előző oldaltartalomjegyzék


A magyarországi kainozoikum


Ősföldrajz és szerkezetalakulás a kainozoikumban


A kainozoikumi idő két fő egysége a harmadidőszak (tercier) és negyedidőszak (kvarter). A harmadidőszakot tovább tagoljuk paleogénre és neogénre. A paleogénbe tartoznak a paleocén, eocén és oligocén korok, a neogénbe a miocén és pliocén korok. A negyedidőszakot a pleisztocén és holocén korok alkotják.

A kréta végére a Vardar- és a Pennini-óceánág bezáródásával a nagyszerkezeti egységek mindegyike szárazulatra került. Északon és délen még a Tethys más óceánágai határolták őket. Az Ausztroalpi, Tátra-vepori és Magyar-középhegységi nagyszerkezeti egységek összeforrásával a paleogénben létrejött az Alcapa lemeztömb, amely a továbbiakban egységként mozgott.

Az eocén végén és az oligocén elején az Alcapa lemeztömb Déli- és Keleti-Alpok között, a Tisza-Dácia lemeztömb pedig annak közelében helyezkedett el. Jelenlegi területükön a Külső-Kárpátok egykori Tethys-tengerága (Magura-óceán) húzódott. Ekkorra az alpi térség az erős kompresszió miatt egyre inkább összetorlódott, emiatt az Alcapa és Tisza-Dácia lemeztömbök az oligocén végén "kipréselődtek" északkelet felé.

A Magura-óceán aljzata az északkelet felé mozgó, és közben el is forduló lemezek alá szubdukálódott, és felgyűrődött üledékeiből létrejöttek a Külső-kárpáti takarók. Ez a folyamat az alsó miocén végéig tartott. Ekkor a lemeztömbök a stabil Európai lemeznek ütköztek (az Alcapa lemez gyorsabban mozgott, és valamivel hamarabb ütközött).

A kárpát-pannon térség szerkezeti helyzete a felső eocénben és az alsó miocénben. A Magura-óceán aljzata az alsó miocénre felemésztődött (Nagymarosi in Karátson, 2002)

A mozgó lemeztömbök bizonyos részeit a tenger (a Tethys előrenyomuló és visszahúzódó öblei) többször elborította. Az így kialakult epikontinentális tengerrészek az oligocén végéig kapcsolatban álltak a Tethysszel. Ekkor az Alpok és a Dinaridák kiemelkedése miatt ez a kapcsolat megszűnt, és létrejött a Paratethys medencerendszer, amely a Svájci Alpoktól Közép-Ázsiáig húzódott. Ez a paleogén (eocén-oligocén) medencerendszer a beömlő folyóvizek miatt különböző mértékben kiédesedő üledékgyűjtőkből állt, amelyekben sajátos, belső, úgynevezett "endemikus" élővilág alakult ki.

Az eocén-oligocén folyamán előrenyomuló tengerágak az Alcapa lemeztömbön a mai Bakony-Budai-hegység-Bükk területén húzódó, úgynevezett Budai paleogén medencét hozták létre, mely akkor egységet képezett a Szlovéniai paleogén medencével. Az oligocén végi kilökődés miatt ez a medence a Balaton-vonal mentén kettészakadt, és a Budai paleogén medence az Alcapa lemezzel együtt északkelet felé mozgott. Mivel a medencén áthúzódó Balaton-vonal két oldalán lévő lemezrészek eltérően haladtak, az alsó miocénben a Budai paleogén medence tovább darabolódott.

A Tisza-Dácia lemeztömb Magyarországra eső részén paleogén tengerelöntés nem történt, csak az Erdélyi-medence volt vízzel borított terület.

A középső miocén kezdetétől az Alpok és Kárpátok által körbefogott, már a jelenlegi helyén lévő, és a jelenlegi aljzattal rendelkező Pannon-medence gyors süllyedésnek indult. Ennek magyarázata, hogy a terület a Magura-óceán szubdukciójával kialakult ívmögötti medencének tekinthető, amely erőteljes szigetív-vulkanizmus kíséretében jött létre. A medence délnyugat felé összeköttetésben volt a Tethys maradványának tekinthető Földközi-tengerrel. A középső miocén végére az összeköttetés megszűnt, és létrejött a kiédesedő vizű Pannon-tó. Ez a tó folyamatosan töltődött fel, és a pannóniai korszak végére eltűnt.

A pleisztocénben a medencén belüli hegységek gyors emelkedése jellemző. Folyóink ekkor már elfoglalták jelenlegi helyüket. A pleisztocén eljegesedés során Magyarország periglaciális terület volt, amit jellegzetes üledékek bizonyítanak. A holocénben folyóvízi feltöltés zajlott.

Mivel a kainozoikumban a nagyszerkezeti egységek egyesültek, és a miocénben elfoglalták jelenlegi helyüket, a hazai földtörténeti eseményeket a továbbiakban nem a nagyszerkezeti egységek szerint tagolva, hanem egységes, időrendi fejlődéstörténetben tárgyaljuk. Magyarország területén paleocén képződményeket nem találunk, ezért az áttekintést az eocéntől kezdve tesszük meg.

Eocén kori ősföldrajz és képződmények


Az eocén során az Alcapa és Tisza-Dácia lemeztömbök mai helyüknél több száz kilométerrel délnyugatabbra helyezkedtek el. A korabeli kőzetekből rekonstruálható események (tengerbenyomulás, üledékképződés, vulkanizmus) tehát nem a kőzetek jelenlegi előfordulási helyén, hanem az akkori környezetben zajlottak.

A mezozoikum és kainozoikum határán lejátszódó kéregmozgások miatt szárazulattá vált mezozós karbonátfelszíneken a krétában kezdődött bauxitképződés helyenként az alsó eocénbe is áthúzódott. Az eocén közepén indult meg a Zalai-medence felől, DNy-i irányból a paleogén tengerág benyomulása, a Budai paleogén medence kialakulása. A medencében sekélytengeri üledékek rakódtak le, melyeket a középső eocénből felszínen a Dunántúli-középhegység területén, fúrásban a Zalai medence É-i részén találunk. A tenger a felső eocénben elérte a Bükk-Rudabányai-hegység vonalát.

Magyarország eocén képződményeinek elterjedése (Haas, 2001 nyomán)

A középső eocén elején, a Dunántúli-középhegység területén az egyenetlen mezozóos térszín mélyedéseit szárazföldi tarka agyag töltötte ki. A Zalai-medence területét ekkor már sekélytenger borította, melyben mészkő ("Szőci mészkő formáció") rakódott le (a Zalai-medencében fúrásban talált kőzetek).

A tenger előrenyomulásával részben paralikus, részben limnikus lápmedencék alakultak ki, melyekben kőszénképződés kezdődött. A barnakőszén összlet vastagsága kb. 100 méter. A bányászat főbb központjai Dudar, Balinka, Tatabánya, Oroszlány voltak. Nagyegyháza, Csordakút, Mány területén egyidejűleg tervezték bányászni a kőszenet és a fekvőjében lévő bauxitot.

A területen a fokozódó tengerelöntés miatt a kőszénképződést sekélytengeri üledékképződés váltotta fel, elsősorban márga, alárendeltebben mészkő ("Szőci mészkő") képződött, melyek sok csiga, kagyló- és egysejtű (Foraminifera) maradványt tartalmaznak.

A tenger a felső eocénben az Északi-középhegység területére nyomult, sekélytengeri, faunában gazdag üledékes kőzeteket hozva létre. Legelterjedtebb üledéke a "Szépvölgyi mészkő", amely tömegesen tartalmaz Nummulites, Discocyclina és Lithothamnium maradványokat. Ez a kőzettípus az egész középhegységi vonulatban megtalálható. Fiatalabb képződmény a "Budai márga", mely a Budai-hegységben és attól keletre jellemző. A budai márga képződése az oligocénbe is áthúzódott.

Dolomitra települő felső eocén sorozat a Szépvölgyi mészkő klasszikus feltárásában, a Mátyás-hegyi kőfejtőben (Kecskeméti és Monostori in Haas, 2001 nyomán)

Az alpi hegységképző mozgások a kréta időszak második felében érték el tetőpontjukat. A takarók egymásra torlódása és a hegyvonulatok kiemelkedése erős lepusztulást és hatalmas mennyiségű flis jellegű üledék képződését eredményezte a kárpát-pannon régióban. A Kárpátok ívét kívülről a nagy kiterjedésű külső-kárpáti flismedence övezte, az ív belső oldalán a belső-kárpáti flis medence alakult ki. Ennek része volt a Szolnoki flis medence is, mely Magyarország mai területén Szolnok-Debrecen vonalában nyomozható, és átnyúlik Románia területére, a Gutin hegységig. Szélessége 20-30 km. Kizárólag fúrásban, 1-2 km mélységben fordul elő. A sorozatot kőzettanilag agyagmárga (gyakran hieroglifás, vagyis féregnyomos), aleurolit és homokkő alkotja. A flis felhalmozódása a felső krétától az oligocén végéig tartott.

A középső eocéntől kezdve az Alcapa lemeztömb területén a Déli-Alpoktól az Északi-középhegységig húzódó andezites sztratovulkáni ív alakult ki. A kitörések a felső eocénben teljesedtek ki. Magyarország területén fúrásokban a Zalai-medencétől a Mátráig nyomozható a vulkáni vonulat, felszínen a Velencei-hegységben (Nadapi andezit) és Recsken találhatjuk. A Velencei-hegységben az andezit a gránittestet törte át, hidrotermái a Polgárdi mészkőben galenites ércesedést hoztak létre. A recski andezithez kapcsolódóan szkarnos, porfiros, illetve epitermális érctestek keletkeztek. Újabb eredmények szerint a recski andezit kora alsó oligocén.

Oligocén kori ősföldrajz és képződmények


Az eocén - oligocén határon zajlott kéregmozgások következtében a Dunántúli-középhegység nagy része szárazulattá vált, az üledékképződés súlypontja Észak-Magyarországra tevődött át. A kiemelt dunántúli területeken erős denudáció zajlott, több helyen a teljes eocén sorozat lepusztult, egészen a mezozóos alaphegységig. A lepusztulás által érintett és a folyamatos eocén-oligocén üledékképződéssel jellemezhető területet a Budai-vonal választja el.

Az alsó oligocén tengerágban - a nyílt óceántól való elzáródás miatt - reduktív viszonyok alakultak ki, így keletkezett a bitumentartalmú "Tardi agyag", mely folyamatosan fejlődik ki az eocén-oligocén határon áhúzódó Budai márgából. A kőzetet a bükkszéki olajtelepek anyakőzetének tekintik. Gyakoriak benne a hallenyomatok, halpikkelyek, szenesedett növényi maradványok. Egyéb ősmaradványokban szegény az oxigénhiányos környezet miatt. Elterjedése a Budai-hegység, Cserhát, Dél-Mátra és Dél-Bükk területére esik.

A felső triász dachsteini mészkő és az alsó oligocén Hárshegyi homokkő diszkordáns érintkezése (Nagymarosy in Haas, 2001 nyomán)

A Tardi agyag képződését követően valószínűleg az északkeleti részek teljes kiemelkedése (üledékhézag) következett be, amit még az alsó oligocén folyamán újabb transzgresszió követett. A partszegélyi, litorális övben rakódott le a "Hárshegyi homokkő", amely a Budai-hegységben és Vác környékén található. Utólagos, a paleogén vulkanizmushoz kapcsolódó hidrotermális hatásra létrejött kovás kötőanyaga miatt kemény, ellenálló kőzet. Építőkőként Pilisborosjenő és Esztergom mellett bányászták.

A magyarországi oligocén és korai miocén üledékes kőzetek elterjedése (Haas, 2001 nyomán)

A hárshegyi homokkővel egyidőben, a medence belsejében képződött az oligocén legelterjedtebb üledéke, a "Kiscelli agyag", amit a római időktől kezdve a téglagyártás alapanyagaként használtak. A magas szerves anyag tartalmú agyag az alföldi szénhidrogén mezők anyakőzete lehet. Európában az oligocén kőzetek egyik legfontosabb összehasonlító szintje, mivel igen nagy mennyiségű foraminiferát tartalmaz. Kiterjedése jóval nagyobb, mint a Tardi agyagé, a Budai-hegység, Esztergomi-medence és Észak-Magyarország területén (a Bükkig) fordul elő. Vastagsága a 800 métert is eléri.

A Bakony és a Vértes hegységben az alsó oligocénben lepusztulás zajlott. Az erodált felszínre a felső oligocénben szárazföldi, folyóvízi-tavi üledéksorozat (tarka agyag, kavics, homok) települ ("Csatkai Formáció"). Jásd és Szápár környékén kisebb barnakőszéntelepek is kialakultak.

Az egri Wind-téglagyár bányájának szelvénye, mely egy regressziós sorozatban az alsó oligocén (kiscelli korszak) és felső oligocén (egri korszak) rétegek határát tárja fel. Korszak alatt az időbeli egységet, ugyanolyan nevű emeletnek az abban az időegységben keletkezett kőzetek összességét értjük (Nagymarosi és Báldi in Haas, 2001 nyomán)

A felső oligocénben a medenceterületeken regresszió kezdődött, ami sekélyebb tengeri üledékek ("Törökbálinti homokkő") lerakódását eredményezte. Az Északi-Bükk területén sekélytengeri, gyakran glaukonitos, finomhomokos, agyagos aleurolit ("Szécsényi slír") képződött, mely sok ősmaradványt tartalmaz. A Bükk déli és keleti szegélyén az "Egri formáció" alakult ki. Az egri formáció folyamatos regressziós rétegsort képvisel, a viszonylag mélytengeri környezettől a sekélytengeri viszonyokon és a csökkentsósvízi lagúnán át az édesvízi körülményeket jelző rétegek egymásra településével.

Miocén kori ősföldrajz és képződmények


Az oligocén végi regresszió miatt a miocén elejére véget ért az az üledékciklus, amely a középső eocénben kezdődött. Így az egész Budai paleogén medence feltöltődött, és kiemelt szárazulattá vált. A miocén elején ugyancsak szárazulat volt az alföldi és dunántúli területek túlnyomó része, melyeken egyáltalán nem voltak paleogén üledékek. Ekkor érkeztek meg jelenlegi helyükre az Alcapa és Tisza-Dácia lemeztömbök egységei. A lemeztömbök összeforrásával a terület süllyedése az alsó miocén közepén indult meg, ami a Magura-óceán szubdukciójának következményeként intenzív szigetív-vulkanizmussal járt együtt. Ekkor vette kezdetét a Pannon-medence fejlődéstörténete.

A süllyedés eredményeképpen a miocén kor végére - mai hegységeink és kisebb alföldi területek kivételével - az ország vízzel borítottá vált ("Pannon-tenger"), mint a Paratethys egyik részmedencéje. A miocénben kizárólag partszegélyi és sekélytengeri (gyakran csökkent sósvízi) üledékek képződtek, de az üledékanyag mennyisége a vulkáni anyagtömeghez képest alárendelt.

Magyarországon a miocén felosztása eltér a nemzetközileg használatostól. A Magyar Rétegtani Bizottság javaslata alapján a tagolás a következő: az alsó miocént eggenburgi, ottnangi és kárpáti korszakokra osztjuk. A középső miocént a badeni és szarmata korszakok alkotják, a felső miocént és a külföldön használatos pliocén kort pedig Magyarországon együttesen pannon korszak néven foglaljuk össze. A nemzetközi beosztástól való eltérés a Pannon-medence sajátos fejlődéstörténetéhez való igazodás miatt szükséges.

Az alsó miocén elején a Cserhát-Bükk vidékén még folytatódott a Szécsényi slír (eggenburgi slír) képződése, a Dunántúl területén viszont csak szárazföldi üledékképződés volt. A transzgresszió az alsó miocén közepén indult meg, vulkanizmussal egyidejűleg.

Ősföldrajzi viszonyok a miocén elején (Hámor, 2001 nyomán)

A miocén korban három szakaszban erősödött fel a robbanásos vulkanizmushoz kötött riolittufa-szórás (régebbi elnevezéssel "alsó riolittufa", "középső riolittufa" és "felső riolittufa"). Ezek a riolittufa szintek minden hegységünk területén megtalálhatók, ezért már régóta használják őket különböző rétegsorok korrelációjára.

A vulkáni tevékenység az ottnangi korszakban az "alsó riolittufa" (mai nevén Gyulakeszi riolittufa, kora 21-22 millió év) kitörésével kezdődött, melyet a Mecsekben, a Dunántúli-középhegységben és az Északi-középhegységben is követhetünk. A Mecsek hegységben a tufaszórással egyidejűleg andezit vulkanizmus is zajlott ("komlói andezit"). Az alsó riolittufa fedte le és őrizte meg a híres "ipolytarnóci lábnyomos homokkövet", amely korabeli folyóparti környezet volt. Az ide inni járó állatok lábnyomait a vulkáni hamu beterítette és átkovásította, ilyen módon körülbelül kétezer nyom maradt meg.

Az ipolytarnóci alsó oligocén sorozat földtani szelvénye (Kordos in Haas, 2001 nyomán)

Az ottnangi korszak későbbi szakaszában az Ausztriával szomszédos Brennbergbánya területén, a Mecsekben Szászvár, illetve É-Magyarországon a Salgótarjáni-medencében, valamint az Egercsehi-Ózd-Borsod (Sajóvölgy) területen mocsári viszonyok között barnakőszén-telepek és törmelékes üledékek jöttek létre. Utóbbi telepek részben limnikusak, részben paralikusak. A szénbányászat napjainkra szinte teljesen megszűnt, csak néhány bánya üzemel.

A kőszénképződéssel egyidejűleg a litorális-sekélytengeri területeken homokkő és sekélytengeri molluszkás mészkő rakódott le.

A kárpáti korszakban ismét kiterjedt riolittufa-szórás zajlott ("középső riolittufa") (mai nevén Tari dácittufa, kora 17 millió év).

Ez vezette be a középső miocén, bádeni andezit vulkanizmust, melynek nyomai a Kárpátok belső íve mentén végig követhető ("belső-kárpáti vulkáni koszorú"). A bádeni korszakban a Magura-óceán szubdukciója miatt felerősödő vulkáni tevékenység a tengeri környezetből szigetívként kiemelkedő andezit sztratovulkáni láncot épített fel. Magyarországon ennek hegységei a Börzsöny, Visegrádi-hegység, a Cserhát egy része, a Mátra és a Tokaji-hegység. Ezeket a vulkanitokat, valamint az alföldi fúrásokban megtalált hasonló korú andeziteket "Mátrai andezit" néven foglalják össze. A vulkanizmus kelet felé időben eltolódott.

A bádeni korszakban a Kárpát-medencét elborító, szigetekkel tagolt tenger a Földközi-tengeren át még kapcsolatban volt a világóceánokkal. Üledékei nagyon változatosak. A nyílt, sekélytengeri részeken homokkő, agyag, márga, illetve gazdag élővilág (vörösalgák, kagylók, csigák) maradványait megőrző mészkő ("lajtamészkő" vagy "Rákosi formáció") képződött. Ez a kőzet a Soproni-hegység peremén, Fertőrákos környékén, a Bakony nyugati részén, a Mecsekben, a Tétényi-fennsíkon és a Cserhátban is megtalálható.

A badeni korszakban elterjedtek voltak a korallzátonyok, ami a tengervíz viszonylag magas (20°C körüli) hőmérsékletét jelzi. A korszak ősmaradványai ugyancsak meleg, szubtrópusi körülményekre utalnak.

Az elmocsarasodó lagúnákban kisebb kőszéntelepek jöttek létre, ezeket a Hidasnál (Mecsek hg.), Várpalotán és Herend (Bakony hg.) mellett találjuk. Várpalotánál a lignittelep kialakulását követően, lagunáris körülmények között alginit is képződött (ugyancsak tengerszegélyi területeken, Dél-Lengyelországban és Erdélyben lagúnák bepárlódásával sótelepek keletkeztek).

A középső miocén végén, a szarmata korszakban újabb kiterjedt riolittufa szórás játszódott le ("felső riolittufa") (mai nevén Galgavölgyi riolittufa, 13-14 millió éve). Ezek a riolittufák képződésüket tekintve főleg ignimbritek. A badeni emeletben megindult andezit vulkanizmus időben kelet felé terjedt, így a Tokaji-hegység tömege, melyet riolit vulkánok is növeltek, a szarmatában keletkezett.

Magyarország ősföldrajzi képe a középső miocénben. A nyilak a transzgresszió irányát jelzik. A Neo-Vardar gát (ridge) a korai miocénben kialakult, aktív, süllyedő, emelkedő, riftesedő szerkezeti öv, mely a miocén során ősföldrajzi határt képezett. Két oldalán a medence ellentétesen süllyedt, illetve emelkedett. A "középső riolittufa" kitörési hasadékai főleg a hátság északkeleti és délnyugati szegélyei mentén alakultak ki. (Hámor, 2001 nyomán)

A badeni-szarmata vulkanizmushoz kapcsolódó hidrotermális oldatok Nagybörzsöny és Gyöngyösoroszi környékén mezotermális, Telkibánya térségében epitermális ércesedést hoztak létre. A szarmata vulkáni tevékenység játszott szerepet a tokaji-hegységi kaolin, illit, perlit, tűzálló kvarcit és diatomit telepek létrejöttében is. Diatomit a Mátrában, Szurdokpüspökinél is képződött.

Az Alpok, Kárpátok és Dinaridák emelkedésével már a badeni korszak végén szűkült a nyílt tengerek felé vezető kapcsolat, a szarmata korszakban pedig teljesen el is záródott. Az elzárt szarmata tenger a Bécsi-medencétől az Aral-tó vidékéig terjedt. A beömlő édesvizek miatt a beltenger sótartalma egyre csökkent, és sajátos, a megváltozott feltételekhez alkalmazkodó (endemikus) tengeri élővilág alakult ki. A brakk vizű segélytengeri üledékek fosszíliákban igen gazdagok (homokkő, "cerithiumos mészkő", szarmata durvamészkő). A szarmata durvamészkövet Sóskút mellett építőkőként ma is bányásszák. A szarmata korszakban, a badenihez hasonlóan - az ívmögötti medence jellegből adódóan - a gyors süllyedés miatt jellemző volt a medence erős, tektonikai eredetű feldarabolódása. A széttöredezés miatt korábban keletkezett árkos süllyedékek tovább mélyültek, és új árkok, mélymedencék keletkeztek.

A pannóniai korszak ősföldrajza és képződményei


A régebbi hazai földtörténeti tagolásban a miocén kort a pliocén kor követte, melynek alsó korszaka a pannóniai volt. A Kárpát-medencét elfoglaló "Pannon-tó" fejlődése azonban már a miocén végén elkezdődött. Ezért Magyarországon - a külföldi használattól eltérően - a pannóniai korszakot kiszélesítik, és az alsó részét a felső miocén korba helyezik, a pannóniai korszak felső részét pedig azonosítják a pliocén korral. A pannoniai korszak 12 millió évvel ezelőtt, a felső részét alkotó pliocén kor 5,4 millió évvel ezelőtt kezdődött. A pannóniai korszak határainak pontosítása sok vitára adott okot, mivel a Pannon-medencében kialakult, speciális endemikus fauna a környező üledékképződési területek eltérő faunájával nem korrelálható egyértelműen.

A tokaji-hegységi szarmata vulkanizmus a pannon elején ért véget. Az ekkor már létező, tengerméretű, kiédesedett vizű Pannon-beltó aljzata árkos süllyedékekkel tagolt, bonyolult rendszer volt. Maga a beltó így szigetekkel, félszigetekkel, szorosokkal váltakozó víztömeg lehetett. Ekkor indult meg a medence intenzív "termikus" süllyedése, amit a megelőzőleg elvékonyodott, meleg litoszféra hűlése idézett elő.

A környező hegyvonulatokból induló folyók hatalmas deltarendszereket alakítottak ki, melyekben a kiemelt területekről szállított törmelékanyag rakódott le.

Magyarország ősföldrajzi képe a felső miocénben. A medence legmélyebb részei a kisalföldi, zalai és békési területeken alakultak ki (Hámor, 2001 nyomán)

A mélymedence-részek területén a vízmélység elérte az 1000 métert is, de egyébként sekély környezet volt jellemző. A süllyedő medencét a beömlő folyók folyamatosan töltötték, így nagy vastagságú üledéktömeg (4000 - 5000 m) halmozódott fel. A sekélyebb medencebelső területeken agyagmárga, mészmárga, homokkő, a mélyebb részeken aleurolit és agyag, a szegélyi területeken homok, kavics, konglomerátum képződött. A pannonban uralkodóan törmelékes üledékek keletkeztek, de általánosságban az alsó pannon üledékek meszesebbek és egyhangúbbak, a felső pannonból származók homokosabbak és változatosabb kifejlődésűek.

Földtani szelvény a Bükktől a Tiszántúl délkeleti részéig. A paleozóos és mezozóos medencealjzatra az Alföldön neogén sorozat települ (Hámor és Haas, 2001 nyomán)

A Pannon-tó élővilága - a tavak élővilágára általában nem jellemző módon - rendkívül gazdag volt. Kevés földtörténeti példa van olyan gyors endemikus evolúcióra, mint ami ebben az elzárt környezetben a tengeri eredetű fajokból kiindult fejlődéssel édesvízi környezetben kialakult.

A pannon üledékek fő gazdasági jelentőségét az adja, hogy szénhidrogén készleteink nagy részének tárolókőzetei. Fontosak abból a szempontból is, hogy a pannon homokrétegek adják ivóvíz készleteink és hévizeink nagy részét is. A pannon agyagokat téglagyártási alapanyagként széles körben használják.

A Pannon-tó körülbelül 6 millió éven át létezett, végül 5,4 millió évvel ezelőttre, a miocén-pliocén határra (vagyis az alsó és felső pannóniai korszak határára) teljesen feltöltődött. A feltöltődés miatt az ősföldrajzi viszonyok alapvetően megváltoztak. A terület folyami síksággá alakult, csak kisebb tavak maradtak meg. Az egykori tó elmocsarasodott, peremi területein jöttek létre a Mátra- és Bükkaljai lignittelepek ("Bükkaljai lignit"). Hasonló kifejlődésben jelennek meg a kisebb jelentőségű Szombathely-környéki és D-Somogyi lignitek ("Toronyi lignit").

Az erős hullámveréses parti zónákban kimosott, fehér "üveghomok" keletkezett, mely az üveggyártás alapanyaga (Fehérvárcsurgó mellett bányásszák). A mai Dunántúli-középhegység DK-i részén fekvő egykori tavakban édesvízi mészkő képződött.

Geológiai bemutatópark a Zánka melletti Hegyestű egykori bazaltbányájában (Péró Cs. felvétele)

A pannon korszak második felében a Tapolcai-medencében, a Dél-Bakonyban és a Kisalföldön többfázisú bazalt vulkanizmus játszódott le. A pannon üledékeken áttört és azokat lefedő bazalttakaró a lepusztulást megakadályozva vulkáni "tanúhegyeket" hozott létre, míg a lefedetlen pannóniai üledékek gyorsan pusztultak. Ma tehát magasabbra emelkednek ki környezetükből a bazalthegyek, mint az egykori lapos pajzsvulkánok. A vulkánok krátermedencéjében, illetve a tufa-gyűrűk által körbefogott mélyedésekben megtelepedett algákból olajpala vagyis alginit ("Pulai alginit") képződött, melyet talajjavítási célra bányásznak. Salgótarján környékén is volt bazalt vulkanizmus, de ez később, a pannon végén indult meg, és áthúzódott a pleisztocénbe.

A bazaltvulkánok keletkezése több tényező eredménye. Szerepet játszott benne, hogy a terület ívmögötti medence volt. A Magura-óceán szubdukciója miatt létrejött andezit sztratovulkánok kiemelkedtek, ez húzóhatást fejtett ki az ívmögötti medencére, amely alatt ennek következtében a litoszféra elvékonyodott. Másik tényező lehetett, hogy Európa alatt nagy kiterjedésű, az asztenoszféra átlagos hőmérsékleténél nagyobb hőmérsékletű köpeny-tartomány húzódik. Az asztenoszféra részleges megolvadásával keletkezett bazaltláva ilyen módon a felszínre juthatott. Útépítési célra kialakított bazaltbányáink nagy része természetvédelmi területre esik, ezért nagy részüket már bezárták.

Pleisztocén kori ősföldrajz és képződmények


A pleisztocén kor kezdete vitatott kérdés. Nemzetközileg elfogadott az 1,8 millió év, de vannak olyan álláspontok, melyek szerint az alsó határt 2,4, illetve 3 millió évvel ezelőtt kell meghúzni. Magyarországon a 2,4 millió évet tekintik a pleisztocén kezdetének. Felső határa, a holocén kezdete 10 ezer év.

A pleisztocén a földtörténet utolsó jégkorszaka. Az eljegesedés négy fázisban (glaciálisok) zajlott le. A négy lehűlési szakasz elnevezése günz, mindel, riss és würm. A glaciálisokat az enyhébb, melegebb interglaciálisok választották el. A jégtakaró előrenyomulása és visszahúzódása alapvetően meghatározta a felszínalakulást és az üledékképződést.

Magyarország területének 80 %-át negyedidőszaki képződmények borítják. Ezek vastagsága a 800 m-t is eléri. A legnagyobb negyedidőszaki üledékvastagságot a Békési-süllyedékben mérték.

A pleisztocént az erős klímaváltozáshoz kötött üledékek és az ismétlődő, élénk, függőleges kéregmozgások alapján jól el lehet különíteni a pliocéntől. A pleisztocén folyamán, vagyis az utolsó 2,4 millió évben hegységeink 200-300 métert, dombvidékeink 50-200 métert emelkedtek, alföldjeink pedig 150-700 métert süllyedtek. Ilyen módon a felső pannon képződmények kb. 1000 m-es szintkülönbséggel jelennek meg az Alföld peremi területein, illetve közepén, míg a Kisalföldön a szintkülönbség maximum 400 méter. A pleisztocénben már nagyjából kialakult a jelenlegi vízhálózat.

Magyarország negyedidőszaki képződményeinek ősföldrajzi és fáciestérképe. Az emelkedő területek (hegyvidékek) kivételével az egész ország területét negyedkori képződmények borítják (Jámbor in Haas, 2001 nyomán)

A Kárpát-medence a pleisztocénben szárazföldi, periglaciális terület volt, amire a felszíni formák és az üledékek jellege is utal. A periglaciális jelenségekhez tartoznak a fagyzsákok, fagyékek és jégékek. A pleisztocén fő képződményei a lösz, futóhomok és a folyóvízi üledékek. A melegebb interglaciálisokban a löszfelületeken talaj képződött.

A paleoklimatológiai, biosztratigráfiai és geomorfológiai változások alapján a Pannon.medencében (eltérően a nemzetközileg használt beosztástól) a pleisztocént három szakaszra tagoljuk: alsó pleisztocén (villányium), középső pleisztocén (biharium) és felső pleisztocén (pilisium).

A villányiumban száraz éghajlat uralkodott, ennek megfelelően jelentős területeken, elsősorban a Dél-Dunántúlon vörös agyag képződött. Ebbe a szintbe tartoznak a Dunántúli-középhegységből eredő hordalékkúpok is. A villányiumban fejeződött be a bazalt vulkanizmus, melynek utolsó tagjait a Dunántúl délkeleti részén, Bár mellett, valamint Salgótarján környékén találjuk. A Tihanyi-félszigeten a vulkanizmushoz kapcsolódóan gejzirit képződött.

A bihariumban a medence gyors süllyedésnek indul, és megkezdődik az első jelentősebb lehűlési folyamat. Ez az egység magába foglalja a günz és mindel glaciálist és interglaciálist. A bihariumban képződtek a Paksi-összlet néven ismert idősebb löszök, valamint a vértesszőlősi édesvízi mészkő. Az édesvízi mészkövek a karbonátos középhegységi területeken, főleg azok peremi törései mentén, karsztforrásokból váltak ki.

A pilisium a mindel-riss, illetve riss-würm interglaciálist, valamit a riss és würm glaciálisokat foglalja magába. Ebben az egységben alakul ki a mai domborzat. Jellemző a fiatalabb homokos löszök, az édesvízi mészkő és a pilisium vége felé a futóhomok képződése.

A fenti három szakaszban folytonosan, az egész pleisztocén folyamán jellemző a folyóvízi üledékek képződése. A mederüledékek a keresztrétegzett kavics és homok, az ártéri üledékek aleurit és agyag.

A pleisztocén gazdasági jelentősége elsősorban abból adódik, hogy ivóvizeink nagy részét a folyóvízi kavicsteraszokból termelik. A kavics és homok az építőipar számára is fontos nyersanyag. A kavicsbányászat fő területei a Duna, Sajó és a Rába folyók környezetében vannak, Csepel-Délegyháza, Nyékládháza és Hegyeshalom központokkal.

Magyarország fő pleisztocén kavicsterületei a kavicsbányászati központok megjelölésével (Karácsonyi és Deák in Juhász, 1987)

Magyarország vázlatos földtani térképe (MÁFI, 1985)

Holocén folyamatok


A holocén a földtörténet utolsó, 10 ezer évvel ezelőtt kezdődött, és napjainkig tartó kora. Kezdetét a szárazföldi jégtakaró elolvadásától számítják. A holocént növénymaradványok (pollenek) alapján rekonstruálható éghajlatváltozások szerint tagolják a következő szakaszokra: preboreális, boreális, atlanti, szubboreális és szubatlanti. Az alábbiakban az egyes korszakok jellemző éghajlatát és növénytakaróját ismertetjük.

A 10 000 évvel ezelőtt kezdődött preboreális korszakban az éghajlat gyors, nagymértékű melegedése jellemző. Az ország területét fenyő- és nyírerdők borították. A szakasz végére az évi középhőmérséklet 8-9 °C lehetett.

A 9000 évvel ezelőtt kezdődött boreális korszakban a felmelegedés még mindig tartott, de lelassult, és az éghajlat szárazabbá vált. Emiatt a lombos fák eltűntek, szárazsztyepp alakult ki. Előtérbe került a deflációs tevékenység, a Duna-Tisza közén futóhomok halmozódott fel.

A 8000 évvel ezelőtt kezdődött atlanti korszak hosszú, meleg, nedves időszak volt. Az évi középhőmérséklet 2-3°C-kal meghaladta a jelenlegi 9-12 °C-ot. Az Alföld területét ismét tölgyesek hódították meg. A lápok és folyók mentén fűz-nyár ligeterdők alakultak ki.

Az 5000 évvel ezelőtt kezdődött szubboreális korszakra a hűvösebb és csapadékosabb időjárás jellemző. Egyre inkább tért hódítanak a bükkösök, illetve nagy kiterjedésű lápok alakulnak ki.

A 2500 évvel ezelőtt kezdődött szubatlanti korszakban az éghajlat tovább hűvösödik, végül eléri a jelenlegi viszonyokat. A bükk és gyertyán az Alföldről felhúzódik a hegyvidékekre. Az Alföldön egyre nagyobb területeket vonnak be a földművelésbe. Az érintetlen területeken erdőssztyepp alakul ki.

A holocénben folyóink gyakran változtatták medrüket, tavaink pedig vízszintjüket. A folyók változását az elhagyott folyóágak, morotvák alapján követhetjük. Állóvizeink közül a Balaton esetében vizsgálhatók legjobban a vízszint és a kiterjedés változásai. A Balaton nyugati és keleti része nem egy időben jött létre. A nyugati medence a pleisztocén végén, kb. 12 ezer évvel ezelőtt, a keleti medence pedig a holocén elején alakult ki. A nyugati rész vízszintje kialakulásakor, a keleti részé pedig a szubboreális második felében volt a legmagasabb. A Fertő-tó és a Velencei-tó vízszintváltozásai szélsőségesebbek voltak, több alkalommal teljesen ki is száradtak.

Az üledékeket tekintve a holocénben a futóhomok áthalmozása zajlott. Az Alföld szikes tavaiban primer dolomit képződése is előfordul, ami löszre vagy futóhomokra települ. A folyóteraszokon édesvízi mészkő rakódott le (Budai Várhegy, Süttő, Dunaalmás). A Nyírségben helyenként gyepvasérc képződött. A lápterületeken tőzeg képződött (Hanság, Ecsedi-láp).


előző oldaltartalomjegyzék