A TAPOLCAI-MEDENCE TANÚHEGYEINEK GEOMORFOLÓGIAI VIZSGÁLATA TÉRINFORMATIKAI MÓDSZEREK SEGÍTSÉGÉVEL SZAKDOLGOZAT A FÖLDTUDOMÁNY ALAPSZAK GEOGRÁFUS SZAKIRÁNYÁN KAPRONCAI MELINDA Témavezet: Dr. Karátson Dávid Konzulens: Kósik Szabolcs Eötvös Loránd Tudományegyetem Földrajz- és Földtudományi Intézet Természetföldrajzi Tanszék Budapest 2010.
2 Tartalomjegyzék 1. Bevezetés...3 2. Kutatástörténet...4 3. Földtani háttér...6 3. 1. A Kárpát-medence kialakulása és neogén vulkánossága...6 3. 2. A vizsgált terület felszínfejldése a vulkánosság tükrében...9 3. 2. 1. Bazaltvulkánosság a Balaton-felvidéken...9 3. 2. 2. Vulkánosság utáni felszínfejldés...13 4. A vizsgált tanúhegyek földtani felépítése...15 4. 1. Tóti-hegy...15 4. 2. Gulács...16 4. 3. Badacsony...17 4. 4. Csobánc...18 4. 5. Szent György-hegy...19 4. 6. Haláp...20 5. Módszerek...22 6. A tanúhegyek geomorfológiai vizsgálata...23 6.1. Maar-diatréma vulkánok...23 6.2. Kürtkitöltések...29 6.3. A tanúhegyek korának és morfológiájának kapcsolata...31 8. Összefoglalás...32 Köszönetnyilvánítás...33 Irodalomjegyzék...34 Internetes hivatkozások...37
3 1. Bevezetés Szakdolgozatom témája a Tapolcai-medencét körülölel tanúhegyek (Haláp, Csobánc, Tóti-hegy, Gulács, Badacsony és Szent György-hegy) vulkánosságának és felszínfejldésének bemutatása, az erózió által pusztított hegyek különböz alak (kúp vagy koporsó), magasság és kor szerinti összehasonlítása. Azért választottam ezt a témát, mert mint helyi lakost engem is érdekel, hogyan, milyen körülmények között születtek meg, és a további évmilliók során miként alakult e hegyek felszíne! A Tapolcai-medence a Balaton-felvidék nyugati részén helyezkedik el. A hivatalos tájbeosztás szerint a keleti oldal tanúhegyei (pl.: Gulács) mint önálló kistájak a Bakonyvidékhez, a szkebb értelemben vett Tapolcai-medence a Balaton-medence középtáj részegységeként a Dunántúli-dombsághoz tartozik (BUDAI ET AL. 2002, FUTÓ 2003). A Tapolcai-medence valójában félmedence, felszíne déli irányban enyhe lejtéssel a Balaton vízszintje alatt folytatódik (FUTÓ 2003). A határt itt mindig a szárazföld/víz választóvonala jelenti, keleten a Kálimedence peremhegyei (Kopasz-hegy, Örsi-hegy), nyugaton a Keszthelyi-hegység, északon pedig a Déli-Bakony zárja. A medence területének egy része az 1997-ben létrejött Balaton-felvidéki Nemzeti Park része (PETRÓCZI 1999). Szakdolgozatom célja, hogy megvizsgáljam, milyen geomorfológiai viszonyok jellemezték és jellemzik ma a tanúhegyeket, különös tekintettel az egyes hegyek vastagság(magasság)-viszonyaira és a feküszinthez képesti helyzetükre. Vizsgálataimhoz és azok szemléletesebbé tételéhez térinformatikai módszereket alkalmaztam.
4 2. Kutatástörténet A dunántúli bazaltvulkanizmusról évrl-évre gyarapodnak ismereteink, hiszen a mai kutatásoknak köszönheten az itteni tzhányók egyre több titkára derül fény. Már a XIX. században is jelentek meg tudományos közlések e területtel kapcsolatban, mivel sok kutatót érdekelt a medence és tanúhegyek kialakulásának módja és ideje. Számos vita alakult ki a bazaltok és az alatta lév üledékek értékelésérl és koráról is. Az 1800-as évek vége felé elször Böck János, majd késbb Halaváts Gyula, Lrenthey Imre és Vitális István is az smaradványok vizsgálata és a rétegek települési helyzete alapján próbálták meghatározni a bazaltfekü korát, melyet aztán Vitális fels pannon korúnak ítélt (VITÁLIS 1904, GÓCZÁN 1960). Kormos Tivadar a mészkövek fels szintjének korát szintén smaradványok vizsgálata alapján az alsó pleisztocénre tette (GÓCZÁN 1960). Késbb id. Lóczy Lajosnak és Cholnoky Jennek köszönheten megszülettek a Tapolcai-medence geomorfológiájáról szóló részletesebb értekezések is. k pliocén végi sivatagi deflációval magyarázták a terület kialakulását. Késbb Bulla Béla kutatásai a pleisztocén jégkorszakok hideg-száraz periglaciális sztyepp-éghajlatának idszakaira utaltak (BULLA 1943, GÓCZÁN 1960), amit fúrási, paleontológiai, geológiai és teraszmorfológiai eredményekkel igyekezett alátámasztani. Bulla, és késbb BORSY Z. és társai (1987) a medence kialakulásában nem kizárólag a defláció szerepét emelték ki, hanem folyóvízi és areális eróziót, valamint jégkorszaki talajfolyásokat és szoliflukciót, amelyeknek a nyoma jól látható a tanúhegyek agyaglejtin is. Ezzel a szoliflukcióval magyarázható az is, hogy itt nem képzdött lösz (BULLA 1943). Góczán László a bazalthegyek oldalában 180-200 m-es szinten lév pleisztocén korú folyóvízi kavics vizsgálatára helyezte a hangsúlyt, melynek maximális vastagsága 25 m és egy fehéres szürke, csillámos pannóniai homokrétegre rakódott le. Ilyen kavicsréteg máshol is megfigyelhet, pl. a Szent György-hegyet körülvev berek tzegje alatt 1-1,5 m mélyen, valamint a
5 Lesence-patak völgytalpán Uzsáig. Lóczy és késbb Cholnoky is alsópannon tengeri üledéknek vélte a kavicsösszletet, és úgy gondolta, hogy a tanúhegyeket körülvev kavicslepel a hegy alatt is folytatódik, valamint, hogy az uzsai pannóniai agyag erre települt (CHOLNOKY 1936). Góczán (1960) ezt az állítást cáfolta, valamint bebizonyította, hogy az agyagréteg nem települt kavicsra, hanem a Lesence-patak alámosta a völgyoldalt, és kavicsot rakott le a magasabban fekv tömegekbl az alámosott agyag lejtjére. A berek alatti kavics pedig nem folytatódik a tanúhegyek alatt, csak körülveszi azokat. A Tapolcai-medence déli, lezökkent részébe hordták be és terítették szét a kavicsot a magasabb szinten lerakódott régebbi kavicshordalékból a medence patakjai (Lesence-, Viszló-, Eger-patak). Góczán eltt már Szádeczky-Kardoss Elemér is felismerte, hogy ezek a Lesence-völgyi kavicsok nem tengeri, hanem folyami hordalékok, melyet a Kisalföld fell, a Bakonyon átfolyó si Duna szállított (BULLA 1943, GÓCZÁN 1960). Ezeket azonban semmilyen adattal, sem érvekkel nem igazolta. Késbb Góczán László egy, a területen áthaladó sfolyót (esetleg az s-dunát) feltételezett, amely 180 m tengerszint feletti magasságig erodálhatta a bazalttal nem védett pannóniai felszínt. Az sfolyók utáni f felszínalakító tényeznek a glaciális defláció mellett hasonlóan, mint Bulla a szoliflukciót tekintette, melynek kialakulását a Balaton-medence süllyedésével magyarázta. Az újabb vizsgálatok, különösen a radiometrikus kormeghatározások alapján a vulkanizmus f idszakát egyértelmen a pliocénra helyezhetjük. Ennek megfelelen az akkor uralkodó éghajlaton (pl. pliocén száraz, forró, sivatagi vagy félsivatagi klímán) zajló folyamatok jelentették a vulkáni hegyek, illetve a feküt képez pannon üledékek els felszínformálódását (vö. SCHWEITZER 2001, KOVÁCS 2003). A Tapolcai-medence tehát számos környezeti tényez együttes munkájának hatására jött létre, melyek közül fontos megemlíteni a Bakonyvidék alsó- és középs pleisztocén emelkedését is, amely a mai napig tart. Az emelkedés hatására gyorsabb lett a lepusztulás, a laza pannon homokot és kzetlisztet könnyedén erodálták a vízfolyások és a szél, azonban a kemény bazaltsapkák és vulkáni tufák helyenként megakadályozták az alattuk lév laza üledék elhordását (GÓCZÁN 1960, FUTÓ 2003).
6 3. Földtani háttér 3.1. A Kárpát-medence kialakulása és neogén vulkánossága A terület létrejötte évmilliókkal ezeltti földtörténeti eseményekhez köthet. A Kárpát-medence kialakulását a Tethys-óceán fejldése szabta meg. Az események négy f tektonikai fázisra oszthatók (NEMERKÉNYI és MÓGA 2007). Az els Tethys-óceán ágainak felnyílása volt, mely a középs triásztól a középs juráig tartott, majd a mezozoikum végén ezen óceáni ágak bezáródása, egymásra tolódása, takaróképzdései határozták meg a szerkezetátalakulás második fázisát. A harmadik a paleocéntl a kora miocénig tartott, mikor is a két legnagyobb lemeztömb az Afrikai lemezrl származó ALCAPA, és az Európai lemezrl származó Tisza-Dácia egymás mellé került a szintén afrikai eredet Adriai mikrolemez északi irányú mozgásának köszönheten. A két tömb egymással ellentétes irányú forgó mozgást végzett, az északabbra elhelyezked ALCAPA az óramutató járásával ellentétes, míg a Tisza-Dácia azzal megegyez irányba forgott. A rotáció mellett azonban északkeleti irányba is mozogtak, préseldtek, a takarók redkbe gyrdtek, a tlük keletre lév Magura-óceán pedig alájuk szubdukálódott. Az alábukó lemez, magával húzta a már összeforrt ALCAPA és Tisza-Dácia tömböt, melynek hatására az megnyúlt, elvékonyodott, majd kialakult egy ív mögötti medence. Az elvékonyodott medence alatt megemelkedett az asztenoszféra (szinrift fázis), ami aztán a fels miocénben hlni kezdett, majd visszasüllyedt magával húzva a medencét is. Ezt a passzív termális süllyedést posztrift fázisnak nevezzük, a kett együtt adja a negyedik szerkezetátalakulást, mely az neogénben zajlott le és létrehozta a bels-kárpáti süllyedéket, így a Kárpát-medencét. A neogén szerkezetmozgások hatására a Kárpát-medence egyes területein különböz vulkánosság zajlott le (1. ábra).
7 1. ábra: Különböz vulkánkitörések területi elhelyezkedése a Kárpát-medencében; Forrás: 1 A legintenzívebb idszak az ív mögötti medence tágulási idszakára, 21 11 millió évvel ezelttre tehet (KARÁTSON 2009). Ez id alatt szilíciumdioxidban gazdag, savanyú magma került a felszínre, mely uralkodóan riolitosdácitos összetétel volt. A nagyrészt robbanásos kitörések termékei fleg ignimbritek, és azok áthalmozott változatai. E vulkánosság nyomai fleg a Kárpát-medence belsejében és peremén fordulnak el. Ezt a robbanásos vulkanizmust a hagyományos felosztás három rétegtani szintbe sorolta: alsó-, középs- és fels-riolittufa (KARÁTSON 2009). Dönten a szubdukció hatására a Kárpátok bels ívét létrehozva intermedier (andezites) vulkanizmus jelent meg, amely kb. 16 millió éve vette kezdetét a Kárpátok nyugati részén (KARÁTSON 2009). Az elzekben leírt savanyú vulkanizmussal folyamatos átmenetet képeztek, valamint ezeken a területeken is kimutathatóak eltemetett helyzet vulkánok. Rétegvulkánjai általában lávaárakból és piroklasztitból épültek fel. Néhány területen az andezites (dácitos) mködés után kisebb nagyobb szünetekkel bazaltos vagy bazaltandezites magmák törtek a felszínre (KARÁTSON 2009). A késbbiekben (10 0,5 millió év) jelentsen visszaesett a vulkáni mködések intenzitása és megváltozott a magmák
8 kémiai összetétele is (HARANGI 2007). A megjelen köpeny eredet alkáli bazaltos magmák a Kárpát-medence belsejében és peremi területein törtek a felszínre. Elször a nyugati részeken, a Grazi-medence környékén, majd egyre keletebbre egészen a Persányi-hegységig terjedtek (BALOGH et al.1990, SÁGI 2008). Ilyen bazaltvulkanizmus zajlott le még a Tapolcai-medencében, valamint a Marcal-medencében, a Tihanyi-félszigeten, a Déli-Bakonyban, a Nógrád Gömöri-bazaltvidéken, a Bánságban és az Erdélyi-középhegységben is (HARANGI 2007, SÁGI 2008). E bazaltos kitörések eredetét sokféle módon magyarázták. Az egyik, hogy a neogénben a Kanári-szigetek környékén egy magas hmérséklet köpenycsóva nyúlványa 100 km-es mélységben a Kárpát-medence alá is elért. Ez a köpenyanyag részben megolvasztotta az ott talált kzeteket, majd a nyomáscsökkenés hatására a keletkezett magma felszínre tört (FUTÓ 2003, HARANGI 2007). A másik feltételezés szerint, a szubdukció hatására történt extenzió során a megemelkedett asztenoszféra miatt vagyis a szinrift fázisban történt a magmatizmus, de ez sem valószín, mivel ez az alkáli bazaltvulkanizmus a medence posztrift fázisához köthet (HARANGI 2007). A harmadik elképzelés szintén a litoszféra elvékonyodásához köti a vulkánosság eredetét, mely elvékonyodás szívóhatást fejtett ki az asztenoszférában, így az Alpok alól nagyobb hmérséklet köpeny anyag áramlott fel, a nyomáscsökkenés hatására pedig részlegesen megolvadt (2. ábra) (HARANGI 2007). Akár kisebb mérték áramlásnál is megtörténhet a magmaképzdés, mivel a felsköpeny illótartalmú kzeteket is tartalmazhat, melyek kisebb olvadáspontjuk miatt hajlamosabbak az olvadásra.
9 2. ábra: A földköpeny feláramlása a Kárpát-medence alatt; Forrás: Sági 2008 3.2. A vizsgált terület felszínfejl dése a vulkánosság tükrében 3.2.1. Bazaltvulkánosság a Balaton-felvidéken A Balaton-felvidék vulkanizmusának kezdete kb. 8 millió évvel ezel ttre tehet. A területen legalább 50 kitörési központ maradványa ismert. A bazaltvulkánok jelent s része freatomagmás kitörés eredménye, némelyik m ködése salakkúpok vagy lávatavak és völgykitölt lávafolyások keletkezésével zárult (BUDAI et al. 2002, NÉMETH et al. 2003, CSILLAG 2004). Els ként az akkori sekélytengeri, mocsaras környezet Tihany területén indult meg a vulkanizmus (2), BUDAI et al. 2002). Sok kutató foglalkozott már a terület geológiájával, melyek közül például id. Lóczy Lajos eredményei több évtizedre meghatározóak voltak (NÉMETH 2000). Az 1950 60-as évek földtani térképezései során felismerték, hogy a tihanyi vulkanitok egy egységes svulkán m ködése során jöttek létre, valamint, hogy ezek a vulkanitok a félsziget északi részén félkör alakban helyezkednek el (BUDAI et al. 2002, NÉMETH 2000).
10 Az újabb vizsgálatok alapján a Tihanyi-félsziget vulkáni képzdményeit két típusba sorolják (NÉMETH 2000). Az egyiket a Barátlakások 40 m magas rétegsoraiban figyelhetjük meg legjobban, ez ugyanis sok, mélybl felszakított, nem vulkáni úton képzdött kzetzárványt tartalmaz, melyek eredetét alapi torlóárak mködésével, vagyis freatomagmás kitörésekkel magyarázhatjuk (BUDAI et al. 2002). A feltárásban látható plasztikusan deformált, elnyúlt formák, és ezek bezsákolódásai a korábban lerakódott üledékbe, az alapi torlóár magas nedvességtartamára engednek következtetni, valamint ezt bizonyítják az úgynevezett akkréciós lapilliban gazdag rétegek is (NÉMETH 2000). Ezek még a lerakódás eltt, a kitörési felhben képzdtek, úgy hogy a kicsapódó nedvesség a finom vulkáni port koncentrikusan növekv golyókká tapasztotta össze (BUDAI ET AL. 2002). A másik típus az elz felett, vagy a félsziget belsejében, illetve az északi részeken figyelhet meg. Jellemz rájuk, hogy sok vulkáni eredet bombát, valamit a finom hamuból koncentrikusan összetapadt lapillit tartalmaznak. Itt fként Stromboli típusú kitörések voltak, de néha felfedezhetünk idszakos mködés, Hawaii típusú lávaszökkutakat is (NÉMETH 2000). A kitörések ezen a területen tehát ers explózióval kezddtek. A bazaltos magma a felszín felé haladva vízzel vagy vízzel telített üledékkel találkozott, így a hirtelen gzképzdés miatt Surtsey típusú freatomagmás kitörés következett be (NÉMETH 2000). Miután egyre sekélyebb mélységek voltak a kitörések, és a küls víz is kezdett megfogyatkozni, az alapi torlóárak szárazabbak lettek, majd a késbbiekben újra nagy mélységben bekövetkezett explózió hatására maarok keletkezek. A vulkánosság végül Stromboli típusú kitöréssel zárult, ezzel egy idben indulhatott meg a hévforrás-tevékenység is, amely létrehozta a mai gejziritkúpokat (NÉMETH 2000). A Tihanyi vulkánkitörésekkel egy idben több kisebb kitörés ment végbe a Balaton-felvidéken, például a Halom-hegyen, K-hegyen és Hegyes-tn is. Ez utóbbi egy bazaltlávakzettel kitöltött kürtroncs, azaz egy neck (BUDAI et al. 1999, BUDAI et al. 2002), melynek felét a korábbi bányászat során lefejtették, mára természetvédelmi bemutatóhelyet alakítottak ki belsejében. 3 4 millió éve a Káli-medence vulkáni felépítményei is freatomagmás kitörésekkel kezdték meg mködésüket, mára a természeti erk eróziós
11 munkájának hatására csak roncsaik rzdtek meg. A legnagyobb a Fekete-hegy, mely több kitörési központból épült fel. A hegy peremét egykori lávatavak, lávafolyások anyaga alkotja, míg a tufagyr mára teljesen lepusztult (CSILLAG 2004). A bazalt itt sötétszürke, tömött szövet és helyenként folyásirányban megnyúlt hólyagok figyelhetk meg benne. A vulkanizmus itt is Stromboli típusú kitörésekkel zárult, amit a hegy fennsíkjából 90 m-re kiemelked Boncos-tet salakkúpja bizonyít (CSILLAG 2004). A Fekete-hegytl nyugatra található a Kopácsi-hegy, amely egy ép körvonalú, de ersen lepusztult salakkúp (CSILLAG 2003). Ezt tekintélyes vastagságban vulkáni bombák és bazaltsalak építi fel. A medence és talán a Balaton-felvidék egyik legjobban megrzdött kráterét is itt találjuk, melyben ma a Füzes-tó helyezkedik el (NÉMETH et al. 2003b, CSILLAG 2004). A Káli-medence legnyugatibb vulkáni eredet hegye a Hajagos, melynek bányájában a kb. 10 m vastag egykori lávafolyások szerkezete igen jól tanulmányozható. Uralkodóan lávakzetek építik fel, peperites szerkezete a láva vízbe vagy nedves térszínre való kiömlésére, konszolidálatlan üledékkel való keveredésére utal (CSILLAG 2003). Szintén ezt bizonyítják a gzbuborékok is, melyek felnyomták a lávát, ezeket tumulusnak nevezzük. Innen délre található a Harasztos-hegy, mely a Balaton-felvidék egyik legkisebb diatréma-maradványa. Piroklasztit kzete durvaszemcsés, gyengén rétegzett lapillitufa, mely csekély arányban pannon üledéket tartalmaz. Az ezen a rétegen áttört bazaltláva szabálytalan alakú oszlopai maximum 10 15 cm átmérjek (CSILLAG 2003). A Tapolcai-medence kialakulása a neogén elejére tehet, amikor is az alapveten horizontális eltolódásokat függleges mozgások, valamint a kompressziós erteret a miocén közepén tágulás váltotta fel. Ekkor a Bakony, a Keszthelyi-hegység és a Balaton-felvidék ellentétes mozgásainak hatására kitágult térségben észak-dél irányú törések mentén kb. 200 m-t süllyedt a talapzat, mely aztán neogén üledékekkel töltdött fel (FUTÓ 2003). Eleinte kavicsos, karbonátos-durvatörmelékes, és agyagos, finomtörmelékes anyagok rakódtak le, attól függen, hogy nyílttengeri vagy a szárazföldekhez közelebbi területekrl
12 származtak-e. Kb. 14 millió éve a Tapolcai-medence rövid idre szárazulattá vált, de a szarmata korszakban ismét elrenyomult a tenger, szarmata mészk rakódott le, melynek az országban itt található a legösszefüggbb elfordulása (FUTÓ 2003). A kés miocénben újabb földszerkezeti mozgások hatására a Kárpátmedence területén süllyedékek jöttek létre, így a térséget újra elöntötte a tenger, létrehozva a Pannon-tengert, melyet a körülötte emelked Alpok és Kárpátok fokozatosan elzárt a nyílt tengertl, valamint a hegységekbl beöml folyóvizek egyre jobban kiédesítettek. Ekkor a Keszthelyi-hegység, a Bakony és a Balatonfelvidék szigetként emelkedtek ki a Pannon-tóból, a miocén végére szinte teljesen feltöltdött a tómedence az ezekrl származó nagy vastagságú agyagos, homokos, kavicsos üledékekkel (BUDAI et al. 2002, FUTÓ 2003). A Tapolcai-medencében szintén fluviolakusztrikus környezetben indult meg a vulkánosság kb. 6 millió évvel ezeltt (PÉCSKAY 2002, HARANGI 2007). Ekkor, a pannon végi újabb kéregmozgások hatására hasadékok mentén tört felszínre a magma. A terület vulkanizmusa freatomagmás, Surtsey típusú kitörésekkel kezddött, amit a magma mocsári környezettel és a medence alatt kis mélységben fekv karszt- és hasadékvízzel való érintkezése váltott ki (FUTÓ 2003, NÉMETH et al. 2003a). Ennek bizonyítéka a tanúhegyek tufáiban lév vulkáni üvegszilánkok mikrorepedéses szerkezete, ami a küls víz hatására történt hirtelen hlés eredménye (BUDAI et al. 1999, NÉMETH et al. 2003a). A vulkáni központok piroklasztitjában talált járulékos litikus anyagok, és azok mennyisége a robbanások mélységére, maar-diatréma jelleg vulkanizmusra utalnak (BUDAI et al. 1999, NÉMETH et al. 2003). A maar kráterek peremén 4-5 m vastag tufagyr keletkezett. Késbb, a víz eltnése után a kitörések enyhébbek lettek, az intenzív robbanásos vulkáni tevékenységet effúzív kitörések váltották fel. A tufagyr mintegy gátat képezve megakadályozta a bazaltos láva szétterülését, így gyakran lávatavak jöttek létre. A tanúhegyek tetején lév salakkúpok és lávafröccskúpok arra engednek következtetni, hogy a vulkánosság enyhébb, Stromboli vagy Hawaii típusú kitörésekkel zárult (NÉMETH et al. 2003a, BUDAI et al. 1999), majd a késbbi erózió hatására alakult ki a tanúhegyek mai formája. (3. ábra).
13 3. ábra: A koporsó alakú tanúhegyek általános felépítése a Szent György-hegy példáján (saját szerkesztés, 1:10 000-es méretarányú bedigitalizált topográfiai térképbl készített DEM alapján) 3.2.2. Vulkánosság utáni felszínfejldés A pannon üledékre kb. 100 m vastagságban kiömlött bazaltos láva megszilárdulva kemény védburkot vont az alatta lév lazább üledékek fölé, megvédve azt a lepusztulástól és megrizve a térszín egykori magasságát. A pliocénben az éghajlat egyre szárazabb lett, félsivatagi éghajlat alakult ki, melynek bizonyítékai a Tapolca környékén talált sarkos kövek (SZÉPLIGETI 2007). Ebben a száraz meleg klímában a szél ereje meghatározó volt. A kopár térséget ekkor még a növényzet sem nagyon védte, így csak a bazaltos sapkák nyújtottak védelmet az alattuk lév laza anyagok elhordása ellen. Mint a kutatástörténetben említettem, id. Lóczy Lajos és Cholnoky Jen e rétegek lepusztulását csak a szélnek, Bulla Béla a víznek és a szoliflukciónak, míg Góczán László valamely sfolyó, esetleg az s-duna pusztító erejének tulajdonítja (GÓCZÁN 1960). Ezek az erk azonban nemcsak a pannon üledékeket támadták, hanem a kemény bazaltsapkákat is. Ezek kialakulását az jellemezte, hogy az egykori lávató felszíne gyorsan lehlt, jó hszigetel kérget alkotva az alatta még izzó olvadt kzettömegnek. A megszilárduló és összehúzódó lávában a térfogatcsökkenés miatt különböz irányú repedések keletkeztek. A fels néhány m rétegben oszloposság nem jött létre, hanem jóval késbb nagyjából vízszintes pados elválás fejldött ki, míg az alatta lév néha 50-60 m vastag láva függleges
14 repedések mentén oszloposan vált el (FUTÓ, 2003). Ilyen oszloposságból alakultak ki a küls erk (víz, szél, jég) által is átformálva a Badacsony és a Szent György-hegy híres bazaltorgonái, az épebben megmaradt sokszöges elválás legszebb példáit pedig a Haláp hegy kibányászott kráterében figyelhetjük meg. A küls erk pusztító erejének köszönheten kialakult oszlopok egy id után derékba törtek vagy leomlottak, kzsákokat, ktengert hagyva maguk után (FUTÓ 2003). A hegyek nemcsak a természeti erknek vannak kitéve, hanem az ember romboló hatásának is, melyek közül a bányászat bizonyul a legpusztítóbbnak. Nyomát elssorban Halápon lehet megfigyelni, ahol az útépítésre szánt bazaltot, ami a hegy tetszintjét alkotja, szinte teljesen kibányászták (9. és 10. ábra). Az antropogén hatások közül a másik szembetn, beavatkozás a földmvelés, szltermesztés, amelyet már a középkor óta folytatnak a tanúhegyeken (FUTÓ 2003).
15 4. A vizsgált tanúhegyek földtani felépítése 4.1. Tóti-hegy A Tóti-hegy (346 m) a Tapolcai-medence keleti oldalán található. A medence tanúhegyei közül ez a legidsebb, 5,7 millió éves (PÉCSKAY 2002, FUTÓ 2003). Enyhén aszimmetrikus kúp alakja északi oldalán meredekebb, déli fele lankásabb (4. ábra). A hegy egy kürtkitöltés maradványa, tetejét oszloposan, illetve padosan elvált bazaltláva fedi. Feltártsági viszonyai gyengék, azonban megállapítható, hogy itt is úgy zajlott a vulkánosság, mint a Tapolcai-medence többi tanúhegyénél, azzal a különbséggel, hogy a bazaltos láva nem tudott a felszínre kerülni, a kürtben rekedt és ott is szilárdult meg (FUTÓ 2003). A bazaltláva alatti tömeges lapillitufa rétegsor gazdag vulkáni üvegszilánkokban, amibl a vulkánosság kezdeti freatomagmás kitöréseire lehet következtetni (BUDAI et al. 1999, NÉMETH et al. 2003a). Emellett a terület piroklasztitjai igen sok, a köpenybl és az alsó kéregbl származó zárványt is tartalmaznak (BUDAI et al. 1999.). A hegyet alig bányászták, oldalában szép hasadozott bazalt található. 4. ábra: Tóti-hegy aszimmetrikus kúpja ÉNy-i irányból nézve
16 4.2. Gulács A Gulács (398 m) a Tapolcai-medence keleti részén helyezkedik el, a Csobánc és a Badacsony között. Kora 3,65 millió év (PÉCSKAY 2002). Cukorsüveg alakja ugyanúgy, mint a Tóti-hegyé, aszimmetrikus, északi fele meredekebb, a déli pedig lankásabb. A Gulács is kürtkitöltés, tetejét oszlopos elválású bazalt fedi, az oszlopok között durvaszemcsés lapillitufa és összesült, salakos piroklasztit található, ami lávaszökkút-eredetre utal (NÉMETH et al. 2003a). Itt tehát a kezdeti freatomagmás és késbb az enyhébb effúzív kitörések mellett még enyhébb Hawaii típusú kitörésekkel is számolnunk kell. A Gulácsot is érintették a múlt századi bányászat negatív hatásai, északi részén hatalmas darabokat termeltek ki bazaltjából (5. ábra). 5. ábra: Bányasebek a Gulács északi oldalán
17 4.3. Badacsony A Badacsony (438 m) a Tapolcai-medence legnagyobb tanúhegye térfogat és magasság szempontjából egyaránt (6. ábra). 3,59 millió éves, koporsó alakú hegy, mely észak-déli irányban enyhén megnyúlt (3, PÉCSKAY 2002). A medence déli részén magasodik, a Balaton két öble közé ékeldve. A vulkánosság itt is freatomagmás, Surtsey típusú kitöréssel indult meg, melyet a hegy kevés helyen fellelhet, kvarc-földpát homokkövet, olivin és piroxén xenokristályokat, valamint vulkáni üvegszilánkokat tartalmazó lapillitufája bizonyít (NÉMETH et al. 2003a). A gyenge feltártságú piroklasztitrétegek a komlások miatt vastag törmelékkel vannak beborítva. Ezek a komlások a fed lávakzetbl származnak, melybe két nagy bányát vájtak. E bányafalakat szemlélve észrevehetjük, hogy a Badacsony lávasapkájában tumulusok (buborék alakú hólyagüregzónák) találhatók, melyek 6. ábra: Badacsony a Szent György-hegyrl
18 nedvesség hatására jönnek létre. Ezek arra utalnak, hogy a lávabenyomulás idszakosan, a tufagyr-képzdés közben történhetett, idt adva a víznek, hogy kitöltse a krátert, vagy a nedves vulkáni üledéknek, hogy összegyljön az els lávafolyás tetején (NÉMETH et al. 2003a). A hegy lávasapkája tehát több lávafolyásból épült fel. A Badacsony teteje félkör alakú szerkezetet mutat, mely észak felé nyitott. Ez a szerkezet lávafröccsbl épül fel, az északi részen pedig egy salakkúp található (NÉMETH et al. 2003a). A vulkánosság tehát enyhe Stromboli és Hawaii típusú kitörésekkel zárult. Szlsorai felett szürke bazaltorgonákat láthatunk, valamint a ledlt, széttöredezett sziklákból, kialakult ktengereket és kfolyásokat. 4. 4. Csobánc A Csobánc (376 m) a Gulácstól északra a Tapolcai-medence keleti részén helyezkedik el (7. ábra). Ez is koporsó alakú, de sokkal kisebb tömeg, mint a 7. ábra: Csobánc a Szent György-hegy irányából
19 Badacsony. A kitörések 3,42 millió éve kezddtek, heves freatomagmás explózióval, melyet a vulkáni üvegben gazdag piroklasztitok igazolnak (PÉCSKAY 2002, NÉMETH et al. 2003a). A hegy bazaltjának alsó része egy lapillitufa rétegsor, a tetejét lávafröccs fedi, amibe bazalt dájkok nyomultak, mára oszlopos elválású bazaltként megrzdve. A hegy tetején lév lávakibukkanások még mindig mutatják a salakos törmelék felismerhet körvonalait, ami azt jelenti, hogy a Csobáncon lávaszökkutak mködtek, vagyis Hawaii volt a domináns kitörési típus, valószínleg a tzhányó mködésének végs szakaszában (NÉMETH et al. 2003a). 4.5. Szent György-hegy A Szent György-hegy (415 m) a Tapolcai-medence központi részén, a Gulácstól nyugatra helyezkedik el (8. ábra). Hasonlóan a Badacsonyhoz ez is ko- 8. ábra: Szent György-hegy a Szigligeti várból
20 porsó alakú, valamint észak-déli irányban megnyúlt. Második legnagyobb tanúhegyünk 3,3 millió éve alakult ki (PÉCSKAY 2002). A freatomagmás kitöréseket bizonyító vulkáni üvegszilánkok itt is megtalálhatóak a hegy lapillitufa rétegeiben, amelyeknek szöveti jellemzi nagyon hasonlóak a badacsonyiakhoz (NÉMETH et al. 2003a). Az els kitörések után kialakult tufagyrbe a vulkánosság enyhülése után dájkok és kisebb lávafolyások nyomultak be, kialakítva így egy lávatavat, amely lassú hlés hatására oszloposan vált el. A késbbi erózióknak köszönheten mára kialakultak a híres bazaltorgonák. A hegy tetején lév salakkúp Stromboli típusú kitörésekre utal, mely valószínleg a tzhányó mködésének záró szakasza lehetett. 4.6. Haláp A Tapolcai-medence északi részén lév, mára lecsonkított, de eredenden koporsó alakú hegye a Haláp (9. ábra). Ez a medence legfiatalabb vulkanikus hegye, 2,94 millió éves (PÉCSKAY 2002). Hasonlóan az elzekhez, az itteni piroklasztitegységek is tartalmaznak vulkáni üvegszilánkokat, és nagy mennyiség litoklasztot is, melyek a fekü üledékes egységeibl származnak és a kezdeti freatomagmás kitörésekre utalnak (BUDAI et al. 1999, NÉMETH et al. 2003a). A láva és a piroklasztikus egységek közti határon peperites szerkezet látható. Ennek a jelenléte egy nedves és konszolidálatlan tefrát sejtet, amely a lávató képzdése eltt és közben is jelen volt (NÉMETH et al. 2003a). A múlt századi bazaltbányászat a Halápot érintette leginkább (10. ábra). Tetejét teljesen lefejtették, csak egy kis piroklasztitokból álló sánc és vékony lávaréteg maradt a hegy tetzónájában (NÉMETH et al. 2003a). A bányászat így lehetvé tette az egykori vulkán belsejének tanulmányozását, melyben kihlt lávató sokszöges elválású bazaltjait figyelhetjük meg.
21 9. ábra: A Haláp bányászat által megcsonkított alakja 10. ábra: Haláp eredeti alakja a bányászat kezdetén; Forrás: 4
22 5. Módszerek A tanúhegyek geomorfológiai vizsgálata során a terepi bejárásokat követen ArcView GIS 3.3 programmal 1:10 000 méretarányú EOV térképekrl bedigitalizáltam a szintvonalakat. A kapott adatbázisból Surfer 8 program segítségével, krigeléssel digitális domborzatmodelleket állítottam el a vizsgált tanúhegyekre. A domborzatmodellekbl tömbszelvényeket és Excel program segítségével minden tanúhegyre É-D-i-, Ny-K-i-, ÉK-DNy-i és ÉNy-DK-i tájolású keresztszelvényeket állítottam el. A keresztszelvények magasság- és távolságadatbázisából lejtszögtáblázatokat készítettem, melyek segítségével meghatároztam a fekü-bazalt határt a lejtszög hirtelen megváltozásánál. Minden kitörésközpont esetében 8 ilyen pontot jelöltem ki, hogy ezeket átlagolva minél pontosabb értéket kapjak a pannon üledékek jelenlegi tengerszint feletti magasságára. Térképi szemléltetésükhöz szintén Surfer 8 program segítségével lejtszögtérképeket készítettem. Az ábrák feliratozásához és szebbé tételéhez Corel DRAW 12 programot használtam.
23 6. A tanúhegyek geomorfológiai vizsgálata 6.1. Maar-diatréma vulkánok A maar-diatréma vulkánok közé a vizsgált vulkáni központok közül a Badacsony, Szent György-hegy, Haláp és a Csobánc sorolható. Erre a morfológiai típusra jellemz, hogy mködése során tufagyr, majd ezt kitölt lávató képzdött. A hegyek mai tetszintjét a lávató megszilárdulása nyomán képzd bazaltsapka alkotja. A bazalttakaró peremeinek eróziója révén meredek falakkal feltárul a bazalt hlése során kialakult oszlopos-sokszöges elválású kzet. Ezek képezik a tanúhegyek legmeredekebb lejtszög részeit. Az egykori lávatavak bazaltoszlopokkal határolt meredek, gyakran függleges peremei mentén széles sávban a bazalt aprózódása során kialakult törmeléktakaró helyezkedik el. A vizsgálatba bevont kitörési központok morfológiai jellemzi a térinformatikai módszerekkel elállított domborzatmodellek segítségével könnyebben megadhatók. A leglátványosabb különbségek a tanúhegyek méretében jelentkeznek (11. ábra). Els ránézésre a Badacsonyon és a Szent György-hegyen találjuk a legnagyobb terület tetszinteket, a Badacsonyhoz széles kúplábi átmér is tartozik (12. ábra). A Szent György-hegyen ugyanez már nem mondható el, kúplábi átmérje a többi hegyhez viszonyítva nem túl széles. Az 11. ábrán ez másképp látható, aminek oka, hogy a tanúhegyek nem azonos irányú Badacsony, Csobánc, Haláp, Szent György-hegy tszf (m) 450 400 350 300 250 200 150 Badacsony Csobánc Haláp Szent Györgyhegy 100 11. ábra: A maar-diatréma vulkánok morfológiai és méretbeli különbségei. A szelvény teljes hossza 3500 m.
24 keresztmetszeteit hasonlítottam össze. A Haláp eredeti tetszerkezete a Szent György-hegyhez hasonlíthatott, míg a hegylábi részek a Csobánccal hasonlatosak. Mára tetejét kibányászták, így a lejtviszonyait vizsgálva megállapíthatjuk, hogy csak a lankásabb hegylábi részek maradtak meg. A Csobánc is hasonló lejtviszonyokkal rendelkezik, néhány peremi területen vannak csak meredekebb részek. A Badacsonyon és a Szent György-hegyen a tetszintek pereme mindenhol meredek fallal zárul körbe. Ezek a részek fleg bazaltoszlopokat és bányákat jelölnek. 12. ábra: a koporsó alakú tanúhegyek digitális domborzatmodelljébl levezett, színezett és magasságárnyékolt felülnézeti kép
25 13. ábra: A lejtk meredekségi viszonyai a koporsó alakú tanúhegyeken. 14. ábra: A Badacsony ÉK-DNy-i irányú metszetének lejtszögváltozás diagramja
26 A 13. ábrán a hegyek lejtviszonyai figyelhetk meg. Jól látható a lejtszögtérképeken, hogy a tanúhegyek tetszintjének, vagyis az egykori lávatónak a peremén találhatóak a legmeredekebb részek. Kivételt képeznek ez alól a Csobánc ÉNy-i és K-i lejtjén elhelyezked bányaterületek. A nagy, 40 feletti meredekséget a lejtszög-térképen piros, narancssárga és sárga színek jelölik, a piros színnel jelzett területeken gyakran függleges térszínek is elfordulnak fleg a bazaltorgonákhoz és a bányafalakhoz kötheten. A 40 -nál kisebb meredekség térszíneket fehér és szürke színekkel ábrázoltam, ezeket a hegytetkön (lávatavak felszíne) és a kúplábakon találjuk (13. ábra). A terepbejárásaim alkalmával jól megfigyelhet volt, hogy bazaltoszlopok alatti területen, a lejtésviszonyok hirtelen megváltoznak, a lejtk lényegesen lankásabbá válnak. Mivel a bazaltnak és a feküjének (homokos üledékek) más az erózióval szembeni ellenállóképessége, feltételezhet, hogy a hirtelen lejtszögváltozás helyénél található a két kzet határa. A hirtelen lejtszögváltozás a keresztszelvényeken és a lejtszögtérképeken is jól megfigyelhet. A kzethatár pontos meghatározásához lejtszögváltozásdiagramot szerkesztettem, amely lényegében szelvény menti pontokhoz rendelt lejtszögadatokat tartalmaz (14. ábra). A keresztszelvények és a hozzájuk tartozó lejtszögváltozás-diagramok alapján 8 irány mentén, illetve ezek átlagaként meghatároztam az egyes vulkánok bazalt-fekükzet határának tengerszint feletti magasságát (1. táblázat). égtájak Badacsony Szent György-hegy Csobánc Haláp É 305,6 274,7 286 276,7 ÉK 285 269 280,6 265,6 K 312,8 267 267,9 266,8 DK 266,6 257 269 246,9 D 285,5 266 296,6 267 DNy 282 260,9 266 259,7 Ny 287 268 252 280,6 ÉNy 286 266,8 255 273 átlag 288,8 266,2 271,6 267 1. táblázat: A vizsgált tanúhegyek bazalt-fekü határának tengerszint feletti magasság adatai az égtájak függvényében méterben megadva
27 A kapott bazalt-fekü határ adatok segítségével következtetni lehet az egyes kitörésközpontok krátereinek átmérjére (2 táblázat). A meghatározott átmérk nyilván csak minimális átmérknek tekinthetk, az egykori kráterperemek az általam meghatározott átmértl nagyobbak lehettek. A kráterátmérk, a fekü-bazalt határ és a tanúhegy topográfiai viszonyaiból meghatározható volt az egyes lávatavak vastagsága és térfogata (2. táblázat, 15. ábra). km3 A bazalt térfogata 0,800 0,700 0,600 0,500 0,400 0,300 0,200 0,100 0,000 Badacsony Csobánc Szent György-hegy Haláp 15. ábra: A maar-diatréma típusú tanúhegyekre kapott bazaltsapkák térfogata A bazaltvastagságok és a kráterátmérk alapján a maar-diatréma típusba sorolt tanúhegyek tovább csoportosíthatók. A Szent György-hegy és a Badacsony közel 150 méternyi csúcsi bazaltvastagságát annak tulajdonítom, hogy tufagyrn belül kialakult, kevésbé mély kráterben alakult ki a lávató. A felszín kiemelkedését követ lepusztulás után a peremek az ottani kisebb bazaltvastagság következtében gyorsabban és hatékonyabban pusztultak, mint a másik két vizsgált tanúhegy esetében (Haláp, Csobánc). Ennek következtében a Szent Györgyhegyen és Badacsonyon a kráterbels lávával kibélelt részének nagyobb része került a felszín fölé. A másik csoportba tartozó tanúhegyeknél jóval meredekebb falú kráter (diatréma) jöhetett létre a vulkáni mködés következtében, így a lávató peremén kevésbé volt hatékony az erózió. Ennek tulajdonítom, hogy kisebb
28 bazaltvastagságok jellemzik a Csobánc és Haláp tetszintjeit. A kevésbé meredek kráterben (tufagyrben) kialakult lávató peremeinek nagyobb mérték hátravágódásából következik, hogy a két maar-diatréma típusba tartozó vulkánok általam elkülönített két csoportjába tartozó eredeti kráterek átméri közti különbségek még nagyobbak lehettek. Az általam kapott fekümagasság adatokat összemérve NÉMETH és társai (2003a) adataival jelents eltéréseket tapasztaltam. Egyik esetben a korábbi adatok alacsonyabb tengerszint feletti magasságokat mutatnak az enyémekhez képest, a másik esetben magasabbat. Az elbbi a Badacsonyon, a Csobáncon és a Halápon, míg az utóbbi este a Szent György-hegyen figyelhet meg. Az alacsonyabb tengerszint feletti magasságokkal kapcsolatos eltérések többféle módon magyarázhatók. Fennáll a lehetsége, hogy a fekü-bazalt határt nem szálban álló bazalt magasságából, hanem annak aprózódott, és a tömegmozgások által alacsonyabb szintre került törmelékének tengerszint feletti magasságából határozták meg. Másrészt lehetnek parazitakürtk vagy telérek, amelyek a fekükzet alacsonyabb szintjeiben jelennek meg. A Csobánc esetében a nyugati oldalon 2 m-es eltérés van az általam kapott és a korábbi adatok között, de például a déli oldalon 290 m feletti bazalt-fekü határ került megállapításra. Kor (Pécskay 2002) (millió év) Fekü tszf. (Németh et al. 2003b) (m) Számított fekü tszf. magasság átlaga (m) Átl. rekonstruált kráterátmér (m) A felszín feletti bazalt vastagsága (m) Térfogat (km 3 ) Badacsony Szent György-hegy Csobánc Haláp 3,59 3,3 3,42 2,94 200 300 250 200 288,8 266,2 271,6 267 1275,89 909,12 546,81 580,50 149,2 148,8 104,4 49,9 0,751 0,322 0,052 0,047 2. táblázat: A vizsgált tanúhegyek bazaltfeküjének tengerszint feletti magasságának összehasonlítása korábbi adatokkal, és az ebbl számított kráterátmér és térfogat adatok
29 A Szent György-hegyre a korábbi szakirodalom által megadott (NÉMETH et al. 2003a) 300 m-es bazaltfekü-magassághoz legközelebb es érték 274 m magasságnak adódott a hegy északi oldalán, a hegy többi lejtjén még alacsonyabban meghúzható bazalt-fekü határokat kaptam (1. és 2. táblázat). 6.2. Kürtkitöltések A vizsgált tanúhegyek közül a Gulács és a Tóti-hegy kis terület bazaltsapkáját az egykori vulkán kürtjében megszilárdult kzetnek tartják (NÉMETH et al. 2003b). Ezen kitörésközpontok vulkáni mködésérl kevesebbet lehet tudni, mint a maar-diatréma típusú tanúhegyek esetében, mert a felszínen keletkezett vulkáni formák mára lepusztultak, s csak a szubvulkáni szint kis részlete tanulmányozható. Annyi azonban megállapítható, hogy a vulkáni mködés effúzív szakaszához érve nem állt rendelkezésre olyan zárt mélyedés (kráter), melyben lávató kialakulhatott volna (Kósik Sz. [ELTE TTK] szóbeli közlése). A kürtkitöltések méretük alapján elkülönülnek az elz típusban leírt tanúhegyektl. Lapos tetszintjük nem alakult ki, mivel nagy vastagságú lávatakaró nem jött létre a mködésük során (17. ábra). A lejtszögtérképeket vizsgálva látható, hogy a kürtkitöltések a legmeredekebb részeken sem érik el a koporsó alakú tanúhegyek meredekségi viszonyait, a jellemz maximális lejtszög 40 alatt marad. Kivételt képeznek ez alól a kbányák oldalai, ahol a szubvulkáni szintben kihlt bazalt oszlopossokszöges elválással, meredek lejtszögek mellett tárul fel. A bányaterületek a Gulácson a kúp északi és nyugati részén, míg a Tóti-hegyen az északi lejtn figyelhetek meg.
30 Badacsony, Tóti-hegy, Gulács tszf (m) 450 400 350 300 250 Badacsony Gulács Tóti-hegy 200 150 100 16. ábra: A vizsgált két kürtkitöltés morfológiai- és méretjellemzi összehasonlítva a Badacsony morfológiai viszonyaival. 17. ábra: A Gulács és Tóti-hegy lejtszög-térképe és digitális domborzatmodellje
31 6.3. A tanúhegyek korának és morfológiájának kapcsolata Az egyes kitörésközpontok korát összehasonlítva az adott tanúhegy magasságával, illetve a fekü-bazalt határ magasságával, nem állapítható meg általános trend a két változó között (18. ábra). Más szóval, a fiatalabb kitörésközpontokon is kb. ugyanolyan magasságokban jelentkezik a bazalt-fekü határ. Ebbl az következik, hogy a 6 vizsgált vulkáni központ kitörési idszakában (5,7-2,94 millió év között) nem voltak jelentsebb tektonikus emelkedés és/vagy süllyedés a területen. A meglév, meglepen csekély eltéréseket nehéz elképzelni, hogy utólagos, differenciált kiemelkedés okozta volna. Az egyes tanúhegyeken tapasztalható bazaltfekü szintjének váltakozásában, illetve a tanúhegyek közötti bazaltfekü-szint változásában (legfeljebb 50 m) inkább az játszhat szerepet, hogy a fluviolakusztrikus felszínben több m-es, akár több tíz m-es szintkülönbségek is lehettek. Az egyenetlen felszín folyamatos változását valószínleg az üledékbehordás és magasabb vízállások idején a hullámzás és az áramlások határozták meg. tszf (m) 350 A vizsgált vulkánok bazaltfeküjének tengerszint feletti magasság és kor szerinti ábrázolása 300 Szent György-hegy Badacsony Haláp Csobánc Tóti-hegy 250 Szent György-hegy Csobánc Gulács Gulács Tóti-hegy korábbi adatok 200 Haláp Badacsony saját adatok 150 100 2 3 4 5 6 Kor (millió év) 18 ábra: A bazaltfekü tengerszint feletti magassága és radiometrikus korának összehasonlítása (korábbi magasságadatok: Németh et al. 2003a, koradatok: Pécskay 2002)
32 8. Összefoglalás Szakdolgozatomban a Tapolcai-medence tanúhegyeinek (Badacsony, Csobánc, Szent György-hegy, Haláp, Gulács, Tóti-hegy) geomorfológiai vizsgálatával és összehasonlításával foglalkoztam. A vizsgálatom tárgyát képez tanúhegyek létrejötte Tapolcai-medencében 3 6 millió évvel ezeltt zajlott alkáli bazaltos vulkanizmusnak, majd a 3 millió évet követ lepusztulásnak, szelektív denudációnak tulajdonítható. Vizsgálataim során külön kezeltem a maar-diatréma típusú tanúhegyeket és a kürtkitöltéseket. A terület topográfiai térképei alapján digitális domborzatmodelleket készítettem, amelyek alapján meghatároztam a tanúhegyek geomorfológiai jellemzit. A maar-diatréma genetikájú tanúhegyek lejtésviszonyai alapján megpróbáltam az eddigieknél pontosabban meghatározni a bazaltfekü magasságát, és eredményül legfeljebb 50 m-t kaptam az irodalomban szerepl 100 m-rel szemben. A bazaltfekü-magasságok alapján meghatároztam az egykori kitörési központok krátereinek minimális átmérit, illetve az átmérk és a becsült bazaltvastagság-adatok alapján a maar-diatréma típuson belül további két csoportot hoztam létre. A vizsgált kitörési központok mködésének idszakában jelents tektonikai mozgásokkal nem kell számolnunk a Tapolcai-medencében, mivel a fiatalabb vulkánok is nagyjából ugyanolyan tengerszint feletti magasságban kezdtek el mködni, mint az idsebb társaik. A mért igen kis mai szintkülönbség nem annyira utólagos tektonikus mozgásoknak, mint inkább annak tulajdonítható, hogy a vulkánosság morfológiailag változatos, egyenetlen térszínen ment végbe.
33 Köszönetnyilvánítás Munkám zárásaként szeretném megköszönni mindazoknak az embereknek a kitartó támogatását, akik hozzásegítettek szakdolgozatom elkészítéséhez, többek között Dr. Karátson Dávidnak, hogy vállalta a témavezetést, így lehetséget adott nekem, hogy arról a területrl írhassak, mely számomra a legkedvesebb. Köszönet illeti Kósik Szabolcsot, aki a térinformatikai módszerek megismertetése mellett, bármikor rendelkezésemre állt a szakmai kérdésekben is. A statisztikai módszerek alkalmazásban nyújtott segítségéért köszönetet mondok még Telbisz Tamásnak. Végül, de nem utolsó sorban szeretném megköszönni családomnak és barátaimnak mindazt a segítséget és bíztatást, mely nélkül szakdolgozatom nem készülhetett volna el.
34 Irodalomjegyzék BALOGH, K., LOBITZER, H., PÉCSKAY, Z., RAVASZ, C., SOLTI, G. (1990) Kelet- Stájerországi és Burgenlandi tercier vulkanitok K/Ar kora A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1988. évrl pp. 451 468. BORSY Z., BALOGH KAD., KOZÁK M., PÉCSKAI Z. (1987) Újabb adatok a Tapolcai medence fejldéstörténetéhez - Acta Geogr. ac Geologica et Meteor. Debrecina 23. pp. 79-104. BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G. DUDKO A., KOLOSZÁR L., MAJOROS GY. (1999) A Balaton-felvidék földtana Magyarázó a Balaton-felvidék földtani térképéhez (1:50000) Budapest, pp. 114 122., 149 150. BUDAI T., CSILLAG G., KOLOSZÁR L., MÜLLER P., NÉMETH K. (2002) Geológiai kirándulások I. A Balaton-felvidék Prospektus Nyomda, Veszprém, pp. 8 92. BULLA B. (1943) Geomorfológiai megfigyelések a Balaton-felvidéken. In: Földrajzi Közlemények 71. pp. 18 44. CHOLNOKY J. (1936) Magyarország földrajza Föld és élet 6. köt. Franklin Társulat, Budapest, pp. 226 227. CSILLAG G. (2003) Földtani természetvédelmi értékelés a Káli-medence példáján. PhD értekezés, PTE, Földrajzi Intézet, Pécs 139 p. CSILLAG G. (2004) A Káli-medence és környékének morfológiai szintjei A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése a 2002. évrl pp. 95 110. FUTÓ J. (2003) Bazalttets homokhegyek. In: Futó János (szerk.) A Tapolcaimedence és tanúhegyei Prospektus Nyomda, Veszprém, pp. 9 26, 129 131.
35 GÓCZÁN L. (1960) A Tapolcai-medence kialakulástörténeti problémái. In: Földrajzi Értesít IX. évf. 1. füzet pp. 1 25. HARANGI SZ. (2000) A medencebelseji alkáli-bazaltvulkánosság. In: Karátson Dávid (fszerk.) Pannon Enciklopédia Magyarország Földje Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 69 71. HARANGI SZ. (2007) A Kárpát-Pannon térség legutolsó vulkáni kitörései. In: Földrajzi Közlemények CXXXI. (LV.) kötet, 4. szám pp. 271 284. KARÁTSON D. (2009) A Börzsönytl a Hargitáig, 2. kiadás, Typotex, Budapest 462 p. KOVÁCS J. (2003) Terrestrial red clays in the Carpathian basin: a paleoenvironmental and mineralogical approach. Geomorphologia Slovaca, 3/2, pp. 86-88. NEMERKÉNYI A., MÓGA J. (2007) Kárpátok és Kárpát-medence. In: Gábris Gyula (szerk.): Európa regionális földrajza 1. Természetföldrajz Eötvös Kiadó, Budapest, pp. 140 142. NÉMETH K. (2000) A Tihanyi-félsziget vulkánossága. In: Karátson Dávid (fszerk.): Pannon Enciklopédia Magyarország Földje Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 325 326. NÉMETH, K., MARTIN, U., BREITKREUZ, C. (2003a) Mio/Pliocene phreatomagmatic volcanism in a fluvio-lacustrine basin in western Hungary. In: Geolines Journal of the Geological Institute of AS Czech Republic, 15, pp. 75 81.
36 NÉMETH K., MARTIN, U., CSILLAG G. (2003b) Lepusztult freatomagmás vulkáni kráter és kürtkitöltés-roncsok (diatrémák) a Bakony Balaton-felvidék vulkáni területen A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése a 2000-2001 évrl pp. 83 99. PÉCSKAY Z. (2002) Radiometrikus kormeghatározás. In: Karátson Dávid (szerk.) Magyarország földje Magyar Könyvklub, Budapest, pp. 452 453. PETRÓCZI I., (1999) Balaton-felvidéki Nemzeti Park In: Kollarik Amália (szerk.) Magyarország nemzeti parkjai és a nemzeti parkok igazgatóságainak mködési területe Tapolca Város Önkormányzata, Tapolca, p. 211. SÁGI T. (2008) Petrogenetikai következtetések a Pannon-medence nyugati részén elforduló alkáli bazaltok képzdésére olivin és spinell összetétel adatok alapján. Diplomadolgozat ELTE Kzettan-és Geokémiai Tanszék 93 p. SCHWEITZER F. (2001) A Kárpát-medence félsivatagi és sztyepsíkság-formálódása és a messinai sókrízis. Földrajzi Értesít. 50/1-4. pp. 9-31. SZÉPLIGETI M. (2007) A Szent György-hegy átfogó botanikai vizsgálatának kezdeti eredményei. Tudományos Diákköri Konferencia dolgozat, NYME Erdmérnöki Kar Növénytani és Természetvédelmi Intézet 30 p. VITÁLIS I. (1904) Adatok a Balatonfölvidék bazaltos kzeteinek ismeretéhez. In: Földtani Közlöny XXXIV. kötet 11-12. füzet, pp. 377 399.
37 11. Internetes hivatkozások 1. http://petrology.geology.elte.hu/ 2. http://www.foldeve.hu/cikkek/fold_eve4.pdf 3. http://heviz-info.hu 4. http://tapolca.hu/images/kepek/kepgaleria/fotogaleria.html