Holocén felszínváltozás a hazai futóhomok területeken Dr. Lóki József 1. Bevezetés A hazai futóhomok területek a pleisztocén hordalékkúpokon alakultak ki. A korábbi kutatások (Marosi 1967; Borsy 1972, 1980, 1991; Borsy et al. 1981; Borsy et al. 1985; Lóki 1981; Lóki et al. 1994) igazolták, hogy a futóhomokformák többsége a pleisztocén végén a würm hideg, száraz periódusaiban képződött. A legjelentősebb eolikus felszínformálás a felső-pleniglaciális időszakra tehető. Mivel az egyes területek közötti éghajlati, domborzati, stb. tényezők eltérőek voltak, ezért a hordalékkúpok felszínfejlődésében és a kialakult formákban különbségek tapasztalhatók. A Nyírségben és a Bodrogközben feltárt fosszilis talajok radiokarbon vizsgálata alapján kimutattuk (Borsy et al. 1981, 1985; Lóki et al. 1994), hogy a felsőpleniglaciálist követően a würm végén még két alkalommal az idősebb és a fiatalabb Dryasban mozgásba lendült a homok. Az eddigi adatok alapján úgy tűnik, hogy ezek a mozgások az Alföld ÉK-i részén csak kisebb területre terjedtek ki. A Duna Tisza köze korábban is a szárazabb területek közé tartozott, ezért ott a szél felszínalakító tevékenysége jelentősebb volt. Ezzel magyarázható, hogy a buckás területeken a feltárásokban csak kevés helyen fordul elő fosszilis talaj. Az eddigi kutatási eredmények azonban figyelemre méltóak. Szeged környéki feltárás rétegeinek elemzése alapján kimutatták (Krolopp et al. 1995; Sümegi 2005), hogy a futóhomok és a felette levő lösztakaró között kifejlődött fosszilis talaj kora BP 25200 ± 300 év, ami arra utal, hogy a homokmozgás ennél korábban ment végbe. A táj középső részén végzett kutatásainkkal (Sümegi Lóki 1990; Sümegi 2005) pedig több homokmozgási periódust sikerült bizonyítani. Az azonban megállapítható (Marosi 1967, 1970; Borsy 1972, 1977ab, 1980, 1989, 1991; Borsy et al. 1981; Sümegi et al. 1992; Sümegi 2005), hogy a Duna-Tisza közén is a legjelentősebb eolikus felszínalakítás a felső-pleniglaciálisában ment végbe. Természetesen, az Alföld ÉK-i részéhez hasonlóan, itt is sikerült kimutatni (Borsy et al. 1991; Hertelendi et al. 1993) a fiatalabb és az idősebb Dryas idején lezajlott kisebb mértékű homokmozgásokat. Újabban végzett kutatások (Gábris et al. 2000, 2002; Ujházy 2002; Gábris 2003) részben megerősítik, részben kiegészítik a futóhomok-mozgások periódusairól közölt korábbi eredményeinket, amelyek arra utaltak, hogy a későglaciális hideg, száraz periódusaiban végbement homokmozgásokat az enyhébb, nedvesebb interstadiálisokban talajképződés szakította meg. A mélyfúrások homoküledékeinek elektronmikroszkópos vizsgálatával egyértelműen sikerült igazolni (Borsy et al.. 1982, 1983, 1985, 1987; Franyó Lóki 2002), hogy a negyedidőszakban, a felső pleniglaciálist megelőzően, többször képződött futóhomok. A bonyolult hordalékkúp épülés során a szárazabbá vált felszín egyes részein többször mozgásba lendült a homok. Ezek a rétegek a tektonikai mozgások során különböző mélységre kerültek. A holocén beköszöntésével, az éghajlat nedvesebbé válásával, a futóhomok területeket a szél felszínalakító tevékenységétől jól védte a természetes növényzet. Mivel a holocénben is a nedvesebb és szárazabb időszakok váltogatták egymást, ezért korábban a kutatók úgy gondolták, hogy a futóhomok formák egy része a viszonylag szárazabb mogyoró korban alakult tanszékvezető egyetemi tanár, Debreceni Egyetem Természetföldrajzi és Geoinformatikai Tanszék Tel.: 36-52-512900/22113; email: JLOKI@DELFIN.UNIDEB.HU A kutatás a T 61878 sz. OTKA támogatásával készült. 1
ki. A feltárásokban előforduló fosszilis talajok radiokarbon vizsgálatai azonban arra utalnak, hogy ezek a buckák a holocént megelőző szárazabb időszakokban képződtek. Az irodalmi és levéltári ismeretekre támaszkodva csak a XVIII. századi erdőirtások területén tételeztünk fel homokmozgásokat. Ezt támasztották alá azok a feltárások, ahol a felszín alatt néhány deciméter mélységben eltemetett talajréteget tártunk fel. Hosszú ideig megválaszolatlanul maradt a kisebb nagyobb területre kiterjedő lepelhomokkal borított felszínek kialakulásának magyarázata, illetve azok kortani tagolása. Az utóbbi évtized kutatásai során, elsősorban a nagyobb számú régészeti feltárásnak és a pollenanalitikai vizsgálatoknak köszönhető, hogy ezen a területeken is sikerült eredményeket elérni. Ezek alapján megállapíthatjuk, hogy a holocén száraz időszakaiban többször mozgásba lendült a homok. Ez az eolikus felszínátalakulás kisebb, az ember által művelt, területekre terjedt ki. Azonban a szél munkája során, a kedvező hatótényezőinek hiányában, jelentősebb magasságú akkumulációs formák nem képződtek. A futóhomok felhalmozódása a legtöbb helyen lepelhomok rétegek formájában tárható fel. A holocén nedvesebb időszakaiban a korábban kialakult buckák eróziója is végbement. A buckák felszínéről a csapadékvíz talajt és különböző szemcseméretű üledéket halmozott át a buckák közötti mélyedésekbe, illetve a maradékgerincekről a szélbarázdákba. A felszíni lemosás erőssége a természetes hatótényezők mellett jelentősen függött az ember tevékenységétől. A felhalmozott üledék vastagságából következtetni lehet a pozitív formák eredeti magasságára. Megállapíthatjuk, hogy a holocénben a futóhomok területek felszínének átalakulását a természeti tényezők mellett az emberi tevékenység jelentősen befolyásolta. Ennek megfelelően a hazai futóhomok területeken a formák átalakulásánál az alábbi típusok különböztethetők meg: a növényzettel borított eredeti eolikus felszínt csak a folyóvíz eróziója alakította, a szél által kialakított felszín rövidebb hosszabb ideig művelés alatt állt, ezért a csapadék eróziójának a hatására jelentősebb áthalmozás történt, a felszínt nem védte a növényzet (antropogén hatás: földművelés, túllegeltetés, stb) az eolikus átalakulás jelei megfigyelhetők, az eolikus felszín antropogén hatásra alakult át (pl. útbevágás, homokbányák, planírozás, stb.) A továbbiakban a hazai futóhomok területeken a holocénben végbement felszínváltozásokat elemezzük. 2. A folyóvíz felszínalakító tevékenysége A hazai három nagy futóhomok terület (Duna Tisza köze, Nyírség, Belső Somogy) felszínének kialakításában a víz és a szél mellett a tektonikai mozgásoknak is jelentős szerepe volt. A hordalékkúpok épülésének időszakában a vízfolyások a futásirányukat váltogatva a medence mélyebben fekvő területei irányába tartottak. A hosszú ideig tartó üledékfelhalmozódást elsősorban az éghajlati viszonyok határozták meg. A nedvesebb időszakokban a folyók vízhozama és a hordalékszállítása is megnőtt. Ezt jelzik a rétegsorban többször előforduló durvább szemcseösszetételű üledékek. A szárazabb időszakokban ahogy erre már fentebb utaltunk a hordalékkúp egyes részein, a szél alakította a felszínt. A nedvesebb időszakban a megnövekedett munkaképességű folyók több helyen a futóhomok formákat erodálták és az eolikus üledéket áthalmozták. A homokos üledékek elektronmikroszkópos vizsgálatakor a mélyfúrások folyóvízi rétegsorában, sikerült kimutatni a tipikus eolikus szemcséket. A pleisztocén végén végbement szerkezeti mozgások jelentősen megváltoztatták a hordalékkú- 2
pok korábban kialakult reliefjét. A Duna Tisza közi homokhátság és a Nyírség a környezeténél magasabb, a Belső Somogy pedig alacsonyabb helyzetbe került. A peremi süllyedékek kialakulása miatt a kiemelkedett területeken az élő vizek átfolyása megszűnt, a korábbi elhagyott medrek kezdtek feltöltődni. Több helyen ma is lehet látni a folyamatosan feltöltődő egykori medrek maradványait. A würm végének száraz időszakaiban a medrek egyes szakaszai futóhomokkal töltődtek fel. A vízfolyások az egykori hordalékkúp mélyebbre süllyedt területein a korábban kialakult homokbuckákat erodálták, sőt helyenként nagy területen el is tüntették. Jó példa erre a Bodrogköz, amelynek Ny-i felén csak foltokban (pl. Viss, Zalkod, Kenézlő térségében) maradtak meg az eolikus formák. A tektonikus mozgások hatásra megváltozott felszínen a korábbitól eltérő vízhálózat kezdett kialakulni. A Nyírségben és a Duna Tisza közi homokhátságon a vízválasztótól a peremi területek irányába tartó rövid, kisvizű patakok alakultak ki. Belső Somogyban pedig a Marcali hát folytatásában, a tektonikusan előrejelzett, É D-i irányba tartó mélyedésben, a Rinya a Drávába szállítja a homokterület vizét. Ezek a kis vízfolyások, amelyeket pl. a Nyírségben nyírvizeknek neveznek, a csapadékos években bővizűek és a buckákról areális, vagy lineáris erózióval lemosott hordalékot szállítják. A bővizűségre utalnak azok a vízimalmok, amelyekről a történeti leírásokban olvashatunk. Ha több évig szárazság van, akkor ezek a patakok nagyon sekély vizűek, sőt helyenként időszakosan ki is száradnak. A Nyírség D-i peremén, a Berettyó Kálló-ér vidékén, a változatos felszín kialakítása elsősorban a folyóvíz munkájának köszönhető. Ezen a területen a Nyírségből jövő vizek apró ereinek feltöltő munkája és a Berettyó korábbi felszíni tevékenysége mellett az Ős-Szamos és az Ős-Tisza egykori elhagyott medermaradványait is megtalálhatjuk. A döntően folyóvízi üledékkel jellemezhető felszínen, több helyen előfordulnak futóhomok foltok. Ezek gyakran a peremi utolsó nagyobb buckák folytatásában találhatók, de szigetszerűen felbukkannak folyóvízi üledékes környezetben is. Az iszapos, agyagos környezetből kiemelkedő futóhomokformák (ellipszis alaprajzú és aszimmetrikus parabola alakú garmadák) kialakulása csak úgy magyarázható, hogy ezt az átmeneti területet összefüggő futóhomok rétegek borították az eolikus felszínfejlődés időszakában. Ezt követően, elsősorban a holocén nedves időszakaiban, a folyóvizek oldalazó erózióval a homokterület déli peremét jelentősen átformálták. A futóhomok egy részét áthalmozták, illetve elszállították és az erodált területeken az árvizek alkalmával iszapos, agyagos üledéket raktak le. 3. A felszín átalakulása a csapadék hatására A futóhomok területeken a csapadékvíz felszínalakító tevékenysége több tényezőtől függ. A felszínre érkező csapadékvíz gyorsan beszivárog a homokba akkor, ha az eső egyenletesen, nem nagy intenzitással esik. Tehát elsősorban nem a csapadék évi mennyisége, hanem az intenzitása határozza meg a felszín pusztulásának mértékét. Az utóbbi években a hirtelen lezúduló nagy mennyiségű csapadékvíz jelentős anyagáthalmozást végzett. A talaj vízbefogadó képessége függ a felszíni és a felszínalatti rétegek szemcseösszetételétől. A hordalékkúpoknak azon a részein, ahol lösz, homokos lösz, illetve löszös homok fedi a futóhomokból felépülő buckákat a felszíni beszivárgás lassabban megy végbe, mint a homokkal borított területeken. Nagyon fontos a formák belső rétegzettsége, illetve az egyes rétegek szemcseösszetétele is. A Nyírségben, a homokbuckákban kialakult kovárványrétegek (1. ábra) víztartó képessége jobb, mint a közöttük húzódó rétegeké, ezért a víz leszivárgásának sebességét csökkentik. Ott, ahol a felszíni laza homokréteg a kovárványig már lepusztult, 3
a csapadékvíz eróziós tevékenysége is lelassul. A keményebb kovárványrétegekbe bevágódó esőbarázdák meredek falúak. A víz beszivárgását a rétegek víztartalma, a talajvíz mélysége is meghatározza. Közismert, hogy a buckákban a talajvíz, kissé követve a felszín egyenetlenségeit, a buckaközi mélyedésekhez viszonyítva magasabban helyezkedik el. 1. ábra Kovárvány rétegek a nyírségi homokban A felszín pusztulása szempontjából nagyon fontos a terület reliefenergiája és a lejtők meredeksége is. A felszín gyorsabban pusztul azokon az akkumulációs területeken, ahol a szél magas buckákat alakított ki. Az aszimmetrikus buckák (pl. szegélybuckák) meredek lejtői gyorsabban pusztulnak. Az előző tényezők elemzésénél nem vettük figyelembe a felszín növényi borítottságát. Jelentős eltéréseket tapasztalhatunk a természetes mesterséges növényzet, illetve a teljesen vagy részben fedett felszín tanulmányozásánál. A buckákat borító természetes, zárt növénytakaró szinte teljes védelmet nyújt a csapadékvíz eróziója ellen. A növények levele a csapadék egy részét felfogja, növeli a párologtatási felületet, csökkenti a felszínre érkező esőcseppek energiáját és növekedik a beszivárgás időtartama. A növények gyökerei csökkentik a lejtők lepusztulását. A mesterséges növényzetnél eltérő hatások tapasztalhatók. Az ültetett erdők rendezett sorai, a fák sortávolsága, életkora, a soroknak a lejtőkhöz viszonyított iránya, az aljnövényzet mennyisége és még további tényezők mind hatással vannak a felszín pusztulásának mértékére. Ehhez hasonló, de még kevesebb védelmet nyújtanak a gyümölcsösök és szőlők, különösen akkor, ha a sorokat a lejtők irányában alakították ki. A szántóföldi növénytermesztésnél a vegetációs időszak elején és a nyári, nagy csapadékos napokon figyelhető meg a buckák lejtőin lefolyó víz felszínpusztító tevékenysége. Rövid idő alatt mély esőbarázdák alakulnak ki és a buckák tövében, a lejtő alján kis hordalékkúpok formájában (2. ábra) halmozódik fel a lehor- 4
dott homokos üledék. A lejtőről lemosott üledék vastagsága és az áthalmozás üteme közötti összefüggéseket Kiss T. (2000) tanulmányozta a Nyírség DK-i területein. 2. ábra A csapadékvíz eróziója akkumulációja futóhomokon 4. Eolikus felszínalakulás a holocénben A holocén beköszöntésével (preboreális fázis) az éghajlat jelentősen megváltozott. A korábbinál enyhébb és csapadékosabb éghajlat lehetővé tette a felszínt jobban védő növényzet kialakulását. A boreális fázisban a melegebb, szárazabb éghajlaton nagyon valószínű, hogy a laza futóhomok felszíneken elsősorban a Duna Tisza közén ismét mozoghatott a homok, de a fosszilis talajok hiányában azonban erről a homokmozgásról nincsenek adataink. Természetesen az sincs kizárva, hogy a boreálist követő atlantikumban, ha időnként szárazabbra fordult az éghajlat, szintén lehettek kisebb területre kiterjedő homokmozgások. Az atlantikum után a növénytakaró egyre jobban védte a felszínt, így újabb homokmozgásra csak ott kerülhetett sor, ahol az emberi beavatkozásra a növényzet elpusztult. A legtöbb problémát a lepelhomok-takaró korának meghatározása jelentette. A homoklepelre először Bulla (1951) hívta fel a figyelmet. Rámutatott arra, hogy a Duna Tisza közén a löszös laposokat, mésziszapos üledékeket több helyen vékony lepelhomok borítja. További kutatások (Franyó 1964; Lóki 1994) pedig arról számoltak be, hogy a Kolon-tó peremén tőzeges rétegeket takar vékony futóhomokréteg. A lepelhomok jelentőségét felismerve Marosi (1967) a lepelhomokra, mint formára a homoklepel megnevezést vezette be. A lepelhomok tanulmányozása céljából a Duna Tisza közén és a Nyírség déli szegélyén feltárásokat készítettünk és fúrásokat mélyítettünk. Az eddigi kutatások arra utalnak, hogy a viszonylag vékony, tagolatlan homoklepel a würm végén és a holocén szárazabb időszakaiban egyaránt képződhetett. A fiatal homoktakaró kialakulásának korát először a Duna Tisza közén, Hetényegyháza határában sikerült kimutatni (Lóki Schweitzer 2001), ahol a régészek a 120 160 cm vastagságú homoklepel eltávolítása után szarmata korú telepet tártak fel. A szarmata temetőt, gödröket, házmaradványokat, állati csontvázakat (3. ábra) futóhomok borította be. 5
3. ábra Szarmata korú leletek a futóhomokkal fedett talajban Kecskeméttől ÉNy-ra a Ballószögnél végzett régészeti lelőhely feltárása is hozott újabb eredményeket. A 90 130 cm mélységközben található mészlepedékes csernozjom talajban ott is előkerültek szarmata leletek, melyeket 20 30 cm-es futóhomok borított be, amelyen sötétbarnás színű talaj képződött. Ennek a talajnak a felső szintjéből pedig Árpád-kori leletek kerültek elő. Ezeket a leleteket pedig 60 cm-es futóhomok borította be. A Duna Tisza közén az utóbbi években végzett kutatások alapján kimutatták (Kiss et al. 2005; Nyári Kiss 2005), hogy a bronzkor (i.e. 2800-900) után, továbbá a VI. VIII., és a XIII XIV. században jelentős futóhomok-mozgás volt, amelyet a földműveléssel és a nagytestű állatok legeltetésével magyaráznak. A Nyírség déli peremén, a homokbuckák előterében a lepelhomokkal borított felszínbe mélyített feltárásokban több helyen (Hosszúpályi, Álmosd, stb.) eltemetett talajok és régészeti leletek tagolták a rétegeket. A Hosszúpályi határában mélyített feltárásban (4. ábra) a futóhomokot tagoló alsó talajrétegből Bronz-kori, a felsőből pedig Szarmata korú edénymaradványok kerültek elő. A fentiek alapján megállapíthatjuk, hogy a homoklepel takarók felszíne a történelmi időszakban többször változott. Ezzel magyarázható, hogy itt a homokbuckák felszínén nem alakulhatott ki fejlett talajtakaró. A száraz időszakokban a buckák tetőszintjének homokanyagát tovább szállította a szél. A történelmi időben végbement homokmozgások korának meghatározásában a régészeti leletek feltárása nagyon jelentős. A leletekből arra is következtethetünk, hogy a széleróziót az éghajlati tényezők mellett az itt élő emberek természetátalakító tevékenysége is elősegíthette. 6
4. ábra A Hosszúpályi határában mélyített feltárás rétegsora Napjainkban is megfigyelhető a szél felszínalakító tevékenysége. Elsősorban a vegetációs időszak kezdetén, amikor a tavaszi szántás után hosszabb ideig nem védi a növényzet a felszínt, a száraz szeles napokon jelentős a felszín átalakulása. A szántóföldekről egy-egy viharos napon több cm vastagságú talaj erodálódik, amely a parcellák szélén a növényzettel védett területen halmozódik fel (5. ábra). Télen, ha nem védi megfelelő vastagságú hótakaró a felszínt, akkor a csupasz homokfelszíneken a szélerózió érezteti hatását (6. ábra). 5. Antropogén formák a futóhomok területeken A szél által kialakított természetes formák leglátványosabb változása az ember beavatkozásának köszönhető. Korábbi évszázadokban a homokterületek formái kisebb mértékben sérültek. Miután az építkezésekhez kezdték használni a homokot, a homokbányák (7. ábra) megnyitásával homokbuckák tűntek el. Nagy tömegű homokot használnak fel a folyók melletti töltésekhez, és az autópályák építésénél is. Az utak, vasutak építésekor az akkumulációs homokformák átvágásával, mélyebb területek feltöltésével az eolikus formakincs megváltozik. A mezőgazdasági területeken több helyen a terepegyengetéskor, a szintkülönbségek csökkentése érdekében, a deflációs mélyedéseket a buckák homokjával töltötték fel. Ezzel a szántóföldi területek gépí művelését megkönnyítették, de a rétegtani viszonyok megváltoztatása káros hatással volt a talajok vízgazdálkodására is. A harmadik felszínalakítási típusba sorolható az akkumulációs formák magasítása. Ez ugyan ritkábban fordul elő, mint a bányászat és elegyengetés, de pl. megfigyelhető azoknál a kunhalmoknál (Tóth 2003), amelyeket homok területeken a buckák magasításával (8. ábra) építettek. 7
Az eddigi kutatások alapján megállapíthatjuk, hogy a hazai futóhomok területek átalakulása a holocénben elsősorban az ember természetátalakító tevékenységének köszönhető. 5. ábra A parcelláról elszállított homok akkumulációja az út menti árokban 6. ábra Talajjal fedett hóforma 8
7. ábra Homokbánya Nyíregyháza határában 8. ábra Király halom Abádszalók határában (Tóth Cs. felvétele) Irodalom Borsy Z. 1972: A szélerózió vizsgálata a magyarországi futóhomok területeken. Földr. Közl. pp. 156-159. Borsy Z. 1977a: A Duna-Tisza köze homokformái és a homokmozgás szakaszai. Alföldi tanulmányok. Békéscsaba. pp. 43-53. Borsy Z. 1977b: A magyarországi futóhomok területek felszínfejlődése. Földr. Közl. pp. 12-16. Borsy Z. 1980: A Nyírség geomorfológiai kutatásának gyakorlati vonatkozású eredményei. Acta Academiae Pedagogicae Nyíregyháziensis 8. pp. 19-36. 9
Borsy Z. 1989: Az Alföld hordalékkúpjainak negyedidőszaki fejlődéstörténete. Földr. Közl. pp. 211-222. Borsy Z. 1991: Blown sand territories in Hungary. Z. Geomorph. N.F. Suppl.-Bd. 90, 1-14. Berlin Stuttgart. pp. 1-14. Borsy Z. Csongor É. Félegyházi E. Lóki J. Szabó I. 1981: A futóhomok mozgásának periódusai a radiocarbonvizsgálatok tükrében Aranyosapáti hetárában. Szabolcs-Szatmári Szemle, Nyíregyháza, XVI., 2., pp. 45-50. Borsy Z. Csongor É. Lóki J. Szabó I. 1985: Recent results in the radiocarbon dating of wind-blown sand movements in the Tisza-Bodrog Interfluve. Acta Geogr. Debrecina 22. pp. 5-16. Borsy Z. Félegyházi E. Hertelendi E. Lóki J. Sümegi P. 1991: A bócsai fúrás rétegsorának szedimentológiai, pollenanalitikai és malakofaunisztikai vizsgálata. Acta Geographica Debrecina Tomus 28-29. pp. 263-277. Bulla B. 1951: A Kiskunság kialakulása és felszíni formái. Földrajzi Könyv- és Térképtár Értesítő, 10-12., pp. 101-116. Franyó F. 1964: A futóhomok és a lösz települési viszonyai a Duna-Tisza köze középső részén. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, pp. 31-46. Gábris Gy. 2003: A földtörténet utolsó 30 ezer évének szakaszai és a futóhomok mozgásának főbb periódusai Magyarországon. Földrajzi Közlemények pp. 1-13. Hertelendi E. Lóki J. Sümegi P. 1993: A Háy-tanya melletti feltárás rétegsorának szedimentológiai és sztatigráfiai elemzése. Acta Geographica Debrecina 30-31. pp. 65-75. Kádár L. 1935: Futóhomok-tanulmányok a Duna-Tisza-közén. Földr. Közl. Vol. 63. pp. 4-15. Kádár L. 1956: A magyarországi futóhomok-kutatás eredményei és vitás kérdései. Földr. Közl. 4. pp. 143-163. Kiss T. 2000: Futóhomok területek felszíndinamikája természeti és társadalmi hatások tükrében dél-nyírséfi vizsgálatok alapján. PhD értekezés. Debreceni Egyetem, Természettudományi Kar pp. 79-103. Kiss Tímea Nyári Diána Sipos György 2005: Homokmozgások vizsgálata a történelmi időkben Csengele területén in print Krolopp E. Sümegi P. Kuti L. Hertelendi E. Kordos L. 1995: A Szeged-Ötthalom környéki löszképződmények keletkezésének paleoökológiai rekonstrukciója. Földt. Közl. 125. pp. 309-361. Lóki J. 1981: Belső-Somogy futóhomok területeinek kialakulása és formái. Acta Geographica Debrecina, Tomus 18-19. pp. 81-111. Lóki J. 1994: Mezőgazdaság-központú természetföldrajzi vizsgálatok a Duna-Tisza köze északi felének példáján. Kandidátusi értekezés. Kézirat. Debrecen p. 199. Lóki J. Hertelendi E. Borsy Z. 1994: New dating of blown sand movement in the Nyirség. Acta Geographica Debrecina 1993, Tomus 32. pp. 67-76. Lóki J. Sümegi P. Hertelendi E. 1994: Az abonyi téglagyári feltárás rétegsorának szedimentológiai és sztatigráfiai elemzése Acta Geographica Debrecina 32. pp. 51-66. Lóki J. Schweitzer F. 2001: Fiatal homokmozgások kormeghatározási kérdései a Duna-Tisza közi régészeti feltárások tükrében. Közlemények a DE Földrajzi Intézetéből, No. 221. pp. 175-181. Marosi S. 1967: Megjegyzések a magyarországi futóhomok területek genetikájához és morfológiájához. Földr. Közl. Vol. 15. pp. 231-255. Nyári D. Kiss T. 2005: Holocén futóhomok-mozgások vizsgálata a Duna-Tisza közén. Földr. Közl. in press. Nyári D. Kiss T. 2005: Holocén futóhomok-mozgások Bács-Kiskun megyében régészeti leletek tükrében. Cumania, Kecskemét in print Sümegi P. 2001: A Kiskunság a középkorban geológus szemmel in.: szerk Horváth F.: A csengelei kunok ura és népe. Archaeolingua Kiadó, Bp. pp 313-317. Sümegi P. 2005: Loess and Upper Paleolithic environment in Hungary. An Introduction to the Environmental History of Hungary. Aurea Kiadó, Nagykovácsi pp. 183-211. Sümegi P. Lóki J. 1990: A lakiteleki téglagyári feltárás finomrétegtani elemzése. Acta Geographica Debrecina 1987-1988, Tomus 26-27. pp. 157-167. Sümegi P. Lóki J. Hertelendi E. Szöőr Gy. 1992: A tiszaalpári magaspart rétegsorának szedimentológiai és sztatigráfiai elemzése. Alföldi Tanulmányok, 14 pp. 75-87. TÓTH CS. 2003: A Hortobágy negyedidőszak végi felszínfejlődésének főbb természeti és antropogén vonásai. (Doktori PhD. értekezés) Debreceni Egyetem TTK, Debrecen. p. 245. Ujházy K. 2002: A dunavarsányi garmadabucka fejlődéstörténete radiometrikus kormeghatározások alapján. Földtani Közlöny, 132/különszám, pp. 175-183. Ujházy K. Gábris Gy. Frechen M. 2003: Ages of Periods of Sand Movement in Hungary determined through Luminescence Measurements. Quaternary International 111. pp. 91-100. 10