Hidrológiai Közlöny, 2014 (94. évfolyam)

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

SCHWEITZER F.: A Pannon-medencebeli folyóhálózat kialakulása

25

miliő események alatt képződött. Ezt igazolják a benne talált faunák relatív kronológiai eredményei is (JÁNOSSY D. 1979; SCHEUER GY.-SCHWEITZER F. 1988) (6. ábra).

A globális lehűlés - de nem az eljegesedés - első fontos bizonyítékát az Északi-tengerre jellemző állatfajoknak a Földközi-tengerben való megjelenése jellemzi, ami arra u- tal, hogy a Földközi-tenger vize kb. 2,0-2,2 millió évvel ezelőtt kezdett lehűlni (FUNDER S. et al. 1985). A lehűlést fokozta az É-i sark környékén megjelenő állandó és növekvő jégtakaró, amelynek klimaxa 1,0-1,2 millió évvel ezelőtt vette kezdetét (Zubakov, V.A.-BORZENKOVA, I.I. 1990). Különben ez a Kretzoi M. részéről bevezetett Alsó-Felső Bi- hariumi határ. Ettől az időszaktól kezdődően a Kárpát-medencét is jelentős lehűlés érte. Ettől kezdve több Duna-terasz formálódott: a IV. sz. (350 ezer Th/U év), a III. sz. (190 ezer Th/U év), a Il/b sz. (120-90 ezer Th/U év), a Il/a sz. (30-12 ezer C14 év) és a I. sz. terasz (11 ezer C14 év). A Jaramilló i- dőszaktól kezdődően nemcsak a Duna, hanem a magyarországi folyóteraszok kialakulására és korbeosztására legutóbb többek mellett GÁBRIS GY. (2006) kísérelt meg új magyarázatot adni.

Az egykori „Visegrádi-tengerszoros”

„ Os-Duna ” a felső-m iocénben

A Kárpát-medence területét kitöltő legutolsó tenger, a pannóniai beltenger - később tó - gyors ütemben visszahúzódott, majd a süllyedéses medencerészek feltöltődtek (7. ábra). A pannóniai transzgresszió hatására Kremstől ÉK-K- re vastag kavicsösszlet települt - Hollabrunni és Mistelbachi kavicsok (Schlesinger, G. 1912; Fink, J. 1961, 1967; The- NIUS, E. 1978;) — ezt a Bécsi-medencétől kezdve a Dunazug- hegység É-i peremvidékén át a Pesti-síkságig (Mogyoród) a beltengerbe torkollott folyók deltaösszletei alakítottak ki.

A Bécsi-medencebeli geomorfológiai helyzet hasonlóságot mutat a Gerecse hegységi 300-330 m tszf-i magasságában elhelyezkedő (Új-hegy, Süttő !Tapints Arvernensis, A- nancus Arvernensis, Archidiscodon Meridionalis archaikus alakja/, Kőpite lAnancns Arvernensis/, Muzsla-hegy /Deris- sena Auricularisl, Poc-kő) abráziós- és deltakavicsokkal, é- desvízi mészkővel, valamint a Pesti-síkság ÉK-i részén kifejlődött, 300 m-rel a tszf. képződött Hipparion, Melanopsis aquensis GRAT, Viviparius sadleri PARTSCH, Bithiniaproximo FUSCH faunás travertinóval átcementált mogyoródi deltakavicssal, melyet olykor 1—2 m vastag bentonit rétegek is lefednek (SCHEUER GY.-SCHWEITZER F. 1984, SCHWEITZER F. 1993) (2., 3., 4. kép).

Vélhetően a delta kavicsok felhalmozódását nem az Os- Duna okozta, hanem a Paratethys feltöltődése, a szárazulattá válása során végbement folyamatnak kell tekinteni. Sík vagy alacsony előtereket kell feltételezni, amelyeket szétágazó, az Alpokból és az Északi-Kárpátokból konzekvensen lefutó víz- -folyamok formáltak, amelyeknek a hordalékai deltaösszleteket halmoztak fel. A Bécsi-medence mellett (PAPP, A. 1950) ezt láthatjuk a Pesti-síkság ÉÉK-i, vagy a Gerecse É-i peremén Dunaalmásnál, Süttőn, Lábatlannál stb. így pl. a hajdani erózióbázison képződő deltaösszleteket több méter vastag felsőpannon korú édesvízi mészkövek törik át vagy települnek rá Dunaalmáson az Öreg-hegyen (330 m a tszf.), Dunaszentmik- lóson (325 m a tszf.), Alsóvadácson (335 m a tszf.) vagy pl. a Bécsi-medencében 360 m tszf-i magasságig, mint pl. Traut- mannsdorfnál, ami a congeria neum. szintre települt.

Az idősebb, 7-8 millió éves bazaltvulkanizmussal egy i- dőben a Dunántúli-középhegység-Gleichenbergi-hátság tengelye megemelkedett. Ennek hatására a Rába ÉK felé, a Duna pedig a mellékfolyóival együtt K felé, a Gerecse É-i pereme mellett 12-13 millió éve már felehetően meglévő ún. „Visegrádi-tengerszoros” irányába térültek el, ill. ezt használhatta fel a folyam a későbbi áttörésére az Alföld felé (SALAMON F. 1878; PÉCSI M. 1985). Arra, hogy ez a szoros létezhetett, kétféle bizonyíték is van. Egyrészt a 260-270 m tszf-i magasságban már kialakult geomorfológiai felszínen a gejzírkúpok, ill. azok roncsai Szokolya és Magyarkút környezetében. Másrészt a Szokolyai-medence jobboldali peremén, a Király-réttől KDK-re 310-350 m tszf-i magasságban található kvarckavicsok (5., 6., 7. kép - HABLY, L.-SCHWEITZER, F—SZEBERÉNYI, J. 2010). Ezeket a kavicsösszleteket ilyen vastag kifejlődésben Kismarostól D-re Vác felé már nem lehet megfigyelni, hanem Szokolya-Királyrét felé lehet követni (8. ábra).

Úgy tűnik, mintha egy jelentős kifejlődésű völgyközi hát formálódott volna Visegrád és Verőce között, ami egy természetes gát lehetett a „Visegrádi-tengerszoros” D felé történő kinyílásának. Ezért munkahipotézisként gondolok csak arra, hogy ez a „tengerszoros” a Szokolyai-medencén keresztül Nógrád felé lehetett nyitott (9. ábra, 8. kép).

Visegrád és Verőce közötti völgyközi hát pedig regresz- sziós völgyképződés folyamatának volt kitéve, amelyre korábban már KÁDÁR L. (1955) is gondolt. Feltűnő jelenség továbbá, hogy Dunaalmástól főként a Nagymaros-Visegrád közötti szakaszig a 230-330 m-es (Gerecse É-i pereme), valamint a 350-370 m tszf-i magasságú dunakanyari geomorfológiai felszíneken olykor-olykor elhelyezkedő szórványkavicsok, ill. sziklateraszok jól megfigyelhetők. Viszont a Verő- ce-Dunabogdány-Budapest közötti szakaszokból ezek a kavicsszintek hiányoznak, ill. csak a fiatal (180-200 m tszf-i magasság alatti) teraszszintek alakultak ki. Ezek viszont Dunaalmástól Budafokig úgy a jobb, mint a bal parton végig nyomon követhetők és az alföldi fúrásokban is jól felismerhetők (Noszky J. 1933; Láng S. 1953; Kéz a. 1956; Pécsi M. 1959; Rónai A. 1972) (9. ábra).

Ennek az ősi „Visegrád-szorosnak” a létezésére Zebe- gényben is találunk példát 180-190 m tszf-i magasságban. Itt több helyen foltszerűen durva homok települ az andezitre, amely jó példa arra, hogy már a bádeni emeletben (13- 14 millió éve) kialakult sekélytengeri korallos öblözeteket később a folyóvízi homok vagy szárazabb időszakokban, pl. a szarmatában (12—13 millió éve) és a felső-miocén legfelső részében (7-5 millió év közötti időszakban) folyóvízi vagy eolikus homok is befedhette, időszakosan eltemetődve, hasonlóan a Rajna-völgyhöz.

így töltötték fel a felső-miocénben a Kisalföldre érkező „Os-Duna” és mellékfolyói a kiédesülő, majd elsekélyesedő beltavak rendszerét.

A Kárpát-medencebeli folyóhálózat kialakulása

A felső-miocén időszak végén és a pliocén elején (7-8 millió éve) a Kárpát-medence életében nagyon jelentős változás következett be. A Pannon-beltenger jelentős csökkenésével, fokozatos feltöltődésével, ill. kiszáradásával a korábbi meleg-nedves szubtrópusi éghajlat — a markáns, globális klímaváltozás következtében — szárazabbá, melegebbé és szélsőségesebbé vált. Ennek az időszaknak a klimaxa az ún. Bérbaltavárium (KRETZOI M. 1969; KORDOS L. 1991, 1992; KRETZOI, M.-PÉCSI, M. 1979), amelyet a messinai sókrízisével lehet azonosítani (SCHWEITZER F. 1993, 2004). Ekkor a globális klímaváltozásokhoz kapcsolódó melegszáraz félsivatagi időszak uralta a Kárpát-medencét és környezetét. Erre a körülményre utalnak a medencében és környezetében talált fauna leletek, a sivatagi ugróegerek (Meri- ones), őszsiráfok (Giroffida), a háromujjú őslovak (Hippa-