Hidrológiai Közlöny, 2014 (94. évfolyam)

2014 / 2. szám - Schweitzer Ferenc: A Pannon medencebeli folyóhálózat kialakulása

24

HIDROLÓGIAI KÖZLÖNY 2014. 94. EVF. 2. SZ

nak. A magaspartok lábaihoz sok-sok sziget kapcsolódik, legtöbbjük a nagyméretű földcsuszamlásoknak a Duna által elroncsolt maradványai.

A mai E-D-i folyásirányú Duna - geomorfológiai és radiometrikus koradatok alapján - 100-120 ezer évvel ezelőtt, az utolsó nagy jégkorszakok közötti meleg-csapadékos időszakban a Duna-Tisza közén még DK-i irányban átlósan folyt át. A folyó D felé egyre fiatalodó süllyedék-meden- cékhez igazodó futásirányát az idők folyamán fokozatosan megváltoztatta, s közben rombolta a jobb parton húzódó, Duna-Tisza köze felé alacsonyodó dunai magaspartot, a- mely az utolsó 80-100 ezer évben - 10-15 km-es szélességben - áthúzódott a mai Duna-Tisza köze Ny-i peremére. A hajdani mezőföldi magaspart lepusztult, elroncsolódott maradványait figyelhetjük meg a Solti-halom és a Tétel-halom „tanúhegyeiben” (2. ábra). Az Illancs (172 m a tszf.) hatalmas homoktömege is a Mezőföldről származó hordalékkúp, amely még a Duna E-D-i irányú megjelenése előtt halmozódott fel.

A Duna kialakulásának és fejlődésének rövid története

Az „Os-Duna” ill. a Duna kialakulása nem emberöltő- nyi, hanem földtörténeti léptékű folyamat. így nem véletlen, hogy Közép-Európa legnagyobb folyójának kialakulásával és fejlődésével, megjelenésének idejével a szakemberek már közel 150 éve foglalkoznak (SÓBÁNyi GY. 1893; HALAVÁTS GY. 1898; Cvijic, J. 1908, 1910; ID. LÓ- CZY L. 1913; STRÖMPL G. 1913; CHOLNOKY J. 1929; ID. NOSZKY J. 1933; PRINZ GY. 1936; SZÁDECZKY-KARDOSS E. 1939; BULLA B. 1941; Mottl M. 1941; Mihálcz L. 1953; SÜMEGHY J. 1953; FINK, J.-Majdan, H. 1954; KÁDÁR L. 1955; KÉZ A. 1956; PÉCSI M. 1959; SCHEUER Gy.—Schweitzer F. 1988; Gábris Gy. 2006).

E másfél évszázad alatt erre vonatkozóan számos elmélet született. A tudományos feladat mindig az volt, hogy a 300- 330 m tszf-i magasságtól kezdődő és a 100-110 m tszf-i magasságig elhelyezkedő kavicsszinteket, a tudomány mindenkori felfogásának megfelelően kronológiai rendszerbe hozzák. A szintézisek legtöbbje (PENCK, A. 1894) alpi rendszerű klimatikus eredetű terasz elmélethez kapcsolódik. A geomorfológusok a Duna-teraszok kialakulását az Alpok négy legnagyobb eljegesedésével kapcsolatos folyóvízi mechanizmus-változásokkal magyarázzák. Az árteret holocén korúnak feltételezik, a felette következő négy pleisztocén terasz felkavicsolódását négy alpi glaciálissal párhuzamosí- tották (KÉZ A. 1934; BULLA B. 1941, 1956). Ezt elsőként CHOLNOKY J. vizsgálta (1915), majd a problémával később még többek, pl. KÉZ A. (1934), KRivÁN P. (1953) és PÉCSI M. (1959) is foglalkoztak.

A kérdéskört jól példázza az is, hogy a Visegrádi-szoros magasabb — 190-210 m és 240-270 m a tszf. — teraszrendszerét kavics hiányában PÉCSI Mártonnak sem volt módja egymással párhuzamosítani (PÉCSI M. 1959), de többen ezeknek főként magasabb szintekben elhelyezkedő kavicsoknak a dunai eredetét is vitatták, pl. Vadász E. (ex verbis), PÉCSI M. (1959), LÁNG S. (1955): Ez utóbbival magam is egyetértek.

A pannon vége és a pleisztocén kezdete közötti időszak - a mai pliocén időszak (5,3—2,5 millió éve) közötti - felismerése korábban nagyon nehéz volt. Ebben az időben a mai értelemben vett Dunát még nem lehetett egyértelműen feltételezni. KÉZ A. (1933), LÁNG s. (1938), SZÁDECZKY-KARDOSS E. (1939), Bulla B. (1941), Kádár L. (1955), PÉCSI M. (1959) a Duna kialakulását a Bécsi-medencében - KÜPPER, H. (1953), FINK, J. (1961), THENIUS, E. (1975) munkahipotézisei alapján - a pleisztocén kezdetével vetették egybe, amely abban az időben egybe esett a „klasszikus jégkorral”, a Günztől a Würm végéig, amely azonos értelmű az ó-, a közép- és az újpleisztocén fogalmával, s kora megegyezett a mai Brunhes-Matuyama határral. Csak kevesen gondoltak arra, hogy a legmagasabb kavicsteraszok közül egy-egy a pleisztocénnél idősebb pliocén vagy levantei terasz is lehet, de e- zeket nem éghajlati okokra, hanem főleg kéregmozgásokra vezették vissza (Bulla B. 1941, 1956; SÜMEGHY J. 1951; PÉCSIM. 1959).

Az 1930-as és 40-es években a pliocén-pleisztocén határ megvonása vitákat váltott ki. A kutatók egy része ezért azt javasolta, hogy az ún. felső-levantei rétegeket sorolják át az alsó- vagy ópleisztocénba, aminek értelmében a Duna visegrádi áttörését a felső-pliocénba helyezhetnék. A mai értelemben vett pliocén időszak (5,3 millió év) a Gibraltári-szo- ros kinyílásával vette kezdetét. Ekkor a D-i póluson kialakult hatalmas jégtakaró - a negyedkorinál idősebb .jégkorszak” - elkezdett olvadni, aminek következtében a világtengerek vízszintje megemelkedett, a Gibraltári-szoros pedig kinyílt (HAQ, B.U. et al. 1987; SCHWEITZER, F. 2004) (3. ábra). Ez a földtörténeti esemény a meleg-nedves szubtrópusi éghajlat Ruscinium-Csarnótánum alatt (4,5-3 millió éve) zajlott (4. ábra).

A Kárpát-medencében a jelentős mennyiségű csapadék hatására a folyóvízi eróziós tevékenység erősödött fel. A mállás mellett — típusos vörösagyagok kialakulása — a völgyképződés és a hegylábfelszínek feldarabolódása, a csuszamlásos felszínek kialakulása volt a meghatározó.

A karsztrendszer feltöltődött, vízszintje megemelkedett, majd az utánpótlódott vízkészlet lecsapolódott karsztforrások formájában, melyekből édesvízi mészkövek váltak ki, legtöbbször a mindenkori erózióbázis szintjében.

PÉCSI M. (1980) szerint ebben az időszakban képződhettek a legidősebb Duna-teraszok is (az ún. Vili., VII. és VI. sz. terasz). Ezek tszf.-i magassága 230-240 m, 280-300 m és 300-330 m.

A Ruscinium-Csarnótánum időszakát az ún. Villányium- felső-Villafrancai időszak követi, amelynek fauna szakasza és éghajlati viszonyai a Bérbaltaváriumhoz kissé hasonló ökológiai viszonyokat feltételez (KRETZOI M. 1983, KORDOS L. 1991,1992). Időtartama 3-1,8 millió év között van. A csamo- tai meleg, nedves szubtrópusi fauna hirtelen eltűnése, valamint a száraz-meleg sztyep fauna gyors beáramlása kevés csapadékkal jellemezhető kontinentális környezet kialakulását jelenti. Ebben a 1,2 millió évet kitöltő klímafázisban jelentős folyóvízi tevékenység csak elégséges volt a vízutánpótlás hiánya miatt. Folyóvízi teraszok nem képződtek, a szezonális csapadék hatására törmelékkúpok - pl. a kislángi-kavicsok - vagy széles, lapos vádi jellegű vízfolyások alakultak ki.

A Gerecsében a Kislángium-Villányium korú, két geomorfológiai szintben 200-220 m és 230—240 m tszf-i magasságban kifejlődött - PÉCSI M. szerint VI—VII. sz. terasz - édesvízi mészkőösszlet feküjében (alacsonyabb hegyláb- felszín!) a száraz-meleg viszonyok miatt nem halmozódott fel folyóvízi eredetű kavicsösszlet (5. ábra, 1. kép). Az itt lévő sporadikus kavicsok is főként a magasabb szintekről lepusztult, az alacsonyabb, villányiumi korú hegylábfelszín- re, ill. a kislángi faunát tartalmazó tetaráta-medencébe áthalmozott, olykor húsvörös, fénymázas „sporadikus” kavicsokból állnak.

Az V. sz. Duna-teraszt befedő édesvízi mészkő (180 m a tszf.) és az alatta lévő vastag teraszanyag a paleomágneses vizsgálatok alapján a Matuyama időszak elején, ill. a Jara-