Kalderák lepusztulási folyamatai a Magas-Börzsöny példáján, különös tekintettel a modellezés lehetőségeire SZAKDOLGOZAT

MISKOLCI EGYETEM MŰSZAKI FÖLDTUDOMÁNYI KAR Természetföldrajz – Környezettan Intézeti Tanszék

Kalderák lepusztulási folyamatai a Magas-Börzsöny példáján, különös tekintettel a modellezés lehetőségeire

SZAKDOLGOZAT

Szilágyi Artúr

Földrajz alapszak, geoinformatikai szakirány Konzulens: dr. Hegedűs András egyetemi adjunktus Miskolci Egyetem Műszaki Földtudományi Kar Természetföldrajz – Környezettan Intézeti Tanszék Külső konzulens: dr. Sólyom Péter főiskolai docens Nyugat-magyarországi Egyetem Természettudományi és Műszaki Kar Földrajz és Környezettudományi Intézet Természetföldrajzi Tanszék

MISKOLC, 2009

Kalderák lepusztulási folyamatai – szakdolgozat

SZILÁGYI Artúr

T ART AL OM I.

BEVEZETÉS

3

1.

PROBLÉMAFELVETÉS

3

2.

CÉLKITŰZÉS

4

3.

KUTATÁSI MÓDSZEREK

4

4.

ADATBÁZIS

5

II.

KUTATÁSTÖRTÉNET

6

1.

HAZAI VULKÁNMORFOLÓGIAI SZAKIRODALOM

6

2.

AZ ERÓZIÓKUTATÁS ELŐZMÉNYEI

8

III.

A KALDERÁK KELETKEZÉSE, TÍPUSAI ÉS ERÓZIÓJA

8

1.

MI A KALDERA?

8

2.

KELETKEZÉSÜK

8

3.

KALDERÁK EGYÉB CSOPORTOSÍTÁSA

10

IV.

AZ ERÓZIÓ FOGALMA, TÉNYEZŐI, MODELLEZÉSE

11

1.

AZ ERÓZIÓ FOGALMA

11

2.

AZ ERÓZIÓ TÉNYEZŐI

12

3.

A VÍZERÓZIÓ

12

4.

A DOMBORZAT KIALAKULÁSÁNAK MODELLEZÉSE

13

V.

ERÓZIÓS FOLYAMATOK KALDERÁKBAN

17

VI.

A MINTATERÜLET: A MAGAS-BÖRZSÖNY

19

1.

A BÖRZSÖNY

19

2.

A MAGAS-BÖRZSÖNYI TŰZHÁNYÓTEVÉKENYSÉG

20

3.

KALDERAKÉPZŐDÉS

22

4.

A KALDERA LEPUSZTULÁSA, ERÓZIÓS FORMAKINCSE

23

5.

ELJEGESEDÉS

29

VII.

FELSZÍNFEJLŐDÉSI MODELL LÉTREHOZÁSA 1.

VIII.

KALDERAFORMA LÉTREHOZÁSA

29 29

ÖSSZEGZÉS

32

1.

EDDIGI MUNKA, KÖVETKEZTETÉSEK

32

2.

TOVÁBBI KUTATÁSI CÉLOK, LEHETŐSÉGEK

32

IRODALOMJEGYZÉK

34

2


I. 1.

SZILÁGYI Artúr

B E VEZ ET ÉS

Prob lémafelvetés A földrajz és azon belül a felszínalaktan területén is jelentős újításoknak lehetünk

tanúi a korszerű geoinformatikai alkalmazások megjelenésével. Ezen belül a digitális domborzatmodellek (a továbbiakban DDM) segítségével a felszínalakító folyamatok modellezésére, előrejelzésére, vagy a múltban lejátszódott események rekonstruálására is egyre pontosabb becsléseket lehet végezni. Köztudott, hogy a digitális térképezés során szükségszerű a valóság egyszerűsítése, az ábrázolás bizonyos maximális felbontásra való korlátozása. Ez a felbontás úgy térben, mint az időben is növelhető, és ami eddig távoli ―időpillanatok‖ statikus állapotainak megjelenítése volt, azt ma már rengeteg kisebb intervallumra lehet bontani a folyamatok megértésével és a modellbe való bevitelével. Az erózió modellezésének éppen az adja a különlegességét, hogy a felszín egy adott állapotából a köztes folyamatok számszerűsítésével következtetünk egy másik időbeli állapotra. A modellezéssel adatokat, és ami talán még fontosabb, az adatok hibahatárát tudjuk pontosabban meghatározni. Ezáltal jobban megismerhetjük, elkülöníthetjük a különböző felszínalakító folyamatok következményeit, illetve azok egymásra hatását, kiderítve, hogy egy-egy terület kialakulásában pontosan melyek mekkora szerepet töltöttek be. A gyakorlati alkalmazásukra néhány példa [LÓCZY D. 2008]: vízerőművek, gátak építése (gyakran lebontása) kapcsán az erózió hatása a völgy feltöltődésére, folyó bevágódásának, szakaszjellegének változása; talajkímélő

területhasználati

módok

alkalmazása

a

mezőgazdaságban

(vegyszeres, monokulturális, ipari növénytermesztés helyett); árterek újfajta hasznosítása. Ma még a felszínpusztulási modellek felhasználása gyerekcipőben jár, így Magyarországon is csak elvétve alkalmazzák. E téma iránt érdeklődve kiválasztottam egy olyan nagyméretű (makro-) felszínformát, amelyen könnyen alkalmazni lehetne az új eszközöket. A modellalkotáshoz olyan területet volt célszerű kiválasztani, amelyről bőséges szakirodalom segíti a munkámat, s földrajzi közelsége előnyt jelent. Az is fontos és elég gyakori felszínforma legyen ahhoz, hogy összehasonlítható legyen más hasonló természeti képződménnyel, illetve természetes adottságai egyszerűsítsék a modellezés folyamatát.

3


SZILÁGYI Artúr

Kóspallag lakójaként azonnal adta magát a csodálatos szépségű Magas-Börzsöny kutatása, s a fizikai közelség mellett a modell elkészítését könnyíti az is, hogy az utóbbi években színvonalas tanulmányok láttak napvilágot erről a területről. A vulkáni makroformáknak ráadásul hatalmas szakirodalma van és viszonylag sokfelé megtalálhatóak Földünkön, különféle állapotban és átmeneti formák sokaságát nyújtva. Ilyenek a kalderák is, amelyek a Kárpátok legbelső ívének jellegzetes alakzatai. Általában egy vízgyűjtőt alkotnak és uralkodóan vulkáni eredetű kőzetekből épülnek fel, tehát a bonyolult karsztjelenségek itt nincsenek jelen. Továbbá magasan és elzártan találhatók, s ezért mérsékelt emberi behatással kell számolni (tehát a természetes folyamatok kevéssé zavartak). Éppen ezek miatt a lehető legjobb lehetőséget biztosítják a felszínpusztulás tényezőinek egyszerűsítésére és vizsgálatára. 2.

Célkitű zés Ezen írás

célja

tűzhányótevékenységhez

tehát

feltárni

kapcsolódó

egy,

felszínforma

a

Földön

viszonylag

lepusztulásának

gyakori,

törvényszerűségeit,

valamint földrajzi információs rendszerben való feldolgozásának és modellezésének lehetőségeit egy Kárpátok vulkáni vonulatához tartozó terület - a Magas-Börzsöny - példáján. Ehhez bemutatom a millió éves időléptékben, s 10-15 km2 területen lezajló erózió folyamatának matematikai közelítését, mint a lepusztulást közelítő általános modellek egy gyakorlati alkalmazásának lehetőségét. Célom ezen felül a modellezés területén eddig végzett munkámat és az ezek után végzendő feladatokat összegezni. 3.

K utatási módszerek A hazai könyvtárakban megtalálható szakirodalmat könnyű elérni az ingyenes

könyvtárközi kölcsönzés segítségével. Emellett a világhálón sok szaklap elektronikus formában is megtalálható, amelyek esetenként valódi papír alakban csak külföldi könyvtárakban találhatóak meg. Ezeket olyan oldalakon (pl. springerlink.com) lehet megtalálni, amelyek garantálják az adott cikk eredetiségét és tudományos értékét, viszont letöltésükért fizetni kell. 1 Így elég bő szakirodalom gyűlt össze a téma megismeréséhez. A kalderák kialakulásához és lepusztulásához kötődő felszínformákról, valamint az erózióról szóló szakirodalom tanulmányozása után a mintaterület megismerése következett. Nagy előny volt ebben a közeli lakóhelyem, így a források által említett alakzatokat többszöri terepbejárással személyesen vizsgáltam, fotóztam. Különösen a kalderaképződéshez, illetve 1

Ezúton is köszönöm Keresztúri Gábor értékes segítségét a szakirodalom ilyen formájának

megszerzésében.

4


SZILÁGYI Artúr

lepusztuláshoz köthető formakincsét tanulmányoztam, egybevetve a különböző szerzők leírását. A felszín lepusztulásának modellezésében konzulensként nélkülözhetetlen segítséget nyújtott dr. Sólyom Péter, aki elmagyarázta az Utrechti Egyetem Földtudományi Karának Természetföldrajz tanszéke (Hollandia) által kifejlesztett PCRaster alkalmazás működését, és bevezetett a felszínpusztulás modellek elméleti és gyakorlati alkalmazásába. Ezt a programot abból a célból hozták létre, hogy megkönnyítsék a felszínalaktani, földrajzi modellezést, mivel eredetileg ez komoly programozási tudást igényel (pl. C++ nyelven), amelynek elsajátítása akár több évet is igénybe vehet. Ezzel szemben a PCRaster különlegessége abban áll, hogy olyan egyszerű parancsokat használ, amelyekre szüksége lehet a modellezőnek, ráadásul a számítógépes parancsok átnevezhetőek. Például ha DDM-ünkből lejtőszög térképet szeretnénk kapni, vagyis a térkép minden egyes képpontjához a lejtőszögét rendeljük hozzá mint z koordinátát, egyszerűen begépeljük a következő parancsot: pcrcalc lejto = slope(ddm)

ahol a lejto a lejtőszög térkép neve, a ddm pedig a meglévő domborzatmodellünk. Ugyanakkor parancssori vezérlése miatt lehetőség van komoly matematikai számítások elvégzésére is, ha erre van igény. Modellünk tehát elég egyszerű lesz ahhoz, hogy felfogjuk a működését, és tudjunk rajta módosítani akár az alapoknál, de ehhez nem kell megtanulnunk a számítógépek programozási nyelvét. Egyéb más társainál, mint például az USLE (Universal Soil Loss Equation) vagy EUROSEM (European Soil Erosion Model), inkább felhasználóbarát és egyszerűbb, a legtöbb parancs ugyanis olyan algoritmus, amelyet már megírtak a számítógép utasításokból álló nyelvén. Nyelvtani analógiával: a mondatokat megfogalmazták, s helyes nyelvtani sorrendbe vannak téve, nekünk mindössze az alanyt és néhány határozószót kell a pontozott vonalakra írni. 2 4.

Adatbázis Egy földrajzi kutatásban legfontosabb mindig a térképi adatbázis létrehozása. A

területet ábrázoló térképek segítségével saját gyűjteményt hoztam létre a következő tematikus rétegek létrehozásával: vízhálózat, kőzettani felépítés, formakincs (barlangok, sziklák), valamint domborzat. Mindezeket egy vetületi rendszerbe foglaltam (EOV) és ArcGIS program segítségével tároltam el egy adatbázisban. Elsődleges a digitális domborzatmodell (a továbbiakban: DDM) elkészítése volt. A Magas-Börzsöny egészéről a legjobb felbontású magassági adatokat az EOTR 1 : 10 000 2

Keresztúri Gábor szóbeli közlése után..

5


SZILÁGYI Artúr

topográfiai térképek megfelelő szelvényei adták. Viszont rendkívül időigényes digitalizálni minden egyes szintvonalat, így csak a szűkebb kalderakörnyék készült el ilyen formában. A nagyobb területek ábrázolásához a NASA (Amerikai Egyesült Államok Nemzeti Légügyi és Űrhajózási Hivatala) SRTM domborzati adatait használtam. Az SRTM (Shuttle Radar Topographic Mission ―űrsikló radartérképezési küldetés‖) az Endavour űrsikló fedélzetén elhelyezett radarok segítségével majdnem az egész Földet feltérképezte 90 m felbontással (ami azt jelenti, hogy egy 90 m oldalhosszúságú négyzetről a felszínen van egy 1 m pontosságú magassági adatunk). [NASA honlapja: www2.jpl.nasa.gov/srtm/] A vízhálózat (vízfolyások, források), illetve a formakincs adatainak szintén használtam a EOTR 1 : 10 000 topográfiai térképet, összevetve a Cartographia 1:40000-es méretarányú 2007-es Börzsöny turistatérképével. Ahol eltérés volt a kettő közt, azt mindenképpen felkerestem (pl. Spartacus-forrás). A turistatérkép volt pontosabb, viszont sajnos kisebb méretarányú, így nem olyan részletes. A földtani térképet pedig KARÁTSON Dávid – NÉMETH Károly [2001] szerzőpáros által publikált térkép alapján készítettem. Mindezt a terepbejárások alkalmával saját fotókkal egészítettem ki.

II. 1.

K UT AT ÁST ÖRT ÉNET

Hazai vu lkán morfológi ai szaki rodalom Hazánkban a vulkáni formák leírása viszonylag

újkeletű.

Nagy

hatású

geomorfológusaink csak néhány oldalt szenteltek a témának [CHOLNOKY J. 1923; BULLA B. 1954) SZÉKELY András írja: ―Bármilyen meglepő, korábban a vulkánmorfológiáról nem is írtak, holott pl. a karszt- (Cholnoky, 1926) 3 , majd a periglaciálismorfológia (Bulla 1954) sajátosságait, folyamatait, formáit már több évtizede feltárták.‖ [SZÉKELY A. 1997:7] Az 1950-es évektől a szocialista nagyipar felértékelődésével (vagy felértékelésével) párhuzamosan megkezdődött vulkanikus hegységeink nyersanyagainak erőteljes kutatása. Ezek javarészt érc- és teleptani művek, azonban – főleg a kőzetfelépítésre vonatkozó – 3

Mivel ez a szakirodalmi hivatkozás idézetben van, és szorosan nem kapcsolódik jelen tanulmány

témájához ezért a felhasznált irodalomban nincs feltüntetve [a szerző megjegyzése].

6


SZILÁGYI Artúr

megállapításaik pótolhatatlan segítséget adnak a vulkáni működés rekonstruálásához, a felszíni formák eredetének meghatározásához. Végül a hiánypótló mű az 1990-es években jelenik meg SZÉKELY András [1997] írásaként a tűzhányók felszínalaktanának részletes, mindenre kiterjedő összefoglalásaként, először egyetemi jegyzet, majd átdolgozva, kibővítve tankönyv formájában is megjelent. Valójában e késés talán igen nagy előnye, hogy a lemeztektonika-elmélet kidolgozása és a Mt. St. Helens 1980-as kitörése óta hatalmas fejlődésen átmenő vulkánmorfológia külföldi kutatásainak eredményeit is felhasználja. A Kárpátok belső vulkáni vonulatáról a közelmúltban megjelent, Börzsönytől a Hargitáig című könyv a legteljesebb összefoglalása a témának. Ebben KARÁTSON Dávid és munkatársai [2007] utóbbi években publikált tanulmányait találhatjuk meg átdolgozva, és egységes keretben. Egy-egy hazai hegységünkről tanulmányok sora látott napvilágot ilyen mélységben, de együtt, összehasonlítva őket, néhány kivételtől eltekintve (pl. NEMERKÉNYI Antal összehasonlító vulkánmorfometriai vizsgálatai [NEMERKÉNYI A. 1987]) nem történt kísérlet. A 21. században vulkanológusaink bekapcsolódtak a nemzetközi tudományos eszmecserébe, ennek nagy előnye, hogy a kutatási eredmények recens elméletekbe illeszkednek. Magyarországon – aktív vulkánok hiányában – háttérbe szorultak a vulkanológiai kutatások, s a 60-as, 70-es évek fent említett szocialista érckutatásainak befejeződésével megszűnt a nyomás, amely eddig a Nehézipari Minisztérium részéről a középhegységeink vulkáni tagjainak kutatását erőltette, mindenképpen ipari nyersanyagokat keresve. A szakirodalomban egyfajta paradigmaváltás

zajlott

le a közelmúltban a

magyarországi vulkanikus hegységekkel kapcsolatban. Korábban a felszínen látható formákat teljesen az eróziónak, s így az eredeti vulkáni szerkezettel kevés összefüggést mutatónak írták le, főleg két nagy hatású hazai geomorfológus, BULLA Béla és LÁNG Sándor ―tönkösödési‖ elméletének következtében [KARÁTSON D. 2007]. Talán ezért nem írtak az elsődleges vulkáni formákról átfogó tanulmányt, mert úgy tartották, hogy azok hazai előfordulásai nagyon korlátozottak. Újabban viszont (főleg a műholdas felvételek fejlődése és elérhetővé válása következtében) beigazolódott, hogy az elsődleges formák (kalderák, peremfennsíkok 4 ) a vízhálózaton keresztül átöröklődtek, s világosan felismerhetőek hegységeink mai arculatán. [SZÉKELY A. 1987] 4

Ezeket a formákat a későbbiekben részletesen tárgyaljuk.

7

Kalderák lepusztulási folyamatai – szakdolgozat 2.

SZILÁGYI Artúr

Az eróziókutatás előzményei Az erózió témakörét leggyakrabban a mezőgazdasági, talajtani írásokban említik, mint

a természetes ököszisztémában gyakorlati életben, rövid idő (egy két év, évtized) alatt lezajló, és természetesen a talaj termőképességére, humusztartalmára és egyéb tulajdonságaira vonatkozó káros folyamatot említik; s gyakorlatias tanácsokkal látják el az olvasót ennek megakadályozására [BARCZI A. – CENTERI Cs. 2005]. A folyadékok áramlását, hordalékszállítását, vagy a lejtőfolyamatokat tárgyalják elméleti fizikai írásokban is. Itt egyenletekkel körülbástyázott, egzakt témakörök, de nagyrészt elméleti jellegükből adódóan a használhatóságukhoz rendkívül pontos kísérleti és mérési eredmények szükségesek, amelyek a gyakorlatban ritkán valósulnak meg [BALOGH K. 1991a; 1991b]. Ha e két területet egy skála két végpontjának tekintjük, a felszínalaktan megközelítése valahol a kettő között található meg. Időtávlata jóval nagyobb, mint az agronómiai értelmezésé, sőt igen gyakran inkább a lepusztulás (denudáció) címszó alatt emlegetik, s ezzel is különbséget tesznek a két értelmezés közt. Ugyanakkor a fizika aprólékos, mindenre kiterjedő, egyenletekbe foglalt elméleteinél jóval nagyobb bizonytalansággal dolgozik. Természetesen a legfőbb dolgokat itt is lehet - és kell is - számszerűsíteni, de a természetes folyamatok bonyolultsága miatt az összes tényezőt figyelembe venni lehetetlen. 5

III. 1.

A

K ALDER ÁK KEL ET KEZÉSE , T ÍPUSAI ÉS ERÓZIÓJ A

Mi a kaldera? A kaldera körkörös peremű mélyedés, amely vulkáni működés során a vulkáni kúp

összeomlásából vagy kirobbanásából keletkezik.

Az elnevezés spanyol eredetű (caldera,

latinul calderia), eredeti jelentése „üst‖, „kazán‖ [HEVESI Attila 1997]. Nem szabad összekeverni a kráterrel, amelyet a vulkanológiában inkább egy működő vulkán szájának kell tekintenünk, s bár arányai jól megfelelnek a kalderákénak [KARÁTSON D. 1993], de azoknál jóval kisebb méretűek. 2.

K elet kezésü k HEVESI Attila [1997] és SZÉKELY András [1997] osztályozását követve, s ötvözve: A kalderák kialakulhatnak robbanással, a kráterekhez hasonló módon, természetesen

jóval nagyobb explózióval. Eredetét tekintve tehát ez a csoport csak méretben különbözik a 5

Egyébként a fizika sem képes arra, hogy pontosan előrejelezze ezeket a folyamatokat, mivel az anyagáramlás

olyan kaotikus elemekben bővelkedik, amelyek csak valószínűségekkel leírhatóak [BALOGH K. 1991b:68].

8


SZILÁGYI Artúr

kráterektől, s 2-3 km-es átmérőnél szoktak meghúzni egy elméleti határt, amelynél kisebbek még kráternek számítanak. A vulkánmorfológiai vizsgálatok szerint az olyan geometriai jellemzőket tekintve, mint például a mélység és átmérő aránya, lényegében nincs különbség a két forma között – de ez csak az explóziós kalderákra vonatkozik [LÓCZY D. 2008]. A robbanást az váltja ki, hogy a magmakamrában felgyülemlett gázok nyomása olyannyira megnő, hogy felülmúlja a felette lévő kőzetek súlyából adódó nyomást (kőzetnyomás), s amikor eléri a kritikus pontot, akkor bekövetkezik a robbanás, a kitöréssel együtt hatalmas törmelékmennyiséget juttatva a légkörbe [HEIKEN, G. 1991; BARNOULLI, D. et al. 2004]. Robbanásos kaldera leggyakrabban savanyú, vagy intermedier magmás tűzhányótevékenység során alakul ki [DI VITO, M. A. et al. 1999; MILNER, D. M. et al. 2003], hiszen ezek illóanyag tartalma magas, ráadásul olvadáspontjuk alacsony, így a kihűlés során van idő a gázok távozására a folyékony magmából. Ezért a kalderákat felépítő kőzetek legtöbbször andezit, riolit vagy dácit, valamint ezek tufái. Ha a robbanás a vulkáni kúp oldalán történik, akkor úgynevezett lópatkó(―horseshoe―) kaldera alakul ki. Így történt a Mt. St. Helens esetében is, illetve feltételezések szerint a Dunakanyar hegyei is eképp alakultak ki a Keserűs-hegyi kalderaképződés során [KARÁTSON et al. 2007]. A másik lehetséges módja a kalderaképződésnek a tűzhányó kúpjának tömegvonzás hatására történő besüppedése, szakadása, vagy beomlása, ennek több fajtáját lehet elkülöníteni: Beszakadásos v. roskadásos

kaldera, a felszínközeli, általában másodlagos

magmakamra hirtelen kiürülése vagy alakváltozása esetén [HILDRETH W. 1996]. A vulkáni kúp beomlásával, a kúp teljes egészében belezuhan a magmakamrába. Valójában ez annyiban különbözik az előző csoporttól, hogy jóval nagyobb kalderákat hoz létre, de elég ritkán fordul elő [TUCKER, D. et al. 2007]. A besüppedéses kalderák kialakulása hasonlít az előző csoporthoz, ezt is a tömegvonzás kényszeríti ki, azonban jóval hosszabb ideig tart és sokkal lassabb folyamatok eredménye. A hatalmas rétegnyomás, amely a vulkáni működés előtti alapkőzetre nehezedik, az eredeti réteg víztartalmától, minőségétől függően olyannyira tömörítheti, összepréseli a kőzeteket, hogy az a felszín süllyedését eredményezi. A vulkán pereme felé haladva egyre kisebb mérvű süppedés alakítja ki a tál alakú mélyedést. [SZÉKELY A. 1997]

9


SZILÁGYI Artúr

Az eróziós úton kialakult változat külön csoportot alkot. Közvetve ezek is a gravitáció hatására alakulnak ki, de itt a tűzhányó kialvása után a külső erők veszik át a felszín alakítását, a krátert kiszélesítik, mélyítik, s a peremét koptatják. Korábban igen sok kalderát ebbe a csoportba soroltak, pusztán az eróziós formakincs jelenléte miatt. Az újabb elméletek szerint azonban az erózió önmagában ritkán alakít ki kalderát, viszont döntő szerepe van a fent említett típusok továbbfejlődésében, hiszen a vulkáni működés végével rögtön elkezdődik az elsődleges formák lepusztulása [NEMERKÉNYI A. 1987]. Fontos leszögezni, hogy a valóságban nagyon ritkák a tisztán, egyféle módon kialakult kalderák. Egyrészt robbanást követően a hirtelen kiürült kamrába az alátámasztást vesztett, s a robbanástól amúgy is meggyengült vulkáni kúp szinte mindig beszakad. Másrészt legtöbbször a vulkáni működése nem szűnik meg azonnal, s új vulkáni kúp épül a kaldera belsejében [FRAZZETTA, G. et al. 1983], gyakran már rögtön a robbanás után, amikor a magmakamrában lévő, még képlékeny lávát az összeomló kőzetek a felszínre préselik az összeomlás során keletkezett repedések mentén [NÉMETH K. – MARTIN U. 2007]. A forró pontokhoz kötött tűzhányótevékenység során a kőzetlemez vándorlása következtében egyre csökken a felszínre áramló, s többnyire bázikus láva mennyisége, amely így egyre kisebb kúpokat hoz létre, s a régebbi kráterek pereme az álkadera [HEVESI A., 1997]. Az emberi tevékenység következtében létrejött mélyedéseket (pl. bányaüreg fölötti felszín berogyása, felszíni ércbánya jellegzetes teraszos gödre) is szokás kalderának nevezni [SZÉKELY A., 1997]. Az angol szakirodalomban ezekre inkább a gödör (―pit‖) kifejezést alkalmazzák, s az előbbi használata a magyar nyelvben a fogalomzavar elkerülése érdekében szintén nem ajánlott. 3.

K alderák egyéb csoportosítása Lehet osztályozni a kalderákat aszerint is, hogy a kiújuló vulkáni tevékenység milyen

irányban módosítja az eredeti formát. Ha a kiújuló magmafeláramlás alulról új kamrát épít (vagy a korábbit ismét feltölti), s a kaldera aljzatát tolja felfelé, akkor fölemelkedő kalderákról beszélünk, ilyen például a Long Valley kaldera az Egyesült Államok Kalifornia államában, ahol évente átlagosan körülbelül 2,5 lábbal (kb. 80 cm) emelkedett a felszín 1980-tól 2000-ig [HILL, D. P. & al. 2000]. Az

ismételt

vulkanikus

tevékenység

sokszor

létrehoz

egyféle

működésű

(monogenetikus) kúpokat a kalderában, mint pl. salakkúpok, lávadómok. Ezek kialakulása hátráltatja a vízhálózat szabályos ágas jellegének kialakulását [NEMERKÉNYI A. 1987].

10


SZILÁGYI Artúr

NEMERKÉNYI Antal [1987] a kalderák (és vulkáni kúpok) jellemző méretei szerint csoportosította a kalderákat. A mélység és szélesség arányát találta megkülönböztető jellegnek, mely szerint az első csoport (0,12-0,15 mélység/átmérő arányú) még őrzi az eredeti kráterformát, a második csoportba (0,075-0,083) tartoznak a hegységek csúcskalderái. A

harmadik és negyedik csoport (0,055-0,056) viszonylag sekély domborzatú

kalderáiban a képződés után felnyomuló láva kürtői vagy lávadómok kemény kőzetei megakadályozták a kalderaudvar erőteljes mélyülését [NEMERKÉNYI A. 1987]. Összességében megállapította, hogy a kaldera szélessége a kialakulásra utal, illetve az eltelt időre, a mélységük pedig az erózióval szembeni ellenállóképességre, mint helyi sajátosságra. KARÁTSON Dávid [1996] ugyanezen együtthatók kortól való függését vizsgálta a Kárpátok vulkáni kúpjainak összehasonlításával. Arra az eredményre jutott, hogy a kialakulás óta eltelt időt leginkább a kaldera átmérője és a belső völgyek összhossza mutatja. Ezek az idővel majdnem pontosan egyenesen arányosan nőnek. SZÉKELY András [1997] a lepusztulás mértéke szerint a tűzhányókat épségük szerint osztályozta. Erre később kitérünk a VI. fejezetben, ahol részletesen tárgyaljuk.

IV. 1.

AZ

ERÓZ IÓ FOG ALM A , T ÉN YEZŐ I , MODELLEZÉSE

Az erózió fogalma Az erózión (a latin (e-)rodo ige jelentése ―(el-)rág‖, ―mar‖) általában felszínpusztulást,

lehordódást értünk. Sok szerző kizárólag a víz vonalas felszínpusztító tevékenységének megnevezésére használja [BARCZI Attila – CENTERI Csaba 2005], míg a különböző lehordó folyamatokat (szél, tömegmozgások, emberi tevékenység stb.) összefoglaló néven denudáció címszó alatt említik [PÉCSI Márton 1991]. Igaz, hogy általában a víz - és szilárd halmazállapotában: a jég – szállítóközeges felszínformáló hatása világviszonylatban a leglátványosabb, azonban nem szabad kifelejtenünk a szél, és a szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgások egész családját a lepusztulást okozó folyamatok közül. Az erózió folyamata mindig egyfajta dinamikai kiegyenlítődés, amely minden test energiaminimumra való törekvéséből következik. A felszín részecskéi is egyre mélyebbre szeretnének jutni, hogy egyre kisebb gravitációs potenciállal rendelkezzenek. Ennek a mélyebbre jutásnak a folyamata az erózió. Eszerint az eróziót mindig meg kell, hogy előzze a környező területhez viszonyított kiemelkedés. Mindez azt is feltételezi, hogy hasonlóan pl. a szukcesszióhoz, vagy a tavak feltöltődéséhez, ez csak egy átmeneti folyamat, egyensúly 11


SZILÁGYI Artúr

helyreállás. Az állandóan változó bolygónkon viszont legritkább esetben tud statikus egyensúlyba kerülni egy terület, ezalatt értve, hogy a felszínpusztulás teljesen megszűnik. Sokkal gyakrabb az úgynevezett dinamikus egyensúly, amikor a felszín lassú emelkedésével lépést tart az állandó jellegű és ütemű lepusztulás. Az ilyen területek állandóan eróziónak vannak kitéve, a felszín képe mégis szinte változatlan [TUCKER, G. E. - BRAS, R. L. 1998]. 2.

Az erózió tényezői Azt, hogy mely területen melyik felszínpusztító erő a legjelentősebb, azt alapvetően az

éghajlati viszonyok döntik el. Száraz körülmények között leginkább a szél, pozitív vízháztartású területeken a vízerózió sokkal jelentősebb a többinél. Fontos még a csapadék eloszlása is, hiszen egy szárazabb területen hirtelen lehulló zivatar sokkal több hordalékot képes elszállítani, mintha ugyanazt egyenletesen osztanánk szét (pl. időszakos vízmosások, vádik, ―badlands‖) [LÓCZY D. 2005]. Az állandóan fagyott, de csapadékos területeken pedig a jég fejti ki hatását. A lejtés is befolyásolja a lehordódás módját, meredek hegyoldalak esetén lejtős tömegmozgások uralkodnak (szállítóközeg nélküli – pergés, omlás stb. - vagy szállítóközeges tömegmozgások - pl. talajfolyás). A növényzet mérsékli a lejtőszög hatásait, a széleróziót pedig szinte lehetetlenné teszi. Az alapkőzet fajtája ezeket az alapvető folyamatokat igen nagy mértékben tudja módosítani (gondoljunk csak a karsztos vagy löszös területek sajátos pusztulására). Persze ezek a tényezők messze nem függetlenek egymástől, egymásra is nagy hatással vannak. Például az éghajlat nagyban meghatározza a növényzetet, de látunk példát a fordítottjára is (a forró égövi esőerdők nagyfokú párologtatásának csapaddékképző hatása). Emellett a felszínpusztulás is hatással lehet az őt meghatározó tényezőkre, például igen gyakran mérsékli a lejtőszöget, s így csökkenti annak szerepét az erózió folyamatában. Tekintettel arra, hogy kiválasztott területünk a mérsékelt övezetben található, s kialakításában legfőképp a vízerózió játszott szerepet, ezt részletesebben tárgyaljuk. 3.

A ví zerózió A vízerózió mértékét meghatározó változókat két csoportba lehet sorolni: az egyik

csoport meghatározza a víz energiáját (eróziós képesség), a másik csoport pedig a felszín erodálhatóságát befolyásoló tényezőket (erodálhatóság) foglalja magába (1. ábra). A lefolyás lehet felületi vagy koncentrált. A felületi lefolyás általában a lejtő felső szakaszán jellemző, amikor a víznek még kevés a helyzeti energiája, s az egész felszínt egyenletesen lepelként borítja be pár mm vastagságban. Ez a vízlepel lassan, lamináris

12


SZILÁGYI Artúr

áramlással (az áramvonalak egymással párhuzamosak) ―mossa‖ a felszínt, ezért nevezik leöblítésnek is [PÉCSI M. 1991]. Eróziós képesség az esőcseppek mérete, sebessége, eloszlása, beesési szöge és iránya a csapadék intenzitás, gyakoriság, időtartam

lefolyás vízutánpótlás; olvadó hó mennyisége, üteme; a vízlepel mélysége, sebessége; lefolyás gyakorisága, mértéke, időtartama; hordalék mennyisége

Az erózió folyamata Csepperózió

A szemcsék kimozdítása

Lefolyás (felületi vagy koncentrált)

Hordalékszállítás lejtőről folyókba

Erodálhatóság talaj vízgazdálkodás, szövet, szerkezet, az aggregátumok stabilitása, beszivárgás, szervesanyag-tartalom növényzet talajborítottság, a növényzet fajtája, szintjei

domborzat lejtőszög, lejtőhossz, felszínérdesség, a lefolyás konvergenciája és divergenciája területhasználat szintvonalas szántás, vetésforgó stb.

1. ábra: a vízerózió tényezői [LÓCZY D. 2005:21 nyomán] Ezzel szemben ha a víz mozgási energiája elér egy küszöböt, elkezd völgyekbe tömörülni, árkokat hoz létre s az ilyen árkos vagy vonalas (lineáris) erózió már sokkal nagyobb lejtőpusztítást okoz, mert vízfolyások már koncentráltan hatnak, s itt már turbulens (örvénylő) áramlások lépnek fel, amelyek sokkal hatékonyabban ragadják el a felszínen lévő törmelékszemcséket [LÓCZY D. 2005]. 4.

A domborzat ki alaku lásának mod ellezése A felszínfejlődés modellezését (landscape evolution modelling – LEM) az 1980-as

évektől számíthatjuk, ekkortól állnak rendelkezésre azok az számítógépek, amelyek a nagyszámú matematikai művelet elvégzését megkönnyítik. Az modellezés elméleti alapja a következő: számszerűsítjük a különböző eróziós folyamatokat, ezeket belefoglaljuk egy iterációba (ismétlési szerkezet), és véges számú időlépésben ismételjük a felszínen (2. ábra).

13


SZILÁGYI Artúr

Tehát a kezdeti raszteres állományunkon (2. ábra fenti kép) a ciklus (egy időlépés, ―timestep‖ alatt) elvégzi a különböző műveleteket, amelyek a felszínpusztulás során létrejönnek. Így létrehoz egy új raszteres állományt, amit újra be lehet tenni a ciklusba [KARSSENBERG, D. 2001].

Kiindulási felszín

Kiindulási felszín

5.1

Egy adott terület eróziójának modellbe foglalásához szükségünk van a terület DDM-jére, ez

szolgál

kiindulási

alapként

a

további

transzformációkhoz. Ez az állomány származhat 1000. iteráció

papír alapú térképek (topográfiai térképek, katonai

felmérések,

2.

földhivatali

ÁBR A

A

F ELSZÍNFEJLŐD ÉS

MODELLEZÉSE

adatbázisok stb.) digitalizálásából, s ez elég nagy pontosságot biztosít, azonban hosszú és nehézkes feladat, hiszen minden egyes szintvonalat át kell rajzolnunk a területen. Ha megelégszünk kisebb felbontással, akkor – főleg nagy terület esetén – világhálóra

feltöltött

SRTM

adatbázis

2000. iteráció

jól

használható alapfelszínként. Lepusztulásfolyamatok

5.2

Egy lepusztulásmodell tervezése esetén lehetőségünk

van

különbözőféleképp

a

különböző

figyelembe

folyamatokat venni,

vagy

elhagyni. Korábban említettük, hogy lehetetlen vállalkozás

mindent

egyenletekben

mindig

számszerűsíteni, marad

ezért

szorzóként

az egy

2. ábra: A modellezés szemléltetése egy elméleti felszínen (a szerző szerkesztése)

tapasztalati úton kapott együttható (arányossági tényező). Minél több folyamatot számszerűsítünk, annál kisebb az együtthatók szerepe a modellünkben. Alapesetben egy már működőképes és elég jó becslést adó modellhez a következő folyamatokat és feltételeket szükséges megadni [TUCKER, G. E. - BRAS, R. L. 1998]: az erózióbázis csökkentése; a diffuzív erózió; csapadékeloszlás;

14


SZILÁGYI Artúr

lefolyó vízhez köthető erózió; lefolyástalan területek kezelése. Az erózióbázis csökkentése: a modellünk működéséhez fontos, hogy a felszínről lepusztult anyagok lerakódásának bázisa legyen. E nélkül a területünkről nem távozik a hordalék. Ezt úgy lehet áthidalni, hogy a szélső pixeleket minden iteráció során csökkentjük. Ezt lehet értelmezni egyfajta tektonikus emelkedésnek is és általában U-val jelölik (tectonic Uplift). Ez az egész terület eróziójára térben egyenletes hatást gyakorol (vagyis nem függ a terület adottságaitól) [TUCKER, G. E. - BRAS, R. L. 1998]. Ezzel szemben az eróziós folyamatok a felszín paramétereitől függnek (lejtőszög, vízgyűjtő terület). A diffuzív erózió (pl. talajkúszás) egyenes arányban áll a lejtő meredekségével: ERdiff = Kd * S, ahol S (slope) lejtőszög, Kd diffuzív arányossági tényező. A lejtős tömegmozgásokat viszonylag egyszerű bevinni a rendszerbe. Minden körben, egy bizonyos értéktől (amit mi adunk meg), és a lejtőszögtől függően (de lehet a csapadékot, vagy talajviszonyokat is figyelembe venni), minden képpont magasságértékéből elveszünk és ez hozzáadódik a tőle legalacsonyabban fekvő szomszédja értékéhez. Csapadékmennyiség: alapesetben egy meghatározott szám, s ebben az esetben minden pixel egyenlő csapadékot kap. Lehet azonban egy csapadékeloszlás térképet is megadni, ahol minden pixel értéke a reá hulló víz mennyisége. Ez lényegében a vízgyűjtő területeket súlyozza, hiszen például nagyobb csapadék esetén kisebb vízgyűjtő terület is elég azonos bevágódáshoz, lehordáshoz. Lefolyó vízhez köthető erózió a vízgyűjtő területtel és a lejtő meredekségével egy tapasztalatok szerint 0 és 3 közé eső konstans hatványával arányos [TUCKER, G. E. BRAS, R. L. 1998], s ezt megszorozzuk a korábban említett fluviális együtthatóval: ERfluv = Kf * Am * Sn, ahol A (area) az adott pont vízgyűjtő területe, Kf fluviális arányossági tényező, m, n pozitív konstansok [0…3]. Ez a gyakorlatban azt jelenti, hogy a modell minden körben a pixellel szomszédos legalacsonyabb képpontra teszi át a pixelünk magasságértékének egy részét. Ez viszont azt jelenti, hogy a

együtthatót elég kicsinek kell vennünk, hogy a modellünkben az anyag ne

kerüljön át gyorsabban a lentebbi pixelekre, mint ahogy az onnan is távozik. Hiszen így a modellünk építene, s ahonnan elveszi a magasságot (vagy hordalékot), ott egyre mélyebb

15


SZILÁGYI Artúr

lyukak keletkeznének, amelyek végül elérnék a modell számítási határát (ezt hívják ―numerical overflow‖ – számítási túlfolyásnak). A 3. ábrán jól látható, hogy egy azonos kiindulási területet más-más módon pusztít a diffuzív és a folyóvízi erózió. Ez utóbbi felszabdalja a felszínt, rengeteg kis völgyet hoz létre (bal oldali kép), míg az előbbi szelídebb domborzatot hoz (jobb oldali kép) létre.

1

2

3. ábra

1 - inkább folyóvízi

2 - inkább diffuzív

eróziós folyamatok által pusztított terület (a 2. ábra elméleti felszínéből származtatva) Egy felszínen gyakran vannak kisebb-nagyobb lefolyástalan területek. Célszerű ezeket áthidalni, hiszen ha egy pixel környezetében nincs nála alacsonyabb terület, akkor ott a lefolyás elakad, akármilyen kis mértékű mélyedésről is van szó. Ezeket a lefolyástalan pixeleket (―pit‖-ek) át lehet ―ugrani‖. A PCRaster programban a lefolyásirány állomány készítésénél meg lehet határozni, hogy mekkora pixelcsoportot tekintsen már lefolyástalannak a modell. Egyéb modellbe beépíthető, s annak javítását szolgáló lehetőségek: Területrészek tektonikus süllyedése, emelkedése: ezt úgy oldhatjuk meg, hogy egyes területek (pixelekcsoportok) meghatározott magasságot kapnak minden iterációban. A gyakorlatban a raszterünkhöz egy másikat adunk, ahol minden pixel értéke a ciklusonkénti emelkedés vagy süllyedés. különböző talajok, növényzet; kőzetminőség stb.: Hasonlóan az előzőhöz itt is hozzárendelhetünk egy raszteres állományt valamely változó módosítására. Például a növényzettel a lejtőszöget súlyozhatjuk, hiszen a

16

Kalderák lepusztulási folyamatai – szakdolgozat nagyobb

növényzet

SZILÁGYI Artúr

gyökereivel

akadályozza

a

tömegmozgások

kialakulását. véletlen értékekkel való szórás: véletlen számokkal szorzás egyrészt megmutatja, hogy a feltételeink mennyire determinálják a későbbi felszínt [TUCKER, G. E. - BRAS, R. L. 1998]. Nyilvánvaló, hogy ha már kis véletlen számokkal való szórás is teljesen más végeredményt hoz ki, akkor az azt mutatja, hogy folyamataink egymástól és a kezdeti feltételektől nagyban függnek (pillangó-hatás). Másrészt a random értékekkel történő differenciálás növeli a terület érdességét, ezért gyorsabb lepusztulást eredményez [TUCKER, G. E. - BRAS, R. L. 1998].

V.

E RÓZI ÓS

FOLYAM AT OK K A LDER ÁK BAN

A tűzhányóműködés során kialakult friss formák napjainkban az aktív vulkáni területeken tanulmányozhatók, tekintsük át, melyek azok az elsődleges formák, amelyek az aktív szakaszban egy kaldera képződése során kialakulnak! A kalderaképződés körülményei (robbanás, beszakadás) miatt a kialakulást követően a felszín eléggé kaotikus lehet. Ami mégis fogodzót nyújthat, hogy a vulkáni kúp általában egységes tömbök formájában szakad vagy süllyed be. A különböző tömbök közötti törések már előre jelezhetnek egy völgyhálózatot. A kezdeti szakaszban, közvetlenül a kaldera kialakulása után, amikor az erózió veszi át a kaldera alakítását, általában rendelkezésünkre áll tehát: egy zárt, vízgyűjtőt alkotó, laza felszínű, meredek peremű üst, melynek szélein a peremtől kifelé tartó rétegekben-sávokban különféle vulkáni anyagok találhatók. Ekkor még növényzet híján a lepusztulás igen gyors. Száraz, forró éghajlatú területeken később is ilyen gyér növényzet marad, s itt bár ritkák az esőzések, azok nagy mennyiségű anyagot tudnak elszállítani. Az így kialakult, erősen felszabdalt, mély árkokkal tagolt felszín a ―badlands‖. Az amerikai prérin így hívták a járhatatlan,

―rossz’

földeket

(az

elnevezés

tehát

nem

a

terület

mezőgazdasági

haszontalanságára utal) [Lóczy D. 2008]. Nedvesebb körülmények közt

az állandó vízhatás,

mállás miatt

a

lejtős

tömegmozgások formálják a felszínt. A 3. ábra jól mutatja, hogy ez jóval simább, lekerekített morfológiát eredményez. Hóval borított, állandóan fagyos területeken, mint a sarkkörön túli vagy magashegységi területeken (gondoljunk csak a Kilimanjaro és a Fuji egész évben fagyott

17


SZILÁGYI Artúr

kráterére) általában a mozgó jég alakítja a felszínt. Itt a jégár-, és kárformák (hógyűjtők, gleccservölgyek stb.) a kaldera peremét és a kúp oldalán lefutó kisebb gerinceket kicsipkézik, kiélezik. Szándékosan maradt a végére a mérsékelt övi éghajlat, hiszen mintaterületünk mérsékelt övezetben található, magassága miatt bő csapadékban részesül, így a felszínalakítás igen nagy része víznek, s ezen belül is leginkább a vonalas eróziónak, kisebb része pedig a tömegmozgásoknak köszönhető. Az évszakok váltakozása miatt, illetve a közepes hőmérsékleti és csapadék viszonyok miatt itt kisebb-nagyobb mértékben mindegyik folyamat hozzájárulhat a lepusztuláshoz [KARÁTSON D. 1993]. A kaldera lepusztulása közben a többé-kevésbé mindenütt (az állandóan fagyott területeken kívül) jelenlévő folyóvízi erózió jellegzetes vízhálózatot hoz létre. A kaldera belsejének zárt vízgyűjtőjében ágas (dendrikus), ellenben a kúp külsején sugaras (radiális) vízhálózat alakul ki hátravágódással, völgymélyítéssel. Ezek az általában felső szakaszjellegű, gyakran mély (szurdok-)völgyek a legfontosabb külső ismertetőjegyei a kalderáknak. Általában a kezdeti kúp külső palástján a lávafolyások közt lévő kisebb völgyek mélyülnek tovább, és az eredeti felszínről átöröklődve, gyakran még az eredeti felépítő kőzetek lehordódása után is megtartják az eredeti völgyhálózatot [SZÉKELY A. 1997]. A növényzet megjelenésével a lepusztulás üteme lassul, és a szél szerepe teljesen lecsökken a minimumra. Lepusztulás szerint SZÉKELY András [1997] osztályozta a vulkáni kúpokat. Ez alkalmazható a kalderákra is, mint ahogy néhányszor ő maga is használja, de nem fejti ki. Eszerint: az ép kaldera szinte vagy teljesen sértetlen; a csorba peremét egy patak hátravágódása, vagy egyéb folyamat már keresztülvágta; rom-, amikor a perem nagyobb része még megvan; roncs-, ha a kaldera széle már nagyrészt lepusztult; míg a maradékkaldera eredeti felszíni formái már csak néhol ismerhetők fel; s végül a csonk- elsődleges szerkezete már nem látszik, a felszínformára csak következtetni lehet (pl. vízhálózat, kürtőkitöltés, magmakamra kihantolt kőzetei alapján). Leginkább a kor függvénye, hogy melyik kaldera melyik állapotban van, de árnyalja a képet, hogy bár az időben épebbé válás ritka, azért előfordulhat, hogy tektonikus kiemelkedés vagy

18


SZILÁGYI Artúr

egyéb folyamat hatására ismét határozottabbá, élesebbé válnak a völgyek és a gerincek [NEMERKÉNYI A. 1987].

VI. 1.

A MI NT AT ERÜL ET : A M AG AS -B ÖRZSÖN Y

A Börzsöny 1.1 Földrajzi elhatárolás A Börzsöny az Északnyugati-Kárpátok egyik legdélebbi tagja, határai teljesen

egyértelműek, hiszen egységesen emelkedik ki a környezetéből; az ország harmadik legmagasabb (938 m), ám kis területű hegysége. Keletről és északról a Nógrádi-medence, délről a Duna határolja, nyugati oldalán a Nógrádi-medencéből a Dunába igyekvő Ipoly völgye övezi [KARÁTSON 2002a]. A vizsgált terület a hegység központ része, a Magas-Börzsöny legfiatalabb és így legkevésbé lepusztult, magas, csorba kalderája (4. ábra). Ez a világviszonylatban is jelentős méretű, és igen látványos természeti képződmény teljes egészében a Duna-Ipoly Nemzeti Park része.

4. ábra: A kaldera látképe nyugat felől (a Holló-Kőről), a szerző fotója 1.2 Tűzhányóműködés a Kárpátokban A Kárpátok szinte teljes hosszán végigvonuló vulkáni működés hozta létre a nyugatról kelet felé sorjázó tűzhányók ívét, s így a Börzsönyt is. Ez az aktivitás egy, az európai lemezdarab alá északról alábukó, óceáni vagy elvékonyodott szárazföldi lemez vándorlásához köthető, az alpi hegységképződés bonyolult lemezmozgásainak záróakkordjaként. A vulkánosság a Börzsöny és a Polyána (Poiana) kitöréseivel indult körülbelül 16 millió éve [BALLA Z. et al. 1981; KORPÁS, L. – LANG, B. 1993], egy párhuzamos vonulatként, s egészen a holocénig tartott a keleti-kárpáti Csomád működéséig. Megfigyelhető a tendencia, hogy

19


SZILÁGYI Artúr

kelet felé egyre kisebb erejű vulkánok képződtek, egyre keskenyebb sávban, s a KeletiKárpátokban már csak egy vonulat van [SZAKÁCS S. – KARÁTSON D. 2002]. 1.3 A Börzsöny kialakulása A Kárpátok vulkáni sorának egyik legidősebb, nyugati bástyájaként, gyorsan feltöltődő sekély szigettengeri környezetben keletkezett. A Börzsönyben nagyjából 16 millió éve kezdődött vulkánosság a szubdukcióra jellemző andezites-riolitos, dácitos nagy viszkozitású lávák jellegzetes formáit hozta létre. Ez három igen aktív szakaszban és körülbelül 2 millió éven át zajlott [PÉCSKAY, Z. et al. 2004; 2006]. Ennek megfelelően három különböző, működésében egymást követő nagy kitörési centrumot, valamint 11 kisebb mellék-krátert sikerült elkülöníteni [CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY E. – KORPÁS L. 1982].

A

vulkáni takaró feküje gravitációs mérések szerint kristályos alapegység és nagyjából a világtenger szintjén (0 m körül) található meg [Balla Z. 1977], tehát térképi magasság körülbelül azt is megmutatja, hogy a fedő kőzet az adott területen milyen vastag. Eszerint a legmagasabb részeken ma körülbelül ezer méter körüli lehet (938 m, Csóványos). Az első szakaszban heves lávadómműködés jellemzi az aktivitást. A lávadómok úgy jönnek létre, hogy a feláramló magma épphogy eléri a felszínt, s szinte azonnal megszilárdul. Meredek oldalú lávafolyások keletkeznek, és a gyakori dugóképződés a kürtőben hatalmas robbanásokkal jár. Ez azt jelenti, hogy a lávafolyások igen gyakoriak, míg a tufaszórás ritka (a Börzsönyben egyébként is igen ritka a tufa, ezért szigorú értelemben nem is tekinthetjük rétegvulkánnak) [KARÁTSON D. 2002a]. A második aktív fázis idején vált a környező terület is szárazulattá [PANTÓ GY. 1970]. 2.

A Magas-Börzsön yi tűzhán yótevékenység A vulkán utolsó működése 14,5 millió évvel ezelőtt [BALOGH, K. – PÉCSKAY, Z.

2001], a mai Magas-Börzsöny területén indult. Még mielőtt a harmadik lávadóm tevékenység megkezdődött, ezen részen már volt egy nagy magmafeláramlás, amely azonban nem érte el a felszínt. Ezt onnan tudjuk, hogy a kaldera fenékszintje mára annyira lepusztult, hogy ez a korábbi nagy, felszínközelben megszilárdult lávatömeg kihantolódott, jellegzetes, a környező kőzetbe behatolt sugárirányú lávatelérjeivel együtt ma a kaldera alján található. Ez a 0,5-1,5 km átmérőjű kürtőkitöltés, illetve a néhányszor 10 m vastag andezittelérek még a feltételezett beomlás előtt keletkeztek. [SZÉKELY A. 1997] (5. ábra). Végül egy magmafeláramlás elérte a felszínt s megkezdődött a Börzsöny utolsó lávadóm működése.

20


SZILÁGYI Artúr

5. ábra: A Magas-Börzsöny vázlatos földtani felépítése és földtani értékei KARÁTSON D. – NÉMETH K. 2001 után a szerző saját szerkesztése

21


SZILÁGYI Artúr

Az egymást követő kitörések, láva- s piroklasztárak váltakozásával alakult ki a mai kaldera helyén egy 1400-1500 m magas kúp, amely palástjából a csúcsrégió teljesen lepusztult, viszont az eredeti szerkezete tanulmányozható a kaldera peremén gyakran kibukkanó,

meredek,

sokszor

függőleges

sziklákon, (6. ábra); [KARÁTSON D. 2002a] Itt zavartalanul figyelhető meg az eredeti folyásirány mentén pados elválású lávakőzetek váltakozása (7. ábra). Ezen rétegek mért dőlésének átlagából kiszámolható az egykori tűzhányó magassága. Eredetileg 1350-1450 m magasan lehetett az egykori kráter [BALLA Z. 1978, KARÁTSON D. 1997]. A

kúp

oldalán

lávaárak

váltogatták

egymást, s domborzati inverzióval a korábbi völgyek minden egyes lávakiömlésnél dombokká változtak és viszont. A későbbiekben a kialakuló vízhálózat

átöröklődött

az

utolsó

működés

völgyeire [SZÉKELY A. 1987]. 3.

K alderakép ződés A kaldera mérete nagyobb, mint kora

alapján várnánk. Ennek több magyarázata is létezik. Az egyik szerint eredetileg valamennyi, a korábbi

tengerelöntés

mészkő is lehetett

üledékéből

származó

a felszínen [CSILLAGNÉ

TEPLÁNSZKY E. – KORPÁS L. 1982], amit áttörve a láva illóanyag tartalma olyannyira megnőtt, hogy a robbanások

kivételes

nagyságúak

voltak,

6. ábra: A kaldera pereme néhol

a ennyire éles (Szabó kövek). Háttérben a

magmakamrák teljesen ki tudtak ürülni, így Csóványos kilátótornya. A szerző fotója. fölöttük

sorban

beomlott

a

vulkán

lejtője

[SZÉKELY A. 1997]. Egy másik magyarázat szerint több kitörési centrum létezett, és a későbbiekben több kráter hátráló pereme olvadt össze egy kalderává. Ez megmagyarázza a kaldera kissé elnyújtott formáját [KARÁTSON D. – NÉMETH K. 2001]. Véleményem szerint könnyen lehet, hogy mindkét magyarázat helytálló, így több

22


SZILÁGYI Artúr

kráter volt, de egybenyílásuk robbanás által, az esetleges közös magmakamra hirtelen kiürülése miatt következett be. 4. A kaldera lepu sztu lása, eróziós formakincse Az utolsó szakaszban létrejött, s a hegység legmagasabb hegycsúcsaiból álló

kaldera

teljesen

felismerhető

peremével és meredek belső falaival [BALLA Z. 1977] a legmegragadóbb természeti

képződménye

a

Börzsönynek (8. ábra). A tűzhányó kialvása óta eltelt körülbelül 14 millió év alatt (K/Ar radiometrikus

koradatok

alapján

[BALLA Z.–CSONGRÁDI J.–HAVAS L.– KORPÁS L. 1981; PÉCSKAY, Z. et al. 2004; 2006]) lepusztulása

az eredeti kaldera igen

előrehaladt.

A

lehordódás sok fajtája közt legfőképp a vízerózió érvényesült, és létrehozta a felszín

ma

formavilágát.

is

látható

eróziós

7. ábra: andezit lávapadok rétegfejeinek kibukkanása tanúskodik az egykori vulkán oldalán lefolyó lávarétegek dőléséről. A szerző fotója.

8. ábra: a kaldera meredek nyugati falának látképe a Szabó-kövek irányából. A szerző fotója. 23


SZILÁGYI Artúr

A kaldera vízrajza Ahhoz, hogy megérthessük a terület erózióját, mindenképp megkell tehát vizsgálnunk a vízrajzát, hiszen a vízhálózat olyan biztonsággal mutatja a terület múltját, hogy szinte elmeséli a táj történetét. Mára olyannyira előrehaladt az erózió, hogy a kaldera belsejéből és a kúp alsó részein szinte teljesen lepusztította a legutolsó vulkáni működés kőzeteit, sőt már az alatta lévő idősebb, korábbi működésből származó kőzetekbe is bevágta magát a víz (5. ábra, 21. o.), mégis a vízhálózat még mindig híven követi a réges-rég kihunyt tűzhányó egykori völgyezetét [SZÉKELY A. 1997]. Az eredeti, s legfiatalabb vulkáni kőzetek tehát már csak foghíjas gyűrűt formázva maradtak meg, hiszen a csúcsi régiót ugyanúgy, mint a kúp alsó részét, a vízfolyások már elhordták. Az eredeti vulkáni kúp felszínéből eredően a vízhálózat a kaldera peremén kívül sugaras, az egykori nagy lávafolyások kifelé tartó völgyeit továbbmélyítve radiális (küllős-) vízhálózat öröklődött át és a bevágódás miatt rendkívül kihangsúlyozódtak ezek az eredeti völgyek. Emiatt hegyhátak

a

ma

már

hatalmas sugárirányú gerincekként hagyják el a kaldera peremét [BALLA Z. 1977]. Ezzel szemben belül

az

egykori

kráter egyetlen nagy vízgyűjtőt

képez,

amely

jellegzetes,

ágasan

összetartó

(dendrikus) rajzolata most arról, 9. ábra: a kaldera vízhálózata, forrásai magasságszínezett SRTM domborzattal. A szerző szerkesztése.

is

árulkodik hogy

a

földtörténeti közelmúltban vad

még vulkáni

tevékenység zajlott ezen a manapság oly nyugodt, s hatalmas erdőkkel borított tájon [BALLA Z. 1978].

24


SZILÁGYI Artúr

Feltűnő, hogy a kaldera délnyugati része hiányos, egyenetlen felszínű, lealacsonyodott térszín (10. ábra) , s a külső oldal vízhálózata itt nem sugaras, mint másutt, hanem kifejezetten zavart [CZAKÓ T. – NAGY B. 1976] KARÁTSON Dávid [2002a] frappáns elmélete szerint a híres nagybörzsönyi aranybányászat ércteléreit

is létrehozó

hidrotermális utóvulkáni működés valószínűleg kőzetbontással járt, ami meggyengítette 10. ábra: a kaldera látképe a Csóványosról. Jól látszik a lealacsonyodott délnyugati perem, illetve az ágas vízhálózat. A szerző fotója.

alulról a tűzhányó egész

délnyugati

oldalát, s a meleg víz hatására mállott kőzetek megfelelő csúszópályát biztosítottak egy hatalmas hegyomlásnak. Alátámasztja az elméletet, hogy jóval délebbre megfelelés van a kőzetek közt (5. ábra, 21. o.), mintha egy tömbben indult volna meg a kúp oldala, s az eredeti vulkáni rétegek még mindig őrzik magas-börzsönyi eredetüket. Az erózió azonban nagy pusztítást végzett, s a kalderaperem egykori helyén már a korábbi aktív szakasz andezitjét találjuk. Egyébként ekkor a vízhálózat is minden bizonnyal erre nyert kivezetést. Innen mindenképpen a Dunába kerül a víz, akár kifelé, akár befelé, a kalderába nyer levezetést a csapadék. Ez a délnyugati oldalon közvetlenül a Dunába, a többi irányban pedig az Ipolyon keresztül történik (9.-10.-11. ábrák).

11. ábra: A kaldera északnyugati része a Csóványosról, jobboldalt a Magosfa. A szerző fotója 25


SZILÁGYI Artúr

A Kárpátok fiatal tűzhányóívének tagjaira jellemző, hogy forrásokban bővelkednek, s ezek zöme a magasabb, csapadékosabb területeken fakad. Ez különösen igaz a Börzsönyre, hiszen a legnyugatabbra lévő ilyen hegységként igen magas évi csapadékot is kaphat, ami átlagosan 800 mm a központi részeken (előfordult már 1000 mm fölötti érték, bár napjainkra az ország más területeihez hasonlóan itt is csökkent az éves csapadék).6 Külön ki kell emelni, hogy a növények általi párologtatás (akár a csapadék 60%-át meghaladóan) nagy, még a csapadék mennyiségét is jelentősen képes befolyásolni. 7 A felszín alatti vizek jelentősége és kutatásuk lehetősége igen mérsékelt, hiszen talajvíz nincs a területen, illetve nem karsztos terület révén kicsi a beszivárgás a mélyebb rétegekbe, ráadásul a talaj alatt hamar a vulkáni kőzetek mállásából származó, vagy szálban álló vízzáró rétegek következnek. A hegység 350 forrásának többsége a magasabb területeken van, (9. ábra, 24. o.) sőt több mint 40 állandóan működő forrás fakad 600 m felett [TORMA I. 2008]. A források minőségi szempontból sérülékenyek, hiszen rövid utat tesznek meg csak a felszín alatt, ezért könnyen beszennyeződhetnek. Szerencsére az ember hatása nem jelentős a területen, ezért vizük még jó [Torma I. 2008]. A patakok vízhozama szeszélyesen változik az év során, a felszín alatti vizek tárolóhatása hiányzik, s hosszan tartó esőzésekkor illetve hóolvadáskor rendkívül bővizűek, néha azonban a kisebb csermelyek ki is száradhatnak [LÁNG SÁNDOR 1954]. Az eróziónál tárgyaltak szerint, ez a nagy változékonyság minden bizonnyal még jobban segítette a völgyek mélyülését,

hátravágódását.

Így

alakulhattak

ki

a

mai

4-500

méteres

relatív

szintkülönbségeket is produkáló kaldera meredek, ritkán akár függőleges falai (5.-6. ábra) [SZÉKELY A. 1983, 1997; KARÁTSON D. 2002a]. A mai kiszélesedett kaldera perem eróziós hátrálással alakult ki, míg a medence alsó részébe a vízfolyások mélyítettek völgyeket, illetve kisebb hordalékkúpokat hoztak létre. A

víz

felszíni

munkájának

köszönhetjük

a

hegység

különleges

szépségű

kipreparálódott lávapados elválású piroklasztikum szikláit (Szabó-kövek, Oltár-kő, Korona-kő) (12. ábra). Az összesült kőzetdarabokból álló sziklák (13. ábra) körül a kevésbé ellenáló, lap mentén elváló üde andezit gyorsabbanan pusztult. 6

Magyarország 1:100 000 méretarányú agrotopográfiai térképe alapján.

7

Az Ipoly Erdő Zrt. honlapja szerint (2008. November 16.-ai állapot)

http://www.ipolyerdo.hu/index.php?op=category&id=004001&PHPSESSID=fbe9abbd67868529dd8b9 a0ba6bb9dc3

26


SZILÁGYI Artúr S a könnyebb aprózódás miatt ez utóbbi

viszont kőfolyásokat alkot, amelyek gyakran nagy területűek is lehetnek [PANTÓ Gy. 1970], míg az előbbiek az időjárás viszontagságainak ellenállva ma is mutatják az eredeti vulkáni szerkezetet (7. ábra; 13. ábra) [KARÁTSON D. 2008]. Barlangok,

felszín

alatti

formák

előfordulása igen korlátozott a Börzsönyben. A teljesség kedvéért azért említsük meg a kaldera területén található 11 feltárt üreget (2. ábra) hiszen 12. ábra: Korona-kő. A szerző fotója.

ezek

is

nagyrészt

az

eróziónak

köszönhetik létüket [TORMA I. 2008]. Ezek a igen

lyukak

szerény

méretűek, a legnagyobb is mindössze 6,5 m hosszú, de a barlang definíciójának, miszerint egy ember elférjen

benne,

megfelelnek. Réteglap menti vagy

leszakadással egy-egy

patak

oldalazó eróziója által alakultak 13. ábra: piroklaszt-ár összesült rétegei az Oltár-kőnél.

kőtömbök

ilyen

8

A közti

álbarlangok sem ritkák,

A szerző fotója. Lámpás-barlang, vagy a Kalapos-eresz.

ki.

a

Holló-kői

8

A Magyarország nemkarsztos barlangjainak katasztere nagyon jó adatokkal szolgál a Börzsöny barlangjait

tekintve [http://geogr.elte.hu/nonkarstic/start.html].

27


SZILÁGYI Artúr

Nem tisztázott még, hogy a kaldera vizeit levezető völgy a kráter beomlásakor, esetleg oldalrobbanással már kialakult-e, mint ahogy az a szomszédos Visegrádihegység patkó formájú kalderája esetében történt, vagy egy ideig lefolyástalan terület, esetleg kalderató létezett itt s levezetése csak később, egy patak hátravágódása során Mindenesetre a korábban

alakult ki. említett

hegycsuszamlás

után

nyugati-

délnyugati irányba mindenképpen elfolyt a víz [KARÁTSON D. 2007], s állóvizek ma sem találhatók itt. A vízhálózat mai észak felé tartó levezetése, a kalderaperemet átvágó Csarnapatak révén (2. ábra), későbbi szerkezeti mozgásoknak tulajdonítható. A területen több ilyen is volt, az egyik ilyen mozgás az egész vulkán 2°30’-cel NY-ÉNY felé billenése [BALLA Z. 1977:80]. Jól látszik, hogy a nyugati perem mennyire

egyenes

valószínűsiti,

hogy

futású, itt

ez

már

valamilyen

függőleges kéregmozgás történhetett. S valóban a 14. ábrán is jól látszik, hogy a törés folytatódik a Visegrádi-hegységben is. (Piliscsaba-Bernecebaráti vonal [SZÉKELY B.-KARÁTSON D. 2004]) A kőzetek is más magasságban vannak a kaldera keleti és nyugati részén. 14.

ábra:

a

Piliscsaba-Bernecebaráti

törés

magasságszínezett SRTM domborzati képen. [SZÉKELY B.-KARÁTSON D. 2004] nyomán a szerző szerkesztése. 28


SZILÁGYI Artúr

A szerkezeti változások miatt az addig délnyugatnak tartó kivezető völgy egyre magasabbra került, míg végül a Csarna-patak új kijáratot talált magának északon egy tektonikus völgyben [SZÉKELY B.-KARÁTSON D. 2004]. 5.

Eljegesed és Hasonlóan hazánk többi andezites vulkáni-romához, tovább színezik a terület változatosságát periglaciális azaz

a

formák,

kifagyások, kőfolyások,

kőtengerek

(pl.

a

oldalában

Magosfa

15. ábra) és egyéb lejtőtörmelékek. (PINCZÉS

Z.

1986;

SZÉKELY

A.

1969;

1977; 1983; 1987). Ezek

15. ábra: Kőtenger a Magosfa északnyugati oldalán. A szerző fotója.

legutóbbi

a

jégkorban

keletkeztek a fagyváltozékonyság erőteljes kőzetrepesztő hatására.

VII.

F ELSZÍNFEJL ŐDÉSI

M ODE LL LÉT REHOZÁS A

Az eróziót tárgyalva említettük ott a különféle felszíni folyamatok modellezési lehetőségeit. A Börzsöny esetében arra vagyok kíváncsi, hogy ha egy általános, de a hegység méreteinek megfelelő kúpon az éghajlatnak megfelelő folyamatokat számszerűsítjük, akkor a kapott végeredményt összehasonlítva a mostani felszínnel megtudhatjuk, hogy hol, és milyen mértékben befolyásolták speciális hatások, mint például szerkezeti mozgások a Börzsöny lepusztulását. 1.

K alderaforma lét rehozása A modellezésben az általánostól az egyre speciálisabb feltételek megadása felé

próbáljuk közelíteni az erózió alakulását. Ezért létrehoztam egy általános kaldera formát, amit nagyjából a Magas-Börzsöny eredeti kúpjához hasonló alakúra alakítottam.

29


SZILÁGYI Artúr

Mivel a kúp eredeti átmérője 12-13 km lehetett [KARÁTSON D. 2007, SZÉKELY A. 1997], ezért 15 km oldalú négyzetet választottam alapterületnek, a számítás könnyítése miatt a felbontás elég kicsi (100 m), vagyis a kezdeti raszteres állomány egy 150 egység (pixel) oldalú négyzet. A koordináta rendszer pedig m-ben van vagyis 15000 egység (m) oldalú négyzet. A szakirodalom alapján körülbelül 1400-1500 m magasan volt a kráter széle. A kráter perem hátrálása az idővel erősen korrelál [KARÁTSON D. 1993, 1996], ezért körülbelül 15002000 m között lehetett a szélessége (1750-nel számoltam), a mainak kevesebb, mint fele. . Ennek a pereme volt tehát körülbelül 1400-1500 m magasan (1450-nel számolva). Egyszerű arányossággal számolva, kráter nélkül a kúp tehát 1625 m magas lett volna. Ezt a kúpfelszínt matematikai úton hoztam létre: Az origó középpontú kúp egyenletének,

egyenletnek

megfelelő (x;y;z) koordinátájú pontok egy egyenes oldalú, szabályos kúpot alkotnak. Mi csak z-t nem ismerjük, tekintve, hogy a raszter közepét jelöljük ki csúcspontnak. Így a minden egyes pixel z koordinátáját az alábbi képlettel kapjuk meg: . Esetünkben adott tehát egy 15000x15000-es koordinátarendszer (150x150 cella, egy cella élhossza 100 egység), ahol a program az origót a bal felső sarokba helyezi. Vagyis a kúp csúcsa ide esne, mi pedig középen szeretnénk látni. Ezért x és y koordinátákból minden esetben le kell vonni 7500-at (a fenti képletben - a négyzetre emelés miatt - úgysem áll fent a veszély, hogy negatív szám kerülne a gyökjel alá). Így ez egy úgynevezett végtelenített kúp lesz (a raszter minden pontja a kúp része), viszont mi egy pontosan meghatározott szélességű (13000 m=130 pixel átmérőjű) kúpot szeretnénk, ezért a műveletet csak akkor hajtatjuk végre, amennyiben a pixelek egy 6500 egység sugarú, (7500;7500) középpontú körben helyezkednek el. Tehát teljesül rájuk, hogy

, egyébként a körön kívül

minden pixel 0. Az így létrejött kúp tölcsérszerű, ezért -1-gyel való szorzással a helyes irányba tükrözzük. Ezután, mivel ennek a kúpnak a csúcsa továbbra is 0 m, ezért hozzáadással feljebb toljuk, hogy a 0 a körülvevő raszter magassága legyen. Ezután beszorozzuk egy konstanssal, hogy a kúp magassága 1675 egység legyen. Az eredményt a 13. ábra felső képe mutatja háromszoros magassági torzításban.

30

Kalderák lepusztulási folyamatai – szakdolgozat A

SZILÁGYI Artúr

kiürülése

magmakamra

következtében omlott be a kúp, vagyis ha

1.

abból a feltételezésből kiindulva, hogy a magmakamra egy ellipszoiddal közelíthető, kivonunk egy ellpiszoidot a vulkáni kúpból, akkor egy általános kalderaformát kapunk. A gömb térbeli koordinátageometriai egyenletét:

z-re

rendezzük

és

2.

esetünkre

alkalmazzuk, akkor a koordinátáink: a

egyenletet fogják kielégíteni. Ez kirajzol egy félgömböt (azért csak felet, mivel a raszterünkön minden (x;y) koordinátapárnak csak egy z koordinátája lehet),

amely

825

egység

magasságú

3.

(ugyanis ennyi a sugara). A mai mélyége a kalderának 320 m a krátermélység csak 0,5 körüli

értékben

[KARÁTSON D.

korrelál 1996],

ezért

a

korral 200

m

mélységűnek vettem az eredeti kaldera mélységét. Az általános kúp magasságának 1625 m-t adtam meg, így a levonandó fél

16. ábra: általános kalderaforma (3.)

ellipszoid magassága (1675-1450)+200=425

létrehozása kúpból (1.) fél ellipszoid (2.)

m. Ezért a korábban kapott félgömb z

levonásával. A szerző szerkesztése.

koordinátáit szoroztuk úgy, hogy magassága 825 helyett 425 egység (méter) legyen. Megvan tehát a kiindulási, igen általánosított forma, ahonnan már el lehet indítani a felszínfejlődés folyamatait. Egy adott kaldera esetében el kell döntenünk, hogy mely folyamat mekkora mértékben kap szerepet. Mit tudunk ezekről? A Kárpátok tűzhányóinak összehasonlítása [NEMERKÉNYI 1987; KARÁTSON D. 1993, 1996; SZÉKELY A. 1997] alapján tudjuk, hogy: a felszínalacsonyodás körülbelül 31,5 m/millió év;

31


SZILÁGYI Artúr

a kalderaátmérő növekedése az idő függvénye; általában egy patak vágja át a kaldera peremét; a vízhálózat nagy időtávlatban is állandó rajzolatú; Ezek után az erózió modell állandóit (fluviális együttható, a diffúziós együttható, m, n) kell úgy beálítani, hogy ezeknek a feltételeknek megfeleljen.

VIII. 1.

Ö SSZEGZÉS

Eddigi mun ka, követ keztetések Munkámban a szakirodalmi előzmények alapján bemutatom a kalderák kialakulását,

és ismertetve a fő eróziós folyamatokat meghatározom a felszínalakzatokat, amelyek ehhez kapcsolódnak. Mintaterületként a magas-börzsönyi kaldera lepusztulásformáit tanulmányozom, a kialakulásukon keresztül bemutatva, s térképi adatbázisba rendezve. Ismertetem, hogy mik a feltételei egy olyan numerikus modellnek, amely már jó becslést ad a valós felszínpusztulásra, és az első lépésként a kezdeti felszínt el is készítettem. Ebben új dolog, hogy szakirodalmi adatok alapján egy kezdeti felszínként használható közelítő kúpot hoztam létre, amelynek alakját a Kárpátok robbanásos kalderáinak összehasonlításából, a magas-börzsönyi kaldera méreteinek megfelelően adtam meg.

2.

További kutatási célok, lehetősége k Ígéretes lehetőségnek tartom a téma további feldolgozását, a következő feladatok

megoldásával, elemzésével: hazánk

éghajlati

körülményeire

alkalmazni

a

modell

változóit

(eróziósebesség, fluviális együttható stb.). A további kutatás alapján pontosítani a Börzsöny kialakulását befolyásoló tényezőket. Pontosabb kiindulási felszín kialakítása. A folyamatok visszafordíthatóságának vizsgálata, hogy mennyire lehetne a jelenlegi felszínt (17. ábra) használni kiindulásnak, mintegy az időben visszafelé haladva. A jelenlegi felszínről pontos képet tudunk adni, ellentétben az évmilliókkal ezelőtti domborzatról.

32


SZILÁGYI Artúr

17. ábra: A kaldera EOTR 1:10000-es felbontású topográfiai térképből digitalizálással nyert domborzatmodelljének ArcGIS ArcScene programban készített perspektivikus, 100 méterenként magasságszínezett képe. A két szélsőérték: a sötétbarna terület 900 m fölötti, a sötétzöld pedig a 200-300 m tengerszint feletti magasságú területeket jelöli. A lila vonal a kaldera peremét mutatja, a kék vonalak pedig a folyóvizeket. A szerző szerkesztése.

33


SZILÁGYI Artúr

I ROD AL OMJEG YZÉ K AHNERT, F., 1987: Process-response models of denudation at different spatial scales. — Catena Supplement, v. 10, pp. 31- 50. BALLA Z. 1977: A Magas-Börzsönyi paleovulkán rekonstrukciója. in: Általános Földtani szemle 1977/10. pp. 45-111. BALLA Z.–CSONGRÁDI J.–HAVAS L.–KORPÁS L. 1981: A börzsönyi vulkanitok kora és a K/Ar kormeghatározások pontossága in: Földrajzi Közlemények 111: 307-324. BALOGH, K. – PÉCSKAY, Z. 2001: K/Ar and Ar/Ar geochronological studies in the PannonianCarpathians-Dinarides (PANCARDI) region. — Acta Geologica Hungarica, 44 (23), pp. 281-299. BALOGH Kálmán 1991a: A szedimentológia múltja, jelene, jövője. in: BALOGH Kálmán (szerk.): Szedimentológia I. — Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 19-22. BALOGH Kálmán 1991b: A mállási törmelék számítása. in: BALOGH Kálmán (szerk.): Szedimentológia I. — Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 65-102. BARNOULLI, D., SCHALTEGGER, U., STERN, W.B., FREY, M., CARON, M., MONECHI, S., 2004: Volcanic ash layers in the Upper Cretaceous of the Central Appennines and a numerical age for the early Campanian. — International Journal of Earth Sciences, 93 (3), pp. 384-399. BARCZI Attila – CENTERI Csaba 2005: Az erózió és defláció tendenciái Magyarországon in: Stefanovits Pál – Michéli Erika (szerk.): A talajok jelentősége a 21. században. — Magyar Tudományos Akadémia Társadalomkutató Központ, Budapest pp. 221.-244. CZAKÓ T. – NAGY B. 1976: Fototektonikai és ércföldtani adatok korrelációja a Börzsönyhegységben. — MÁFI Éves Jelentés (1976), pp. 47.-60. CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY E. – KORPÁS L. 1982: Magyarázó a Börzsöny-Dunazug hegység földtani térképeihez I.-II. — MÁFI – AD. CSONTOS A. - VÖRÖS A. 2002: A kárpát-pannon térség lemeztektonikai modellje. – In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. — Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 70-72. DI VITO, M. A., ISAIA, R., ORSI, G., SOUTHON, J., DE VITA, S., D’ANTONIO, M., PAPPALARDO, L. and PIOCHI, M. 1999: Volcanism and deformation since 12,000 years at the Campi Flegrei caldera (Italy). — Journal of Volcanology and Geothermal Research 91(2–4), pp. 221–246. FRAZZETTA, G. - La Volpe, L. - Sheridan, M.F. 1983: Evolution of the Fossa Cone, Vulcano. Journal of Volcanology and Geothermal Research 17, pp. 329-360. HEIKEN, G. 1991: Volcanic ash: What it is and how it forms. — First nternational Symposium On Volcanic Ash And Aviation Aafety, Seattle, WA (United States), 8-12 Jul 1991, 20 p. HEVESI Attila 1997: Természetföldrajzi Kislexikon. — Pannonklett Kiadó, Budapest HILDRETH W. 1996: Kulshan caldera: A Quaternary subglacial caldera in the North Cascades, Washington. — Geological Society of America Bulletin 1996;108;786793 HILL, David P. - BAILEY, Roy, A. - SOREY, Michael L. - HENDLEY II, James W. - STAUFFER, Peter H. 2000: Living with a restless caldera - Long Valley, California. In: Reducing the risk from volcano hazards. — U.S. Geological Survey, Menlo Park, California, p. 2. KORPÁS, L. – LANG, B. 1993: Timing of volcanism and metallogenesis int he Börzsöny Mountains, Northern Hungary. — Ore Geology Review, 8, pp. 477-501.

34


SZILÁGYI Artúr

KARÁTSON D. 1993: Kárpáti tűzhányók elsődleges formakincse és lepusztulása az összehasonlító morfometria és a kvantitatív analízis tükrében. — Egyetemi doktori értekezés, ELTE, Budapest, p. 143. KARÁTSON, D. 1996: Rates and factors of stratovolcano degradation in a continental climate: a complex morphometric analysis of nineteen Neogene/ Quaternary crater remnants in the Carpathians. — J. Volcanol. Geotherm. Res., 73, pp. 65-78. KARÁTSON, D. 1997: A vulkáni működés és a kalderakérdés a Börzsönyben — Földrajzi Közlemények 1997/3-4, p.151-172, Bp. KARÁTSON D. 2002a: A Börzsöny. In: Karátson Dávid (szerk.): Magyarország földje kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. — Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 358361. KARÁTSON D. 2002b: A Mátra. – In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. — Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 362364. KARÁTSON D. 2007: A Börzsönytől a Hargitáig. – Typotex Kiadó, Budapest, 463. KARÁTSON D. – NÉMETH K. 2001: Lithofacies associations of an emerging volcanoclastic apron in a Miocene volcanic complex: an example from the Börzsöny Mountains, Hungary .— Int J Earth Sciences (Geol Rundsch) (2001) 90:776-794. KARÁTSON D. - THOURET, J.C.L. - MORIYA, I., - LOMOSCHITZ, A. 1999: Erosion calderas: origins, processes, structural and climatic control. — Bulletin of Volcanology, 61, pp. 174-193. KARÁTSON D. - OLÁH I. - PÉCSKAY Z. - MÁRTON E. - HARANGI SZ., DULAI A. - ZELENKA T. KÓSIK Sz. 2007: Miocene volcanism in the Visegrád Mountains (Hungary): an integrated approach to regional volcanic stratigraphy. — Geologica Carpathica, December 2007, 58, 6, 541-563. KARSSENBERG, D., P.A. BURROUGH, R. SLUITER, K. DE JONG 2001: The PCRaster software and course materials for teaching numerical modelling in the environmental sciences. — Transactions in GIS 5, pp. 99-110. KORPÁS L. 2002: A Visegrádi-hegység. In: Karátson Dávid (szerk.): Magyarország földje kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. — Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 355357. LÁNG S. 1954: A Börzsöny vízrajza. — Földrajzi Értesítő 1954/3.: p. 243-269. LAWRENCE, D. S. L. 1996: Phisically based modelling and, the analysis od landscape development. – In. Rhoads, B. L. & Thorn, C. E. (eds.): The Scientific Nature of Geomorphology. — John Wiley and Sons, New York. pp. 273-288. LÓCZY D., CZIGÁNY Szabolcs, CSILLAG Gábor, GYENIZSE Péter, KOVÁCS János, LÓCZY Dénes, SEBE Krisztina 2008: Geomorfológia II. — (szerk. LÓCZY D.) Dialóg Campus Kiadó, Budapest-Pécs, p. 440. LÓCZY D. 2005: Geomorfológia I. – Dialóg Campus Kiadó, Budapest-Pécs, 335. p. MILNER, D. M., COLE, J. W. and WOOD, C. P. 2003: Mamaku Ignimbrite: a caldera-forming ignimbrite erupted from a compositionally zoned magma chamber in Taupo Volcanic Zone, New Zealand. — Journal of Volcanology and Geothermal Research 122 (3–4), pp. 243–264. NEMERKÉNYI A. 1987: Alakmérési vizsgálatok a kárpátok vulkáni vonulatának egykori kitörési központjain. — Földrajzi Értesítő, XXXVI., 3-4, pp. 273-280. NÉMETH K. –MARTIN U. 2007: Practical Vulcanology. — Occasional Papers of the Geological Institute of Hungary, volume 207, Budapest

35


SZILÁGYI Artúr

PANTÓ GY. 1970: A Börzsöny hegység északi részének harmadidőszaki vulkanizmusa — In: KUBOVICS I.–PANTÓ GY.: Vulkanológiai vizsgálatok a Mátrában és a Börzsönyben, Akadémia Kiadó, Bp. pp.161-302. PÉCSKAY, Z. – NAGY, B. 1993: New K-Ar data for hydrothermal activity int he Neogene volcanic region of Nagybörzsöny, NE-Hungary. – MÁFI évi jelentés 1991-ről, pp. 367-371. PÉCSKAY, Z. – LEXA, J. – SZAKÁCS, A. – SEGHEDI, I. – BALOGH, K. – KONECNY, V. – ZELENKA, T. – KOVACS, M. – FÜLÖP, A. – MÁRTON, E. – PANAIOTU, C. – CVETKOVIC, V. 2004: Evolution of Neogene-Quaternary Magmatism in the Carpathian Arc and Intra-Carpathian Area: Geodynamic Implications. — GeoLines 17, pp. 77-79. PÉCSKAY, Z. - LEXA, J. - SZAKÁCS, A. - SEGHEDI, I. - BALOGH, K. - KONECNY, V. - ZELENKA, T. - KOVACS, M. - PÓKA, T. - FÜLÖP, A. - MÁRTON, E. - PANAIOTU, C. - CVETKOVIC, V. 2006: Geochronlogy of Neogen magmatism in the Carpathian arc and intraCarpathian area. — Geologica Carpathica, 57 évf., 6. szám, pp. 511-530. PÉCSI Márton 1991: Geomorfológia és domborzatminősítés. In: MAROSI S. (szerk.): A mozgóvíz eróziós formái. — Magyar Tudományos Akadémia Földrajtudományi Kutató Intézet, Budapest, pp. 9-36. PINCZÉS Z. 1986: Periglaciális formák és üledékek térbeli rendje egy vulkánikus hegy lejtőjén. — Földrajzi Értesítő, XXXV. évf., 1-2. füzet, pp. 28-42. SZAKÁCS S. – KARÁTSON D. 2002: A belső-kárpáti mészalkáli vulkánosság. — In: KARÁTSON Dávid (szerk.): Magyarország földje kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. — Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 73-77. SZÉKELY A. 1969: A Magyar-középhegyvidék periglaciális formái és üledékei. — Földrajzi Közlemények, XVII. évf., 3. füzet, pp. 272-289. SZÉKELY A. 1977: Periglaciális domborzatátalakulás a magyar középhegységekben. — Földrajzi Közlemények, XXV. évf., 3. füzet, pp. 55-59. SZÉKELY A. 1983: A pleisztocén periglaciális domborzatátalakulás Magyarországon. — Földrajzi Értesítő, XXXII. évf., 3-4. füzet, pp. 389-398. SZÉKELY A. 1987: Vulkáni hegységeink a legújabb kutatások tükrében. — Földrajzi Közlemények, XXXV. évf., 3-4. füzet, pp. 134-142. SZÉKELY A. 1997: Vulkánmorfológia. — ELTE, Eötvös Kiadó, Budapest, p. 234. SZÉKELY B.–KARÁTSON D. 2004: DEM-based Morphometry as a tool for reconstructing primary volcanic landforms: examples from the Börzsöny Mountains, Hungary. — Geomorphology, 63., pp. 25.-37. TORMA I. A Börzsöny rövid ismertetése in: Börzsöny és Ipoly völgye turistakalauz — Cartographia, Bp. 2008. TUCKER, G. E. - BRAS, R. L. 1998: Hillslope processes, drainage density, and landscape morphology. — Water Resources Research, 34, pp. 2751-2764. TUCKER D., HILDRETH W., ULLRICH T, and FRIEDMAN R. 2007: Geology and complex collapse mechanisms of the 3.72 Ma Hannegan caldera, North Cascades, Washington, USA. — Geological Society of America Bulletin 2007;119;329-342

36

Kalderák lepusztulási folyamatai a Magas-Börzsöny példáján, különös tekintettel a modellezés lehetőségeire SZAKDOLGOZAT

Recommend Documents