PÉCSI TUDOMÁNYEGYETEM Földtudományok Doktori Iskola Természeti földrajz és földtan Doktori Program
A Nyugat-Mecsek és környezete tektonikus geomorfológiai elemzése
Doktori értekezés Készítette:
Sebe Krisztina
Témavezető: dr. Konrád Gyula geológus, a földtudomány kandidátusa PTE TTK Földrajzi Intézet, Földtani Tanszék dr. Budai Tamás geológus, az MTA doktora PTE TTK Környezettudományi Intézet
PÉCS, 2009
Tartalomjegyzék 1.
Bevezetés .......................................................................................................................... 6
2.
Kutatási előzmények ........................................................................................................ 8
3.
Célkitűzés ....................................................................................................................... 12
4.
Kutatási terület és módszerek ........................................................................................ 13 4.1.
A földtani környezet és a szerkezet- és felszínalakulás főbb vonásai ............................... 13
4.2.
A kutatási terület .................................................................................................................. 16
4.3.
Kiindulási adatok.................................................................................................................. 18
4.4.
Kutatási módszerek .............................................................................................................. 19
4.4.1. 4.4.2.
5.
Terepi földtani és geomorfológiai vizsgálatok...............................................................................19 Térinformatikai feldolgozás...........................................................................................................20
Eredmények ................................................................................................................... 23 5.1.
A fiatal üledékek és a domborzat terepi vizsgálata............................................................ 23
5.1.1. 5.1.2. 5.1.3. 5.1.4. 5.1.5. 5.1.6. 5.1.7. 5.1.8. 5.1.9. 5.1.10. 5.1.11. 5.1.12. 5.1.13. 5.1.14. 5.1.15. 5.1.16. 5.1.17. 5.1.18. 5.1.19. 5.1.20. 5.1.21. 5.1.22.
5.2.
Szentlőrinc, homokbánya...............................................................................................................23 Cserdi-szőlőhegy, homokbánya .....................................................................................................24 Bodai őrház (Cserdi-DK), homokbánya ........................................................................................25 Boda, erdészház .............................................................................................................................27 Boda-DK, régi löszmélyút .............................................................................................................27 Boda, Harinkó-gödör .....................................................................................................................28 Hetvehely, felhagyott homokbánya ...............................................................................................29 Hetvehely, Sás-völgy .....................................................................................................................30 Pécsbagota, erdészeti út bevágása..................................................................................................31 Zók, löszmélyút .............................................................................................................................32 Gyód, Rudolf-hegy ........................................................................................................................34 Pellérd, uránipari zagytározó övárka .............................................................................................35 Kökény, pincesor ...........................................................................................................................37 Pécs, Pellérdi út..............................................................................................................................38 Pécs, Hétkaréjos sírkamra..............................................................................................................39 Pécs, Búza tér.................................................................................................................................40 Pécs, Havi-hegy .............................................................................................................................42 Pécs, Erzsébettelep, kőfejtő ...........................................................................................................45 Pécs, Danitzpuszta, homokbánya...................................................................................................46 Pécs, Danitzpuszta, déli homokbánya............................................................................................49 Pécsvárad, homokbánya.................................................................................................................49 Komló-Mecsekjánosi, egykori homokbánya .................................................................................51
A domborzatmodell-elemzések eredményei ....................................................................... 55
5.2.1. A használt domborzatmodellek általános jellemzése.....................................................................55 5.2.1.1. Domborzat, magassági eloszlás .............................................................................................55 5.2.1.2. Lefolyásviszonyok .................................................................................................................56 5.2.1.3. A nagy felbontású DDM hibaszűrése a domborzat szempontjából........................................61 5.2.2. A domborzatmodellek szerkezeti geomorfológiai elemzése..........................................................65 5.2.2.1. Domborzat .............................................................................................................................65 5.2.2.2. Lejtés......................................................................................................................................69 5.2.2.3. Felszíngörbület.......................................................................................................................71 5.2.2.4. Lejtőkitettség .........................................................................................................................73 5.2.2.5. Lineamensek ..........................................................................................................................76 5.2.2.6. Lefolyásviszonyok .................................................................................................................78
5.3.
6.
A szeizmikus szelvények elemzése ....................................................................................... 81
Az eredmények értelmezése ........................................................................................... 88
2
6.1.
A tektonikai adatok értékelése............................................................................................. 88
6.2.
A szél szerepe a felszínfejlődésben ...................................................................................... 91
6.3.
A tektonika hatása a felszínfejlődésre................................................................................. 95
6.4.
A domborzatmodellek alkalmazhatósága morfotektonikai elemzésekben.................... 100
7.
Az eredmények összefoglalása..................................................................................... 102
8.
A kutatás további irányai............................................................................................. 104
9.
Köszönetnyilvánítás ..................................................................................................... 105
10.
Irodalom....................................................................................................................... 106
3
Ábrajegyzék 1. ábra: A Nyugat-Mecsek és környéke átnézetes földtani térképe .......................................................................14 2. ábra: A kutatási terület a vizsgált feltárásokkal és szelvényekkel .....................................................................17 3. ábra: Vető a szentlőrinci homokbányában.........................................................................................................23 4. ábra: Haránthasadásos üledékszerkezet a szentlőrinci homokbányában............................................................24 5. ábra: A Tengelici Formáció és a felső-pannóniai homok érintkezése (Cserdi-szőlőhegy, homokbánya)..........25 6. ábra: A cserdi homokbánya szelvénye...............................................................................................................25 7. ábra: Ősmaradványok a cserdi homokbányából ................................................................................................26 8. ábra: Nyugodt településű felső-pannóniai homok Bodától Ny-ra......................................................................27 9. ábra: Felső-pannóniai és kvarter rétegsor Bodától DK-re, a felső részében éleskavicsokkal ............................28 10. ábra: Oldalelmozdulásos összetevőjű vető a hetvehelyi homokbányában.......................................................29 11. ábra: A Sás-völgyi teraszüledék elterjedése és egy mesterséges feltárása .......................................................31 12. ábra: Tömegmozgással érintett rétegsor Pécsbagotán......................................................................................32 13. ábra: A zóki löszmélyút rétegoszlopa ..............................................................................................................33 14. ábra: Mamutkoponya a zóki szelvény fölső szakaszában ................................................................................34 15. ábra: A Rudolf-hegyi (Gyód) felhagyott homokbánya rétegsora és a kaviccsal kitöltött hasadék ..................34 16. ábra: Jellemző rétegsorok a pellérdi zagytározó övárkából .............................................................................36 17. ábra. Szeizmikus eredetű üledékfolyósodási jelenség a felső-pannóniai homok és a negyedidőszaki pataküledék határán .................................................................................................................................37 18. ábra: Tefraszint középső-pleisztocén löszben a kökényi pincesoron...............................................................37 19. ábra: Házalap feltárása Pécsett, a Pellérdi úton ...............................................................................................38 20. ábra: Vetők a Hétkaréjos sírkamra melletti felső-pannóniai homokban ..........................................................39 21. ábra: A Búza téri feltárás nyugati fala .............................................................................................................40 22. ábra: Limonitsávok elmozdulása pannóniai homokos aprókavicsban Pécsett, a Búza téri feltárásban ...........41 23. ábra: Szerkezeti elemek a Havi-hegyről ..........................................................................................................43 24. ábra: Az erzsébettelepi kőfejtő NyDNy-i fala..................................................................................................45 25. ábra: Tektonikai jelenségek a danitzpusztai homokbánya északi falában .......................................................48 26. ábra: A danitzi déli homokbánya enyhén D felé kibillent homokrétegei.........................................................49 27. ábra: Feltolódások a pécsváradi nagy homokbánya DNy-i falában.................................................................50 28. ábra: A mecsekjánosi feltárás helyszínrajza ....................................................................................................51 29. ábra: A mecsekjánosi feltárás déli fala a fő tektonikai elemekkel ...................................................................52 30. ábra: Vető Komló-Mecsekjánosi hulladéklerakójának déli feltárásában .........................................................52 31. ábra: A szintvonalakból interpolált domborzatmodell hisztogramja és példa a domborzat mesterséges lépcsőire...................................................................................................................................................56 32. ábra: A fotogrammetrikus domborzatmodell hisztogramja és a jellemző magassági tartományok térképi eloszlása...................................................................................................................................................56 33. ábra: A lefolyástalan területek elhelyezkedése és tengerszint feletti magassága .............................................57 34. ábra: A lefolyástalan területek tengerszint feletti magasságának eloszlása .....................................................58 35. ábra: Példa interpolálási hibából származó lefolyástalan területekre a Katonai Térképészeti Hivatal DDM-50 domborzatmodelljén ................................................................................................................................58 36. ábra: A lefolyástalan területek képződményenkénti megoszlása a Nyugat-Mecsek szűkebb területén...........59 37. ábra: A lefolyástalan területek képződményenkénti megoszlása a teljes vizsgálati területen..........................60 38. ábra: A nagy felbontású domborzatmodell lefolyásviszonyai (részlet) ...........................................................61 39. ábra: A fotogrammetriai úton nyert domborzatmodell fő hibatípusai..............................................................63 40. ábra: Értelmezhetetlen morfológiai elemek két eltérő felbontású terület határán a Jakab-hegy gerincén .......64 41. ábra: A vizsgált terület árnyékolt domborzati képe .........................................................................................66 42. ábra: A fő szerkezeti elemek és vezetőszintek a Nyugat-Mecsek domborzatmodelljén..................................67 43. ábra: A tágabb környék árnyékolt és magasság szerint színezett domborzatmodellje.....................................68 44. ábra: Az egyes képződmények tengerszint feletti átlagmagassága a Nyugat-Mecsekben ...............................69 45. ábra: A terület lejtőszögtérképe .......................................................................................................................70 46. ábra: Az egyes képződményekhez tartozó átlagos lejtőszög a Nyugat-Mecsekben.........................................71 47. ábra: A lejtőirányú felszíngörbület térképe......................................................................................................72 48. ábra: Lejtőkitettségi térkép ..............................................................................................................................73 49. ábra: Az Ürögi-víz hordalékkúpja ...................................................................................................................74 50. ábra: A kitettségi térképen megfigyelhető morfotektonikai jelenségek...........................................................75
4
51. ábra: A simított domborzatmodelleken és az űrfelvételen kijelölt nagy léptékű lineamensek.........................76 52. ábra: A nagy felbontású domborzatmodellen kijelölt lineamensek és a földtani térképeken ábrázolt törésvonalak kapcsolata ...........................................................................................................................77 53. ábra: Lefolyási adatok térképe.........................................................................................................................78 54. ábra: A vizsgált terület vízrajza árnyékolt domborzatmodellen.......................................................................79 55. ábra: Folyólefejeződések a Mecsekalja-öv mentén..........................................................................................80 56. ábra: A Mecsek déli peremi feltolódása a Me-101 szeizmikus szelvényen .....................................................82 57. ábra: A Bükkösdi-törés a Me-102 szeizmikus szelvényen ..............................................................................83 58. ábra: Részlet a Me-104 szeizmikus szelvényből..............................................................................................84 59. ábra: A regionális szeizmikus szelvények és a Mecsek fő szerkezeti övei ......................................................86 60. ábra: Morfológiai szelvény a nyugat-mecseki hegylábfelszínen és a Görcsönyi-háton keresztül ...................87 61. ábra: A fiatal tektonikai jelenségek megjelenése a feltárásokban és a Nyugat-Mecsek fő szerkezeti elemei..88 62. ábra: Éleskavics- és futóhomok-előfordulások Pécs környékén ......................................................................93 63. ábra: A Pécsi-medence megjelenésének időpontjára vonatkozó adatok ..........................................................97
5
1. Bevezetés A nagy aktivitású radioaktív hulladékok egyik potenciális befogadó kőzetének, a Bodai Aleurolit Formációnak és környezetének, a Nyugat-Mecseknek a kutatása több évtizedre nyúlik vissza. Először 1982-ben merült föl (MÁTRAI et al. 1983), hogy a képződmény (kis és közepes aktivitású) radioaktív hulladékok tárolására alkalmas lehet (HÁMOS 1997). 1995 és 1998 között egy elsősorban földtani, ún. Rövidtávú Kutatási Program (RTP) zajlott le, melynek feladata a Bodai Aleurolit Formáció (BAF) felszíni és felszín alatti vizsgálata volt. A Paksi Atomerőmű bezárási határidejének közeledtével néhány év múlva ismét előtérbe került a kérdés, és 2003 őszén a Radioaktív Hulladékokat Kezelő Közhasznú Társaság (RHK Kht.) mint a Nukleáris Pénzügyi Alap állami kezelőszerve elfogadta a Mecsekérc Rt. öt évre (20032008) szóló, a BAF kutatását célzó és az előzőnél sokkal szélesebb körű Középtávú Kutatási Programra (KTP) szóló pályázatát. Bár ez a program jelenleg szünetel, az elmúlt évek kutatásai már így is számos új ismeretet eredményeztek. A radioaktív hulladékok elhelyezése érdekében folytatott vizsgálatoknak mindenhol, így a nyugat-mecseki területen is egyik sarkalatos kérdése a földtani környezet tektonikai aktivitása (a nemzetközi szabályozást és irányelveket részletesen KOVÁCS (szerk., 2003) taglalja). A jelenleg érvényben lévő hazai jogi szabályozás szerint nagy aktivitású és hosszú felezési idejű radioaktív hulladék elhelyezésére szolgáló végleges létesítmény földtani alkalmasságának vizsgálati szempontjai között a geodinamika terén „igen fontos, feltétlenül és behatóan vizsgálandó földtani adottságok … a vetők, redők, rátolódások, a potenciálisan aktív törések és a földrengések aktív és potenciális fészekövei. … A földtani adatbázisnak ki kell terjednie a tektonikai, neotektonikai, … geomorfológiai … vizsgálatok eredményeire. … A telephely tektonikai, szeizmikus … stabilitása földtörténeti léptékben vizsgálandó és tízezer évre prognosztizálandó” (62/1997. (XI. 26.) IKIM rendelet). Az idézett miniszteri rendelet egyik előírása szerint „telephely nem jelölhető ki olyan törésszakaszon, ahol az utolsó százezer évben felszíni elmozdulás volt”. Ennek megítélése a hegységi területen nyilvánvaló nehézségekbe ütközik: bár az uránérckutatásnak köszönhetően a
Nyugat-mecseki-antiklinális
szerkezetföldtanáról
viszonylag
részletes
ismeretekkel
rendelkezünk, a vetők korolásához szükséges fiatal – nem csak a felső-pleisztocén(-holocén), hanem egyáltalán a kainozoos – üledékek csak igen kis foltszerű előfordulásokra korlátozódnak. Az előtérmedencék esetében más a helyzet, itt a fiatal képződmények ugyan jóval nagyobb kiterjedésben megtalálhatók, de feltártsági viszonyaik elég rosszak.
6
A Nyugat-Mecsek déli lábainál elterülő Pécsi-medencét az is érdekessé teszi, hogy több szempontból eltér a Dunántúl egyéb, hasonló morfológiai helyzetben fekvő középhegységi előtérmedencéitől, mint amilyen például a Balaton vagy a Velencei-tó medencéje. Ez utóbbiak kialakulásában bizonyíthatóan jelentős szerepet játszott a defláció, gyakoriak bennük és környezetükben a szélcsiszolta kavicsok és a futóhomokok (CHOLNOKY 1918, FODOR et al. 2005), és a tavi üledékek alapján a medenceképződés megindulása az óholocénre, ill. legfeljebb 15-17 ezer évvel ezelőttre tehető (CSERNYI 2002). Ezzel ellentétben a Mecsek előterében az eolikus képződmények ritkák (PÉCSI és társai (1988) írtak le szélkoptatta homokot Pécs déli határából), futóhomokok nagyobb mennyiségben inkább csak a távolabbi térségben fordulnak elő (pl. a Dráva-medencében, LOVÁSZ 1964), és éleskavicsokból is csak szórványos leletek vannak (JÁMBOR 1967, 2002). A hegységperemen és az előtérmedencékben viszont az erősen deformált felső-pannóniai üledékek jelentős fiatal szerkezeti mozgásokra utalnak. A szél és a szerkezeti mozgások szerepének elkülönítése a jelenkori domborzat kialakításában fontos, de nem egyszerű feladat, különösen, hogy az előtér ismeretességi szintje sokkal alacsonyabb a hegységénél, a sekély vízkutató fúrásokon kívül alig néhány nagyobb mélyfúrás és még kevesebb geofizikai szelvény áll rendelkezésre róla. A közelmúltbeli és jelenkori felszínalakító folyamatok nyomozására a fenti feltételek mellett több tudományterület eredményeinek együttes feldolgozása nyújthat lehetőséget. Ez a dolgozat földtani, geofizikai és geomorfológiai adatok összegyűjtésével, hagyományos és újabb (pl. térinformatikai) módszerek felhasználásával próbálja megvilágítani a fiatal szerkezetalakulás és felszínfejlődés néhány fontos vonását, a hosszú távú stabilitás megítélésével kapcsolatos szerteágazó kutatások egy szeleteként.
7
2. Kutatási előzmények A Nyugat-Mecsekről és környezetéről a legmesszebbre visszanyúló kutatási előzmények mind szerkezetföldtani, mind geomorfológiai témában az 1930-as évekből származnak. A hegység meghatározó töréses szerkezeti elemei függőleges és vízszintes komponenssel egyaránt rendelkező, nagyméretű elmozdulási síkok vagy övek. Ismereteink – a szén-, uránérc- és vízkutatásnak köszönhetően – a Mecsekalja-övről a legbővebbek. Az oldalelmozdulások és hegységperemi törések jelentőségét VADÁSZ (1935) ismerte fel a területen, a törések közül legfontosabbnak a Mecsekalja-övet tartva. Ez a szerkezet SZEDERKÉNYI (1974, 1977) szerint egy 1 kilométernél szélesebb tektonikus zónaként már a variszkuszi hegységképződés idején is létezett – igaz, mai helyétől valamivel délebbre húzódott –, és az orogén mozgások során jelentős horizontális elmozdulással különítette el egymástól a kelet- és nyugat-mecseki gránitterületeket. A Hetvehely–magyarszéki-vonalat WÉBER (1977) definiálta és átbukó redő áttolódási síkjaként magyarázta. Ugyanő a gravitációs maradékanomália-térkép vizsgálatából a Mecsekalja-árok határtöréseit nyugat felé csökkenő jelentőségűnek számította. A legtöbb szerző (pl. HÁMOR 1966, FORGÓ et al. 1966, WEIN 1966, 1967, KLEB 1973, NÉMEDI VARGA 1983) már VADÁSZ (1935) óta megegyezik abban, hogy a Mecsek szerkezetét meghatározó gyűrődések és a nagy határvetők a kréta időszakban alakultak ki, de ezeket a későbbi, elsősorban a pannóniai és posztpannóniai mozgások (akár jelentősen is) módosították. A vető menti mozgások igen gyakran a régebbi szerkezetek felújulásával történtek. WEIN (1967, 1969) kiemeli, hogy a pliocén mozgások, ha gyengébben is, de a pleisztocénben tovább éltek. SZABÓ P. Z. (1955, 1957) és MOLDVAY (1964, 1965) elsősorban geomorfológiai megfigyelések alapján következtettek a terület kvarter tektonikai aktivitására. WEIN (1961) rámutatott a déli előtér kristályos alaphegységének rögökre darabolt szerkezetére. KLEB (1973) szerint az újraéledt törési síkok, valamint a déli merev alaphegységen történő torlódás következtében a pannóniai korszakbeli szerkezetek fő iránya ÉK–DNy-i és K–Ny-i; HÁMOR (1966) után ő is hangsúlyozta a hegységperemi haránttörések oldaleltolódásos jellegét. NÉMEDI VARGA (1977, 1983) az ÉNy–DK-i erőhatású kréta és az É– D-i
erőhatású
pannóniai
szerkezetalakulást
aszimmetrikus
ékszerkezet
képződési
mechanizmusával magyarázta, szerinte a hegységperemeken a fiatal, bonyolult szerkezeti képet kialakító hegységképző fázisok hatása érződik. BALLA (1988) a Mecsekalja-vonalat
8
kompressziós jellegű, összetett, pikkelyes felépítésű diszlokációs övnek tartja, amely a neogénben alakult ki és az eltolódás is akkor zajlott. A ma általánosan elfogadott nézet szerint az északi és déli fő szerkezeti övekben a legfontosabb és legjellemzőbb elmozdulás baloldali eltolódás jellegű volt (SZEDERKÉNYI 1976, NÉMEDI VARGA 1983, CSONTOS et al. 1990, FÜLÖP 1994 (BARABÁSNÉ STUHL Á. munkája felhasználásával), BENKOVICS 1997). Az eltolódások következtében pull-apart medencék is keletkeztek, amelyek fejlődéstörténetét BENKOVICS (1997) vázolta fel. BERGERAT és CSONTOS (1988) mikrotektonikai vizsgálatok alapján öt különböző neogén– kvarter feszültségmező jelenlétét mutatta ki a Mecsek-Villányi területen, ezek korát CSONTOS és BERGERAT (1992), majd CSONTOS és társai (2002) pontosították. Mindegyiket alapvetően eltolódásos jellegűnek tartják, amihez kompresszió vagy extenzió társul. A feszültségterek rekonstrukciójában BENKOVICS (1997) ért el új eredményeket. Elsősorban neogén képződményeken tett megfigyelései alapján pontosította az egyes mozgások korát és jellegét. A neogénben több transztenziós és transzpressziós fázist mutatott ki, az utolsó, transzpressziós fázist jelenleg is aktívnak tartja. WÓRUM (1999) a hatvanas-hetvenes években készült szeizmikus szelvények újraértelmezésével mutatott ki fiatal, elsősorban kompressziós szerkezeteket a Mecsek tágabb értelemben vett déli és északi előterében. WÓRUM és HÁMORI (2005) a Dél-Dunántúlon posztpannóniai aktivitású, nagyszabású balos oldalelmozdulásos deformációs övet írnak le, melynek legfontosabb vonalai a Közép-magyarországi-vonaltól a Mecsekalja-vonalig terjednek, maga a Mecsek pedig e deformációs öv központi zónájában helyezkedik el. Ezekben a munkákban a tárgyalt legfiatalabb üledékek kora pannóniai volt. A radioaktív hulladékok elhelyezésének kutatási munkáihoz kapcsolódva KONRÁD foglalkozott a Nyugat-Mecsek központi részének földtani térképezésével (1996, 1998) és az előtér fiatal képződményeinek tektonikai jelenségeivel (2001, 2002). Szerinte a hegység fő törései egy transzpressziós zónában kialakult Riedel-féle törésrendszerként értelmezhetők (KONRÁD 1998). A Nyugat-Mecsek geomorfológiáját átfogóan először SZABÓ P. Z. (1931, 1955, 1957), majd LOVÁSZ (pl. 1970, 1998, LOVÁSZ, WEIN 1974) vizsgálta. Mind e két szerző, mind később KOCH (1988) munkájában kiemelt szerepet kap a szerkezeti mozgások nyomainak tanulmányozása. SZABÓ P. Z. (1931) a középső-miocén („mediterrán”) tenger partvonalának magasságából az antiklinális középső-miocén végi, a mezozoosnál északibb tengelyű újragyűrődésére következtetett, a Mecsekalja-övet a hajlításhoz kötődő sugárirányú törésnek, a Pécsi-síkot pedig „Balaton-típusú tektonikus és deflációs eredetű tó” feltöltött helyének, 9
ugyanakkor az Alföld részének tartotta. LOVÁSZ (1970) szerint a pannóniai abráziós felszínek kialakulásakor a Mecsek már egységes tömbként viselkedett. PÉCSI (1963) hegységperemi lepusztulásszinteket (hegyláblépcsőket, hegylábfelszíneket) mutatott ki a Mecsek déli peremén, de szelvényein az előtéri medencéket kizárólag eróziós eredetűeknek ábrázolta. Számos értékük mellett e munkák gyenge pontja, hogy az elmozdulásokat jelezni hivatott felszínmaradványoknak mind az egymással való korrelálása, mind a korolása komoly nehézségeket rejt magában. A Pécsi-medence fejlődéstörténetének vizsgálatát többen kiemelt fontosságúnak tekintették és számos munka született vele kapcsolatban. Így például a korábban említetteken kívül CHIKÁNNÉ JEDLOVSZKY és KÓKAY (1984) a kvarter képződmények térképezési eredményeiből és nagyszámú üledékföldtani vizsgálatból vontak le következtetéseket a medence negyedidőszaki fejlődéstörténetére. PÉCSI és társai (1988), SCHWEITZER (2002), valamint FÁBIÁN és társai (2005) a hegylábfelszínen mélyült pécs-postavölgyi fúrás rétegsora és a környéken végzett geomorfológiai térképezés alapján végeztek éghajlati és szerkezeti elemzéseket. CZIGÁNY és LOVÁSZ (2000) elsősorban a vízhálózatot és a folyóvízi lerakódásokat vizsgálták. Újabban CSILLAG és LOVÁSZ (in KONRÁD 1998) foglalkozott a témával, illetve a BAF-kutatás keretében BALOGH és társai (2004) végeztek geomorfológiai vizsgálatokat. MAJOROS (2000) és társai (MAJOROS et al. 2001), valamint KONRÁD (2004) főleg földtani szempontból közelítették meg az előtérmedencék kialakulásának kérdését. A domborzatmodell-elemzések a nagy teljesítményű számítógépek elterjedésével, alig egykét évtizeddel ezelőtt kezdődtek. A korábban használt légi- és űrfelvételek mellett (a DélDunántúlra ld. pl. KÓKAI 1982, BREZSNYÁNSZKY, SÍKHEGYI 1987, SÍKHEGYI 1992) igen fontos információforrássá váltak mind a klasszikus földtan, mind a geomorfológia számára. Napjainkban a morfotektonika egyre nagyobb szerepet kap a földtudományban, így a digitális domborzatmodellek (DDM) tektonikai célú feldolgozásának és interpretációjának módszertana is folyamatosan fejlődik. KELLER és PINTER (1996), valamint BURBANK és ANDERSON (2001) a tektonikus geomorfológia átfogó ismertetése során a domborzatmodelleknek már számos szerkezetföldtani célú alkalmazását mutatták be. A nemzetközi tendenciák Magyarországon is érvényesülnek, amit a domborzatmodellezéssel foglalkozó HUNDEM konferenciák népszerűsége is jól mutat. Itthon a domborzatmodellek részletes tektonikai szempontú elemzésének módszertanával JORDÁN (2004) foglalkozott, az eljárásokat többek között a Balaton-felvidéken (JORDÁN et al. 2003, 2005) alkalmazták. Morfotektonikai célokra használta fel a DDM-et PINTER (2005) vagy RUSZKICZAY-RÜDIGER (2007) és társai (2007) is. 10
A Nyugat-Mecsek morfotektonikájának digitális domborzatmodellen alapuló vizsgálatával először KONRÁD (1998, 2001), majd SEBE (2005, 2006; SEBE et al. 2004) foglalkozott, de pl. BUGYA és KOVÁCS (2008) munkája is tartalmaz ilyen vonatkozásokat. TÉGLÁSY (2006) a déldunántúli régió domborzatmodelljét elemezte. Az eddigi kutatási eredmények alapján a DDM-ek alkalmazása – természetesen a megfelelő földtani háttérinformációk figyelembevételével – hatékony eszköznek ígérkezik a szerkezetföldtani és morfotektonikai kutatásokban, így az elemzési módszerek fejlesztésére mindenképpen érdemes energiát fordítani.
11
3. Célkitűzés A bevezetőben megfogalmazott, valamint a kutatási előzmények értékelése során felvetődött problémák és nyitott kérdések alapján a jelen kutatás céljai a következők voltak: •
a Nyugat-Mecsekben és előterében a neotektonikai aktivitás meglétére és mértékére vonatkozó adatok gyűjtése, a mozgások jelenkori és várható felszínalakulásban játszott szerepének meghatározása;
•
a domborzatra ható atektonikus tényezők vizsgálata, hatásuk elkülönítése a tektonikai működés eredményeitől, így −
egyrészt a litológia befolyásának elemzése, a terület szerkezetmorfológiai
vizsgálata, a geomorfológia földtani alapjainak magyarázata, −
•
másrészt a szélerózió következményeinek nyomozása;
a különböző típusú domborzatmodellek fenti célokra való használhatóságának összehasonlító vizsgálata, az eltérő modellek kritikai értékelése.
Ezeket a célokat geológiai, geomorfológiai és geofizikai adatok összegyűjtésével és együttes értelmezésével, azaz •
fiatal (középső-miocén–negyedidőszaki) üledékek feltárásainak szerkezetföldtani és morfológiai szempontú vizsgálatával,
•
geofizikai szelvények elemzésével,
•
domborzatmodellek matematikai és morfológiai vizsgálatával (a geomorfológiai és lefolyásviszonyok vizsgálatával, a domborzat és a földtani felépítés kapcsolatának elemzésével)
kívántam megvalósítani.
12
4. Kutatási terület és módszerek 4.1. A földtani környezet és a szerkezet- és felszínalakulás főbb vonásai A Kárpát-medence az alpi orogén öv egyik nagy ívmögötti medencéje. Aljzata a középsőmiocénben került mai helyére, két fő mikrolemez, az Alcapa és a Tiszai-egység (Tisza-Dáciaegység) jelentős horizontális elmozdulásával és rotációjával. A középső-miocén extenzió („szinrift fázis”) és a késő-miocén termikus süllyedés („posztrift fázis”) után a késő-miocéntől kezdődve az uralkodó feszültségtér nyugatról kelet felé haladva fokozatosan megváltozott (FODOR et al. 1999). Az Adriai-mikrolemez északias mozgása és az óramutató járásával ellentétes irányú rotációja, a kárpáti ív mentén a szubdukció megszűnése (BADA et al. 1999), valamint a medencét övező viszonylag gyorsan kiemelkedett hegység tömege által kifejtett erőhatás (BADA et al. 2001) eredményeként a jelenlegi feszültségtér alapvetően kompressziós vagy eltolódásos jellegű. A Kárpát-medence fő törésövei a transztenziós medenceképződés miatt döntően oldalelmozdulások (BADA et al. 1999), jelentős részük neotektonikai aktivitást mutat. E fontos eltolódásos zónák egyike a Mecsek déli lábainál húzódó ún. Mecsekalja-öv. A vizsgált terület a földtani értelemben vett Nyugat-Mecseket, valamint annak déli előterét foglalja magában és a Mecsekalja-öv ismert szakaszának nyugati részén helyezkedik el. Ez a szerkezeti öv 1-3 km széles, KÉK–NyDNy csapású, a hegység déli határát alkotja (1. ábra). A Nyugat-Mecsek környezetében a hegység vastag paleo-mezozoos sorozattal fedett gránitosszerpentinites-migmatitos aljzatát választja el a déli előtér főleg gneiszből és csillámpalából álló metamorf kristályos aljzatától és a rá települő vékony, szórványos karbon, perm és mezozoos foltoktól. Magát a zónát a kristályos és üledékes alaphegység változatos korú, elnyírt, egymás mellé tolódott szeletei alkotják. A hegység alacsonyabb részein és az előtérben az alaphegységet egy kis foltban paleogén rétegek, valamint jelentős kiterjedésben és vastagságban miocén–kvarter, túlnyomórészt törmelékes üledékek fedik. A terület a Kárpát-medencében DNy-on elfoglalt helye miatt már viszonylag régóta, a késő-pannóniai óta transzpressziós hatás alatt áll (FODOR et al. 1999; CSONTOS et al. 2002); a Mecsek maga egy széles nyírózónában kiemelt pozitív virágszerkezetnek tekinthető (WÓRUM 1999). A területet a kristályos aljzatot létrehozó kora-karbon variszkuszi hegységképződés csatolta az európai lemezperemhez. A paleo-mezozoos üledékképződési időszak viszonylagos tektonikai nyugalma után a középső-krétában zajlott az alpi hegységképződés legjelentősebb fázisa, ez okozta a Mecsek nagyléptékű gyűrődését és részben kiemelkedését. Takaróképződés egyelőre csak a Tiszai-egység keletebbi, alföldi részein bizonyított (HAAS 1996). A 13
Mecsekalja-öv mentén a legnagyobb vízszintes elmozdulás valószínűleg a paleogén során ment végbe, amikor a hegység gránitos és az előtér metamorf aljzata egymás mellé került. Ekkor a kiemelt térszínen a lepusztulás uralkodott, csak néhány elszigetelt helyről, pl. a Szentlőrinci-medencéből (WÉBER 1982) vált ismertté intramontán medencék molasz jellegű üledéke. A kora-miocén során az északi előtér ismét üledékgyűjtővé, pull-apart medencévé vált (BENKOVICS 1997). Ekkor a szállítási irány a mainak fordítottja volt, a kiemelt déli előtérről (a mai Görcsönyi-hát tágabb környezetéből) lepusztuló hordalék a ma Mecsekként ismert területen keresztül jutott el részben a hegység északi részére, részben annak előterébe. Ez az állapot a késő-miocénben szűnt meg, amikor a Mecsek víz fölé emelkedő központi része már dél felé is szolgáltatott anyagot a Középső-Paratethysről lefűződő Pannon-tó feltöltéséhez.
1. ábra: A Nyugat-Mecsek és környéke átnézetes földtani térképe (KONRÁD, SEBE (in press) nyomán) 1. neogén képződmények; 2. jura–kréta képződmények; 3. triász képződmények; 4. paleozoos képződmények; 5. antiklinális; 6. szinklinális; 7. észlelt elsőrendű szerkezeti elem; 8. szerkesztett elsőrendű szerkezeti elem; 9. észlelt másodrendű szerkezeti elem; 10. szerkesztett másodrendű szerkezeti elem; 11. észlelt harmadrendű szerkezeti elem; 12. szerkesztett harmadrendű szerkezeti elem; 13. oldalelmozdulás; 14. feltolódás; 15. vizsgált feltárás; 16. szeizmikus szelvény nyomvonala; 17. mélyfúrás.
A hegység és előtere jelenlegi morfológiája a pliocénben kezdhetett kialakulni, ez alól csak néhány kis kiterjedésű idősebb formaelem kivétel (pl. a tetőt alkotó tönkfelszín vagy a kora14
miocén, északra lejtő keresztvölgyek; SZABÓ P. Z. 1931). A déli hegylábfelszín vízhálózata értelemszerűen csak a Pannon-tó eltűnése után kezdhetett formálódni, ami a területen a miocén végére, 6,5-7 millió évvel ezelőttre tehető (MAGYAR et al. 1999). Ekkor először a dél felé visszahúzódó Pannon-tó, majd annak teljes feltöltődése (4,5 Ma) után a Dráva alkotta a fő erózióbázist. A pliocénben pedimentáció és vörösagyag-felhalmozódás zajlott; a hegylábfelszín-képződés mind az alaphegységet, mind a laza miocén fedőüledékeket érintette. A negyedidőszakban löszből (nagy részben lejtőlöszből) és folyóvízi, a medencékben lápimocsári üledékekből álló rétegsor rakódott le. A felső-pannóniai rétegekre települő pliocén–kvarter üledékek régóta ismertek (pl. CHIKÁNNÉ JEDLOVSZKY, KÓKAI 1984, PÉCSI et al. 1988); elterjedésük, fáciesük és vastagságuk erősen változó. A déli hegységelőtér keleti részén viszonylag kis vastagságban és foltokban fordulnak elő a hegylábfelszínen, míg a nyugati részen összefüggő takarót alkotnak és vastagságuk egyes helyeken elérheti a 100 m-t (SEBE et al. 2007). A lösztakaró általában dél felé vastagodik. A posztpannóniai sorozat legidősebb üledékei finomszemű folyóvízi homokból és iszapból, valamint ezeket fedő vörösagyagból állnak, melyek a dunaföldvári összletbe, újabb besorolási javaslat szerint a Tengelici Vörösagyag Formációba sorolhatók (KOLOSZÁR et al. 2001). A vizsgált területen legnagyobb vastagságuk 88 m (SEBE et al. 2007). Korukat különböző szerzők eltérően ítélik meg: SCHWEITZER és SZÖŐR (1997) szerint a Kárpátmedencei vörösagyagok és vöröses agyagok/talajok a pliocénben és a kora-pleisztocénben, az 5,0-1,7 millió évvel ezelőtti időszakban képződtek, míg KOLOSZÁR (2004) őslénytani adatok, magnetosztratigráfiai vizsgálatok és a 2 millió éves abszolút korú Bári Bazalt betelepülése alapján a vörösagyagokra és a fekü folyóvízi összletre 3,5-0,6 millió év közötti kort ad. A Tengelici Formációt fedő vastag lösz–paleotalaj-összlet újabb vizsgálati adatai sajnos főleg a kutatási terület pereméről vagy azon kívülről, elsősorban a Mórágyi-rög környékéről származnak (pl. KOLOSZÁR et al. 2000, KOLOSZÁR, MARSI 2005), az egész régióra kiterjedő összehasonlító elemzések egyelőre hiányoznak. Mind az “öreg”, mind a “fiatal löszsorozat” (PÉCSI 1995) megtalálható a területen, vastagságuk a helyi domborzat függvényében erősen változó. A Kárpát-medencei löszök legfontosabb vezetőszintje, a Bagi Tefra elsősorban a hegységelőtér keleti részéről, egy előfordulás kivételével csak a vizsgált területen kívülről ismert (HORVÁTH 2001, HUM 2005). Azokon a helyeken, ahol paleotalajt is azonosítottak, a tufa a fiatal löszösszlet legalsó részébe települ. Korát 350-400 ezer év közé teszik (HORVÁTH 2001), bár újabb vizsgálatok (SÁGI et al. 2008) valószínűsítik, hogy a tefra különböző előfordulásai nem alkotnak egységes rétegtani szintet. 15
A hegylábfelszínen előforduló folyóvízi és torrens üledékek anyaga a Mecsek permmezozoos alaphegységi részéből és a miocén kavicsösszletből származik, vastagságuk és kiterjedésük erősen változó, a Tengelici Formációba illetve a löszbe települnek. Kronosztratigráfiai helyzetük bizonytalan, valószínűleg átfogják a pliocént és a negyedidőszakot (SEBE et al. 2007). A folyóvízi üledékek legnagyobb kiterjedésű és morfológiailag legszebb előfordulása az Ürögi-völgy előtt szétterülő hordalékkúp. A Nyugat-Mecsek fő szerkezeti vonalai közül a Mecsekalja-öv esetleg már a variszkuszi orogenezis során oldalelmozdulásként működött (SZEDERKÉNYI 1977). Első bizonyítottnak vehető megnyilvánulása a késő-triászból ismert: a diszlokációs övhöz közeli fúrásokból megismert, középső-triász mészkőkavicsokat tartalmazó felső-triász homokkő (a Karolinavölgyi Homokkő Formáció része) jelölhet elmozdulást (NAGY 1968). A kainozoikumban az eltolódási zónában széthúzásos (pull-apart) medencék nyíltak meg (TARI et al. 1992, BENKOVICS 1997). A szerkezeti övben régóta ismeretesek késő-pannóniai üledékeket érintő mozgások (VADÁSZ 1935), ezek legjelentősebb megnyilvánulása az alaphegység déli előtérre való feltolódása. E kompressziós tektonikai rendszer északi párját részben a Hetvehely– magyarszéki szerkezeti vonal, részben a Bakócai-törés jelenti (1. ábra). Ezek mellett figyelmet érdemel a Nyugat-mecseki-antiklinális nyugati peremén húzódó Bükkösdi-törés és az antiklinálist átlósan metsző Boda–büdöskúti szerkezeti öv.
4.2. A kutatási terület A kutatási terület (2. ábra) a Nyugat-Mecseket, a (földrajzi értelemben vett) Zselic keleti részét és ezek déli előtereit foglalja magában, kiterjedése 1470 km2 (35×42 km). A DDMelemzések egy részének színtere ezen belül egy közel 800 km2-es, szabálytalan alakú terület, melynek határait vízföldtani szempontok alapján, azaz lehetőség szerint vízválasztókon és völgytalpakon húzták meg, erről készült nagy felbontású domborzatmodell. A domborzatelemzések nagy részét ezzel együtt is az előbbi, nagyobb területen végeztem. Néhány esetben – lényeges feltárás vagy felszínforma esetén – kiléptem a kutatási területről, ezt az adott helyen jeleztem. A földtani terepmunka során a Nyugat-Mecseket határoló és a hegység belsejében húzódó, fent felsorolt fő szerkezeti övek környezetében, illetve a hegységelőtérben elhelyezkedő feltárásokat vizsgáltam (1. ábra), amelyekből korábban már ismertté váltak tektonikai jelenségek, illetve helyzetük alapján várható volt ilyenek előfordulása. 16
2. ábra: A kutatási terület a vizsgált feltárásokkal és szelvényekkel
A neotektonika időszakát ma legtöbben (pl. FODOR et al. 2005) a Kárpát-medence tektonikai inverziójának kezdetétől számítják, azaz attól az időponttól, amikor a ma uralkodó, alapvetően kompressziós feszültségviszonyok felváltották a korábbi extenziót. Mivel ez az esemény a Dél-Dunántúlon a pannóniai korszakban következett be, az elsődleges célom a posztpannóniai tektonika felderítése volt. A legtöbb esetben így késő-pannóniai vagy fiatalabb üledékeket vizsgáltam, de idősebb (középső-miocén) képződmények néhány feltárása is bekerült a felmérésbe, amelyekről várható volt, hogy közeli szerkezeti vonalakról információt adhatnak. Míg a Nyugat-mecseki-antiklinális peremein vastag neogén–kvarter üledéksor települ, addig ezek az üledékek a hegységi területen a posztpannóniai emelkedés következtében nagyrészt lepusztultak, így az itt vizsgálható feltárások köre jelentősen leszűkült.
17
4.3. Kiindulási adatok A térinformatikai elemzések kiindulási adatait a következők képezték: Domborzatmodellek és kartográfiai alapok: •
a Magyar Honvédség Térképészeti Kht-tól a Mecsekérc Zrt. által megvásárolt 50 m-es vízszintes és 1 m-es függőleges felbontású, szintvonalakból interpolált domborzatmodell (DDM-50),
•
az ehhez tartozó Digitális Térképészeti Adatbázis (DTA-50) topográfiai fedvényei,
•
a 100 m-es vízszintes felbontású Digitális Térképészeti Adatbázis (DTA-100) topográfiai fedvényei,
•
az Eurosense Kft. által 2004-ben készített, névleg 1 m-es vízszintes felbontású, fotogrammetriai úton nyert domborzatmodell,
•
a Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) domborzati adatbázisának 2., javított változata (ftp://edcsgs9.cr.usgs.gov/pub/data/srtm/).
Földtani térképek: •
1:500 000 méretarányban: a Magyarország földtani atlasza sorozat (FÜLÖP 1984, HAAS 1996),
•
1:200 000 méretarányban: FORGÓ et al. 1966,
•
1:50 000 méretarányban: CHIKÁN, KÓKAI 2004,
•
1:25 000 méretarányban: CHIKÁN G. et al. 1984, HETÉNYI et al. 1982,
•
1:10 000 méretarányban: a Magyarország földtani térképei sorozat tagjai (pl. NAGY, HÁMOR 1964, 1966, SZABÓ J. 1972a, b stb.),
•
egyéb földtani térképek (pl. MAJOROS 2005, 2007).
Fúrási adatok: •
a Mecsekérc Zrt. Adattárának anyagai (a Nyugat-Mecsek és környéke elsősorban nyersanyagkutatáshoz kapcsolódó fúrásainak eredeti dokumentációi),
•
a Mecsekérc Zrt.-nél készített fúrási adatbázis (az adatbázis feltöltésének és a lekérdezőszoftver fejlesztésének szakmai irányítása munkaköri feladatom volt),
•
a Magyar Állami Földtani Intézet (MÁFI) és a MOL Rt. megrendelésére készített átértékelt fúrási adatbázis (a fúrási rétegsorokat a jelenleg érvényes, formációalapú rétegtani beosztásnak megfelelően értékeltük át; a módszertant ld. GYALOG et al. 2001b).
18
Geofizikai szelvények: •
az Eötvös Loránd Geofizikai Intézet (ELGI) által mért regionális szeizmikus reflexiós szelvények (TÓTH 2005),
•
főleg a MOL által készített archív szeizmikus szelvények (WÓRUM 1999).
4.4. Kutatási módszerek 4.4.1. Terepi földtani és geomorfológiai vizsgálatok A terepi földtani és geomorfológiai vizsgálatokat 1998 óta végzem. A Nyugat-Mecsek és déli előtere késő-neogén–kvarter felszínfejlődésének megismerése szempontjából fontos feltárások számbavétele részben terepi munkával, részben térképek alapján, részben pedig szakirodalmi adatgyűjtéssel történt. A feltárások kiválasztásakor előnyben részesítettem az új, még nem vagy fejlődéstörténeti szempontból korábban nem kellő alapossággal vizsgált, illetve tektonikai hatásokat mutató szelvényeket. A szakirodalomban említett, értékesnek tűnő feltárásokat megpróbáltam megkeresni és vázlatosan dokumentálni saját szempontjaim alapján. Ezenkívül bejártam a terület azon részeit, amelyek a fiatal üledékek szempontjából érdekes feltárásokat rejthetnek. A tárgyalt feltárások (2. ábra) részben természetes vagy mesterséges, de nem kutatási célból létrejött feltárások, egy részüket pedig a Bodai Aleurolit Formáció 1995–98 között folytatott Rövidtávú Kutatási Programja keretében árkolták meg (KONRÁD 1996, 1998, HÁMOS 1999). A feltárások leírásakor a következő alapadatokat rögzítettem: ¾
a feltárás neve(i) – ha a korábbi szakirodalomban többféle néven szerepel, akkor a szinonimák is;
¾
település, amelynek községhatárához tartozik;
¾
EOV koordináták (a feltárás közepén);
¾
megközelíthetőség;
¾
a feltárás méretei;
¾
a feltárt képződmény(ek);
¾
a feltárt képződmények kora (amilyen pontossággal ismert);
¾
rövid leírás;
¾
esetleges szakirodalmi hivatkozások.
A feltárásokat rajzokkal, fényképekkel és leírással dokumentáltam, felvettem a tektonikai elemek adatait, valamint szükség esetén mintagyűjtés is történt. Ahol a BAF-kutatás során 19
már vettek fel korábbi tektonikai adatokat, ott azokat is felhasználtam. A sztereogramok készítéséhez és a feszültségtér-számításhoz J. ANGELIER „Tector 1994” programcsomagját használtam (ANGELIER 1994). Sajnos erre kevés esetben volt lehetőség, mivel a vizsgált fiatal, általában laza üledékek kevés olyan vetőt tartalmaztak, ahol az elvetés iránya pontosan megállapítható volt. A sztereogramok alsó félgömbi vetületek. A feltárt képződmények korának megállapításakor irodalmi, illetve őslénytani adatokra támaszkodtam. A litosztratigráfiai egységek beosztásánál a pliocén vagy annál idősebb képződményekre a MÁFI EOFT (Egységes Országos Földtani Térképezés) rendszerét (GYALOG 1996, CSÁSZÁR 1997, illetve az újabb módosítások: GYALOG 2000, 2002, CSÁSZÁR 2002) használom. A kvarter összleteknél GYALOG (1996) nyomán nem használok formációbeosztást. A löszsorozatok tagolását PÉCSI (1993) és FRECHEN és társai (1997) munkája alapján végeztem. Bár a mai rétegtani szemléletnek már nem felel meg (MAGYAR 2004), a szövegben a pannóniai s. l. képződményekre a formációszintű litosztratigráfiai beosztás déldunántúli hiányosságai miatt a hagyományos „alsó-/felső-pannóniai” kifejezéseket használom (ezek gyakorlatilag a Peremartoni és Dunántúli Formációcsoportnak felelnek meg), és MAGYAR és társai (1999) munkája alapján késő-miocénnek (>6,5 Ma) tekintem őket. Az alsó–középső-miocén képződmények besorolásánál CHIKÁN (1991), valamint BARABÁS és társai (1993) beosztását használom. Ahol eltérés mutatkozik a Rétegtani Bizottság által jelenleg elfogadott rendszertől (pl. Budafai F. tagozatai), ott erre kitérek.
4.4.2. Térinformatikai feldolgozás A térinformatikai feldolgozás alapvetően ArcGIS szoftverkörnyezetben (8 és 9 verziók) készült, az ArcMap mellett annak 3D Analyst és Spatial Analyst elnevezésű kiterjesztéseit is használva. Kisebb arányban a Golden Software Surfer különböző verzióit, a statisztikai elemzések elvégzéséhez és az eredmények megjelenítéséhez a Golden Software Grapher 5 és a Microsoft Excel programokat alkalmaztam. A domborzatmodellen végzett számításokkal előállítottam a terület árnyékolt domborzati és háromdimenziós képét, kitettségi, lejtés- és felszíngörbület-térképét, vizsgáltam a lefolyásviszonyokat. (A használt függvények technikai és matematikai leírását az ArcView Súgó menüpontja részletesen tartalmazza.) A számításokkal kapott nyers térképeket a lejtő- és felszíngörbület-térképek esetében 3×3-as mozgó ablakkal, átlagoló függvénnyel (focalmean) simítottam, hogy a helyi vagy regionális trendek jobban láthatóvá váljanak, míg a kitettségi
20
térkép esetében a leggyakoribb értéket kiválasztó függvényt (focalmajority) használtam. A lineamenstérképek készítésekor a domborzatmodellen számos simítást végeztem különböző méretű ablakokkal, átlag (focalmean), illetve medián (focalmedian) számításával. A legnagyobb ablak az adott képpont 15 pixeles környezetét jelentette (310 m oldalhosszúságú négyzet). A kapott domborzatmodelleket 8 különböző (45 fokonként változó) irányból érkező megvilágítás mellett értékeltem, majd az eredményeket egy-egy közös térképen összegeztem. A kapott vonalrendszereket az ELGI által készített, Landsat TM űrfelvételek feldolgozásával nyert eredményekkel (GULYÁS 2003) is összehasonlítottam. A korábbi, elsősorban morfológiai témájú, csak nyomtatott formában létező térképeket bedigitalizáltam.
Mivel
egyes
térképek
(pl.
KOCH
1988)
nem
tartalmaztak
koordinátarendszer-megjelölést és jól használható illesztési pontokat sem, ezeket először az azonosítható pontok (pl. útelágazások, hegycsúcsok) alapján próbáltam az általam használt térképhez illeszteni, majd ezt az illesztést – elsősorban a domborzatmodell alapján – ésszerűen javítottam a lehetséges mértékig. A geofizikai szelvényeknél a domborzat és földtani szerkezet együttes vizsgálatához a szelvényekre ráhelyeztem a felszíndomborzat nyomvonal menti metszetét. Azoknál a szeizmikus szelvényeknél, ahol a vonal mentén nagy szintkülönbség van, az úgynevezett negatív statikus korrekció vagy statikus feltöltés miatt (amikor az alacsonyabb helyzetben lévő részen az alacsony sebességű üledékes részt elhagyva az alatta lévő magasabb sebességű résszel „töltik fel”) előfordul, hogy főleg völgyek esetében a tényleges domborzat feletti részre is kifut a szelvény. Ezeket a részeket, bár az ábrákon megjelennek, természetesen kihagytam az értékelésből. A kizárólag a modellek elemzéséből származó adatokat közös térinformatikai rendszerbe illesztettem a földtani és topográfiai térképekkel, a geofizikai szelvények adataival, illetve a terepi adatokkal, és ezeket együtt vizsgáltam. Az elemzések során kiemelt figyelmet kapott a völgyhálózat mintázata és a völgyek alakja, bár természetesen számos más szempontot is figyelembe vettem. A megjelenítéshez kihasználtam a 3D-t kezelő szoftverek adta lehetőségeket (árnyékolt domborzat, 3D megjelenítés, kép ráfeszítése 3D felületre, szelvények, magassági torzítás stb.). Az eredményeket vizuálisan és statisztikai módszerekkel értékeltem. A fotogrammetriai és a hagyományos úton (szintvonalakból) előállított DDM összehasonlításához az előbbi, nagy felbontású modellből is elkészítettem a terület árnyékolt domborzatmodelljét és színskálás domborzattérképét a hibák vizuális ellenőrzéséhez, majd ezeken kerestem különböző nagyításokban a normális topográfiától eltérő morfológiai elemeket. A domborzatmodellen megállapítottam az előforduló főbb hibatípusokat, ezekre 21
mintaterületeket jelöltem ki, ahol a javítás módszerét ki lehet dolgozni. A domborzat elsősorban áttekintő jellegű geomorfológiai és morfotektonikai elemzéséhez a Pécsi-medence egy részletét és környezetét választottam mintaterületként. Az összes térkép Egységes Országos Vetületi Rendszerben (EOV) készült, ahol a koordinátaháló egyértelműen megadja mind a léptéket, mind az északi irányt, valamint nagyobb részlettérképek esetén a részlet elhelyezkedését is a kutatási területen belül. A koordinátaháló nélküli kisebb részlettérképekre grafikus léptéket tettem.
22
5. Eredmények 5.1. A fiatal üledékek és a domborzat terepi vizsgálata 5.1.1. Szentlőrinc, homokbánya [EOV 568165; 79984]
A szentlőrinci felhagyott homokbánya a várost Cserdivel összekötő műút nyugati oldalán, a temetőtől északra fekszik, az ún. Bükkösdi-törés mentén. Az 1990-es évek második felében még látványos, nagy kiterjedésű feltárás ma már alig néhány m2 felületen látható. CHIKÁN (1991) a feltárásból kis vetőt írt le, egyébként a rétegsort nyugodtnak minősítette. A bánya alsó és középső szintje felső-pannóniai sárga, barna, limonitos, lymnocardiumos, zöld és szürke agyagréteges homokot, agyagos homokot, helyenként meszes, keresztrétegzett homokkőrétegeket tárt fel. A rétegsor hasonlóságot mutat a Bodától délre feltárt üledéksorhoz (5.1.5 fejezet), de itt tektonikai elemeket is tartalmaz. A jól rétegzett összlet dőlése néhány fok déli irányban. Alsó szintjének ÉK–DNy-i csapású (déli) falában a Bodai Aleurolit Formáció Rövidtávú Kutatási Programja keretében végzett árkolás vetőt tárt fel (3. ábra a.). A vető síkja elhajlik, fölfelé meredekebbé válik és elágazik, szétseprűződik; települése lent 240/60°, följebb 70/85°. A látszólagos elvetési magasság 12 cm.
3. ábra: Vető a szentlőrinci homokbányában a., c. Elvetett homokrétegek; b. A vető felső részét kísérő limonitsávok elvetése réteglap mentén.
23
Az elágazó, változó dőlésszögű vetősík felületén BENKOVICS L. vízszintes elmozdulási karcokat észlelt (szóbeli közlés), így az oldalelmozdulásnak bizonyult. Az eltolódás balos vagy jobbos jellege a karcok alapján nem volt meghatározható. A rétegsor néhány fokos déli dőlésirányából és a csapásra merőleges felületen jelentkező, látszólagos normál elvetésből néhány méteres jobbos eltolódás szerkeszthető. A szerkezet felületével párhuzamosan Liesegang-sávok fejlődtek ki (3. ábra b.), erős vető menti vízáramlásra utalva. A területet ért későbbi tektonikai hatást jelzi, hogy a függőleges limonitsávok közel réteglap menti elmozdulást szenvedtek, a felsőbb rétegek (látszólagosan, karcokkal nem bizonyítottan) nyugatias irányba tolódtak (3. ábra b.). A vető kialakulása a késő-pannóniai utánra tehető, a réteglap menti elmozdulások későbbiek nála. Keletkezésükre többféle magyarázat lehetséges; a nagyon kis szögű rétegdőlés miatt a lejtő menti lecsúszás nem valószínű, inkább a Mecsek fiatal (kvarter) kiemelkedéséhez kötődő szerkezeti elemek lehetnek.
4. ábra: Haránthasadásos üledékszerkezet a szentlőrinci homokbányában
A rétegsorban több szintben olyan haránthasadásos üledékszerkezet vált ismertté az agyagos homokrétegekben (4. ábra), amilyet a triász Wellenkalk mészkövek számos előfordulásából leírtak és kialakulására jelenleg széles körben elfogadott magyarázat a szinszediment szeizmikus eredet (SCHWARZ 1975). Ha az analógiát elfogadjuk, a jelenség a terület felső-pannóniai szeizmikus aktivitását jelzi.
5.1.2. Cserdi-szőlőhegy, homokbánya [EOV 568969; 82309]
Cserdi falu szőlőhegyi településrészének keleti peremén a Ny-i völgyoldalba vágott felhagyott homokbányában felső-pannóniai, pliocén és negyedidőszaki összlet látható (5. ábra). A fal itt É–D csapású, 12-14 m magas, a völgyiránnyal párhuzamosan 40 méter hosszan feltárt. Alsó felét sárga, lymnocardiumos-congeriás, helyenként keresztrétegzett homokösszlet
24
alkotja, nagy mennyiségű, akár több dm-es, gyakran függőlegesen elnyúlt, hosszú mészkonkréciókkal, meszes tömbökkel tarkítva. A homokot vörös, kavicsos, homokos agyag fedi, mely a pannóniai homok keményebb (főleg limonitos) feldolgozott törmelékét is tartalmazza és a Tengelici Vörösagyag Formációhoz sorolható. Az összletre löszös agyag, sárga lösz, majd recens talaj települ. A feltárásban a rétegzés mindenhol párhuzamos, vízszintes, tektonikára utaló nyomot nem tudtam dokumentálni.
5. ábra: A Tengelici Formáció és a felső-pannóniai homok érintkezése (Cserdi-szőlőhegy, homokbánya)
5.1.3. Bodai őrház (Cserdi-DK), homokbánya [EOV 569709; 81736]
A bodai őrháztól délre, Cserdi falutól DK-re található homokbánya 13 m vastag rétegsora felső-pannóniai és pliocén–negyedidőszaki képződményeket tár fel. Korábbi, részletes leírását a BAF-kutatás keretében PIRKHOFFER (1997, 1998) készítette el, nála Cserdi, Cigányházi homokbányaként szerepel.
6. ábra: A cserdi homokbánya szelvénye (a számok magyarázata a szövegben)
A K-Ny csapású, kb. 40 m hosszú fal alsó részét párhuzamosan rétegzett meszes, sárga, felső-pannóniai homok, homokkő, agyagos ill. kavicsos homok és agyag alkotja (6. ábra, 1). A homok a valószínűleg miocén képződményekből áthalmozott kavicsok mellett környékbeli
25
alaphegységi anyagot, változó mértékben koptatott Bodai Aleurolit kavicsokat is tartalmaz. A homok felső részében a limonitosodott Lymnocardium- és Congeria-maradványok mellett 2005-ben számos gerincescsontot, többek között bordatöredékeket és ép csigolyát is találtunk (7. ábra), amelyek a danitzpusztai bánya (5.1.19 fejezet) felső-pannóniai homokjának miocénből áthalmozott gerincescsontjaira emlékeztetnek.
7. ábra: Ősmaradványok a cserdi homokbányából
A pannóniai homok 0,5-1 m vastagságban talajosodott – vörös, zavart, kavicsos – felszínére agyagos-kőzetlisztes-homokos áthalmozott anyag, lejtőtörmelék települ. A feltárás keleti végén (6. ábra, 2) rétegzett, szürkéssárga ez a lejtőtörmelék, a nyugati harmadánál (6. ábra, 3) rétegzetlen és áthalmozott vörös paleotalaj-törmeléket, mészkonkréciókat és kvarckavicsokat tartalmaz. Rétegtanilag a késő-pliocén – kora-pleisztocén Tengelici Vörösagyag Formációba sorolható. A pannóniai–pliocén összletbe 6-7 m mély és 15-20 m széles aszimmetrikus, É–D csapású meder vágódott, keleten meredek, nyugaton lankás, lassan emelkedő oldallal. A meder falánál több helyen láthatók néhány dm nagyságú, becsúszott tömbök a pannóniai homokkőpadokból. A medret vízszintes, határozottan elváló rétegekben alul inkább áthalmozott vörös paleotalaj (KOVÁCS (2004) szerint szintén Tengelici Vörösagyag), mész- és agyagkonkréciók, feljebb túlnyomórészt mészkiválásos homok és kavicsos, homokos kőzetliszt tölti (6. ábra, 4). Egykét szintben valószínűleg in situ talajosodás nyomai figyelhetők meg. A feltárás Ny-i végén a feküre a mai felszínnel párhuzamos (nyugatra dőlő) felület mentén, diszkordánsan sárga, csigamaradványokban gazdag lösz települ (6. ábra, 5). A jó vezetőszintekkel rendelkező feltárásban tektonikai eseményre utaló nyomot nem találtam. A feltárás nyugati végén a pannóniai rétegek lejtőirányú megnyúlása, lehajlása és szétszakadozása gravitációs eredetű.
26
5.1.4. Boda, erdészház [EOV 570957; 82015]
A BAF-kutatás rövidtávú programja során a falu déli végétől Ny felé induló út (AlsóKaposi-út) mentén, az erdőben korábban ismeretlen pannóniai homokos üledékek váltak ismertté a Bodai Aleurolitra települve (8. ábra). A képződmények tanulmányozására 1996-ban több kutatóárok mélyült (KONRÁD 1996). Két árkot 2003-ban újra kitisztítottak és rétegtani szempontból újravizsgáltak (FÁBIÁN 2003). A felső-pannóniai homokos rétegsor közvetlenül vagy abráziós kavicsokkal települ az alaphegységre. A kavicsok anyaga zömében homokkő (a Jakabhegyi és Kővágószőlősi Formációkból) és kvarc, méretük 1-20 cm között változik. A homok jól rétegzett, sárga, szürke, változó szemcseméretű, Lymnocardium-héjakat és -kőbeleket tartalmaz. Gyakoriak
a
fehér,
tiszta
kalcium-
karbonát lencsék és rétegek. A legfelső rétegcsoport
keresztrétegzett,
meszes
homokkő. A rétegzés nyugodt, a rétegdőlés vízszintes vagy igen enyhe (140/10°), a különböző árkokban feltárt képződmények jól párhuzamosíthatók, szerkezeti mozgás nyoma nem figyelhető meg. 8. ábra: Nyugodt településű felső-pannóniai homok Bodától Ny-ra
5.1.5. Boda-DK, régi löszmélyút [EOV 573510; 80750]
A Boda déli faluvégétől K felé induló földút mellett a volt löszmélyút (ma benövényesedett árok) déli oldalában kb. 6 m vastag, részben természetes feltárásban látható, részben megárkolt felső-pannóniai és negyedidőszaki rétegsor található (9. ábra). Az árkolás enyhén (5-10 fokkal) DDNy felé dőlő felső-pannóniai rétegeket tárt föl, ezeket sárga és lilás homok, agyagos homok és homokkő alkotja, limonitos Lymnocardiummaradványokkal. Az összlet felső részében barna, keresztrétegzett, alján kavicsos homokkőpad látható. A homokban a rétegzéssel párhuzamos, annál meredekebb, és szabálytalan, koncentrikus limonitos kérgek is megfigyelhetők. (A pannóniai rétegsor leírását PIRKHOFFER (1997) adja.)
27
9. ábra: Felső-pannóniai és kvarter rétegsor Bodától DK-re, a felső részében éleskavicsokkal
A felső-pannóniai képződményekre negyedidőszaki, áthalmozott löszös homok települ. Benne egy szintben 2-15 cm-es kavicsok láthatók egymástól néhány centiméterre-deciméterre, melyek anyaga túlnyomórészt kvarcit és riolit, de előfordulnak metamorfitok (az előzőkkel együtt a Jakabhegyi Homokkő főkonglomerátumából), kovás fatörzsdarab (a Kővágószőlősi Homokkő Kővágótöttösi Tagozatából) és a pannóniai feküből áthalmozott limonitkonkréciók is. E szint kavicsait az árok környezetében a szántás is több helyen felszínre hozta. A kavicsok eredetileg jól koptatottak, ám később – valószínűleg fagyaprózódás miatt – éles darabokra töredeztek. Több közülük tipikus sarkos kaviccsá (dreikanter) vált, szélcsiszolta felső lapokkal, alján mészkiválással, de a szélerózió nyomai szinte mindegyiken láthatók. A kavicsok a lerakódásuk idején már létező nyugat-mecseki hegylábfelszínen kerülhettek mai helyükre (lejtős tömegmozgásokkal vagy időszakos vízfolyás üledékeként), befoglaló üledéküket a szél távolíthatta el. A kavicsok ma már nem eredeti helyzetben találhatók, kiformálódásuk után csekély mértékű áthalmozást szenvedhettek, majd újra lösz fedte le őket. A feltárás rétegei zavartalan településűek, az összletet fiatal mozgások nem érintették.
5.1.6. Boda, Harinkó-gödör [EOV 571970; 83930]
Bodától ÉÉNy-ra, a Harinkó-gödör nevű vízmosásban található a Kővágószőlősiantiklinális legvastagabb löszfeltárása. A valószínűleg egykori mélyútban kialakult árokban
28
látható 300 m hosszú, nagyrészt K–Ny csapású, függőleges fal max. 12 m magas. A lösz a Bodai Aleurolit mállott, kőzettörmelékes felszínére települ. Aljában aleurolittörmelék, kissé feljebb egy vörös paleotalaj látható benne, amit 2-3 cm-es mészkonkréciókat tartalmazó típusos lösz követ. Ezt egy barnásvörös paleotalaj fedi, alatta krotovinákkal, majd konkréciók nélküli szoliflukciós lösz települ rá. A rétegsor teljesen zavartalan, a feltárásban tektonikai jelenséget nem lehetett megfigyelni.
5.1.7. Hetvehely, felhagyott homokbánya [EOV 573415; 88380]
A feltárás a hetvehelyi volt TSz-kőfejtőhöz vezető út mellett, arról Ny felé letérve érhető el. A bánya középső-miocén homokot tárt föl. A feltárásban északias dőlésű sík mentén sárgafehér-sötétszürke homokrétegek és szürke, rétegzetlen homok tektonikus érintkezése volt látható egy 350-170° csapású falon (10. ábra). A rétegek elvonszolódásának iránya és a vető két oldalán lévő nem párhuzamosítható képződmények alapján a mozgásnak normál és eltolódásos összetevője is volt. BENKOVICS (1997) szerint a szerkezet az agyagos rétegekben látható vetőkarcok alapján jobbos oldalelmozdulásos összetevőjű normálvető (60/65 30D). HORVÁTH és társai (1998) a feltárásban két, 30/55°, ill. 52/58° dőlésű vető mentén >=1,5 m, illetve 25 cm (látszólagos) függőleges elmozdulást írtak le. Mivel a bánya a Hetvehely– Magyarszék-vonaltól legfeljebb 250 m-re fekszik, a szerkezet ezen eltolódás aktivitásához kapcsolható.
10. ábra: Oldalelmozdulásos összetevőjű vető a hetvehelyi homokbányában
29
A feltárt képződmény a Nyugat-Mecsek 1:25 000 méretarányú földtani térképén (CHIKÁN et al. 1984) a kárpáti korú Budafai F. Mánfai Tagozataként szerepel, CHIKÁN 1991-es könyvében szintén, míg ugyanő bádeni összletet (Pécsszabolcsi F.) említ a hetvehelyi vasúti bevágás területéről (CHIKÁN, KONRÁD 1982). BENKOVICS (1997) kárpátiként kezeli. A feltárással szintén foglalkozó HORVÁTH és társai (1998) nem foglalnak állást a képződmények korával kapcsolatban, írásuk alapján csak közvetve lehet kárpáti korra következtetni. FÁBIÁN (2001) szerint a környékbeli miocén képződmények valóban a Budafai Formációba tartoznak, de kora-bádeniek. A formációba sorolástól függetlenül a fauna (ld. CHIKÁN, KONRÁD 1982) bádenire utal. BENKOVICS (1997) a területen a mozgás megindulását egy közeli feltárás bizonyíthatóan szinszediment elmozdulása alapján a homokkal egykorúnak, azaz kárpátinak tekintette és a két feltárásból ÉÉNy–DDK kompresszióval jellemezhető oldalelmozdulásos feszültségteret határozott meg. Mivel ebben a feltárásban szinszediment tektonika nem igazolható, a megfigyelt vetőből a kor pontosítása után a Hetvehely–Magyarszék-vonal kora-bádeni utáni mozgására következtethetünk.
5.1.8. Hetvehely, Sás-völgy [EOV 574685; 86745]
A K-Ny csapású Sás-völgy északi oldalában egy keskeny sávban, a völgytalp fölött 5-20 méteres magasságban laza, kavicsos homok települ, a feltárások egy részében jelentős agyagtartalommal. Az üledék osztályozatlan, több helyen keresztrétegzett, mátrixa finom– durvaszemű vörös kvarchomok ill. vörösbarna agyag, a kavicsok (és görgetegek) mérete 2 mm és 1 m közötti. A kavicsok anyaga kvarcit, riolit, kovás vörös homokkő, fekete kovás aleurolit, azaz a Jakabhegyi Homokkő lepusztulástermékei. Koptatottságuk az alig koptatottól a kiválóan koptatottig változik. Az összlet az alaphegység jellemzően Hetvehelyi és Viganvári Formációk alkotta eróziós felszínére települ, egyes helyeken sárga, mészkonkréciókat tartalmazó lösz található fölötte. A völgyoldalban mintegy 4 km hosszban követhető (11. ábra). Az első tízezres méretarányú térképezés során az üledéket JÁMBOR pannóniai korúnak minősítette (JÁMBOR et al. 1963). BAKÓ és társai (1983) teraszüledékként említik, és az azóta lezajlott fúrásos kutatás, geofizikai szelvényezés és a képződmény részletes térképezése is alátámasztotta, hogy nem rétegszerű kifejlődés, hanem az alaphegységbe bevágódott egykori patak üledéke (KONRÁD 1998). A geodéziai bemérés szerint (HÁMOS 1999) a teraszüledék
30
közel vízszintes helyzetű, talpvonalának dőlése 1,28°, a feltárt jelentős távon elvetésre vagy gyűrődésre utaló szintkülönbséget nem mutat. Magassága Ny felé haladva kismértékben csökken a Sás-völgy jelenkori talpvonalához képest, melynek esésszöge 1,24°.
11. ábra: A Sás-völgyi teraszüledék elterjedése és egy mesterséges feltárása
Mivel ez az akkumulációs szint belesimul a Bükkösdi-völgy magasabb, két paleotalajos felszínébe, feltehetően kora- vagy középső-pleisztocén korú, ugyanis ez alatt a Bükkösdivölgyben még egy akkumulációs felszínmaradvány (dolomitkavicsos lösz) is található, amely valószínűleg würm korú (KONRÁD 1998). Mindezek alapján feltételezhető, hogy a területet legalább a késő-pleisztocén óta nem érte differenciált mozgást eredményező tektonikai behatás.
5.1.9. Pécsbagota, erdészeti út bevágása [EOV 574515; 71716]
2005 őszén Pécsbagotától D-re szélesítették a Kishegy Ny-i oldalába vágott erdészeti utat. A földmunkák kb. 200 m hosszan felső-pannóniai–kvarter rétegsort tártak fel, a szélesítés fölött (DDNy felé) a mélyút falában vörösagyaggal és paleotalajos lösszel folytatódik a szelvény. Az útszélesítés becsatlakozott az út alatt fekvő egyik felhagyott homokbánya felső részébe. A becsatlakozás fala pannóniai, szürke homokra települő rétegzett kőzetlisztagyagmárga-sorozatot, áthalmozott finomhomokot, valamint vörösagyagos-mészkonkréciós törmeléket tárt föl. Az egyes képződmények szeletekben vagy lencseszerű testekben ismétlődnek. A különböző részek több nagyméretű tömegmozgásos esemény során kerültek egymás fölé, melyek kora a vörösagyagos üledékek utáni, azaz negyedidőszaki. Mivel a feltárás a Pécsi-víz völgyének meredek déli lejtőjén helyezkedik el, a csuszamlásokat a völgy mélyülése okozhatta.
31
12. ábra: Tömegmozgással érintett rétegsor Pécsbagotán soPa2: Somlói F. (felső-pannóniai); T: Tengelici F.; soPa2–T: a kettő kevert anyaga
5.1.10. Zók, löszmélyút [EOV 576622; 73574]
A Zók falu déli végénél D felé induló, mintegy 1300 m hosszú, legfeljebb 20 m mély és mintegy 70 m szintkülönbségű löszmélyútban homok, lösz és paleotalajok váltakozásából álló rétegsor tanulmányozható (13. ábra). A Pécsi-medence környékén valószínűleg ez a bevágás fogja át a leghosszabb szakaszt a pleisztocénből, alsó része pedig már felső-pannóniai üledékeket tár fel. A legalsó feltárt képződmény jól osztályozott, rétegzett, sárga vagy szürke, felső-pannóniai agyagos finomhomok, helyenként vörösbarna és szürke sávozással, ritkán kagylómaradványokkal. Ez a szemcseméret finomodásával folyamatosan megy át a rétegsort uraló kőzetlisztbe. A löszmélyút falát a legnagyobb részen sárga aleurit adja, melynek túlnyomó része lösz, alsó néhány méterének genetikája kérdéses. Legalább 5 talajosodott szint tagolja, melyek közül a mészkonkréciószintes, rétegzett homokos aleuritba települő legalsó még a Tengelici Formációhoz sorolható. Az összlet alsó fele jól rétegzett, párhuzamos rétegzésű, helyenként ferderétegzett, molluszkafauna-mentes. Mészkonkréciószintek tarkítják, a konkréciók helyenként egységes réteggé cementálódtak. Az első gastropodamaradványok a második talajszint fölött figyelhetők meg. A harmadik talajtól kezdve a lösz már eléggé egyveretű, rétegzetlen, sárga, típusos, ill. egy szakaszon áthalmozott lösz, gazdag löszcsigafaunával. 32
Mészkonkréciókat már csak elvétve és igen kis méretben tartalmaz. Legfelső részében gyapjasmamut-maradványt találtunk (14. ábra), ennek kora az aminosav-racemizáción alapuló módszerrel 10 000 év körülinek adódott (CSAPÓ et al. 2007). A paleotalajok változatos kifejlődésűek, vörösek vagy barnák, anyakőzetük kavics, homok vagy lösz. A legalsó, vaskérges, vasborsós vörös talaj egy fosszilis meder árterén rakódott le. A meder üledéke nagy mennyiségű újrafeldolgozott mészkonkréciót és vörös paleotalajt tartalmaz. A meder csapása megegyezik a Pécsi-víz mai csapásával. A második, vörösbarna talaj több m vastag, benne mecseki anyagú kvarckavics-lencsék, alatta jól fejlett mészkiválási
szint
és krotovinák
láthatók.
A
következő három talajszint vékonyabb. Legmagasabb helyzetben egy halványvörös, gyengén fejlett, kiékelődő talajosodott szint látható. Az alsó két talajból korhatározási céllal mintát vettünk, az agyagásvány-összetételt KOVÁCS PÁLFFY P. (MÁFI) állapította meg, a kormérést PÉCSKAY Z. (MTA Atomki, Debrecen) végezte. Sajnos az alsó talaj ásványtani összetétele nem volt alkalmas K/Arvizsgálathoz, míg a felső talaj korvizsgálata nem adott értékelhető eredményt. A rétegsor jellemzően horizontális párhuzamos rétegzettségű, tektonikus elmozdulás nem figyelhető meg benne. A legalsó, felső-pannóniai homokos aleuritban figyelhető meg néhol enyhén ívelt település
és
íves
elválási
felszín,
de
ezek
valószínűleg üledékes eredetűek. A második, vastag vörös talaj geodéziai bemérése 1,3°-os átlagos északi dőlést adott, míg a kb. 15 méterrel fölötte elhelyezkedő mészpad dőlése gyakorlatilag nem volt mérhető (0,3° É).
13. ábra: A zóki löszmélyút rétegoszlopa
33
14. ábra: Mamutkoponya a zóki szelvény fölső szakaszában
5.1.11. Gyód, Rudolf-hegy [EOV 582482; 74992]
A vizsgált felhagyott homokbánya Gyód falutól északra, a Rudolf-hegy oldalában található. 2000-ben látható rétegsorát a 15. ábra mutatja.
15. ábra: A Rudolf-hegyi (Gyód) felhagyott homokbánya rétegsora és a kaviccsal kitöltött hasadék A fényképen a méretarány 12 cm.
34
A rétegsor jól osztályozott, általában horizontális párhuzamos rétegzettségű, ritkán aprókavics-zsinórokkal tagolt homokkal kezdődik. Ezt rosszul osztályozott, ferderétegzett, finom–durvaszemű kavicsos homok követi, mely pataküledéknek minősíthető, kora löszben előforduló hasonló megjelenésű üledékek alapján pleisztocén. Az aprókavicsos betelepülések anyaga zömmel a nyugat-mecseki Kővágószőlősi és Jakabhegyi Homokkőből származik, bár CZIGÁNY és LOVÁSZ (2000) alig koptatott szürke mészkőkavicsokat is találtak benne. (Ugyanők – valószínűleg a korábbi jobb feltártsági viszonyok között – a homokba mélyülő, lösszel kitöltött medret is leírtak.) A homokban egy valószínűleg eróziós felszínről induló, aprókaviccsal kitöltött, nagyjából K–Ny-i csapású, legfeljebb 1,5-2 cm széles hasadékot figyeltünk meg, ami 80 cm mélységben kiékelődött (15. ábra). A ferderétegzett homokra éles határral aprókavicsos pataküledéket és löszcsigákat is tartalmazó, áthalmozott lösz települ. Ezt egy 50-60 cm vastag vörösbarna paleotalajszint követi szintén éles határral. A paleotalaj eróziós felszínére ismét áthalmozott, homokos, kavicsos lösz rakódott, mely a paleotalaj feldolgozott anyagát is tartalmazza. Ez a legfölső réteg a recens talaj alatt. A feltárásban szerkezeti mozgás nyomát nem észleltük. A kaviccsal kitöltött hasadék szinszediment jelenség, de nagy valószínűséggel nem tektonikus eredetű. A kitöltő üledék nyugat-mecseki eredete arra mutat, hogy a keletkezés idején a feltárástól északra nem jelenhetett még meg a morfológiában a mai Pécsi-medence, ezért a mai lejtőnek megfelelő irányú gravitációs tömegmozgások nem okozhatták a repedést. Lehet kiszáradásos eredetű, de nem zárható ki az É–D-i enyhe szinszediment tektonikus extenzió hatása sem.
5.1.12. Pellérd, uránipari zagytározó övárka [EOV 579442; 77549]
A volt uránipari zagytározók Pellérdtől Ny-ra, a falu és a Pécsi-víz között helyezkednek el. 2001-ben a rekultiváció során az északi, I. sz. zagytározó K-i és ÉK-i oldala mentén egy ideiglenes árkot mélyítettek, mely általában 3, de néhol 6-8 méter mélységben tárt fel felsőpannóniai és negyedidőszaki képződményeket (16. ábra). A dokumentált rétegsor legidősebb része az árok legészakabbi részén több 10 m hosszan és 20-70 cm vastagságban feltárt, világossárga, finomszemű homok, amit a környékbeli fúrásokban késő-pannóniai korúnak minősítettek (MAJOROS 2000). (Az övárok alján mélyített 4-5 m mélységű keskeny aknákból kiemelt anyagban magas szervesanyag-tartalmú, sötétszürke homok is látható volt, ami a Tihanyi Formációra jellemző.) A homokban akár
35
több 10 cm-es átmérőjű, alig koptatott, metamorf anyagú – leggyakrabban kvarcit, csillámpala és gneisz – kavicsok és görgetegek találhatók. A zagytározók alatt a kristályos alaphegység egy kiemelkedő blokkja (Pellérdi-rög) csak 20-30 m-re van a felszín alatt és késő-pannóniai abráziós alapkonglomerátum fedi (MAJOROS 2000), így vélhetőleg a görgetegek is abráziós eredetűek. A homok szabálytalanul hullámos eróziós felszínére éles váltással települ a fedő.
16. ábra: Jellemző rétegsorok a pellérdi zagytározó övárkából 1: Felső-pannóniai homokra települő negyedidőszaki sorozat; 2: Nagy vastagságú, negyedidőszaki patakmedri fáciesű rétegek; 3: Löszbe települt mederfácies; 4: Löszbe települő vékony medri-ártéri fáciesek; 5: Kiékelődő mederfácies lösszel összefogazódva.
A homokot a recens talajig két, egymással részben heteropikus képződmény: sárga, rétegzetlen, csigákat tartalmazó típusos lösz és lilásvörös, kavicsos, mecseki eredetű folyóvízi homok fedi. Arányuk szélsőségesen változó a keresztrétegzett homok dominálta szelvénytől a csak vékony aprókavics-zsinórokat tartalmazó löszig. Sok helyen összefogazódnak vagy egymással váltakozva települnek, az árok É-i végén sárga és szürke kőzetlisztes agyag, valamint egy 20 cm vastag, sok áthalmozott mészkonkréciót tartalmazó paleotalajszint is társul hozzájuk. Fosszilis medrek, csatornakitöltések a teljes szelvényben előfordulnak, szélességük néhány dm és néhány m közt változik. A lösz kora CHIKÁN és KÓKAY (2004) szerint késő-pleisztocén, a folyóvízi üledékeké késő-pleisztocén–holocén. A löszbe települő kavicsos homokot több helyen lösszel kitöltött fagyékek harántolják. A legnagyobb ék szélessége 80 cm, hossza kb. 1,2 m. A fiatal szeizmikus aktivitás bizonyítéka egy szeizmitnek határozható üledékszerkezet (17. ábra): a felső-pannóniai finomhomok ék alakban nyomult bele 30-40 cm magasan a fedő kavicsos homokba. Az ilyen típusú üledékfolyósodás legalább 5,5-es magnitúdójú földrengést jelez (OBERMEIER 2005). A mozgás kora a folyóvízi üledékkel összefogazódó lösz kora alapján késő-pleisztocén vagy annál fiatalabb. 36
17. ábra. Szeizmikus eredetű üledékfolyósodási jelenség a felső-pannóniai homok és a negyedidőszaki pataküledék határán
5.1.13. Kökény, pincesor [EOV 584726; 72693]
18. ábra: Tefraszint középső-pleisztocén löszben a kökényi pincesoron (BA: Basaharc Alsó talajszint)
A Kökény DK-i végén húzódó pincesort 11 m vastag löszsorozatban alakították ki. A lösz legalul horizontális párhuzamos rétegzésű, homokzsinóros, feljebb rétegzetlen. A pincebejáratok fölött egy legfeljebb 2-3 cm vastag, sárgásbarna tufaszintet (Bagi Tefra) tartalmaz (18. ábra). Efölött vastag, sötét vörösbarna, mészeres paleotalaj (Basaharc Alsó; HORVÁTH 37
2001) látható mészfelhalmozódási szinttel, majd a mélyút fölsőbb szakaszán egy újabb, világos barnásvörös, de vékonyabb talajszint következik. A löszsorozat felső részében sok molluszkamaradvány található. A tufa korát 350-400 ezer év közé teszik (HORVÁTH 2001). (Eszerint a pincesor alsóbb részén – a földtani térképekkel ellentétben – nem würm, hanem idősebb lösz van a felszínen.) A tufaréteg viszonylag hosszan követhető a mélyútban. A pincéktől néhány háznyira lefelé egy kiásott házalapban is megjelent, ahol a völgy felé egy fosszilis suvadás rácsúszott tömbje vágta el. A tefra geodéziai bemérése enyhe (1,4%), de határozott északi dőlést adott, jelezve, hogy a lerakódás időpontjában már létezett felszíni depresszió a Pécsi-medence irányában.
5.1.14. Pécs, Pellérdi út [EOV 581849; 80536]
Pécs nyugati részén, a Pellérdi út 62. sz. ház keleti oldalán fekvő telken egy megkezdett házalap kibillent késő-pannóniai kavics-homok összletet tárt fel 2005-ben (19. ábra). Néhány 10 m-rel nyugatabbra, az azóta már felépült házsor alapozásakor az 1990-es évek elején ugyanezt a képződményt tárták fel (HÁMOS G. szóbeli közlése).
19. ábra: Házalap feltárása Pécsett, a Pellérdi úton A. Földtani szelvény. 1: recens talaj; 2: agyagos aleurit (áthalmozott lösz); 3: osztályozatlan kavics; 4: kavicsos meszes homok; 5: agyag- és kavicszsinóros, limonitsávos homok; B. A vetők fényképe
A rétegsor finom-középszemű, jól osztályozott, keresztrétegzett, erősen muszkovitcsillámos, szürke, feljebb limonitsávos homokkal indul, melybe agyaglencsék, tiszta mésziszap-lencsék és kavicszsinórok települnek. A homokra rétegzetlen, osztályozatlan kavics települ, jól kerekített, változatos anyagú (túlnyomórészt riolit és többféle triász mészkő, valamint elenyésző mennyiségű kvarcit, homokkő, aleurolit és agyag) kavicsokkal. Ezt ismét az előzőekben leírt homok fedi, melyre kisebb dőléssel kavicsos, rétegzetlen, valószínűleg áthalmozott lösz következik. Mind a kavics és a lösz (a Ny–K-i falban), mind a lösz és a recens talaj diszkordánsan érintkezik.
38
A pannóniai rétegek déli dőlésűek (180/25°). Az alsó homokösszletet a 170-350° csapású falban két, fordított V alakban találkozó vető metszi, melyek találkozása és felső folytatása a fedő durvakavicsos réteg miatt nem kivehető. Az északi ág két lépcsős vetőből áll. A limonitos rétegek alapján az elvetés az északi és déli ágon egyaránt néhány cm-es, a déli vető 60°-os délies, az északi vetők 70°-os északias dőlésűek.
5.1.15. Pécs, Hétkaréjos sírkamra [EOV 586325; 81840]
A Hétkaréjos sírkamra vagy Cella Septichora Pécs történelmi belvárosában, a székesegyháztól keletre, közvetlenül a Káptalani Levéltár és Plébánia épületének keleti oldalán található. A világörökségi program részeként 2004–2006-ban került sor régészeti feltárására és turisztikai célú kiépítésére. A sírkamra helyét felső-pannóniai homokba vágták a római korban; ez a homok a régészeti munkák során több helyen ismét láthatóvá vált. Mivel egyes szakaszokon hasonló, életnyomszerű, függőleges, hengeres limonitos elszíneződéseket tartalmaz, mint Danitzpusztán (5.1.19) közvetlenül az alsó-felső-pannóniai határ fölött, valószínű, hogy a felső-pannóniai legalsó részét képviseli.
20. ábra: Vetők a Hétkaréjos sírkamra melletti felső-pannóniai homokban A. ÉNy-i fal; B. DNy-i fal (KRAFT J. felvétele); C. sztereogram az ÉNy-i fal feltolódásáról a jelenlegi helyzetben és a rétegdőléssel visszaforgatva
A homok párhuzamosan rétegzett, limonitos, mészcsíkos, dőlése 175/32°. A sírkamra DNy-i oldalában, a kőfal alatt KRAFT J. (Pécsi Bányakapitányság) kis feltolódást talált benne (20. ábra). Ennek áldőlése a fal csapásában 70° körüli és északias, függőleges elvetése 12-15 cm, de pontos mérési adat nincs róla. Néhány héttel később az ásatás ÉNy-i falában, már a sírkamrán kívül mértem egy 310/75° dőlésű, 6 cm függőleges elvetésű látszólagos feltolódást. Karcok hiányában nem állapítható meg, hogy valóban feltolódások, vagy pedig oldalelmozdulások történtek-e. 39
A homok kibillenése és az elmozdulások valószínűleg a Mecsekalja-öv működéséhez köthetők, mivel mind az innen, mind a közelben máshonnan leírt más deformációk (erős billenés a Bazilika alatt, feltolódások a Barbakánnál; KRAFT 2006) az ókeresztény temetőterület és egyben a felső-pannóniai homok elterjedésének északi határán találhatók, néhány tíz (a Bazilika alatt csak néhány) méterre délre a Mecsekalja-övben becsípődött paleozoos fillitsávtól. Ezt támasztja alá az is, hogy amennyiben az ÉNy-i falban látható feltolódásnak volt eltolódásos összetevője is, akkor az a rétegdőlést is figyelembe véve balos volt, valamint a rétegdőléssel visszaforgatott vető csapásiránya alapján is kapcsolódhat a Mecsekalja-öv itteni szakaszához. A vetők és kibillenések egymáshoz viszonyított kora nem állapítható meg, de a zavart homok és a fillit érintkezését a felső-pleisztocén löszös üledékek lefedik (KRAFT 2006), igazolva a mozgás késő-pleisztocén előtti korát.
5.1.16. Pécs, Búza tér [EOV 587383; 81701]
A tér északi felén, a MTESZ-székház É-i oldalán a mélygarázs építéséhez ásott, 5-6 m mély, téglalap alaprajzú gödör enyhe D-i dőlésű pannóniai homokrétegeket és azok törmelékes fedőjét tárta föl, két szakaszon összesen kb. 60 m hosszan (21. ábra).
21. ábra: A Búza téri feltárás nyugati fala A fénykép (22. ábra) helye fekete kerettel jelölve.
A fal alsó 2-3 m-ében kibillent pannóniai összlet látható. A rétegtanilag alacsonyabb helyzetben lévő, párhuzamosan rétegzett, szürke, kemény, meszes, agyagos-kőzetlisztes, finomszemű homok (a fal É-i felében) délies, 160-190/10-30° közötti, jellemzően 15° dőlésű. Felső részében sok kagylómaradványt és helyenként mészkonkréciókat tartalmaz. Erre enyhe eróziós diszkordanciával világosszürke, jól osztályozott, kissé homokos aprókavics következik, amelyet kb. 30 fokkal D felé dőlő, 5-15 cm vastag, limonittal színezett sávok,
40
kötegek tagolnak. A limonitsávok nagyrészt a rétegzést követik, felső részük azonban elhajlik. Az első két, kibillent összletet a falak középső szintjében egy vízszintes, erősen hullámos, szabálytalan eróziós felület metszi el. Rajta 0,6-1,5 m vastag rétegzetlen, osztályozatlan homokos kavics települ. Széles határok között mozgó szemcsemérete (homoktól a 8-10 cm-es kavicsig), a vegyes kavicsanyag és az erősen változó koptatottság hegységelőtéri negyedidőszaki hordalékkúp üledékére utal. A pannóniai összlet felső részébe a diszkordanciafelület mentén számos meder vágódik, kitöltésük mind a fekü, mind a fedő anyagát tartalmazza, tehát a hordalékkúp lerakódásának kezdeti fázisát jelzik. A törmeléket 0,5 m recens talaj fedi, e fölött 0,3-2 m vastagon antropogén eredetű feltöltés látható.
22. ábra: Limonitsávok elmozdulása pannóniai homokos aprókavicsban Pécsett, a Búza téri feltárásban
Az eróziós felszín alatt néhány dm-rel két igen enyhén (legfeljebb néhány fokkal) délre dőlő, legfeljebb 2-3 cm vastagságú, sötétbarna aprókavics-zsinór látható, amelyek a dőlő limonitsávokat elmetszik és amelyek mentén a limonitsávok felső szakasza 6-15 cm-rel délre tolódott (22. ábra). A Ny-i falban a két zsinór É felé összetart, és egy meder oldalában végződik. Az elmozdulás magyarázatára az egyszerű lejtő menti lecsúszás a zsinórok rendkívül kis dőlésszöge miatt valószínűtlen. A szerkezetet a rétegdőléssel visszaforgatva azonban lapos szögű rátolódást kapunk, ami a rétegsor kibillenésével együtt köthető az intra-, ill. posztpannóniai kompressziós tektonikához, melynek során a Mecsek feltolódása az előtéri laza üledékek enyhe deformációját okozta. Mivel a zsinórokat a hordalékkúp vízfolyásainak medre elmetszi, a mozgás (késő-)pleisztocén előtti.
41
5.1.17. Pécs, Havi-hegy Pécs középső részén a Havi-hegy szarmata mészköve (Tinnyei F.) tektonikusan, a Mecsekalja-öv északi feltolódása mentén érintkezik a Tettye környéki középső-triász karbonátos sorozattal (Misinai Formációcsoport). Már VADÁSZ (1935) részaránytalan, töréssel elmetszett szarmata boltozatot írt le innen. Felszíni mérések [EOV 587377; 82656]
Az 1:10 000 méretarányú földtani térkép (NAGY, HÁMOR 1964) a Havi-hegyre meredek redősorozatot jelöl, amelyben a rétegdőlés helyenként függőlegeshez közeli. A viszonylag szabályos, nagyjából ÉK–DNy-i csapású gyűrődéssor mellett számos egyéb tektonikai elem (flexúra, vető, litoklázis) is megfigyelhető (23. ábra c.). A mérések során több helyen találtunk függőleges összetevővel is rendelkező oldalelmozdulásokat és réteglap menti elcsúszásokat, de a sziklafelület mállottsága miatt általában csak a karcok csapása állapítható meg, az elmozdulás pontos iránya nem. A rétegtalpakon gyakran megfigyelhetők egy 120– 300° és 20–200° csapású (gyakorlatilag Mohr-párt alkotó), a rétegezésre nagyjából merőleges litoklázisrendszer tagjai. A tektonikus határ túlsó oldalán lévő Lapisi Mészkő vékony rétegei szerkezetileg erősen igénybevettek, felaprózottak, emiatt mállottabbak is, gyűrtek és meredek dőlésűek, feltolódás jellegű és vízszintes elmozdulásokkal. A felszíni mérésekből számított feszültségtér bizonytalansága túl nagy volt, így azt a sztereogramon nem jelenítettem meg. A Havi-hegyi hasadékbarlang [EOV 587263; 82434]
A Havi-hegy meredek Ny-i oldalán 197 m tszf. magasságban, a Kisboldogasszony u. 16. sz. ház udvarának végéből tektonikai hatások és részben emberi beavatkozás következtében kialakult, 22 m összhosszúságú barlang nyílik (SEBE, DEZSŐ 2008). A 6 m hosszú mesterséges bejárati részen gerendákkal aládúcolt meglazult kőzetblokkok találhatók. Erre a járatra csaknem merőleges a főág, ahol a természetes formák dominálnak. A barlang falait szálban álló szarmata mészhomokkő, illetve tektonikus breccsa alkotja. Előbbi jól rétegzett meszes homokkő, jelentékeny kvarchomoktartalommal (Tinnyei Formáció), helyenként kőzetalkotó mennyiségben tartalmaz molluszka (elsősorban kagyló) kőbeleket. Jellemző rétegdőlése 270/12°, ami eltér a Havi-hegyen általános, K–Ny-i csapású boltozatok dőlésirányaitól, egy kisebb kibillent szerkezet része lehet. A breccsa néhány cm-től 15–20 cm-ig terjedő méretű törmelékdarabokból áll, mátrixa kevéssé cementált, sárga, meszes homokkő. A törmelék a barlangot létrehozó elmozdulás során keletkezett, nem pedig később 42
behordódott üledék. Ezt támasztja alá, hogy a szemcsék anyaga megegyezik a barlangot befoglaló szálkőzetével, másrészt pedig a hasadék mind oldalirányban, mind fölfelé teljesen beszűkül, majd bezáródik. A tektonikus breccsa diagenizált, sok helyen a közel függőleges szálkőzeten is megőrződött – a bejárat fölötti függőleges sziklafelszínt is ez alkotja –, tehát a hasadék barlanggá szélesedésekor már szilárd kőzetként viselkedett. Ebből legalább két mozgási fázis meglétére következtethetünk.
23. ábra: Szerkezeti elemek a Havi-hegyről A. A hasadékbarlang fő járatának falait borító elmozdulási karcok. Lépték lent a két fal közé akasztott kalapács; B. A barlang jellemző törési síkjainak sztereogramja és a számított feszültségtér; C. A felszíni mérések sztereogramja.
A barlang egy 130-310° csapásirányú fő törés mentén alakult ki. Itt az egyébként viszonylag durvaszemcsés kőzet felülete teljesen simára csiszolódott, de vetőagyag nem fedi. A falakat nagy felületen közel vízszintes, balos elmozdulásra utaló karcok borítják (23. ábra a.). A vetőtükör épsége mutatja, hogy a barlang tisztán tektonikus eredetű, oldásos folyamatok nem játszottak szerepet kialakításában (a felszín alatti vízmozgások csak a vetőbreccsa egy részének korai elszállításában vehettek részt). A sziklafelület a barlang alsó két-három méterén erősen mállott, ennek ellenére a vetőkarcok itt is egyértelműen láthatók, bár a mozgás balos vagy jobbos volta nem állapítható meg. A jellemző csúszási karcok adatai jól mutatják mind az enyhe függőleges komponensű oldaleltolódásos mozgást, mind az elmozdulási felszín erősen hullámos voltát (23. ábra b.). A barlang főágának délnyugati falát alkotó két kőzetblokk egymáshoz képest elmozdult: a fal jellemző dőlése az északi részen 60/75°, a délin 210/85°, de nyilvánvaló, hogy a két falszakasz egykor összefüggő felszínt alkotott. Mivel a járat csak néhány méterrel húzódik a Havi-hegy meredek nyugati lejtője mögött, a
43
kibillenést nem fiatalabb tektonikai eseménynek, hanem a külső kőzettömb gravitációs kimozdulásának tulajdoníthatjuk. A fő hasadékon kívül sűrű töréshálózat szövi át a kőzetet, a jellemző irányokat a 23. ábra mutatja. A barlang DK-i részén egy nagyobb, a fő töréssel hegyesszöget bezáró elmozdulási felszín látható, melyet szintén csúszási karcok borítanak, de az elmozdulás balos vagy jobbos volta a kőzetfelszín mállottsága miatt nem állapítható meg. A Havi-hegyen és környékén a földtani szerkezetet meghatározó Mecsekalja-öv lefutása és a gyűrt szerkezetek tengelyének jellemző csapásiránya is KÉK–NyDNy (NAGY, HÁMOR 1964). Ennek sem a felszínen, sem a barlangban mért törések fő irányai nem felelnek meg (23. ábra). Mivel a mozgások közül sok közel áll a vízszinteshez, illetve eltolódásos összetevője is van, kialakulásuk feltehetően az oldalelmozdulás jellegű Mecsekalja-öv aktivitásához kapcsolódik, azonban az eltolódásos rendszeren belül egy lokális feszültségtér hozhatta létre őket. Különösen igaz ez a barlangra, amelynek adatai – mint már utaltunk rá – a Havi-hegy tetején megfigyelhetőkhöz képest is eltérően mozgó blokkra utalnak. A két mérési hely között a szintkülönbség kb. 50 m, de kapcsolatuk nincs feltárva. A felszíni adatok inkoherenciájának esetleg a több mozgási fázis is oka lehet. HÁMOR (1966) szerint a Havi-hegy szarmata összletét meggyűrő mozgás a későpannóniaiban zajló rhodáni fázishoz köthető, amely még az alsó-pannóniai rétegeket is érintette. A szarmata végi attikai fázis jelenlétét nem látja bizonyíthatónak, mert nem ismer olyan alsó-pannóniai képződményeket, amelyek nem a miocénnel együtt deformálódtak volna. Erre éppen a Havi-hegy környéke a cáfolat, ahol az alsó-pannóniai üledékek erős szögdiszkordanciával települnek a szarmatára (pl. Havi-hegy, Erzsébettelep, Szamárkút stb.), tehát a fő gyűrődésnek a szarmata végén kellett történnie. Erre utal az is, hogy a korapannóniai (KLEB 1973) abrázió az Erzsébettelep–Szamárkút fölötti részen egyaránt pusztította a közvetlenül egymás mellett elhelyezkedő szarmata és triász mészkőrétegeket. Az alaphegység előtérre történő tolódása ugyanakkor később is folytatódott, hiszen a környékbeli alsó-pannóniai kibúvások is kibillentek a hegységperemen. E mozgás kora fedőüledékek hiányában nehezen állapítható meg. A korábbi irodalom (NAGY, HÁMOR 1964, KLEB 1973) a környéken nem említ felső-pannóniai előfordulást. A szarmata mészkőkibúvástól kb. 100 mre ÉK-re elhelyezkedő néhány m2-es, KERTÉSZ (2001) által felső-pannóniainak leírt, NAGY és HÁMOR (1964) szerint alsó-pannóniai, nyugodt településű, 0-10° dőlésű limonitos homokkőfoltok kora ősmaradványok hiányában nem bizonyítható; látszólagos nyugodtságuk valószínűleg csak a feltárások igen kis méretének köszönhető. Keletebbi analógiák, 44
elsősorban a Danitzpuszta környéki homokbányák a késő-pannóniai első felére jeleznek jelentős deformációt. A barlang kialakulásának korát még kevésbé tudjuk pontosan megállapítani. A fő járatot kialakító eltolódás akár egyidős is lehet a szarmata mészkő gyűrődésével, míg a hasadék megnyílását későbbi (talán a kora-pannóniai medencefejlődéshez kapcsolódó) extenziós esemény okozhatta, bár itt nem zárható ki teljesen a gravitációs mozgás sem. LOVÁSZ (1970; LOVÁSZ, WEIN 1974) szerint a Havi-hegy tetősíkja egy kora-pannóniai abráziós terasz maradványa. Ennek ellentmond, hogy a közeli alsó-pannóniai abráziós rétegsorok általában 25-30°-kal kibillentek, aminek egy terasz dőlésében is meg kellene jelenni, az viszont ma is vízszinteshez közeli helyzetű.
5.1.18. Pécs, Erzsébettelep, kőfejtő [EOV 587712; 82902]
A Pécs, Erzsébettelep, Havihegyi út 55. és 57. számú ház között, magántulajdonban lévő telken található régi kőfejtő szarmata, pannóniai és kvarter üledékes összletet tár föl (24. ábra).
24. ábra: Az erzsébettelepi kőfejtő NyDNy-i fala
A rétegsor legalsó részét szarmata ooidos, meszes homokkő alkotja, mely főleg a bánya ÉNy-i falában, kisebb foltokban a DNy-i falban is megjelenik. A homokkő üregeiben vörös, homokos-agyagos kitöltések láthatók. A homokkő szabálytalan lefutású, repedezett (abráziós) felületére szögdiszkordanciával települnek a fedő alsó-pannóniai (KLEB 1973) rétegek. Alul kb. 6 m vastagságban mészkőkavics-konglomerátum, keresztrétegzett homok és homokkő helyezkedik el, kavicsbetelepülésekkel. Az akár 20-30 cm-es nagyságot is elérő görgetett kavicsok anyaga főleg a közelben kibukkanó triász mészkő, de jelentős a fekü szarmata mészkövek aránya is. Ezt 3 m vastag breccsás szerkezetű, erősen porózus, homokos mészkő, majd ismét homok és kavics fedi, több kaviccsal, mint a feküben, valamint egy nagyméretű
45
mederrel. A kibillent (230/25-30°) pannóniai rétegsorra diszkordánsan paleotalajos lösz települ. Az ÉK-i falat, melynek a feltárás többi részével való kapcsolata nem állapítható meg, gyengén rétegzett finom- és középszemű homokkő alkotja, ebbe áthalmozott szarmata puhatestű-faunát tartalmazó aprókavicsos konglomerátumrétegek települnek. A fal felső részén valószínűleg szálban álló, de töredezett (szétfagyott?) homokkő látható (rétegdőlése 120/15°), majd erre szabálytalan, meredek határral lejtőtörmelék következik. Amennyiben valóban szálban álló homokkőről van szó, akkor a pannóniai rétegsoron belül is történt billenés, de ez a feltárás alapján nem bizonyítható. A vastag mészkőpad felületén kifényesedett elmozdulási felszíneket találtunk, jelenleg vízszinteshez közeli irányú csúszási karcokkal. Az ÉK-i fal homokjában a rétegdőléssel szöget bezáró, több irányú kőzetrések rendszere látható, melyek néhány helyen egymást is elmetszik. A kőfejtő szelvényét az 1:10 000 méretarányú térképezés során alsó-pannóniainak minősítették (NAGY, HÁMOR 1966), KLEB (1973) is így írta le (nála a feltárás az utca régi elnevezésével, „Bertalan-hegy, Mező Imre úti déli homokbánya” néven szerepel). Az összlet felső részével kapcsolatban felmerült a pliocén vagy negyedidőszaki kor lehetősége, de a homokos mészkő alatti, ill. az azt közvetlenül fedő homokrétegekből vett minták spóra-pollen vizsgálata (MEDZIHRADSZKY ZS., TTM Növénytár) nem járt eredménnyel, ami a pannóniai kort támasztja alá. Ez alapján a billenés a kora-pannóniai és a pleisztocén között következett be, valószínűleg a környékbeli feltárásokban láthatóakhoz hasonlóan a késő-pannóniai első felében. Az oldalelmozdulást jelző karcok és a homokban található litoklázisok sajnos ilyen pontossággal sem korolhatóak.
5.1.19. Pécs, Danitzpuszta, homokbánya [EOV 591108; 84243]
A ma ismét művelés alatt álló bánya Pécs keleti peremén, a városhatáron álló laktanya keleti szomszédságában található. Itt a lymnocardiumos, congeriás, fehér, alsó-pannóniai márgára miocénből áthalmozott gerincesmaradványokat (KAZÁR et al. 2007) tartalmazó sárga, limonitos, felső-pannóniai homok települ. VADÁSZ (1935) óta az ún. „intrapannon mozgások” klasszikus feltárása. A korábbi leírók erős szögdiszkordanciát említenek a felső-pannónia összleten belül (VADÁSZ 1935, KLEB 1973), illetve a meredek, függőlegeshez közeli alsó- és az enyhébb dőlésű felső-pannóniai összlet között (1958-as fényképfelvétel alapján BENKOVICS 1997 és
46
CSONTOS et al. 2002), míg HÁMOR (1966, 1970) szerint posztpannóniai aktivitású, D-i dőlésű vető fente el és állította élére az alsó-pannóniai márgákat. KLEB (1973) 1960-as években készített fényképén a szögdiszkordancia a felső-pannóniai limonitos homokon belül látható. Az eltérő dőléseket BENKOVICS (1997) késő-pannóniai vak feltolódással és a hozzá kapcsolódó eróziós diszkordanciával magyarázta. Maga az alsó–felső-pannóniai határ konkordáns. A fejtés 1998-ban érte el, ekkor a meredek dőlésű alsó-pannóniai összlet átbuktatott rétegeit is feltárták. A határ az elmúlt évek termelési munkái következtében nagy területen került felszínre – megfigyelhető helyzete alapján az 1:10 000-es méretarányú földtani térkép (HÁMOR et al. 1966) is pontosítható –, teljes feltárt hosszában függőleges vagy ahhoz közeli helyzetű. Jelenleg a rétegdőlés az északias, 350-20/20-30° dőlésű átbuktatott alsó-pannóniai márgarétegektől dél felé, a rétegsorban fölfelé haladva a függőleges körüli alsó–felső-pannóniai határon keresztül fokozatosan 10-15°-ra csökken. Az alsó-pannóniai összletben a rétegdőlés csapás mentén is akár több 10 fokot változik. Ha figyelembe vesszük, hogy a bánya azóta sokat haladt előre É felé, akkor ezek az adatok beilleszthetők a BENKOVICS (1997) által felvázolt modellbe, azaz valószínűleg a D-i vergenciájú vak feltolódáshoz kapcsolódó, 100 m-nél nagyobb sugarú, D felé átbukó redő belsőbb részeit látjuk. A gyűrődés által létrehozott bonyolult szerkezetet jelzi, hogy a bánya viszonylag új, keleti udvarában az alsó-pannóniai márga felső részében néhány éve még jelentős gyűrődések voltak láthatók több nagyságrendben, ilyen pl. egy jelenleg függőlegeshez közeli tengelyű, több 10 m-es sugarú redő vagy ezen belül egy párhuzamos réteglapokkal határolt zöld agyagrétegbe települő, erősen gyüredezett mészmárgaréteg (25. ábra A). A felgyűrődés mellett számos, É–D-i kompresszióra utaló töréses elem látható (vagy volt látható) a bányában. A teljes összletben jellemzőek az É-i és D-i vergenciájú feltolódások, az alsó-pannóniai márgában a vetőkarcok szinte kizárólag függőleges mozgást mutatnak. A márgában több helyen az erősen átbuktatott réteglapok szolgáltak elmozdulási síkként. A csak részlegesen feltárt alsó-pannóniai összletben a rétegdőlés igen rövid távon, kb. 10 m-en belül fordul át a viszonylag lapos szögű, 20-30°-os északi dőlésből 70° körüli délibe, feltehető, hogy itt is nagyobb töréssel számolhatunk. Feltolódás még a bánya legdélebbi részén, a rétegsor legenyhébben (10-15°-kal) dőlő és legfelső szintjén is megfigyelhető volt, ez alapján a mozgások kizárólag intrapannon kora megkérdőjelezhető. A gyűrődést megelőzte egy transztenziós esemény, amit az alsó–felső-pannóniai határt és a közvetlen fölötte települő rétegeket érintő törések mutatnak. Ezek eredetileg normál összetevőjű vetőként működtek (25. ábra B), de ma a függőlegesen álló rétegsorban több helyen 47
látszólagos feltolódásként jelennek meg. A bányában mért töréseken karcok hiányában a mozgás pontos iránya nem volt megállapítható, de a nyilvánvaló normál komponens melletti vízszintes elmozdulásra utal, hogy a vetősíkokat a rétegdőléssel visszaforgatva a Mecsekaljaöv csapásával nagyjából egyező irányt kapunk (25. ábra C). Ezt erősíti meg a KLEB által fényképezett negatív virágszerkezet is (KLEB 1973, 793. o.), amely szintén a felső-pannóniai homok alsó részében volt látható.
25. ábra: Tektonikai jelenségek a danitzpusztai homokbánya északi falában A. Eltérő kompetenciájú alsó-pannóniai rétegek (zöld agyag és fehér mészmárga) különböző mértékű képlékeny deformációja; B. a limonitsávos felső-pannóniai homok kibillenését megelőző vetők; C. a vetők eredeti helyzete; D. a bányában mért vetőadatok sztereogramja; E. feltolódásos összetevőjű oldalelmozdulások.
A jellemző K–Ny-i csapású vetőkön kívül kevés más csapású törés volt mérhető (25. ábra D). Ezek között eltolódások is találhatók (25. ábra E), melyek függőlegeshez közeli helyzetben vannak, tehát valószínűleg az eddig felsoroltaknál fiatalabb szerkezetek. A felső-pannóniai homokösszletre jellemző mind a rétegzéstől független, mind az ahhoz kötődő, hullámos vagy egyenes limonitsávok jelenléte. KRIVÁN (1958) a felszínhez közeli hullámos mintázatot würmi állótundra-jelenségként írta le. Mivel a kiválásokat a fejtés legmélyebb szintjein, a felszíntől számított 20-30 m mélységben is és minden lehetséges irányban és formában megtaláltuk, ezek inkább talajvízmozgáshoz kapcsolhatók. A limonit sokszor jól kiemeli a rétegeket vagy a töréseket, máskor azonban nem követi pontosan a rétegzést. Több helyen 10-15°, de akár 40° eltérés is látható a homokösszletben a jól azonosítható rétegek (pl. kavicsbetelepülések) és a limonitsávok dőlése közt, ezért a szerkezeti vizsgálatokban a limonitsávok óvatosan kezelendők.
48
5.1.20. Pécs, Danitzpuszta, déli homokbánya [EOV 591855; 84185]
Pécs keleti határán, a danitzpusztai nagy homokbányától DK-re, a 6-os főút déli oldalán egy másik homokbánya tárja fel a felső-pannóniai limonitos homokot. A 250×150 m alapterületű fejtésben kb. 20 m valódi rétegvastagságban homok és meszes homokkőrétegek láthatók, melyekben sok Congeria- és Lymnocardium-maradvány található, de egyéb fosszíliák (pl. halcsontok) is előfordulnak. A homok rétegtanilag az északabbi bánya felső szintjének felel meg (KLEB 1973). A bánya DNy-i sarkában a homokra jól koptatott, kelet-mecseki anyagú (valószínűleg miocénből áthalmozott) kavicsréteg települ, ami már hegylábi hordaléknak tekinthető. Ezt vékony lösz fedi.
26. ábra: A danitzi déli homokbánya enyhén D felé kibillent homokrétegei
A bányában feltárt homokrétegek legfeljebb 15–20 fokkal dőlnek D felé (26. ábra), ami már nem sokkal nagyobb a várható üledékes eredetű rétegdőlésnél, és jelzi a távolság növekedését a hegységperemi nagy feltolódástól. Jellemző ugyanis a területre, hogy a Mecsekalja-vonal hatása viszonylag keskeny sávban érvényesül, és a pannóniai üledékek tőle D-re vagy DK-re már kis távolságban is nyugodt településűek (KLEB 1973). A bányában töréses vagy gyűrt szerkezeti elemet nem találtunk.
5.1.21. Pécsvárad, homokbánya [EOV 600200; 88783]
A Pécsváradtól DNy-ra, a régi és az új 6-os út között elhelyezkedő nagy homokbánya („Pécsvárad-I.” bánya) kb. 300×400 m területű. Felső-pannóniai limonitos, földpátos kvarchomokot termel, bár legalsó szintjén az alsó-pannóniai agyagos, vízzáró összlet is megjelenik. A bánya látványos metszetet ad a progradáló delta enyhe délies dőlésű rétegeiről. A homok az
49
alsó részen cementált, kavicsos részeket, feljebb lignitzsinórokat, majd a pannóniai összlet tetején mészlencséket és -rétegeket tartalmaz. Erősen limonitos, a kiválások a rétegzést nem követik, sok helyen azzal ellentétes dőlésűek. A bánya déli peremén a homok fölött plio– pleisztocén kavicsos hegylábi törmelék, egy másik szakaszon vöröses paleotalaj jelenik meg a recens talaj alatt. A több száz m hosszú feltárás legnagyobb részén a rétegsor nyugodt településű, tektonikai elemeket csak a DNy-i fal északi végén tudtunk dokumentálni (27. ábra). Itt a lignitzsinóros homokban enyhe felboltozódás, valamint egyenes, ill. ívelt, max. 20 cm-es függőleges elvetésű feltolódások sorozata látható; ez utóbbiak lefelé a homogén homokban nem követhetők. Karcok hiányában az elvetés pontos iránya nem állapítható meg, de az alapján, hogy egy vető mentén különböző (és függőlegesen nem következetesen változó) elvetések mérhetők az egyes rétegeken, a mozgás rendelkezett eltolódásos összetevővel is. A mért síkok 60-240° körüli csapása illeszkedik a Mecsekalja-öv irányához. Ugyan a feltolódások fölfelé elhalnak, de a fölöttük lévő rétegek felboltozódása miatt inkább tekinthetők üledékképződés utáni vak feltolódásoknak, mint szinszediment szerkezeteknek.
27. ábra: Feltolódások a pécsváradi nagy homokbánya DNy-i falában
KLEB (1973) az ettől a bányától valamivel délebbre, a 6-os út déli oldalán elhelyezkedő kis homokbányából a környéken jellemzővel ellentétes, enyhe ÉNy-i rétegdőlést és normálvetők sorozatát írja le. BENKOVICS (1997) a 6-os úttól délre fekvő bányából normálvetőket említ, ezek irányából ÉK–DNy tágulásra következtet. BALLA és DUDKO (1996) szerint cikkük írásakor nem volt ismert oldalelmozdulás a mecseki pannóniai képződményekben, csak az erdősmecskei homokbányában, de a hasonló csapásirány alapján a pécsváradi homokbánya vetőnek látszó töréseiről is valószínűsítették az eltolódásos eredetet. Ezekből az adatokból az 50
új észlelésekkel együtt is a Mecsekalja-öv posztpannóniai aktivitására, elsősorban ÉNy–DK-i kompresszióra és transzpressziós elmozdulásokra következtethetünk. A mozgás fiatal korára utalhatnak a közvetlenül a bányától északra megfigyelhető kaptúrák (55. ábra).
5.1.22. Komló-Mecsekjánosi, egykori homokbánya [EOV 589108; 97116]
A Mecsekjánosi–Kisbattyán műúttól É-ra található feltárás két nagy falból áll (28. ábra), melyekben középső-miocén törmelékes rétegsor és negyedidőszaki lösz tanulmányozható. A délebbi K–Ny-i csapású, a műúttól kb. 100 m-rel É-ra helyezkedik el, hajdan homokbányaként szolgált; az északabbi ettől 200 m-re É-ra, É–D csapásban húzódik kb. 200 m hosszan, és a szeméttelep bővítésekor jött létre (KERTÉSZ 2003). 28. ábra: A mecsekjánosi feltárás helyszínrajza
A látványos feltárás É-i fala jól rétegzett, agyag, agyagmárga, mészmárga, mész és finomhomok váltakozása alkotja. A mikrofosszíliák hiánya (TÍMÁRNÉ 2005) és a szórványos halpikkely-előfordulások, valamint a litofácies alapján az összlet a kárpáti korú Budafai Formációba sorolható, átmenetet képez a Komlói (korábban „halpikkelyes agyagmárga”) és a Mánfai Tagozat („budafai összlet”) között (SOÓSNÉ 2005). A fal közepén 8 m vastag fehér dácittufa (Tari Dácittufa F.) települ az összletbe. A rétegdőlés a fal mentén folyamatosan változik. Déli végén egy enyhén ívelt, K–Ny-i csapású antiklinális volt látható még 2003-ban, azóta a falról leomló törmelék a nagy részét betemette. Észak felé a rétegdőlés egyre meredekebb, a fal középső szakaszán 340-350/6090° közötti, majd átbuktatott. A feltárás É-i harmadában több helyen erős tektonikai igénybevételre utaló gyüredezettség látható, ettől kezdve a rétegdőlés – bár ingásokkal – folyamatosan csökken. Sok helyen figyelhetők meg kisebb-nagyobb (néhány cm – néhány dm) elvetésű síkok, közvetlen egymás mellett ellentétes irányultságúak (vető és feltolódás) is előfordulnak. Számos rétegcsoportban szinszediment iszapcsúszásos jelenségek tanulmányozhatók.
51
A déli falat (29. ábra) meszes homokkőpadokkal tagolt, sárga, pectenes homok, illetve az azt fedő agyagmárga alkotja, rájuk eróziós diszkordanciával paleotalajos lösz települ. A homokban durvakavicsos konglomerátum néhány tömbje, valamint szórtan több, néhány dm vastag, akár 1 m hosszú agyag és kőzetlisztes agyag anyagú lencse látható. Ez utóbbiak a partszegélyt alkotó agyagmárgából származnak és HÁMOR (1970) szerint a medenceperem gyors szinszediment emelkedésére utalnak. A miocén összlet rétegdőlése ingadozó, de vízszinteshez közeli; a löszben rétegzés nem látszik, a paleotalaj szintén nyugodt településű, csak a paleodomborzathoz kapcsolódó dőlése van.
29. ábra: A mecsekjánosi feltárás déli fala a fő tektonikai elemekkel (KERTÉSZ 2003 nyomán, módosítva)
30. ábra: Vető Komló-Mecsekjánosi hulladéklerakójának déli feltárásában 1: homok-homokkő összlet (alsó-bádeni); 2: rétegzett kőzetlisztes agyagmárga (alsó-bádeni, Tekeresi Slír F.); 3: lösz (pleisztocén). Méretarány a kép közepén a kalapács.
A fal Ny-i része kb. 10 m hosszban egy 10/75-90° dőlésű vetőt tár fel (30. ábra). A síktól délre a homokkőpados homok, északra két képződmény, vékonyréteges kőzetlisztes
52
agyagmárga, fölötte pedig mészkonkréciós lösz látható. Az alsóbb agyagmárgarétegek a vető mentén fölhajlanak, sokszor hosszabb távon követhetők, így viszonylag lassú, normál jellegű vetőmozgás valószínűsíthető. Az agyagmárga és a lösz közti határt egy néhány cm vastag, elmosódó határú, vörösbarna agyagréteg alkotja (ezt BENKOVICS (1997) végig a homokösszletet elmetsző vető mentén jelöli, de a feltárásban csak annak felső részén, a lösz mentén és a lösz és agyagmárga közti vető mentén találtuk meg). Az agyag helyenként függőlegeshez közeli dőlésű, rajta csúszásnyomok figyelhetők meg. A feltárás középső szakaszán egy árokszerű szerkezetben a homokba szintén jól rétegzett, de a mikrofosszíliák alapján (TÍMÁRNÉ 2005) a vető mögött feltárt agyagmárgától eltérő, barna agyagmárgatest települ, melyet a rétegzés mentén valószínűleg utólagosan kivált mészcsíkok tarkítanak. A mélyedést határoló síkok a homokban lefelé nem követhetők. A fal más részein is több helyen láthatók extenziós mozgások nyomai, ezek csapása mindenhol megközelítőleg merőleges a tárgyalt vetőére. Jellemzőek a néhány dm-es függőleges elvetésű, 280/85° körüli dőlésű vetők. A fal K-i részén, valamint a középső részen az árokszerű szerkezetben megjelenő agyagmárga alatt nagy számban fordulnak elő É–D-i csapású, nyílt, függőleges hasadékok; némelyikben kalcitbekérgezés és cseppkő is képződött. Mindenhol a homok-homokkő összlet felső határán vagy a homokkőpadokban láthatók, ahol a nagyrészt vízzáró fedő agyagmárga megakadályozta kitöltődésüket. A fal K-i szakaszán az agyagmárga-homok-lösz-paleotalaj sorozatban kb. 3 m széles, É–D-i csapású árokszerkezet figyelhető meg. Miután az elvetés a löszt és a paleotalajt is érinti, kora igen fiatal. Topográfiai helyzete alapján (viszonylag meredek völgyoldalban, a völggyel párhuzamos csapásban, felszínhez közel található) a szerkezet lehet atektonikus, gravitációs eredetű is. Képviselhet azonban az előbb felsorolt normálvetőkkel és húzásos hasadékokkal egyazon eseményt is, ez esetben az igen fiatal kort a kevéssé állékony homokban keletkezett hasadékok nyitott, kitöltetlen volta, a tektonikus eredetet pedig a hasadékok völgyperemtől távoli (lejtőmozgásokra már kevésbé érzékeny) helyen való előfordulása is alátámasztja. Az extenziós mozgás kora ez esetben késő-pleisztocén, de akár holocén is lehet. A homok-homokkő sorozat foraminiferafaunája kora-bádenire jellemző, mind ez a fauna, mind a litofácies megegyezik az itt nem tárgyalt mecsekjánosi homokbányából regressziós összletként (HÁMOR 1970) leírt sorozatéval (TÍMÁRNÉ 2005). Emiatt SOÓSNÉ (2005) a Tekeresi Slíren belüli regressziós rétegcsoportnak tartja. A homokösszlet fedőjében, valamint az árokszerkezetben települő agyagmárga foraminiferák alapján az alsó bádenibe tartozik, míg a nagy vető mögötti agyagmárga gazdag mikrofaunája az alsó-bádeni alsó részét (alsó Lagenidae-s szint) képviseli (TÍMÁRNÉ 2005). Mindegyik előfordulás a Tekeresi Slírhez 53
sorolható (SOÓSNÉ 2005), de nem pontosan ugyanazt a szintet képviselik, így a délebbi nagy, K–Ny-i csapású vetőnél az elvetés nagysága nem állapítható meg. Az, hogy az északi fal idősebb képződményeket tár fel, de magasabban helyezkedik el, mint a déli, É–D-i kompresszióra utal és valószínűsíti egy K–Ny-i csapású feltolódás jelenlétét is a két fal közötti feltáratlan szakaszon. A mecsekjánosi feltárás tektonikai elemzésével BENKOVICS (1997) foglalkozott. Az északi falban szinszediment extenzió okozta deformációkat írt le (bár a rajzok és a leírás alapján ezek a kis normálvetők akár a redőcsuklón fellépő húzás eredményei is lehetnek, azaz nem feltétlenül üledékképződéssel egyidejűek), és mivel a feltárt rétegsort HÁMORra (1970) hivatkozva az ún. regressziós összletbe (ma Fóti F.) helyezte, a szerkezetalakulás korára korabádenit adott. (A HÁMOR által említett mecsekjánosi homokbánya, ahonnan a regressziós összletet leírja, nem azonos az itt bemutatott feltárással, valamint HÁMOR könyvében a regressziós összletet a kárpátiba tette.) A fentebb írtak alapján az északi fal kora kárpáti, így ha valóban szinszediment az elmozdulás, akkor annak kora is ez. A déli falban feltárt képződményeket KLEB (1973) könyvére hivatkozva BENKOVICS pannóniaiként kezeli, az összlet azonban egyértelműen a középső-miocénbe sorolható. A vetőnél gravitációs mozgást valószínűsít. Valóban gyakori jelenség a lösz lecsúszása vörösagyag alkotta csúszófelületen, de ha itt is tömegmozgásos eseményről lenne szó, akkor azóta a domborzatnak jelentősen át kellett volna alakulnia, mivel ma a lejtésirány ellentétes a vetősík dőlésével.
54
5.2. A domborzatmodell-elemzések eredményei 5.2.1. A használt domborzatmodellek általános jellemzése A munka során két domborzatmodell morfotektonikai kutatásokban való felhasználhatóságát vizsgáltam. A FÖMI által készített, szintvonal alapú modellt (DDM-50) széles körben használják, mivel viszonylag kis költséggel hozzáférhető és az ország teljes területére rendelkezésre áll. A nagyobb felbontású modell fotogrammetriai úton készült; az ilyen modellek előállítása költségesebb, ezért általában csak kisebb területre rendelik meg őket, mint ahogy az esetünkben is történt. Az elemzések előtt elvégeztem a felhasználandó domborzatmodellek általános vizsgálatát és hibaszűrését, mely a modellek alaptulajdonságaira és morfotektonikai célú alkalmazhatóságára irányult. A morfológiai elemzéseket az eredmények birtokában a korábbi (DDM-50) modellen végeztem, az új típusú digitális domborzatmodellen csak egy mintaterület (a Mecsekalja-öv Pécs környéki, földtani szempontból legjobban ismert szakasza és környéke) numerikus feldolgozása és értékelése történt meg.
5.2.1.1.
Domborzat, magassági eloszlás
Az árnyékolt domborzatmodellek áttekintésekor megállapíthattam, hogy a fotogrammetriai úton nyert új modell sokkal részletgazdagabb, mint a viszonylag gyenge (50 m-es) vízszintes felbontású DDM-50. Az új modell különösen a sík, lapos területeken ad többletinformációt a nagyobb vertikális felbontás miatt. A hisztogramok összehasonlításakor feltűnő különbség, hogy a DDM-50 esetében minden kerek 10 méternél (az alacsonyabb részeken minden 5 m-nél) kiugró értéket látunk (31. ábra). Ennek oka a modell előállításának módja: a forrástérképek 10 m-es szintvonalközzel (a síksági területeken 5 m-es segédszintvonalakkal) dolgoztak, így a szintvonalak spline módszerű interpolálásával készült modell kisebb lejtésű részein „tereplépcsők” láthatók. A két modelltípus közti különbség itt is az alacsonyan fekvő területeken a legnagyobb (32. ábra). Mivel a geomorfológiában fontos az egységes lejtésű vagy megközelítőleg egy magasságban fekvő felszínek azonosítása, ez a hiba a további elemzéseket jelentősen megnehezíti.
55
31. ábra: A szintvonalakból interpolált domborzatmodell hisztogramja és példa a domborzat mesterséges lépcsőire
32. ábra: A fotogrammetrikus domborzatmodell hisztogramja és a jellemző magassági tartományok térképi eloszlása
5.2.1.2.
Lefolyásviszonyok
A domborzatmodellek gyakori hibája az – általában kis kiterjedésű – lefolyástalan területek megjelenése. Ez 10 m-nél nagyobb cellaméret esetében sokszor a magassági adatok
56
pontszerű hibáiból adódik, de lehet az interpolálás következménye is. A lefolyásviszonyok vizsgálatához a jellemzően normális lefolyású területeken, mint amilyen a kutatási terület is (tehát ahol a valóságban nem vagy igen ritkán jelennek meg belső lefolyású részek), szükséges ezen hibák kijavítása, egy ún. „depressziómentes” DDM előállítása. Amennyiben a DDM-en megjelenő mélyedések a valóságban is léteznek, úgy ezeket a konkrét területeket vagy nem javítjuk, vagy a javítást az értékeléskor figyelembe kell venni. Így pl. a földtörténeti léptékben nézve elhanyagolható idő óta létező kőbányákat „fel kell tölteni” a természetes lejtőviszonyok megközelítéséhez, míg a medencékben fekvő süllyedékek elfogadhatók mint belső lefolyású területek.
33. ábra: A lefolyástalan területek elhelyezkedése és tengerszint feletti magassága
A 33. ábra a domborzatmodellen található lefolyástalan területek elhelyezkedését mutatja. Feltűnő, hogy a mélyedések a fent említettek miatt legtöbb esetben a völgytalpakat követik, még a szűk, mélyen bevágódó völgyekkel tagolt (tehát biztosan normális lefolyással rendelkező) tájegységeken is; az egyenes, széles talpú völgyekben (pl. Bükkösdi-völgy, Baranyacsatorna völgye) különösen kitűnnek a nagy foltok. Két helyszín mélyedései nem kötődnek
57
völgytalpakhoz, a Pécsi-sík közepén elhelyezkedő folt, valamint a nyugat-mecseki karszt töbrei. 34. ábra: A lefolyástalan területek tengerszint feletti magasságának eloszlása
Bár a laposabb völgyekben (pl. a Bükkösdi-völgy alsó részén) vannak nádas, vizenyős foltok, általában nem jellemző lefolyástalan részek előfordulása. A lefolyástalan területek hisztogramján magához a domborzatmodellhez hasonlóan 10 m-enkénti csúcsokat kapunk, a 10 m-es szakaszokon belül ugyanúgy felfelé növekvő területű magassági osztályokkal (34. ábra). A szintvonalak fedvényével összevetve (35. ábra) megfigyelhető, hogy a legtöbb esetben a lefolyástalan foltok a szintvonalak erős görbületeinél, közvetlenül a szintvonal alatt fordulnak elő (ez igaz a fent említett Bükkösdivölgy esetében is), így a völgytalpi foltok hibának minősíthetők. E jellegzetes hibát az interpolálás módja (spline) okozza (a spline módszer leírását részletesen ld. KATONA 2007).
35. ábra: Példa interpolálási hibából származó lefolyástalan területekre a Katonai Térképészeti Hivatal DDM-50 domborzatmodelljén (a lefolyástalan területeket a 10×10 m-es piros pixelek jelölik)
58
A lefolyástalan területek szétválogatása rétegtani egységenként segíthet a modellhibák és a valós felszínformák elkülönítésében. Ezt a műveletet mind a Nyugat-Mecsek szűkebb területére (ld. CHIKÁN et al. 1984), mind a teljes vizsgálati területre elvégeztem.
A lefolyástalan területek képződményenként (Ny-Mecsek, prekvarter térkép) folt (db)
pixel (db)
120
450 400 350
pixelszám foltok száma
100 80
300 250
60
200
40
150 100
20
50
0 MPz mPz óPz1 koP1 gP1 cP2 boP2 boP2 kbP2-T1 kkP2-T1 kcP2-T1 jT1 jT1 pT1 hhmT2 hhhT2 vT2 rT2 lT2 lT2 zbT2 d zdT2 ckáT2 kT2 kvkT2 mT2-3 kvT2-3 kaT3 mkT3vJ1 mK1 szMe-o szMe-o bdMk bdMk bdMk gMo fMk tMk teMk-b1 psMb1 rMb2 szMb2 kMs PPa1 DPa2
0
36. ábra: A lefolyástalan területek képződményenkénti megoszlása a Nyugat-Mecsek szűkebb területén Jelmagyarázat a 36., 37., 44. és 46. ábrákhoz: MPz: Mórágyi Komplexum, réteges migmatit; mPz: Mórágyi Gránit F.; óPz1: Ófalui Fillit F.; koP1: Korpádi Homokkő F.; gP1: Gyűrűfűi Riolit F.; cP2: Cserdi F.; boP2: Bodai Aleurolit F., átmeneti homokkő rétegek; boP2: Bodai Aleurolit F., aleurolit; kbP2-T1: Kővágószőlősi Homokkő F., Bakonyai Homokkő T.; kkP2-T1: Kővágószőlősi Homokkő F., Kővágótöttösi Homokkő T.; kcP2-T1: Kővágószőlősi Homokkő F., Cserkúti Homokkő T.; jT1: Jakabhegyi Homokkő F., főkonglomerátum; jT1: Jakabhegyi Homokkő F., homokkő; pT1: Patacsi Aleurolit F.; hhmT2: Hetvehelyi F., Magyarürögi Anhidrit T.; hhhT2: Hetvehelyi F., Hetvehelyi Dolomit T.; vT2: Viganvári Mészkő F.; rT2: Rókahegyi Dolomit F.; lT2: Lapisi Mészkő F.; lT2: Lapisi Mészkő F., Tubesi T.; zbT2: Zuhányai Mészkő F., Bertalanhegyi T.; d: cukorszövetű másodlagos dolomit a Misinai Formációcsoportban (MT2); zdT2: Zuhányai Mészkő F., Dömörkapui T.; ckáT2: Csukmai Dolomit F., Káni Dolomit T.; kT2: Kozári Mészkő F.; kvkT2: Kantavári F., Kisréti T.; mT2-3: Mánfai Sziderit F.; kvT2-3: Kantavári F.; kaT3: Karolinavölgyi Homokkő F.; mkT3-J1: Mecseki Kőszén F.; vJ1: Vasasi Márga F.; mK1: Mecsekjánosi Bazalt F.; szMe-o: Szászvári F., Mázai T.; szMe-o: Szászvári F., Mecseknádasdi T.; gMo: Gyulakeszi Riolittufa F.; bdMk: Budafai F., Pécsváradi T.; bdMk: Budafai F., Komlói T.; bdMk: Budafai F., Mánfai T.; fMk: Fóti F.; tMk: Tari Dácittufa F.; teMk-b1: Tekeresi Slír F.; psMb1: Pécsszabolcsi Mészkő F.; rMb2: Rákosi Mészkő F.; szMb2: Szilágyi Agyagmárga F.; kMs: Kozárdi F.; PPa1: Peremartoni Formációcsoport; DPa2: Dunántúli Formációcsoport; eQp2-3l – fQh2al: különböző kvarter képződmények
A Nyugat-Mecsek negyedidőszaktól fedetlen földtani térképét (CHIKÁN 1984) vizsgálva (36. ábra) a tárgyalt foltok az alaphegységi területeken viszonylag kis számban fordulnak elő, ez alól kivételt a középső-triász mészkövek jelentenek, melyek a térség egyedüli karsztosodó összletét alkotják. A számos töbörrel tagolt területre jellemző, hogy a viszonylag kis összterület igen nagy számú folt között oszlik meg. A mélyedések nagyobbik része a neogén és főleg a pannóniai képződményeken helyezkedik el, melyek a vizsgált terület alacsonyabban fekvő részeit fedik; a hibának minősített völgytalpi foltok nagyrészt ezeken találhatók.
59
A lefolyástalan területek képződményenként (fedett földtani térkép) folt (db)
pixel (db) 1600
350
pixelszám foltok száma
1400 1200 1000
300 250 200
800 150
600
100
400
50
200
0 fQh2al aQh2f fQh lQh fbQh fpQh lbQh pdQh bQh fdQhal fdQp3-hk fdQp3-h fpQp3-h gQp3-hy dQp3-hyal eldQp3-h pdQp3-h fQp3-h pdQp3-hal dQp3-hal dQp3aal fQp3 eQp3hl eQp3a-l eQp3l eQp2-3l soPa2 klPa2 cPa1 kMs lMb2 l_pMb1 teMk-b1 bd_p-kMk fMk bd_bMk bd_kMk bd_pMk mMe-o sz_sMe-o sz_mMe-o m_bK1 m_sK1 mvJ3-K1 J3-K1 J3 ˇJ2-dJ2-3 kmJ1-2 mJ1 mkT3-J1 kaT3 kvT2-3 c_kaT2 MT2d z_dT2 z_bT2 l_tT2 lT2 rT2 vgT2 hhT2 hh_mT2 pT2 jT1 bo_2P2 bo_1P2 k_bP2 k_kP2 koP1
0
37. ábra: A lefolyástalan területek képződményenkénti megoszlása a teljes vizsgálati területen (Jelmagyarázat: 36. ábra)
A teljes terület fedett földtani térképén (CHIKÁN, KÓKAI 2004), amely jóval nagyobb arányban tartalmaz fiatal képződményeket, a középső-triász csúcs már alig jelent kiugrást (37. ábra). A magas értékeket a pleisztocén lösz, a felső-pleisztocén folyóvízi és lejtőüledékek, valamint a völgyek legtöbbjét kitöltő holocén folyóvízi, illetve a tavi-mocsári összletek adják. Ez utóbbi csoport az, melyen megalapozottan fordulhatnak elő lefolyástalan területek. A DDM javításakor először megkerestem a bizonytalan lefolyású cellákat, majd a vízválasztójuk legmélyebb pontjának szintjére töltöttem föl őket. Ez a művelet a módosított cellák szomszédságában újabb lefolyástalan részek megjelenését eredményezheti, így a javítási ciklust ezek eltűnéséig kell ismételni. A feltöltés a tizenötödik lépés után eredményezett teljes lefolyással rendelkező DDM-et; a legnagyobb területet a Pécsi-medence alján kellett feltölteni. A nagy felbontású domborzatmodellt vizsgálva láthatóvá vált, hogy az ebben a formában alkalmatlan a hidrológiai elemzésre (38. ábra). Az egyes cellák vízgyűjtő területét kiszámolva egyértelmű, hogy a modell által megjelenített domborzat lefolyásviszonyai kaotikusak, nem felelnek meg a valóságnak. Jól példázzák ezt a Pécsi-víz völgyéről kiemelt mintaterület zárt szintvonalai is.
60
38. ábra: A nagy felbontású domborzatmodell lefolyásviszonyai (részlet)
5.2.1.3.
A nagy felbontású DDM hibaszűrése a domborzat szempontjából
E modell vizsgálatakor a legfeltűnőbb az volt, hogy az 1 m felbontású grid valódi (tartalmi) felbontása ennél sokkal rosszabb, egyes területeken (ld. 39. ábra) a korábbi katonai domborzatmodell szintjét sem éri el, ami a fotogrammetriai feldolgozáskor használt mérőpontok elégtelen sűrűségéből adódik. Ennek egyik oka lehet, hogy a repülés nem lombtalan időben történt, így ugyanis kisebb pontosság érhető el a TIN-pontoknál (TIN: triangulated irregular network, szabálytalan háromszögháló), főleg erdővel borított területen, mint amilyen a vizsgálati terület jelentős része is. Az „1 m vízszintes felbontású” grid a TINpontokból lineáris interpolációval (kriegelés) készült, de ez a módszer a természetes domborzat leírására csak igen nagy mérőpont-sűrűség esetén lenne megfelelő. Emellett a felbontás területileg nem egységes, foltokban (vélhetőleg a légifotókat feldolgozó személyek szerint) erősen változó, ami a DDM feldolgozását jelentősen megnehezíti. A szerkezetföldtani és geomorfológiai vizsgálatok szempontjából további problémát jelent, hogy a modell nem domborzatmodell, hanem felszínmodell (terepmodell), azaz a mesterséges objektumokat is tartalmazza. Ezeket az objektumokat, mint pl. a töltést, útbevágást igen
61
pontosan ábrázolták (általában a TIN-hálóhoz alkalmazott törésvonalak (breaklines) segítségével), ám a természetes felszínek felbontása gyenge. A modellen megfigyelhető hibák, illetve a morfológiai elemzést megnehezítő elemek a következő fő típusokba sorolhatók (39. ábra): Geometriai szempontból : •
pontszerű (lokális) hibák a házak, hidak stb. helyén,
•
lineáris domborzati hibák az utak és vasutak mentén,
•
területi hibák mesterséges elemeknél, mint pl. meddőhányók,
•
területi hibák lapos, háromszög alakú elemek formájában a TIN interpolációból adódóan, azaz túlságosan generalizált felszínformák előfordulása ott, ahol kevés kontrollpont volt.
Tartalmilag: •
Feltűnően rossz felbontású területek. Ezeket gyakran éles, derékszögben találkozó vonalak határolják, a sík háromszögek oldalának hossza több helyen meghaladja a 200 m-t. Helyenként kisebb, értelmezhetetlen morfológiai elemeket is tartalmaznak (pl. a Jakab-hegy gerincén, 40. ábra). Előfordulnak majdnem sík területeken és meredek hegyvidéken, de jól feldolgozott foltok közvetlen szomszédságában is (utóbbira ad példát az „eltérő felbontás” feliratú folt is, ezt mutatja nagyítva a40. ábra). A gyenge felbontás különösen nagy hátrányt jelent hegyvidéki területeken, ahol a kőzetminőség és a domborzat összefüggése tanulmányozható lenne.
•
Valószínűtlen völgytalp. Bizonyos értelemben ez is a rossz felbontású területekhez sorolható, de míg azok a gyenge felbontás ellenére nagyrészt visszaadják a felszín általános lejtésirányát, addig a térképen is bejelölt széles talpú völgyben még ez sem igaz. Javítása a lefolyásmodellezéshez szükséges.
•
Antropogén zárt mélyedések, főleg bányagödrök. A valós terepviszonyokat tükrözik, de modellezhető lefolyásviszonyaik nem felelnek meg a ténylegesnek (pl. egyikben sincs tó), a hidrológiai elemzéseket akadályozzák, ezért a modellben javítani kell (fel kell tölteni) őket.
•
Karsztterület töbrökkel. A töbrök szintén zárt mélyedések, bár természetesek. Feltöltésük nem szükséges, de a lefolyási vizsgálatok eredményeinek értelmezésekor figyelembe kell venni őket.
62
39. ábra: A fotogrammetriai úton nyert domborzatmodell fő hibatípusai
•
Mesterséges kiemelkedések. Ezek általában nagy területű objektumok, jellemző példái a meddőhányók és zagytározók. Az egyes épületeket szerencsére ritkán vitték fel a modell készítői, de erre is akad példa Szentlőrinctől délre. A mesterséges kiemelkedéseknél egyedileg kell eldönteni a probléma kezelési módját. A nagyméretű kiemelkedések a valóságban is módosíthatják a lefolyásviszonyokat, bár környezetük vízhálózata általában szintén nem természetes, és élettartamuk sem 63
mindig hosszú (ld. pl. meddőhányó-áthalmozások). A kisebb építményeket mindenképpen el kell távolítani. •
Utak, vasutak töltésen és bevágásban. A lefolyásmodellezést erősen hátráltatják (pl. a hídon áthaladó út alatt a valóságban átfolyik a víz, a modellen viszont a híd „duzzasztógátként” működik), ezért javítandók.
•
Vízfolyások mesterségesen töltések közé vagy felszín alá kényszerítve. Főleg az amúgy is kis lejtésű medenceterületeken jelentenek problémát a lefolyásmodellezés szempontjából. Javításuk a valóságos lefolyásviszonyokat a lehető legjobban közelítő módon végzendő, de azt tökéletesen nem fogja elérni.
40. ábra: Értelmezhetetlen morfológiai elemek két eltérő felbontású terület határán a Jakab-hegy gerincén
A hibák javítására sajnos kevés lehetőség van. A háromszög alakú területi hibákat nem lehet korrigálni DDM-feldolgozással, mivel ez az alapadat hibája (kontrollpontok hiánya ill. ritkasága), javítására csak a TIN-pontok beszerzésével, szűrésével és új domborzatmodell készítésével lenne lehetőség. Mesterséges formaelemek esetében területi (pl. meddőhányók) és pontszerű hibák (házak, hidak stb.) korrigálása a digitális topográfiai térképek és az új domborzatmodell fedésbe hozásával történhet. Ahol a topográfiai térkép által is jelzett elem van, ott a domborzatmodell manuálisan történő lokális javítására van szükség.
64
A két domborzatmodell-típus közti különbségek az alábbiakban foglalhatók össze: szintvonal alapú (DDM-50)
fotogrammetrikus
adatforrás
szintvonalak
mérőpontok sztereo légifelvételekről
interpolációs módszer
spline
kriegelés
vízszintes felbontás
50 m
változó (ideálisan 20 m)
beszerzési költség
alacsony
magas
fő hibatípus
interpolációs hibák (tereplépcsők, depressziók)
helyenként rossz felbontás mesterséges elemek nem valós lefolyásviszonyok
Mivel a hibajavítás – a DDM-50 „depressziómentesítésétől” eltekintve – a rendelkezésre álló forrásadatokból a legtöbb probléma esetében nem kivitelezhető vagy aránytalanul nagy energiabefektetéssel járna, a morfológiai elemzéseket túlnyomórészt a DDM-50-en végeztem.
5.2.2. A domborzatmodellek szerkezeti geomorfológiai elemzése 5.2.2.1.
Domborzat
Az árnyékolt, túlmagasítás nélküli domborzatmodellen (41. ábra) látható, hogy a legkiemelkedőbb morfológiai egység, a Nyugat-Mecsek antiklinális-szerkezete szépen jelentkezik a felszínformákban is. A KÉK felé dőlő tengelyű boltozatot két kiemelkedő vonulat, a köztük húzódó mély völgyek, valamint a DNy-i részen egy nagy kiterjedésű, enyhe lejtésű, közel sík hegylábfelszín alkotják. Mind a gerinc, mind a völgyek sávja bizonyos helyeken megszakad. Az északi részen jól látszanak a karsztvidék töbrei. A K-i részt alkotó Pécsbányai-szinklinális is éles formákkal jelentkezik, és feltűnőek ezen a vidéken az antropogén formák (külfejtések). Az antiklinális D felé éles határral végződik, déli peremén ezzel a határvonallal hegyesszöget bezáró, párhuzamos lineamensek figyelhetők meg. A Nyugat-Mecsek déli lejtőjét tagoló völgyek esetében megfigyelhető, hogy míg azok felső szakasza a folyóvizek által kialakított elágazó, helyenként jellegzetesen dendrites vízhálózattípust mutatja, addig az alsó részük É–D-i egyenes völgysorozathoz illeszkedik. A Kelet-Mecseknek csak a Ny-i, alacsonyabb szegélye érinti a vizsgálati területet.
65
41. ábra: A vizsgált terület árnyékolt domborzati képe
A Nyugat-Mecseket nyugaton széles, egyenes völgy, a Bükkösdi-völgy választja el a földrajzi értelemben vett Zselictől, melynek K-i részét földtanilag még a Nyugat-Mecsekhez szokás sorolni. A viszonylag szabályos ágas vízhálózat a Mecsekénél jóval egységesebb földtani felépítést sejtet, ami a vastag, viszonylag homogén pannóniai–negyedidőszaki fedőhegységi sorozattal magyarázható. Déli peremén a Nyugat-Mecsekhez hasonlóan párhuzamos, É–D-i csapású völgyekkel szabdalt hegylábi félsík látható, bár a mecsekinél kevésbé látványos formában. A Mecsek D-i előterében az éles határokkal megjelenő Pécsi-sík húzódik, mely DNy felé kinyílva olvad bele a Dráva-síkba. A vizsgált terület DK-i részét alkotó Görcsönyi-hát É-i lejtője rövid és meredek, 60-70 m mélyen bevágódó völgyek tagolják, míg D felé lassan, hosszan ereszkedik le. Ezen a felszínen É–D-i, a keletebbi részeken ÉÉNy–DDK-i csapású párhuzamos völgyek sorozata látható. Az egyébként viszonylag egyenes völgyek lefutása több helyen élesen megtörik.
66
42. ábra: A fő szerkezeti elemek és vezetőszintek a Nyugat-Mecsek domborzatmodelljén A sötétlila vonal a főkonglomerátum, a rózsaszín a Magyarürögi Anhidrit, a világoskék a Misinai Formációcsoport mészköveinek fő csapásvonalát jelöli (forrás: Konrád 2001).
A domborzati képen néhány fontosabb földtani elemet jelölve láthatóvá válik a földtani felépítés és a morfológia kapcsolata (42. ábra). A Ny-mecseki boltozat leghatározottabb ívét az alsó-triász Jakabhegyi Homokkő alsó szakasza, a legfeljebb 30 m vastag, kovás kötőanyagú, igen kemény ún. főkonglomerátum felszíni kibúvása jelöli ki. A másik ív a középső-triász mészkövek (Misinai Formációcsoport) öve. A mély völgyek az igen mállékony középső-triász evaporitösszlet (Hetvehelyi Formáció, Magyarürögi Anhidrit Tagozat) mentén alakultak ki. A völgyek íve középen megszakad: a hegység pereméről induló hátravágódó erózió még nem érte el az antiklinális legbelső részét, ez is a viszonylag fiatal morfológiára utalhat (bár SZABÓ P. Z. (1931) az Éger-völgy ÉNy-i folytatásában húzódó nyerget „premediterránnak”, kora-miocénnek tartja). A gerincet a Nyugat-Mecsek legfontosabb szerkezeti öve, a Boda–büdöskúti-zóna töri meg, amely mentén a kőzetek mind függőleges, mind vízszintes elmozdulást szenvedtek. A Bükkösdi-völgy többek véleménye szerint (pl. BARABÁS et al. 1963) szintén tektonikai sík mentén kialakult árok. A hegység É-i határát jelentő Hetvehely–Magyarszék-eltolódás a morfológiában csak igen gyengén jelentkezik. Az antiklinálist délről nagy regionális diszlokációs zóna, a Mecsekalja-öv határolja, a vele 67
hegyesszöget bezáró lineamensek annak segédtörései mentén alakulhattak ki. Ezt a domborzatban is jól láthatóan megjelenő törésrendszert korábbi vizsgálatok nyírásos feszültségtérhez kapcsolódó Riedel-rendszerként értelmezték (42. ábra; KONRÁD 2001). A tágabb környezet domborzatmodelljén (43. ábra) látható, hogy a Mecsekalja-öv valóban regionális léptékű, a morfológiában is jól követhető ÉK felé. A hozzá kapcsolódó nyírásos medencék sorozata ugyancsak folytatódik ebben az irányban, ezek azonban még korábbi, fejletlenebb stádiumot képviselnek. Az ábrán az is látható, hogy a szélcsatornák („meridionális völgyek”) közel párhuzamos rendszere az egész Dél-Dunántúlra jellemző, melyben törést a hegységi területek jelentenek, elsősorban a Mecsek. Ez adhat magyarázatot a nyugat-mecseki hegylábfelszín már említett, kettős morfológiájú völgyeinek kialakulására: a déli lejtő felső részén, ahol a meredeken fölemelkedő gerinc bizonyos szélvédettséget biztosított, és az alapkőzet is ellenállóbb, az uralkodó É-i – ÉNy-i szelek nem tudtak egyenes völgyeket kialakítani, míg a szélárnyékos résztől délre, a hegylábfelszínen már meghatározó szerephez juthatott a defláció.
43. ábra: A tágabb környék árnyékolt és magasság szerint színezett domborzatmodellje (készült az SRTM adatbázis (2003) magassági adataiból)
68
Próbáltam számszerű összefüggéseket keresni a domborzati adatok és a földtani tényezők között is. A Nyugat-mecseki-antiklinális területére kiszámoltam, hogy az egyes képződmények milyen átlagos tengerszint fölötti magasságban fordulnak elő (44. ábra). Feltételezésem az volt, hogy ilyen kibillent, réteglépcsős szerkezet esetében az átlagmagasságnak tükröznie kellene a kőzet keménységét, de ezt az eredmények csak részben igazolták. Az antiklinális területén egészen jó a korreláció, de ez inkább a maximális, mintsem az átlagértékekre igaz: például a legkevésbé ellenálló összletnek ismert Magyarürögi Anhidrit átlagmagassága a fekü Patacsi Aleurolité fölött van, de a csúcsértékekben már mögé szorul. A két legmagasabb tartományt a már említett alsó-triász homokkövek és középső-triász mészkövek adják, melyek az antiklinális két gerincvonulatát alkotják. A puhább jura összletek után kiugrik az alsó-kréta Mecsekjánosi Bazalt, melynek kemény, kipreparálódó telérei kiemelkedő kis csúcsok létrejöttében is szerepet játszottak. Az antiklinálist övező fedőhegységi képződmények jóval alacsonyabb tartományban helyezkednek el. A felső-perm előtti kőzeteket kis kiterjedésük miatt kihagytam az értékelésből.
tszfm. (m)
Az egyes képződmények tszf. magassága
700 min 600
max
500
átlag
400 300
100
MPz mPz óPz1 koP1 gP1 cP2 boP2 boP2 kbP2-T1 kkP2-T1 kcP2-T1 jT1 jT1 pT1 hhmT2 hhhT2 vT2 rT2 lT2 lT2 zbT2 d zdT2 ckáT2 kT2 kvkT2 mT2-3 kvT2-3 kaT3 mkT3vJ1 mK1 szMe-o szMe-o bdMk bdMk bdMk gMo fMk tMk teMk-b1 psMb1 rMb2 szMb2 kMs PPa1 DPa2
200
képződménykód
44. ábra: Az egyes képződmények tengerszint feletti átlagmagassága a Nyugat-Mecsekben (Jelkulcs: 36. ábra)
5.2.2.2.
Lejtés
A magassági adatokból elkészítettem a lejtőszög térképét (45. ábra). Mivel a hegységi területeken kívül a bevágódó völgyek mutatják a legnagyobb lejtőszögeket, ez a megjelenítés hasznos a süllyedő és emelkedő területek elkülönítéséhez.
69
45. ábra: A terület lejtőszögtérképe
A legnagyobb lejtőszögeket a Mecsek mutatja, itt sokkal kevésbé válik el a K-i és a Ny-i rész, mint a domborzati térképen. A hegységen belül két terület mutat általában kisebb lejtést. Az egyik a középső-triász mészkövek karsztfelszíne – amelyet ugyanakkor néhány igen mély völgy tagol –, a másik a Jakab-hegy hegylábfelszíne. A D-i, kisebb törések hatása látványosan jelentkezik, az általuk sávokban elvetett felszínek magasabb darabjaiba erősen bevágódtak a völgyek, ami viszonylag fiatal relatív emelkedésre utal. Itt láthatunk még néhány kisebb kúpot is, melyek a felső részüket alkotó kipreparálódott, ellenállóbb kőzetek (pl. a Hetvehelyi Formáció dolomitja, Mecsekjánosi Bazalt F.) miatt maradhattak meg kiemelkedésként (SZABÓ J. 1972a, b). A völgytorkoknál a lejtőszög ilyen felbontásánál a hordalékkúpok nem jelentkeznek. A szélesebb völgyek talpán több lépcső is megfigyelhető. Ezek helyzetét a szintvonalakkal összevetve megállapítható, hogy nem szakaszonként eltérő mértékű szerkezeti mozgást jeleznek, hanem a domborzatmodell már említett interpolálási hibájából adódnak. Nagy lejtőszögek jellemzik a Görcsönyi-hát É-i részét is, ami szintén a medence és peremterületei szintkülönbségének gyors növekedését támasztja alá. A Zselicben is több,
70
meredek É-i és enyhe D-i lejtőkkel rendelkező felszínt találhatunk. A Mecsekalja-öv ÉK-i részén viszont kis, viszonylag zárt medencék jelennek meg. A Pécsi-medencét Ny-ról határoló, a medencéhez képest kiemelt Bicsérdi-küszöb is a feltöltődő területekre jellemző alacsony lejtőszögeket mutatja. A Nyugat-Mecsek területén az egyes képződményekre jellemző lejtőszögértékek átlagai viszonylag egyenletes mintázatot adnak (46. ábra). Az alaphegységben 10° körüli az átlag, a fedőhegységben nagyobb ingások mutatkoznak. Alacsony átlagértékek jellemzik a felső-perm homokköveket, melyek leginkább a nagy felületű, igen enyhe lejtésű hegylábfelszínen bukkannak felszínre. A maximális lejtőszögek szintén az alaphegység felszínén egyenletesebbek (25–30° körüliek), a fedőhegységen alacsonyabbak és változatosabbak. A csúcsot a felső-perm–alsó-triász Kővágószőlősi Homokkő felső része adja, melynek a már említett alsó-triász konglomerátum által védett részén igen meredek lejtők alakultak ki.
Az egyes képződményekhez tartozó átlagos lejtőszög lejtőszög (fok) 40
min
35 30
max
25
átlag
20 15 10 0
MPz mPz óPz1 koP1 gP1 cP2 boP2 boP2 kbP2-T1 kkP2-T1 kcP2-T1 jT1 jT1 pT1 hhmT2 hhhT2 vT2 rT2 lT2 lT2 zbT2 d zdT2 ckáT2 kT2 kvkT2 mT2-3 kvT2-3 kaT3 mkT3vJ1 mK1 szMe-o szMe-o bdMk bdMk bdMk gMo fMk tMk teMk-b1 psMb1 rMb2 szMb2 kMs PPa1 DPa2
5
képződménykód
46. ábra: Az egyes képződményekhez tartozó átlagos lejtőszög a Nyugat-Mecsekben (Jelmagyarázat: 36. ábra)
5.2.2.3.
Felszíngörbület
A magassági értékek második deriváltja megadja a felszín görbületét. Az általános görbület mellett szokás számítani a lejtőirányú és az ún. síkgörbületet is, előbbivel a felszín függőleges, utóbbival vízszintes tagoltsága jellemezhető. A területre mindhárom lehetőséget kiszámoltam, de a domborzat jellemzésére a lejtőirányú felszíngörbület bizonyult legjobbnak. Ennek eredeti térképét 3×3 cellás mozgó maszkkal simítottam, hogy a tendenciák jobban
71
érzékelhetők legyenek (47. ábra). A negatív értékek domború, a pozitív értékek homorú formát jelölnek.
47. ábra: A lejtőirányú felszíngörbület térképe
Ez a térképváltozat igen jól alkalmazható a völgyformák elkülönítésére: az éles, bevágódó völgyek a homorú tartományban jelentkeznek, míg a feltöltődők sík talpúak. Jól megfigyelhető a völgyek mentén a szakaszjelleg változása is (pl. a Zselicben). A Cserkútidombokat és ÉK-i folytatásukat átvágó völgyek jól kijelölik a Mecsekalja-öv segédtörései között kiemelkedett, már említett sávokat. A felszíngörbületi térképen a völgyek sokkal erősebben jelentkeznek, jóval élesebbek, mint a gerincek. Ez már a Davis-féle eróziós ciklusban is a domborzat megfiatalodása, a régebbi tönkfelszínek újbóli kiemelkedése esetén jellemző, ami nem mond ellent a korábbi, jelentős pannóniai-negyedidőszaki kiemelkedéssel számoló mecseki felszínfejlődési elméleteknek (SZABÓ P. Z. 1955, MOLDVAY 1964, LOVÁSZ, WEIN 1974, KOCH 1988 stb.).
72
5.2.2.4.
Lejtőkitettség
A lejtőkitettséget ábrázolva (48. ábra) feltűnő az ÉK–DNy-i csapású általános szerkezet megjelenése. A nagyjából egyenletesen tagolt hegy- és dombvidéki részekkel ellentétben a Pécsi-medence D-i és főleg az É-i oldala képezi a legnagyobb, viszonylag egybefüggő felszíneket. A Nyugat-Mecsek D-i peremén a Mecsekalja-övhöz tartozó segédtörések mentén háromszög alakú felszínek (fazetták vagy ún. vasalótalpak, angolul flatiron) sorozata látható (50. ábra), ami jellemző pl. kiemelt hegységek hegységperemeire és általában a fiatal kiemelkedésekre. A kitettségi adatok segítségével az igen enyhe domborzatú medenceterületen is követhetők az É–D-i lefutású hátak és völgyek.
48. ábra: Lejtőkitettségi térkép
Ilyen a Pécsi-medencét Ny-ról lezáró Bicsérdi-küszöb vagy -hát (elhelyezkedését lásd 2. ábra), ami egyébként alig látszik az egyszerű domborzati térképen alacsony lejtőszöge miatt. Ez a valamikor magasabb küszöb lehetett az oka annak, hogy a Pécsi-víz nem a mai medenceterületen keresett lefolyást, hanem a Görcsönyi-hát ÉNy-i részén, melynek emelkedése során abba erősen bevágódott, mély antecedens völgyet alakítva ki. A küszöbön enyhe lejtőjű, É–D-i irányú völgyek húzódnak, ezek korábban a már említett „meridionális
73
völgyek” rendszeréhez tartozhattak. Ezt támasztja alá az is, hogy a Görcsönyi-hát északi lejtőjének bevágódó, mély völgyei szintén ilyen csapásúak, és nem a domborzat ÉNy-i lejtését követik. E jelekből arra következtethetünk, hogy a Bicsérdi-hát mint a hegylábfelszín hajdani része a Pécsi-medencével együtt (relatív) süllyedésen ment/megy keresztül. Szintén jól látszik a mai Pécsi-medence legmélyebb része (Pellérdi-tavak és környékük), valamint az, hogy a medence – bár nem egyenletesen, de – DNy felé lejt. Fontos kiemelni, hogy a Bükkösdi-völgy előtt nem alakult ki a domborzatban is megjelenő hordalékkúp, ami az előtéri medence intenzív süllyedésének a következménye. A mozgás kezdetének idejét mutatja, hogy a Szentlőrinci-medencében (amely a környék egyik legmélyebb kainozoos medencéje) több mint 1000 m mélyen paleogén molasz jellegű üledékek találhatók (WÉBER 1977). A fiatal medenceüledékek vastagsága ugyanakkor a negyedidőszakban is folyamatos és jelentős mértékű süllyedésre utal (KONRÁD 2004).
49. ábra: Az Ürögi-víz hordalékkúpja A. A hordalékkúp megjelenése a lejtőkitettségi térképen; B. a Ny-Mecsek előterének prekainozoos aljzatdomborzata (KONRÁD 2004); a nyíl az Ürögi-víz kilépési helyét mutatja.
A Pécsi-medence északi peremén ezzel ellentétben jól kirajzolódnak a Mecsekből lefutó vizek hordalékkúpjai. A medence közepén elhelyezkedő, már említett lefolyástalan mélyedés tanúsága szerint a medencesüllyedés jelenleg gyorsabb, mint a lefolyást biztosító Pécsi-víz bevágódása, ennek következtében a hordalék csak részben tud kiszállítódni a medencéből. A lejtőkitettség segítségével az egyes hordalékkúpok nagy pontossággal körülhatárolhatók. A legnagyobb hordalékkúp, az Ürögi-vízé például egészen a Pécsi-víz partjáig ér (49. ábra A), nyilvánvalóan ez kényszeríti a vízfolyást a Pécsi-medence déli peremére, ahogy ERDŐSI
74
(1968) is írta (bár nagyobb kiterjedésű, mint ahogy az idézett cikk térképén szerepel). További bizonyítékot szolgáltat erre a prekainozoos aljzat domborzata (49. ábra B), mely szerint az egyik leggyorsabban süllyedő medencerész éppen ott van, ahol az Ürögi-víz kilép a hegységből, de ez a jelentős hordalékbeszállítás miatt a domborzatban nem jelenik meg. (Egyben cáfolja ERDŐSI (1968) azon megállapítását, miszerint „nem töltődtek fel sehol figyelemre méltó helyi mélyedések”.) A déli medenceperem hordalékkúpjai a kitettségi térképen nem látszanak jól, valószínűleg az anyagukat adó törmelék finomabb szemcsemérete és az ebből következő kisebb lejtőszög miatt. Egybefüggő, egységes kitettségű lejtők, melyek tektonikai aktivitásra utalhatnak, csak a Pécsi-medence É-i és D-i peremén fordulnak elő. A D-i és ÉK-i részen valóban a hegység és az előtér ellentétes irányú függőleges mozgásának következményei lehetnek, az ÉNy-i rész viszont a hegylábfelszínt mutatja.
50. ábra: A kitettségi térképen megfigyelhető morfotektonikai jelenségek
A kitettségi irányok rózsadiagramja (50. ábra) meglepő módon nem tükrözi a területre jellemző ÉK–DNy-i fő szerkezeti irányt. (Mivel a kitettség számításához használt függvény a
75
domborzatmodellen kis területet, 3×3 cellát vesz figyelembe és erősen torzít a fő égtájak felé, a rózsadiagram a kapott értéksor mozgóátlagát ábrázolja.) A fő csúcsot adó irányokba (210235°) lejtő cellákat leválogatva és térképen ábrázolva azt az eredményt kaptam, hogy ezek jelentős része a Görcsönyi-hát völgyközi hátjain helyezkedik el, és e hátak nyugati lejtője enyhén, de következetesen hosszabb, mint a keleti. Ez a Görcsönyi-hát felszínének általános DNy-i dőlését mutatja. Az egész Görcsönyi-hátra elkészített térképre (50. ábra) fektetett szelvényeken ugyanez látható, és – mivel egyébként a Mecsek-előtér (a hajdani hegylábfelszín) általános lejtésiránya ettől eltérő, DK-i –, tektonikus kibillenéssel magyarázható. A DNy-i lejtés a Görcsönyi-hátat fedő pannóniai üledékek tetőszintjében is jelentkezik (SEBE et al. 2008), így a billenés kora posztpannóniai.
5.2.2.5.
Lineamensek
51. ábra: A simított domborzatmodelleken és az űrfelvételen kijelölt nagy léptékű lineamensek
76
Egy részterületen vizsgáltam a nagy felbontású domborzatmodell lineamenseinek, a regionális lineamenseknek és a földtani térképen jelölt törésvonalaknak a kapcsolatát (52. ábra). A lineamensek legtöbbje a Pécsi-medence peremi zónájához, illetve a Mecsek nyírásos övéhez kapcsolódik. (Természetesen finomabb elemzéssel ezeknél jóval több kisebb vonal is kijelölhető, de ezt a munkát egy javított domborzatmodellen kell majd elvégezni.) A földtani térkép ezeknek csak egy részét jelöli törésként, tehát – a lineamensek eredetének tisztázása után – a domborzatmodell segítheti a szerkezetföldtani elemek térképezését.
52. ábra: A nagy felbontású domborzatmodellen kijelölt lineamensek és a földtani térképeken ábrázolt törésvonalak kapcsolata
A hegységelőtérben a mindkét léptékben megjelenő, megközelítőleg K–Ny-i csapású lineamensek a legtöbb esetben mélyen bevágódott keresztvölgyeket képviselnek. Ezek iránya illeszkedik a medencefejlődés vizsgálata alapján meghúzott törésrendszer fő ágainak
77
irányához (KONRÁD 2004), ami a törésrendszer igen fiatal negyedidőszaki aktivitására utalna. A Görcsönyi-hát esetében valószínű azonban, hogy a lineamensek inkább a hát északi részének feltolódásához, illetve felboltozódásához kapcsolódó húzásos törések/gyengeségi síkok felszíni megjelenései.
5.2.2.6.
Lefolyásviszonyok
A lefolyás (flow accumulation) megmutatja, hogy a domborzatmodellen az adott cellára lefutó víz hány másik cellán gyűlik össze. Ezt az értéket a javított DDM-en számoltam (53. ábra). (Az értelmezéshez nem a lefolyás abszolút értékei, hanem a térbeli mintázat lényeges.) A kutatási területre elkészített térkép a közel sík DNy-i rész felé egyre bizonytalanabb lefolyásviszonyokat jelzett, ezért szélesebb területre is elvégeztem a számítást, és ebből vágtam ki a megfelelő részt. A térkép kirajzolja a legjelentősebb vízfolyásokat: Pécsi-víz, Bükkösdi-víz, Széki-víz (ma Baranya-csatorna), Almás-patak. Ez utóbbi kivételével az összes többinek a lefutása erős földtani-szerkezeti meghatározottságot mutat.
53. ábra: Lefolyási adatok térképe A számok az egyes cellákhoz tartozó vízgyűjtő területet jelzik. B: Bicsérdi-küszöb
78
A lefolyási térképet a vízfolyások fedvényével összevetve megállapítható, hogy a patakok lefutása több helyen nem egyezik a domborzatmodell által kijelölt nyomvonalakkal. Ez részben a modell feltöltésének a következménye, részben pedig mesterséges beavatkozásoknak – a főbb vízfolyások vízrendezési, csatornázási munkáinak – a hatása. (Utóbbira szolgál példaként a széles talpú völgyben kanyargó Bükkösdi-víz, amelyet az 1950-es években a vasút érdekei miatt jelentős hosszban térítettek át a völgy nyugati oldalára; TÓTH 1959). A síksági terület mai vízviszonyaira jellemző a nagyszámú csatorna, ami mögött állhatnak valóban bizonytalan lefolyási irányok. A Bicsérdi-küszöbre, melynek anyagát mecseki eredetű törmelék alkotja, ma is jelentős vízmennyiség érkezik az antiklinális területéről. A Pécsi-medence K-i részén több olyan vízfolyás kaptúrája is látható (Pécsszabolcsi-patak, Basamalom környékén stb.), melyek jelentős vízgyűjtő területtel rendelkeznek. A kaptúrák kialakulása a Pécsi-medence süllyedésének köszönhető, az É–D-i patakok felső szakaszát a Pécsi-víz hódítja el a Karasica vízgyűjtőjétől (SZABÓ P. Z. 1955).
54. ábra: A vizsgált terület vízrajza árnyékolt domborzatmodellen
79
A vízhálózatot az árnyékolt domborzatmodellre vetítve még jobban látható az a folyamat, ahogy a K felé terjeszkedő Pécsi-medence kettévágja, lefejezi a D felé futó vízfolyásokat (54. ábra). A Pécsi-víz felső szakaszán nemcsak Pécsudvardnál és Basamalomnál (SZABÓ P. Z. 1955), hanem számos más helyen is folyólefejeződéseket találunk, sőt ugyanaz a hajdani vízfolyás akár 2-3 helyen is lefejeződhetett. A kaptúrák jellemzőek a Mecsekalja-öv ÉK-i folytatására is (55. ábra), ami a szerkezeti zóna igen fiatal aktivitására és medencesüllyedésre, a hegységperem további pikkelyeződésére utal. A kaptúrák legtöbb esetben az É–D-i irányú, löszbe vágódott völgyeket metszik el, így a mozgás a késő negyedidőszakra (későpleisztocén–holocén) tehető.
55. ábra: Folyólefejeződések a Mecsekalja-öv mentén
80
5.3. A szeizmikus szelvények elemzése A BAF-kutatás középtávú programja keretében az Eötvös Loránd Geofizikai Intézet 20032004-ben négy regionális szeizmikus reflexiós szelvény lemérését végezte el (2. ábra), melyek elsődleges célja a Nyugat-Mecsek és környezete tektonikai modelljének pontosítása volt. A mérések eredményét és előzetes értelmezését TÓTH (2005) jelentése tartalmazza. Az elkészült szelvények az alaphegység felépítéséről igen kevés információt adtak, a fedőhegységi üledékeket azonban jól megjelenítik. A szeizmikus reflexiós mérések sajátosságai miatt a szelvények nem képesek a felszínhez legközelebb eső összletek leképezésére. Ez rendszerint a fiatal tektonika szempontjából érdekes üledékeknek, a pannóniai sorozat felső részének és a pliocén–negyedidőszaki rétegeknek a lemaradását jelenti, ennek ellenére a szelvények igen fontos adatokat szolgáltattak a neotektonikai elemzésekhez. A szelvényeken elsősorban azt vizsgáltam, hogy a felszínen tapasztalt jelenségekre találok-e szerkezetföldtani magyarázatot, illetve hogy a geofizikusok által kijelölt törések megjelennek-e a domborzatban. A Me-101 szelvény (56. ábra) közel É–D-i irányú, Dinnyeberkitől Szentlőrinc nyugati határáig fut. Északi részén az értelmezők az alaphegységen belül feltételesen a Hetvehely– Magyarszék-övhöz kapcsolt oldalelmozdulásos zónát jelöltek meg (TÓTH 2005), ami a fedőhegységet már nem érinti, és délebbre is húzódik, mint a zóna ismert nyomvonala. A szelvény Szentlőrinctől nyugatra lévő szakaszán ugyanakkor kitűnően látszik a Mecsek déli vergenciájú peremi feltolódása. Itt az alaphegység az előtér fedőhegységi üledékeire tolódott. A törés mentén fölfelé az elvetés csökken: az alaphegység fölött az alsó–középső-miocén törmelékes összletet (Szászvári F.) már csak kb. 70-80 m-rel tolta fel, míg a pannóniai üledékek már teljesen lefedik a vetőt, bizonyítva annak hosszú ideje tartó (posztpannóniai) inaktivitását. A feltolódás felszíni vetülete a nyugat-mecseki hegylábfelszín és a medence határvonalára esik (59. ábra), amit a domborzatban enyhe lejtőszögváltozás jelez. Hasonlóan jelenik meg a felszínmorfológiában a régebben készült, Szentlőrinctől keletre mért Gö-3 szelvény nyomvonalán is a hegységperemi feltolódás; ebben a szelvényben szintén zavartalan pannóniai rétegeket írtak le (WÓRUM 1999).
81
56. ábra: A Mecsek déli peremi feltolódása a Me-101 szeizmikus szelvényen (TÓTH 2005 felhasználásával, módosítva)
A Me-102 szelvény NyDNy–KÉK irányban, Nagyváty és a Sás-völgy között húzódik. Legfontosabb eredménye a sokat vitatott Bükkösdi-törés felderítése. A Bükkösdi-völgy alatt eltolódásosnak látszó, gyakorlatilag függőleges vetőköteg húzódik az alaphegység árkot formáló felső határáig, az árkot pedig nyugodt településű miocén rétegsor tölti ki. A vetőköteg nem pontosan a mai völgy alatt húzódik, hanem annak nyugati pereme és tengelyvonala között. A nyugati völgylejtő egyenes lefutása ezért esetleg magyarázható törésvonallal, bár a miocén fedőhegységben nem látszik a vetők folytatása. Az egyenes, meredek keleti völgyoldalt azonban úgy tűnik, hogy nem vető, hanem egyszerűen az alaphegység felszínre bukkanása hozta létre. (A szelvényen bejelölt vetőt, amely a völgy keleti peremére futna ki, nem vettem figyelembe, mivel annak alsó és felső részén sem látszik elvetés.) A Bükkösdivölgytől a Nyugat-mecseki-antiklinális nyugodtan, enyhén dől K felé.
82
57. ábra: A Bükkösdi-törés a Me-102 szeizmikus szelvényen (TÓTH 2005 felhasználásával, módosítva)
A Me-103 szelvény Ibafától délre indul és Szentkatalintól keletre végződik, csapása NyDNy–KÉK-i. Ez a szelvény két, durván É–D csapású árkos vetőrendszert mutat, egyet Ibafa és Gorica közt (az értelmezők szerint ez a „Bükkösdi miocén árok”), egy igen széleset pedig a goricai permotriász blokktól K felé. Ezen árkokban a vetők a legfiatalabb leképezett rétegeket, a pannóniai sorozat alsó részét is érintik. Ez a vetőrendszer a domborzatban azonban egyáltalán nem jelentkezik, még a szelvény K-i végét éppen érintő Sásdi-árok meredek peremére sem ad egyértelmű magyarázatot a szeizmikus kép. A leghosszabb, Me-104 jelű szelvény 45 km hosszan húzódik ÉÉNy–DDK-i irányban Gödre és Diósviszló között, érintve a régió összes fontosabb szerkezeti egységét: a Mecsek északi előterét, a Goricai-blokkot, a Nyugat-mecseki-antiklinálist, a Pécsi-medence nyugati részét, a Mecsek–Villány közti vonulatot és a Villányi-hegységet is. Ennek a szelvénynek az ad jelentőséget, hogy a Mecseknek mind az északi, mind a déli határzónájáról fontos új információkat nyújt.
83
A Mecsek alaphegységi tömbjétől északra húzódó, miocén üledékekkel kitöltött előtérmedence nagy része tektonikailag viszonylag nyugodtnak tűnik. A Bakócánál húzódó széles, ívelt, közel függőleges szerkezeti öv egyértelműen azonosítható a korábban Bakócai-törés néven kijelölt zónával, ami a Mecsek északi szerkezeti határát képezi. Ez a tektonikus öv a szelvény legfelső leképezett rétegeit is elmetszi. MAJOROS (2007) szerint megjelenik a domborzatban is. A szelvényen a miocén összlet felboltozódásának tengelye a töréstől délre nem teljesen esik egybe a domborzat legmagasabb részével (a Hollófészket is magában foglaló dombvonulattal), de nem zárható ki, hogy a felszíni kiemelkedés a törés aktivitásához köthető.
58. ábra: Részlet a Me-104 szeizmikus szelvényből (TÓTH 2005 felhasználásával, módosítva) Pirossal jelölve a szelvény mentén fekvő vizsgált feltárások, zárójelben a kis távolságról bevetítettek.
84
Az alaphegységi tömb északi részén az előzetes értelmezés során (TÓTH 2005) bejelöltek egy szerkezeti zónát, amelynek megjelenése kissé bizonytalan. Ezt a Hetvehely–Magyarszékövvel azonosították, bár délebbre jelölték, mint ahol az említett szerkezeti öv egyébként viszonylag jól ismert szakaszát földtani adatok alapján korábban kitérképezték. Mivel itt a szelvény már semmilyen fedőüledéket nem mutat, a feltételezett elmozdulás korára nincs adatunk. A bejelölt vonal ÉK felé belefut a közeli Sás-völgybe, ahol a teraszüledékek vizsgálata nem igazolt fiatal mozgásokat, ezért a feltételezett vető legalább a késő-pleisztocén óta inaktívnak tekinthető. A szelvény legjobban leképezett szakasza vitathatatlanul a déli előtér (58. ábra). Érdekes módon a Mecsek déli peremi feltolódása alig jelentkezik a szelvényen, bár ez részben annak is betudható, hogy éppen az a rész (2400-2500-as CDP) adathiányos. Ettől délre, Bicsérd község északi határában azonban látványosan megjelenik a Görcsönyi-hát északi szerkezeti határát alkotó nagy, északi vergenciájú feltolódás (MAJOROS (2007) ezt a törést tekinti a Mecsek déli határának). Ez a vető kifut a legfiatalabb leképezett rétegekig, tehát recens aktivitása nem kizárható. Elvetése fölfelé csökken, ebből régóta (legalább a pannóniai óta) tartó működésre következtethetünk. A szeizmikus szelvényeken jelölt fő törések elhelyezkedését összehasonlítottam a domborzattal és a földtani adatokból ismert szerkezeti vonalak lefutásával (59. ábra). A szelvényekről elsősorban azokat a töréseket ill. törésöveket jelöltem a térképen, amelyeket az értelmezők a Nyugat-Mecsek fő szerkezeti zónáihoz tartozónak írtak le, illetve amelyek a teljes leképezett rétegsort átmetszik, azaz van rá esély, hogy jelenleg is aktívak. A összehasonlító térképet szemlélve látható, hogy a Bicsérdi-küszöb legalacsonyabb sávja pontosan a Me-104 déli részén említett feltolódás fölött van. Ettől délre a domborzat is emelkedik, bár – nyilván a laza és könnyen pusztuló pannóniai–kvarter fedő miatt – először még nem túl meredeken. A szelvény egyértelműen mutatja, hogy a Pécsi-víz antecedens völgyének bevágódása valóban a Görcsönyi-hát emelkedésének köszönhető. Ezzel magyarázható az is, hogy a feltolódás vonalától kissé északra az É–D-i irányú kisebb patakok eltérülnek és a szomszédos nagyobb vízfolyásba torkollanak, mert a kis vízgyűjtő terület miatt energiájuk nem elegendő ahhoz, hogy dél felé haladva elérjék a Pécsi-vizet. A közelmúltban a Görcsönyi-hát, hajdan a mecseki hegylábfelszín része, a Mecseknél gyorsabban emelkedett. Erre utal, hogy a ráfektethető sík nem a hegylábfelszín mecseki szakaszára fut ki, hanem annál jóval magasabbra (60. ábra). Ez a jelenség megfigyelhető a Dunántúl más középhegységi területeinek (pl. Vértes) előterében is, ahol a Kárpát-medence 85
tektonikai inverziójának tulajdonítják (FODOR et al. 2005, BUDAI, FODOR 2008); ott az adatok alapján késő-pliocén vagy negyedidőszaki mozgásra lehetett következtetni.
59. ábra: A regionális szeizmikus szelvények és a Mecsek fő szerkezeti övei Számozott pontok: a szelvények vonatkoztatási pontjai (CDP); sötétzöld jelek: a vizsgált feltárások; szerkezeti vonalak: KONRÁD (1998) és MAJOROS (2005) térképeiről.
Szelvényben a Görcsönyi-hát felszíne nem sík, ahogy egy hegylábfelszín-maradványtól várható lenne, hanem az északi részén egy viszonylag keskeny sávban a terepszint gyorsabban
86
emelkedik, mint délen. Ez a domborzat a feltolódáshoz kapcsolódó enyhe felboltozódásként magyarázható (60. ábra). Keletebbre a Karasica völgyének keresztmetszete is a Görcsönyi-hát északi részén bevágódást (azaz emelkedést), délebbre már feltöltődést mutat (50. ábra). Ugyan közel Ny–K-i csapású szelvényen, de hasonlóan feltolódás(ok) fölötti antiformot azonosítottak CSONTOS és társai (2002) a Görcsönyi-hát Ny-i folytatásában, bár ott a feltolódások egészen lapos szögűek és a szerkezet a felszíndomborzatban csak nagyon gyengén jelenik meg.
60. ábra: Morfológiai szelvény a nyugat-mecseki hegylábfelszínen és a Görcsönyi-háton keresztül Nyomvonal: ld. 59. ábra
A Me-104 szelvény igazolja a fúrásokból számolt aljzatdomborzati képet (49. ábra B), amely szerint az alaphegység az északi, közvetlen hegységelőtéri sávban húzódik a legmélyebben a Pécsi-medence alatt. A Görcsönyi-hát (és a Mecsek) peremi feltolódásának vergenciája alapján a Pécsi-medence, ha valaha úgy is alakult volna ki, ma már biztosan nem tekinthető széthúzásos (pull-apart) medencének. A Mecsekalja-öv oldalelmozdulásos jellegét is figyelembe véve a medence süllyedése transzpressziós és nem transztenziós hatásnak tulajdonítható, maga a Pécsi-medence pedig transzpressziós medencének, mint amilyen például a Telegdi-Roth-vonal mentén feltolt Bakony előterében a Várpalotai-medence (CSONTOS 1998). Elsősorban a Me-101 szelvény alapján elmondható, hogy nem minden vető aktív, ami a domborzatban megjelenik, még akkor sem, ha a domborzatban az eróziós töréslépcső eredet – ahol a két, régebben egymás mellé került, eltérő kőzetminőségű tömb különböző ütemű lepusztulása hoz létre tereplépcsőt – kizárható. Az említett szelvény esetében még a pannóniai üledékek differenciális kompakciójáról sem lehet szó, legalábbis a szelvényen annak látszania kellene. Legvalószínűbb az a magyarázat, hogy a fedőüledékek lerakódása nem tudta még eltüntetni a korábban végbement feltolódás okozta szintkülönbségeket.
87
6. Az eredmények értelmezése 6.1. A tektonikai adatok értékelése A terepi megfigyelések eredményeit térképen összegezve szembetűnő, hogy a fiatal tektonikával érintett feltárások a Nyugat-Mecsek meghatározó szerkezeti vonalai mentén helyezkednek el (61. ábra).
61. ábra: A fiatal tektonikai jelenségek megjelenése a feltárásokban és a Nyugat-Mecsek fő szerkezeti elemei 1. neogén képződmények; 2. jura–kréta képződmények; 3. triász képződmények; 4. paleozoos képződmények; 5. antiklinális; 6. szinklinális; 7. észlelt elsőrendű szerkezeti elem; 8. szerkesztett elsőrendű szerkezeti elem; 9. észlelt másodrendű szerkezeti elem; 10. szerkesztett másodrendű szerkezeti elem; 11. észlelt harmadrendű szerkezeti elem; 12. szerkesztett harmadrendű szerkezeti elem; 13. oldalelmozdulás; 14. feltolódás; 15: tektonikával érintett feltárás; 16: tektonikamentes feltárás; 17. szeizmikus szelvény nyomvonala; 18. mélyfúrás; 19. kutatóárok.
Amint már arról volt szó, ezek a törések Riedel-rendszerként értelmezhetők (42. ábra): a fő nyírási síkok megfelelnek a Mecsekalja és a Hetvehely–Magyarszék-vonalnak, amelyek mentén baloldali eltolódás történt, a Boda–büdöskúti-öv pedig segítő (R) Riedel-törést képvisel. A területre jellemző közel K–Ny-i és É–D-i törésirányok a járulékos törések szerint
88
alakultak ki. A törésrendszert létrehozó hatóerők a fő nyírási síkok működési időszaka alatt álltak fenn. A Mecsekalja-öv mentén a kainozoikumban többször felújultak a baloldali elmozdulások, de a legjelentősebb eltolódás a paleogénre valószínűsíthető, ez összhangban van a Boda–büdöskúti-öv kréta–paleogén korára utaló egyéb megfigyelésekkel (KONRÁD 1998). A jelen munkában bemutatott terepi adatok arra utalnak – illeszkedve a korábbi megállapításokhoz –, hogy a neogénben a mozgások jellege megváltozott, illetve súlypontja eltolódott. Északon, a Hetvehely–Magyarszék-vonal mentén mindkét feltárás kárpáti–kora-bádeni utáni É–D-i kompresszióra, ill. K–Ny-i extenzióra utal. Amennyiben Mecsekjánosiban az extenziós jelenségek mind egy tektonikai eseményhez tartoznak, akkor e mozgás legalább a pleisztocén második felére vagy még későbbre tehető. Ugyanakkor a törésöv nyugatabbi részén a szeizmikus szelvények nem jeleznek posztpannóniai elmozdulást. Még nyugatabbra, Dinnyeberki mellett a fúrási adatokból kiszerkeszthető eltolódás a Hetvehely–Magyarszékvonal folytatásának tekinthető; ezen eltolódás mentén csak a középső-miocén összlet elvetése bizonyítható, a pannóniai–kvarter fedőről már nincs adatunk (KONRÁD, SEBE in press). A Bükkösdi-törés pontos lefutása bizonytalan, ezért csak valószínűsíthetjük – a szentlőrinci feltárás helyzete, de főleg az ott észlelt vető csapásiránya alapján –, hogy az említett homokbányában látott szerkezeti elemek e törés aktivitásához kapcsolhatók. Itt későpannóniai szinszediment szeizmikus esemény, valamint posztpannóniai oldalelmozdulás és azt követő kompresszió nyomozható. A Boda–büdöskúti-zóna környezetében, illetve a Nyugat-mecseki-antiklinális távolabbi, de belső területein a Mecsekalja-öv mentén fekvő felső-pannóniai rétegekkel azonos kifejlődésű és faunájú képződményeket Boda és Cserdi községhatárában zavartalan településben találjuk. Ettől a szerkezeti övtől délre, Boda mellett sem találtunk neotektonikára utaló jeleket. A 2005-ben Bakonya határában mélyített, É–D-i csapású B-2 kutatóárok 1300 méter hosszban harántolta a zónát és tárta fel az alaphegységre települő negyedidőszaki fedőüledékeket, bármilyen szerkezeti mozgásra utaló nyom nélkül (KONRÁD, MARSI 2005). A Sás-völgy pleisztocén teraszüledéke szintén a mozgások hiányát mutatja. A Mecsekalja-öv Pécsen át és attól kelet felé húzódó mintegy 20 km hosszú szakasza élénk tektonikus aktivitás nyomait mutatja. Az alaphegységi kibúvás peremén a pannóniai rétegek gyakorlatilag mindenhol ki vannak billenve, az alaphegységi öblözetben fekvő Danitzpusztán pedig gyűrődések és törések is szép számban kimutathatók. A billenés, illetve gyűrődés 89
mindenhol K–Ny-i vagy ÉK–DNy-i tengelyű. Az alaphegység előtéri üledékekre, elsősorban alsó-pannóniai rétegekre tolódása végig követhető Pécsen keresztül (WEIN 1966), és valószínűsíthető, hogy ugyanez a feltolódásos mozgás okozta több fázisban a Búza téri, erzsébettelepi és danitzpusztai pannóniai és a havi-hegyi szarmata üledékek deformációját is. Oldalelmozdulás egy kivételével minden feltárásban megtalálható volt, akár normál, akár feltolódásos függőleges összetevővel. Csapásuk nagyjából követi a Mecsekalja-övét, ettől eltérő adatunk három helyről (Danitzpusztáról, Erzsébettelepről és a Havi-hegyről) van. A rétegek kibillenésének/gyűrődésének, valamint a vetők kialakulásának időbeli viszonya csak kevés helyen nyomozható. Danitzpusztán, az itt nem tárgyalt rácvárosi feltárásban (KONRÁD, SEBE in press) és esetleg a Hétkaréjos sírkamránál a Mecsekalja-övvel közel párhuzamos síkokon zajló elmozdulások megelőzték az É–D-ies irányú kompressziót. A Pellérdi úton és Erzsébettelepen az eltolódás, illetve feltolódás a sík helyzete alapján inkább a billenés után történt, ez igaz a legfiatalabb danitzpusztai törésekre is, bár az utóbbi két feltárásban a vetők csapása eltér a hegységperemi törésekétől. Több helyen – Rácváros, Búza tér, Erzsébettelep, Danitzpuszta (utóbbi egy KLEB (1973) könyvében közölt fénykép alapján) – látható, hogy a (felső-)pleisztocén üledékeket már nem érintette a mozgás. A Mecsekalja-vonalat a pécsi feltárásoktól nyugatra már nem találjuk meg a felszínen. A peremi, feltolódás összetevőjű elmozdulás a cserkúti 10 000-es földtani térképlap nyugati részén (SZABÓ J. 1972b) és a kővágószőlősi lap területén (JÁMBOR 1967a) már zavartalan felső-pannóniai rétegekkel fedett. Szentlőrinc mellett a Me-101 szeizmikus szelvény a teljes pannóniai rétegsort nyugodtnak mutatja. Ezen adatok alapján a törés(öv) mentén az utolsó működés óta eltelt idő Pécstől nyugat felé nő. Az eltérő aktivitású szakaszok a vető szegmentáltságára utalnak. A kelet–nyugati változás egyik lehetséges magyarázata, hogy az északi irányban nyomást gyakorló Görcsönyi-hát feltolódási frontja nem párhuzamos a hegységperemmel, így az egyes szakaszokon eltérő erőt fejt ki. CHIKÁN (2000) szerint a Mecsekalja-öv jellege K felé haladva is fokozatosan megváltozik, Ófalutól keletre már rátelepülnek a pannóniai képződmények. Ezt alátámasztja, hogy a közelmúltbeli mozgást jelző vízfolyás-lefejeződések is csak Pécsvárad térségéig mutathatók ki. A Pécsi-medence déli peremén, a Görcsönyi-hát Me-104-es szelvény által kimutatott peremi feltolódásának vonalában, Pellérdnél találhatjuk a legfiatalabb, késő-pleisztocén mozgások nyomát őrző üledékeket. Esetleg a gyódi homokbánya pleisztocén hordalékában talált extenziós hasadékot és a zóki feltárás alsó, vörös talajának enyhe északi dőlését is okozhatta a feltolódás mögötti felboltozódás.
90
Összegezve: a terepi megfigyelések megerősítik azt a megállapítást, hogy a fiatal mozgások csak a hegységperemet és az előtéri medencét érintették (KONRÁD 2001). A feltárások még a késő-pleisztocénben – tehát a bevezetőben említett jogszabályban megfogalmazott százezer éven belül – is szerkezeti mozgásokat, ill. szeizmikus aktivitást bizonyítanak a Mecsekalja-öv és valószínűleg a Hetvehely–Magyarszék-zóna mentén. Az intrapannon (a késő-pannóniai elején zajló) és posztpannóniai mozgások esetében a feltolódás volt jellemző, de igen gyakran társul ehhez horizontális elmozdulás is, akár más tektonikai fázisokban. Danitzpusztán egy kora-pannóniai, az É–D-i felgyűrődést megelőző transztenziós esemény is kimutatható. Ezzel ellentétben a Nyugat-mecseki-antiklinális területén belül – a tervezett hulladéklerakó lehetséges helyén – neotektonikára utaló jelek nem voltak dokumentálhatók, eszerint a pannóniai–negyedidőszaki mozgások során a Nyugat-Mecsek egységes tömbként viselkedhetett. A Pécsi-medence jelenleg biztosan nem pull-apart, hanem inkább transzpressziós medenceként fejlődik.
6.2. A szél szerepe a felszínfejlődésben Míg a Somogyi- vagy a Tolnai-dombság esetében LÓCZY (1913) és CHOLNOKY (1918) óta sokan foglalkoztak a szél hatásának tisztázásával (elsősorban a deflációval), addig a Mecsek környékén ilyen jellegű kutatások alig történtek. Ennek oka nyilvánvalóan a deflációs jelenségek kevésbé kifejezett volta, de ez nem jelenti azt, hogy a szél felszínfejlődésben játszott szerepe elhanyagolható lenne. Deflációs jelenséget, közelebbről szélfújta kovásodott fatörzseket először VADÁSZ (1960, 1963) említ a Kővágószőlős és Cserkút közti területről. JÁMBOR (1967) részletesen leírja az első, riolit és kvarcit anyagú éleskavicsleleteket, és foglalkozik a terület egyéb szélhatással kapcsolatos jelenségeivel is, majd a hazai előfordulások keretében is értékeli a mecseki leleteket (JÁMBOR 1992, 2002). Szerinte az éleskavicsok a pleisztocén felkavicsolódások utáni, száraz, hideg, rendkívül erős bukószelekkel jellemzett, löszképződések előtti éghajlati szakaszaihoz kapcsolódnak. Az erős ÉNy-i szelek a hideg, száraz klímán keletkezett mecseki törmelékanyag finom frakcióját futóhomokként messzire elszállították a Görcsönyi-hát fölött, az antiklinális D-i részén maradt lejtőtörmelék (hordalékkúpanyag) nagyobb darabjainak egy részét pedig helyben csiszolták meg. Ezeket a würm löszképződés előtt kis vízfolyások áthalmozhatták. A kővágószőlősi kavicsok szerinte a Hetvehely–kővágószőlősi-árokhoz kapcsolódnak. Több helyről említ a közelben futóhomok-előfordulásokat (pl. Gyód-4 fúrás,
91
Vörös-hegy csúcsa (1967), Görcsönyi téglagyár (szóbeli közlés)); szélfújta homokot PÉCSI és társai (1988) is írnak le a pécs-postavölgyi fúrásból. Az éleskavicsok koráról igen kevés adatunk van, de az alapján, hogy a felszínen (JÁMBOR 1967), a felszín alatti legfölső lejtőlöszben (saját adat), illetve würm korúnak leírt lejtőlösz feküjében (JÁMBOR 1967) fordulnak elő, igen fiatal, késő-pleisztocén (würm) – óholocén deflációs időszakot jelezhetnek. Ez nem is lenne meglepő, hiszen lumineszcenciás (OSL-) mérésekkel ilyen korú szélhatást mutattak ki hasonlóan középhegységi területen, a Vértes déli és északi előterében is (THAMÓ-BOZSÓ et al. 2008). A futóhomok-előfordulások közül a Gyód-4 fúrásban a würm lösz és „eolikus vörösagyag” (Tengelici F.) közti homokot JÁMBOR (1967) a kővágószőlősi éleskavicsok fedőjében lévő homokkal párhuzamosítja és würmnek tartja. A többi futóhomokadat viszont idősebb korra utal: a Vörös-hegyen „würm lösznél idősebb eolikus vörösagyagból”, a postavölgyi fúrásban a löszök alatti vörösagyagos talajsorozatból írták le őket, ami mindkét esetben a Tengelici Formációnak felel meg. A Tengelici Vörösagyagot újabb vizsgálatai alapján KOVÁCS (2008) is korábbi (pliocén) eolikus üledéken kialakult talajnak minősítette. Ezek az adatok a vörösagyagos összlettel egykorú vagy inkább annál idősebb szélhatásra utalnak, ami a mai domborzat kialakításában vélhetően nem játszott meghatározó szerepet. Térképen ábrázolva az említett lelőhelyeket (62. ábra) látható, hogy a szélcsiszolta kavicsok viszonylag nagy területen megtalálhatók. Valószínű, hogy előfordulásaik nem egyegy, a Mecseket átszelő árokhoz kapcsolhatók, hanem inkább a Mecsek gerincén teljes hosszában átbukó szelek csiszolhatták meg a kavicsokat. Erre utal az előfordulások K–Ny-i irányú szétszórtsága, továbbá az is, hogy nem lehet minden előfordulás mögé keresztvölgyet rendelni, és a Mecsek-előtér teljes szélességében előfordulnak eolikusnak tartott (ld. alább) párhuzamos völgyek. A hegységen átbukó szelek nyilván előbb-utóbb valamilyen fokban csatornázódtak az egyenes völgyekben, de kapcsolatuk a gerincet keresztező nyergekkel nem egyértelmű. A futóhomok- és éleskavics-előfordulások azt bizonyítják, hogy a pleisztocén végén – holocén elején megvoltak az eolikus felszínformálás feltételei, az eróziót végző szél és a szállítható, koptatást is végző törmelékanyag. Az uralkodó szél megfelelően erős és kitartó volt ahhoz, hogy a hegylábi üledékanyagból viszonylag nagy mennyiséget elszállítson, akár csak durva szemcsékből álló maradéktakarót hagyva meg – erre példa a bodai feltárás (5.1.5. fejezet) kavicsszintje –, valamint hogy a helyben maradt kavicsokat ki is tudja polírozni.
92
62. ábra: Éleskavics- és futóhomok-előfordulások Pécs környékén
Az éleskavicsleletek ritkasága a Mecsek környékén véleményem szerint nem a deflációs hatás gyengeségének, hanem a megfelelő kiindulási kőzetek hiányának tudható be. A Mecsek területén nemigen vannak szélnek kitett szabad sziklafelszínek, amelyeken a csiszolt felületek kialakulhattak volna. A szálfeltárások vagy szélárnyékban vannak (bár PÉCSI M. szerint a Babás-szerkövek is deflációs formák; JÁMBOR 1967), vagy kőzetanyaguk (homokkő, mészkő) kevésbé alkalmas a csiszolt felületek kialakulásához, illetve megőrződéséhez. Ez utóbbira a Balaton-felvidék deflációs felületei szolgáltatnak példát, ahol a pannóniai homokból kialakult, rendkívül kemény kvarcitokon (pl. Káli-medence és környéke) a szélmarás legfinomabb nyomai is máig jól láthatók, ellenben a mállásra hajlamosabb – egyébként a mecseki permtriász homokkövekhez igen hasonló anyagú – perm homokkő (Örsi-hegy; CSILLAG et al. 2008) fölső felületéről már levált a szélfújta kéreg, és csak a sziklák csapadéktól védettebb részein, az oldalakon és az áthajló felszíneken maradt meg. A Mecsekben csiszolt kavicsok is csak (nagyrészt a főkonglomerátumból kimállott) kvarcit- és riolitkavicsokból tudtak kialakulni. Az éleskavicsleletek alacsony számában esetleg közrejátszhat az is, hogy a
93
pleisztocén folyamán régiónkban nagyobb lehetett a növényborítás, mint a Dunántúl északi területein (ÚJVÁRI 2004). A Mecsek előterét É–D-i, keletebbre ÉÉNy–DDK-i csapású, egyenes, párhuzamos („meridionális”) völgyek uralják (41. ábra, 55. ábra). Az ilyen dunántúli völgyeket még közelmúltbeli munkák is szerkezeti meghatározottságúnak (pl. MAGYARI et al. 2004, 2005, JÁMBOR 1993), esetleg kibillent táblák konzekvens völgyeinek tartják (BALLA et al. 1993). JÁMBOR (1993) leírja, hogy a dunántúli szeizmikus szelvényekben a völgyek alatt nincs észlelhető törésvonal a pannóniaiban, majd később (JÁMBOR 2002) már szélcsatornákként kezeli őket. A völgyek tektonikus preformáltságát a rendelkezésre álló adatok – elsősorban geofizikai szelvények – sem a Dunántúl északabbi részein (FODOR et al. 2005), sem a Mecsektől délre (WÓRUM 1999) nem igazolják; irányuk nagy szöget zár be a meghatározó szerkezeti elemek csapásával. Számos völgy ellenben beleillik a Kárpát-medence sugárirányú völgyrendszerébe, amely az uralkodó szélirány függvényében alakult ki (JÁMBOR 2002), a felszín dőlésétől független és egységes rendszert alkotva (43. ábra). A kutatási területen azokon a helyeken, ahol a medencesüllyedés nem szakította meg a hegylábfelszínt, ezek a völgyek közvetlen a Mecsek déli lábától folyamatosan követhetők dél felé, sőt helyenként (főleg a Kelet-Mecsekben) magán a hegységen belül is jól látszanak (55. ábra). A süllyedő területeken (pl. Pécsi-medence) szintén megtalálhatók, bár itt feldarabolódtak, többféle tengerszint feletti magasságban fordulnak elő. A Görcsönyi-hát déli részén mecseki eredetű törmelékanyagból származó, koptatott homokot írtak le (JÁMBOR 1967), ami szintén a hegylábfelszín szélerózióját jelzi, dél felé történő eolikus szállítással. A felsoroltak alátámasztják, hogy a tárgyalt völgyek iránya eolikus és nem tektonikus meghatározottságú. A völgyrendszer kialakulásának ideje a rendelkezésre álló adatok alapján nem állapítható meg, annyit azonban, úgy tűnik, megalapozottan állíthatunk, hogy (utoljára) a pleisztocén végén – holocén elején szélcsatornaként működtek. Létrejöttük megelőzte a Pécsi-medence – valószínűleg középső-pleisztocén (ld. következő fejezet) – megjelenését, hiszen a medence peremein megtalálhatók a völgymaradványok. A pleisztocén során nyilván többször álltak fenn deflációs felszínformáláshoz megfelelő körülmények. Az aktuális éghajlattól függően a völgyeket valószínűleg felváltva mélyítette a szél (a löszfelhalmozódás szüneteiben) és a folyóvizek, de csapásukat mindenképpen az uralkodó szélirány határozta meg. A deflációs időszakok után és főleg a holocénben eróziós(-deráziós) völgyekként fejlődtek tovább. Egyes völgyek lösszel is kitöltődhettek, ahogy PÉCSI (1986) felveti a zalai meridionális völgyek
94
esetében; ilyen kitöltött völgyek vannak feltárva például Regenyén, a kulcsosi homokbányában vagy Danitzpusztánál a 6-os főút bevágásában (ezeket a dolgozatban nem tárgyaltam). A völgyrendszer felhasználható a nagyjából merőleges csapású fő szerkezeti elemek aktivitásának nyomozásához. A függőleges mozgások hatása jelentős: a hegylábfelszín tektonikus felszabdalódásával egyes völgyszakaszok alacsonyabbra (pl. Pécsi-medence keleti része) vagy magasabbra (Görcsönyi-hát, Kelet-Mecsek közvetlen hegységpereme) kerültek, lefejeződtek, ellenesésűvé váltak, illetve völgyi vízválasztók alakultak ki bennük. Az emelkedő területeken, mint például a Görcsönyi-hát északi peremén és folytatásában a Kelet-Mecsek hegylábfelszínén a völgyek mélyek, bevágódók, de megtartották nagyjából É–D-i irányukat. A Görcsönyi-hát kis dőlésszögű déli lejtőjén a vízfolyások elvesztették vízgyűjtőjük jelentős részét, ma aránytalanok sekély, enyhe lejtőjű völgyeikben. Ezek a korábban bevágódott vízfolyások a már említett (5.2.2.4 fejezet) oldalirányú (DNy-i) billenés után is megmaradtak eredeti nyomvonalukon. A függőleges mozgások a deflációs völgyfejlődés utolsó periódusa és a ma is alakuló folyólefejeződések alapján a késő-pleisztocénben és a holocénben is zajlottak. A hegységperemen a völgyek oldalirányú elvetése viszont nem jellemző, tehát a Mecsekalja-öv fiatal aktivitására az eltolódásos mozgás már kevésbé jellemző, mint korábban.
6.3. A tektonika hatása a felszínfejlődésre Bár a rendelkezésre álló adatok gyakran nem elégségesek egyértelmű kép megrajzolásához, az nyilvánvaló, hogy a Mecsek és előtere jelenlegi morfológiájának kialakításában igen nagy szerepet játszottak a szerkezeti mozgások. Ez látványosan mutatkozik például a (hajdani) hegylábfelszínek és a vízhálózat megjelenésében. Ahogy már volt róla szó, a Mecsekalja-öv összetett szerkezete nagy részben a kréta– paleogén balos eltolódásos mozgás következményének tekinthető, és eltolódáshoz (transztenzióhoz) kapcsolható a neogén medencék kialakulása is. Az ismertetett feltárások adatai alapján az intrapannóniai–posztpannóniai, már alapvetően kompressziós feszültségtér okozta tektonika is rendelkezett eltolódásos összetevővel, bár a nagyobb mozgások – az alaphegységnek az előtérre való feltolódása – esetében a függőleges komponens dominált. Az üledékvastagságok alapján a legtöbb előtéri medencében a negyedidőszaki süllyedés is kimutatható (SEBE et al. 2008).
95
A Mecsek-környék nagy részén a mai domborzatra már hatással bíró szárazföldi felszínfejlődés a Pannon-tó visszahúzódása után, kb. 7 millió évvel ezelőtt kezdődhetett meg. A pannóniai utáni üledékhiány jelentős a területen, még ha a következő rétegtani egység, a Tengelici Formáció pontos korát illetően nincs is egyetértés (ld. 4.1 fejezet). Ez az időszak foglalja magában a hegylábfelszín-képződés két legfontosabb periódusát, a meleg-száraz éghajlatú Bérbaltaváriumot (6,3-5 Ma) és Villányiumot (3,0-2,0 Ma) (SCHWEITZER 1997). A Mecsekből származó törmelékanyag elterjedése alapján a kialakuló nagy kiterjedésű hegylábfelszín egészen a közelmúltig nagyrészt egybefüggően nyúlt messze délre a hegység lábától. Az előtéri medencék rétegsorai, a Tengelici Vörösagyag talpszintjének jelentős magasságkülönbségei, valamint a kiemelt területek erősen hiányos pliocén–kvarter szelvényei azonban üledékföldtani szempontból is jól mutatják az időközben zajló szerkezeti mozgásokat és az ezekhez kapcsolódó lepusztulási folyamatokat. A jelentős mozgások a területre jellemző, KÉK–NyDNy-i csapású szerkezetek mentén zajlottak, és a Mecsek és a Görcsönyi-hát emelkedésében, illetve utóbbi felboltozódásában, a mecseki hegylábfelszín széttagolódásában, előtéri medencék – elsősorban a Pécsi-medence – besüllyedésében nyilvánultak meg. Mindezek a folyamatok a domborzat élénkebbé válását, a szintkülönbségek növekedését eredményezték. Az alaphegységet fedő legidősebb üledékek alapján a Pécsi-medence tektonikai szempontból legalább a szarmata korszak óta létezik. A mai medence domborzatban való megjelenésének időpontjára utaló adatok részben ellentmondanak egymásnak (63. ábra). Így például: −
A zóki feltárás alsó részében látható meder viszonylag széles (kb. 8 m), a Pécsi-víz mai
csapásával nagyjából egyező irányú, partjai fent vízszintes, lapos, paleotalajjal borított térszínben folytatódnak. Nem dönthető el, hogy csak egy mellékvölgyben jött létre vagy egy magasabbrendű vízfolyás hozta létre, de méretei inkább az utóbbit támogatják, ez esetben utalhat medence létezésére. −
Ugyanitt, Zókon a második vörös paleotalaj (kora-pleisztocén) mecseki eredetű
anyagon alakult ki, de észak felé lejt. A mecseki hordalék alapján ekkor nem lehetett tőle északra medence, így az enyhe északi dőlés utólagosnak tekinthető, a Görcsönyi-hát feltolódásához és felboltozódásához köthető. −
Aranyosgadányban a würm lösz alatt nyugat-mecseki anyagú folyóvízi üledék van,
tehát a Pécsi-medence morfológiailag a würm előtt itt még nem létezett (SZABÓ P. Z. 1955). 96
63. ábra: A Pécsi-medence megjelenésének időpontjára vonatkozó adatok −
Görcsönyben két, itt nem tárgyalt feltárásban a löszben mecseki származású kavicsos
homok települ, enyhe déli dőlésű, jól fejlett, barna, csernozjom típusú (középső vagy felsőpleisztocén) talaj alatt 2-3 m-rel. −
Pellérden a würm löszbe vágódott medrek iránya (70–250°) hasonló a Pécsi-vízéhez és
igen közel is helyezkednek el hozzá. A löszbe települő vastag folyóvízi kavicsos homokösszlet anyaga is a Mecsekből származik. A würmben tehát már kellett léteznie DNy-i lefolyású medencének. −
A gyódi homokbánya lösz alatti keresztrétegzett homokjából CZIGÁNY és LOVÁSZ
(2000) mecseki homokkő- és mészkőkavicsokat írt le. Szerintük a homok többször áthalmozódott és utoljára már D felől érkezett, bár a homokösszlet keresztrétegzése több helyen északról délre történő szállításra utal. −
Keszüben CZIGÁNY és LOVÁSZ (2000) a löszsorozat alatt írt le nyugat-mecseki
származású anyagot, saját vizsgálataink során feljebb, a löszben is találtunk.
97
−
Kökényben a löszbe települt Bagi Tefra (350-400 ka) dőlése északi, ami szintén a
medence meglétére utal. −
Az É–D-i csapású, déli részükön felső-pleisztocén löszbe mélyülő völgyek egy része
áthalad a medenceterületen, tehát a völgyeket “levető” medencének ennél fiatalabbnak kell lennie. −
A Pécsi-medence keleti részén az É–D-i völgyek lefejeződése gyakorlatilag ma is zajló
folyamat. A paleofelszínek (tefraszint, talajok) dőlése és a völgyfejlődés alapján a mai medence a középső-pleisztocén második felében jelenhetett meg a domborzatban. (Korábbi munkák ezt az eseményt a pleisztocén legvégére (CHIKÁNNÉ JEDLOVSZKY, KÓKAI 1984), a Blake paleomágneses esemény idejére (120-130 ka; SCHWEITZER 2002) vagy a Brunhes/Matuyama határra (730 ka; SCHWEITZER 2002; FÁBIÁN et al. 2005) teszik.) A medenceképződés azonban – a megelőző időszakokhoz hasonlóan – szakaszos lehetett, a Görcsönyi-hát egy-egy emelkedése után felszíni mélyedés alakulhatott ki, majd a lösz és a Mecsekről leszállított hordalék kezdetben újra kiegyenlíthette a domborzatot, ismét közvetlen lefolyást teremtve dél felé. A Görcsönyi-hát szakaszos emelkedését támasztja alá az is, hogy Zókon az észak felé dőlő paleotalaj fölött ismét gyakorlatilag vízszintes mészfelhalmozódási szint található, azaz a domborzati különbségek kiegyenlítődtek. Az egymáshoz közel fekvő feltárások eltérő korra utaló adataiból arra következtethetünk, hogy a Pécsi-medence a Balaton medencéjéhez hasonlóan esetleg kisebb részmedencékből olvadt össze, melyek között egy ideig még léteztek a délre levezető hátak a Mecsek és a hegylábfelszín távolabbi része között. A Pécsi-medence keleti felében és attól ÉK-re megfigyelhető kaptúrák és az – egyelőre – elszigetelt kis hegységperemi medencék (55. ábra) arra utalnak, hogy a medencefejlődés kelet felé halad előre és napjainkban is zajlik. A függőleges mozgások sebességének becslésére néhány vezetőszint, illetve felszínforma ad lehetőséget. A Tengelici Formáció talpszintjének magasságkülönbsége a medence belső és peremi részei között 80 m körüli. A sás-völgyi középső-pleisztocén terasz 20 m-es völgytalp fölötti magassága 0,05-0,1 mm/év bevágódási rátát jelenthet. A Pécsi-medence keleti részén, Üszögpusztánál található völgymaradvány 45-50 m-rel fekszik a Pécsi-sík átlagos szintje fölött, ez a lefejező vízfolyás bevágódására a közelben található, már medencét jelző tefra korával számolva 0,1-0,12 mm/éves minimális ütemet ad. KONRÁD (2004) az előtérmedencékre az üledékvastagságokból 0,07 és 0,17 mm/év közti, átlagosan 0,1 mm/év süllyedési ütemet számolt, hangsúlyozva, hogy az üledékek pontos korának és a hiátusok 98
időtartamának ismerete nélkül ezek a számok minimumértékekként kezelendők. Kiemeli, hogy a felhalmozódás központjai többször áthelyeződtek a kainozoikum folyamán. A pellérdi feltárás alapján a Pécsi-víz a (késő-)würmben is már a mai helyének közelében folyhatott, 30 m mély antecedens völgye így 0,15-0,3 mm/éves minimális bevágódási rátát (a Görcsönyihátra nézve emelkedési rátát) jelez (a hátság általános felszínalacsonyodását figyelmen kívül hagyva). E számok a tektonikai környezethez képest mind alacsonynak tűnnek, ami időszakos szünetekre, a mozgás szakaszos jellegére enged következtetni. A medencesüllyedés szakaszosságát már SZABÓ P. Z. (1955) is felvetette: szerinte a zóki bronzkori halászeszközök a Pécsi-medence lefolyásának elzáródására és tó kialakulására utalnak. A Makár-hegyen lévő kőkorszakbeli telepen talált hálónehezékekből (SZABÓ P. Z. 1931) szintén arra következtet, hogy a holocénben a Pécsi-síkon még tó terült el. SZABÓ P. Z. megállapításait a Pécsi-medence elgátolódásáról már CHIKÁNNÉ JEDLOVSZKY és KÓKAI (1984) is kétségbe vonták. Tény, hogy a zóki Vár-hegyen a középső rézkor legelejéről (i. e. 4000 körülről) származó leletek között a régészek hódcsontot (ECSEDY A. 2002), a bronzkoriak (i.e. kb. 3000-2500) közt halcsigolyákat, egyéb halcsontokat és hódcsontot (ECSEDY I. ex verb., 2006.11.) is találtak. Az újabb ásatásokat vezető régész, ECSEDY I. szerint azonban ezek a leletek nem támasztják alá tó létezését; a folyóvizekhez kötődő hód jelenléte és a völgyben időnként (pl. hóolvadáskor) ma is megjelenő vízállások inkább csak időszakos elöntést jeleznek. Még ha az egész Pécsi-medencét nem is töltötte ki tó, a medence jelentős részén megtalálható tavi-mocsári üledékek, a Pellérd környéki lefolyástalan terület vagy a Pécs belvárosában még az 1950-es években is meglévő nyílt vízfelületek (BALÁZS, KRAFT 1998) mutatják, hogy a medencét lecsapoló Pécsi-víz bevágódása nem mindig tudott lépést tartani a medencesüllyedéssel, és egyes részeken lefolyástalan területek alakulhattak ki. Az eddigi adatok nem utalnak arra, hogy a régióban a szerkezetfejlődés jellege lényegileg megváltozott volna a negyedidőszak során. Ez alapján a következő tízezer évben várható felszínalakulásban – amelynek előrejelzését a bevezetőben említett jogszabály megkívánja – sem számíthatunk a földtörténeti közelmúltban nyomozhatóktól lényegesen eltérő folyamatokra. Szerkezeti mozgások a Nyugat-Mecseket határoló fő töréses övek, azok közül is kiemelten a Mecsekalja-öv mentén várhatók. A Mecsek és főleg a Görcsönyi-hát emelkedő tömbjeinek peremén továbbra is a vízfolyások bevágódása, intenzív anyagkihordás és tömegmozgások prognosztizálhatók.
99
6.4. A domborzatmodellek alkalmazhatósága morfotektonikai elemzésekben A domborzatmodellek elemzése jó kezdeti eredményeket hozott a morfotektonikai témakörben, már a kisebb költséggel elérhető DDM-50 esetében is. Megállapíthatjuk, hogy a modellek segítségével – azonosíthatók tektonikai elemek, – körvonalazhatók fiatal tektonikával érintett területek, – elemezhető a földtani felépítés és a morfológia kapcsolata, és – támogatják a fejlődéstörténeti vizsgálatokat is. Ehhez a domborzatmodellek javítása, számos származtatott érték kiszámolása, a földtani adatok digitalizálása, majd a domborzati és földtani adatok együttes elemzése szükséges. A magassági adatok már önmagukban igen hasznosak. Segítségükkel vizsgálható a domborzat és a kőzetminőség összefüggése. A háromdimenziós megjelenítés elsősorban a vizuális értékelést segíti, sorozatos simítások után pedig lineamenskijelöléshez használható. A lejtőirányú felszíngörbület térképe lehetővé teszi a völgyformák gyors áttekintését, azaz az emelkedő és süllyedő területek kijelöléséhez nyújt segítséget. Ez utóbbi területen használható a lejtés is, de a kőzetminőségről is nyújt információkat. A lejtőkitettség felhasználásával jól kijelölhetők az egybefüggő, esetleg tektonikus eredetű felszínek, a hordalékkúpok, az igen enyhe domborzatú medenceterületen is követhetők a sekély völgyek, és statisztikai elemzéssel billenés is kimutatható. A hidrológiai elemzésekhez mindkét vizsgált modelltípust javítani kell, de a viszonyok áttekintésére alkalmasak. Mindez természetesen csak a földtani adatok folyamatos szem előtt tartásával, együttes elemzésével lehetséges. A munka során használt DDM-50 ilyen léptékű geomorfológiai és hidrológiai elemzésekhez csak korlátozottan, illetve javítás után alkalmazható a szintvonalak interpolálásából származó hibák és a felbontás miatt. Jobban használható hegységi területeken, a síkvidékek domborzatát rosszabb minőségben adja vissza. A fotogrammetriai úton nyert, nagyobb felbontású domborzatmodellen az antropogén felszínalakítások erősebben jelentkeznek, tehát lehetőség szerint javítani kellene, elsősorban a vonalas létesítmények (szabályozott vízfolyások, gátak, közúti és vasúti töltések és bevágások) terén. A vízhálózat-elemzéshez jelen formájában alkalmatlan. A fentebb felsorolt hátrányok ellenére is fontos információkat nyújt azonban egyes morfotektonikai elemekről:
100
– különösen jól használható töréslépcsők és völgymaradványok kimutatásához és kevéssé tagolt felszínek elemzéséhez, – több lineamens ill. szerkezeti elem jelölhető ki rajta, ez a földtani térképek kiegészítését jól szolgálhatja. A jellemző hibatípusok nagy része kiküszöbölhető lenne, ha a domborzatmodell, illetve az ahhoz szükséges alapadatok előállításakor figyelembe vennék a tektonikai elemzéshez szükséges szempontokat.
101
7. Az eredmények összefoglalása A dolgozatban a Nyugat-Mecsek fiatal fejlődéstörténetével foglalkozom tektonikus geomorfológiai szempontból. Munkám a terület hosszú távú stabilitásának megítélésével kapcsolatos kutatások sorába illeszkedik, célja a közelmúltbeli (posztpannóniai) és jelenkori szerkezetalakító folyamatoknak és azok felszínfejlődésre gyakorolt hatásának nyomozása. Ezt a célt geológiai, geomorfológiai és geofizikai adatok együttes értelmezésével, azaz fiatal üledékek feltárásainak szerkezetföldtani és morfológiai szempontú vizsgálatával a NyugatMecsek fő szerkezeti öveinek környezetében, illetve a hegységelőtérben, geofizikai szelvények felhasználásával, domborzatmodellek matematikai és morfológiai elemzésével (geomorfológiai és lefolyásviszonyok vizsgálatával, a domborzat és a földtani felépítés kapcsolatának elemzésével) közelítettem meg. A különböző származású adatokat közös térinformatikai rendszerbe rendezve elemeztem. Az atektonikus felszínalakító tényezők hatásának kiszűréséhez vizsgáltam a kőzetminőség és a defláció hatását is. A munka legfontosabb eredményei a következőkben foglalhatók össze: 1. A domborzatmodellek és a földtani térképek együttes elemzéséből azt az eredményt kaptam, hogy a Nyugat-Mecsekben a felszínmorfológia alapvető vonásait a szerkezeti felépítés határozza meg, a különböző kőzettípusok szerepe ezen keresztül nyilvánul meg. 2. A deflációra utaló adatok összegyűjtésével és elemzésével kimutattam, hogy a pleisztocén során és a holocén elején a szélerózió képes volt jelentős felszínalakításra. Új éleskavics-előfordulást írtam le a Nyugat-Mecsekből. Véleményem szerint az éleskavicsleletek ritkasága a Mecsek környékén nem a deflációs hatás gyengeségének, hanem a megfelelő kiindulási kőzetek hiányának tudható be. 3. Rámutattam, hogy a régió völgyhálózatát uraló, É–D-i, ill. ÉÉNy–DDK-i egyenes völgyek lefutása a felszín dőlésétől független, nem köthetők tektonikai elemekhez, ellenben illeszkednek a Kárpát-medence sugárirányú völgyrendszerébe, tehát irányukat az uralkodó széliránynak kellett meghatároznia, valószínűleg a pleisztocén folyamán. Utoljára a pleisztocén/holocén határ környékén működtek szélcsatornaként, a deflációs időszakok között, illetve után eróziós völgyekként fejlődtek, szerkezeti mozgások miatt pedig feldarabolódtak.
102
4. A Nyugat-Mecseket határoló töréses zónák, elsősorban a Mecsekalja-öv és esetleg a Hetvehely–Magyarszék-öv mentén szerkezeti mozgást, illetve szeizmikus aktivitást mutattam ki egészen a késő-pleisztocénig. Rámutattam, hogy a mozgások mind horizontális, mind vertikális összetevővel rendelkeztek, a pannóniai korszak óta több fázisban zajlottak, és a morfológiai és vízrajzi adatok alapján legalább a déli hegységelőtérben ma is tartanak. A Mecsekalja-öv mentén az utolsó bizonyítható aktivitás időpontja változó, ezt a zóna
szegmentáltságával
magyaráztam. 5. A Nyugat-mecseki-antiklinális területén belül a fiatal üledékek vizsgált feltárásaiban nem találhatók neotektonikára utaló jelek. E megfigyelések arra utalnak, hogy a pannóniai–negyedidőszaki mozgások során a Nyugat-Mecsek egységes tömbként viselkedett, amit domborzatelemzéssel is megerősítettem. 6. A Pécsi-medence jelenleg nem pull-apart, hanem inkább transzpressziós medenceként fejlődik. Alakulását a Görcsönyi-hát északi vergenciájú feltolódása határozza meg, ami a vízhálózatot is befolyásolja. A Görcsönyi-hát oldalirányban kibillent és a feltolódás következtében északi peremén felboltozódott. 7. A Pécsi-medence a középső-pleisztocénben már megjelent a domborzatban is. Süllyedése térben változott és időben sem zajlott egyenletesen. A medence valószínűleg kisebb részmedencékből alakulhatott ki, melyek időszakonként lefolyástalanná váltak a Pécsi-víz medencesüllyedésnél lassabb bevágódása miatt. Jelenleg kelet felé terjeszkedik a Mecsekalja-öv mentén. 8. Egy szintvonal alapú és egy fotogrammetriai úton nyert domborzatmodell szisztematikus hibafeltárásával és elemzéspróbákkal kimutattam, hogy a két típus eltérő módon használható a morfotektonikai elemzésekben, de segítségükkel lényeges új információkat nyerhetünk, a földtani adatokat jól kiegészítik. Rámutattam a két modelltípus előnyeire és hátrányaira, módszereket mutattam be a földtani adatokkal való együttes elemzésükre.
103
8. A kutatás további irányai Mivel a kutatás témája erősen szerteágazó, a továbblépési lehetőségek is sok területet felölelnek. Néhány kiemelt irány: A különböző típusú domborzatmodellek vizsgálata, a hibajavításhoz és a morfotektonikai elemzésekhez szükséges új, elsősorban matematikai-statisztikai módszerek kifejlesztése a MÁFI szakembereivel együttműködésben zajlik. E munkának része a kőzettani hatások kiszűrése a tektonikai elemzésekből, várhatóan a Bayreuthi Egyetem (Németország) egyik kutatójával együttműködésben. A szél hatásának vizsgálata egy futó OTKA-projekt keretében folyamatban van. Ebben a dél-dunántúli mintaterületnek mint összehasonlítási alapnak fontos szerepe lesz a szélhatás szempontjából viszonylag egységes és a bevezetőben már részletezett okok miatt a mecsekitől eltérő középhegységi régióhoz képest. A program meteorológusok bevonásával vizsgálja a széladatok és a mai domborzat, valamint a felszínfejlődés kapcsolatát. A posztpannóniai fejlődéstörténet számos eseményének tisztázásához szükséges az adott esemény pontos korának ismerete, ezért a közeljövőben tervezett munkafázis az ilyen szempontból fontos feltárások abszolút korolása, illetve a rajtuk mért koradatok összegyűjtése. Ez a korhatározási módszerek hiányosságai miatt különösen a negyedidőszaki üledékek esetében kritikus, de lényeges lépés.
104
9. Köszönetnyilvánítás A munkához nyújtott támogatásért és a közös munkákért elsősorban témavezetőmnek, Konrád Gyulának (PTE TTK FI), valamint Csillag Gábornak (Magyar Állami Földtani Intézet) tartozom köszönettel. A vizsgálatok során fontos segítséget nyújtott még: Albert Gáspár és Dudko Antonyina (MÁFI) a neotektonikai adatokról szóló kéziratos cikk véleményezésével; Jacques Angelier (Observatoire Océanologique, Villefranche-sur-Mer Cedex, Franciaország) a mikrotektonikai adatelemző program rendelkezésre bocsájtásával; Benkovics István, Berta Zsolt, Friedrich Zsolt, Széll Józsefné (Mecsekérc Zrt.) és Sebe Andorné a munkafeltételek biztosításával és technikai segítséggel; Budai Tamás (MÁFI) a dolgozat véleményezésével; Czigány Szabolcs és Kovács János (opponensek), valamint Fábián Szabolcs, Lovász György és Nagyváradi László a dolgozat első változatához fűzött kritikai észrevételeivel; Dezső József, Fábián Krisztina, Halász Amadé, Kertész Kornélia (PTE), Laczik Dénes (DDNPI) a terepmunkában és az eredmények megvitatásában; Fodor László (MÁFI) a szerkezetföldtani elemzésekben; Hámos Gábor, Majoros György, Máthé Zoltán, Sámson Margit (Mecsekérc Zrt.) és Barabás András (Wildhorse Resources Hungary Kft.) szakmai eszmecserékkel; Jámbor Áron (MÁFI) a deflációval kapcsolatos kérdések megvitatásában; Jordán Győző (MÁFI) a domborzatmodellek feldolgozásában; Kleb Béla (BME) a mecseki pannóniai üledékek témakörében; Kraft János (MBFH Pécsi Bányakapitányság) a Pécsen belüli fiatal üledékek témakörében; Kovács Pálffy Péter (MÁFI) a zóki minták agyagásvány-vizsgálatával; Medzihradszky Zsófia (TTM Növénytár) az erzsébettelepi minták pollenvizsgálatával; Menyhei László, Szikszai Zsolt és Undi Zoltán (Mecsekérc Zrt.) számítástechnikai és térinformatikai kérdésekben; Müller Pál (MÁFI) a pannóniai molluszkák határozásában; Pécskay Zoltán (MTA Atomki, Debrecen) a zóki minták korhatározásával; Andreas Peterek (Universität Bayreuth, Németország) morfotektonikai kérdésekben; mindannyiuknak köszönettel tartozom. A munka jelentős része a Radioaktív Hulladékokat Kezelő Kht. által finanszírozott BAFkutatás keretein belül készült.
105
10. Irodalom ANGELIER, J. 1994: Palaeostress analysis of small-scale brittle structures. In: HANCOCK, P. (ed.): Continental Deformation. Pergamon Press, Oxford, pp. 53-100. BADA G., HORVÁTH F., GERNER P., FEJES I. 1999: Review of the present-day geodynamics of the Pannonian basin: progress and problems. Journal of Geodynamics 27, pp. 501-527. BADA G., HORVÁTH F., CLOETHING, S., COBLENTZ, D. D., TÓTH T. 2001: Role of topography-induced gravitational stresses in basin inversion: The case study of the Pannonian Basin. Tectonics 20/3, pp. 343-363. BAKÓ T., FUTÓ J., HÁMOS G. 1983: Terepgyakorlati jelentés az 1982 nyarán Hetvehelyen végzett munkáról. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár, J-1053 BALÁZS F., KRAFT J. 1998: Pécs város településfejlődésének mérnökgeológiai vonatkozásai. JPTE University Kiadó, Pécs, 185 p. BALLA Z. 1980: Fáciesváltozások és magmás jelenségek kapcsolata mélytörésekkel a geoszinklinálisok tana és lemeztektonikai elmélete szemszögéből. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár. BALLA Z. 1988: On the origin of the structural pattern of Hungary. Acta Geol. Hung. 31, pp. 53-63. BALLA Z., DUDKO A. 1996: Törések pannóniai képződményekben. Földtani Közlöny 126/2-3, pp. 209-262. BALLA Z., SCHWEITZER F., SZABÓ Z., SZEIDOVITZ GY. 1993: Magyarország földrengésveszélyes övei. Kézirat, MÁFI Adattár, Budapest, 29 p. BALOGH J., CSUTÁK M., FARKAS Z., JAKAB G., JUHÁSZ Á., KERESZTESI Z., KOVÁCS A., MADARÁSZ B., POÓR I., SZALAI Z., VASZKÓ CS., VICZIÁN I. 2004: Felszínalaktani formák terepi felmérése a Gorica–Hetvehely–Cserdi kutatási területeken. Kézirat, kutatási jelentés (BAF04-C.2.2/1, BAF04-C.2.3/b), Mecsekérc Zrt. adattár, 380 p. BALOGH K. 1992: Szedimentológia III. Budapest, Akadémiai kiadó, 400 p. BARABÁS ANDOR, BARANYI I., JÁMBOR Á. 1963: A Mecsek- és a Villányi-hegység harmadkor előtti alaphegységtérképe. In: SZÉNÁS GY. (szerk.) 1964: A Mecsek és a Villányi-hegység geofizikai kutatásának eredményei. MÁELGI Évk. I., 126 p. BARABÁS ANDRÁS 1993: A Nyugat-Mecsek földtani viszonyai. Kézirat, 6 p. BARABÁS ANDRÁS, CSICSÁK J., HÁMOS G., MÁTHÉ Z. 1993: A nyugat-mecseki neogén részletes vizsgálata. Kézirat, OTKA zárójelentés (F 7421), 27 p. BENKOVICS L. 1997: Étude structurale et géodynamique des Monts Buda, Mecsek et Villány (Hongrie). Doktori értekezés, Univ. de Lille, 230 p. BERGERAT, F., CSONTOS L. 1989: Brittle tectonics and paleo-stress field in the Mecsek and Villány Mts. (Hungary): Correlation with the opening mechanism of the Pannonian Basin. Acta Geol. Hung. 31, pp. 81-100. BREZSNYÁNSZKY, K., SÍKHEGYI, F. 1987: Neotectonic interpretation of Hungarian lineaments in the light of satellite imagery. Journal of Geodynamics 8, pp. 193-203. BUDAI T., FODOR L. (szerk.), CSÁSZÁR G., CSILLAG G., GÁL N., KERCSMÁR ZS. KORDOS L., PÁLFALVI S., SELMECZI I. 2008: A Vértes hegység földtana. Magyarázó a Vértes hegység földtani térképéhez (1:50 000). Magyarország tájegységi térképsorozata. Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, 368 p. BUGYA T., KOVÁCS I. 2008: Identification of geomorphological surfaces by GIS and statistical methods in Hungarian test areas. In: LÓCZY D., TÓTH J., TRÓCSÁNYI A. (eds.): Progress in Geography in the European Capital of Culture 2010. Imedias Publisher, Pécs, pp. 249-260. BURBANK, D. W., ANDERSON, R. S. 2001: Tectonic geomorphology. Blackwell Science, Oxford, 274 p. CHIKÁN G. 1991: A Nyugati-Mecsek kainozóos képződményei. MÁFI Évkönyv, Budapest, 281 p. CHIKÁN G. 2000: Az üveghutai kutatási terület neotektonikája. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1999-ről, pp. 447-458.
106
CHIKÁN G., CHIKÁN G.-NÉ, KÓKAI A. (szerk.) 1984: A Nyugati-Mecsek földtani térképe. 1:25000. MÁFI kiadvány, Budapest. CHIKÁN G., KONRÁD GY. 1982: A nyugat-mecseki földtani térképezés újabb eredményei. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1980. évről, pp. 169-186. CHIKÁN G., KÓKAI A. 2004: A 2. kutatási terület földtani térképe, M=1:50 000. A Bodai Aleurolit Formáció Középtávú Kutatási Programja. MÁFI, Budapest. CHIKÁNNÉ JEDLOVSZKY M., KÓKAI A. 1983: Felső-pannóniai abráziós színlő a Misina-Tubes vonulat (Mecsek hegység) DNy-i oldalán. Magy. Áll. Földt. Int. Évi Jel. az 1981. évről, pp. 249-261. CHOLNOKY J., 1918: A Balaton hidrográfiája. A Balaton tudományos tanulmányozásának eredményei I/II. Magyar Földrajzi Társaság Balaton Bizottsága, Budapest. CSAPÓ, J., ALBERT, CS., SALAMON, SZ., POHN, G., KOVÁCS, J., DARVAS, L., ALBERT, B., CSAPÓ, ZS. 2007: Age determination of two mammoths from Hungarian and Transylvanian regions based on amino acid racemization in tusk and bone. Amino Acids 33/3, p. XLVI. CSÁSZÁR G. (szerk.) 1997: Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. MÁFI alkalmi kiadványai 192, Budapest, 114 p. CSÁSZÁR G. 2002: A Magyar Rétegtani Bizottság által jóváhagyott geokronológiai és kronosztratigráfiai terminusok. Földtani Közlöny 132/3-4, pp. 481-483. CSERNY T. 2002: A balatoni negyedidőszaki üledékek kutatási eredményei. Földtani Közlöny 132/különszám, Budapest, pp. 193-213. CSILLAG, G., FODOR, L., PEREGI, Z., ROTH, L., SELMECZI, I. 2002: Pliocene–Quaternary landscape evolution and deformation in the eastern Vértes hills (Hungary): the heritage and reactivation of Miocene fault pattern. Proceedings of the XVIIth Congress of CarpathianBalkan Geological Association, Bratislava, Geologica Carpatica 53, special issue, pp. 206–208. CSILLAG G., FODOR L., SEBE K., MÜLLER P. M., RUSZKICZAY-RÜDIGER ZS., THAMÓNÉ BOZSÓ E., BADA G. 2008: Deflációs formák és folyamatok a Dunántúl hegységi területein és környezetükben. 4. Magyar Földrajzi Konferencia, Debrecen, 2008. november 14-15., pp. 84-90. CSONTOS L. 1998: Szerkezeti földtan. Egyetemi jegyzet, ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 208 p. CSONTOS L., GALÁCZ A., TARI G., VÖRÖS A. 1990: Summary of the Mesozoic stratigraphy of the Mecsek and Villány Mountains. Structural overview of the Mecsek and Villány mountains. Field trip. Az "Alpine tectonic evolution of the Pannonian basin and surrounding mountains" c. konferencia kiadványa. CSONTOS L., BENKOVICS L., BERGERAT, F., MANSY, J-L., WÓRUM G. 2002: Tertiary deformation history from seismic section study and fault analysis in a former European Tethyan margin (the Mecsek–Villány area, SW Hungary). Tectonophysics 357, pp. 81-102. CZIGÁNY SZ., LOVÁSZ GY. 2000: Újabb adatok a Pécsi-medence kialakulásához. In: FÁBIÁN SZ. Á., TÓTH J. (szerk.) 2000: Geokronológia és domborzatfejlődés. PTE TTK Földrajzi Intézet, Pécs, pp. 31-41. ECSEDY A. 2002: Zók Várhegy – Kerekerdő – Nagyhegy: a kultúrtáji együttes értékei és fejlesztésének lehetősége. Kézirat, Zók, Polgármesteri Hivatal, 71 p. ERDŐSI F. 1968: Társadalmi hatások Pécs térsége hordalékkúpjainak fejlődésében. Földrajzi Értesítő XVII/3, pp. 293-308. FÁBIÁN K. 2001: A hetvehelyi bádeni képződmények értékelése aktuálszedimentológiai megfigyelések alapján. Tudományos diákköri dolgozat, Pécsi Tudományegyetem, 15 p. FÁBIÁN K. 2003: A bodai pannon rétegek földtani vizsgálata. Szakdolgozat, Pécsi Tudományegyetem, 42 p. FÁBIÁN SZ. Á., SCHWEITZER F., VARGA G. 2005: A Pécsi-víz völgyének kialakulása és kora. In: DÖVÉNYI Z., SCHWEITZER F. (szerk.): A földrajz dimenziói. MTA Földrajztudományi Kutatóintézet, Budapest, pp. 461-472. FODOR L., CSONTOS L., BADA G., GYÖRFI I., BENKOVICS L. 1999: Tertiary tectonic evolution of the Pannonian Basin system and neighbouring orogens: a new synthesis of palaeostress data. In: DURAND, B., JOLIVET, L, HORVÁTH, F., SÉRANNE, M. (eds): The Mediterranean
107
Basins: Tertiary Extension within the Alpine Orogen. Geological Society, London, Special Publications 156, pp. 295-334. FODOR L., BADA G., CSILLAG G., HORVÁTH E., RUSZKICZAY-RÜDIGER ZS., SÍKHEGYI F. 2005. New data on neotectonic structures and morphotectonics of the western and central Pannonian Basin. MÁFI alkalmi kiadványai 204, pp. 35-44. FORGÓ L., MOLDVAY L., STEFANOVITS P., WEIN GY. 1966: Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához. L-34-XIII, Pécs. MÁFI kiadvány, Budapest. pp. 1-196. FRECHEN, M., HORVÁTH E., GÁBRIS GY. 1997: Geochronology of Middle and Upper Pleistocene Loess Sections in Hungary. Quaternary Research 48, pp. 291–312. FÜLÖP J. (főszerk.) 1984: Magyarország földtani térképe, M = 1:500 000. Magyarország földtani atlasza sorozat. MÁFI kiadvány, Budapest. FÜLÖP J. 1994: Magyarország geológiája. Paleozoikum II. Akadémiai Kiadó, Budapest, 447 p. GULYÁS Á. 2003: Digitális űrfotó feldolgozás, lineamens kijelölés. Kézirat, jelentés (BA-02-536), Mecsekérc Zrt. Adattár, 20 p. GÚTHY T., KONRÁD GY., BERTA ZS. 2005: Joint interpretation of near surface seismic reflection, tomography and exploratory trench data. EAGE 67th Conference and Exhibition, Madrid, Spain, 13-16. June 2005., 4 p. GYALOG L. (szerk.) 1996: A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása. A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványai 187, Budapest, 171 p. GYALOG L. (szerk.) 2000: Új rétegtani egységek bevezetésére (ill. módosítására) tett javaslatok a Magyar Rétegtani Bizottság részére. Kézirat, MÁFI, Budapest. GYALOG L. (szerk.) 2002: Új rétegtani egységek bevezetésére (ill. módosítására) tett javaslatok az 1998-2002. évi MÁFI-MOL közös projekt eredményei alapján. Kézirat, MÁFI, Budapest. GYALOG L., TURCZI G., TULLNER T., CHIKÁN G., JÁMBOR Á., JUHÁSZ GY., KONRÁD GY., KOLOSZÁR L., MARSI I., RÁLISCH E. 2001a: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi adatrendszerének fejlesztése” című szerződés teljesítéséről a Mecsek– Villány-Kelet területen. Kézirat, MÁFI Adattár, Budapest. GYALOG L., TURCZI G., TULLNER T., CHIKÁN G., KÓKAI A., KOLOSZÁR L., KONRÁD GY., MARSI I. 2001b: Jelentés „A szénhidrogénkutatás térinformatikai alapú földtudományi adatrendszerének fejlesztése” című szerződés teljesítéséről a Mecsek–Villány-Nyugat területen. Kézirat , MÁFI Adattár, Budapest. HAAS J. (szerk.) 1996: Magyarázó Magyarország földtani térképe a kainozoikum elhagyásával és Magyarország szerkezetföldtani térképe című térképlapokhoz. MÁFI kiadvány, Budapest, 186 p. HÁMOR G. 1966: Újabb adatok a Mecsek hegység szerkezetföldtani felépítéséhez. MÁFI Évi Jel. az 1964. évről, pp. 193-206. HÁMOR G. 1970: A Kelet-mecseki miocén. MÁFI Évkönyv 53/1, pp. 1-371. HÁMOR G., NAGY E., FÖLDI M. 1966: Magyarország földtani térképe, 10000-es sorozat, Pécs-Meszes. MÁFI kiadvány, Budapest. HÁMOS G. 1992: A javasolt nyugat-mecseki mélységi hulladéktároló földtani vonatkozásai. Bányászati és Kohászati Lapok. Bányászat. 125/1-2, pp. 35-38. HÁMOS G. 1992: A nyugat-mecseki perm-mezozoos antiklinális földtani szelvénye. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár, Pécs. HÁMOS G. 1997: Földtani és bányászati kutatás a Nyugat-Mecseki antiklinális területén, a Bodai Formációnak, mint radioaktív hulladékbefogadó kőzetösszletnek az alkalmassága vizsgálatára. Földtani Kutatás XXXIV/3, pp. 46-52. HÁMOS G. (szerk.) 1999: Földtani dokumentációs munkák a BAF megismerésére. A BAF minősítésének Rövidtávú Programja. Kutatási Zárójelentés, 3. kötet. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár, Pécs, 208 p. HETÉNYI R., HÁMOR G., FÖLDI M., NAGY I., NAGY E., BILIK I. 1982: A Keleti-Mecsek földtani térképe. 1:25 000. MÁFI kiadvány, Budapest. HORVÁTH E. 2001: Marker horizons in the loesses of the Carpathian Basin. Quaternary International 76/77, pp. 157-163. HORVÁTH F., TÓTH T., SZAFIÁN P., BADA G., VIDA R., BENKOVICS L., CSONTOS L., DÖVÉNYI P. 1997: A tervezett magas radioaktivitású radioaktív hulladéktároló tektonikai veszélyez-
108
tetettségének analízise a Dunán végrehajtott speciális szeizmikus szelvényezés alapján. Kutatási jelentés a Paksi Atomerőmű számára, Budapest, 46 p. HORVÁTH Z., LORBERER Á. F., RÓZSA E. 1998: Miocén tengerparti fáciesek Hetvehely környékén (Nyugat-Mecsek). Földtani Közlöny 128/4, pp. 573-584. HUM L. 2005. Középső pleisztocén tufithorizontok megjelenése a dunaszekcsői és a Mórágy környéki löszszelvényekben. Malakológiai Tájékoztató 23, pp. 131-148. JÁMBOR Á. 1967a: Magyarázó Magyarország földtani térképéhez. 10000-es sorozat, Kővágószöllős. MÉV-MÁFI kiadvány, Budapest, 36 p. JÁMBOR Á. 1967: Pleistozäne Deflationserscheinungen im südwestlichen Teil des Mecsek-Gebirges. Acta Universitatis Szegediensis, Acta Mineralogica Petrographica 18/1, pp. 13-22. JÁMBOR Á. 1992: Pleistocene ventifact occurrences in Hungary. Acta Geologica Hungarica 35/4, pp. 407-436. JÁMBOR Á. 1993: Rövid magyarázó a pleisztocénben aktív magyarországi törésvonalak 1:500.000-es térképéhez. Kézirat, MÁFI Adattár, Budapest, 4 p. In: JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország pleisztocénben aktív törései (térkép, magyarázó és bizonyító anyag). Jelentés az ETVERŐTERV Rt-vel kötött 5065-47. sz. szerződés teljesítéséről, 1. rész. JÁMBOR Á. 2002: A magyarországi pleisztocén éleskavics előfordulások és földtani jelentőségük. Földtani Közlöny 132/különszám, pp. 101-116. JÁMBOR Á., TŐZSÉR O., WÉBER B. 1962: A II. sz. kutatócsoport 1961. évi előzetes jelentése a mecseki permi antiklinális M=1:10 000 méretű földtani térképezéséről. Kézirat, MÉV Adattár, J-1022. JORDÁN GY. 2004: Digital terrain modelling with GIS for tectonic geomorphology. Numerical Methods and Applications. Doktori értekezés, Uppsala University Press. JORDÁN, GY., CSILLAG, G., SZŰCS, A., QVARFORT, U. 2003: Application of digital terrain modelling and GIS methods for the morphotectonic investigation of the Káli Basin, Hungary. Zeitschrift für Geomorphologie 47, pp. 145-169. JORDAN, GY., MEIJNINGER, B.M.L., VAN HINSBERGEN, D.J.J., MEULENKAMP, J.E., VAN DIJK, P.M. 2005: Extraction of morphotectonic features from DEMs: Development and applications for study areas in Hungary and NW Greece. International Journal of Applied Earth Observation and Geoinformation 7, pp. 162-183. KATONA E. 2007: Térinformatika. Előadási jegyzet programtervező matematikus és geoinformatikus hallgatók számára. Szegedi Tudományegyetem, 108 p. http://www.inf.u-szeged.hu/~katona/gis.pdf (2007.04.03-án) KAZÁR E., KORDOS L., SZÓNOKY M. 2007: Danitz-puszta. In: PÁLFY J., PAZONYI P. (szerk.): Őslénytani kirándulások Magyarországon és Erdélyben. Hantken Kiadó, Budapest, pp. 131-132. KELLER, E. A., PINTER, N. 1996: Active tectonics: earthquakes, uplift and landscape. Prentice Hall, Englewood Cliffs, N.J., 338 p. KERTÉSZ K. 2001: A pécsi Havi-hegy és környéke neogén képződményeinek fáciese és szerkezeti helyzete. Tudományos diákköri dolgozat, Pécs, 21 p. KERTÉSZ K. 2003: A mecsekjánosi szeméttelepi miocén feltárás földtani vizsgálata. Diplomamunka, Pécsi Tudományegyetem, 39 p. KLEB B. 1973: A mecseki pannon földtana. MÁFI Évk. LIII.3, 750-943. KOCH L. 1988: Geomorfológiai vizsgálatok a Ny-Mecsekben. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár, J-1309, 24 p. KÓKAI A. 1982: Délkelet-Dunántúl földtani-szerkezeti viszonyai a Landsat-1 műholdfelvétel kiértékelése alapján. MÁFI Évi Jel. 1980-ról, pp. 501-508. KOLOSZÁR L. 2004: A Tengelici Formáció kifejlődései a DK-Dunántúlon. Földtani Közlöny 134/3, pp. 345–368. KOLOSZÁR, L., MARSI, I. 2005. Formations of Late Neogene and Pleistocene terrestrial sediments in the region of Mórágy Hill (Hungary). Acta Geol. Hung. 48/3, pp. 317-337. KOLOSZÁR L., MARSI I., CHIKÁN G. 2000: A Mórágyi-rög keleti részének kainozoos fedőképződményei. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1999-ről, pp. 137-148. KOLOSZÁR L., LANTOS M., CHIKÁN G. 2001: A görgeteg G–1 és az udvari U–2A fúrások negyedidőszaki képződményeinek párhuzamosítása. Földtani Közlöny 131/3-4, pp. 443-460.
109
KONRÁD GY. 1982: Javaslat a Dinnyeberki kutatások (37. téma) folytatásának irányához. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár, Kővágószőlős. KONRÁD GY. 1996: Jelentés a Bodai Aleurolit Formáció 1995-96. évi földtani térképezéséről. Kézirat (J-2743), Mecsekérc Zrt. Adattár, Pécs, 44 p. KONRÁD GY. 1997: A DK-dunántúli alsó- és középső-triász képződmények szedimentológiai vizsgálatának eredményei. Kandidátusi értekezés, Budapest, 118 p. KONRÁD GY. 1998: A Ny-Mecsek késő-kainozóos fejlődéstörténete. Jelentés a Bodai Aleurolit Formáció 1995-1998. évi kutatásáról. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár, 58 p. KONRÁD GY. 2001: A Dél-Dunántúl átfogó neotektonikai elemzése, különös tekintettel a hosszú távú stabilitás, illetve a szeizmológiai kockázatok kérdéseire című tanulmányhoz a BAF2000/12 számú szerződés szerint készülő részmunkák eredményei. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár, 26 p. KONRÁD GY. 2002: A neogén tektonika szempontjából fontos miocén és kvarter feltárások dokumentálása a Nyugati-Mecsek térségében. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár. KONRÁD GY. 2004: Jelentés a Mecsek déli előtere neogén medenceüledékeinek tektonikai értékeléséről. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár, 51 p. KONRÁD GY., MARSI I. 2005: A Bakonya B-2 árok feltárt képződményei. Kézirat, RHK adattár, Budaörs. KONRÁD GY., SEBE K. (in press): Fiatal tektonikai jelenségek új észlelései a Nyugat-Mecsekben és környezetében. Földtani Közlöny. KONRÁD GY., HALÁSZ A., VARGA A., TÖRÖK P. 2005: A dinnyeberki kutatás, termelés és kármentesítés adatrendszerének homogenizálása, újraértelmezése. Kézirat, RHK adattár, Budaörs. KOVÁCS J. 2004: A vörösagyagok és a vöröses talajok jelentősége a későkainozoikum (pliocén) ősföldrajzi fejlődéstörténetében. Ph.D. értekezés, Pécsi Tudományegyetem, 124 p. KOVÁCS J. 2008: Grain-size analysis of the Neogene red clay formation in the Pannonian Basin. International Journal of Earth Sciences (Geol. Rundschau) 97/1, pp. 171-178. KOVÁCS L. (szerk.) 2003: Koncepcionális terv a Középtávú Program (2003-2008) részletes tervezéséhez és kivitelezéséhez. Kézirat, jelentés (BAF03-3.1/2), Mecsekérc Zrt. Adattár. KRAFT J. (szerk.) 2006: A pécsi ókeresztény temető geológiája és felszínének fejlődése. Örökségi füzetek 5, Pécs/Sopianae Örökség Kht., Pécs, 99 p. KRETZOI M., PÉCSI M. 1982: A Pannóniai-medence pliocén és pleisztocén időszakának a tagolása. Földrajzi Közlemények 30(106)/4, pp. 300-326. KRIVÁN P. 1958: Jéglencsés-leveles állótundra jelenségek Magyarországon. Földtani Közlöny, pp. 201-209. LÓCZY L. sen. 1913: A Balaton környékének geologiai képződményei és ezeknek vidékek szerinti telepedése. A Balaton tudományos tanulmányozásának eredményei, 1. kötet (A Balatonnak és környékének fizikai földrajza), 1. rész (A Balaton környékének geologiája és morfologiája), 1. szakasz. M. Földrajzi Társaság Balaton-Bizottsága, Budapest, 617 p. LOVÁSZ GY. 1964: Geomorfológiai tanulmányok a Dráva-völgyben. In: MTA Dunántúli Tudományos Intézet Értekezések 1963, pp. 67-114. LOVÁSZ GY. 1970: Surfaces of Planation in the Mecsek Mountains. In: Studies in Hungarian Geography 8., Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 65-72. LOVÁSZ GY. 1998: A Nyugat-Mecsek késő-kainozóos felszínfejlődése. Jelentés, kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár. LOVÁSZ GY., WEIN GY. 1974: Délkelet-Dunántúl geológiája és felszínfejlődése. Baranya monográfia sorozat, Baranya Megyei Tanács, Baranya Megyei Levéltár kiadványa, Pécs, 215 p. MAGYAR I. 2004: Tanulságok a hazai pannóniai puhatestű-rétegtan történetéből. Földtani Közlöny 134/3, pp. 369-390. MAGYAR, I., GEARY, D., H., MÜLLER, P. 1999. Paleogeographic evolution of the Late Miocene Lake Pannon in Central Europe. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 147, pp. 151-167. MAGYARI Á., MUSITZ B., CSONTOS L., B. V. VLIET-LAONE, UNGER Z. 2004: Késő-negyedidőszaki szerkezetfejlődés vizsgálata Külső-Somogyban terepi mikro- és morfotektonikai módszerekkel. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002-ről, pp. 111-128.
110
MAGYARI Á., MUSITZ B., CSONTOS L., B. V. VLIET-LAONE 2005: Quaternary neotectonics of the Somogy Hills, Hungary (part I): Evidence from field observations. Tectonophysics 410, pp. 43– 62. MAJOROS GY. 2000: A Pécsi medence földtani viszonyai. Kézirat, Pécs, Mecsekérc Zrt. Adattár, 61 p. MAJOROS GY. 2005: A 2003-ban elkészült földtani tervezési térképek magyarázója. Jelentés, Mecsekérc Zrt. Adattár, 95 p. MAJOROS GY. 2007: A Dél-Dunántúl szerkezeti vonalainak pontosítása és integrált értelmezése geofizikai adatok alapján. Kutatási jelentés (BAF07-H.1.2./1, előzetes változat), Mecsekérc Zrt. Adattár, 25 p. MAJOROS GY., KONRÁD GY., HÁMOS G. 2001: Földtani vizsgálatok és újabb adatok a Mecsekalja vonal neotektonikai fejlődéstörténetéhez. Kézirat, Pécs, Mecsekérc Zrt. Adattár, 23 p. MÁTRAI Á., ÉRDI KRAUSZ G., HERNÁDI L., KASSAI M., SOMOGYVÁRI I. 1983: A Paksi Atomerőmű kis- és közepesaktivitású hulladékainak végleges elhelyezhetősége a Nyugat-Mecsek térségében. Kézirat, kutatási jelentés (J-2893), Mecsekérc Zrt. Adattár. MOLDVAY L. 1964: Adatok a Mecsekhegység és peremvidéke negyedkori szerkezeti viszonyainak vizsgálatához. MÁFI Évi Jelentése az 1962. évről, pp. 105-110. MOLDVAY L. 1965: A negyedkori szerkezetalakulás kérdései a Mecsek hegységben és a magyar középhegységekben. MÁFI Évi Jel. az 1964. évről, pp. 209-220. NAGY E. 1968: A Mecsek hegység triász időszaki képződményei. M. Áll. Földt. Int. Évkönyve LI/1, 198 p. NAGY E., HÁMOR G. 1964: Magyarország földtani térképe (A Mecsek hegység földtani térképe). 10000-es sorozat, Pécsbányatelep. MÁFI kiadvány, Budapest. NAGY E., HÁMOR G. 1966: Magyarázó Magyarország földtani térképéhez. 10000-es sorozat, Pécsbányatelep. MÁFI kiadvány, Budapest, 32 p. NÉMEDI VARGA Z. 1977: A Kapos-vonal. Földtani Közlöny 107, pp. 313-328. NÉMEDI VARGA Z. 1983: A Mecsek hegység szerkezetalakulása az alpi hegységképződési ciklusban. MÁFI Évi Jel. 1981-ről, pp. 467-484. OBERMEIER, S. F., OLSON, S. M., GREEN, R. A. 2005: Field occurrences of liquefaction-induced features: a primer for engineering geologic analysis of paleoseismic shaking. Engineering Geology 76, pp. 209-234. OCHES, E. A., MCCOY, W.D. 1995: Aminostratigraphic Evaluation of Conflicting Age Estimates for the “Young Loess” of Hungary. Quaternary Research 44, pp. 160-170. PÉCSI M. 1963: Hegylábi (pediment) felszínek a magyarországi középhegységekben. Földrajzi Közlemények, pp. 195-212. PÉCSI M. 1986: A zalai meridionális völgyek, dombhátak kialakulásának magyarázata. Földrajzi Közlemények 34/1-2, pp. 3-10. PÉCSI M. 1993: Negyedkor és löszkutatás. Akadémiai Kiadó, Budapest, 375 p. PÉCSI, M. 1995. Loess stratigraphy and Quaternary climatic change. Loess in Form, Geographical Research Institute, Hung. Acad. of Sciences, Vol. 3, pp. 23-30. PÉCSI M., GEREI L., SCHWEITZER F., SCHEUER GY., MÁRTON P. 1988: Ciklikus éghajlat-változás és rosszabbodás visszatükröződése a magyarországi löszök és eltemetett talajok sorozatában. Időjárás 92/2-3, pp. 75-87. PINTER, N. 2005: Applications of tectonic geomorphology for deciphering active deformation in the Pannonian Basin, Hungary. MÁFI alkalmi kiadványai 204, pp. 45-51. PIRKHOFFER E. 1997: A Ny-mecseki antiklinális déli szárnyának késő-kainozóos fejlődéstörténete. Szakdolgozat, Pécsi Tudományegyetem, 78 p. PIRKHOFFER E. 1998: Fosszilis medermaradvány a Nyugat-Mecsek déli előterében. Közlemények a Janus Pannonius Tudományegyetem Földrajzi Intézetének Természetföldrajz Tanszékéről 9, pp. 3-14. RUSZKICZAY-RÜDIGER ZS. 2007: Tectonic and climatic forcing in Quaternary landscape evolution in the central Pannonian Basin: A quantitative geomorphological, geochronological and structural analysis. Doktori értekezés, Vrije Universiteit, Amsterdam, 149 p. RUSZKICZAY-RÜDIGER ZS., FODOR L., HORVÁTH E., TELBISZ T. 2007: Folyóvízi, eolikus és neotektonikai hatások szerepe a Gödöllői-dombság felszínfejlődésében – DEM-alapú morfometriai vizsgálat. Földrajzi Közlemények 131/4, pp. 319-342.
111
SÁGI T., KISS B., BRADÁK B., HARANGI SZ. 2008: Középső-pleisztocén löszben előforduló vulkáni képződmények Magyarországon: terepi és petrográfiai jellemzők. Földtani Közlöny 138/3, pp. 297-310. SCHWARZ, H. U. 1975: Sedimentary structures and facies analysis of shallow marine carbonates. Contr. Sedimentology, Stuttgart, 100 p. SCHWEITZER F. 1993: Domborzatformálódás a Pannóniai-medence belsejében a fiatal újkorban és a negyedidőszak határán. Kézirat, akadémiai doktori értekezés, MTA FKI Budapest, 125 p. SCHWEITZER, F. 1997: On late Miocene – early Pliocene desert climate in the Carpathian Basin. Z. Geomorph. N.F. Suppl.-Bd. 110, pp. 37-43. SCHWEITZER F. 2002: Geomorfológiai vizsgálatok és újabb adatok a Mecsekaljai-vonal neotektonikai fejlődéstörténetéhez. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár (BA-02-89), 31 p. SCHWEITZER, F., SZÖŐR, GY. 1997: Geomorphological and stratigraphical significance of Pliocene red clay in Hungary. Zeitschrift für Geomorphologie N.F., Suppl.-Bd. 110, pp. 95-105. SEBE K. 2005: A Nyugat-Mecsek domborzatának elemzése a katonai DTM-50 alapján. In: DOBOS E., HEGEDŰS A. (szerk.) 2005: Domborzatmodell alkalmazások Magyarországon. HUNDEM 2004 konferencia közleményei. Miskolc. Cikk elektronikus formában, 17 p. SEBE K. 2006: Domborzatmodell alkalmazhatósága a geomorfológiai elemzésben a Nyugat-Mecsek példáján. Földrajzi Értesítő LV/1-2, pp. 5-23. SEBE K., DEZSŐ J. 2008: A pécsi Havi-hegy hasadékbarlangja. Karszt és Barlang 2004-2005, pp. 23-25. SEBE K., KONRÁD GY., HÁMOS G. 2004: A Nyugat-Mecsek digitális terepmodelljének földtani értelmezése. In: TÓTH J., BABÁK K. (szerk.) 2004: Földrajzi tanulmányok a pécsi doktoriskolából IV., Pécs, pp. 61-70. SEBE K., CSILLAG G., JORDÁN GY., KONRÁD GY., LACZIK D. 2007: Geomorfológiai vizsgálatok a BAF földtani régiójában. Kutatási jelentés, Mecsekérc Zrt. Adattár, 61 p. SEBE, K., CSILLAG, G., KONRÁD, GY. 2008: The role of neotectonics in fluvial landscape development in the Western Mecsek Mountains and related foreland basins (SE Transdanubia, Hungary). In: SILVA, P.G., AUDEMARD, F.A., MATHER, A.E. (eds.): Impact of Active Tectonics and Uplift on Fluvial Landscapes and River Valley Development. Geomorphology 102/1, pp. 55-67. SÍKHEGYI F. 1992: Magyarázó Magyarország 1:500 000-es lineamentum térképéhez. Kézirat, MÁFI Adattár, Budapest, 11 p. SOÓS J.-NÉ 2005: Miocén rétegtani kérdések újragondolása két új Komló környéki feltárás kapcsán. Folia comloensis 14, pp. 73-86. SZABÓ J. 1972a: Magyarország földtani térképe, 10000-es sorozat, Cserkút. MÁFI kiadvány, Budapest. SZABÓ J. 1972b: Magyarázó Magyarország földtani térképéhez. 10000-es sorozat, Cserkút. MÁFI kiadvány, Budapest, 41 p. SZABÓ P. Z. 1931: A Mecsek hegység formáinak ismerete. Földr. Közl. 49/9-10, pp. 165-180. SZABÓ P. Z. 1955: A fiatal kéregmozgások geomorfológiája és népgazdasági jelentősége DélDunántúlon. Dunántúli Tudományos Gyűjtemény 4, Pécs, 11 p. SZABÓ P. Z. 1957: A Délkelet-Dunántúl felszínfejlődési kérdései. Dunántúli Tudományos Gyűjtemény 13, Pécs, pp. 397-413. SZEDERKÉNYI T. 1974: Paleozóos magmatizmus és szerkezetalakulás Délkelet-Dunántúlon. Kézirat, Mecsekérc Zrt. Adattár. SZEDERKÉNYI T. 1976: Paleozoic magmatism and tectogenesis in Southeast Transdanubia. Acta Geol. Acad. Sci. Hung. 18/3-4, pp. 305-313. SZEDERKÉNYI T. 1977: Geological evolution of South Transdanubia (Hungary) in Paleosoic time. Acta Min. Petr. Szeged 23/1, pp. 3-14. TARI G. 1992: Late Neogene transpression in the Northern Thrust Zone, Mecsek Mts., Hungary. Ann. Univ. Sci. Budapest R. Eötvös Nom., Ser. Geol. 29, pp. 165-187. TARI G., HORVÁTH F., RUMPLER I. 1992: Style of extension in the Pannonian Basin. Tectonophysics 208/1-3, pp. 203-219. TÉGLÁSY Ö. 2006: A Mecsek és Villányi-hegység térségének morfológiai, morfometriai elemzése digitális domborzatmodell segítségével. Diplomamunka, ELTE, Budapest, 80 p.
112
THAMÓ-BOZSÓ, E., CSILLAG, G., FODOR, L., MÜLLER, P. M., NAGY, A. 2008: OSL age data to Quaternary landscape evolution in the forelands of Vértes mountain (Hungary). Program and Abstracts, 12th International Conference on Luminescence and Electron Spin Resonance Dating (LED 2008), Peking University, Beijing, China, 18–22 Sept. 2008, p. 152. TÍMÁR I.-NÉ 2005: A Komló-Mecsekjánosi melletti két új miocén feltárás Foraminifera vizsgálata. Folia comloensis 14, pp. 87-98. TÓTH K. 1959: A Bükkösd-patak szabályozása. Pécsi Műszaki Szemle 3, pp. 14-18. TÓTH S. 2005: Regionális szeizmikus reflexiós és tomográfiás mérések. Kutatási jelentés, ELGI, 2005. május 10. RHK Kht. Adattár, Budaörs, 59 p. TÖRÖK Á. 1993: Storm influenced sedimentation in the Hungarian Muschelkalk. In: HAGDORN, H., SEILACHER, A.: Muschelkalk Schöntaler Symposium 1991. Stuttgart, Korb (Goldschneck), pp. 133-142. ÚJVÁRI G. 2004: Enyhe klímán képződött löszök a Dunántúl déli részén. Földtani Közlöny 134/3, pp. 413-422. VADÁSZ E. 1935: A Mecsekhegység. Magyar Kir. Földtani Intézet, Budapest, 180 p. VADÁSZ E. 1960: Magyarország földtana. Akadémiai Kiadó, Budapest, 646 p. VADÁSZ E. 1963: Magyarországi megkövesedett famaradványok földtani kérdései. Földtani Közlöny 93/4, pp. 505-545. WÉBER B. 1977: Nagyszerkezeti szelvényvázlat a Ny-Mecsekből. Földtani Közlöny 107/1, pp. 27-37. WÉBER B. 1982: A Mecsekalja árok neogén és paleogén képződményeiről. Földtani Közlöny 112, pp. 209-240. WEIN GY. 1961: A szerkezetalakulás mozzanatai és jellegei a Keleti-Mecsekben. Föld. Int. Évk. 49/3, pp. 759-768. WEIN GY. 1966: Pécs hegységszerkezeti képe. MTA Dunántúli Tudományos Intézet kiadványa, Dunántúli Tudományos Gyűjtemény 56, pp. 7-16. WEIN GY. 1967: Délkelet-Dunántúl hegységszerkezeti egységeinek összefüggései az óalpi ciklusban. Földtani Közlöny 97, pp. 286-293. WEIN GY. 1969: Tectonic review of the Neogene covered areas of Hungary. Acta Geol. Acad. Sci. Hung. 13, pp. 399-437. WÓRUM G. 1999: A Mecsek-villányi térség szerkezete és fejlődéstörténeti eseményei szeizmikus szelvények alapján. Szakdolgozat. Kézirat, ELTE Geofizikai Tanszék, Budapest, 141 p. WÓRUM G., HÁMORI Z. 2005: A BAF-kutatás szempontjából releváns, a MOL Rt. által készített archív szeizmikus szelvények újrafeldolgozása. Kutatási jelentés (BAF05-H.1.3, minőségi változat), Mecsekérc Zrt. Adattár, 41 p.
113
