Két vulkáni hegység között: a Dunakanyar kialakulása

Börzsönyvidék 5. Szob (2014) Két vulkáni hegység között: a Dunakanyar kialakulása KARÁTSON Dávid Bevezetés A Börzsöny déli tájföldrajzi határát képezõ Dunakanyar benne leglátványosabb részével, a Visegrádi-szorossal (1. ábra) a jégkor (pleisztocén) fiatalabb szakaszában alakult ki. Az újabb, fõként az ELTE Természetföldrajzi Tanszékén folyó kutatások rávilágítottak, hogy kialakulását jelentõs részben a 1. ábra. A Dunakanyar térsége 10 m felbontású digitális domborzati modell (DEM) árnyékolt, magasságszínezett képén környezõ miocén kori vulkáni formák határozták meg, és döntõ szerepet játszott benne a terület fiatal emelkedése, valamint a Duna lefolyási területének, az Alföldnek a süllyedése. A kérdést magyar nyelven összegzõ tanulmányunk (KARÁTSON et al. 2007a) nyomán jelen tanulmányban miután röviden

206 Börzsönyvidék 5. felvázolom a terület földtörténeti múltját és ismertetem a Dunakanyar kialakulásának tudománytörténetét a szoros kialakulását mutatom be a középsõmiocén, 15 millió éves vulkanikus formakincs felszínfejlõdése, valamint az ezt követõ, ehhez igazodó õsvízrajzi változások tükrében. Földtörténeti keret és a miocén vulkáni formák fejlõdése A Börzsöny Visegrádi-hegység a Kárpát-medence miocén tûzhányótevékenységének legnyugatibb bástyái közé tartozik. A két, ma önálló hegység nagyjából egyszerre, mintegy 16 millió éve kezdte meg mûködését a térséget ekkor, a középsõ-miocén badeni korszakában elborító szigettengerben (2. ábra). A Visegrádi-hegység aktivitása valamivel korábban (mintegy 14,5 millió éve: KARÁTSON et al. 2007b), a Börzsöny mûködése késõbb (13,5 millió éve, KARÁTSON et al. 2000) ért véget. A vulkánosság az Alcapa nevû kõzetlemeztömb területén ment végbe, amelyet itt részben óidei metamorf aljzat (Ipoly menti kristályospala, 2. ábra. A Börzsöny Visegrádi-hegység fõ vulkáni eseményei és felszínformái a K-Ar-geokronológia és a magnetosztratigráfia tükrében (KARÁTSON et al. 2000 és 2007b)

KARÁTSON D.: Két vulkáni hegység között: a Dunakanyar kialakulása 207 kõzeteit a börzsönyi andezit zárványaiként is ismerjük), részben a Dunántúliközéphegységet is felépítõ középidei karbonátos kõzetek alkotnak. Eme idõs kõzetekre a miocén vulkáni mûködést megelõzõen tengeri üledékek (homokkõ, márga, agyag, kavics) rakódtak, részben közepes vagy sekély vízmélységû tengerben, részben ebbe nyomuló folyódelták anyagaként (KORPÁS et al. 1998). A Visegrádi-szoros térségének meghatározó vulkáni felépítménye, kitörési központja a Keserûs-hegyi vulkán volt (KARÁTSON et al. 2006), amelynek ma a Prédikáló-szék (639 m) jelenti a legmagasabb pontját. E vulkán késõbbi felszínfejlõdése alapvetõen meghatározta a Dunakanyar kialakulását. A tûzhányó egy eredetileg 1300 1500 m magas, amfibolandezit anyagú lávadómcsoportként értelmezhetõ, amely jellemzõen robbanásos aktivitást mutatott, lávadóm-összeomlásokkal és ezekbõl lerakódott ún. blokk- és hamuárüledékekkel (lásd pl. a Vadállókövek breccsából felépült szikláit). Mûködése végén a vulkáni kúpot észak felé jelentõs hegyleszakadás, törmeléklavina csorbíthatta (KARÁTSON et al. 2006). Ennek U alakú ( lópatkó- ) kalderája a Mt. St. Helens vulkánhoz hasonlóan rekonstruálható (3. ábra). Kialvása után a Keserûs-hegyi vulkán a középsõ-miocén szubtrópusi éghajlaton (vö. KORDOS 1979, BRUCH et al. 2004) gyors pusztulásnak indulhatott. Környezetét továbbra is tengerborítás határozta meg, egészen a Pannon-tó e térségben kb. 10 millió évvel ezelõtti, északnyugatról délkeletre elõrenyomuló (progradáló) deltákkal történõ feltöltõdéséig (MAGYAR et al. 2013). Eközben a pusztuló vulkán magasabb térszíneinek tönkösödése a mai lapos hegyhátak elõdeinek kialakulását eredményezhette (a Dobogókõ, Urak asztala, Vöröskõ stb. vonulatai, jelenlegi magasságuk utólagos tektonikus kiemelkedés eredménye). Más, hasonló éghajlaton kapott eróziós ráták alapján (AHNERT 1970, SUMMERFIELD 1991, HINDERER, EINSELE 2001) a lepusztulás (felszínalacsonyodás) sebességét ebben az idõszakban akár 80 100 m/millió évre tehetjük (1. táblázat). A badeni korszak intenzív lepusztulása egészen a pannóniai közepéig (~8 millió évvel ezelõttig) jellemzõ lehetett, habár mértéke az éghajlat lassú hûlése miatt feltehetõen csökkent. Végeredményben az idõszak végére a Keserûs-hegyi vul- 3. ábra. A Keserûs-hegyi vulkánt mûködése végén az egyesült államokbeli Mt. St. Helens 1980-as kitöréséhez hasonlóan lópatkó-kaldera csorbíthatta. Az ábrán a mai Keserûs-hegyi vulkán és a Mt. St. Helens egymásra illesztett DEM-je. Pirossal a Keserûs-hegyi kaldera mai pereme (vö. 1. ábra); a lila vonalak a fontosabb tektonikus vetõdéseket jelölik (KARÁTSON et al. 2006)

208 Börzsönyvidék 5. 1. táblázat. Az eredetileg 1300 1500 m magas Keserûs-hegyi vulkán lepusztulásának mennyiségi mutatói (KARÁTSON et al. 2006 és 2007a nyomán) kán 700 800 m-esre alacsonyodhatott. Fontos megemlíteni, hogy a térségben a vulkáni fedõüledékek (Rákosi Mészkõ, Szilágyi Agyagmárga: KORPÁS et al. 1998) napjainkban csupán > 200 m vastagságot érnek el, és vulkáni anyagot nem, vagy csak alárendelten tartalmaznak. Ebbõl az következik, hogy a késõ-miocénig keletkezett több száz m vastag lepusztulástermék zöme el kellett hogy szállítódjék a süllyedõ Pannon-medence (pl. KÁZMÉR 1990, MAGYAR et al. 1999) távolabbi részei felé. A késõ-pannóniai során a kevésbé meleg, bár még mindig nedves éghajlaton kárpáti vulkánok morfometriai elemzésébõl kapott adatok alapján (pl. KARÁTSON 1996, NÉMETH, MARTIN 2003) mintegy 30 50 m/millió év eróziós rátával számolhatunk. Ennek nyomán a miocén végére / pliocén elejére a Keserûshegyi vulkán abszolút (tengerszint feletti) magassága 500 600, viszonylagos magassága 300 400 m-re csökkent. (A süllyedés mértékétõl, illetve a környezõ síkság õsfolyók általi feltöltõdéstõl függõen ez lehetett ennél több, de kevesebb is.) A pannóniai végére a medencesüllyedés lelassult, majd megállt, s a területet a Kárpát-medence nyugati részén már korábban megjelenõ Õs-Duna, illetve a távolabbi alpi, északnyugati-kárpáti hegyláncok felõl érkezõ vízfolyások töltögették (MAGYAR et al. 1999, 2013). Ez az állapot tekinthetõ a mai vízhálózat kialakulását közvetlenül megelõzõ õsföldrajzi helyzetnek, amelyhez a Duna és benne a Dunakanyar kialakulását a hazai földtudósok viszonyítják. A Dunakanyar kutatásának tudománytörténeti elõzményei A Duna-völgy eredetét a geológia egyik hazai atyja, SZABÓ József (1862) tektonikusan meghatározottnak tekintette, bár konkrétan a Dunakanyarra még nem utalt. SALAMON (1878) szerint a Visegrádi-szoros már a harmadkor végén létezett mint tengerszoros, s késõbb levezetési vonala volt a kialakuló Õs- Dunának. A Dunakanyar folyóvízi bevágódásának, nevezetesen teraszainak nyomait a Dunakanyarban legalább négy vagy öt teraszt elõször STRÖMPL (1915) és SCHAFARZIK (1918) ismerte fel. SCHAFARZIK egyúttal felvetette a Duna megjelenésének pliocén végi idõpontját a Pest környéki pliocén ( levantei ) kavicsok alapján. Ehhez csatlakozott KÉZ (1934) és NOSZKY (1935) is, akik ugyanakkor felhívták a figyelmet a datálás nehézségeire (õslénytani adatok hiánya, teraszszintek nehéz párhuzamosíthatósága, foszlányos jellege). Tény, hogy bizonyosan Duna-kavicsot csak az alsó két-három teraszon találni (vö. PÉCSI

KARÁTSON D.: Két vulkáni hegység között: a Dunakanyar kialakulása 209 1959), ezért a magasabb (különösen a IV-esnél magasabb) szintek megléte, illetve besorolása mind a mai napig kétséges vagy nehezen bizonyítható. SCHAFARZIK (1918), CHOLNOKY (1925), NOSZKY (1935), SÜMEGHY (1955) és PÉCSI (1959) a Dunakanyar kialakulását tektonikus mozgásokkal lépést tartó bevágódással magyarázta (antecedens elmélet). KÉZ (1934) ugyanakkor az éghajlati változások szerepét emelte ki (pl. bevágódás nagyobb vízhozam hatására), amivel több évtizedes, némileg mondvacsinált vitát (lásd PÉCSI 1959) indított el a teraszképzõdés tektonikus vagy éghajlati eredetérõl. SZÁDECZKY- KARDOSS (1938, 1941), általánosan elemezve a fiatal tektonikus mozgások hatását a Pannon-medence vízhálózatára, megfogalmazta mind a mai napig elfogadott tézisét, miszerint a Duna az ún. Keszthely Gleichenbergi-hát és a Dunántúliközéphegység kiemelkedésének hatására, a pliocén végén / pleisztocén elején térült a Dunakanyarba. Az emelkedés az addig általánosan süllyedõ Pannonmedence területén a teljes térség neotektonikai stílusváltásával, nevezetesen a korábbi széthúzásos helyett nagy vonalakban összenyomódásos feszültségtér fokozatos felépülésével magyarázható, ami az adriai térség felõl ható nyomóerõk máig tartó következménye (HORVÁTH, ROYDEN 1981, HORVÁTH 1995, FODOR et al. 1999). Azt a tényt pedig, hogy a Duna völgyének középhegységi szakaszán a teraszok a Dunakanyar felé haladva egyre magasabb, domború szintekként jelentkeznek, PÉCSI (1959) óta számos kutató (pl. GÁBRIS 1994, RUSZKICZAY-RÜDIGER et al. 2005a, b) az antecedens elmélet, tehát a tektonikus emelkedéssel lépést tartó bevágódás egyértelmû bizonyítékának tekinti. Ugyanakkor egészen az 1950-es évekig a rohamosan fejlõdõ teraszkutatás dacára egyik kutató sem foglalkozott érdemben azzal a kérdéssel, hogy miért ívelt, azaz kanyar alakú a mai Dunakanyar. Erre, csaknem egy idõben, elõször KÁDÁR (1955) és LÁNG (1955) kínált megoldást. (KÉZ A. munkásságának erre vonatkozó értékelése korábbi munkánkban KARÁTSON et al. 2007a tévesen szerepel.) KÁDÁR (1955) elképzelése szerint a Dunakanyar regressziós eredetû: az egységes Börzsöny Visegrádi-hegységrõl az Alföld felé lefutó õsfolyó hátravágódással alakította ki völgyét, elõször az Ipolyt, a Garamot, majd a Kisalföld fõ folyóját, a Dunát lefejezve, magához csatolva (utóbbi korábban pl. a Móri-árkon át folyhatott le). Regressziós elmélete azonban nem volt bizonyítható (pl. ellentétes futású mellékfolyó-hálózattal), ellentmondásban állt az antecedens jelleggel, és igazából nem is oldotta meg a szabályos kanyar alak okát (igaz, munkájában általánosságban Dunakanyarban meanderezõ folyóról írt). A regressziós elméletet PÉCSI (1955, 1959) is megcáfolta a Pesti-síkságon már az idõs Duna-hordalékban is alpi eredetû kavicsanyag van, és az antecedens keletkezésmód mellett foglalt állást. LÁNG (1955) a idõközben megerõsödõ antecedens elméletet nem regresszióval, hanem epigenetikus eredettel egészítette ki. (Ennek egyfajta elõzményeként VENDL [1928] munkája említhetõ.) Ezen azt értette, hogy a mai meder mintegy átöröklõdött egy korábbi, lajtamészkõvel fedett, magasabb térszínrõl. Bár e korai korszak õsföldrajzi képét nem részletezte, a hegységrõl szóló monográfiájában több helyen is azt írja, hogy ez a térszín lapos, síksággá lepusztult tönkfelszín lehetett. A Dunakanyar U alakja kapcsán az átöröklõdést úgy pontosította, hogy a hatalmas kanyar nem más, mint egy jól bevésõdött óriásmeander, amit a

210 Börzsönyvidék 5. mainál jóval nagyobb õsfolyó vágott be. E tetszetõs hipotézisére vonatkozóan azonban részleteket (pl. vízhozamelemzés), behatóbb elemzést nem közölt. Azzal a felvetéssel viszont, hogy ha a Duna vulkáni hegységen folyik keresztül, a vulkáni formáknak volt-e, lehetett-e szerepük a kialakulásában, a 20. sz. utolsó harmadáig senki sem foglalkozott. Ebben közrejátszhatott az is, hogy az 1960-as években a tönkösödési szemlélet uralkodóvá válása miatt a hazai geomorfológiában a vulkáni formák azonosíthatósága háttérbe szorult (lásd: KARÁTSON 2005). Az esetleges vulkáni formakincs és a Duna-völgy kapcsolata tehát nem merült fel, holott az epigenetikus jelleg ami széles körben elfogadottá vált mindenképp szükségessé teszi, hogy megvizsgáljuk: vajon az egykori fedõüledékek alatt milyen térszínre öröklõdött át az (Õs)-Duna, lehetett-e annak az alakot meghatározó vagy befolyásoló szerepe? Elsõnek KORPÁS László volt az, aki elõször kéziratos jelentésében (CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY, KORPÁS 1982), majd a Börzsöny 1:50 000-es térképének magyarázójában (KORPÁS et al. 1998) rámutatott: kézenfekvõ, hogy a vulkáni kúpoknak és vulkáni szerkezeteknek döntõ szerepe volt a Duna völgye, s ezen belül a Dunakanyar kialakulásában. Errõl a szereprõl azonban többet nem írt. KORPÁS felvetését továbbgondolva SZÉKELY A. (1997) arra következtetett, hogy a Duna a kaldera É-i részét átvágta, belevágódott a rétegvulkán peremébe. Azonban az újabb vulkanológiai eredmények tükrében (KARÁTSON et al. 2006, 2007b) vulkán- vagy kalderaperem átvágása aligha kerülhet szóba, mivel a Szent Mihály-hegy sem nem vulkán, sem nem kalderaperem, hanem felhalmozódásos eredetû vulkáni törmelékpalást (lávadómmal magasítva). A Keserûs-hegy északi része pedig, mint láttuk, a vulkanizmus végétõl már nyitott, U alakú ún. lópatkó-kaldera -ként létezett. Mindezen felvetésekbõl ugyanakkor egyértelmûvé vált, hogy a vulkáni formákkal a térségben számolni kell, nem pusztultak le nyom nélkül. Mielõtt a Dunakanyar kialakulásának történetét tovább fûznénk, meg kell még említeni, hogy ha nem is explicite, de a kanyar alak vagy legalább egy részének térképi magyarázatául többen (LÁNG 1955, CZAKÓ, NAGY 1977, CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY, KORPÁS 1982, BREZSNYÁNSZKY, SÍKHEGYI 1987, FODOR et al. 1999) vetõket, vetõvonal-szakaszokat rendeltek a Dunakanyar futása mellé. Ezek közül legkézenfekvõbb a Szent Mihály-hegy Ny-i oldalát határoló vetõ (lásd 3. ábra), de ugyanilyen markáns Basaharc és Dömös között a Visegrádi-hegység peremét jelzõ vonal is, amely SZÉKELY B. et al. (2006) szerint még a holocénban, sõt, a történelmi idõkben is megszabhatta a Dunakanyar nyugati részének futását. Mindazonáltal a térséget átszelõ vetõk, amelyek többségükben függõleges elmozdulásokat jelölhetnek, még nem adnak kizárólagos magyarázatot a folyó szabályos kanyar alakjára. Az õsvízrajz alapvonalai A pannóniai korszak végétõl kezdve tehát a tágabb térséget folyóvízi-tavimocsári, északról az Alföld felé tartó õsfolyókkal tagolt vízrendszer foglalta el. Az éghajlat hûlt és szárazabbá vált (immár mérsékelt kontinentális: KORDOS 1979, HABLY, KVACEK 1998), ezen belül a pliocén második felétõl, akárcsak az egész északi félgömbön (WILLIS et al. 1999), jelentõsen ingadozhatott. A gyérebb

KARÁTSON D.: Két vulkáni hegység között: a Dunakanyar kialakulása 211 csapadék, a kisebb szintkülönbségek, a nem állandó medrû vízfolyások a pannóniai véginél is kisebb eróziós rátát eredményezhettek (<30 m/milló év: vö. KARÁTSON 1996, 1. táblázat). A terület süllyedése a pliocénra abbamaradt, a kor végére a Keserûs-hegyi vulkán abszolút (tszf.) magasságát tekintve 400 500 méteresre alacsonyodhatott. Mivel ekkor a hegy körüli alluviális síkon nagyobb mértékû folyóbevágódással, térszínalacsonyodással ismereteink szerint még nem számolhatunk, a vulkán viszonylagos magassága az eróziós rátának megfelelõen 200 300 m-re, azaz az eddigi legalacsonyabbra, dombsági jellegûre csökkenhetett (1. táblázat). A pliocénra jellemzõ eróziós folyamatokat elemezve már LÁNG (1955) is megállapította, hogy ekkor a szélerózió és lejtõs tömegmozgások a vulkáni formákat szelíd, hullámos tájjá puszították. Jellemzõ lehetett a hegylábfelszínek képzõdése és a korábban kialakult tönkfelszínek továbbfejlõdése is (PÉCSI 1988). Geomorfológiai szempontból a Börzsöny és a Visegrádi-hegység közötti terület a pliocén végén lapos, 10 15 km széles, tengerüledékkel feltöltött síkság lehetett még egyszer hangsúlyozandó ennek a mai Dunakanyar folyószintjénél legalább 200 m-rel magasabb helyzete, amelynek mentén a vulkáni formákat délen a Keserûs-hegyi vulkán vonulatai, É-on a Magas-Börzsöny határozták meg. A síkság központi részén a fedõüledékekkel szintén jelentõs mértékben beborított, fejét legfeljebb 50 100 méternyit kidugó Szent Mihály-hegy emelkedett. A börzsöny visegrádi hegylábi elõtér e széles síksági területén a kezdeti, nem ismert folyóhálózat után az Északnyugati-Kárpátokból érkezõ, egyre határozottabb medrû õsfolyók (Õs-Ipoly, -Vág, -Garam), illetve a Nyugat-Dunántúl fentebb említett emelkedése után ide térülõ Duna jelenthették a lefolyást. Felerõsödõ tektonika és erózió a negyedidõszakban A 2,6 millió évvel ezelõtt kezdõdõ negyedidõszak (pleisztocén, holocén) jelentõs változásokat hozott az észak-magyarországi vulkáni hegységek felszínfejlõdésében. A változások egyik kiváltó oka a Pannon-medence említett szerkezeti inverziójához kapcsolódóan felerõsödõ tektonikus aktivitás volt (HORVÁTH 1995, HORVÁTH, CLOETINGH 1996, FODOR et al. 1999, BADA et al. 1999). A másik, a lepusztulás sebességét döntõen befolyásoló tényezõ a negyedidõszaki éghajlatváltozások során felgyorsult erózió (pl. VAN HUSEN 1978). A glaciálisokban az alacsony hõmérséklet, a lecsökkent csapadékmennyiség és a nagyobb fagyváltozékonyság következtében a növényzet visszaszorult (ZÓLYOMI 1952; JÁRAINÉ KOMLÓDI 1966, 1969, 1991), megnõtt az aprózódás és a lejtõs tömegmozgás szerepe, ugyanakkor a folyóvízi erózió viszonylagosan háttérbe került; míg az interglaciálisokban az aprózódás és a lejtõs folyamatok rovására erõteljesebbé vált a mállás és a folyóvízi erózió. Mindezek, illetve alpi analógiák, adatok alapján (HINDERER 2001, HINDERER, EINSELE 2001) a térségben a pleisztocén során a pliocénhez képest legalább kétszer akkora, 50 80 m/millió év eróziós rátával számolhatunk (1. táblázat). Ez a negyedidõszak végére a vulkáni domborzat további akár 100 m-nyi (viszonylagos) alacsonyodását eredményezhette. Külön hangsúlyozni kell a pannóniai és korábbi posztvulkáni tengerüledékek szinte maradéktalan lepusztulását, elhordódását, ezáltal a korábban részben eltemetett vulkáni domborzat újbóli felszínre kerülését, exhumálódását.

212 Börzsönyvidék 5. Hogy eközben a Dunakanyar térségének tényleges magasságviszonyai miként alakultak, arra nézve természetesen a tektonikus mozgások szerepét, mértékét is figyelembe kell venni. A vulkáni formák posztvulkáni (tehát a tûzhányótevékenység után lezajlott), ezen belül fõként pleisztocén korú tektonikus átalakulására számos adat ezen belül a függõleges kéregmozgásokra, illetve ezek helyileg eltérõ mértékére több konkrét bizonyíték is van (lásd in: KARÁTSON et al. 2007a). Ezek elemzése arra utal, hogy az oldalirányú eltolódások mellett a normálvetõk menti függõleges mozgások sokszor blokkonként, önálló testekként emeltek ki egy-egy területet. Átlagos, a Dunakanyar térségére vonatkoztatott értékként legalább 300 m negyedidõszaki kiemelkedéssel számolhatunk (RUSZKICZAY-RÜDIGER et al. 2005a, b; KARÁTSON et al. 2006, 2007a). Mivel tehát a kiemelkedés mértéke bizonyosan meghaladta a fent jelzett negyedidõszaki eróziót (100 m), a Keserûs-hegy korábbi alacsonyodási tendenciája a pliocén után megfordult, és napjainkra 600 700 m tszf., illetve 500 600 m viszonylagos (Duna fölötti) magasságot eredményezett (1. táblázat). A középsõ késõ-pleisztocénra tehetõ a Duna mai völgyének a terület kiemelkedésével lépést tartó, összességében több száz méternyi bevágódása (RUSZKICZAY-RÜDIGER et al. 2005a, b; lásd alább). A mélyen bevágódó Duna és hozzá igazodó mellékpatakjai által kialakított meredek lejtõk a terület arculatát a korábbi dombságiból újfent hegységivé formálták. A legmeredekebb területek a Keserûs-hegyi U-kaldera belsejében, a Szent-Mihály-hegy déli oldalán és a visegrádi Várhegy északias lejtõin találhatók (KARÁTSON et al. 2006). A Dunakanyar kialakulása Mivel a posztvulkáni üledékborítás a pliocén végéig széles hegylábi, alluviális síkságot eredményezett, a pleisztocén õsfolyók (az Õs-Ipoly Vág Garam-, illetve Õs-Duna-rendszer) egynémelyike a mai Visegrádi-szorostól akár jóval északabbra, pl. LÁNG (1955) szerint a börzsönyi Törökmezõn is áthaladhatott. A legkorábbi, az alluviális síkon vélhetõen meanderezõ Duna egy lehetséges nyomvonalát a 4. ábrán szemléltetjük. A kanyargó meder alakját, futását ugyanakkor legalább ilyen, ha nem nagyobb valószínûséggel az üledékek alól kitakarózó vulkáni formák is meghatározhatták: (1) Mint a magasságviszonyok, -változások elemzésébõl láttuk, a Keserûshegyi vulkán felsõ része még a legnagyobb üledékborításkor is 200 300 m-rel a környezõ síkság fölé emelkedett, így a lepusztult, kiszélesedett U alakú kalderaforma természetes öblözetet, egyben pályát kínálhatott a Duna vagy bármely más õsfolyó számára (már a pleisztocén korai szakaszában, sõt, korábban is). (2) A kanyar belsõ oldalának kialakításában ugyanakkor még fontosabb tényezõként vehetjük számításba az üledékfedõ elhordódása nyomán fokról fokra kipreparálódó Szent Mihály-hegyet. Ennek kemény, ellenálló breccsás kõzetanyaga nagyban hozzájárulhatott, hogy a Duna (délrõl) megkerülte, és az ott lévõ egyéb vulkáni kõzetekbe vágódva alakította ki medrét. A folyó futásának kijelölésében a Szent Mihály-hegycsoport nyugati, a Szobi-medence felé nézõ oldalán húzódó vetõvonal (KORPÁS et al. 1999) is szerepet játszhatott. (3) A Dunakanyart lezáró visegrádi Várhegy szintén kõzetminõsége miatt preparálódhatott

KARÁTSON D.: Két vulkáni hegység között: a Dunakanyar kialakulása 213 4. ábra. Az Õs-Duna (vagy más, északnyugati-kárpáti õsfolyó) lehetséges meanderezõ nyomvonala a pleisztocén elején (?), amikor a hegység elõterében még kiterjedt alluviális síkság húzódott (KARÁTSON et al. 2006) ki, vált meredek orommá. Tetõszintjében törmeléklavina- vagy blokk- és hamuár eredetû breccsakõzet található (KARÁTSON et al. 2007b), amely az erózióval szemben igen ellenálló. A kiemelkedést a Duna a Visegrádi-hegység eredetileg is lealacsonyodó északi nyúlványánál kerülte meg, majd a Visegrádi-szorosból kijutva felvette délkeleties, majd délies, az Alföld süllyedõ medencéje felé tartó futásirányát. Ami e fent körvonalazott folyóvízi történet kronológiáját illeti, az egyértelmûen a terület kiemelkedésének kezdetére nyúlik vissza. Ezt pedig a Duna mentének legmagasabb geomorfológiai szintjeibe (esetleg VII., sõt, VIII. teraszba, valószínûbben hegylábfelszínbe) történt bevágódás rögzíti. PÉCSI (1959) elõször a VII. teraszt tartotta az elsõ negyedidõszaki (a Duna kezdeti bevágódásához köthetõ) szintnek, késõbb gerecsei összehasonlító vizsgálatok nyomán (KRETZOI, PÉCSI 1982) a VII. és VIII. szinteket pliocén hegylábfelszínnek sorolta be. Így szerinte az elsõ dunai eredetû folyóterasz a VI. számú. Az egyes teraszok kiformálását õ is és a késõbbi kutatók is az alpi eljegesedési fázisokhoz (glaciális korszakokhoz) kötötték: pl. az V-ös teraszt Günz, a IV-est Mindel, a IIIas Riss jégkorszakinak feltételezték. E hagyományos teraszkronológiával szemben RUSZKICZAY-RÜDIGER et al. (2005a, b) helyben keletkezõ kozmogén 3 He-izotópos kormeghatározás alapján a Dunakanyar vizsgált teraszszintjeinek keletkezési idõintervallumára csupán

214 Börzsönyvidék 5. ~270 ezer évet kaptak. Azaz, a térség kiemelkedése és Duna ezzel lépést tartó bevágódása, illetve teraszainak kivésése lényegesen fiatalabb idõkben és sokkal gyorsabban történhetett, mint korábban feltételezték. A teraszok fiatal korát a jelenleg folyó lumineszcens, illetve kozmogén 10 Be-n alapuló kormeghatározások is megerõsítik (NOVOTHNY et al. 2011). A térség fiatal kiemelkedésére és az ehhez társuló gyors folyóvízi bevágódásra utalnak a Dunára kifutó lejtõk alsó részén így pl. a Szent Mihály-hegyen megfigyelhetõ meredek, háromszögletû, felszabdalatlan hegyoldalak, az ún. flatironok ( vasalótalpak ) is, amelyekrõl közismert, hogy gyors kiemelkedést jelzõ morfológiai bélyegek (pl. SCHMIDT 1992). Az emelkedés megkezdõdése után az azzal lépést tartó dunakanyari folyószakasz korábbi, alluviális jellege drasztikusan megváltozott: immár a kõzetekbe bevágódó felsõszakasz jellegûvé vált. A folyóvízi erózió elõbb a fedõ, fõként felsõ-miocén üledékeket hordta el, majd felszínre bukkantak a vulkáni kõzetek is, amelyekre ilymódon átöröklõdött a korábbi völgyszakasz. Ilyen geomorfológiai helyzet Európa nagyobb folyóin, de magán a Dunán is több helyen ismert. Legközelebb a Cseh-masszívum peremén, ahol a Duna a fedõ, laza molaszüledékeket elhordva idõs metamorf kõzetekbe vágódik be (ZIEGLER, DÈZES 2006), látványos, szurdokszerû völgyszakaszokat formálva. A Dunakanyarban a Duna bevágódása mind a mai napig lépést tart a hegység kiemelkedésével, medrét immár a könnyebben pusztuló, puhább vulkanoklasztikus kõzetekbe és az összetöredezett szubvulkáni kõzetágyba mélyíti (5. ábra; KARÁTSON et al. 2006). A középsõ késõ-pleisztocén emelkedéssel járó bevágódás természetesen a Duna mellékágait is érintette, amelyeknek mélyítõ eróziója mint korábban már volt szó róla tevékeny részt vállal mindkét oldal hegységi területeinek 5. ábra. A Dunakanyar a Prédikálószékrõl a Szent Mihály-heggyel (szemben) és háttérben a Magas- Börzsönnyel. Itteni megjelenése óta a folyó több száz métert bevágódott, létrehozva látványos, teraszokkal kísért visegrádi szorosát. A ködsáv a Duna fölött mintegy jelzi a meder egy korábbi, közbensõ, magasabb szintjét. Jobbra a visegrádi Várhegy

KARÁTSON D.: Két vulkáni hegység között: a Dunakanyar kialakulása 215 formálásában, a meredek lejtõk kialakításában. Emellett a Dunakanyar alakjához igazodóan a déli oldalon összetartó (a folyó futására merõleges, azt a legrövidebben elérõ), a Szent Mihály-hegy esetében széttartó vízhálózat alakult ki. Összegzés A vulkáni formák azonosítása, lepusztulásának minõségi és mennyiségi elemzése, valamint a fiatal tektonika szerepének értékelése alapján a Dunakanyar kialakulásának korábbi felfogása számos mozzanattal egészíthetõ ki. Az elõzõekben felvázolt folyóvízi rekonstrukciót a térség meghatározó, központi vulkánjához, a Keserûs-hegy felszínfejlõdéséhez kapcsolódóan foglaljuk össze (6. ábra). Az Õs-Duna, valamint az Északnyugati-Kárpátok folyói (Õs-Ipoly, -Vág és -Garam) már a pannóniai második felében vagy a pliocén során megjelenhettek a térségben, bár eleinte nem feltétlenül a mai Dunakanyarban találtak maguknak lefolyást. A posztvulkáni üledékkel feltöltött, a mainál legalább 200 m-rel magasabb pliocén kori alluviális síkságon a (feltehetõleg meanderezõ) folyók 10 15 km-es sávban mozoghattak, így nemcsak a mai Visegrádi-szoros helyén, de 6. ábra. A Keserûs-hegyi vulkán felszínfejlõdése és kapcsolata a Dunakanyarral (KARÁTSON et al. 2006)

216 Börzsönyvidék 5. pl. a Szent Mihály-hegytõl északra is áthaladhattak. Az idõnként (pl. a jégkorszakokban) megnövekvõ vízhozam a mai magyarországiakhoz képest akár jóval nagyobb meandereket is eredményezhetett. A negyedidõszakban megkezdõdõ, s feltehetõen a középsõ késõ-pleisztocénban felerõsödõ tektonikus emelkedés hatására a Duna és mellékfolyói több ritmusban teraszképzõdés közepette bevágó tevékenységet végeztek. Az ehhez igazodó, hegységszerte intenzívebbé váló eróziós folyamatok a még meglévõ pannóniai üledékeket mára nyomtalanul, az alatta levõ egyéb posztvulkáni tengerüledékeket majdnem teljesen lepusztították. A nagy energiával rendelkezõ Duna az üledékek alól kihámozódó vulkáni kõzetekbe is képes volt bevágódni. E kõzetek közül a legellenállóbbak alkotta Szent Mihály-hegyet és visegrádi Várhegyet egyfajta szlalompályán kénytelen volt délrõl, illetve északról megkerülni, kialakítva ezzel a Dunakanyar jellegzetes, fekvõ S alakú alakú futását. A Visegrádi-szoros kanyarszerû alakjához a déli oldalon egy maradványvulkáni forma a pliocén végén még magasabb, ezért kisebb átmérõjû Keserûs-hegyi U-kaldera öblözete, illetve egy korábbról átöröklõdõ egykori folyóvízi meander is hozzájárulhatott. A Visegrádi-szoros mai arculatát, jelentõs magasságkülönbségeit a terület elmúlt 300 ezer évben végbement jelentékeny emelkedése, illetve ennek hatására a bevágódó Duna és mellékfolyói alakították ki. A terület napjainkban is erõsen emelkedik (JOÓ 1993), azaz a Duna bevágódása, teraszos völgyének formálódása máig tartó folyamat. Irodalom AHNERT, F. 1970: Functional relationships between denudation, relief and uplift in large mid-latitude drainage basins. American Journal of Science 268, 243 263. BADA, G., HORVÁTH, F., FEJES, I. 1999: Review of the present day geodynamics of the Pannonian basin: progress and problems. Journal of Geodynamics 27, 501 527. BREZSNYÁNSZKY, K., SÍKHEGYI, F. 1987: Neotectonic interpretation of Hungarian lineaments in the light of satellite image. Journal of Geodynamics 8, 193 203. BRUCH, A. A., UTESCHER, T., OLIVARES, C. A., DOLAKOVA, N., IVANOV, D., MOSBRUGGER, V. 2004: Middle and Late Miocene spatial temperature patterns and gradients in Central Europe preliminary results based on palaeobotanical climate reconstructions. In: STEININGER, F. F., KOVAR-EDER, J., FORTELIUS, M. M. (eds): The Middle Miocene environments and ecosystem dynamics of the Eurasian Neogene (EEDEN). Courier Forschungsinstitut Senckenberg 249, 15 27. CHOLNOKY J. 1925: A folyóvölgyekrõl. Mathematikai és Természettudományi Értesítõ 42, 101 108. CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY E., KORPÁS L. 1982: Magyarázó a Börzsöny Dunazug hegység földtani térképeihez. I II. Kézirat. Magyar Állami Földtani Intézet Adattára, Budapest. CZAKÓ T., NAGY B. 1976: Fototektonikai és ércföldtani adatok korrelációja a Börzsöny-hegységben. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1974, 47 60. FODOR, L., CSONTOS, L., BADA, G., GYÖRFI, I., BENKOVICS, L. 1999: Tertiary tectonic evolution of the Pannonian basin system and neighbouring orogens: a new synthesis of paleostress data. In: DURAND, B., JOLIVET, L., HORVÁTH, F., SÉRANNE, M. (eds): The Mediterranean Basins: Tertiary extension within the Alpine Orogene. Blackwell. Special Publications of Geological Society of London 156, 295 334. HABLY, L., KVACEK, Z. 1998: Pliocene mesophytic forests surrounding crater lakes in western Hungary. Revue Palaeobotany Palynology 101/1 4, 257 269. HINDERER, M. 2001: Late Quaternary denudation of the Alps, valley and lake fillings and modern river loads. Geodinamica Acta 14, 231 263. HINDERER, M., EINSELE, G. 2001: The world s large lake basins as denudation-accumulation systems and implications for their lifetimes. Journal of Paleolimnology 26/4, 355 372.

KARÁTSON D.: Két vulkáni hegység között: a Dunakanyar kialakulása 217 HORVÁTH, F. 1995: Phases of compression during the evolution of the Pannonian Basin and its bearing on hydrocarbon exploration. Marine and Petroleum Geology 12/8, 837 844. HORVÁTH, F., ROYDEN, L. 1981: Mechanism for the formation of the Intra-Carpathian Basins: a Review. Earth Evolution Sciences 3, 307 316. HORVÁTH, F., CLOETINGH, S. 1996: Stress-induced late stage subsidence anomalies in the Pannonian Basin. Tectonophysics 266, 287 300. JÁRAINÉ KOMLÓDI M. 1966: Adatok az Alföld negyedkori klíma és vegetációtörténetéhez I. Botanikai Közlemények 53/3, 191 201. JÁRAINÉ KOMLÓDI M. 1969: Adatok az Alföld negyedkori klíma és vegetációtörténetéhez II. Botanikai Közlemények 56, 43 55. JÁRAINÉ KOMLÓDI, M. 1991: Late Pleistocene vegetation history in Hungary since the last interglacial. In: PÉCSI, M., SCHWEITZER, F. (eds): Quaternary environment in Hungary. Studies in geography in Hungary 26, Akadémiai Kiadó, Budapest, 35 46. JOÓ I. 2003: A Kárpátok-régió jelenkori függõleges irányú mozgásai vizsgálatának eredményei és problémái. Geodézia és Kartográfia 55/2, 12 15. KÁDÁR L. 1955: A folyókanyarulatok elmélete és a hegységek áttörésében való szerepe. Dunántúli Tudományos Gyûjtemény, Pécs, 3 18. KÁZMÉR, M. 1990: Birth, life and death of the Pannonian Lake. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 79/1 2, 171 188. KARÁTSON, D. 1996: Rates and factors of stratovolcano degradation in a continental climate: a complex morphometric analysis of 19 Neogene/Pleistocene crater remnants in the Carpathians. Journal of Volcanology and Geothermal Research 73, 65 78. KARÁTSON D. 2005: A Börzsöny vulkáni fejlõdéstörténete. In: KECSKEMÉTI T., FÉSÜ J. GY., HÁLA J., MÁNDLI GY., SZÛCSNÉ ZOMBORKA M. (szerk.): Börzsönyvidék 3. Földtani kutatások eredményei a Börzsönyben. Börzsöny Múzeum Baráti Köre, Szob, 27 76. KARÁTSON, D. 2006: Aspects of Quaternary relief evolution of Miocene volcanic areas in Hungary: a review. Acta Geologica Hungarica 49/4, 285 309. KARÁTSON D. 2007 (1. kiadás), 2009 (2. kiadás): A Börzsönytõl a Hargitáig. Vulkanológia, felszínfejlõdés, õsföldrajz. Typotex Kiadó, Budapest, 463 p. KARÁTSON, D., NÉMETH, K., SZÉKELY, B., RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS., PÉCSKAY, Z. 2006: Incision of a river curvature due to exhumed Miocene volcanic landforms: Danube Bend, Hungary. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau) 95/5, 929 944. KARÁTSON D., RUSZKICZAY-RÜDIGER ZS., SZÉKELY B. 2007a: Miért kanyar alakú? A Dunakanyar kialakulása az évmilliós vulkáni formák és az évszázezredes folyóvízi erózió tükrében. Földrajzi Közlemények 121(55)/4, 289 302. KARÁTSON, D., OLÁH, I., PÉCSKAY, Z., MÁRTON, E., HARANGI, SZ., DULAI, A., ZELENKA, T., KÓSIK, SZ. 2007b: Miocene volcanism in the Visegrád Mountains, Hungary: an integrated approach to regional stratigraphy. Geologica Carpathica 58/6, 541 563. KÉZ A. 1933: A Duna visegrádi áttörése. Mathematikai és Természettudományi Értesítõ 50, 714 747. KORDOS L. 1979: A magyarországi paleoklimatológiai kutatások módszerei és eredményei. Országos Meteorológiai Szolgálat Hivatalos Kiadványa 50, 167 p. KORPÁS L., CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY E., HÁMOR G., ÓDOR L., HORVÁTH I., FÜGEDI U., HARANGI SZ. 1998: Magyarázó a Börzsöny és a Visegrádi-hegység földtani térképéhez (1:50 000). A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, 179 p. LÁNG S. 1955: A Mátra és a Börzsöny természetföldrajza. Akadémiai Kiadó, Budapest, 512 p. MAGYAR, I., GEARY, D. H., MÜLLER, P. 1999: Paleogeographic evolution of the late Miocene Lake Pannon in Central Europe. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 147, 151 167. MAGYAR, I., RADIVOJEVIĆ, D., SZTANÓ, O., RASTISLAV, S., UJSZÁSZI, K., PÓCSIK, M. 2013: Progradation of the paleo-danube shelf margin across the Pannonian Basin during the Late Miocene and Early Pliocene. Global and Planetary Change 103, 168 173. NÉMETH, K., MARTIN, U., CSILLAG, G. 2003: Calculation of erosion rates based on remnants of monogenetic alkaline basaltic volcanoes of the Bakony Balaton Highland Volcanic Field (Western Hungary) of Mio/Pliocene age. GeoLines 15, 93 97. NOSZKY J., id. 1935: Adatok a Visegrádi Dunaszoros terraszképzõdményeinek geológiai ismeretéhez. A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1933 35, 1523 1563.

218 Börzsönyvidék 5. NOVOTHNY, Á., RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS., THAMÓ-BOZSÓ, E., FRECHEN, M., CSILLAG, G. 2011: Dating Danube terraces in Hungary with luminescence and cosmogenic 10 Be exposure ages preliminary results. Geophysical Research Abstracts 13, EGU Conference, Vienna, Austria. PÉCSI M. 1955: A folyókanyarulat és szakaszjelleg változás egyes kérdéseirõl. Dunántúli Tudományos Gyûjtemény, Pécs, 21 32. PÉCSI M. 1959: A magyarországi Duna-völgy kialakulása és felszínalaktana. Akadémiai Kiadó, Budapest, 346 p. PÉCSI M. 1988: Geomorfológiai szintek kora a Magyar-középhegységben. Földrajzi Közlemények 112/1 2, 28 41. RUSZKICZAY-RÜDIGER ZS., DUNAI T. J., FODOR L., BADA G., LEÉL-ÕSSY SZ., HORVÁTH E. 2005a: A negyedidõszaki függõleges kéregmozgások számszerûsítése a Duna völgyében a korábbi kronológiai adatok és új, kozmogén 3 He kitettségi kor mérések alapján. Földtani Közlöny 135/3, 373 403. RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS., DUNAI, T. J., BADA, G., FODOR, L., HORVÁTH, E. 2005b: Middle to late Pleistocene uplift rate of the Hungarian Mountain Range at the Danube Bend (Pannonian Basin) using in situ produced 3 He. Tectonophysics 410, 173 187. SALAMON F. 1878: Buda-Pest története. I. rész. Buda-Pest, 155 p. SCHAFARZIK F. 1918: A budapesti Duna paleohidrográfiája. Földtani Közlöny 48, 184 200. SCHMIDT, K.-H. 1992: The tectonic history of the Pre-Saharan depression (Morocco) a geomorphological interpretation. International Journal of Earth Sciences 81/1, 211 219. STRÖMPL G. 1915: A visegrádi-dunaszoros és a Pesti-síkság fiatalabb kavicstelepei. Földtani Közlöny 43, 328 331. SÜMEGHY J. 1955: A magyarországi pleisztocén összefoglaló ismertetése. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1953-ról (2), 395 403. SUMMERFIELD, M. A. 1991: Global Geomorphology. An Introduction to the Study of Landforms. Longman, Harlow; John Wiley Inc., New York, 537 p. SZABÓ J. 1862: Egy continentális emelkedés és sülyedésrõl Európa délkeleti részén. A Magyar Tudományos Akadémia Évkönyve 10 (6), 93 p. SZÁDECZKY-KARDOSS, E. 1938: Geologie der rumpfungarländischen kleinen Tiefebene. Sopron, 444 p. SZÁDECZKY-KARDOSS E. 1941: Õsi folyók a Dunántúlon. Földtani Értesítõ 6/1, 119 134. SZÉKELY A. 1997: Vulkánmorfológia. ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 234 p. SZÉKELY, B., KARÁTSON, D. 2004: DEM-based morphometry as a tool for reconstructing primary volcanic landforms: examples from the Börzsöny Mountains, Hungary. Geomorphology 63, 25 37. SZÉKELY, B., MOLNÁR, G., TIMÁR, G. 2006: Tabula Hungariae (1528): Errors in mapping or surface evolution rearranging the watercourses? Geophysycal Research Abstracts, EGU Conference, Vienna, 8:04854. VENDL A. 1928: Adatok a Duna Nagymaros szentendrei szakaszának ismeretéhez. Hidrológiai Közlöny 7 8/1, 26 30. WILLIS, K. J., KLECZKOWSKI, A., BRIGGS, K. M., GILLIGAN, C. A. 1999: The role of sub-milankovitch climatic forcing in the initiation of the Northern Hemisphere glaciation. Science 285 (5427), 568 571. ZIEGLER, A., DÈZES, P. 2006: Crustal evolution of Western and Central Europe. Geological Society of London Memoirs 32, 43 56. ZÓLYOMI B. 1952: Magyarország növénytakarójának fejlõdéstörténete az utolsó jégkorszaktól. MTA Biológiai Osztály Közleményei 1/4, 491 530.