Kutatási terület

Munkánkhoz a basaharci téglagyár bányájában létesített feltárásokból vettünk mintákat. A bánya a Visegrádi-szorosban, Pilismarót külterületén, a településtől 3,5 km-re északnyugatra található (142,0-164,7 m. tszf; N47°48’15.8” and E18°50’

42.5”; 1/A ábra). A bányaudvarban 3 feltárás létesült (1/B. ábra), amely feltárásonként két-három paleotalaj szintet tartalmaz (2. ábra). A feltárásokat a reflektancia vizsgálatokhoz 5 cm-ként mintáztuk.

3. Módszer

A mintákat kiszárítás és őrlés után száraz szitálással (250 µm) készítettük elő és Hellma SUPRASIL 300 preciziós kvarcküvettákba töltöttük. A reflektancia méréseket Shimadzu UV-3600 spectrophotometerrel (MTA CSFK FTI) 1 nm intervallumokban végeztük el. A fehér standard felvételéhez BaSO4-ot alkalmaztunk. Az eredménygörbe %-ban (3 tizedes pontossággal) megadott értékeket mutat, amely a mintáról visszaverődő fény mennyiségét adja meg. A színindexek kiszámolásához az eredménygörbe látható fény tartományát használtuk fel.

A brightness index a teljes látható fény tartományban visszavert fénymennyiség számszerűsített mutatója. Elsőként Balsam et al. (1999) alkalmazta mélytengeri üledékek karbonát-tartalmában bekövetkezett változások mérésére, majd ezt felhasználva Ji et al. (2001) használta a lösz-paleotalaj rétegek elkülönítésére. A brightness index megfeleltethető a korábban kidolgozott lightness (Goddard et al. 1948) és grayscale (Herbert, Fischer 1986) mutatóknak.

A brightness index a mintáról visszavert fény mennyiségét mutatja meg a teljes beeső fénymennyiség viszonylatában, az alábbi képlet alapján:

A teljes látható tartomány meghatározásához Judd – Wyszecki (1975) ajánlása alapján a 380-700 nm-es intervallumot használtuk. Az általunk választott módszert Ji et al. (2001) használta elsőként lösz-paleotalaj rétegek elkülönítésére.

A kapott értékek %-ban fejezhetők ki. A brigthness index elméleti keretei 0% esetén fekete, 100% esetén fehér színként értelmezendők, így a szelvény nagy felbontású szürkeárnyalatos képét adja (Balsam et al. 1999).

A redness index a vörös fény tartományban visszavert fénymennyiség számszerűsített mutatója, mely Munsell skála alapján kalkulált Redness Ratinget (RR; Buntley – Westin 1965) és a CIE színrendszerben számolt Redness Indexeket (RILAB;

e.g. Barrón – Torrent 1986; Viscarra Rossel et al. 2006) váltotta ki. A redness indexet gyakran alkalmazzák egyéni proxyként lösz-paleotalaj sorozatokon (e.g. Guo et al. 2009; Sun et al. 2011; Buggle et al. 2014). A lösz-paleotalaj sorozatok anyagában csak alacsony koncentrációban találhatók meg a vas oxidok, oxihydroxidok és hidroszulfidok, mégis jelentős hatással vannak az egyes üledékek színeire (Williams – Coventry 1979; Kampf – Schwertmann 1983; Scheinhost – Schwertmann 1999).

A vörös tartományban visszavert fénymennyiség változásaiért elsősorban a hematit tehető felelőssé Torrent et al. 1983, Barrón – Torrent 1986). A hematit egy nagyon gyakori anyag, amely többféleképpen is keletkezhet és lehet jelen a lösz-paleotalaj összletekben (Chen et al. 2010).

A redness index a mintáról vörös tartományban visszavert fény mennyiségét mutatja meg a látható tartományban visszavert fénymennyiség viszonylatában, az alábbi képlet alapján:

A vörös tartomány meghatározásához Judd – Wyszecki (1975) ajánlása alapján a 630-700 nm-es intervallumot, a teljes látható tartomány meghatározásához a 380-700 nm intervallumot használtuk. Az általunk választott módszert Ji et al. (2005) alkalmazta először a Kínai Löszplató lösz-paleotalaj sorozatainak tagolására. A redness index magas értékei a nagyobb hematit koncentrációt, az alacsonyabb értékek kisebb hematit koncentrációt feltételeznek (Torrent et al. 1983, Barrón – Torrent 1986).

A brightness index és a rendness index közötti kapcsolat vizsgálatára lineáris regressziót alkalmaztunk.

4. Eredmény

A basaharci feltárások brightness index értékei 53,54 % és 68,29 % között mozogtak. A legalacsonyabb értékeket a jól fejlett paleotalajoknál mértünk, amelyek közül a legsötétebbek a BD1 és BD2 (53,5 % – 56,8%) voltak. Az átmenetek általánosan 56,8 % – 58,7% közé estek, de a BA1 és a BD1 alsó átmenetei ennél sötétebbnek bizonyultak (55,7 % – 58,0%).

A legvilágosabb átmenet a MF2 alsó átmenete volt, amelynek értékei 60,0 % és 63,3 % között mozogtak. A lösz rétegek általánosan 57,5 % és 64,2% közé estek. Ez alól kivételt képez (62,3 % – 67,1 %) a BA2 alatti fehéres szürke lösz (L2/1). A legvilágosabb minták (61,3 % – 68,2 %) a mész felhalmozódási szintekben alakultak ki.

A kutatási terület szelvényeinek redness index értékei 24,94 % és 25,76 % között mozogtak. A legmagasabb értékeket a talajok alsó átmeneteiben (25,5 % – 25,76 %), valamint a BD és MF feltárások akkumulációs szintjeiben (25,46 % – 25,63

%) mértünk. Magas redness index értéket (25,57 % – 25,67 %) tapasztaltunk a BA feltárás L2 szintjének középső és alsó részén is. A talajszintek nem mutattak egységet a redness index alapján. A BA2, a BD1 és az MF1 szintek alacsony értékekkel jellemezhetők (24,97 % – 25,4%), a BA1, és a BD2 valamivel magasabb (25,4 % – 25,54%), míg az MF3 magas (25,6 % – 25,68%) értékkel jellemezhető. A löszös rétegek általánosan 25,0 % – 25,5 % redness indexel jellemezhetők.

A két színindex egymással való összevetése alapján a teljes értéksorozatra gyenge (R²=0,135) korrelációt kaptunk. A feltárásokat külön vizsgálva a BA feltárás esetén az összefüggés nagyon gyenge (R²=0,035), a BD és az MF feltárások esetén pedig gyenge (R²=0,27 és 0,21).

5. Diszkusszió

A basaharci feltárás egyes rétegei (lösz, átmenet, paleotalaj, karbonátos szintek) kisebb nagyobb átfedésekkel, de jól meghatározhatók és brightness értékekkel egyértelműen jellemezhetők (2. ábra). A brightness index alapvetően szürke árnyalatos képet ad, így a nagyon sötét (pl.: faszén) és nagyon világos (pl.: karbonát) összetevők kisebb mennyiségben való jelenlét mellett is jelentősebb mértékű módosító hatással bírhatnak.

Ezáltal az egyes rétegtípusok a brightness értékek alapján átfedést mutathatnak, illetve egy nappali fényben világosabb színű talajhoz alacsonyabb, míg egy sötétebb színű talajhoz magasabb brightness érték tartozhat. Jó példa erre, hogy a Mende Felső feltárás faszén-tartalmú és karbonát-szegény világosbarna MF1 talajának 55,7–57,2 % brightness indexe van, szemben a valóságban sötétebb, de másodlagos karbonátban gazdagabb és faszénmentes MF 3 talaj 57,9–58,7 % brightness indexével. A sötét és világos összetevők módosító hatására már korábbi kutatások során is felhívták a figyelmet (pl: Chang et al. 2002). Brightness index alapján különösen nehéz kategorizálni dupla talajok közötti rétegeket, amelyeknek anyaga a vertikális anyagvándorlást eredményező szin- és posztpedogén folyamatok, valamint a biogén folyamatok (pl. állatjáratok) által is átkevertek. Esetünkben például a BA1 és BA2 közötti T2 átmenet brightness értékek alapján inkább a paleotalajok színeit mutatja, a BD1 és BD2 közötti Ca1 szint inkább az átmenetekre és a löszökre jellemző színt ad. Ennek oka a leginkább rétegtani pozíciójukból eredeztethető. A Ba feltárás L2 löszrétege további horizontokra osztható: Fentről lefelé egy fokozatosan sötétedő L2/a, alatta egy sötétebb L2/b szint következik, amelyet egy kivilágosodó L2/c és újra valamivel sötétebb L2/d követ. Ez utóbbi foglalja magában a Bag Tefra horizontot.

A három feltárás együttes értelmezése alapján elmondható, hogy a redness index értékeinek változása, sokszor a paleotalajok alsó átmenetéhez, illetve felhalmozódási szintjeihez köthető. Mindemellett az MF szelvény L1 rétegében fentről lefelé fokozatos növekedés (redness index: 25,37–25,59%) figyelhető meg. Korábban felismert összefüggések szerint a mintában található hematit mennyiségének változása a mintáról visszaverődő látható fény vörös tartományban bekövetkező változásait eredményezi (Torrent et al. 1983, Barrón – Torrent 1986). Más anyag vörös tartományban bizonyítottan indukált változásairól jelen állás szerint nem tudunk. Ezek alapján valószínűsíthető, hogy a BA 1-2, a BD 1-2 és az MF 1 talajok esetén a talajosodás során keletkezett pedogén hematit jelentős része a vertikális folyamatok hatására az alsóbb szintekbe 2. ábra: A basaharci löszfeltárás szelvényei (A), a brightness index alapján meghúzott réteghatárok (B), brightness index görbéje (C) és

redness index görbéje (D)

98

vándorolhatott és halmozódhatott fel. Ugyancsak valószínűsíthető, hogy az MF fedőrétegében (L1) eredetileg meglévő hematit mennyiség szintén a vertikális anyagvándorlás hatására a réteg alsó tartományában halmozódott fel.

Külön említést érdemel a BA feltárás alsó része. Az L2/b része magas redness indexszel jellemezhető, amelynek értéke a szint középső tartományában maximalizálódik, majd az L2/c szintben ez látványosan lecsökken. Az alatta kialakult L2/d löszréteg kifejezetten magas redness indexszel jellemezhető, ennek értéke (25,67%) meghaladja a basaharci feltárás bármely más löszrétegének redness index értékét (25,0 %–25,5 %). Ennek oka lehet, hogy a nevezett rétegben települ Bag Tefra horizont, így a redness index kiugró értékeinek legvalószínűbb oka a vulkáni anyag magas hematit tartalmában keresendő.

Ezt támasztja alá az is, hogy a basaharci feltárás Bag Tefrájának magas vas-oxid tartalmát már korábbi kutatások is igazolták (Sági et al. 2008).

6. Összefoglalás

A kutatás során a reflektancia mérésekből adódó értékekkel jellemeztük a basaharci feltárások lösz-paleotalaj sorozatának szelvényeit. A brightness index adja a szelvény teljes látható fény által felfogott nagy felbontású szürkeárnyalatos képét. A mutató alapvetően a szín meghatározására és ezáltal az egyes rétegek elkülönítésére alkalmas, elsősorban a fekü és fedő rétegek egymástól való elválasztására. A rétegek közötti határok meghúzására a nyolc tizedes pontosságú számszerűsített eredmények miatt kifejezetten jól alkalmazható. Az index értékeire befolyással vannak a fekete és fehér összetevők. A redness az egyes minták fényspektrumán belül a vörös szín relatív változásait mutatja, amely változásokért alapvetően a hematit tehető felelőssé. A basaharci feltárásban a redness index alkalmazásával kimutatható, hogy a vertikális anyagmozgás a paleotalajokban keletkezett pedogén hematitra és a löszökben jelenlévő hematitra egyaránt hatással van. A mutató használatával a Basaharc Alsó feltárás Bag Tefrát tartalmazó rétege jól felismerhető.

Köszönetnyilvánítás

A cikkben megjelent kutatási eredményekhez az NKFI 119366-os számú („A löszök paleotalajainak genetikája, posztpedogén elváltozásai és lehetőségei az őskörnyezeti rekonstrukcióra”) pályázat biztosította az anyagi támogatást. A reflektancia méréseket az OTKA 100180 biztosította.

7. Irodalomjegyzék

Balogh J. 1995: Paleomagnetic changes within the Brunhes Epoch in the Basaharc loess profile, Hungary. Geojournal 36:(2-3) pp. 251–254.

Balsam, W.L. – Deaton, B.C. – Damuth J.E. 1999. Evaluating optical lightness as a proxy for carbonate content in marine sediment cores. Marine Geology, 161, 141–153.

Barrón, V. – Torrent, J. 1986. Use of the Kubelka-Munk theory to study the influence of iron oxides on soil colour. In: Journal of Soil Science 37, 499–510.

Buggle, B. – Hambach, U. – Müller, K., – Zöller, L. – Marković, S. – Glaser, B. 2014: Iron mineralogical proxies and Quaternary climate change in SE-European loess–paleosol sequences. Catena 117, 4–22.

Buntley, G – Westin, F. 1965: A comparative study of developmental color in a Chestnut-Chernozem-Brunizem soil climosequence. In: Soil Science of America Proceedings 29, 579–582.

Butrym, J. – Maruszczak, H. 1984: Thermoluminescence chronology of younger and older loesses. — In: pécsi, M. (szerk.): Lithology and Stratigraphy of Loess and Paleosols. Akadémiai Kiadó, Budapest, 194–199.

Chen, T. – Xie, O. – Xu, H. – Chen, J. – Ji, J.F. – Lu, H. – Balsam, W. 2010: Characteristics and formation mechanism of pedogenic hematite in Quaternary Chinese loess and paleosols. Catena 81, 217–225

Chang, C.W. – Laird, D.A. – Mausbach,M.J. – Hurburgh Jr., C.R., 2001: Near-infrared reflectance spectroscopy-principal components regression analysis of soil properties. Soil Sci. Soc. Am. J. 65, 480–490.

Goddard, E.N. – Trask, P.D. – De Ford, R.K. – Rove, O.N. – Singewald, J.T. – Overbeck, R.M., 1948: Rock color chart. Geol. Soc. Am, Boulder, Colorado 16 p.

Guo, Z. T. – Berger, A. – Yin, Q. Z. – Qin, L. 2009: Strong asymmetry of hemispheric climates during MIS-13 inferred from correlating China loess and Antarctica ice records. Clim. Past, 5, 21–31.

Herbert, T.D. – Fischer, A.G., 1986: Milankovitch climatic origin of mid-Cretaceous black shale rhythms in central Italy. Nature 321, 739–743.

Horváth E. 2001: Marker horizons in the loesses of the Carpathian Basin. Quaternary International 76/77, 157–163.

Ji, J.F. – Balsam, W.L – Chen, J., 2001: Mineralogic and climatic interpretations of the Luochuan loess section (China) based on diffuse reflectance spectrophotometry. Quaternary Research 56, 23–30.

Judd, D.B. – Wyszecki, G. 1975: Color in Business, Science, and Industry. John Wiley and Sons, Press: New York; 553 pp.

Kampf, N. – Schwertmann, U. 1983: Goethite and hematite in a climosequence in southern Brazil and their application in classification of kaolinitic soils. Geoderma, 29, 27–39.

Mottl M. 1942: Adatok a hazai ó- és újpleisztocén folyóteraszok emlősfaunájához. Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve 30, 300–326.

Munsell AH. 1905: A color notation. A measured color system, based on the three qualities Hue, Value and Chroma. Geo H. Ellis Co. Press: Boston.

Pécsi M. 1959: A magyarországi Duna-völgy kialakulása és felszínalaktana. Akadémiai Kiadó, Budapest, 344 p.

Pécsi M. 1965: Der Lössaufshluss von Basaharc/A basaharci löszfeltárás. Földrajzi Közlemények 13, 346–357.

Pécsi M. 1975: A magyarországi löszszelvények litosztratigráfiai tagolása. Földrajzi Közlemények 23, 217–230.

Pécsi M. 1977: A hazai és az európai löszképződmények paleogeográhai kutatása és összehasonlítása.- Geonómia és Bányászat, MTA X. Osztályának Tudományos Közleményei 10,183-221.

Pécsi, M. – Szebényi, E. – Pevzner, MA. 1979: Upper Pleistocene Litho- and Chronostratigraphical type profile from the exposure at Mende. Acta Geologica Hungarica 22, 371-389.

Pécsi M. – Pécsi-Donáth É. – Szebényi E. – Hahn Gy. – Schweitzer F. – Pevzner, M. A. 1977: A magyarországi löszök fosszilis talajainak paleogeográfiai értékelése és tagolása. Földrajzi Közlemények 25, 94–137.

Pécsi M. 1993: Negyedkor és löszkutatás. - Akadémiai Kiadó. Budapest, 375 p.

Pécsi M. 1997: Szerkezeti és váztalajképződés Magyarországon. MTA Földrajzkutató Intézet Kiadványa, Budapest, 109 p.

Pécsi M. – Hahn GY. 1987: Paleosol stratotypes in the Upper Pleistocene loess at Basaharc, Hungary. Catena Supplement 95–102.

Sági T. – Kiss B. – Bradák B. – Harangi Sz. 2008: Középső-pleisztocén löszben előforduló vulkáni képződmények Magyarországon: terepi és petrográfiai jellemzők. Földtani Közlöny 138, 297–310.

Scheinost, AC. – Schwertmann, U. 1999: Color identification of iron oxides and hydroxysulfates. Soil Sci.Soc Am J 63,1463–1471

Sun, Y. – He, L. – Liang, L. – An, Z. 2011:Changing color of Chinese loess: Geochemical constraint and paleoclimatic significance. Journal of Asian Earth Sciences 40, 1131–1138.

Torrent J. – Schwertmann U. – Fechter H. – Alférez F. 1983: Quantitative relationships between color and hematite content. Soil Sci. 136 (6) 354–

Viscarra Rossel, R.A. 2006: Colour space models for soil science. In: Geoderma 133, 320–337.358.

Vörös I. 1990: Felső pleisztocén Equus achenheimiensis NOBIS 1971 koponya Pilismarót-Basaharcról. Dunai Régészeti Közlemények 3,5–1 0.

Williams, J. – Coventry, R.J. 1979: The contrasting soil hydrology of red and yellow earths in a landscape of low relief. The hydrology of areas of low precipitation. Proc.

Canberra Symp, 128, 385–395.

Wintle, A. G. – Packman, S. C. 1988: Thermoluminescence ages for three sections in Hungary. Quaternary Science Reviews 7, 315–320.

Zöller, L. – Wagner, G. A. 1990: Thermoluminescence dating of loess — recent developments. Quaternary International 7–8, 119–128.

In document Fazekas István, Kiss Emőke, Lázár István (Pldal 96-101)