PÉCSI TUDOMÁNYEGYETEM. A Nyugat-Mecsek és környezete tektonikus geomorfológiai elemzése

Átírás

1 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

2 Tartalomjegyzék 1. Bevezetés Kutatási előzmények Célkitűzés Kutatási terület és módszerek A földtani környezet és a szerkezet- és felszínalakulás főbb vonásai A kutatási terület Kiindulási adatok Kutatási módszerek Terepi földtani és geomorfológiai vizsgálatok Térinformatikai feldolgozás Eredmények A fiatal üledékek és a domborzat terepi vizsgálata Szentlőrinc, homokbánya Cserdi-szőlőhegy, homokbánya Bodai őrház (Cserdi-DK), homokbánya Boda, erdészház Boda-DK, régi löszmélyút Boda, Harinkó-gödör Hetvehely, felhagyott homokbánya Hetvehely, Sás-völgy Pécsbagota, erdészeti út bevágása Zók, löszmélyút Gyód, Rudolf-hegy Pellérd, uránipari zagytározó övárka Kökény, pincesor Pécs, Pellérdi út Pécs, Hétkaréjos sírkamra Pécs, Búza tér Pécs, Havi-hegy Pécs, Erzsébettelep, kőfejtő Pécs, Danitzpuszta, homokbánya Pécs, Danitzpuszta, déli homokbánya Pécsvárad, homokbánya Komló-Mecsekjánosi, egykori homokbánya A domborzatmodell-elemzések eredményei A használt domborzatmodellek általános jellemzése Domborzat, magassági eloszlás Lefolyásviszonyok A nagy felbontású DDM hibaszűrése a domborzat szempontjából A domborzatmodellek szerkezeti geomorfológiai elemzése Domborzat Lejtés Felszíngörbület Lejtőkitettség Lineamensek Lefolyásviszonyok A szeizmikus szelvények elemzése Az eredmények értelmezése

3 6.1. A tektonikai adatok értékelése A szél szerepe a felszínfejlődésben A tektonika hatása a felszínfejlődésre A domborzatmodellek alkalmazhatósága morfotektonikai elemzésekben Az eredmények összefoglalása A kutatás további irányai Köszönetnyilvánítás Irodalom

4 Ábrajegyzék 1. ábra: A Nyugat-Mecsek és környéke átnézetes földtani térképe ábra: A kutatási terület a vizsgált feltárásokkal és szelvényekkel ábra: Vető a szentlőrinci homokbányában ábra: Haránthasadásos üledékszerkezet a szentlőrinci homokbányában ábra: A Tengelici Formáció és a felső-pannóniai homok érintkezése (Cserdi-szőlőhegy, homokbánya) ábra: A cserdi homokbánya szelvénye ábra: Ősmaradványok a cserdi homokbányából ábra: Nyugodt településű felső-pannóniai homok Bodától Ny-ra ábra: Felső-pannóniai és kvarter rétegsor Bodától DK-re, a felső részében éleskavicsokkal ábra: Oldalelmozdulásos összetevőjű vető a hetvehelyi homokbányában ábra: A Sás-völgyi teraszüledék elterjedése és egy mesterséges feltárása ábra: Tömegmozgással érintett rétegsor Pécsbagotán ábra: A zóki löszmélyút rétegoszlopa ábra: Mamutkoponya a zóki szelvény fölső szakaszában ábra: A Rudolf-hegyi (Gyód) felhagyott homokbánya rétegsora és a kaviccsal kitöltött hasadék ábra: Jellemző rétegsorok a pellérdi zagytározó övárkából ábra. Szeizmikus eredetű üledékfolyósodási jelenség a felső-pannóniai homok és a negyedidőszaki pataküledék határán ábra: Tefraszint középső-pleisztocén löszben a kökényi pincesoron ábra: Házalap feltárása Pécsett, a Pellérdi úton ábra: Vetők a Hétkaréjos sírkamra melletti felső-pannóniai homokban ábra: A Búza téri feltárás nyugati fala ábra: Limonitsávok elmozdulása pannóniai homokos aprókavicsban Pécsett, a Búza téri feltárásban ábra: Szerkezeti elemek a Havi-hegyről ábra: Az erzsébettelepi kőfejtő NyDNy-i fala ábra: Tektonikai jelenségek a danitzpusztai homokbánya északi falában ábra: A danitzi déli homokbánya enyhén D felé kibillent homokrétegei ábra: Feltolódások a pécsváradi nagy homokbánya DNy-i falában ábra: A mecsekjánosi feltárás helyszínrajza ábra: A mecsekjánosi feltárás déli fala a fő tektonikai elemekkel ábra: Vető Komló-Mecsekjánosi hulladéklerakójának déli feltárásában ábra: A szintvonalakból interpolált domborzatmodell hisztogramja és példa a domborzat mesterséges lépcsőire ábra: A fotogrammetrikus domborzatmodell hisztogramja és a jellemző magassági tartományok térképi eloszlása ábra: A lefolyástalan területek elhelyezkedése és tengerszint feletti magassága ábra: A lefolyástalan területek tengerszint feletti magasságának eloszlása ábra: Példa interpolálási hibából származó lefolyástalan területekre a Katonai Térképészeti Hivatal DDM-50 domborzatmodelljén ábra: A lefolyástalan területek képződményenkénti megoszlása a Nyugat-Mecsek szűkebb területén ábra: A lefolyástalan területek képződményenkénti megoszlása a teljes vizsgálati területen ábra: A nagy felbontású domborzatmodell lefolyásviszonyai (részlet) ábra: A fotogrammetriai úton nyert domborzatmodell fő hibatípusai ábra: Értelmezhetetlen morfológiai elemek két eltérő felbontású terület határán a Jakab-hegy gerincén ábra: A vizsgált terület árnyékolt domborzati képe ábra: A fő szerkezeti elemek és vezetőszintek a Nyugat-Mecsek domborzatmodelljén ábra: A tágabb környék árnyékolt és magasság szerint színezett domborzatmodellje ábra: Az egyes képződmények tengerszint feletti átlagmagassága a Nyugat-Mecsekben ábra: A terület lejtőszögtérképe ábra: Az egyes képződményekhez tartozó átlagos lejtőszög a Nyugat-Mecsekben ábra: A lejtőirányú felszíngörbület térképe ábra: Lejtőkitettségi térkép ábra: Az Ürögi-víz hordalékkúpja ábra: A kitettségi térképen megfigyelhető morfotektonikai jelenségek

5 51. ábra: A simított domborzatmodelleken és az űrfelvételen kijelölt nagy léptékű lineamensek ábra: A nagy felbontású domborzatmodellen kijelölt lineamensek és a földtani térképeken ábrázolt törésvonalak kapcsolata ábra: Lefolyási adatok térképe ábra: A vizsgált terület vízrajza árnyékolt domborzatmodellen ábra: Folyólefejeződések a Mecsekalja-öv mentén ábra: A Mecsek déli peremi feltolódása a Me-101 szeizmikus szelvényen ábra: A Bükkösdi-törés a Me-102 szeizmikus szelvényen ábra: Részlet a Me-104 szeizmikus szelvényből ábra: A regionális szeizmikus szelvények és a Mecsek fő szerkezeti övei ábra: Morfológiai szelvény a nyugat-mecseki hegylábfelszínen és a Görcsönyi-háton keresztül ábra: A fiatal tektonikai jelenségek megjelenése a feltárásokban és a Nyugat-Mecsek fő szerkezeti elemei ábra: Éleskavics- és futóhomok-előfordulások Pécs környékén ábra: A Pécsi-medence megjelenésének időpontjára vonatkozó adatok

6 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) 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 ( ) 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

7 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 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

8 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

9 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

10 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 Dél- Dunántúlra 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

11 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

12 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

13 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

14 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 kora- 14

15 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 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

16 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 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 km 2 (35 42 km). A DDMelemzések egy részének színtere ezen belül egy közel 800 km 2 -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

17 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

18 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: méretarányban: a Magyarország földtani atlasza sorozat (FÜLÖP 1984, HAAS 1996), 1: méretarányban: FORGÓ et al. 1966, 1: méretarányban: CHIKÁN, KÓKAI 2004, 1: méretarányban: CHIKÁN G. et al. 1984, HETÉNYI et al. 1982, 1: 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

19 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) Kutatási módszerek 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 között folytatott Rövidtávú Kutatási Programja keretében árkolták meg (KONRÁD 1996, 1998, HÁMOS 1999). A feltárások leírásakor a következő alapadatokat rögzítettem: a feltárás neve(i) ha a korábbi szakirodalomban többféle néven szerepel, akkor a szinonimák is; település, amelynek községhatárához tartozik; EOV koordináták (a feltárás közepén); megközelíthetőség; a feltárás méretei; a feltárt képződmény(ek); a feltárt képződmények kora (amilyen pontossággal ismert); rövid leírás; 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

20 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 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

21 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

22 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

23 5. Eredmények 5.1. A fiatal üledékek és a domborzat terepi vizsgálata Szentlőrinc, homokbánya [EOV ; 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 m 2 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

24 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 Cserdi-szőlőhegy, homokbánya [EOV ; 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, m magas, a völgyiránnyal párhuzamosan 40 méter hosszan feltárt. Alsó felét sárga, lymnocardiumos-congeriás, helyenként keresztrétegzett homokösszlet 24

25 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) Bodai őrház (Cserdi-DK), homokbánya [EOV ; 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

26 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 ( 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 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

27 Boda, erdészház [EOV ; 82015] A BAF-kutatás rövidtávú programja során a falu déli végétől Ny felé induló út (Alsó- Kaposi-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 kalciumkarbonát 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 Boda-DK, régi löszmélyút [EOV ; 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