterét is itt találjuk, melyben ma a Füzes-tó helyezkedik el (NÉMETH et al. 2003b, CSILLAG 2004). A Káli-medence legnyugatibb vulkáni eredet hegye a Hajagos, melynek bányájában a kb. 10 m vastag egykori lávafolyások szerkezete igen jól tanulmányozható. Uralkodóan lávak zetek építik fel, peperites szerkezete a láva vízbe vagy nedves térszínre való kiömlésére, konszolidálatlan üledékkel való keveredésére utal (CSILLAG 2003). Szintén ezt bizonyítják a g zbuborékok is, melyek felnyomták a lávát, ezeket tumulusnak nevezzük. Innen délre található a Harasztos-hegy, mely a Balaton-felvidék egyik legkisebb diatréma-maradványa. Piroklasztit k zete durvaszemcsés, gyengén rétegzett lapillitufa, mely csekély arányban pannon üledéket tartalmaz. Az ezen a rétegen áttört bazaltláva szabálytalan alakú oszlopai maximum 10–15 cm átmér j ek (CSILLAG 2003). A Tapolcai-medence kialakulása a neogén elejére tehet , amikor is az alapvet en
horizontális
eltolódásokat függ leges
mozgások, valamint a
kompressziós er teret a miocén közepén tágulás váltotta fel. Ekkor a Bakony, a Keszthelyi-hegység és a Balaton-felvidék ellentétes mozgásainak hatására kitágult térségben – észak-dél irányú törések mentén – kb. 200 m-t süllyedt a talapzat, mely aztán neogén üledékekkel tölt dött fel (FUTÓ 2003). Eleinte kavicsos, karbonátos-durvatörmelékes, és agyagos, finomtörmelékes anyagok rakódtak le, attól függ en, hogy nyílttengeri vagy a szárazföldekhez közelebbi területekr l
12
származtak-e. Kb. 14 millió éve a Tapolcai-medence rövid id re szárazulattá vált, de a szarmata korszakban ismét el renyomult a tenger, szarmata mészk rakódott le, melynek az országban itt található a legösszefügg bb el fordulása (FUTÓ 2003). A kés
miocénben újabb földszerkezeti mozgások hatására a Kárpát-
medence területén süllyedékek jöttek létre, így a térséget újra elöntötte a tenger, létrehozva a Pannon-tengert, melyet a körülötte emelked Alpok és Kárpátok fokozatosan elzárt a nyílt tengert l, valamint a hegységekb l beöml folyóvizek egyre jobban kiédesítettek. Ekkor a Keszthelyi-hegység, a Bakony és a Balatonfelvidék szigetként emelkedtek ki a Pannon-tóból, a miocén végére szinte teljesen feltölt dött a tómedence az ezekr l származó nagy vastagságú agyagos, homokos, kavicsos üledékekkel (BUDAI et al. 2002, FUTÓ 2003). A Tapolcai-medencében szintén fluviolakusztrikus környezetben indult meg a vulkánosság kb. 6 millió évvel ezel tt (PÉCSKAY 2002, HARANGI 2007). Ekkor, a pannon végi újabb kéregmozgások hatására hasadékok mentén tört felszínre a magma. A terület vulkanizmusa freatomagmás, Surtsey típusú kitörésekkel kezd dött, amit a magma mocsári környezettel és a medence alatt kis mélységben fekv karszt- és hasadékvízzel való érintkezése váltott ki (FUTÓ 2003, NÉMETH et al. 2003a). Ennek bizonyítéka a tanúhegyek tufáiban lév vulkáni üvegszilánkok mikrorepedéses szerkezete, ami a küls víz hatására történt hirtelen h lés eredménye (BUDAI et al. 1999, NÉMETH et al. 2003a). A vulkáni központok piroklasztitjában talált járulékos litikus anyagok, és azok mennyisége a robbanások mélységére, maar-diatréma jelleg vulkanizmusra utalnak (BUDAI et al. 1999, NÉMETH et al. 2003). A maar kráterek peremén 4-5 m vastag tufagy r keletkezett. Kés bb, a víz „elt nése” után a kitörések enyhébbek lettek, az intenzív robbanásos vulkáni tevékenységet effúzív kitörések váltották fel. A tufagy r mintegy gátat képezve megakadályozta a bazaltos láva szétterülését, így gyakran lávatavak jöttek létre. A tanúhegyek tetején lév
salakkúpok és
lávafröccskúpok arra engednek következtetni, hogy a vulkánosság enyhébb, Stromboli vagy Hawaii típusú kitörésekkel zárult (NÉMETH et al. 2003a, BUDAI et al. 1999), majd a kés bbi erózió hatására alakult ki a tanúhegyek mai formája. (3. ábra).
13
3. ábra: A koporsó alakú tanúhegyek általános felépítése a Szent György-hegy példáján (saját szerkesztés, 1:10 000-es méretarányú bedigitalizált topográfiai térképb l készített DEM alapján)
3.2.2. Vulkánosság utáni felszínfejl dés A pannon üledékre kb. 100 m vastagságban kiömlött bazaltos láva megszilárdulva kemény véd burkot vont az alatta lév
lazább üledékek fölé,
megvédve azt a lepusztulástól és meg rizve a térszín egykori magasságát. A pliocénben az éghajlat egyre szárazabb lett, félsivatagi éghajlat alakult ki, melynek bizonyítékai a Tapolca környékén talált sarkos kövek (SZÉPLIGETI 2007). Ebben a száraz meleg klímában a szél ereje meghatározó volt. A kopár térséget ekkor még a növényzet sem nagyon védte, így csak a bazaltos sapkák nyújtottak védelmet az alattuk lév
laza anyagok elhordása ellen. Mint a
kutatástörténetben említettem, id. Lóczy Lajos és Cholnoky Jen
e rétegek
lepusztulását csak a szélnek, Bulla Béla a víznek és a szoliflukciónak, míg Góczán László valamely
sfolyó, esetleg az
s-Duna pusztító erejének
tulajdonítja (GÓCZÁN 1960). Ezek az er k azonban nemcsak a pannon üledékeket támadták, hanem a kemény bazaltsapkákat is. Ezek kialakulását az jellemezte, hogy az egykori lávató felszíne gyorsan leh lt, jó h szigetel kérget alkotva az alatta még izzó olvadt k zettömegnek. A megszilárduló és összehúzódó lávában a térfogatcsökkenés miatt különböz irányú repedések keletkeztek. A fels néhány m rétegben oszloposság nem jött létre, hanem jóval kés bb nagyjából vízszintes pados elválás fejl dött ki, míg az alatta lév néha 50-60 m vastag láva függ leges
14
repedések mentén oszloposan vált el (FUTÓ, 2003). Ilyen oszloposságból alakultak ki – a küls er k (víz, szél, jég) által is átformálva – a Badacsony és a Szent György-hegy híres bazaltorgonái, az épebben megmaradt sokszöges elválás legszebb példáit pedig a Haláp hegy kibányászott kráterében figyelhetjük meg. A küls
er k pusztító erejének köszönhet en kialakult oszlopok egy id
után
derékba törtek vagy leomlottak, k zsákokat, k tengert hagyva maguk után (FUTÓ 2003). A hegyek nemcsak a természeti er knek vannak kitéve, hanem az ember romboló hatásának is, melyek közül a bányászat bizonyul a legpusztítóbbnak. Nyomát els sorban Halápon lehet megfigyelni, ahol az útépítésre szánt bazaltot, ami a hegy tet szintjét alkotja, szinte teljesen kibányászták (9. és 10. ábra). Az antropogén hatások közül a másik szembet n , beavatkozás a földm velés, sz l termesztés, amelyet már a középkor óta folytatnak a tanúhegyeken (FUTÓ 2003).
15
4. A vizsgált tanúhegyek földtani felépítése 4.1. Tóti-hegy A Tóti-hegy (346 m) a Tapolcai-medence keleti oldalán található. A medence tanúhegyei közül ez a legid sebb, 5,7 millió éves (PÉCSKAY 2002, FUTÓ 2003). Enyhén aszimmetrikus kúp alakja északi oldalán meredekebb, déli fele lankásabb (4. ábra). A hegy egy kürt kitöltés maradványa, tetejét oszloposan, illetve padosan elvált bazaltláva fedi. Feltártsági viszonyai gyengék, azonban megállapítható, hogy itt is úgy zajlott a vulkánosság, mint a Tapolcai-medence többi tanúhegyénél, azzal a különbséggel, hogy a bazaltos láva nem tudott a felszínre kerülni, a kürt ben rekedt és ott is szilárdult meg (FUTÓ 2003). A bazaltláva alatti tömeges lapillitufa rétegsor gazdag vulkáni üvegszilánkokban, amib l a vulkánosság kezdeti freatomagmás kitöréseire lehet következtetni (BUDAI et al. 1999, NÉMETH et al. 2003a). Emellett a terület piroklasztitjai igen sok, a köpenyb l és az alsó kéregb l származó zárványt is tartalmaznak (BUDAI et al. 1999.). A hegyet alig bányászták, oldalában szép hasadozott bazalt található.
4. ábra: Tóti-hegy aszimmetrikus kúpja ÉNy-i irányból nézve
16
4.2. Gulács A Gulács (398 m) a Tapolcai-medence keleti részén helyezkedik el, a Csobánc és a Badacsony között. Kora 3,65 millió év (PÉCSKAY 2002). Cukorsüveg alakja ugyanúgy, mint a Tóti-hegyé, aszimmetrikus, északi fele meredekebb, a déli pedig lankásabb. A Gulács is kürt kitöltés, tetejét oszlopos elválású bazalt fedi, az oszlopok között durvaszemcsés lapillitufa és összesült, salakos piroklasztit található, ami lávaszök kút-eredetre utal (NÉMETH et al. 2003a). Itt tehát a kezdeti freatomagmás és kés bb az enyhébb effúzív kitörések mellett még enyhébb Hawaii típusú kitörésekkel is számolnunk kell. A Gulácsot is érintették a múlt századi bányászat negatív hatásai, északi részén hatalmas darabokat termeltek ki bazaltjából (5. ábra).
5. ábra: Bányasebek a Gulács északi oldalán
17
4.3. Badacsony A Badacsony (438 m) a Tapolcai-medence legnagyobb tanúhegye térfogat és magasság szempontjából egyaránt (6. ábra). 3,59 millió éves, koporsó alakú hegy, mely észak-déli irányban enyhén megnyúlt (3, PÉCSKAY 2002). A medence déli részén magasodik, a Balaton két öble közé ékel dve. A vulkánosság itt is freatomagmás, Surtsey típusú kitöréssel indult meg, melyet a hegy kevés helyen fellelhet , kvarc-földpát homokkövet, olivin és piroxén xenokristályokat, valamint vulkáni üvegszilánkokat tartalmazó lapillitufája bizonyít (NÉMETH et al. 2003a). A gyenge feltártságú piroklasztitrétegek a k omlások miatt vastag törmelékkel vannak beborítva. Ezek a k omlások a fed
lávak zetb l
származnak, melybe két nagy bányát vájtak. E bányafalakat szemlélve észrevehetjük, hogy a Badacsony lávasapkájában hólyagüregzónák) találhatók, melyek
6. ábra: Badacsony a Szent György-hegyr l
tumulusok (buborék alakú
18
nedvesség hatására jönnek létre. Ezek arra utalnak, hogy a lávabenyomulás id szakosan, a tufagy r -képz dés közben történhetett, id t adva a víznek, hogy kitöltse a krátert, vagy a nedves vulkáni üledéknek, hogy összegy ljön az els lávafolyás tetején (NÉMETH et al. 2003a). A hegy lávasapkája tehát több lávafolyásból épült fel. A Badacsony teteje félkör alakú szerkezetet mutat, mely észak felé nyitott. Ez a szerkezet lávafröccsb l épül fel, az északi részen pedig egy salakkúp található (NÉMETH et al. 2003a). A vulkánosság tehát enyhe Stromboli és Hawaii típusú kitörésekkel zárult. Sz l sorai felett szürke bazaltorgonákat láthatunk, valamint a led lt, széttöredezett sziklákból, kialakult k tengereket és k folyásokat.
4. 4. Csobánc A Csobánc (376 m) a Gulácstól északra a Tapolcai-medence keleti részén helyezkedik el (7. ábra). Ez is koporsó alakú, de sokkal kisebb tömeg , mint a
7. ábra: Csobánc a Szent György-hegy irányából
19
Badacsony. A kitörések 3,42 millió éve kezd dtek, heves freatomagmás explózióval, melyet a vulkáni üvegben gazdag piroklasztitok igazolnak (PÉCSKAY 2002, NÉMETH et al. 2003a). A hegy bazaltjának alsó része egy lapillitufa rétegsor, a tetejét lávafröccs fedi, amibe bazalt dájkok nyomultak, mára oszlopos elválású bazaltként meg rz dve. A hegy tetején lév
lávakibukkanások még
mindig mutatják a salakos törmelék felismerhet körvonalait, ami azt jelenti, hogy a Csobáncon lávaszök kutak m ködtek, vagyis Hawaii volt a domináns kitörési típus, valószín leg a t zhányó m ködésének végs szakaszában (NÉMETH et al. 2003a).
4.5. Szent György-hegy A Szent György-hegy (415 m) a Tapolcai-medence központi részén, a Gulácstól nyugatra helyezkedik el (8. ábra). Hasonlóan a Badacsonyhoz ez is ko-
8. ábra: Szent György-hegy a Szigligeti várból
20
porsó alakú, valamint észak-déli irányban megnyúlt. Második legnagyobb tanúhegyünk 3,3 millió éve alakult ki (PÉCSKAY 2002). A freatomagmás kitöréseket bizonyító vulkáni üvegszilánkok itt is megtalálhatóak a hegy lapillitufa rétegeiben, amelyeknek szöveti jellemz i nagyon hasonlóak a badacsonyiakhoz (NÉMETH et al. 2003a). Az els
kitörések után kialakult
tufagy r be a vulkánosság enyhülése után dájkok és kisebb lávafolyások nyomultak be, kialakítva így egy lávatavat, amely lassú h lés hatására oszloposan vált el. A kés bbi erózióknak köszönhet en mára kialakultak a híres bazaltorgonák. A hegy tetején lév salakkúp Stromboli típusú kitörésekre utal, mely valószín leg a t zhányó m ködésének záró szakasza lehetett.
4.6. Haláp A Tapolcai-medence északi részén lév , mára lecsonkított, de eredend en koporsó alakú hegye a Haláp (9. ábra). Ez a medence legfiatalabb vulkanikus hegye, 2,94 millió éves (PÉCSKAY 2002). Hasonlóan az el z ekhez, az itteni piroklasztitegységek
is
tartalmaznak
vulkáni
üvegszilánkokat,
és
nagy
mennyiség litoklasztot is, melyek a fekü üledékes egységeib l származnak és a kezdeti freatomagmás kitörésekre utalnak (BUDAI et al. 1999, NÉMETH et al. 2003a). A láva és a piroklasztikus egységek közti határon peperites szerkezet látható. Ennek a jelenléte egy nedves és konszolidálatlan tefrát sejtet, amely a lávató képz dése el tt és közben is jelen volt (NÉMETH et al. 2003a). A múlt századi bazaltbányászat a Halápot érintette leginkább (10. ábra). Tetejét teljesen lefejtették, csak egy kis piroklasztitokból álló sánc és vékony lávaréteg maradt a hegy tet zónájában (NÉMETH et al. 2003a). A bányászat így lehet vé tette az egykori vulkán belsejének tanulmányozását, melyben kih lt lávató sokszöges elválású bazaltjait figyelhetjük meg.
21
9. ábra: A Haláp bányászat által megcsonkított alakja
10. ábra: Haláp eredeti alakja a bányászat kezdetén; Forrás: 4
22
5. Módszerek A tanúhegyek geomorfológiai vizsgálata során a terepi bejárásokat követ en ArcView GIS 3.3 programmal 1:10 000 méretarányú EOV térképekr l bedigitalizáltam a szintvonalakat. A kapott adatbázisból Surfer 8 program segítségével, krigeléssel digitális domborzatmodelleket állítottam el a vizsgált tanúhegyekre. A domborzatmodellekb l tömbszelvényeket és Excel program segítségével minden tanúhegyre É-D-i-, Ny-K-i-, ÉK-DNy-i és ÉNy-DK-i tájolású keresztszelvényeket állítottam el . A keresztszelvények magasság- és távolságadatbázisából lejt szögtáblázatokat készítettem, melyek segítségével meghatároztam a fekü-bazalt határt a lejt szög hirtelen megváltozásánál. Minden kitörésközpont esetében 8 ilyen pontot jelöltem ki, hogy ezeket átlagolva minél pontosabb értéket kapjak a pannon üledékek jelenlegi tengerszint feletti magasságára. Térképi szemléltetésükhöz – szintén Surfer 8 program segítségével – lejt szögtérképeket készítettem. Az ábrák feliratozásához és szebbé tételéhez Corel DRAW 12 programot használtam.
23
6. A tanúhegyek geomorfológiai vizsgálata 6.1. Maar-diatréma vulkánok A maar-diatréma vulkánok közé a vizsgált vulkáni központok közül a Badacsony, Szent György-hegy, Haláp és a Csobánc sorolható. Erre a morfológiai típusra jellemz , hogy m ködése során tufagy r , majd ezt kitölt lávató képz dött. A hegyek mai tet szintjét a lávató megszilárdulása nyomán képz d bazaltsapka alkotja. A bazalttakaró peremeinek eróziója révén meredek falakkal feltárul a bazalt h lése során kialakult oszlopos-sokszöges elválású k zet. Ezek képezik a tanúhegyek legmeredekebb lejt szög részeit. Az egykori lávatavak bazaltoszlopokkal határolt meredek, gyakran függ leges peremei mentén széles sávban a bazalt aprózódása során kialakult törmeléktakaró helyezkedik el. A vizsgálatba bevont kitörési központok morfológiai jellemz i a térinformatikai
módszerekkel
el állított
domborzatmodellek
segítségével
könnyebben megadhatók. A leglátványosabb különbségek a tanúhegyek méretében jelentkeznek (11. ábra). Els
ránézésre a Badacsonyon és a Szent György-hegyen találjuk a
legnagyobb terület
tet szinteket, a Badacsonyhoz széles kúplábi átmér
is
tartozik (12. ábra). A Szent György-hegyen ugyanez már nem mondható el, kúplábi átmér je a többi hegyhez viszonyítva nem túl széles. Az 11. ábrán ez másképp látható, aminek oka, hogy a tanúhegyek nem azonos irányú Badacsony, Csobánc, Haláp, Szent György-hegy
tszf (m) 450 400 350 300 250 200
Badacsony Csobánc Haláp Szent Györgyhegy
150 100
11. ábra: A maar-diatréma vulkánok morfológiai és méretbeli különbségei. A szelvény teljes hossza 3500 m.
24
keresztmetszeteit hasonlítottam össze. A Haláp eredeti tet szerkezete a Szent György-hegyhez hasonlíthatott, míg a hegylábi részek a Csobánccal hasonlatosak. Mára tetejét kibányászták, így a lejt viszonyait vizsgálva megállapíthatjuk, hogy csak a lankásabb hegylábi részek maradtak meg. A Csobánc is hasonló lejt viszonyokkal rendelkezik, néhány peremi területen vannak csak meredekebb részek. A Badacsonyon és a Szent György-hegyen a tet szintek pereme mindenhol meredek fallal zárul körbe. Ezek a részek f leg bazaltoszlopokat és bányákat jelölnek.
12. ábra: a koporsó alakú tanúhegyek digitális domborzatmodelljéb l levezett, színezett és magasságárnyékolt felülnézeti kép
25
13. ábra: A lejt k meredekségi viszonyai a koporsó alakú tanúhegyeken.
14. ábra: A Badacsony ÉK-DNy-i irányú metszetének lejt szögváltozás diagramja
26
A 13. ábrán a hegyek lejt viszonyai figyelhet k meg. Jól látható a lejt szögtérképeken, hogy a tanúhegyek tet szintjének, vagyis az egykori lávatónak a peremén találhatóak a legmeredekebb részek. Kivételt képeznek ez alól a Csobánc ÉNy-i és K-i lejt jén elhelyezked bányaterületek. A nagy, 40° feletti meredekséget a lejt szög-térképen piros, narancssárga és sárga színek jelölik, a piros színnel jelzett területeken gyakran függ leges térszínek is el fordulnak f leg a bazaltorgonákhoz és a bányafalakhoz köthet en. A 40°-nál kisebb meredekség térszíneket fehér és szürke színekkel ábrázoltam, ezeket a hegytet kön (lávatavak felszíne) és a kúplábakon találjuk (13. ábra). A terepbejárásaim alkalmával jól megfigyelhet volt, hogy bazaltoszlopok alatti területen, a lejtésviszonyok hirtelen megváltoznak, a lejt k lényegesen lankásabbá válnak. Mivel a bazaltnak és a feküjének (homokos üledékek) más az erózióval
szembeni
lejt szögváltozás
ellenállóképessége,
helyénél
található
a
feltételezhet , két
k zet
hogy határa.
a
hirtelen
A
hirtelen
lejt szögváltozás a keresztszelvényeken és a lejt szögtérképeken is jól megfigyelhet . A k zethatár pontos meghatározásához lejt szögváltozásdiagramot szerkesztettem, amely lényegében szelvény menti pontokhoz rendelt lejt szögadatokat tartalmaz (14. ábra). A keresztszelvények és a hozzájuk tartozó lejt szögváltozás-diagramok alapján – 8 irány mentén, illetve ezek átlagaként – meghatároztam az egyes vulkánok bazalt-fekük zet határának tengerszint feletti magasságát (1. táblázat). égtájak
Badacsony
Szent György-hegy
Csobánc
Haláp
É
305,6
274,7
286
276,7
ÉK
285
269
280,6
265,6
K
312,8
267
267,9
266,8
DK
266,6
257
269
246,9
D
285,5
266
296,6
267
DNy
282
260,9
266
259,7
Ny
287
268
252
280,6
ÉNy
286
266,8
255
273
átlag
288,8
266,2
271,6
267
1. táblázat: A vizsgált tanúhegyek bazalt-fekü határának tengerszint feletti magasság adatai az égtájak függvényében méterben megadva
27
A kapott bazalt-fekü határ adatok segítségével következtetni lehet az egyes kitörésközpontok krátereinek átmér jére (2 táblázat). A meghatározott átmér k
nyilván
csak
minimális
átmér knek
tekinthet k,
az
egykori
kráterperemek az általam meghatározott átmér t l nagyobbak lehettek. A kráterátmér k, a fekü-bazalt határ és a tanúhegy topográfiai viszonyaiból meghatározható volt az egyes lávatavak vastagsága és térfogata (2. táblázat, 15. ábra).
A bazalt térfogata
km3 0,800 0,700 0,600 0,500 0,400 0,300 0,200 0,100 0,000
Badacsony
Csobánc
Szent György-hegy
Haláp
15. ábra: A maar-diatréma típusú tanúhegyekre kapott bazaltsapkák térfogata
A bazaltvastagságok és a kráterátmér k alapján a maar-diatréma típusba sorolt tanúhegyek tovább csoportosíthatók. A Szent György-hegy és a Badacsony közel 150 méternyi csúcsi bazaltvastagságát annak tulajdonítom, hogy tufagy r n belül kialakult, kevésbé mély kráterben alakult ki a lávató. A felszín kiemelkedését követ lepusztulás után a peremek az ottani kisebb bazaltvastagság következtében gyorsabban és hatékonyabban pusztultak, mint a másik két vizsgált tanúhegy esetében (Haláp, Csobánc). Ennek következtében a Szent Györgyhegyen és Badacsonyon a kráterbels lávával kibélelt részének nagyobb része került a felszín fölé. A másik csoportba tartozó tanúhegyeknél jóval meredekebb falú kráter (diatréma) jöhetett létre a vulkáni m ködés következtében, így a lávató peremén kevésbé volt hatékony az erózió. Ennek tulajdonítom, hogy kisebb
28
bazaltvastagságok jellemzik a Csobánc és Haláp tet szintjeit. A kevésbé meredek kráterben (tufagy r ben) kialakult lávató peremeinek nagyobb mérték hátravágódásából következik, hogy a két maar-diatréma típusba tartozó vulkánok általam elkülönített két csoportjába tartozó eredeti kráterek átmér i közti különbségek még nagyobbak lehettek. Az általam kapott fekümagasság adatokat összemérve NÉMETH és társai (2003a) adataival jelent s eltéréseket tapasztaltam. Egyik esetben a korábbi adatok alacsonyabb tengerszint feletti magasságokat mutatnak az enyémekhez képest, a másik esetben magasabbat. Az el bbi a Badacsonyon, a Csobáncon és a Halápon, míg az utóbbi este a Szent György-hegyen figyelhet meg. Az alacsonyabb tengerszint feletti magasságokkal kapcsolatos eltérések többféle módon magyarázhatók. Fennáll a lehet sége, hogy a fekü-bazalt határt nem szálban álló bazalt magasságából, hanem annak aprózódott, és a tömegmozgások által alacsonyabb szintre került törmelékének tengerszint feletti magasságából határozták meg. Másrészt lehetnek parazitakürt k vagy telérek, amelyek a fekük zet alacsonyabb szintjeiben jelennek meg. A Csobánc esetében a nyugati oldalon 2 m-es eltérés van az általam kapott és a korábbi adatok között, de például a déli oldalon 290 m feletti bazalt-fekü határ került megállapításra.
Kor (Pécskay 2002) (millió év) Fekü tszf. (Németh et al. 2003b) (m) Számított fekü tszf. magasság átlaga (m) Átl. rekonstruált kráterátmér (m) A felszín feletti bazalt vastagsága (m) Térfogat (km3) 2.
táblázat:
A
vizsgált
Badacsony Szent György-hegy
Csobánc Haláp
3,59
3,3
3,42
2,94
200
300
250
200
288,8
266,2
271,6
267
1275,89
909,12
546,81
580,50
149,2
148,8
104,4
49,9
0,751
0,322
0,052
0,047
tanúhegyek
bazaltfeküjének
tengerszint
feletti
magasságának
összehasonlítása korábbi adatokkal, és az ebb l számított kráterátmér és térfogat adatok
29
A Szent György-hegyre a korábbi szakirodalom által megadott (NÉMETH et al. 2003a) 300 m-es bazaltfekü-magassághoz legközelebb es érték 274 m magasságnak adódott a hegy északi oldalán, a hegy többi lejt jén még alacsonyabban meghúzható bazalt-fekü határokat kaptam (1. és 2. táblázat).
6.2. Kürt kitöltések A vizsgált tanúhegyek közül a Gulács és a Tóti-hegy kis terület bazaltsapkáját az egykori vulkán kürt jében megszilárdult k zetnek tartják (NÉMETH et al. 2003b). Ezen kitörésközpontok vulkáni m ködésér l kevesebbet lehet tudni, mint a maar-diatréma típusú tanúhegyek esetében, mert a felszínen keletkezett vulkáni formák mára lepusztultak, s csak a szubvulkáni szint kis részlete tanulmányozható. Annyi azonban megállapítható, hogy a vulkáni m ködés effúzív szakaszához érve nem állt rendelkezésre olyan zárt mélyedés (kráter), melyben lávató kialakulhatott volna (Kósik Sz. [ELTE TTK] szóbeli közlése). A kürt kitöltések méretük alapján elkülönülnek az el z típusban leírt tanúhegyekt l. Lapos tet szintjük nem alakult ki, mivel nagy vastagságú lávatakaró nem jött létre a m ködésük során (17. ábra). A lejt szögtérképeket vizsgálva látható, hogy a kürt kitöltések a legmeredekebb részeken sem érik el a koporsó alakú tanúhegyek meredekségi viszonyait, a jellemz maximális lejt szög 40° alatt marad. Kivételt képeznek ez alól a k bányák oldalai, ahol a szubvulkáni szintben kih lt bazalt oszlopossokszöges elválással, meredek lejt szögek mellett tárul fel. A bányaterületek a Gulácson a kúp északi és nyugati részén, míg a Tóti-hegyen az északi lejt n figyelhet ek meg.
30
Badacsony, Tóti-hegy, Gulács
tszf (m) 450 400 350
Badacsony
300
Gulács
250
Tóti-hegy
200 150 100
16. ábra: A vizsgált két kürt kitöltés morfológiai- és méretjellemz i összehasonlítva a Badacsony morfológiai viszonyaival.
17. ábra: A Gulács és Tóti-hegy lejt szög-térképe és digitális domborzatmodellje
31
6.3. A tanúhegyek korának és morfológiájának kapcsolata Az egyes kitörésközpontok korát összehasonlítva az adott tanúhegy magasságával, illetve a fekü-bazalt határ magasságával, nem állapítható meg általános trend a két változó között (18. ábra). Más szóval, a fiatalabb kitörésközpontokon is kb. ugyanolyan magasságokban jelentkezik a bazalt-fekü határ. Ebb l az következik, hogy a 6 vizsgált vulkáni központ kitörési id szakában (5,7-2,94 millió év között) nem voltak jelent sebb tektonikus emelkedés és/vagy süllyedés a területen. A meglév , meglep en csekély eltéréseket nehéz elképzelni, hogy utólagos, differenciált kiemelkedés okozta volna.
Az
egyes
tanúhegyeken
tapasztalható
bazaltfekü
szintjének
váltakozásában, illetve a tanúhegyek közötti bazaltfekü-szint változásában (legfeljebb 50 m) inkább az játszhat szerepet, hogy a fluviolakusztrikus felszínben több m-es, akár több tíz m-es szintkülönbségek is lehettek. Az egyenetlen felszín folyamatos változását valószín leg az üledékbehordás és magasabb vízállások idején a hullámzás és az áramlások határozták meg.
A vizsgált vulkánok bazaltfeküjének tengerszint feletti magasság és kor szerinti ábrázolása
tszf (m) 350
Szent György-hegy
300
Badacsony Haláp
Csobánc
Szent György-hegy
250
Csobánc
200
Haláp
Tóti-hegy
Gulács Gulács
Tóti-hegy
korábbi adatok saját adatok
Badacsony
150
100 2
3
4 Kor (millió év)
5
6
18 ábra: A bazaltfekü tengerszint feletti magassága és radiometrikus korának összehasonlítása (korábbi magasságadatok: Németh et al. 2003a, koradatok: Pécskay 2002)
32
8. Összefoglalás Szakdolgozatomban a Tapolcai-medence tanúhegyeinek (Badacsony, Csobánc, Szent György-hegy, Haláp, Gulács, Tóti-hegy) geomorfológiai vizsgálatával és összehasonlításával foglalkoztam. A vizsgálatom tárgyát képez tanúhegyek létrejötte Tapolcai-medencében 3–6 millió évvel ezel tt zajlott alkáli bazaltos vulkanizmusnak, majd a 3 millió évet követ lepusztulásnak, szelektív denudációnak tulajdonítható. Vizsgálataim során külön kezeltem a maar-diatréma típusú tanúhegyeket és a kürt kitöltéseket. A terület topográfiai térképei alapján digitális domborzatmodelleket készítettem, amelyek alapján meghatároztam a tanúhegyek geomorfológiai
jellemz it.
A
maar-diatréma
genetikájú
tanúhegyek
lejtésviszonyai alapján megpróbáltam az eddigieknél pontosabban meghatározni a bazaltfekü magasságát, és eredményül legfeljebb 50 m-t kaptam az irodalomban szerepl 100 m-rel szemben. A bazaltfekü-magasságok alapján meghatároztam az egykori kitörési központok krátereinek minimális átmér it, illetve az átmér k és a becsült bazaltvastagság-adatok alapján a maar-diatréma típuson belül további két csoportot hoztam létre. A vizsgált kitörési központok m ködésének id szakában jelent s tektonikai mozgásokkal nem kell számolnunk a Tapolcai-medencében, mivel a fiatalabb vulkánok is nagyjából ugyanolyan tengerszint feletti magasságban kezdtek el m ködni, mint az id sebb társaik. A mért igen kis mai szintkülönbség nem annyira utólagos tektonikus mozgásoknak, mint inkább annak tulajdonítható, hogy a vulkánosság morfológiailag változatos, egyenetlen térszínen ment végbe.
33
Köszönetnyilvánítás Munkám
zárásaként
szeretném
megköszönni
mindazoknak
az
embereknek a kitartó támogatását, akik hozzásegítettek szakdolgozatom elkészítéséhez, többek között Dr. Karátson Dávidnak, hogy vállalta a témavezetést, így lehet séget adott nekem, hogy arról a területr l írhassak, mely számomra a legkedvesebb. Köszönet illeti Kósik Szabolcsot, aki a térinformatikai módszerek megismertetése mellett, bármikor rendelkezésemre állt a szakmai kérdésekben is. A statisztikai módszerek alkalmazásban nyújtott segítségéért köszönetet mondok még Telbisz Tamásnak. Végül, de nem utolsó sorban szeretném megköszönni családomnak és barátaimnak mindazt a segítséget és bíztatást, mely nélkül szakdolgozatom nem készülhetett volna el.
34
Irodalomjegyzék BALOGH, K., LOBITZER, H., PÉCSKAY, Z., RAVASZ, C., SOLTI, G. (1990) KeletStájerországi és Burgenlandi tercier vulkanitok K/Ar kora – A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1988. évr l pp. 451–468. BORSY Z., BALOGH KAD., KOZÁK M., PÉCSKAI Z. (1987) Újabb adatok a Tapolcai medence fejl déstörténetéhez - Acta Geogr. ac Geologica et Meteor. Debrecina 23. pp. 79-104. BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G. DUDKO A., KOLOSZÁR L., MAJOROS GY. (1999) A Balaton-felvidék földtana – Magyarázó a Balaton-felvidék földtani térképéhez (1:50000) Budapest, pp. 114–122., 149–150. BUDAI T., CSILLAG G., KOLOSZÁR L., MÜLLER P., NÉMETH K. (2002) Geológiai kirándulások I. – A Balaton-felvidék Prospektus Nyomda, Veszprém, pp. 8–92. BULLA B. (1943) Geomorfológiai megfigyelések a Balaton-felvidéken. In: Földrajzi Közlemények 71. pp. 18–44. CHOLNOKY J. (1936) Magyarország földrajza – Föld és élet 6. köt. Franklin Társulat, Budapest, pp. 226–227. CSILLAG G. (2003) Földtani természetvédelmi értékelés a Káli-medence példáján. PhD értekezés, PTE, Földrajzi Intézet, Pécs 139 p. CSILLAG G. (2004) A Káli-medence és környékének morfológiai szintjei – A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése a 2002. évr l pp. 95–110. FUTÓ J. (2003) Bazalttet s homokhegyek. In: Futó János (szerk.) A Tapolcaimedence és tanúhegyei Prospektus Nyomda, Veszprém, pp. 9–26, 129–131.
35
GÓCZÁN L. (1960) A Tapolcai-medence kialakulástörténeti problémái. In: Földrajzi Értesít IX. évf. 1. füzet pp. 1–25. HARANGI SZ. (2000) A medencebelseji alkáli-bazaltvulkánosság. In: Karátson Dávid (f szerk.) Pannon Enciklopédia – Magyarország Földje Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 69–71. HARANGI SZ. (2007) A Kárpát-Pannon térség legutolsó vulkáni kitörései. In: Földrajzi Közlemények CXXXI. (LV.) kötet, 4. szám pp. 271–284. KARÁTSON D. (2009) A Börzsönyt l a Hargitáig, 2. kiadás, Typotex, Budapest 462 p. KOVÁCS J. (2003) Terrestrial red clays in the Carpathian basin: a paleoenvironmental and mineralogical approach. – Geomorphologia Slovaca, 3/2, pp. 86-88. NEMERKÉNYI A., MÓGA J. (2007) Kárpátok és Kárpát-medence. In: Gábris Gyula (szerk.): Európa regionális földrajza 1. Természetföldrajz Eötvös Kiadó, Budapest, pp. 140–142. NÉMETH K. (2000) A Tihanyi-félsziget vulkánossága. In: Karátson Dávid (f szerk.): Pannon Enciklopédia – Magyarország Földje Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 325–326. NÉMETH,
K.,
MARTIN,
U.,
BREITKREUZ,
C.
(2003a)
Mio/Pliocene
phreatomagmatic volcanism in a fluvio-lacustrine basin in western Hungary. In: Geolines – Journal of the Geological Institute of AS Czech Republic, 15, pp. 75– 81.
36
NÉMETH K., MARTIN, U., CSILLAG G. (2003b) Lepusztult freatomagmás vulkáni kráter és kürt kitöltés-roncsok (diatrémák) a Bakony–Balaton-felvidék vulkáni területen – A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése a 2000-2001 évr l pp. 83–99. PÉCSKAY Z. (2002) Radiometrikus kormeghatározás. In: Karátson Dávid (szerk.) Magyarország földje Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 452–453. PETRÓCZI I., (1999) Balaton-felvidéki Nemzeti Park In: Kollarik Amália (szerk.) Magyarország nemzeti parkjai és a nemzeti parkok igazgatóságainak m ködési területe Tapolca Város Önkormányzata, Tapolca, p. 211. SÁGI T. (2008) Petrogenetikai következtetések a Pannon-medence nyugati részén el forduló alkáli bazaltok képz désére olivin és spinell összetétel adatok alapján. Diplomadolgozat ELTE K zettan-és Geokémiai Tanszék 93 p. SCHWEITZER F. (2001) A Kárpát-medence félsivatagi és sztyepsíkság-formálódása és a messinai sókrízis. – Földrajzi Értesít . 50/1-4. pp. 9-31. SZÉPLIGETI M. (2007) A Szent György-hegy átfogó botanikai vizsgálatának kezdeti eredményei. Tudományos Diákköri Konferencia dolgozat, NYME Erd mérnöki Kar Növénytani és Természetvédelmi Intézet 30 p. VITÁLIS I. (1904) Adatok a Balatonfölvidék bazaltos k zeteinek ismeretéhez. In: Földtani Közlöny XXXIV. kötet 11-12. füzet, pp. 377–399.
37
11. Internetes hivatkozások 1. http://petrology.geology.elte.hu/ 2. http://www.foldeve.hu/cikkek/fold_eve4.pdf 3. http://heviz-info.hu 4. http://tapolca.hu/images/kepek/kepgaleria/fotogaleria.html
