A hullóporos eredetű üledékek és a múlt porviharainak rekonstrukciója

Vörösagyag–lösz-paleotalaj sorozatok

Kínában már évszázadokkal korábbi időkből ismerünk feljegyzéseket arról, hogy a hatalmas porviharok (huang-fung) anyagából képződik a lösz (huang-tu, sárgaföld). A kelet- és belső-ázsiai területek sajátos viszonyai tették lehetővé ennek a folyamatnak a megfigyelését, így az európai és amerikai kutatók csak jelentős késéssel érthették meg a löszképződés mechanizmusát, illetve az ebből következő tulajdonságok kialakulásának módját. Ezek a korabeli feljegyzések azonban nem tekinthetők tudományos leírásoknak (Zhang, D. 1982).

A löszkutatások kezdetét 1823-ra tehetjük, amikor is Leonhard, K.C. von (1823) először írt a Neckar partján található, a környékbeliek által csak „Lose”-nak (lazának) nevezett üledékről (Smalley, I. J. et al. 2001). Lyell, C. (1833) a The Principles of Geology harmadik részében tesz részletesebben említést a löszökről, így a nagyközönség szerte a világon megismerte ezt a kőzetet. Ferdinand von Richthofen bárót tartják az eolikus löszképződési elmélet atyjának, azonban kutatásai kezdetén tengeri-tavi eredetű üledéknek tartotta a löszt, kínai utazásai alkalmával írt csak először arról, hogy a lösz hullóporból képződik (Richthofen, F. von 1882). A lösz klímaindikátor szerepét Hardcastle, J (1890) ismerte fel elsőként, aki az új-zélandi löszök poranyagáról állapította meg, hogy azokat a „nagy jég-malom” őrölte apróra, így egyértelmű kapcsolatot feltételez az eljegesedések és a löszképződés között.

A szárazföldek mintegy 10%-át fedik löszök és löszszerű üledékek (Pécsi, M. 1968). Jelentős löszterületeket találunk Nyugat- és Közép-Európában az alpi és a fennoskandináv pleisztocénben eljegesedett területek közti korridorban (Grahmann, R. 1932; Fink, J. et al. 1977) és a Kárpát-medencében (pl. Scherf E. 1936; Bulla B. 1933, 1938; Kriván P. 1955). Ezeket keleti irányban a nagyvastagságú ukrán (Ivanova, I.K. – Velichko, A.A. 1968; Gerasimov, I.P. 1973; Zolotun, V.P. 1974; Veklich, M.F. 1979; Veklich, M.F. – Sirenko, N.A. 1984), belső-ázsiai (Mavlyanov, G.A. et al. 1966; Lukashev, K.I. et al. 1968; Dodonov, A.E. 1979, 1984; Lazarenko, A.A. 1984), kínai (Barbour, G.B. 1927; Liu, T.S. – Chang, T. 1964; Derbyshire, E. 1978, 1983; Liu, T.S. et al. 1985) és szibériai (Péwé, T.L. et al. 1977; Volkov, I.A. – Zykina, V.S. 1984) löszök követik. Észak-Amerikában kiterjedt lösszel fedett területek találhatók a Mississippi és mellékfolyói völgyeiben (Frye, J.C. – Fent, O.S. 1947; Thorp, J. 1950; Lugn, A.L. 1962; Ruhe, R.V. 1976), Washington és Oregon államokban (Treasher, R.C. 1925; Thiesen, A.A. – Knox, E.G. 1959), valamint Alaszkában a Yukon és a Tanana folyó völgyében (Tuck, R. 1938, 1940; Péwé, T.L. 1951, 1955). Dél-Amerikában a Pampákról ismeretesek nagy területeket fedő löszök (Teruggi, L.B. 1957). Mindezen klasszikusnak nevezhető területeken kívül számos további régióból írtak le szerzők löszöket, így Új-Zélandról (Young, D.G. 1967; Smalley, I.J. – Davin, J.E. 1980), Izraelből (Ginzbourg, D. – Yaalon, D.H. 1963; Yaalon, D.H. – Dan, J. 1967), Tunéziából (Rathjens, C. 1928; Coudé-Gaussen, G. 1983), Grönlandról (Hobbs, W.H. 1931) és a Spitzbergákról (Bryant, I.D. 1982) is. Megfigyelhető, hogy jelentősen eltérő éghajlatú és földrajzi környezetű térségekről van szó: egykor (vagy éppen most is) periglaciális klímájú területekről és folyamatosan meleg éghajlattal rendelkező régiókról. A két típus közötti legfontosabb hasonlóság, hogy mindkét vidéken jelentős mennyiségű porfelhalmozódással számolhatunk a löszök képződésének idejére.

A glaciálisok során a felhalmozódó szárazföldi jégtakaró őrlő és a fagyváltozékonyság kőzetaprózó hatására nagy mennyiségben képződtek a szél által könnyen szállítható, kőzetliszt méretű ásványi szemcsék. A selfek szárazra kerülése következtében fokozódó kontinentalitás és a nagy anticiklonális központok kialakulása miatt az uralkodó szelek ereje, munkavégző képessége megnőtt. A gyérülő növényzet pormegkötő hatását kevésbé tudta kifejteni, így hatalmas mennyiségű ásványi por került a levegőbe. A száraz-hideg periódusokban a talajosodási és mállási folyamatok nem tudtak lépést tartatni a fokozódó intenzitású porhullással, és a felhalmozódó poranyagból arra alkalmas környezeti viszonyok mellett, törmelékes üledékes kőzet, lösz képződött. Az interglaciális és interstadiális periódusokban a melegebb és nedvesebb klíma a talajképződésnek kedvezett. Az ekkor kialakult talajok a későbbi löszképző időszakok során eltemetődtek, és mint paleotalajok jelzik számunkra a felmelegedési ciklusok hatásait. A pleisztocén glaciális-interglaciális váltakozások és a lösz–paleotalaj sorozatok közti párhuzamosíthatóság felismerése tette lehetővé, hogy a negyedidőszaki paleoklimatológiai rekonstrukciók alappillérévé válhassanak ezek az üledékek szerte a Földön.

A Kárpát-medence hullóporos eredetű üledékeinek ősföldrajzi elemzése világviszonylatban is az elsők között kezdődött meg, és hamar felhívta a nemzetközi szakmai közösség figyelmét a Közép-Duna-medence löszeinek rétegtani jelentőségére (Hahn Gy. 1969). A paksi (Scherf, E. 1936; Bulla B. 1938; Ádám L. et al. 1954; Kriván P. 1955; Pécsi M. – Pevzner, M.A. 1974), a dunaföldvári (Pécsi, M. – Szebényi, E. 1971; Pécsi M. et al. 1979), a basaharci (Pécsi M. 1965a), a mendei (Pécsi M. 1965b), titeli (Cholnoky J. 1907), zalánkeményi (Markovic-Marjanovic, J. 1968; Bronger, A. 1974, 1978), rumai (Makovic-Marjanovic, J. 1968) ma is típusfeltárásoknak tartott rétegsorok feldolgozásának korai eredményei rámutattak a lösz–paleotalaj sorozat és az éghajlat változásának összefüggéseire (pl. Pécsi M. et al. 1977). Majd löszsorozatok távoli térségek hasonló üledékeivel történő korrelálása is kezdetét vette (pl. Pécsi, M. 1977; Bronger, A. 2003). A kialakított magyarországi paleotalaj-nevezéktan (MF: Mende Felső; BD: Basaharc Dupla; PD: Paks Dupla stb.) jól ismert mind hazai, mind nemzetközi viszonylatban. Azonban a párhuzamosítási törekvések során egyre többször merül fel az igénye a nemzetközileg is egységes nomenklatúrának, melyet jól példáz a vajdasági löszsorozatok (Marković, S.B. et al. 2004, 2005, 2006, 2009) rétegeinek kínai mintára (Liu, T.S. et al. 1985) történt elnevezése is.

A legvastagabb és legnagyobb kiterjedésű lösszel fedett térségek (pl. Kína, Belső-Ázsia, Kárpát-medence) esetében megállapítható, hogy a fekü képződmény általában vörösagyag, melynek képződési körülményeiről már Lóczy, L. (1890) felvetette, hogy hasonlóan a löszhöz, hullóporból alakult ki.

„Nézetem szerint az aeolikus porhullások ép úgy mint a lösztképző mérsékelt égöv száraz talajain, a tropusok nedves és buja növényzetű vidékein is gyakran előforduló jelenségek. A steppék fűnövényzete, mely száradva enyészik el és nem rothadás közben, érintetlenül hagyja a poralakban aláhulló ásványos anyagokat; a trópusokon ellenben a növényzet és a nedvességek arányában a korhadó növényi anyagok oxydáló és reducáló hatása complicált elmállás alá veszi a lehullott poralakú kőzeteket. Az aeolikus módon felhalmozódó anyag ily módon teljesen elveszti eredeti minőségét és vastartalmú lateritté alakul át.Ennélfogva én a lateritot a lösszel azonos eredetűnek tartom, míg azonban a száraz vidékek a löszben változatlanul megőrzik a lehullott por alkotó részeit, a trópusi nedves tájak rohamos elmállással átalakítják a talaj aeolikusan növekedő új rétegét.”

A hullóporos eredetű vörösagyagok kérdése a későbbiekben, Sümeghy J. (1944) az A Tiszántúl című művében is megjelenik (Sümeghy J. 1944 p. 47–48.):

„Önállóan és magában képződött, sajátos egyedi tulajdonságokkal rendelkező kőzet a vörösagyag és más kőzettel össze nem téveszthető. A vörösagyag hullóporból keletkezett. De nem átalakult lösz, hanem a lösszel egyidőben, csak nedvesebb, erősebb, erdőövben leülepedett hullópor. Amíg a szárazabb éghajlatú, alacsonyabb területeken a hullóporból lösz, addig az esőjártabb, erdős területeken vörös agyag állott össze. A származáshelyi, meg az éghajlati különbség a közös detrituszban: a hullóporban két irányú fejlődést indított meg, ami végeredményben a kétféle kőzet: vörösagyag és lösz kialakulására vezetett.”

A meleg-nedves klímájú pliocénben (és részben a kora-pleisztocénben) képződött vörösagyagok származási körülményeinek vizsgálatai rámutattak arra, hogy nagymennyiségű szél által szállított finomszemcsés törmelék kialakulása nem csak a jégkorszakokhoz köthető. Ezek a korai vélemények az utóbbi évek kutatásai során megerősítésre találtak és a hullóporos eredet egyértelműen bebizonyosodott (pl. Ding, Z.L. et al. 1998; Lu, H. et al. 2001; Kovács J. 2008; Kovács J. et al. 2008, 2011). Így a késő-neogén környezetrekonstrukciós vizsgálatok során számos térségben a lösszel szerves egységet alkotó kőzetként, a hullóporos rendszer tagjaként tekintettek a vörösagyagra.

A vörösagyagok képződése után az éghajlat Földünk számos térségében szárazabbra fordult, így a már nedvesebb klímán is meglévő porhullások intenzitása megnőtt, lehetőséget teremtve a legidősebb löszök kialakulásához, felvetve ezzel a „meleg löszök” problematikáját. Obrucsev, V.A. (1945; 1951) volt az, aki először különböztette meg egymástól a „meleg” és „hideg” löszt. Véleménye szerint nem csupán a jéghez köthető a kőzetliszt méretű szemcsék kialakulása, hanem a sivatagi, félsivatagi területeken is képződik sivatagperemi löszképződéshez elégséges mennyiségű finom szemcse (Obrucsev, V.A. 1951 p. 114–115):  

„A por, melyet a szelek kiszállítanak a sivatagból, lassanként felhalmozódik és vékonyabb-vastagabb sajátságos lerakódást képez, melyet zseltozjom-nak, sárgaföldnek vagy lösznek nevezünk. (…) A lösz jellemző sajátságának — t. i. televényföldtartalma igen csekély — az a magyarázata, hogy a sztyeppék éghajlata, ahol a por lerakódik, száraz. A sztyeppe elhalt növényzetének részei nem kerülnek bele a talajba, hanem fokozatosan elporladnak, majd maradványaikat elhurcolja a szél…”

Ezt a „sivatagi-lösz” elméletet számos kutató támadta és támadja ma is. Berg, L.Sz. (1953) az „in situ” löszképződési elmélet kidolgozója –, aki szerint a lösz helyben képződik a mésztartalmú kőzetekből, talajosodási és mállási folyamatok által – Éghajlat és élet című könyvében több oldalon keresztül érveket sorolt fel Obrucsev elmélete ellen. Azt azonban ő sem tagadta, hogy Belső-Ázsia területein hatalmas mennyiségben rakódik le por a porviharok által.

Számos vita szól a „sivatagi” vagy „meleg” löszök képződéséről (Tsoar, H. – Pye, K. 1987). Smalley, I.J. (1995) és Assalay, A.M. et al. (1998) szerint a sivatagokban nem képződhet megfelelő mennyiségű kőzetliszt-méretű szemcse és a sivatagok környékén megfigyelt löszterületek (pl.: Líbia) poranyaga a sivatagból származik ugyan, de nem ott képződött, hanem hegységi területeken és később az időszakos vízfolyások szállították a sivatagokba. Pye, K. (1987), Wright, J. (2001a, 2001b) és Smith, B.J. et al. (2002) laboratóriumi kísérletekkel bizonyították, hogy a sivatagok területén is képződik nagy mennyiségben szilt-méretű szemcse. A száraz térségekből évente kifújt milliárd tonna nagyságrendű por is alátámasztja ezeknek a vizsgálatoknak az eredményeit. 

A száraz térségekben zajló további kutatások során egyre több területről érkeztek újabb adatok és beszámolók löszképződésre vonatkozóan: Afganisztán (Pias, J. 1971), Bahrein (Doornkamp, J.C. et al. 1980), Namíbia (Blümel, W.D. 1982), Pakisztán (Rendell, H.M. 1989), Nigéria (McTainsh, G. 1987), Irán (Lateef, A.S.A. 1988), Szíria (Rösner, U. 1989), Jemen (Nettleton, W.D. – Chadwick, O.A. 1996) vagy Arab Emirátusok (Goudie, A.S. et al. 2001). 

Ezek a löszterületek azonban valóban nem alkotnak összefüggő löszrégiókat. A szilt méretű szemcsék jelenléte szükséges, azonban nem elégséges feltétele a löszképződésnek. A szél által szállított szemcsék felhalmozódásához pormegkötő növényzetre is szükség van, melynek hiányában az újra felerősödő szelek áttelepítik a poranyagot, illetve a megfelelő mennyiségű csapadék nélkül a felhalmozódott por nem alakul lösszé (Pécsi M. 1990). A lösz kialakulása meghatározott ökológiai feltételek mellett valósul meg, éppen e tulajdonsága miatt használhatjuk az ősföldrajzi környezet kiváló indikátoraként. 

További hullóporos eredetű üledékek 

A porfelhalmozódás nem csupán szárazföldeken történik. Egyes térségekben az óceánok és mélytengerek üledékeinek jelentős hányadát teszik ki a légköri porból képződött szedimentek (Rex, R.W. – Goldberg, E.D. 1958). A rétegsorok vizsgálat az 1960-as évektől kezdődően bizonyította, hogy a felhalmozódás sebessége és a leülepedő törmelékes anyag szemcsemérete egyértelmű kapcsolatban áll az éghajlat változásaival (pl. Delany, A.C. et al. 1967; Parkin, D.W. – Shackleton, N.J. 1973; Wehausen, R. – Brumsack, H.J. 1998). A mélytengeri sorozatok révén akár a pliocénig visszamenően teljes adatsorokat nyerhetünk, információkat szerezve így a lehordási terület szárazsági periódusairól (pl. Rea, D.K. 1994). 

Hasonlóan a mélytengeri üledékekhez a jéggel hosszú ideje fedett területek vizsgálatai is folytonos adatsorokat szolgáltatnak a légköri por mennyiségére vonatkozóan. Az antraktiszi és a grönlandi jégfuratokban felismert terresztrikus eredetű ásványi anyagok mennyisége ugyancsak az éghajlat függvényében változik (Mosley-Thompson, E. – Thompson, L.G. 1982). Az antarktiszi jégfuratok adatai alapján az elmúlt csaknem 800 ezer év légköri pormennyiségéről szerezhetünk adatokat (EPICA Community Members 2004). A magasabb akkumulációs-ráta miatt a grönlandi jégmagok stabilizotóp-elemzései nagyobb felbontású adatsorokat eredményeznek, mint az antarktiszi minták. Az utolsó glaciális klímaviszonyainak feltárására mélyített GRIP, GISP-2 és NGRIP fúrások jégmagjaiból az éghajlat gyors, nagy amplitúdójú kilengéseit sikerült kimutatni, melyeket Dansgaard-Oeschger (D-O) eseményeknek (Taylor, K.C. et al. 1993; Dansgaard, W. et al. 1993), míg a holocén hasonló, kisebb klímamódosulásait Bond-ciklusoknak (Bond, G. et al. 1997) nevezzük.

A hullóporos eredetű üledékek közül teljes bizonyossággal eddig a maar-tavak eolikus üledékeiből és a tengeri rétegsorokból sikerült kimutatni az évezredes, vagy annál rövidebb klímafluktuációkat. A koreai Csedzsú-sziget maar-szedimentjei és a Japán-tenger üledékei az ázsiai kontinens arid területeiről származó porhullások lerakódásai. A szemcseeloszlás-adatok, illetve faktoranalízis segítségével meghatározott szedimentációs rátából következtetett porfluxus értékek alapján a légköri dinamika és a porhullások millenáris léptékű változásait sikerült azonosítani (Nagashima, K. et al. 2007; Lim, J. − Matsumoto, E. 2008).

A lösz, a jégmagok pormintái vagy a szárazföldektől távol eső mélytengeri régiók eolikus eredetű üledékei esetében a porviharok üledékképző szerep vitathatatlan. Mindezen felül azonban egyre több kőzet és talaj esetében bizonyosodik be, hogy kialakulásában a hullópor is jelentős szerepet játszott. Például a késő-paleozoos Pangeán a szélsőségesen kontinentális viszonyok, a nagy hatásfokú aprózódás és a megamonszunális klíma (Kutzbach, J.E. – Gallimore, R.G. 1989) hatására megerősödő szelek következtében az intramontán medencékben több mint 1000 méter vastagságban halmozódott fel a porból lösz, melyet ma erősen diagenizált formában, löszitként ismerünk (Johnson, S.Y. 1989). Különösen érdekes lehet ez számunkra, hiszen Magyarországon a nagy aktivitású radioaktív hulladék elhelyezése céljából vizsgált Bodai Aleurolit Formáció képződményei nagyfokú kőzet- és rétegtani hasonlóságot mutatnak ezekkel a képződményekkel.

További szakirodalmi adatok ismeretesek mészkövek karsztos hasadékaiban kialakult bauxitok (pl. Brimhall, G.H. et al. 1988; Merino, E. – Banerjee, A. 2008; Hong, H. et al. 2009) és talajok (pl. Yaalon, D.H. – Ganor, E. 1973; Muhs, D.R. et al. 1990; Herwitz, S.R. et al. 1996; Delgado, R. et al. 2003) alapanyagának sivatagi területek felől érkező porkifúvásokkal való kapcsolatára.