Előző fejezet Következő fejezet

Dávid Lóránt

Bölcske természeti földrajza

 

Bölcske földrajzi helyzete

Az általam vizsgált mintegy 250 km2-nyi terület déli határát Paks, északi szegélyét Dunaföldvár vonalában jelölhetjük ki. Kelet felé a határt a Duna folyása jelenti, nyugat felé pedig a 6-os számú főútvonaltól néhány kilométerre nyugatra húzhatjuk meg (1. kép).

Bölcske az ország geometriai középpontjától (Pusztavacs) légvonalban mintegy 63 km-re délnyugatra helyezkedik el a Duna jobb partján. A település az északi szélesség 46°42' és a keleti hosszúság 18°59' metszéspontjában, 91—120 méter tengerszint feletti magasságban fekszik a Mezőföld délkeleti részén. A Mezőföldet genetikailag (kialakulását, fejlődését és természeti földrajzi jellemzőit tekintve) az Alföld legnyugatibb mezőtájaként értelmezhetjük. Topográfiailag viszont az ország nyugati felét jelentő Dunántúlnak a keleti részéhez sorolandó.

 

Ősföldrajzi viszonyokmélyszerkezet

Bölcske település környezetének rétegsorában két nagy genetikai egységet különböztethetünk meg: a töréses gyűrt medencealjzatot és az arra települő, váltakozó vastagságú neogén-kvarter üledékösszletet. A medencealjzat szerkezetére vonatkozóan nagyon kevés az adat, a benne levő töréseket elsősorban a regionális tektonikai elemzésekből  levont következtetések alapján  valószínűsíthetjük.

A legújabb feltételezések szerint Bölcskétől déli irányba Paks alatt húzódik a medencealjzat egy nagy jelentőségű töréses öve. Egyes kutatók valószínűsítik, hogy a Kárpát-Pannon-régión belüli elsőrendű nagyszerkezeti határ a Zágráb-vonalról a Kapos-vonalra, majd erről a Szolnoki flisövre folytatandó, s ÉK-en Máramaros körzetén át vezethető a Kárpátokba.1 Ez a határ Paks alatt fut,2 vagyis Bölcskétől délre a medencealjzatban egy olyan törésvonalhatár van, amely egy kb. 3—5 km széles sávba szorítható. Mivel a határ maga is jó néhány kilométer széles töréses övet képez, kijelölése elég pontosnak tekinthető. Eszerint a Pannon-régió mai szerkezetében az elsőrendű nagyszerkezeti határt a Szolnoki-flisöv jelzi, s az attól ENy-ra és DK-re eső képződmények hasonlósága, csak közös eredetre mutat, de nem jelenti merev kapcsolat  fennállását  közöttük.3

1. kép. Bölcske földrajzi helyzete
(Szerk. Dávid L., 1994)

 

Korábban Magyarország medencealjzatában a legfontosabb szerkezeti határnak úgynevezett közép-magyarországi törési övet írták le,4 amely a harmadidőszak előtti  aljzatot két,  egymástól  teljesen  eltérő egységre  osztja  és  Bölcskétől északra Dunaújváros—Kulcs  térségében  nyomozható  a mélyben.5 Az ország DK-i része (az un. Tiszai Egység) a stabil Európához tartozott, vagyis az európai lemez része volt, Alpok kialakulásakor arról szakadt le. Az ÉNy-i rész (az ún. Magyar Középhegységi Egység) viszont az Afrikai masszívumról vált le. E két részt egymástól elválasztó fő törési övnek a jurában és a kréta elején mikrolemezhatár szerepe volt. A két rész ekkor még nem volt egymás mellett. A paleogénben vízszintes irányú mozgással, csúszással kerülhettek egymás mellé. A közép-magyarországi törési öv mentén alapvetően tehát egymástól eltérő szerkezetű és ősföldrajzi fejlődésű képződmények érintkeznek egymással.

2. kép. Bölcske környékének tömbszelvénye
(Szerk. Ádám L. et al. 1959 alapján Dávid L. 1994)

 

Nem lehet feladatunk, hogy az elsőrendű szerkezeti határok megítélése körüli bizonytalanságokat eloszlassuk, annyit azonban megállapíthatunk, hogy Bölcske térségének aljzatában Magyarország mélyszerkezetének igen fontos töréses övezetei húzódnak. Ezen túlmenően feltétlenül szükséges a Bölcske alatti mélyszerkezet litológiai viszonyainak ismertetése. Az utóbb vázolt gondolatmenetben6 Bölcske aljzata a Tiszai Egység Mecseki Alegységéhez tartozik. Ez az aljzat az Alpok kialakulását megelőzően több fázisban metamorfizálódott: ultrametamorf, migmatit, gneisz, csillámpala típusú kőzetfajtákból épül fel. A kőzetek radiometrikus kora 330—350 millió év, amely az utolsó metamorfizálódásuk korát, vagyis a herciniai hatást mutatja. E képződmények felett jelen vannak a felső-karbon-perm szárazföldi kifejlődés, a germán típusú triász és a kőszenes gresteni kifejlődésű alsó-liász sorozatai, amelyeket az alsó krétában intenzív tengeralatti alkáli bazalt vulkanizmus követett. A különböző kifejlődésű felső-kréta előtti képződményekre a felső-kréta rétegsor diszkordánsan települ. Uralkodnak benne a tengeri törmelékes rétegsorok, e képződmények elterjedése és a kifejlődések fácieshatárai a felső-kréta előtti kifejlődési öveket nem követik. A harmadidőszak előtti aljzat alapvetően takaros-pikkelyes, de a vízszintes elcsúszások szerepe sem elhanyagolható.7

 

A harmadidőszaki fejlődésszakasz

A paleocén, eocén és oligocén korokban a terület valószínűleg kiemelt szárazföldi térszín volt, mert ilyen üledékek mélyfúrásokból sem ismertek. A miocén kor transzgressziói viszont elérték a területet és üledékfelhalmozódást eredményeztek. A mélyfúrási adatok szerint később a vastag pannon üledékek a legáltalánosabban a mediterrán (alsó- és középső-miocén) és szarmata rétegekre települnek, de elég gyakran a mezozoos alaphegység fedőrétegét képezik.8 A miocén kor e felhalmozódásai a kárpáti emelettől meginduló, és a miocén végére kiteljesedő ún. geomorfológiai inverzióval hozhatók összefüggésbe. E folyamat részeként a mai alföldi területek egyre erőteljesebben süllyedtek és ezáltal elöntés alá kerültek. A vizsgált terület kőzettani felépítése is ezt a folyamatot tükrözi. A Bölcske környéki mélyfúrások igen vastag (500—600 m) agyagos-homokos pannon rétegsorokat tártak fel.9

A pliocén időszaktól Pannon-beltó visszahúzódását, illetve feltöltődését követően új  szakasz kezdődött a felszín átalakulásában.

A Mezőföld északi része jelentősen kiemelkedett, s a terület fő vonásaiban ÉNy-ról DK-felé enyhén lejtő, kezdetben alig feldarabolt táblává alakult. Ennek a felszínnek a formálásában a pliocén végén a felületi lepusztulás játszotta a legnagyobb szerepet. A felületi és kisebb részben vonalas erózió a Mezőföld északabbi részeit tekintélyes mértékben letarolta s nagy mennyiségű anyag hordódott D-DK felé a süllyedő Alföld irányába.

A Bölcske környéki terület ebbe az akkumulációs övezetbe tartozott. A pliocén végén — pleisztocén elején alakult ki ez a nagy méretű, hosszanti DNy—ÉK-i csapásirányú süllyedek, amely D-Zalától a Felső-Kapos mentén az Alföldre is áthúzódott Kalocsa vidékéig. A legintenzívebben süllyedő terület tehát Bölcskétől D felé esett és itt a D-Mezőföldön erről több fúrásból (Medina, Kajdacs, Alsótengelic) előkerült 100 méter vastagságot meghaladó folyóvízi üledéksor tanúskodik.10 Észak felé ezek fokozatosan vékonyodnak, hiszen a Bölcske környéki terület az akkumulációs zóna északi szegélyövezetében helyezkedett el.

 

A negyedidőszaki fejlődés

A pliocén végi felszínfejlődést felváltó pleisztocén eleji folyóvízi eróziós tevékenység szerkezeti vonalakhoz igazodott. A mezőföldi táblát ugyanis jelentős szerkezeti mozgások érték, ÉÉNy—DDK-i és erre merőleges törésvonalak mentén felda-rabolódott. A DK-i irányba tartó vízfolyások szerteágazva a süllyedő déli részeken hordalékkúpokat építettek. A Bölcske környéki terület az Ős-Sárvíz valamint a hozzákapcsolódó Dunakömlőd-paksi és a Dunaföldvári löszplatók felől leszaladó árvizek, időszakos patakok és mellékfolyók nagy kiterjedésű hordalékkúpjainak keleti szárnyához tartozott, amelyek észak felől nyomultak előre DK-i irányba.11

A hordalékkúp épülésével egyidőben a Mezőföld DK-i részén már az alsó- és középső-pleisztocénban megindult a löszképződés. A lösz és a homok ma is párhuzamos, pásztás elrendeződésű. Ennek oka, hogy a szerkezeti irányokhoz kapcsolódó folyóvizek pályáin, a homokos hordalékkúp felszínen később a szél munkája nyomán futóhomok, a köztes, folyóvíztől kevésbé háborgatott felszíneken, a szél lebegtetett hullóporos hordalékának lerakódási helyén pedig löszös üledék keletkezett. Főként az uralkodó széliránnyal függ össze, hogy a legvastagabb löszös rétegsor a középtáj K-i, DK-i részén Bölcske térségében jött létre. Magyarország legidősebb löszképződményei az itteni mezőföldi peremről ismeretesek. Idős löszeink tagolása a paksi és   dunaföldvári   Duna-magaspart   feltárásai   alapján   történt.12

Az újpleisztocénban a löszképződés általánossá lett az egész Mezőföldön, s a korábbi folyóvízi üledékeket befedte a K felé vastagodó lösztakaró: a paksi és dunaföldvári peremeken a löszsorozat vastagsága meghaladja a 60 métert.

A pleisztocénban a periglaciális folyamatok hatására a lösztakaró tekintélyes része áthalmozódott a mélyebb szintek irányába, rétegzett löszök kialakulását eredményezve.

Az újpleisztocénban jelentős szerkezeti mozgások is lejátszódtak. Ekkor vált el éles, magas peremmel a terület a Dunamenti-sfkságtól, kialakultak a Bölcskétől É-ra és D-re is jellemző magas partok. Ekkor emelkedtek ki a ma is tájképformáló rögsorok, tábladarabok és hátak. Korábban a mai völgyek futásirányának meghatározójaként is az újpleisztocén mozgások által létrehozott szerkezeti vonalakat tekintették. Újabban a Mezőföld ÉNy—DK-i irányú újpleisztocén üledékekbe vágódott völgyrendszerének törésekkel való kapcsolatát — a határozott irányítottság ellenére — megkérdőjelezik, nem tekintik bizonyítottnak, a mellette felhozott érveket nem látják meggyőzőeknek. Azonban még ha a vízfolyások nem is követnek tektonikus töréseket, irányítottságukban a szerkezeti mozgásoknak annyi szerepe azért lehetett, hogy az Alföld süllyedő térszíne, ill. az alföld-peremi kisebb süllyedékek mint mélyülő erózióbázisok vonzották magukhoz a mezőföldi vizeket. A dcráziós völgyek kialakulásának is az újpleisztocén volt a fő időszaka.

A földtani-geomorfológiai vizsgálatok szerint a Duna a tárgyalt területen a felsőpleisztocén elején jelent meg, mivel ennél idősebb dunai származású anyagot eddig nem sikerült kimutatni. A Bölcske környéki vidék elkülönülését a löszterülettől az a süllyedési folyamat — a Kalocsai-medence (kalocsa-mohácsi süllyedek) kialakulása — okozta, amely az utolsó interglaciálisban indult meg, s amely nem csak a mezőföldi hordalékkúp peremeit süllyesztette a mélybe, hanem a Dunát is magához vonzotta, amit a kavicsos-homokos üledékösszlet igazol. A Duna végleges irányváltozása a Würm interpleniglaciálisában (mintegy 30—50 ezer éve) következett be.13 A Duna a Kalocsai-medence mélyedését hamarosan feltöltötte, majd a Pakstól északra levő részen a felső-pannon-pliocén térszínbe mélyen bevágódva, oldalazó erózióval az idős löszösszletből álló lejtőt elrombolva széles völgysíkot alakított ki magának. Igen nagyméretű volt a romboló munka Paks és Dunaföldvár között, Madocsa és Bölcske térségében.

A Duna a felső pleisztocén befejező szakaszában elhagyta a területet, fő- és mellékágai kelet felé tolódtak el, feltételezhetően azért, mert a keletre eső rész tovább  süllyedt.  A szárazra kerülő dunai  üledéken több szakaszban  szélfújta homok halmozódott fel. A Paks környéki és a tőle É-ra levő feltárások 3—7 méter vastag szélfújta homokról tanúskodnak a Würm felsőpleniglaciálisából.

3. kép. A dunaföldvári földcsuszamlás az  1560. fkm-től D-re (Pécsi M. 1971)
1 = szálban álló löszösszlet; 11= frissen megcsuszamlott lösz; 12 = korábbi csuszamlás halmaza;
hl = halvány rózsaszínű homokos lösz; o = omladék; z = a Duna medréből kitüremlett földhalmaz
és pannóniai agyag; ft = fosszilis talajok; ta = sötétszürke agyagos vályogtalaj;
pa = pannóniai agyag; va = vörösagyag: cs = csúszólap

 

A holocén kori felszínváltozásokat főként a nagyobb völgyek alluviális völgysíkjainak kialakulása, valamint a Duna áradásainak elegyengető akkumulációja és laterális eróziója jellemezte. Bölcske környékén is a legfelső szintben részben holocén folyóvízi üledékek borítják a felszínt.

Újabb jelentősebb futóhomokmozgás a boreális- (mogyoró-) fázisban következett be, kis reliefenergiájú formákat eredményezve. A lösz lepusztulási formái szintén a holocénhoz köthetők, miként az aszóvölgyek, deliek kialakulása, valamint a lejtők helyenként erős letárolása is. A Dunára tekintő lösz-magaspartok felszínformálódásában a csuszamlások játszottak jelentősebb szerepet. Jelentős csuszamlások játszódtak le az elmúlt néhány évtizedben például a dunaföldvári magasparton.16

 

Bölcske környékének morfológiája

A) A Dunaföldvári-rög

A vizsgált terület É-i részén a Szentandrási-völgytől K-re a Dunaföldvári-rög helyezkedik el. Ez a Paks-seregélyesi-táblarög dunamenti legészakibb darabja. Kelet felé a Duna által alámosott eróziós törésperemmel végződik, míg Ny-on a Szentandrási-völgy ma már kitöltött pleisztocén eleji kavicsmedre választja el a táblarög testétől (2. kép).

Tulajdonképpen nem egységes rög, hanem két egymással párhuzamosan húzódó keskeny vonulatból áll, melyek még külön is fel vannak szabdalva. Az egységes rögöt pNy_DK-i irányú tágas ópleisztocén tektonikus süllyedek szelte két darabra. A süllyedékterület annak a széles kavicsmedernek a folytatása, amelyik Dunaföldvártól É-ra a Paks-seregélyesi-táblarögöt különítette el a Pentelei-táblarögtől Azóta a süllyedékterület térszínét a folyóvízi és eolikus üledékek jelentősen megemelték, de nem töltődött annyira ki, mint az északibb szakaszán. A két párhuzamos rög tektonikája és felépítése különböző, ennek megfelelően morfológiájuk sem azonos.

a) A tektonikus süllyedéktől K-re fekvő keskenyebb dunaparti rögöt, a Felső- és Alsó-Öreg-hcgyet ÉK—DNy-i irányú harántvető választja cl egymástól. Mindkét rög löszből épült és köröskörül éles szerkezeti vetősíkokkal határolt. Lényegében éppen olyan eróziós szigethegyek, mint a szemközti oldalon a Duna bal partján kialakult Solti-halom, csakhogy itt a folyóvíz eróziós pályáját — amely oldalazó eróziójával a rögöket leválasztotta és alámosta — szerkezeti vonalak jelölték ki. A rögök pleisztocén függőleges mozgásai még nem egészen tisztázottak. Úgy tűnik, hogy a pleisztocén fiatalabb időszakában, amikor még a két rög egymással összefüggött, DK-i irányban kibillentek, megsüllyedtek. A kibillenés a Duna Dunaföldvár—Bölcske közti szakaszának szerkezeti vonala mentén történt. A rögök feküjét képező pannon rétegek itt a Duna mentén elég jelentős mélységre vannak süllyedve, középvízszint álláskor a Duna szintjében találhatók.

Dunaföldvár és Bölcske között a Duna közvetlenül a meredek lejtójű rögök tövében folyik, így a folyó oldalazó eróziója állandóan pusztítja a löszpartot. A meredek löszfal gyors hátrálását a löszből kihullott löszbabák jelzik.17

A Duna menti löszfeltárásokban a löszkötegek alatt elhelyezkedő, a Paksi összlet és a felső-pannóniai rétegek között települő 25—35 méter vastag rétegsort Dunaföldvári összlet néven foglalták össze.18 Itt a külszíni feltárásban 3—6 méter vastag rózsaszínű (helyenként sötétsárga) rétegzett homok, homokos szinttel kezdődik, amelyet homokköves, konkréciós szintek és helyenként homokkőpadok tagolnak. Ez alatt feketésszürke, karbonátos réti agyagtalaj komplexum telepszik 3—4 méter vastagságban. E réti agyagos talajsorozat glejes iszapon fejlődött ki. Többnyire 2—3 réti talajszelvény ismétlődik meg, az agyagtartalom egyes szintekben eléri az 50— 60%-ot is. Ennek feküjében a dunaföldvári partszakaszon 1 méteres vörösagyag telepszik, közvetlenül a felső-pannóniai agyagos rétegeken. Típusa és rétegtam helyzete alapján azonos kifejlődésű a környékbeli ún. "kulcsi vörösagyag"-gal, melyben az agyagásvány tartalom meghaladja az 50%-ot.

Az újabb adatok szerint a Dunaföldvári összlet komplexuma a Jaramilló (0,9 millió) és az Olduvai (1,95—2,1 millió év) között képződött. Litosztratigráfiai-paleopedológiai szempontból olyan határozottan elkülönül az idős Paksi összlet-tő\, hogy ezt az igen markáns rétegtani képződményváltást tekintik az eopleisztocen és az alsópleisztocén  közötti  határnak.19

A dunaföldvári Duna-magaspart felszínformálódásában igen fontos szerep jutott a csuszamlásoknak. A történeti időkben feljegyzett partszakadások és csuszamlások közül a dunaföldváriak a legnagyobb méretűek (3. kép).

Bendefy László a partcsuszamlások kioldódását az alábbi négy fő tényező megfelelő összetalálkozása esetén  valószínűsíti:20

  1. Rendkívül bőséges csapadék, amelynek az őszi idénytől (október  1.) számítva esetenként adott értéket, 600 mm-t kell elérnie.
  2. Rendellenesen magas és tartós árvízszint, amelyet viszonylag alacsony közép-és kisvízállás követ.
  3. A legnagyobb partcsuszamlások ott következnek be, ahol az ÉK—DNy-i csapású szerkezeti  határok  metszik  a  mélyszerkezeti  trendnek  megfelelő ENy—DK-i csapású haránttöréseket, vagy a Duna fő medrének közelében haladó É—D-i irányú vetőket.
  4. A partcsuszamlásokat az átázott talajt érő,  főként DK-i  (ószerbiai) epicentrumú  földrengések készítik  elő. A felszínhez közeli nagyszerkezet csapásirányából érkező rengéshullámok partomlást nem idéznek elő.

Pécsi Márton a dunaföldvári csuszamlásokat a szeletes csuszamlások típusához sorolta.21 Szerinte a csuszamlások akkor alakulnak ki, amikor az impermeábilis pannóniai agyagos fekü feletti löszösszlet alsó rétegkötege jelentősen átnedvesedik. Ekkor a szemcsék kohéziós szilárdsága meggyengül és kezdetben roskadás következik be, a meredek löszfal a parttal párhuzamos szeletekben, mélyrehatóan megrepedezik. Az egyre fokozódó mértékben átnedvesedő alsó löszrétegben később a szeletek nyomásának hatására a kohéziós stabilitás hirtelen megszűnik, nyíródás következik be és a szeletek nagy erővel lezökkennek az átnedvesedett rugalmas agyagos alapzatra (3. ábra). A dunaföldvári szeletes csuszamlások esetén a potenciális csűszólap preformált, a csaknem horizontális településű. pannóniai agyag fekü és a löszösszlet érintkezési zónájában alakult ki. A szeletek hatalmas tömegüknél fogva óriási nyomást, bonyolult feszültségeket eredményeznek, s ennek következtében a preformált csúszólapon bemélyülő lapos ívben rotációs csúszómozgást végeznek és lezökkennek, de a tömegek horizontális elmozdulása csekély. A megcsuszamlott halmazok előterében a csúszás alapzata, az agyag rugalmassága következtében komplex pikkelyes és felboltozódásos szerkezettel kitüremkedik. Az 1970-es csuszamlás kitüremkedései a Duna-mederben két sziget kialakulását eredményezték.

b) A dunaföldvári rög Ny-i vonulata gyengén fel van szabdalva. A két hosszanti rögöt elválasztó tektonikus süllyedek felé elég meredek peremmel határolódik el, a Szentandrási-völgy irányában pedig féloldalasán és aszimmetrikusan lesüllyedt. A rögöt a pleisztocén fiatalabb időszakában csak kismértékű függőleges irányú kéregmozgások érték, s a pannon rétegek itt nem süllyedtek olyan mélységre, mint közvetlen a Duna partján. A lösszel borított rög felszínét részben a széles tektonikus süllyedékből, részben pedig a Szentandrási-völgy alluviumából kifúvott futóhomok nagy területen takarja el. A szabadon maradt löszfelszíneken elszórtan találunk egy-egy löszdolinát, de a lösz típusos lepusztulásformái megközelítőleg sem annyira jellegzetesek, mint például a Dunakömlőd-paksi-rög felszínén. Itt a jelenlegi felszínfejlődés folyamatában formaképző szerepe elsősorban a deflációnak és a folyóvízi eróziónak volt. A rög meredek lejtőit a nagy záporok idején felerősödő felszíni leöblítés és a vele   kapcsolatos   talajeróziós   folyamatok  pusztítják.   Az   esővízbarázdákkal   béreseit

lejtők azonban semmi morfológiai érdekességet nem mutatnak, de annál élénkebb a futóhomokkal borított felszín reliefje. Hosszú és tágas szélbarázdákkal, maradékgerincekkel és garmadákkal tagolt felszíne a Paks-seregélyesi-táblarög többi rögei közül egészen eltérő morfológiai arculattal emelkedik ki. A futóhomokos felszín deflációs eredetű formakincsével a löszös területek övezetében éles kontrasztot képez. Ez a formaegyüttes különösen a rög É-i felében, Dunaföldvár felett Baróta és Gárdonypuszta környékén  nagyon jellegzetes.22

c) A Szentandrási-völgy, amely Ny-felé a Dunaföldvári-rög határát jelenti, a területen az ópleisztocénban kialakult völgyhálózat maradványa. Az ópleisztocén eróziós árok az óholocénig süllyedő terület volt és fokozatosan töltődött fel. Elsősorban a folyóvízi feltöltés volt jellegzetes, de mellette a medrek közti időszakos szárazulati térszíneken eolikus akkumuláció is folyt: folyóvízi homok, kavics, iszap, homokos lösz, agyagos lösz, löszös homok, lösz és futóhomok töltötte ki a süllyedékterületet.

E völgy vízfolyása a közép-pleisztocén végéig Nagyvenyim—Előszállás vonalában ÉNy-i irányban a Szentandrás dűlőn át futott le az Alföld felé a dunaföldvári és paksi rögök között. Az újpleisztocénban a Duna- és a Sárvíz-völgy mai helyén való kialakulása után ez a mezőföldi vízfolyás is megszűnt és a völgyet nagyrészt betemette a würmkori lösz. Úgy látszik, hogy a fiatalabb löszlepel is inkább a völgyperem magasabb részeit fedte be nagyobb vastagságban. A völgyben ma is a legjobban feltöltődött, vagy gyaníthatóan felboltozódott részlet Dunaföldvártól DNy-ra a Szentandrás sarok dűlő környéke, ahol völgyi vízválasztó alakult és a csapadékvizek egyrészt a Felső- és Alsó- Öreghegy mögött húzódó pleisztocén Duna-meder, másrészt a madocsai terasz felé futnak le. A Würm végén és a boreális fázisban az uralkodó É-ÉNy-i szél innen rengeteg homokot fújt ki és halmozott fel a szomszédos területek felszínén, főként Bölcske és Szentandrás között. Később az akkumulált homokfelszínbe több szélbarázda is mélyült.

4. kép. A madocsai teraszellipszis szelvénye (Szilárd J.  1955)
1  = humusz; 2 = meszes iszap (lösziszap); 3 = homokos meszes iszap; 4 = iszapos homok;
5 = öntéshomok; 6 = futóhomok; 7 = folyami homok (mogyorókori völgyfenék);
8 = folyami homokos kavics (újpleisztocén teraszsziget anyaga)

 

Az óholocén Duna c homokfelszín déli részét alámosta. Ekkor vált el éles perémmel a homokterület a madocsai öblözettől. A szintkülönbség fokozódásával a felszínre hullott csapadékvizek eróziós tevékenysége is felerősödött és a Duna-völgyig húzódó szélbarázdákat a hátravágódó eróziós árkok kimélyítették és átformálták. Ugyancsak jelentősen kimélyítette egy az ártér felől visszavágódott holocén aszó a Szentandrási völgy alsó szakaszát is, úgyhogy e pleisztocén völgy a vízválasztóig ma is komoly tájképi tényező', a dunaföldvári vasútvonalat is erre vezették.23

A felszín arculata igen élénk: homokkal kitöltött lefolyástalan lapos mélyedések, elsorvadt holtmeder ágak, rossz lefolyású völgyelések, köztük kicsiny eróziós szigethegyek jelentkeznek és adják meg a feltöltött süllyedékterület morfológiai jellegét.24

 

B) A Dunakömlőd-paksi rög

A Paks-seregélyesi táblarög féloldalasán billent, DK felé lejtő legutolsó felszabdalt darabja a Dunakömlőd-paksi rög. A minden oldalról szerkezeti vonalakkal határolt, nagy kiterjedésű, ÉNy—DK-i irányban hosszan elnyúló rögdarab K-en a Duna bölcske—paksi holocén teraszellipszise felé laterális erózióval alámosott törésperemmel  hanyatlik  le.

A Dunakömlőd-paksi pannon rög felső-pliocén (levantei) és pleisztocén fejlődése érdekes sajátosságokat mutat. A felszín formálásában a kisebb mértékű és csak helyenként érvényesülő lineáris erózió mellett elsősorban a folyóvízi feltöltődés volt jellegzetes. A Paks-seregélyesi táblarög egész területén itt folyt a legjelentősebb folyóvízi akkumuláció. A kiemelkedés itt ugyan gyengébb, a szerkezeti feldarabolódás viszont igen nagymértékű volt.

Az eredetileg vízszintesen települt pannóniai rétegekből felépült gyengén emelkedő táblarögöt a kéregmozgások itt is mikrotektonikusan sok apró rögre darabolták, s felszíne a pliocén végi és pleisztocén eleji folyóvízi denudáció és akkumuláció színtere lett. A rögöt aprólékosan feldaraboló hosszanti fő vetődések irányát a löszképződés befejeződése után a komplex folyamatok eredményeként kialakult völgyek világosan mutatják. A vetők mentén az egyes rögdarabok függőleges irányban különböző mértékben mozdultak el. Egyes darabjai nagy magasságra kerültek, mások pedig erősen lesüllyedtek, s ezáltal jelentősen megnövelték reliefenergiáját. Ezek a kimozdult rögök nem a szabályos lépcsős letörést mutatják, hanem különböző irányban lejtettek (csak általános lejtésük ÉNy—DK-i), és úgy helyezkedtek el egymás mellett és egymás mögött, mint az egymásra dobált különböző formájú ládák.

A pleisztocén eleji vízhálózat is a rögdarabok közti vetősíkokhoz igazodott, de a különböző mértékben elmozdult, helyenként megemelkedett, helyenként pedig lesüllyedt rögdarabok között a vízfolyások egységes lefolyásos eróziós pályát aligha tudtak kialakítani, mert az egyik vetősíkban kialakult meder vize a haránt vető mentén befordult a hosszanti vetődéssel előrejelzett másik eróziós mederbe, ahol a rögök ellentétes irányban történt elmozdulása következtében éppen ellentétes irányban folyt tovább.

A pliocén végén és a pleisztocén elején az északról leszaladó vizek a táblarög e délkeleti térségében nagy tömegben teregették szét finom hordalékukat. A pleisztocén eleji folyóvízi feltöltést a lösz feküjében mindenütt megtalálható több méter vastag folyóvízi homokszelvény és a meghatározott helyeken foltokban képződött alsópleisztocén vörösagyag igen szépen igazolja. Jóllehet a löszképződés ezen a területen már a pleisztocén elején megkezdődött, idősebb löszök azonban csak a vízfolyásoktól mentesített (felpattant pannon rögdarabok) állandó szárazulati térszíneken maradhattak meg, mert vízjárta területekről az erózió lehordta, s a mélyebb térszíneken összemosott löszanyag a hulló porral keveredve valószínűleg a melegebb és csapadékosabb interglaciális klíma hatására elmállott, átvályogosodott és egész tömegben vörösagyaggá alakult át.

A Günz második felében területünkön a folyóvízi eróziós és akkumulációs tevékenység nagymértékben csökkenhetett, s a folyamatban levő löszképződésnek egyre nagyobb felszínformáló szerep jutott. Erre utal a paksi téglagyár feltárásában kimutatott több mint 7 m vastag Günz glaciálisban képződött barnássárga, vályogosodott löszköteg. A Mindéi eljegesedési időszakban már az egész rög területén általánosan a löszképződés a jellemző. Mindéi jégkorszaki löszöket ugyanis Paks-seregélyesi-táblarög közbülső és déli rögein, valamint a paksi téglagyári feltáráson kívül több helyen is ki tudunk mutatni.

Bizonyos tehát, hogy a Mindéi jégkorszak folyamán a nagyobb arányú löszképződés következtében a felszínfejlődés menetében változás állt be, aminek eredményeként jelentős mértékben módosult a rög domborzati arculata. A folyamatosabbá vált löszképződés nagymértékben egyengette a felszínt, formakiegyenlítő hatása már ekkor számottevő volt. A szerkezeti és eróziós eredetű térszíni formákat, mélyedéseket és kiemelkedéseket eltüntette, s a korábbi apró rögökre bontott egyenetlen felszínű táblarögdarabot  többé-kevésbé  platójellegűvé  formálta.

Amikor a Mindel-Riss nagy interglaciálisban újból felfokozódott a folyóvízi eróziós tevékenység és az egész Mezőföld térszínén a víznek volt uralkodó felszínformáló szerepe, a Paks-seregélyesi-táblarög délkeleti térségében a denudáció csak kisebb mértékben és csak helyenként érvényesült, de így is jelentős vastagságú löszrétegek pusztultak le. Feltételezhető, hogy ebben a csapadékos időszakban a terület egyes részein a Mindéi jégkorszak második felében képződött lösz nagyobb része denudálódott.

A táblarög e térségében a folyóvízi feltöltésnek azonban jelentékenyen nagyobb szerepe volt. A Mindéi jégkorszaki lösz denudált felszínén felhalmozódott, szétteregetett vastag folyóvízi homokrétegek ezt világosan és meggyőzően tanúsítják. Vastagságuk természetesen nagyon különböző, de a Paks-seregélyesi-táblarög közbülső és déli rögeinek területén mindenütt felismerhető. Elterjedésük minden kétséget kizáróan regionális. Még a vörösbarna vályogszalagok sem mutatnak hasonló folyamatosságot. A legjobban tanulmányozhatók a paksi téglagyár feltárásában, itt Paks szélétől a dunakömlődi Sánc-hegyig a meredek löszfalban megszakítás nélkül követhetők. A folyóvízi homokréteg elhelyezkedése nem mindenütt vízszintes, hanem egyes szakaszokon lejtős. Mind a homokréteg felülete, mind pedig a feküjébe települt löszszint felülete erősen hullámos. De egyébként sem mutat egységes települést, helyenként keresztretegzett. Ezeken a helyeken a keresztrétegződésű folyóvízi  homok és kavics kétségkívül egykori medreket jelez. Az egykori medrek szelvényében a homokréteg is erősen kivastagszik (5—6 m), s jellemzők itt a vastag homokkőpadok és  a keresztrétegződésű homokba települt, nem helyi eredetű, jól meggörgetett mészkonkréciók és kvarckavicsok. Ez a vastag  folyóvízi  homokréteg  a dunamenti magaspart löszrétegsorában csaknem mindenütt felismerhető. A legvastagabb kifejlődésben Dunapentelénél és Dunaföldvárnál fordul elő. A Paks-seregélyesi- és Pentelei-táblarög különböző területrészein felismert, 25-30 m mélységben lösz közé települt vastag folyóvízi homokrétegsor minden bizonnyal  csapadékos, denudációs időszak emléke, s a vörösbarna vályogszalagokhoz  hasonlóan   interglaciális denudációs-akkumulációs periódusról   tanúskodik. A vizsgálatok szerint a Mindel-Riss nagy interglaciális időszak képződménye.

5. kép. Bölcske környékének negyedidőszaki képződményei (Szerk. Dávid L. 1994)
1 = középső-pleisztocén folyami homok;
2 = felső-pleisztocén lösz; 3 = felső-pleisztocén
homokos lösz; 4 = felső-pleisztocén löszös homok;
5 = felső-pleisztocén futóhomok;
6 = holocén öntés-homok, -iszap, -agyag;
7 = holocén löszös iszap

 

Amikor a Mezőföld nagy része a nagy interglaciálisban újra a folyóvízi eróziós és akkumulációs folyamatok színtere lett, valószínűleg a mai magasságánál is jelen tékenyebben kiemelt Dunakömlőd-paksi-rög környezetétől már erősen elkülönült. Kiterjedése is nagyobb volt a mainál, mert K felé átnyúlt az Alföld Ny-i szegélyéig s DK-felé enyhén lejtősödő felszínnel simult bele a feltöltődés alatt álló alföldi térszínbe. A táblarög Alföld felé átszolgáló keleti peremét a pleisztocén közepe óta az alsószakaszjelleggel ágakra bomlott és fokozatosan Ny-ra vándorló Duna rombolta el, úgyhogy a Dunakömlőd-paksi-rög Ny-DNy felé a Mezőföld D-i süllyedő területétől nagy szintkülönbséget mutató ÉNy—DK-i irányú törésperemmel határolódott el.

Területünk uralkodó alaktani sajátsága a folyóvízi feltöltéssel jellemzett nagy interglaciálist követő későbbi korszakokban is a löszplató jelleg maradt, mert a Riss és Würm glaciálisok löszképző időszakában a típusos lösz még vastagabban halmozódott fel, s kisimította az interglaciálisokban képződött denudációs és folyóvízi akkumulációs felszínt. A pannon rög egységes lösztakaróját csak a pleisztocén legfiatalabb időszakában (Würm) feléledt kéregmozgások bontották meg. A fiatal szerkezeti mozgások azonban nem csak a vetődéseket hozták létre, hanem ezzel egyidejűleg a lösztakarta rögöt is gyengén lesüllyesztették. A lösztakarta rög vetődéses fel-darabolódásával járhatott együtt a Mezőföldi-táblarögnek az Alföldtől való elkülönülése, a tulajdonképpeni Dunakömlőd-paksi-rög Bölcske-Paks közötti peremének lépcsős letörése és a Duna jelenlegi völgyének a kialakulása is.

A vastag típusos lösszel borított rög felszínének mai morfológiai arculata tehát csak a legújabb időkben, többnyire csak a löszképződés befejeződése után alakult ki. Természetesen a löszfelszín morfológiai formáit kialakító erőhatások és folyamatok már a löszképződés idején is folyamatban voltak, de formaképző hatásuk csak a lösz felhalmozódása után lett jelentősebb, s a formák is csak a posztglaciálisban rajzolódtak ki élesen a löszfelszínen.

A felszínen jelentkező nagy formák valamennyien komplex folyamatok és erőhatások működése eredményeként jöttek létre,' a kis formák pedig többségükben a lösz szuffóziós lepusztulásának eredményei. A löszben ugyanis a leszivárgó víz a karbonáttartalom lassú kioldása mellett a finomabb szemcséket magával ragadja és a mélyebb részek felé, illetve oldalirányban elszállítja. Ha ez a folyamat hosszabb ideig tart, a finom szemű alkotórészek kimosódása miatt anyaghiány lép fel, és így üregek, berogyások, földalatti járatok alakulnak ki. Emellett azokon a területeken, ahol a lösz mésztartalma magas, részfolyamatként a karsztos korrózió is szerepet játszhatott. Ebben az esetben a mésztartalom  kioldódása okoz anyaghiányt.25

A löszhátság felszíni domborzatának jellegét a komplex genezisű völgyek kifejlődése határozta meg. A völgyek sűrű hálózata a nagykiterjedésű egységes platófelszínt aprólékosan feldarabolta és igen élénk morfológiai vonásokat kölcsönzött a tájnak.

A fő völgyek (Gyűrűsi-, Vörösmalom- és még számos völgy) mind ÉNy—-DK-i irányt követnek, s származásukat tekintve a löszvölgyekhez hasonló kifejlődésről tanúskodnak. Tulajdonképpen nem mások, mint erózióval átalakított löszvölgyek, s fejlődésüket ugyanazok az erőhatások szabták meg. A lösz szuffóziójának, a suvadásnak, a felszíni leöblítésnek volt formaképző szerepe a völgyek kialakításában.

A típusos löszvölgyektől jelenleg elsősorban külső megjelenési formájukban különböznek. Tágasabbak, mélyebbek, a völgyszűkűletek és völgytágulatok fejlettebb (maturusabb) formában váltakoznak a völgyek hosszában. Ezen kívül a típusos löszvölgyektől eltérően nem vakvölgyek, hanem a térszín általános DK felé való lejtősödésének irányában húzódnak és ebben az irányban van lefolyásuk is. A különbözőségek az itteni völgyek idősebb voltával magyarázhatók. A Dunakömlőd-paksi-rög völgyei ugyanis fejlődésüknek maturusabb állapotában vannak. Itt a völgyfenekek löszanyaga már teljes vastagságában átvályogosodott, s ennél fogva a leszivárgó csapadékvizeknek már csak egy jelentéktelen hányada tud áthatolni a vízzáró vályogon. Nagy esőzések idején a völgyfenéken felgyülemlett és leszaladó vizek már eróziós munkát is végeznek. Az említett völgyekben az erózió már megnyitotta a déli völgyfőket, s a korábbi lefolyástalan völgyeket kitakarította, s normális lefolyásos eróziós völgyekké  alakította.

A völgyek fejlődésfolyamata az egyes völgyek formáiban még ma is nagyszerűen kirajzolódik. Igen jól tanulmányozható a Gyűrűsi-völgyben, ahol a völgyszűkületck és völgytágulatok váltakozása világosan mutatja, hogy a völgy a hosszanti tengelyű lefolyástalan szuffóziós mélyedések összeolvadásából keletkezett. A völgy tehát szakaszos kifejlődést mutat, ami a szuffóziónak a következménye. De a keskeny völgynyílás is (10—25 m széles) jól igazolja (a völgy egyes szakaszain 200—400 m széles), hogy a völgyfő megnyitása nem tekint hosszú időre vissza, s az erózió csak napjainkban takarította ki a völgyet. A löszvölgy ma már folyóvízi erózióval átdolgozott eróziós völggyé alakult. Ez a fejlődési folyamat megfigyelhető a többi völgynél is. Amelyik völgyben az eróziónak ezideig nagyobb szerepe volt, ott a völgy átalakulása is gyorsabban történt (Vörösmalom-völgy).

Napjainkban a komplex genezisű völgyek formálásában a gyenge vonalas eróziós tevékenység mellett a suvadásoknak és a lejtőleöblítésnek van nagy fontossága. A löszanyag lejtőn történő lehúzódásával együttesen alakítják ki a völgyoldalak jellegzetes kis formáit, a tál alakú deráziós völgyeket (delléket). Ezek a kis formák a völgyek peremein és a völgyoldalakon sűrűn helyezkednek el, kialakulásuk nagyon gyorsan történik és igen élénk morfológiai jelleget adnak a völgyeknek és a lösztájnak. Legnagyobb szerepük a maturus jellegű völgyek kiszélesítésében, tágításában van. A legtípusosabban a Duna-kömlőd felé kiszaladó völgyek peremein és a Gyűrűsi-völgyben fejlődtek ki.

A vetődésekkel apró rögökre darabolt, vastag lösszel takart Dunakömlőd-paksi-rög a holocén idő folyamán a felszínt aprólékosan felszabdaló komplex genezisű völgyek kialakulása következményeként jól tagolt löszhátsággá alakult. Az Észak-Mezőföld löszös térszíneinek kivételével az egész Mezőföld legjobban tagolt löszös területe, Erőteljes feldarabolódása ma is folyamatban van, mert a komplex eredetű fő völgyek és mellékvölgyeik gyorsan harapóznak hátra a löszhátság pereme felé, és újabb területeket szabdalnak fel.

6. kép. Bölcske környékének talajai
(Szerk. Korpós Emil 1959 alapján Dávid L. 1994)
1  = mezőségi talaj, vagy mezőségiesedő alluvium;
2 = főleg meszes, közepes humuszrétegű
mezőségi talajtípus löszszerű kőzeten;
3 = típusos

 

Napjainkban a felszín fejlődése még gyorsabban történik. A komplex völgyek közötti keskenyebb-szélesebb lösztérszíneken fiatal völgyképződéseket figyelhetünk meg. A völgyképződés eróziós és deráziós úton történik. Mivel a lösz felső rétege jelentős vastagságban át van vályogosodva. s az erózió a kevés csapadék     következtében nagyon gyenge, a löszfelszínen csak széles, lapos völgyek keletkeznek. Nem annyira a vonalas eróziós folyamatok, mint inkább a felszíni leöblítések formálják ezeket a lapos fenekű völgyeket. Jelentőségük nem kicsi, hiszen a még tagolatlan löszterületek felszínét szabdalják fel. Ma már az egész löszhátság felszínén nem találunk 1 km-nyi területet, ahol a lösztakaró egységét a különböző felszíni formák ne bontották volna meg.

A löszfelszín kisformái közül közvetlenül a lösz szuffóziójával és az erózióval kapcsolatos lepusztulásformák alakultak itt ki. Dolinák, löszszakadékok, piramisok, löszmélyutak és hosszanti tengelyű zárt mélyedések ismeretesek. Felszínformáló jelentőségük nem nagy, a makroformák mellett inkább csak módosítják, színezik a lösztájat. 26

 

C) A mezőföldi táblaperem Paks és Bölcske között

A bölcskei vasútállomástól csaknem Paksig Ny felé erőteljesen beöblösödő ÉK-DNy-i irányú félkörívben fut a táblarög pereme. A Bölcske-paksi teraszellipszis Ny-i szélét a lösszel fedett pliocén táblarög 20—40 m magas meredek peremmel félkörívben fogja közre. Paksnál a Duna egészen a 190 m-ig felmagasodó rög pereménél folyik. A magyarországi idős löszök kifejlődését legrészletesebben a paksi téglagyár feltárásában elemezték. Az idős lösz kb. 25 m vastagságú szelvényét összefoglalóan Paksi összletnek nevezték el,27 és litológiai sajátosságai alapján két részre különítették el.

a) A Paksi összlet felső része

A Paksi összlet felső részének homokos rétegekkel tagolt kifejlődése, mely az MB és a PD jelzésű talajok között telepszik, és amelyet több eróziós réteghiány jellemez. Az alsó homok- és iszapos homokrétegeken erősen fejlett alluviális, glejes, agyagos erdőtalaj képződött. E vastag ártéri erdőtalaj felfelé finomodó folyami üledéksor agyagos zárótagján alakult ki, erős talajvízhatás alatt. E talaj képződést ismét folyóvízi durvahomokos iszap fedte be. A középső homokrétegen pedig csak gyengén fejlett barna erdőtalaj telepszik. Az MB talajkomplexum alatti idős homokos löszrétegből   1970-ben Elephas throgontherii fogak és agyarleletek kerültek elő.28

Mivel a paksi téglagyári feltárásban a litoszrtatigráfiai ciklus hézagos, ezért a fosszilis talajoknak és a löszös, homokos rétegeknek a pleisztocén klasszikus éghajlati szakaszaival, ill. kronosztratigráfiai időskálával való egyeztetése nem követhető. Csupán az a valószínű, hogy a Paksi összlet felső része a középső pleisztocén hiányos rétegsorát foglalja magába. A PD talaj komplexum feletti lösz a Mindel, az MB talaj feküjében levő idős homokos lösz a Riss glaciális, ill. stadiális képződményeket, az ártéri erdőtalajjal megosztott homokos rétegek pedig a Mindel-Riss interglaciálist képviselhetik.

b)  A Paksi összlet alsó része

A mintegy 15 m vastag összletet, egymással váltakozva 3 idős löszréteg és 3 barnásvörös  fosszilis  talajszint alkotja.

A Paksi-Alsó Dupla talajkomplexum (PD) a paksi téglagyári feltárás alján két, egyenként mintegy másfél-két m vastag, egyenlő mértékben fejlett, barnásvörös tömött vályogtalajból és a köztes 2 m-cs löszrétegből áll. Mindkét talajnak az alján erőteljes a mészfelhalmozódás, löszbaba-szint formájában. A talajok B szintjében gyakoriak a nagy átmérőjű' krotovinák. Genetikailag a talajok feltehetően erősen fejlett mediterrán jellegű száraz erdőtalajok lehettek, mivel az A2+B szintben gyakoriak a nagyméretű krotovinák, a C szintben pedig nagyon erős a karbonát felhalmozódás. A PD talajkomplexum alatt, a mintegy 2 m-es löszköteg alsó részében volt kimutatható a Matuyama (0,69 millió éves) paleomágneses időszak határa, mind a paksi, mind pedig a dunaföldvári feltárásban.

A PD komplexum alatt települő 1,5—2 m vastag idős löszréteg feküjében újabb barnásvörös fosszilis talaj telepszik. A paksi téglagyár talpán mélyesztett fúrásokban, a Paks—Dunakömlőd közötti magasparton Dunakömlőd közelében és Dunaföldvárott is egyosztatú a talaj szelvény. A paks—dunakömlődi talaj (PDk) névvel jelzett szelvény genetikailag 1,5—2 m vastag barnásvörös, vörösbarna vályogtalaj mediterrán jellegű xerofil  erdőtalaj   lehetett.

A paks—dunakömlődi talaj alatt már csupán egy idős löszköteg fordul elő (2—3 m), mellyel zárul az ún. Paksi összlet. Ennél idősebb löszréteg a Kárpát-medencében feltárásokban nem ismeretes. A Paksi összlet alatt már rózsa- és vöröses színű rétegzett homok és homokos iszap telepszik.

Ez a rétegösszlet egyes szelvényekben mind Pakson, mind Dunaföldváron hasonló litosztratigráfiai helyzetben települ, 4—6 m vastagságban, amelyet a benne előforduló homokkőkonkréciók és homokkőpadok miatt korábban köves lösz néven írták le.29 Kialakulását szubtrópusi mediterrán jellegű klíma alatt proluviális felhalmozódással értelmezték, és a rétegköteget már a Dunaföldvári összlethez sorolták. E réteg felső része néhány m vastagságban normál mágneses polaritást mutatott,  melyet a Jaramilló eseménnyel  párhuzamosítottak (0,9—1  millió év).

Ez azt jelenti, hogy Pakson és Dunaföldváron az idős lösz — a paksi összlet — alsó határa valamivel a Jaramilló esemény felett kezdődik. Tehát a hazai löszök képződése abszolút kronológiai időskála szerint 0,9 millió évre nyúlik vissza. Pakson és Dunaföldvárott a legidősebb löszköteg szorosan datálható, mert azt a B—M határ és a Jaramilló esemény zárja közbe. A Paksi löszösszlet tehát a Bihariummal párhuzamosítható. A radiometrikus és paleomágneses vizsgálatok szerint a Bihariumot a Menapium ill. Günz glaciális szakasztól számítják. E szerint a Paksi-Alsó Dupla talajkomplexum a Cromer 2—3., a Paks—Dunakömlődi talaj pedig a Cromer 4. szakaszok (interglaciális) képződményei  lehetnek.

A Paksi rög pereme Dunakömlőd és a Szentandrás dűlő között fokozatosan alacsonyodik le a bölcskei futóhomokfelszínre és folyami teraszhoz hasonló normális lejtővel övezi a madocsai öblözet Ny-i szélét.

A legújabb kutatások kétségtelenül igazolták, hogy e magaspart szelvényében sem a lösz alatt, sem a löszkötegek között dunai eredetű homok nem található. Ezek a kutatási eredmények megerősítik Bullának azt a korábbi megállapítását,30 hogy a mezőföldi perem ezen a szakaszon nem dunai terasz, hanem az óholocénben alámosott és az általános denudáció eredményeképpen átformált röglépcső. A löszkötegeket tagoló, Pakstól a dunakömlődi Sánc-hegyig megszakítás nélkül, tovább É-ra a völgyek feltárásaiban helyenként kimutatható 2—3 m vastag folyóvízi homokréteg a Mezőföld területén végbement Mindel-Riss interglaciálisra jellemző eróziós-akkumulációs folyamat emlékét őrzi.

Az É felé lejtő Paksi-rög peremét a madocsai óholocén teraszra kifutó ÉNy— DK-i irányú völgyek szabdalják fel és teszik változatossá. Az Örsi-hegy és Paks között a magaspart főleg löszből épült fel és e kőzetminőség igen élesen kirajzolódik a morfológiai formákon. Itt a vastag lösszel takart táblarög peremét a szubszekvens mellékvölgyek már sűrűn béreseitek. Dunakömlődig a rög peremét az óholocénban mosta alá a Duna. Ezen a szakaszon az óholocén dunai terasszal, Dunakömlődtől Paksig pedig a szabályozás előtti Duna elhagyott főmedrével, az Imsóssal érintkezik a meredek rögperem.

A völgyek kialakításában jelentős szerep jutott különösen a holocén csapadékosabb időszakaiban (tölgy, bükk) az eróziónak, de a lejtők kiformálása és a völgyszélesítés már a lösz sajátos lepusztulásával kapcsolatos.

Löszszuffózió, suvadások, korrázió, a rög egyes darabjainak különböző irányú elmozdulásai stb. mind szerepet játszottak abban, hogy a völgyekben igen meredek falú aszimmetrikus szűkületek váltakoznak medenceszerű kiszélesedésekkel. Több széles, rövidlefutású, lapos, tálalakú mellékvölgyet nem is a lineáris erózió, hanem leöblítés formált ki, mert eróziós árok sem képződött a völgyfenéken. A viszonylag kevesebb csapadékú bükk II korszak óta a völgyek mélyítése, szélesítése már csak nagyobb záporok idején jelentős, egyébként a lejtők aljában összegyűlt törmeléket a lineáris erózió már csak részben tudja elszállítani. Legtöbb völgyben nincs is állandó vízfolyás. Kisebb patakok csak a Vörösmalom-, és Gabonás-völgyben csörgedeznek, a Paksnál kifutó Hideg-völgy és É-abbra több kisebb mellékvölgy ma már csak aszó. A magaspart peremén, ahol a növényzet valamilyen oknál fogva megsérült, azonban napjainkban is szinte rohamos gyorsasággal réselődnek hátra kicsiny aszók.

Az Örsi-hegytől Bölcskéig a mezőföldi perem 110—130 m-re lealacsonyodik és mivel a felszínt több méter vastag futóhomok fedi, a lejtők is lankásabbak, jóval szelídebb formákat mutatnak.

Ennek az alacsonyabb felszínnek a kialakulási körülményeit az északi terület részletes kutatásának hiányában még nem tudják minden vonatkozásában adatokkal alátámasztani, de a Szentandrási-völgyben, a bölcskei gépállomás területén (115 m tszf.-i magasságban) lemélyített fúrásszelvény alapján arra következtetnek, hogy ezen a területen a pleisztocén folyamán hosszú, ideig a folyóvízi tevékenység volt a jellemző felszínformáló tényező.

A rétegsor a következő:

  Holocén-pleisztocén:
0,00—0,60 m humuszos réteg,
0,60—3,00 m agyagos lösz (sárgás, igen meszes),
3,00—8,00 m löszös homok (finomszemű, szürke, lazán összeálló),
8,00—11,50 m homok (apró szemű, szürke, csillámos, laza, meszes),
11,50—12,50 m kavicsos homok (durvaszemű apró kvarckavics),.
12,50—15,00 m kavics (diónyi-tojásnyi kvarc és dendrites mészkőkavics, laza),
15,00—19,50 m kavics (durvaszemű, főleg kvarc),
19,50—20,70 m konkréciós  réteg,
20,70—24,20 m homokos iszapos réteg.

A kavicsanyag túlnyomó többsége elég nagyméretű kvarc, ezért nem valószínű, hogy fiatalabb pleisztocén dunahordalék lenne. Az anyagvizsgálat és a felszín mai képének helyszíni és térképi tanulmányozása arra utal, hogy a Szentandrás dűlő vonalában több száz méter szélességben ma is felismerhető lapos térszíni mélyedés egy feltöltött és kissé megsüllyedt pleisztocén völgy részlete.

A mogyoró korszakban c völgy homokanyagából az uralkodó ÉNy-i szél sok homokot fújt ki és halmozott fel a löszfelszínen Bölcske és Szentandrás között. Később az akkumulált homokfelszínbe több szélbarázda is mélyült.31

 

D) A Duna régi ártere Bölcske es Paks között (Madocsai-öblözet)

A Dunaföldvári illetve Dunakömlőd-paksi löszplatók félköríves szegélye és a Duna mai medre között a Duna egykori ártere helyezkedik el Bölcske és Paks között néhány km szélességben. Ez a terület tulajdonképpen nem egyéb, mint a Duna óholocén teraszfelszíne, amely a Duna-völgy e szakaszán legszebb kifejlődésben — a Dunától K-re eső résznél valamivel magasabb — medermaradványokkal sűrűn tagolt, de összefüggő, Ny felé enyhén lejtő felszínt képez (4. kép).

A Duna számtalan holtága szeli át ezt a területet és az elhagyott medrek kusza hálózata arra utal, hogy régebben itt igazi vízi világ terjeszkedett. Az óholocén tölgykorszakban a Mezőföld táblaperemét még a többi medernél jelentősebb Duna-ág mosta alá és a Bölcske-paksi teraszellipszis sziget volt. A táblaperem lábánál végbemenő tektonikus mozgásoknak kétséget kizáróan szerepük volt abban, hogy a folyó Ny felé fejlesztette mellékágait. Természetesen a K-i oldal sokkal kedvezőbb feltételeket biztosított a Duna völgykialakító tevékenységének és ezért a K-ebbre kialakult főág jelentősebb volt ennél a rögperemet erodáló mellékágnál. A bükk I kori bevágódás óta víz ebbe a mellékágba és általában a mederhálózatba már csak árvíz idején került. Dunakömlődtől É-ra a Gyűrűsi-völgy kijáratánál a Hüllő területének fiatal süllyedésére utal az a tény, hogy a Duna fő medre éles kanyart létesített É felé és mellékágai is átfolytak a teraszellipszis D-i részén és ezek a medrek a legutóbbi időkig kapcsolatban álltak a főággal. Nemcsak a régi térképek tanúsítják, hogy a folyó Dunakömlődig visszakanyarodott, hanem a Gyűrűsi-völgy nyílásáig szétterülő öntésiszapok is jelzik a történelmi időkben a medrekből kilépő árvizek öntésterületét. Az 1954. júliusi árvizet Dunakömlődnél csak megfeszített munkával sikerült lezárni. Az Imsós teljesen víz alá került.

A táblaperemet szegélyező széles elhagyott Duna-meder partmenti laposaiban Kömlőd és Hanzély-puszta között a legmélyebb részeken, ahol a Mezőföldről lefutó záporpatakok vize sokáig visszamaradt, 80—100 cm vastag, szurokfekete, zsíros lápi agyag képződött. A Duna-völgy e szakaszának legszebb kifejlődésű lápi agyagjait hozta fel a fúró a Hüllő területén.

A Bölcske-paksi teraszellipszis középső része kissé az óholocén szintek átlagos magassága fölé emelkedő felszíndarab. A magasságkülönbség különösen ott szembetűnő, ahol a felszínt újholocén medermaradványok, laposok szegélyezik. Ilyen hely Madocsa község K-i, DK-i és DNy-i széle, ahol a relatív szintkülönbség a 6 m-is eléri és a magasabb felszín alámosott peremmel határozottan óholocénnál idősebb teraszsziget benyomását kelti. ÉNy-felé már nehezebb e magasabb felszínt környezetétől elhatárolni, mert 1—2 m-es szintkülönbség km-eken keresztül majdnem egyenletesen oszlik el.

Bulla Béla szerint a 2—2,5 km hosszú és 1 km széles madocsai magasabb felszín (a feltöltött templom domb 101 m tszf., átlagos magasság 99 m tszf.), amelyre a község  települt,   a Duna II.  sz.   újpleisztocén  teraszának elrombolt,   lealacsonyodott darabja.32

A teraszon 99 m tszf.-i magasságban Szilárd J. által felvett rétegsort ártézikút fúrásszelvényével egészítették ki.

A rétegsor a következő:

0,00—0,90 m szürkésbarnás (humuszos) homokos iszap,
0,90—1,10 m sötétszürke  kötött iszap,
1,10—1,40 m szürkéssárga kissé homokos meszes iszap (lösziszap),
1,40—1,70 m kissé homokos sötétszürke humuszos iszap,
1,70—2,60 m finomszemű homoksávokkal tagolt fakósárga löszszerű meszes iszap,
2,60—4,00 m iszapos homok,
4,00—4,50 m meszes iszapsávokkal tagolt apró szemű homok, mészkonkréciós szint,
4,50—5,00 m iszapos homok (0,1—0,2 mm),
5,00—6,60 m szürke folyami homok (0,1—0,2 mm),
6,60—6,80 m folyami homok (0,4—0,5 mm) murva szemekkel,
6,80—7,90 m folyami homok (0,3—0,4 mm) kavics szemekkel,
7,90—9,00 m murvás folyami homok kaviccsal (1—2 cm).

Artézi kút fúrásszelvénye (hasonló rétegek összevonva):

0,00—0,80 m iszapos finomhomok (vil. barnásszürke),
0,80—5,50 m világossárga átmosott lösz,
5,50—8,00 m finomszemű szürkéssárga sok aprócsillámos laza homok,
8,00—21,25 m folyóhordalék (osztályozatlan sok apró kvarchomokkő-, szarukő-, kevés laza mészkő-, mállott   andezitkaviccsal),
21,25—72,00 m finomszemű sokcsillámos sárga, alsó rétegben világos szürkéssárga  homok,
72,00—90,80 m finomszemű, szürke sok aprócsillámos, laza meszes pannon homok.33

 

Ezek a fúrások a kis teraszszigetre települt község É—D irányú főutcája mentén tárják fel a rétegeket és a felső szelvényben még holocén finomabb meszes iszapos rétegeket jeleznek. Későbbi vizsgálatok során kiderült, hogy a madocsai magas felszíndarab egyes helyein a kavicsos rétegsor egészen a felszínt fedő humuszos rétegig megvan, tehát az óholocén teraszellipszis átlagos magassága fölé 3—4 m-re emelkedik. Mivel az óholocén teraszon a fúrások kavicsos rétegsort nem harántoltak, jogos az a feltevés, hogy a madocsai szelvény kavicsos folyóvízi homokja pleisztocén korú. Bulla B. megállapításával egyezően a község területének felszínét lealacsonyodott kis34 újpleisztocén   teraszszigetnek   tarthatjuk,      melynek egységét azonban a fúrásadatok tanulsága szerint  az  óholocén  Duna ágak eróziója megbontotta.  Ezek a medrek a legjobban  lealacsonyodott  részeken   3—4  m-re  bevágódtak  a  pleisztocén  felszínbe, majd pedig a későbbi árvizek e mélyedéseket részben iszapos-homokos hordalékkal feltöltötték. A felszín elegyengetésében az árvízvédelmi mesterséges feltöltés is szerepet játszott, mert az É-ról a terasz testébe mélyült medrek D-i folytatását ma már nem lehet követni. Bölcske és Paks között a teraszellipszis keleti peremét — a Duna mentén, mintegy 2 km szélességben helyenként az óholocén teraszra is települt fiatal öntéshomokok és iszapok fedik. Az iszap- és homokrétegek felső 40—50 cm-es szelvénye alig humuszos, világos drapp színű, csak lejjebb humuszosodottabb. A magasabb óholocén  felszíneket (96—98  m tszf.) csak az ármentesítés után felmagasodó árvizek önthették el. Nem kétséges, hogy egészen fiatal, úgyszólván napjainkban felhalmozódott üledékek ezek, hiszen a legfelső' rétegekben a talajképződés folyamata még csak most kezdődik. A felszínformálásban — különösen a laza öntéshomokok területén — ma már a szél munkája is szerepet játszik (Bölcskei-sziget, Duna-part). A madocsai hajóállomás környékén a laza homokfelszínt a szél hullámossá formálta és csak a szőlő és gyümölcskultúra védte meg a komolyabb pusztulástól.35

 

Bölcske éghajlata

Bölcske a Mezőföld DK-i részén helyezkedik el. Mivel a Mezőföld a Dunántúl legkeletibb vidéke, így természetszerűleg következik, hogy éghajlatában a nyugatias vonások elmosódnak és a keletiek annyira előtérbe kerülnek, hogy éghajlatát inkább az Alföld éghajlatához hasonlíthatjuk, mint a Dunántúl egyéb területeihez. A főbb éghajlati elemek évi átlagértékei a következők:

Légnyomás: Hőmérséklet: 1015 millibar    
11 °C
Július 22,2 °C
Január —1,1 °C
  Fagyos napok száma: 90
  Téli napok száma: 27
  Nyári napok száma: 80
  Hőség napok száma: 22
Nap fény tartalom: 2050 óra  
  Július: 294  óra
  Január: 65 óra
Felhőzet: 57%  
  Július: 42%
Január: 659%
  Derült napok száma: 70 nap/év
Borult napok száma: 102 nap/év
Szélviszonyok: leggyakoribb szélirány: ÉNy és Ny
  (36% az összes lehetséges esetet figyelembe véve)
A levegő relatív nedvességtartalma: 73%
Csapadék: 590 mm  
  Május és június: 62—62 mm
November: 58 mm
Január: 34 mm
Havas napok száma: 20 nap/év
Hótakarós napok száma: 32 nap/év

Összefoglalóan megállapíthatjuk, hogy Bölcske térsége Magyarország melegebb tájaihoz tartozik. Éghajlati szempontból a Dunántúlon különleges helyzetet foglal el. A többi résztájhoz képest kevésbé felhős időjárása, több napsütése, nagyobb hőmérsékleti ingadozása, alacsonyabb nedvessége, kisebb szélereje, csapadékban szegényebb volta, a nyári időszakban aszályosságra való hajlama a szomszédos alföldi tájakhoz teszi  hasonlóvá éghajlatát.

Köppen éghajlatosztályozási-rendszerében Bölcske éghajlatát a C, a, f, x betűk jelzik:

C: a leghidegebb hónap középhőmérséklete —3 és +18 C között

a: a legmelegebb hónap középhőmérséklete +22 C felett

f: minden hónapban van csapadék

x: nyáreleji csapadékmaximum

Trewartha klímarendszerében jele Dl, vagyis a kontinentális éghajlat hosszabbmeleg évszakkal típusú éghajlathoz sorolandó.36

Péczely György differenciáltabb klímaosztályozási rendszerében Bölcske környékét a mérsékelten meleg-szárazkörzetbe helyezte.37

 

Bölcske környékének vízrajza

A) Felszín alatti vizek

A felszín alatti vizek közül a Mezőföld területén hidrogeográfiai szempontból a talajvízzel és a rétegvizekkel érdemes foglalkozni.

A mélyebb fekvésű rétegvizek közül a pannóniai agyagrétegekkel egymástól elválasztott pannóniai homokösszletekben elhelyezkedő rétegvizekből ismerünk több rétegvíz-szintet. Ezeket számos artézi kút tárja fel, minden nagyobb mezőföldi községben és városban fúrtak néhány artézi kutat, így Bölcskén is.

A Mezőföldön a talajvíztükör felszín alatti mélysége a sajátos, kőzetminőségtől és ezen belül a vízzáró rétegek elhelyezkedésétől függően eléggé változatos képet mutat. Bölcskén a talajvízszint abszolút (tengerszint feletti) magassága 100—110 méter, relatív (tengerszint alatti) mélysége 2,5—6 méter, tehát viszonylag közel van a felszínhez, mert a Duna egykori árterét itt nem fedi nagy vastagságú lösztakaró, így a talajvíz ásott kutakkal is elérhető.

 

B)  Felszíni vízfolyások

A Bölcske területéről lefolyó vizek a kisebb vízfolyások közvetítésével részben közvetlenül, részben pedig a Bölcske-paksi-csatornán át jutnak a Dunába.

A Bölcskétől É-ra levő területről a kicsiny (12,3 km hosszú) Oláhvölgyi-vízfolyás gyűjti össze a vizeket és Dunaföldvár D-i peremét megkerülve ömlik a Dunába.

Bölcske és Paks között a Madocsai-öblözet Ny-i szegélyén futó Bölcske-paksi csatorna (10,3 km) vezeti, le a Dunába a Szentandrási-vízfolyás (4,0 km), a Gabonás-völgyi-vízfolyás (3,5 km), a Gyűrűsi-patak (11,4 km), a Juhász-patak (3,5 km), és a Vörösmalom-patak (11,5 km) Dunakömlőd-paksi rög területéről összegyűjtött vizeit. E vízfolyások vízhozama és vízjárása az adott év csapadékviszonyaitól függ.38

A környék, és egyben Magyarország legjelentősebb vízfolyása a Duna Bölcskétől K-re, annak határában folyik D felé. Somogyi Sándor szerint a Duna ezen a szakaszon kanyarogva bevágódó szakaszjellegű, ám a medermélyülés mégsem túl jelentős (10mm/év). Ennek oka, hogy a mederfeneket Nagymarostól-Paksig borító durva kavicsból álló maradéktakaró fedő-védő rétegként funkcionálva akadályozza a jelentősebb medermélyülést. A Duna átlagos évi közepes vízhozama Bölcskénél kb. 2380 m3/s.40

 

Bölcske környékének talajai

Bölcske környékén a talaj képződésben résztvevő kőzetek, felszíni képződmények teljes egészében a szél és a folyóvíz által mozgatott anyagból származnak, vagyis nem helyben keletkeztek. A területet a szél és a víz szállító munkája a legváltozatosabb felhalmozódásokkal borította be. Ezeken a kőzeteken fejlődtek ki a tájegység talajai.

Az idegen eredetű képződmények között nemcsak minősége, de nagyarányú kiterjedése miatt is fontos a lösz és a lösszerű kőzetváltozatok szerepe. Emellett jelentős szerep jut az eolikus felhalmozású homokos, valamint a folyóvízi eredetű homokos, iszapos és agyagos képződményeknek is (5. kép).

A legjellemzőbb talajtípusokról a 6. kép tájékoztat. A Madocsai-öblözet óholocén térszínének földrajzi képét teljesen a Duna szabta meg, így a talajtani kép alakulásában is meghatározó szerepet játszott. Eredetileg ezeket a területeket is lösz borította, amit a Duna eróziós tevékenysége pusztított el. A letarolt térszín azután a Duna ismételt kiöntései során vastagon hordalékkal töltődött fel. Az óholocén szintek között elhalt Duna-medrek egész serege ismerhető fel. A legjellemzőbb talaj az értékes mezőségi talaj, amely főként az óholocén felszínekre jellemző. Az alacsonyabb és peremi szinteken, ahol a humuszképződést ráhordás vagy lerakódás zavarja a mezőségi talajok képződése lényegesen lassúbb, ül. akadályokba ütközik. Ezek az ún. mezőségiesedő alluviumok. Az elhalt egykori Duna-ágak vízállásos laposaiban helyenként szikes foltok is előfordulnak.

A Madocsai-teraszszigettól É-i, Ny-i és D-i irányba haladva jobb minőségű — löszön, vagy lösszerű üledéken kialakult — mezőségi talajok következnek. A legkiválóbb, legjobb termékenységű az ún. típusos mészlepedékes csernozjom. A lösztáblákon ez az uralkodó talajtípus.41


 

JEGYZETEK

  1. Ballá Z. — Marosi S.—Scheuer Gy.—Schweitzer F.—Szeidovitz Gy. 1993.
  2. Némedi Varga Z. 1977.; 1986.
  3. Brezsnyánszky K.—Haas, J.  1985.; Brezsnzánszky K. et. al. 1986.; Fülöp J — Dank V.  1987.; Fülöp J. et. al.  1987.; Dank V—Fülöp J. 1990.
  4. Ballá Z.—Marosi S.—Scheuer Gy.—Schweitzer F.—Szeidovitz Gy. 1993..
  5. Molnár B. 1990.
  6. Molnár B. 1990.
  7. Juhász Á. 1987.; Molnár B. 199O.
  8. Ádám L.—Marosi S.—Szilárd J. 1959.
  9. Pécsi M. 1967.; Frisnyák S. 1988.
  10. Ádám L.—Marosi S.—Szilárd J. 1959.
  11. Borsy Z. 1989.
  12. Ádám L.—Marosi S.—Szilárd J.  1954.; Hahn Gy.   1977.; Pécsi M— Pécsiné Donáth É— Szebényi E.—Hahn Gy.—Schweitzer F.—Pevzner M. A. 1977.
  13. Ádám L.— Marosi S.—Szilárd J. 1959.
  14. Ballá Z.—Marosi S.—Scheuer Gy.—Schweitzer J.—Szeidovitz Gy. 1993.
  15. Borsy Z. 1989.
  16. Pécsi M. 1971.; Bendefy L. 1972., Szálai K.-Endrédi L. 1977.
  17. Ádám L.—Marosi S.—Szilárd J. 1959.
  18. Hahn  Gy. 1975.
  19. Pécsi M.—Pécsiné Donáth É.—Szebényi E.—Hahn Gy.—Schweitzer F.—Pevzner M. A. 1977.
  20. Bendefy  László 1972.  4.
  21. Pécsi   Márton 1971.
  22. Ádám L.—Marosi S.—Szilárd J. 1959.
  23. Szilárd J. 1955.
  24. Ádám L.—Marosi S.—Szilárd J. 1959.
  25. Borsy Z. 1993.
  26. Ádám L.—Marosi S.—Szilárd J. 1959.
  27. Pécsi M.—Pécsiné Donáth É.—Szebényi E.—Hahn Gy.—Schweitzer F.—Pevzner M.  A. 1977.
  28. Jánossy  D.meghatározása.
  29. Hahn Gy.   1975.
  30. Bulla   Béla 1936.
  31. Szilárd J. 1955.
  32. Bulla Béla 1936.
  33. Sümeghy J. adatai szerint.
  34. Bulla Béla 1936.
  35. Szilárd J. 1955.
  36. Ádám L.—Marosi  S.—Szilárd J. 1959.
  37. Péczely György 1981.
  38. Ádám L.—Marosi S.—Szilárd J. 1959.
  39. Somogyi Sándor 1983
  40. Vízrajzi  Évkönyv 1989.
  41. Ádám L— Marosi S—Szilárd J. 1959.

 

IRODALOM

A bölcskei  Duna-part

 

A földtörténeti korok és az emberi fejlődés korszakai az elmúlt 2 millió évben (Molnár B. 1984 alapján)