{II-41.} Hazánk földtörténete

A hazánk földjén – felszínen és mélyben – előforduló kőzetek szisztematikus tanulmányozásából több száz millió éves történet bontakozik ki. A paleozoikum (földtörténeti ókor, 570 millió évvel ezelőttől 245 millió évvel ezelőttig) kezdetén egy nagy szuperkontinens létezett, nagyjából a jelenlegi Déli-sark területén, ettől északra pedig több kisebb mikrokontinens helyezkedett el.

Hazánk szilur és devon időszaki (360–430 millió éves) képződményei feltehetőleg a nagy szuperkontinens és az egyik kisebb mikrokontinens közötti tengerben képződtek. A karbon időszak előtt (290–360 millió évvel ezelőtt) már két jelentős nagyságú kontinens létezett: az északihoz tartozott a jelenlegi Észak-Amerika egy része, Grönland és Európa legősibb vidékei, a déli kontinens pedig többek között a jelenlegi Dél-Amerika, Afrika és Ausztrália idős részeit foglalta magába. Mintegy 350 millió éve összeütközött e két kontinens, ami hegységek kiemelkedésével (regionális metamorfózissal) és jelentős magmás tevékenységgel járt. Ezt a hegységképződési időszakot variszkuszi (vagy hercini) orogenezisnek nevezzük. Ennek hatása hazánk jelenlegi területeit is érintette.

Az ó-paleozoikumi (szilur és devon időszaki) üledékes kőzetek regionális metamorfózison estek keresztül (pl. Soproni-hegység). Gránitképződés nyomait találjuk a Soproni-hegységben, a Velencei-hegységben és a Mecsektől keletre is. A gránitok részletes vizsgálata azonban kimutatta, hogy e területek ebben a korban távol voltak egymástól. A mórágyi ún. migmatitos gránitterület pl. minden bizonnyal a jelenlegi Cseh-masszívum közelében lehetett. A karbon korú üledékek (pl. Bükk, Szendrői- és Upponyi-hegység, Mecsek) sekélytengeri és szárazföldi körülmények között keletkeztek.

{II-42.} A kontinensek összeforrása a paleozoikum végére (mintegy 250 millió éve) egyetlen hatalmas szuperkontinenst eredményezett, amelynek Pangea volt a neve. A jelenlegi európai területek jelentős része félsivatagi körülmények közé került, amelynek jellegzetes képződményei a vörös színű kontinentális homokkövek és kerekded kavicsokból álló konglomerátumok (Mecsek hegység nyugati része, Balaton-felvidék). Más területek tenger alatt voltak, ilyen körülmények között keletkeztek pl. a Bükk hegység korallokban, mohaállatokban és egyéb ősmaradványokban gazdag homokkövei és mészkövei.

A földtörténeti középkor (mezozoikum) hajnalán, a triászban (208–245 millió évvel ezelőtt) megkezdődött a Pangea feldarabolódása. A szuperkontinensbe keletről mélyen benyúló öböl egyre inkább kiszélesedett, a szétnyíló Laurázsia (a mai Észak-Amerika, Európa és Ázsia nagy része) és Gondwana (a mai Dél-Amerika, Afrika, India, Ausztrália és Antarktisz) között több ezer km szélességű óceán, a Tethys alakult ki.

Az Alp-Kárpát-Dinári térség mezozoikumi fejlődése a Tethys nyugati ágának történetével áll szoros összefüggésben. E területen a Tethys inkább egy szigetekkel tagolt tengerhez hasonlíthatott. A kisebb-nagyobb óceáni medencéket kontinentális litoszféra-darabok (mikrokontinensek) választották el egymástól. A Dunántúli-középhegység területe a jelenlegi Déli-Alpok szomszédságában helyezkedett el az Afrikai (Apuliai) lemezen. Ettől délre volt megtalálható a Bükk hegység, valamint az Aggtelek–Rudabányai-hegység területe, a Déli-Alpok és Dinaridák északnyugati része között. A Mecsek hegység és az Alföld e területektől jóval északabbra, az Európai kontinentális lemez déli peremén feküdt.

Mindezek alapján nem meglepő, hogy éles különbségek vannak e területek korai mezozoikumi képződményei között. A Dunántúli-középhegység, valamint a Bükk hegység területe (a későbbi Alp-Kárpát-Pannon mikrolemez részei) egy nagy kiterjedésű, sekélytengeri térség része volt, ahol karbonátos üledékek halmozódtak fel. Ezzel szemben a Mecsek–Alföld zóna területén (későbbi Tisza mikrolemez) szárazföldi, illetve lagúnában folyó üledékképződés történt.

A nyugati Tethys egyik ága, a Vardar-óceán közepén folyamatosan gyarapodott az óceáni kéreg (középóceáni hátsági magmatizmus). Később, a Vardar-óceán bezáródását követően, a felaprózódott óceáni litoszféra darabjai több száz kilométer távolságra vándoroltak és jelenleg többek között a Bódva-völgyben, illetve a Darnó-hegyen találhatók meg (az egykori óceáni litoszféralemezt felépítő kőzetek együttesét ofiolit-sorozatnak nevezik).

A jura (144–208 millió évvel ezelőtti földtörténeti időszak) jelentős változások időszaka volt. Az időszak közepére (kb. 180 millió évvel ezelőttre) tehető az Atlanti-óceán kialakulásának kezdete, ami jelentősen befolyásolta az Alp-Kárpát-Dinári térség fejlődését is.

A folyamatos kinyílás következtében a Vardar-óceán fokozatosan szűkült, az északi peremi részén az óceáni litoszféralemez alábukott, majd az óceán {II-43.} teljesen bezáródott. Ekkor keletkezhetett a Szarvaskő környéki bazaltos-ultrabázisos kőzetsorozat egy vulkáni szigetív mögött, egy ún. ívmögötti medencében. Ezzel egyidőben nyugat felől újabb óceáni ág alakult ki, a Dél-Pennini-óceán, amely leginkább talán a jelenlegi Kaliforniai-öbölhöz hasonlítható. Ennek óceáni litoszféra-maradványa több helyen is tanulmányozható az Alpokban (pl. Tauern) és a Kőszegi-hegységben is.

A korábbi, nagy kiterjedésű, sekélytengeri karbonátplatformok feldarabolódtak, aminek eredményeképpen tenger alatti kiemelkedések és mélyvízi medencék alakultak ki. A mélyedésekben képződtek a gazdag ammoniteszfaunát tartalmazó vörös színű mészkövek („ammonitico rosso”, pl. Bakony), a lejtős területeken pedig a krinoideás (tengeri liliomok maradványait magukba foglaló) mészkövek („Hierlatz mészkő”).

A krétában (66–144 millió évvel ezelőtt) fokozatos kiemelkedés vette kezdetét. A korszak végén a mészkőből álló térszín karsztosodott, a mélyedésekben pedig mállási anyagok halmozódtak fel. Ez utóbbiakból több helyen is bauxit keletkezett (Bakony térsége). Az Európai-lemez déli szegélyén is fontos földtani folyamatok történtek. Az Észak-Atlanti-óceán kinyílása kelet felé is tágulásos szerkezeti folyamatokat idézett elő. Ez vezetett a Tisza mikrolemez leválásához az Európai-kontinenslemezről (mintegy 120 millió éve), ami erőteljes magmás tevékenységgel járt (Mecsek hegység korai kréta vulkanitjai).

A kréta időszak végétől az Afrikai-lemez egyre inkább az Európai-lemez felé tolódott, amely a Pennini-óceáni ágak fokozatos szűküléséhez, majd bezáródásához vezetett. Végül már kontinentális litoszféralemezek feszültek egymásnak (kollízió), és megkezdődött az Alpok, a Dinaridák és a Kárpátok hegységeinek felgyűrődése, az óceáni lemezek szubdukciója, azaz mélybe bukása (ehhez kapcsolódó vulkáni termékek a Velencei-hegységben és a Mátra északi előterében előforduló 35–40 millió éves andezitek), valamint a kisebb önálló litoszféradarabok átrendeződése. Hazánk mai geológiai képe ekkor kezdett kialakulni. Az Alp-Kárpát-Pannon mikrolemez a kollíziós zónából északkelet felé „menekült ki” körülbelül az eocén végétől (kb. 40 millió évvel ezelőttől) kezdve. A Tisza mikrolemez eközben lassan a kiszökő egység déli felére került, és az oligocénben, mintegy 25–30 millió éve, valószínűleg már együtt – de eltérő sebességgel – mozogtak északkelet felé.

{II-44.} E lemezek mozgásának hajtóereje részben az Afrikai- és Európai-lemez összeütközése, azaz tolóereje, részben a Külső-Kárpáti óceáni litoszféra szubdukciójának húzóereje volt. A két mikrolemez körülbelül a miocén elejére (20 millió éve) érte el a jelenlegi helyzetét.

Európát az oligocénben és miocénben szárazföldekkel elválasztott tengerek borították el. Az oligocénben tengervíz fedte hazánk területének jelentős részét is, amely kezdetben a nagyobb tengerektől elzárt beltenger volt (üledéke a tardi agyag), majd újra megnyíltak a tengeri átjárók, s ekkor keletkezett a kiscelli agyag.

A Kárpátok íve mentén folyó szubdukció eredménye többek között egy erőteljes mészalkáli vulkanizmus volt. Az uralkodóan andezites vulkánok lánca a Selmeci-hegységtől kezdve, a Pilis–Visegrádi-hegységen, a Börzsönyön, a Mátrán, a Zempléni-hegységen keresztül húzódott kelet–délkelet felé a Kelemen-, Görgényi-havasok, Hargita hegységig.

A miocén (5–20 millió éve) jelentős időszak volt hazánk földjének történetében. Ekkor alakult ki szoros értelemben a Pannon-medence, mégpedig a szubdukciós öv mögötti jelentős mértékű tágulásos tektonikai mozgásokkal. Ennek hatására a Pannon-medence alatti litoszféralemez jelentősen elvékonyodott és az asztenoszféra felemelkedett. Ezzel egyidőben már megindult a Pannon-medence belső területén is a vulkáni tevékenység (pl. bükkaljai ignimbritek).

A Pannon-medence extenziós (tágulásos) medencéiben több ezer méter vastag tengeri üledékek halmozódtak fel.

E miocén szigettenger belsejében agyag, partvidékén pedig lajtamészkő képződött. Az egyre jobban elkülönülő beltenger fokozatosan édesedett (Pannon-tó), majd mintegy 5 millió éve teljesen feltöltődött. Ekkor kezdtek el működni a Kisalföld, a Balaton-felvidék és Nógrád bazaltvulkánjai.

A negyedkorban (1,6 millió évvel ezelőttől) folyók hálózták be hazánk területét. A jégkorszak (glaciális) alatt az eljegesedés nem érte el a Pannon-medencét. A hűvös, száraz glaciális időszakokban lösz halmozódott fel.