A MAGYARORSZÁGI LÖSZÖK ÉS TERASZOK ÚJ (1989-ES) KRONOSZTRATIGRÁFIAI TAGOLÁSÁNAK ALAPJAI

Átírás

1 A MAGYARORSZÁGI LÖSZÖK ÉS TERASZOK ÚJ (1989-ES) KRONOSZTRATIGRÁFIAI TAGOLÁSÁNAK ALAPJAI HAHN GYÖRGY Miskolci Egyetem, Társadalomföldrajz Tanszék 1. A korábbi magyar terasztagolási séma Magyarországon a pleisztocén tagolásában, rétegtanában meghatározó szerepet játszik a Duna-teraszoknak az 1950-es évek közepén kialakított korbeosztása. Ez az osztályozás a korábbi teroszmorfológiai és kronológiai irodalom (BULLAB. 1934, , 1941; KÉZ A. 1934; SZADECZY-KARDOSS E. 1938, 1939 stb.) kritikai feldolgozására, a kavicsszintek - akkor egyedülállóan korszerű - összehasonlító ásvány-kőzettani és görgetettségi vizsgálatára (PÉCSI M. - PÉCSINÉ DONATH É. 1959), valamint az üledékes képződményekben talált őslénytani (MOTTL M. 1942, KRETZOI M. 1953, 1955) és régészeti (GÁBORI M. 1965) leletek korabeli meghatározásaira támaszkodott. Figyelembe vették a hazánkkal határos országokban, elsősorban Ausztriában lelhető teraszok párhuzamosítási lehetőségeit is. PÉCSI M. (1957, 1959) szerint az ártér alacsony, 3-4 m viszonylagos magasságú szintje (l/a) - azonosítva az ausztriai Prater nevű szinttel - újholocén. Az ártér magasabb, 5-6 nies szintje, az I/b számú, az Ausztriában Niedere megjelölésű terasszal párhuzamosítva az óholocénba helyezhető. Utóbbi anyagát azonban HASSINGER F. (1905) pleisztocén korúnak írta le. A 9-15 m viszonylagos magasságú, CHOLNOKY J-től (1925) városinak nevezett Il./a teraszunk az ausztriai Duna-szakaszon a 10 m magasságú Ganserndorf szintnek felelt meg. Hazánkban e terasz anyagának leülepedését korábban a würmbe, lépcsővé alakulását a holocén-pleisztocén határra helyeztük. A m relatív magasságú, Il.b-vel jelzett harmadik ármentes szint általános elterjedésű és igen jellegzetes. E szint jelentőségére elsőként GÓCZÁN L. és MAROSI S. (1955) mutatott rá, később Il./b teraszunkat PÉCSI M. (1957) a Duna közepes víznívója felett 17 m-rel elhelyezkedő osztrák Simmering (riss korú) kavicsszinttel párhuzamosította. AIII. sz., KÉZ A. (1934) által leírt ún. közbülső" teraszunkat (PÉCSI M. 1957) az idős riss korú", m relatív magasságú Höhere terasszal azonosította. A fentiektől eltérően J. FINK (1965) a Prater-teraszt a legutóbbi glaciálisba helyezte, III. sz. teraszunkat pedig a Seyering nevű mindéi korú kavicsszinttel azonosította. Nálunk a Duna Il./a sz. teraszának relatív magassága (9-15 m) időnként nem zárja ki a würmnél idősebb (17 m-es kiemeltségű) Simmering szinttel való párhuzamosítást sem. Il./b teraszunk sok esetben a KÉZ A. (1934) által leírt ún. közbülső", III. terasz helyét foglalta el, amely néhol magasságát tekintve J. FINK idős riss" korú Höhere teraszával, tehát a riss glaciálison belül egy korábbi ciklussal vagy hibás szintezés esetén, a mindéibe sorolt Seyering" szinttel is azonos lehet; véleményünk szerint pl. a Duna-kanyarban. A IV. sz., ún. fellegvári", m viszonylagos magasságú terasz képződését PÉCSI M. (1957) a mindéi vagy a günz jégkorszakba feltételezte. E szint az osztrák Dunaszakaszon a m-es viszonylagos magasságú Arsenal terasznak felel meg. 63

2 A Gerecse peremvidéken és a Pesti-síkságon az 1950-es években V., VI., VII. sz. jelzéssel leírt ún. Duna-teraszokról az elmúlt másfél évtizedben kiderült, hogy zömmel pliocén és későmiocén (pannóniai) képződmények. E kérdés részletes tárgyalására a későbbiekben visszatérek. Az I-IV. sz. kavicsszinteken elhelyezkedő löszök kronológiai felosztását a teraszok ismertetett időbeosztása határozta meg. A magyarországi löszök zömét - mivel feltételezetten riss korú, később Il./b jelzésű kavicsteraszon települtek, amelynek lépcsővé vésődési idejét a riss-würm interglaciálisba soroltuk - nem lehetett az utolsó eljegesedésnél idősebbnek tekinteni. A fenti kronológiai beosztást az Esztergom-Vác közti Duna-szakasz profiljainak vizsgálata alapozta meg. E feltárások közül már több mint 20 évvel ezelőtt is perdöntő jelentőségűnek véltük - sztratigráfiai helyzetük miatt - a basaharci, a nógrádverőcei felhagyott téglagyár, a Nagymaros, Martinovics utcai és a Visegrád, Gizella telepi teraszokhoz kapcsolódó löszfeltárásokat. E löszösszletek feküjében az 1950-es évek második felében végzett teraszmorfológiai vizsgálatok mindenütt a Il/b-vei jelzett terasz meglétét feltételezték. A visegrádi Gizella telepen, szálban álló andezit sziklaterasz alapzaton néhány m vastag folyóvízi homokos üledék helyezkedik el, amelyet a II./b sz. teraszszinttel azonosítottak. Ezen települt a jól fejlett fosszilis vörösbarna erdőtalajjal tagolt löszösszlet. A Visegrád Gizella telepi erdőtalajt a - később részletesen jellemzett - Mende Bázis szinttel lehet azonosítani. Nógrádverőcén, a felhagyott téglagyár csapásirányú szelvényében a löszös rétegsor a Il./b sz. teraszra települt (1. ábra). Basaharcon az andezitagglomerátum felett 1-3 m vastag kavicsszint és ezen m folyóvízi homokos, iszapos rétegsor van a löszfeltárás feküjében. E folyóvízi eredetű összletet korábban szintén II./b teraszként jellemeztük. Nagymaroson a Martinovics utcai löszfeltárás feküjéhez kapcsolódó rétegsor szelvényszerü meghosszabbításában Il./b teraszszint maradványokat feltételeztünk, mivel azok fedőjéből MOTTL M. (1942) würm korú faunát írt le. Az erre települő lösz-sorozatot fosszilis talajokkal sűrűn tagolt würm korú szelvénynek tartottuk (PÉCSI M. 1965) (2, ábra). 2. Korábbi külföldi vélemények a magyar lösz- és teraszkronosztratigráfiai sémáról 1965 IV én az INQUA Löszbizottság Magyarországon tartotta terepbejárásos szimpóziumát, és ez alkalommal bemutattuk - a felsorolt feltárásokon kívül - a mendei, a paksi és a kulcsi löszrétegsorokat is. A neves külföldi szaktekintélyek részvételével tartott ülésszakon a szelvények kronológiájával kapcsolatban kételyek hangzottak el. J. FINK - a Löszbizottság akkori elnöke - a legtöbb lösz-szelvény fekürétegét túl fiatalnak tartotta és felhívta a figyelmet arra, hogy a Duna Esztergom - Vác közötti áttörési szakaszára eső teraszok kora az általunk feltételezettnél idősebb lehet (pl. mindéi korú). Feltételezte ugyanis, hogy az antecedens szakasz teraszainak időrendi besorolását nemcsak a fluviatilis üledékek vizsgálatából és muzeális értékű faunisztikai leletekből, hanem a fedő löszben talált talajszintek pedológiai, kronológiai stb. bélyegei alapján is elvégezhetjük. Ennek alapján Györgyligeten a löszrétegek közötti fosszilis talajt riss-würm interglaciális korúnak, a Il./b teraszt ennél idősebbnek tartotta. Nógrádverőcén a teljes rétegsort az osztrák Stillfried komplexummal azonosította (3. ábra). A delle feküjében elhelyezkedő - Basaharc Dupla és Alsó - talajszinteket már ennél idősebb korba helyezték. J. FINK azt is valószínűsítette, hogy a basaharci Duna szakasz 64

3 Az ábrák általános jelkulcsa General legend homok sand rétegzett homok stratified sand lösz loess homokos lösz sandy loess löszös homok loessy sand rétegzett lösz stratified loess rétegzett homokos lösz stratified sandy loess rétegzett löszös homok stratified loessy sand idős lösz old loess rétegzett idős lösz stratified old loess iszap loam homokos iszap sandy loam rétegzett iszap-homok stratified loamy sand humuszos szint humus layer mezőségi talaj chernozem erdőtalaj forest soil agyag clay vörös agyag red clay mocsári erdötalaj swamp forest soil hidromorf talaj hidromorf soil réti agyag meadow clay szemipedolft semipedolit mészfelhalmozödás calcaric accumulation erős mészfelhalmozödás strong calcaric accumulation vulkáni hamu volcanic ash löszbaba loessconcretton krotovina krotovina faszén charcoal makrofauna macrofauna szelvény megszakítás profile discontinuity réteghatár stratum borderline homokkőpad sandstone bank szárazulati repedés crack kőzettörmelék stone debris 65

4 1. ábra. A verőcei (verőcemarosi) téglagyár felhagyott fejtésének szelvénye (Hahn Gy. 1965) fig. 1. The profilé of a closed brickyard carry at Verőce (Hahn Gy. 1965) Legend: l.clay; 2. gravel of (according to the classification) earlier lib, now III. terrace; 3. sand of earlier II. b, now III. terrace; 4. loam; 5. stratified loess; 6. calcaric accumulation level; 7. chernozem soil; 8. steppe soil; 9. forest soil; 10. sandy loess; 11. humus level 66

5 2. ábra. A Nagymaros Martinovics utcai löszszelvény (Pécsi M. 1965) fig. 2. Loess profile, Nagymaros, Martinovics street (Hungary; Pécsi M. 1965) 67

6 J. Fink kronológiája jelenkori csernnzjom talaj Hahn Gy kronolcgizálása Jelmsrivsrázat : <7"i 1 cs 2 2 ^/,"] rétegzett lösz 3 -k> A f sl ha Imozódási szint 8 erdőtalaj mezőségi talaj humuszos szint 3. ábra. Stillfried szelvénye (J. Fink 1969) fig. 3. Stillfried profile (Austria; J. Fink 1969) Legend: 1. loess; 2. stratified loess; 3. accumulation layer; 4. forest soil; 5. chernozem soil; 6. humus layer 68

7 mentén nem a IlVb terasz, hanem egy igen régi völgy exhumált kivésése található. Ez esetben a fluviatilis sorozat jóval idősebb az általunk elmúlt évtizedekben feltételezettnél. Bíráló észrevételeket tett J. FINK a nagymarosi szelvény értékelésére is. Itt a löszfeltárás legfelső, halvány, eltemetett talaját - amely a völgyoldal tetőszintje alatt csaknem teljes hosszban végig fut - a Paudorf (ausztriai), illetve a csehországi Cerveni Kopec legfelső fosszilis talajával, a csapásirányban a lejtős térszínen PÉCSI M. (1965) ábráján szétágazóan jelentkező vörösbarna fosszilis talajt a Göttweig agyagzónával, a feltárás bázistalaját a Krems szelvény IV. teraszlépcsőjének talajával azonosította. J. MOSZKVITYIN kritikusan fogadta a közép-európai löszkutatók azon törekvéseit, hogy a mindéi, riss és würm glaciális, valamint peri glaciális üledékek között elhelyezkedő löszés fosszilis talajrétegeket csak a würm időszakra datálják. K. ZEBERA hiányolta, hogy a magyarországi löszszelvények időbeosztását archeológiai és paleontológiái leletekkel nem támasztottuk alá. K. BRUNNACKER - a Löszbizottság volt alelnöke - javasolta, hogy a magyarországi löszszelvények tanulmányozásakor célszerűbb lenne a tagolást a fosszilis talajok és eróziós diszkordanciák figyelembevételével megkezdeni, és csak ennek megtörténte után kell e relatív besorolást a teraszokkal párhuzamosítani, illetve vitatható szerepkörű nagyemlős maradványokkal korrelálni. A mendei és a basaharci téglagyárban egyaránt az utolsó jégkorszak rétegsorának indítását a feltárásokban jól látható eróziós diszkordanciához, illetve delleszintekhez javasolta kötni. V. SIBRAVA - az INQUA későbbi elnöke - a bemutatott löszszelvényeket és folyóvízi üledékeket - saját tapasztalatai alapján - idősebbnek tartotta, mint a magyar kutatók, pl. a györgyligeti H./b teraszt mindéi korúnak vélte. A bemutatott idősebb löszszelvényeket a Morva-medence sejtes szerkezetű", mindéibe sorolt löszéhez hasonlította. K. IVANOVA felhívta a figyelmet arra, hogy a magyar kutatók által a IV. terasz lerakódásaiban észlelt mindéi korú emlősfauna a moldáviai Tiraszpolban az V. Dnyeszter teraszhoz kapcsolódik. Tapasztalatai alapján jelezte, hogy a II. és V. terasz között még két terasz található, és a magyar kutatók H./b teraszának korát nem szabadna a IV. szint mindéi faunájából direkt módon levezetni (III = riss, II = würm korú). Javasolta a Il./b terasz korát a feltételezett riss-würm időszaknál idősebbnek tekinteni. LiEBROTH és H. RICHTER Mende, Basaharc és Paks löszközi talajok korát a magyar kutatók által megadottnál lényegesen idősebbnek vélte. D. RAUL csak az in situ" településű talajzónák és kalcium szintek figyelembevételét ajánlotta a korbesoroláshoz. Az allochton és paraallochton humuszszintek rétegtani értékét és kontinentális párhuzamosítását nem tartotta szerencsésnek. R. RUSKE javasolta, hogy a riss-würm interglaciálist Menden és Basaharcon is az eróziós diszkordancia-szinthez, a Mende Felső (MF 2 ) talaj alatt, illetve száraz dellekitöltéshez kössük, és az e szint alatt települő fosszilis talajokat [Basaharc Dupla Felső (BDi) és Alsó (BD 2 ), Basaharc Alsó (BA)J az utolsó előtti glaciálisba soroljuk. A nagymarosi és a paksi szelvény alsó részének talaját [Paks Dupla Felső (PDi) és Alsó (PD 2 )] az ópleisztocénba helyezte. Az Esztergom-Vác közötti Duna szakasz Il./b teraszát - a rátelepülő idős, fosszilis talajokat tartalmazó löszök miatt - a riss-würm interglaciálisnál idősebbnek tartotta. 69

8 3. A magyarországi sík- és dombvidéki löszök, teraszok kronológiáját befolyásoló hazai és nemzetközi kutatási eredmények A magyarországi löszkutatást és kronosztratigráfiát az 1980-as évektől egyre nyomatékosabban zavarták a külföldi eredmények. A velünk kapcsolatban álló kutatók hazai és nemzetközi összejöveteleken egyaránt új lehetőségekre hívták fel figyelmünket. Ezek nyomán évek óta megválaszolatlan momentumnak tartottam az alábbiakat: 3.1. Nálunk PÉCSI M. (1985) a domb- és síkvidéki löszfeltárások üledék-felhalmozódási sebességét a profilokban különböző felszín alatti mélységben talált faszénmaradványok C 14 koradataiból vezette le. E koradatok visszamenőleg ezer évre érvényesek. Ezek alapján néhol m/1000 év, illetve m/év felhalmozódási átlagsebesség adódhat. RÓNAI A. (1985) ezzel szemben kimutatta, hogy az Alföldön lemélyített teljes magmintavételű fúrások - elsősorban Jászladány, Dévaványa és Vésztő - rétegsorai alapján a terület fiókmedencéiben az általa 2.4 millió évre tett pleisztocén kor alatt a süllyedés mértéke 0.17 mm/év volt, és 1 m üledékanyag lerakódásához 5-6 ezer év kellett. A pliocénben a medence süllyedése (0.3 mm/év) és feltöltődése (1 m/3000 év) is gyorsabb volt a pleisztocén korinál. A pliocén kor félsivatagi klímája és a torrens jellegű időszakos vízfolyások, valamint a deflációs akkumuláció termékei - mint kettőzött anyagáttelepítö folyamatok - dupla intenzitással hatottak, és nagyobb magasságkülönbségeket egyenlítettek ki, mint a pleisztocénben. Az Alföldön a jászladányi fúrások 432 m-ig pleisztocén képződményeket haránttoltak, gazdag Mollusca, Ostracoda és 41 ezer db-os pollen leletanyaggal. Az adatok etalonul szolgáltak más fúrások kronológiai, rétegtani feldolgozásához, és a negyedidőszak teljes hazai klimatikai képének megrajzolásához. A jászladányi fúrásban három (alsó, középső, felső) szakaszra bontott kvarter képződményeket a később lemélyített dévaványai és vésztői fúrások paleomágneses vizsgálata alapján négy (legalsó, alsó, középső, felső) szakaszra lehet bontani. A jászladányi fúrásban eredetileg 25 klímaritmust regisztráltak. A 2.4 millió évtől 1.8 millió évig terjedő - 0,6 millió év időtartamú - legalsó pleisztocén (a Gauss-Matuyama mágneses polaritásváltástól az olduvai esemény elejéig terjedő) rétegsor itt 47 m vastag, 0,08 mm/év felhalmozódással, 7 klímaciklussal (egy hűvös szakasszal!) és két folyóvízi eróziós és három üledékképződési ciklussal jellemezhető. Az 1.8 millió évtől 0,7 millió évig számított (1,1 millió év időtartamú) korapleisztocén az Olduvai eseménytől a Brunhes- Matuyama határig tart. 156 m vastag üledéksorral 0,15 mm/év akkumulációval, 9 klímaciklussal (két hüvös-hideg szakasszal) és öt folyóvízi eróziós meg négy felhalmozódási periódussal. A 0,7 millió évnyi középső- és későpleisztocén 129 m üledék 0,16 mm/éves lerakodási sebességgel 8 klímaciklussal, három eróziós és ugyanannyi akkumulációs szakasszal írható le. A középső- és későpleisztocén üledékeit elválasztó határ a kor közepe táján húzódik, így RÓNAI A. (1985) 0,3 millió évnyi késöpleisztocénjébe már nemcsak a korábban idesorolt ezer éves, a riss-würm határnál fiatalabb képződmények, hanem további két riss glaciális ciklus üledékei, 56 m-es összvastagsággal, közel 0,2 mm/év felhalmozódási sebességgel is beletartoznak. A pleisztocénban a képződményekben felfelé mutatkozó csekély akkumulációs sebességnövekedés részben azzal magyarázható, hogy a fiatalabb képződmények lazábbak, míg az idősebbek tömörebbé váltak. 70

9 Dévaványa és Vésztő mélyfúrásaiból a legkorábbi pleisztocénban két üledék- és két nehézásvány felhalmozódási ciklust, az Olduvai és Gilsa periódus 1,8 millió évtől 1,6 millió évig terjedő 200 ezer éves időszakában szintén 2-2 ritmust, a Gilsa eseménytől a Brunhes- Matuyama paleomágneses polaritásváltásig terjedő alsó pleisztocénben 3-3 ciklust, a normál mágnesezettséggel jellemzett Brunnes időszakban pedig 4-4 ritmust mutatott ki RÓNAI A. (1985). A Tisza vízgyűjtőterületére számított lepusztulás mértékét 0,04 mm/évben adta meg. Mindez azt sugallja, hogy eddigi lösz- és teraszkronológiai képünk korrekció nélkül nem korrelálható a medencékben regisztrált üledékképződési sebességekkel és ciklusokkal sem a későpleisztocénban, sem a Jégkor" más periódusaiban. Az nem képzelhető el, hogy a dombvidéki löszfeltárások anyagfelhalmozódása gyorsabb (0,5-1 mm/év) volt a medencetöltelékekénél (0,1-0,2 mm/év). Elképzelhetetlen, hogy az eróziós hiátusokban szegényesebb medenceüledékek vékonyabb képződményként maradjanak vissza napjainkra, mint a lepusztulási folyamatoknak folytonosan kitett dombvidéki löszösszletek. A medencékben és ártereken RÓNAI A. (1985) a holocénban 2-4 m, a köztes területeken 0 m, a würmre korlátozott későpleisztocénban az előbbi körzetekben nies, a köztes sík- és dombvidéken, ahol a löszképződés akkor intenzív lehetett, csak 5-10 m- es felhalmozódással számolt! Ez a rétegvastagság nem engedi meg, hogy az utolsó glaciálisbeli sík- és dombvidéki löszeink, a Mende Felső talajkomplexum alá" lényegesen benyúljanak. RÓNAI A. (1985) 0,1-0,7 millió éves, ún. bővített" középsőpleisztocénjére a medencékben és ártereken m, a köztes löszfelhalmozódásos sík- és dombvidékeken m rétegösszlet visszamaradása jut. Általában azt mondhatjuk, hogy a medencékben és ártereken a felhalmozódási üledékvestagságok a sík- és dombvidékiek kétszeresei. Morfotektonikailag a medencék és árterek bezökkenési intenzitásaiban és mélységadataiban a köztes dombvidéki területek kiemelkedésének szintén kb. a dupláját regisztrálhatjuk. Míg a pannóniai rétegek felszíne a korapannontól napjainkig az Alföldön m-t süllyedt, addig a peremvidék középhegységei m-t emelkedtek. A plio-pleisztocén határt a peremmedencéket reprezentáló Jászladány-Dévaványa-Vésztői-i fúrásokban 432, 420, ill. 480 m mélységben észlelték (a mélymedencékben Mindszentnél 680 m, Csongrádnál 650 m). Ezekkel szemben a dombvidéki terasz- és travertino-sorozatok a Gerecsében és Budai-hegységben max m relatív magasságúak, és az említett 0,04 mm/év átlagos kárpát-medencei pleisztocén lepusztulás esetén sem emelkedhettek m viszonylagos szint fölé. A Brunhes-Matuyama határ a medence fúrásaiban m felszín alatti mélységben nyomozható. Ezzel szemben a még normális" mágnesezettségü IV. Duna terasz viszonylagos magassága csak 60 m körüli, fele a fúrásokban észlelhetőknek. Hasonló a helyzet a középső- és későpleisztocén határával, amely az alföldi mélyfúrásokban m mélység körül van; a dombvidéki löszökben Mende Bázis (MB) fosszilis talajszintként és a teraszmorfológiában II/b-III. sz. szintként m-ben a köztes folyóvízi és eolikus akkumulációval jellemzett területeken a Mende Felső szint alsó talajaként, és Il./a teraszként átlag m magasan nyomozható V. A. OBRUCSEV (1911) a kínai löszök poranyagának felhalmozódási intenzitását 1 mm/év nagyságrendben adta meg. Jelezte viszont, hogy a Jégkorszak" 1-1,5 millió év alatt lerakódott kb m-nyi poranyagából átlagban csak m, kedvező helyzetben m löszös üledék maradt meg. 71

10 E. DERBYSHIRE (1934/a,) a Lanzhou régióbeli Jiuzhoutai löszprofilról, mint a kínai löszplató legvastagabb összletéről tesz említést. Az idős képződményeken és a Hoang-ho fluviatilis üledékeinek 4. szintjén települő löszök és talajok sorozata - a régi és K-i részén m Wicheng (eopleisztocén), 204 m Lishi (kora- és középsőpleisztocén) és 34 m Malán (későpleisztocén) összletként települnek. A szelvény négy polaritásváltása alapján a régió löszképződményeinek korát 1,6 millió évre visszamenőleg becsüli. Elképzelhető, hogy ezek a polaritás változások az Olduvai, a Gilsa, a Jaramillo vagy a Reunion és az Olduvai eseményeket jelzik. Ez esetben a szelvény kb. 2 millió éves kort reprezentál, ami 0,16 mm/év átlagos felhalmozódási sebességet enged meg, amelyből a Matuyamára 0,08 mm/év, a Brunhesre 0,33 mm/év jut. így DERBYSHIRE (1984) nyomán a legvastagabb kínai löszszelvény felhalmozódási intenzitása 0,2 mm/év. AN-ZHISHENG és LU-YANCHOU (1983) az észak-kínai Malán löszről (4. ábra) kimutatta, hogy négy rétegből áll: a) A Laschamp paleomágneses fordulat és a kb ezer éves (C )4 módszerrel meghatározott korú) faszénmaradványokat tartalmazó fosszilis talajréteg feletti, 4-6 m-nyi lösz- és holocén talajszint. b) Az előbbi koradatokkal datált, kb. 1 m vastag fosszilis talaj, a hazai Mende Felső 1. (MFi) szintnek felel meg. c) A Malán lösz 1-6 m vastag alsó kötege, a mi Mende Felső két talajszintünk közötti eróziós diszkordancia miatt hazánkban lényegesen vékonyabb. d) A Malán löszösszletet záró fosszilis talaj, 1 m körüli vastagságban, fedő v. fekü szintjében a Blake paleomágneses váltással ( ± 10 e év). A kínai löszkutatók általában az utolsó glaciálisba sorolt, ún. Malán" löszt feltárásaikban (pl. Luochuan, 5. ábra) kb. 10 m vastagságúra teszik, és a löszlerakódás, valamint fennmaradás ütemét az utolsó 100 ezer évben csak 0,1 mm/év nagyságrendűre becsülik. Kínában, a löszképződés hazájában", ahol a helyi szerzők vizsgálatai szerint - E. DERBYSHiRE-től eltérően - immár 2,5 millió évtől napjainkig terjedően regisztrálták e képződmény felhalmozódását, jóval vékonyabb utolsó glaciálisbeli löszöket lehetett kimutatni, mint amilyeneket az elmúlt évtizedekben nálunk a legfontosabb löszfeltárásokban (Pakson, Menden, Basaharcon stb.) feltételeztünk. Az említett hazai szelvényekben ugyanis a riss-würm határt a Mende Bázis talajszinttel azonosítottuk. E talajkomplexummal kronosztratigráfiailag párhuzamosítható Il./b jelzésű teraszmaradvány Basaharcon pl. kb m felszín alatti mélységben helyezkedik el. így az utolsó glaciálisban m vastag lösz- és fluviatilis rétegösszlet képződését valószínűsítettük, bár nálunk a lösz és az erózióbázis fölé emelkedő teraszok anyaga az elmúlt kb. 10 ezer évben csak pusztult A Közép-Ázsiában A. E. DODONOV (1984) 0,3-0,5 mm/év középső- és 1-1,5 mm/év későpleisztocén akkumulációs sebességről ír. Ezzel szemben löszszelvényei max. 200 m-es vastagságúak, és az általuk képviselt időtartamot 2 millió évre becsüli. A löszképződmények felhalmozódásának és lepusztulástól való védettségének lehetőségei 200 m és 2 millió év esetén csak 0,1 mm/év akkumulációs intenzitásértéket adnak. Hasonló a helyzet, ha a bemutatott taskenti körzet és a Tádzsik-medence fő profiljaiban a teljes löszvastagságot 130 m-nek, az időtartamot az Olduvai eseményig 1,8 millió évnek tekintjük, vagy a 90 m-ben észlelt 700 ezer éves Brunhes-Matuyama határt vesszük tekintetbe. 72

11 Moid) 2 Melon*«JUft, o«il-r.tr,.. ;rr«1,irc;i? ,..-^«p.,.,. <j nv5;~; -<?C~WV Thorn»«cgyog 9-79,;; 9>""r-y< H..>, <-; ")i«.,-,....,--. r.,.^.t^n.^,-^-r, Kelet-zhiatangi löszszelvény Loess profile of East Zhiatang Loscbamp es?rr,ény Blake " esemény C'2* CSZ i. _S": 'ŐSZ -ÍC'Cj i " ri C'*-C3 Malan loess Lishi loess soil gravel 4. ábra. Észak-kínai későpleisztocén löszfeltárások (An-Zisheng és Lu-Yanchou, 1983) fig. 4. Latepleistocene loess profiles in North China (An-Zisheng and Lu-Yanchou, 1983) 73

12 5.ábra. A kínai löszfennsík kronosztratigráfiája; a Lochuan-szelvény és a Q U N - 22-es fúrás rétegsora (G. Kukla 1987) ßg. 5. Chronostratigraphy of the loess Plato of China; the stratigraphy of Louchan profile and the Boring QUN~22(G. Kukla 1987) 74

13 A. A. LAZARENKO (1984) az utolsó glaciálisbeli képződményekről közölt, karatani szelvényén a termolumineszciás (TL) módszerrel megállapított 100 ezer éves kort 20 m mélységben észlelte. Ez az adat is csak 0,2 mm/év felhalmozódási sebességet jelez Közép- Ázsia lőszterületein az utolsó glaciálisban. Más szovjet" szerzők, pl. A. V. PENKOV és E. I. ZHIDKOV (1978) a közép-ázsiai löszök korát 2,4 millió évesnek vélték a Tádzsik-medence szelvénye alapján. A. E. DoDONOV (1984) a tadzsikisztáni löszszelvényekben m összvastagságot és legalább 1,5-2 millió éves kort állapított meg. Ez 0,1 mm/év körüli üledékfelhalmozódási átlagintenzitásra utal. E szelvényeken a Brunhes-Matuyama határ m mélységben ingadozik, ami kb. 700 ezer év alatt szintén 0,1-0,2 mm/év akkumulációs sebességet jelent , és 1987-ben alkalmam nyílt a sivatagi defláció és akkumuláció tanulmányozására a Sínai-félszigeten és a Negev-sivatagban. Utóbbi területen - egy országút menti szelvényben Netivotnál - 6 fosszilis talaj települ teleszkópszerü" formában egymásba tolható rétegtani pozícióban. A felszín alatti második talaj - 2,7 m-es mélységben - faszén maradványokat tartalmazott. Ezek kora (C14 meghatározási módszerrel) 27,1 ezer ± 1,6 ezer év. Ennek alapján - a sivatagi-félsivatagi környezetben - a löszképződés intenzitását 0,1 mm/évre tehetjük. A feltárás összetolható rétegsorának elméleti vastagsága m, ami az utolsó és utolsó előtti glaciális korszak löszös képződményeit és a psutai száraz sztyep-talajokat tartalmazza. Igen figyelemre méltó, hogy a mediterrán klímajelző vörösbarna talajok a szelvényben nem regisztrálhatók, így a rétegsor kronológiai hatása a riss korszakon belül van (6. ábra) Az észak-amerikai utolsó glaciális ciklusú - Wisconsin - löszre C. G. OLSON és R. V. RUHE (1980) számos megfigyelést közöl. A késő Wisconsin lösz (Peoria lösz) bázisszintjében sorozatos Ci 4 -es kormeghatározásokat végeztek, és ezer éves adatokat kaptak. A kora Wisconsin lösz (Farmdale lösz) - a hazai példákhoz hasonlóan - igen vékony, max. 1 m vastag, és a Sangamon talajra települ, ami a mi utolsó interglaciálisunk megfelelője. Feltárásaikban e szint max m-es mélységben helyezkedik el, ami - a kb ezer év alatt - 0,1 mm/év felhalmozódási sebességet jelent. J. D. G. MlLNE és I. J. SMALLEY (1980)Új Zéland É-i szigetének D-i partján tanulmányozta a löszök sztratigráfiai helyzetét. A Mount Curl profil szelvénye (7. ábra) mindössze 8 m vastag, kora 230 ezer év, ami 0,035 mm/év felhalmozódási intenzitás a D-i féltekén az utolsó két glaciálisban A kínai Malán löszhöz hasonló (átlagosan 5-10 m, max. 15 m) vastagságokat jeleztek az európai löszkutatók is országunk területéről 1969-ben, az INQUA Löszbizottsága párizsi konferenciájára készített tanulmánykötetben. J. FINK (1969) szerint a riss-würm határ Ausztriában, a Stillfried szelvényben a felszín alatt 8 m-ben, a többi szelvényben 2-4 m-es mélységben tanulmányozható. A. BRONGER - F. HARCICH (1969) a németországi Heitersheim szelvényben 10-m-en, a Buggingen profilban 3 m-en észlelték az utolsó interglaciális maradványait (8-9. ábra).w. PA AS (1969) a Düsseldorf szelvényben 15 m-ben jelölte ki az Eemien köztes korszakot (10. ábra). K. BRUNNACKER (1969) Dél-Bajorországban, Hösbach és Köfering alapszelvényeiben 4-5 nies mélységben regisztrálta a riss-würm határt ( ábra). 75

14 SCH-1 -SQUIIB csernozjom és sztyep talajok - chernozen and stepp soils I lösz - loess 6. ábra. Netivot löszszelvénye (D. H. Yaalon nyomán) fig. 6. Loess profile from Neíivot (Israel) 76

15 7. ábra. Az Új-Zélandi Mount Curt löszös profilja (I. J. Smalley 1980) fig. 7. Loess profile from Mount Curt (New Sealand; I. J. Smalley 1980)

16 78 8. ábra. Heitesheim szelvénye (A. Bronger - F. Haedric 1969) fig. 8. Profile of Heitersheim (Germany; A Bronger-F. Haedric 1969)

17 magyar taiajbeosztás 9. ábra. Buggingen szelvénye (A. Brogner - F. Haedrich 1969) fig. 9. Profilé of Buggingen (Germany; A. Brogner - F. Haedrich 1969); kavics = gravel, talaj = soil

18 barna erdőtalaj tundraglej Stillfried B tundraglej Elfgen talaj Frimmersdorf talaj Brarup Ammersfoort Eemien tundraglej barna talaj humuszos zóna Grafenberg talaj barna erdőtalaj Erkelenz talaj 10. ábra. Düsseldorf szelvénye (W. Pass 196) fig. 10. Profilé of Düsseldorf (NW Germany; W. Pass 196)

19 magyar taiajüeo. 77. ábra. Hösbach szelvénye (K. Brunnacker, 1969) fig. 11. Profile ofhösbach (South Bavaria; K. Brunnacker, 1969)

20 magyar talajbeosztás barna erdőtalaj Riss/ Wurm rn "Fiatal -S kavicstakaró" c H 72. á6ra. Köfering szelvénye (K. Brunnacker, 1969) fig. 12. Profile ofköfering (South Bavaria; K. Brunnacker, 1969) 82

21 E. FOTAKIEVA - M. MlNKOV (1969) a bulgáriai Zlatija és Mecska profiljain ugyan 29 m, illetve 22 m felszín alatti mélységben húzta meg az utolsó glaciális határt, de a szelvények és a helyszín évi tanulmányozása alapján - véleményem szerint - e határ m között lehet ( ábra). GY. JANEKOVIC (1969) horvátországi szelvényein max. 5 m mélységben volt az utolsó glaciáliskori üledékek talpa. Hasonló a helyzet Észak- Görögországban (75. ábra). J. P. LAUTRIDOU (1969) max. 10 m-es felszín alatti mélységben húzta meg a franciaországi löszprofilokban a riss-würm határát (16. ábra). J. E. MOJSKI (1969) max m mélységig jelezte a riss-würm kor emlékeit a lengyelországi szelvényekben. Hasonló a helyzet Németországban is (17. ábra). A. CONEA (1969) és (1972) romániai profiljaiban általában 5-8 m, max. 15 m felszín alatti mélységig jelzi az utolsó intergalciális korú talajszintet (18. ábra), de ezek korát ma egy ciklussal idősebbnek veszem. M. F. VEKLICH (1969) szerint Ukrajna löszeiben a késöpleisztocén határ Prilukinál 10 m-nél, Sztarije Kaidakinnál 7 m-nél, Primorszkojén 15 m-nél húzódott (19, 20, 21. ábra). Az európai löszfeltárásokban a würm löszök lerakodási sebessége 0,05-0,1 mm/év átlagos és 0,15-0,2 mm/év maximális értéket adott. Új kronológiánk célja, hogy a nemzetközi negyedidőszak-kutató szaktársadalomban elfoglalt elkülönült helyzetünket megszüntessük, és a hazai gyakorlati - ásványi nyersanyagokat feltáró - munka számára új, a mindennapi életben is használható tudományos alapot biztosítsunk. 4. A hazai löszösszletek és édesvízimészkövek vizsgálatából származó abszolút kronológiai adatok Az 1980-as évek elejéig a magyarországi löszszelvények abszolút kronológiai tagolására két biztosnak tünö támpont adódott. Az egyik a Mende Felső talaj komplexum felső tagjában (MF ) és az e fölött elhelyezkedő két vagy három humuszszintben (embrionális talajban) található faszén maradványok C 4 izotópos vizsgálatából adódott. Ezek szerint a legfelső, első humuszszintből kikerülő faszén maradványok kora ezer év. A második humuszszintben található faszenek ezer évesek. A Mende Felső talajkomplexum felső tagjában talált faszén maradványok korának az említett módszerrel kapott vizsgálati adatai ezer év között szóródtak (22. ábra). A másik abszolút koradatot az biztosította, hogy az idősebb löszösszletek korát a Brunhes-Matuyama paleomágneses inverzióval (PEVZNER M.V. - PÉCSI M alapján) a ezer év közötti időintervallumba lehetett sorolni. E paleomágneses határt a hazai löszfeltárásokban (Paks, Dunakömlőd, Dunaföldvár) az idősebb kötegekben a Paks Dupla és Paks-Dunakömlőd talaj között vélték regisztrálni. A megállapítás bizonytalanságára később visszatérek. Az 1970-es évek végéig a löszösszlet MFi és PD 2 közötti szakaszára egyéb abszolút kronológiai adattal nem rendelkeztünk. A kavicsszintek abszolút korának meghatározása céljából PÉCSI M., J. K. OSMOND (1973) professzorral Th/U módszerrel az általam geomorfológiai lag feltérképezett (HAHN GY. 1972) Tata környéki, egyes teraszokat fedő édesvízimészkő mintákat vizsgáltatta meg az 1960-as évek közepén. E módszer a pleisztocénen belül kb. 350 ezer évre visszamenően ad elfogadható eredményeket. A mintákat SCHWEITZER F-el együtt gyűjtöttük az Általér és a Duna egykori teraszanyagát fedő édesvízimészkő összletből. Az első mintát a tatai 83