A Paksi Atomerőmű földrengéskockázatával kapcsolatos geomorfológiai vizsgálatok tapasztalatai1

Bevezetés Atektonikus kőzetrések

A Paksi Atomerőmű földrengésbiztonságá- A dunai magaspartok felső-pannóniai és val kapcsolatos geomorfológiai vizsgálatok, negyedidőszaki üledékeiben gyakoriak az térképezések elvégzését a domborzatfejlődés atektonikus mozgások és jelenségek. Az itt időbeni menete, a térség domborzatának mai kétségtelenül előforduló tektonikus kőzet- képe, maga a felszínforma-együttes, valamint réseken kívül kőzetfizikai, ill. mérnökgeo- a belső és a külső erők tér- és időbeni változá- lógiai okokra visszavezethető, csuszamlá- sainak, együttes hatásainak eredménye indo- sos eredetű litoklázisok is előfordulnak. A kolja. A fenti vizsgálatokkal rekonstruálhatók litoklázisok genetikájához és korához fontos a korábbi folyamatok, az őket létrehozó okok minősítési szempont lehet a belőlük helyen-

és ezek tendenciáinak ismeretében a prognó- ként leírt, ill. általunk is megfigyelt CaCO3 zisok is felvázolhatók. Különösen a tektonikus kitöltés, limonitos bevonat, ill. molluszka- mozgások és felszíni, felszínközeli megnyilvá- héjtöredékek előfordulása. nulásaik formaképződésben megmutatkozó A kőzetrések atektonikus eredetét több eredményei lehetnek fontosak a földrengés- példa igazolja, s közülük talán a legmeg- biztonság megítélése szempontjából. győzőbb az alsószentiváni löszfeltárás. Itt a A geomorfológiai szakirodalom alapján kü- község belterületén egy löszhát Ny-i orrán lönösen két témakörben indokolt a körülte- lévő, kb. 100–120 m széles löszfal mindkét kintő elemzés és értékelés: egyrészt a tágabb végénél párhuzamos litoklázisok sűrű rend- értelemben vett tömegmozgások, különösen a szere látható. A törésrendszer mindkét he- földcsuszamlások és a tektonikai folyamatok lyen a lejtők irányába, tehát egymáshoz képest hatására, továbbá egyéb okok következtében ellentétesen dől, míg a feltárás közepén, a hát megjelenő kőzetrések eredetének feltárása. gerincvonalában nincsenek litoklázisok. A Másrészt szintén fontos feladat a mindenkori törések a völgyközi hát lejtőjének talajme- víz- és völgyhálózat fejlődésének, az erózió- chanikai szempontból leggyengébb állékony- bázisoknak, továbbá a meder-irányváltozá- ságú részén láthatók, ott, ahol a függőleges sok okainak felderítése. Következésképpen terhelésből adódó aktív feszültség legjobban e tanulmány főként a vizsgálati terület geo- meghaladja a löszhát lábát „támasztó” tömeg morfológiai adottságai és domborzati sajá- passzív nyomását. A K-i töréscsomó még íve- tosságai közül azokkal foglalkozik, amelyek sen is követi a lejtő hajlását (1. kép). a szerkezeti tényezők szerepének megítélése A völgyközi hát uralkodó csapásiránya szempontjából fontosak lehetnek (1. ábra). 140–320°, ill. 165–345° közötti, és pontosan Az atomerőmű környezetére vonatkozó geo- követi a völgyközi hát felszínének, ill. a morfológiai vizsgálatok szempontjából ide szegélyező völgy oldalaknak az irányát. A tartoznak az atektonikus kőzetrések, a víz-, ill. a fentiekből a kőzetrések atektonikus eredete völgyhálózat irányítottsága,az erózióbázisok és a következik – a korábban kialakult völgyek meder-irányváltások. Elsőként az atektonikus irányába lezajlott csuszamlásos-rogyásos kőzetréseket vesszük szemügyre. folyamattal kapcsolatban. Erre utal az is,

1 Forrásmű: Marosi S., Schweitzer F. 1997. Geomorfológiai vizsgálatok Paks környékén. In: Marosi S., Meskó A. szerk.: A Paksi Atomerőmű földrengésbiztonsága. Témavezető: Schweitzer F., Akadémiai Kiadó, , 153–175.

73 1981) Schweitzer F., Balogh J. A Duna jobb partján elhelyezkedő Paksi Atomerőmű 30 km-es körzetének környezet-geomorfológiai térképe (szerk.: 30 km-es körzetének környezet-geomorfológiai Atomerőmű Paksi A Duna jobb partján elhelyezkedő 1. ábra.

74 1. kép. Atektonikus – csuszamlásos – eredetű litoklázisok az alsószentiváni löszfeltárás Ny-i peremén. A kép alján látható, litoklázisokkal áttört fosszilis talajhorizontok (BD-talajkomplexum) a legújabb vizsgálatok alapján az utolsó interglaciálist képviselik (Fotó: Schweitzer F.) hogy a völgyközi hát középső, D-i oldalán, hanem a felül lévő összletben az egyenlőtlen a kápolna alatti löszfalban az említett irá- alátámasztás miatt törések és hasadékok jön- nyú kőzetrések már nem láthatók, mivel a nek létre, továbbá blokkokra töredezés megy hát kiszélesedése és a meredek szegélylejtők végbe, s mindezt a rákövetkező üledékek ki- hiánya miatt itt már nincsenek meg azok a töltik, lefedik és konzerválják. talajmechanikai feltételek (instabilitás stb.), Az alsószentiváni löszfeltárás tehát arra ad amelyek a litoklázisokat és az elmozduláso- biztos példát, hogy a fővölgyekkel párhuzamos kat okozhatták volna. litoklázis-rendszer létezése nemcsak annak le- A lejtőperemeken az üledékösszleten belü- het a következménye, hogy a völgyek helyzetét li deformációk kialakulásában tehát szerepet azok a törések szabják meg, amelyekkel kap- játszott az elsődleges domborzat, a deformáló- csolatban a kőzetrések kialakultak, hanem hogy dott rétegek magas víztartalom miatti képlé- fordított eset is lehetséges, amikor a litoklázisok keny állapota, aminek következtében ezek a a völgyek bevágódása nyomán létrejövő csu- rétegek – nem tudva elviselni a felettük lévő szamlások eredményeképpen keletkeznek, s kőzet súlyából adódó terhelés hatását – a sze- így nem adnak információt a szerkezet alaku- gélyező völgyek felé, oldalirányban kimoz- lására vonatkozóan. Erre a megállapításra tá- dultak, megcsúsztak. Tehát ilyen folyamat maszkodva vizsgáljuk meg a mezőföldi völgy- hatására nem csupán rétegdeformáció lép fel, hálózat irányítottságának a kérdését.

75 A mezőföldi völgyhálózat irányítottsága előtti felső-pannóniai üledékek szárazulattá vált felszínébe vágódott és az erózióbázis- A Mezőföld völgyei egészében véve egy suga- hoz – az ún. levantei tóhoz – lefutó eróziós ras rendszerbe illeszkednek. Míg a Dunántúl völgyeknek, torrenseknek a harántmetsze- Ny-i részén, Zalában az É–D-i, Somogyban teit rekonstruálhatjuk a dunaföldvári Öreg- már egyre inkább ÉÉNy–DDK-i, a Mezőföl- hegy, a dunakömlődi Sánc-hegy előterében dön ÉNy–DK-i, majd a Duna–Tisza közének mélyített vagy az erőmű alatti fúrások alap- É-i részén NyÉNy–KDK-i irányú a jellemző ján, amelyek részben áthalmozott, részben völgyhálózat (amit több helyen keresztez, ill. CaCO3 horizonttal jellemezhető vörösagyag színez a Dunántúli-középhegységgel nagyjá- talajsorozatokkal vannak kitöltve (2., 3. ábra). ból párhuzamos, fő szerkezeti csapásirány). A fúrásokkal megkutatott eróziós völgyek Sajátos adottság a közelítőleg hasonló ural- 50–70 m szélesek és 3–10 m mélyek (2. ábra). kodó szélirány, amely ugyanilyen irányú Ilyen néhány fokos lejtőjű mélyedések, völ- deflációs formakincset hozott létre. Mindez gyek számos helyen előfordulnak, s néhány már önmagában véve is megnehezíti a geo- esetben, mint pl. Dunaföldvár, Dunaújváros morfológiai jellegek megnyilvánulásaiban vagy Dunakömlőd térségében fúrásokkal tükröződő szerkezeti adottságok szerepének, igazolható volt, hogy a Duna–Tisza közi hát- súlyának valós megítélését. ság területén folytatódnak, s a K felé gyengén A szakirodalomban általában (pl. Egyed L. lejtő pannóniai felszínen is követhetők. 1957; Gábris Gy. 1986), de a környező területre Pávai Vajna F. (1941, 1951) – aki a túlzott vonatkozóan különösen (Ádám L. et al. 1959; tektonikai szemlélet híve volt – ezeket a Horváth F. et al. 1990) elterjedt az a nézet, K felé gyengén lejtő völgyeket szinklinális- hogy a vízhálózat és a szerkezeti (tektonikai) ként értelmezte. Dunaföldvárról például két jellegzetességek összefüggenek. Ez gyakran szinklinálist és egy szűk redőt írt le, s szerin- igaz, de önmagában nem elegendő érv. te maga Dunaföldvár is egy ilyen szinkliná- A völgyek irányítottsága tehát még párhuza- lisban helyezkedik el. mos kőzetrések esetén sem feltétlenül tektonikus A földtani-geomorfológiai vizsgálatok eredetű, és az újpleisztocén üledékekbe vá- szerint a Duna a tárgyalt területen a felső- gódott mezőföldi völgyrendszer törésekkel pleisztocén elején jelent meg, mivel ennél való kapcsolata – a határozott irányítottság idősebb dunai származású anyagot eddig ellenére – nem tekinthető bizonyítottnak. nem sikerült kimutatni (Marosi S. 1953; Azonban még ha a vízfolyások nem is kö- Pécsi M. 1959; Erdélyi M. 1960; Rónai A. vetnek tektonikus töréseket, irányítottságuk- 1964). E vidék elkülönülését a löszterülettől ban a szerkezeti mozgásoknak annyi szerepe az a süllyedési folyamat – a Kalocsai-medence azért lehet, hogy az Alföld süllyedő térszíne, (4., 5. ábra) kialakulása – okozta, amely az ill. az Alföld-peremi kisebb süllyedékek mint utolsó interglaciálisban erősödött fel, s amely mélyülő erózióbázisok vonzották magukhoz nemcsak a mezőföldi hordalékkúp-sorozat a dunántúli (mezőföldi) vizeket. peremeit süllyesztette a mélybe, hanem a Duna Ny-i ágait is magához vonzotta, amit a kavicsos-homokos üledékösszlet igazol. Alföld-peremi erózióbázisok és a Duna A Kalocsai-medence felső-pleisztocén korú helyváltoztatásai szerkezeti aktivitása a rétegtani-üledékföld- tani adatok alapján régóta ismeretes. A Duna A tárgyalt vidék a középső-pleisztocén végé- ezt a mélyedést hamarosan feltöltötte, majd ig (80 000–100 000 évvel ezelőttig) szervesen a terület Ny-i részén Dunakömlőd, Paks és kapcsolódott a Paks–Dunaszentgyörgy–Ten- között a felső-pannon térszínbe mé- gelic környéki löszterülethez. Ekkor alakult lyen bevágódva, oldalazó erózióval a vörös- ki a Mezőföldről az Alföld felé ÉNy-ról DK- agyagos, idős löszösszletből álló lejtőt elrom- re lefutó völgyek rendszere. A löszképződés bolva széles völgysíkot alakított ki magának.

76 2. ábra. Szárazulattá vált felső-pannóniai felszínbe vágódott eróziós völgyek vörösagyagos kitöltései (szerk.: Schweitzer F. 1971). – 1 = eróziós völgy; 2 = feltételezett eróziós völgy; 3 = (domborzati) szi- get (69–70 m a tszf.); 4 = erodált felszínek (70–71 m a tszf.); 5 = erodált felszínek (72–73 m a tszf.) 3. ábra. Pakstól D-re az idősebb pleisztocén és pliocén üledékeket harántolt fúrások rétegszelvényei (Scheuer, Gy., Schweitzer, F. 1989 alapján). – 1 = talaj; 2 = folyó- vízi iszap; 3 = dunai homokos kavics; 3a = folyóvízi A süllyedő mozgás 2–3 ritmusban játszódott homok; 3b = futóhomok; 4 = konkréciós lösz; 5 = iszap; le, amit a katlan 30–60 m vastag folyóvízi 6= fosszilis talaj; 7 = iszapos homok; 8 = mocsári agyag; 9 = homokos iszap; 10 = vörösagyag; 11 = felső-pannó- összletében 23 több szintben kimutatható 6–10 niai iszapos agyag; 12 = dunai folyóvízi üledékek el- m vastag kavicshorizontok igazolnak (4. ábra). terjedési határa; 13 = pleisztocén–felső-pannóniai határ A mozgásfázis első szakaszában (utolsó interglaciális) a terület kb. 20–25 m-t süllyedt, míg a felső-pleisztocén közepén – 14C 40 000– 50 000 évvel ezelőtt – (Paks és Tengelic között) viszonyai végül is azt látszanak valószínűsíte- mintegy 20–25 m-t, de egyes részeken ezt az ni, hogy ezen az É-abbi területen a felső-pleisz- értéket meg is haladhatta(5. ábra, 6a. ábra). tocén befejező szakaszától kezdve nem mutathatók A Duna a korábbi üledékeire ekkor újabb ki lényeges szerkezeti változások. Erre az eredeti, 15–20 m-es vastagságú hordalékanya- építés előtti állapotból is következtetni lehet. got rakott le. A középső würm végén, kb. Az 1967–1968. évi feltárások 3–7 m vastag- 32 000–26 000 évvel ezelőtt alakult ki a Il/a. ságú szélfújta homokról tanúskodtak. Ezt az sz. teraszfelszín, amit az tanúsít, hogy ártéri összletet 2–3 fosszilis talaj tagolta. Közülük üledékein a 26 000–13 000 év közötti időszak- a legalsó volt a legkifejlettebb, és ez azono- ból származó fagyjelenségek észlelhetők, s sítható volt az erőműtől Ny-ra lévő homok- felettük nagy vastagságú fosszilis dűneho- bányánál feltárt alsó fosszilis talajjal (3. kép). mok települ (2. kép). Ezek az adatok azt támasztják alá, hogy a Az erőmű területének és közvetlen környé- Duna a felső-pleisztocén befejező szakaszá- kének geomorfológiai adottságai és földtani ban a területet már elhagyta, fő- és mellék-

77 4. ábra. A Kalocsai-medence feltöltődését tükröző ÉNy–DK, ill. DNy–ÉK irányú vízföldtani keresztszelvények (Petz E., Scheuer Gy. 1990 alapján). – 1 = fedő (iszap homok); 2 = vízadóréteg (homokos kavics, kavicsos homok); 3 = fekü (iszap, agyag); 4 = átlagos talajvízszint

ágai K felé tolódtak el, feltételezhetően azért, után a mozgás lelassult, majd leállt. Ezt iga- mert a K-i rész tovább süllyedt. Az erőmű te- zolják azok a fúrási eredmények, amelyek a rületének és környékének süllyedő mozgása Paks és a Sió közötti Duna-parton mélyül- megállt, ez a terület szárazra került, és így a tek. Ezekben a fúrásokban 2–3 szintben je- dunai üledékeken több szakaszban szélfújta lentkeztek durvaszemcsés, kavicsos rétegek, homok halmozódhatott fel (7. ábra, 3. kép). amelyek fölfelé fokozatosan finomodtak, s A 14C-es vizsgálati eredmények alapján Paks az egyes ilyen feltöltődési periódusokat környékén szakaszos, gyors süllyedéssel jel- iszap vagy homokos iszap zárta le (3., 4., 5., lemezhető periódus valószínűsíthető, amely 6b. és 7. ábra).

5. ábra. K–Ny-i irányú földtani-geomorfológiai szelvény Tengelic-Szőlőhegy és a Duna között (Petz E., Scheuer Gy. 1990 alapján). – 1 = iszap, finom homok; 2 = homok; 3 = kavicsos homok; 4 = kavics; 5 = átlagos talajvízszint; 6 = agyag

78 6b. ábra. A fürások rétegszelvénye (Scheuer Gy., Schweitzer F. 1989 alapján). – 1 = talaj; 2 = homok; 3 = homokos kavics; 4 = homokos iszap; 5 = finom homok; 6 = iszap; 7 = kavicsos iszap; 8 = vörösagyag; 9 = az uszadékfa helye; 10 = felső-pannóniai homok; 11 = eróziós diszkordancia

6a. ábra. Áttekintő helyszínrajz a Duna jobb part- járól az uszadékfát feltárt fúrások feltüntetésével (Scheuer Gy., Schweitzer F. 1989 alapján). – I = a se a tektonikával külön elemzést igényel. A Paks–Szekszárdi süllyedék; 2 = a süllyedéket határoló dunai medrek irányváltozásai Pakstól É-ra a me- magaspart; 3–4 = a szekszárdi, ill. paksi fúrás helye derfenéken lévő kavicstakaró akadályozza a folyó bevágódását és a szabad kanyarulatok kialakulását, Pakstól D-re viszont nincs ilyen A süllyedési folyamat legfiatalabb ered- akadály, mert a kavicsréteg 5–10 m-rel a mai ménye az ún. Sárközi-medence. A 14C adatok meder alá süllyedt. Így felette szabadon fej- szerint a süllyedés 11 ezer évvel ezelőtt von- lődhetteka Duna kusza kanyarulatai. Egy-egy zotta erre a Duna Ny-i ágait, majd magát a ilyen nagy meder kialakulásától a természe- bővizű folyót is. A vizsgálatok szerint ezen a tes lefűződésig Somogyi S. (1974) vizsgálatai területen a felsőwürm végétől a holocénen át alapján 150–200 évre volt szükség (8–9. ábra). is még erős volt a süllyedés, aminek mértéke Az 1735–1750 között készült Mikovinyi- kb. 20 m volt (6a,b. ábra). féle térképet a dunai meanderek szerkeze- Az erőmű és tágabb körzete térségében a ti irányítottságának megállapítása céljából Duna kanyarogva bevágó szakaszjelleggel megvizsgálva, jellemzőnek találtuk az ÉNy– folyik. Meandereinek esetleges összefüggé- DK-i, és az erre merőleges már elhagyott meder

79 2. kép. Talajfagy hatására kialakult atektonikus rétegdeformációk a paksi homoknyerő feltárásában. A permafroszthoz köthető rétegdeformációkat – mint például a képen látható formát is – több kutató tektonikus mozgáshoz kötötte. A periglaciális területeken ezek igen gyakori formák. (Fotó: Schweitzer F.)

3. kép. A II/a. teraszfelszínt borító felső-würmi (FW), ill. óholocén (OH) időszaki futóhomokos felszín a régi paksi homoknyerő területén. (Fotó: Schweitzer F. 1992.)

80 - . 1990 fúrásadatainak felhaszná Gy

Scheuer F. 1993) Schweitzer lásával szerk. lásával Rekonstruált ősföldrajzi szelvény a Duna környezetében ( felső-pleisztocén árteréről Atomerőmű a Paksi 7. ábra.

81 8. ábra. A sárközi Duna-szakasz térképfelvételeinek azonos méretarányra átszerkesztett szelvényei (Somogyi S. 1974 alapján). – 1 = szántó; 2 = erdő; 3 = mocsaras, lápos terület; 4 = vizenyős rét; 5 = övzátony; 6 = gát irányokat, de ezen belül világosan észleltük az vonalakat követnének és jeleznének, akkor a É–D-i, ill. a K–Ny-i egykori meandereket is. tektonikai szempontból legaktívabbnak ítél- A Paks és Szekszárd közötti Duna-szakaszt hető terület Kalocsa környéke lenne. ábrázoló térkép szerint az egykori medrek Magassága szerint a holocén ártér álta- szinte az egész területet behálózzák, s legsű- lában két szintre osztható. Az alacsonyabb rűbben Kalocsa környékén mutatkoznak. A rész (lefűződött medrek, erodált laposok) az térkép alapján valószínűsíthető, hogy amen�- árvízmentesítés előtt közepes vízszintnöve- nyiben a meanderek szerkezeti irányokat és kedés folytán, tehát gyakrabban, egy évben

82 9. ábra. Óholocén és újholocén felszínek, meanderek tömbszelvénye Kiskőrös és Dunapataj között (Szilárd J. 1955 alapján) többször is víz alá kerülhetett alacsony( ártér, főfolyó évszakos aktivitását megszüntették, és új holocén felszín), míg a nagyobb kiterjedésű a felszínfejlődés irányára elsősorban az ant- magasabb felszínt csak a legmagasabb árvi- ropogén tevékenység, a talajképződés és kis zek önthették el. Ilyen árvizek a folyót csak részben az organogén szukcesszió folyamata igen ritkán duzzasztották fel annyira, hogy hat (Pécsi M. 1959; Somogyi S. 1974). az a magasabb szintet (magas ártér, óholocén Összegezve a geomorfológiai elemzés terasz) is rövid időre teljesen elárassza. eredményeit megállapítható, hogy a pleisz- Emiatt a Duna-völgyben sok település – pl. tocén üledékekben észlelhető kőzetréseknek Géderlak, Úszód, , Foktő, Kalocsa – legalább egy része atektonikus jellegű, és a épült rajta. Ennek során nemcsak nagyobb völgyek irányítottsága még párhuzamos É–D-i és ÉÉK–DDNy-i vagy K–Ny-i irányú kőzetrések esetén sem bizonyít tektonikus mellékágak vagy meanderek keletkeztek, ill. eredetet. A Duna ármentesítés előtti folyása töltődtek fel, hanem az árvizeket el- és le- mentén, Dunaföldvár–Dunakömlőd–Paks vezető kisebb, rendszerint erősen kanyargó térségében nem találtunk olyan egyértelmű erek is kialakultak. Ezek medrüket és partju- bizonyítékokat, amelyek szerint a mai Duna kat a környezetükhöz képest felmagasították, medre törésvonala(ka)t követne. Sokkal in- gyakran úgy, hogy sűrű hálózatú medreik kább úgy tűnik, hogy a főmeder mindig a között 1–2 m-rel mélyebb lefolyástalan lapo- süllyedék-területek felé irányul (10. ábra). sok, mélyedések, szikes tavak keletkeztek. A geomorfológiai adatok mellett a szer- Különösen az alacsony ártéren gyakori- kezeti elemzésben szerepet játszhat egy ak ezek az elgátolt és ez által elszikesedett indirekt módszer is, a felszín alatti vizek kis laposok (Pécsi M. 1959). A Duna-meder kloridtartalmának értelmezése. szabályozásával, a partvédő művek és az ár- vízgátak megépítésével az ártér fejlődését jelentősen befolyásolták. Az árvizeket gyor- A felszín alatti vizek kloridtartalmának sabb lefolyásra és jelentősen szűkebb ártérre értelmezése kényszerítették, a mederkanyarulatok elbur- jánzását, a meder és partjai gyors eltolódását, A talaj- és a felső-pannóniai rétegvizek ma- ill. feltöltődését megakadályozták, ill. lecsök- gas, 300 mg/l kloridtartalma a sós vizek kentették. A gátakon kívüli óriási ártéren a mélyből történő feláramlását valószínűsíti

83 10. ábra. Áttekintő földtani szelvény Dunakömlődtől D-re Fodor( T.-né, Scheuer, Gy., Schweitzer F. 1981). – 1 = pleisztocén lőszösszlet; la = homokrétegek a löszösszletben; lb = fosszilis talajok a löszösszletben; 2 = dunai üledékek; 3 = felső-pannóniai homokrétegek; 3a = felső-pannóniai agyagrétegek; T = talajvíz; R = rétegvíz

a fellazult szerkezetek mentén. Ebből kiin- A kloridtartalom ugyan a vízadó rétegek dulva a szerkezetkutatás közvetett módjára mélységével növekszik, de ennek nem a tek- megfelelő módszerként tarthatjuk számon a tonikával összefüggő okai vannak. Érdekes talaj- és rétegvizek kloridtartalmának megál- módon viszont a Sió menti talajvizet feltárt ku- lapítását. Vizsgálataink szerint az erőműnél tatófúrások közül kettőnél több mint 300 mg/l sem a talajvízben, sem a felső-pannóniai ré- kloridtartalom volt tapasztalható, ami a térség- tegekből származó rétegvizekben nem mu- re jellemző értékeknél jelentősen magasabb. tatható ki klorid-anomália. A kloridtartalom Magas kloridértékek jellemzik még a szekszár- 6–22 mg/l között változik, ami normálisnak di felső-pannóniai rétegvizeket is, ami a terület tekinthető. Ez a megállapítás vonatkozik a erős süllyedésére utal (6b. ábra). Paks vízellátását biztosító mélyfuratú kutak kloridtartalmára is, amelyek a Csámpai- völgyben, ill. annak környékén helyezked- Összefoglalás és javaslatok nek el. E kutak 40–145 m közötti felső-pannó- niai homokrétegek vizeit hasznosítják. így a A Paksi Atomerőmű földrengéskockázatát völgy tektonikus eredetét a 45–145 m közötti annak a fényében kellene megítélnünk, mi felső-pannóniai rétegvizek kloridtartalmával ismeretes a negyedidőszaki képződménye- nem igazolhatjuk. ket érintő törésekről. A geológusok és geofi-

84 zikusok által korábban megvizsgált földtani gés-veszélyeztetettségét. A döntést elősegí- adatokból megállapítható, hogy Paks alatt tené, ha a kérdéses területeken egy-egy kb. húzódik át DNy–ÉK-i irányban az ország 100 km2-nyi területrész feltárásaiban 80–100 medencealjzatának legnagyobb jelentőségű db kőzetrést bemérnének és kiértékelnének. töréses öve, de a pleisztocén üledékekben Ugyancsak a mezőföldi völgyrendszer tekto- mért kőzetrések nem állnak vele bizonyít- nikai irányítottságának igazolása vagy cáfo- ható kapcsolatban, sőt sok esetben tektonikus lata érdekében újra kellene vizsgálni s föld- eredetük sem egyértelmű (Brezsnyánszky, tani-geomorfológiai reambuláció alá kellene K., Haas, J. 1985; Chikán G., Kókai A. 1989; vonni az É-abbra fekvő mezőföldi területek Chikán G. et al. 1990, Horváth F. et al. 1990; paleogeográfiai fejlődéstörténetét. Szeidovitz Gy. et al. 1990; Balla Z. et al. 3. Az erőmű földrengés-veszélyeztetett- 1993). A geomorfológiai adatokban ez az irány sége valószínűleg más megítélés alá esne, Paks környékén gyakorlatilag nem jelentke- ha bebizonyosodna, hogy a mai Csámpa- zik; erre merőleges – ÉNy–DK-i – lefutású patak, amely az Ős-Sárvíz feltételezett sat- viszont a mezőföldi völgyek döntő többsé- nya utóda, tektonikus irányt követ-e, netán a ge, amelyeknek a tektonikus eredete mellett „Móri-töréssel” összefüggésben, vagy sem. A felhozott érvek azonban nem meggyőzők.A „Móri-törés” feltételezett DK-i folytatásának klorid-anomáliákból kirajzolódó képben Paks igazolása vagy cáfolata érdekében az eddi- körzete tektonikai zavaroktól mentesnek gi adatokat újra kellene értékelni, szükség látszik. esetén néhány fúrás lemélyítésével. Emellett A földrengéskockázat tehát földtani-geo- korrekt földtani szelvényt kellene készíteni morfológiai alapon nem minősíthető na- a Csámpa-patak völgyén keresztül a feltéte- gyobbnak, mint az országos átlag, de maga lezett vetők megítélése céljából. ez az alap meglehetősen bizonytalan. Talán 4. A negyedidőszaki szerkezetalakulás előrelépést jelentene az alábbi vizsgálatok pontosabb megismerését szolgálhatná egy elvégzése: megfelelő, 1:25 000-es genetikai geomorfológiai 1. Tovább tanulmányozandó a mezőföl- térkép készítése az erőmű körzetéről. di pleisztocén üledékekben vitathatatlanul 5. Minthogy az alsószentiváni löszfeltárás- mutatkozó szerkezeti mozgásnyomok szerepe. ban megismert litoklázisok jelentős részé- Ehhez minél több törés és kőzetrés bemérése ről kitűnt, hogy atektonikus-csuszamlásos és ellenőrzése lenne szükséges tágabb terüle- eredetűek, ígéretes és szükséges lenne a ten is; a genetikán kívül különösen a törések litoklázisokkal is jellemzett paksi homokfej- korának és az érintett üledékek keletkezési tők feltárásainak geokronológiai-üledékföldtani- idejének a megállapítása lenne fontos (üle- talajtani feldolgozása, többek között 14C mé- dékföldtani, paleopedológiai, abszolút kro- résekkel. nológiai módszerekkel), hiszen a fiatalabb 6. Indokoltnak látszik további részletes törések feltételezhetően nagyobb földrengés- veszélyt jeleznek, mint az idősebbek; vizsgálatok elvégzése a térségben a klorid- 2. A mezőföldi völgyirányok egy sugaras anomáliás területek feltárása céljából. rendszerbe illeszkednek, s tektonikus ere- detük bizonyítéka az lehetne, hogy Ny-on, ahol a vonalasság É–D-i, és K-en, ahol az csaknem NyÉNy–KDK-i irányú, a kőzet- rések a vízrajzi irányokhoz képest azonos módon helyezkednének el, vagyis Ny-ról K-re haladva azokkal „együtt forognának”. A párhuzamos völgyek tektonikus eredeté- nek bizonyítása megnövelné, cáfolata viszont lecsökkentené az erőmű becsülhető földren-

85 IRODALOM Marosi S. 1953. Morfológiai megfigyelések a Mezőföld déli részén. Földrajzi Értesítő 2. 2. 218–233. Ádám L., Marosi S., Szilárd J. 1959. A Mezőföld ter- Pávai Vajna F. 1941. Az 1938. évi Budapest környéki mészeti földrajza. Földrajzi Monográfiák 2. Budapest, kiegészítő geológiai jelentésem. Budapest, Magyar Akadémiai Kiadó. Kir. Földtani Intézet Évi Jelentése az 1936–1938. Balla Z., Marosi S., Scheuer Gy., Schweitzer F., évekről, 399–438. Szeidovitz Gy. 1993. A Paksi Atomerőmű föld- Pávai Vajna F. 1951. Az alföldi Duna mellék rétegtana rengés-kockázatával kapcsolatos szerkezeti és és hegyszerkezete. Budapest, A MÁFI Évi Jelentése geomorfológiai vizsgálatok. Földrajzi Értesítő 42. az 1951. évről, 69–75. 1–4. 111–141. Pécsi M. 1959. A magyarországi Duna-völgy kiala- Brezsnyánszky, K., Haas, J. 1985. The new tectonic kulása és felszínalaktana. Földrajzi Monográfiák 3. map of . Proceeding reports. 13rd Congress of Budapest, Akadémiai Kiadó. Carpatho-Balkanica Geolological Association, Part Petz E., Scheuer Gy. 1990. Az Alsó-Duna-völgy parti I. Cracow, Geological Institute, 174–177. szűrésű vízszerzés lehetőségei; jobb part, bal part. Chikán G., Horváth F., Szabó Z., Szeidovitz Gy. 1990. Kézirat, Budapest, FTV. Paks környékének szeizmikus kockázata. Összefoglalás. Rónai A. 1964. A dunántúli és alföldi negyedkori képződ- Kézirat, Budapest, MTA GGKI Szeizmológiai mények érintkezése Paks és Szekszárd között. Budapest, Osztály. A MÁFI Évi Jelentése az 1961. évről. 19–61. Chikán G., Kókai A. 1989. Szerkezetföldtani vizsgálatok Scheuer, Gy., Schweitzer, F. 1989. Genetics and Tengelic-Szőlőhegy és között. Kézirat, occurrence of Holocene travertines in Hungary. Budapest, MÁFI Adattár. Geomorphological and Geoecological Essays. Studies in Egyed L. 1957. Vízfolyások morfológia és tektonika Geography in Hungary, 25. Budapest, Akadémiai kapcsolata. Földtani Közlöny 87. 1. 69–72. Kiadó, 39–47. Erdélyi M. 1960. Geomorfológiai megfigyelések Somogyi S. 1974. Meder- és ártérfejlődés a Duna sárkö- Dunaföldvár–Solt és Izsák környékén. Földrajzi zi szakaszán az 1782–1950 közötti térképfelvételek Értesítő 9. 3. 257–276. tükrében. Földrajzi Értesítő 23. 1. 27–36. Fodor T.-né, Scheuer Gy., Schweitzer F. 1981. A Szeidovitz Gy., Gellén P., Marótyné Kiszely M., Dunakömlőd–Paks közötti dunai magaspart mér- Mónus P., Tóth L., Zsíros T. 1990. Paks föld- nökgeológiai térképezése és vizsgálata. Földtani rengéskockázata. Kézirat, Budapest, MTA GGKI Közlöny 111. 2. 258–280. Szeizmológiai Osztály. Gábris Gy. 1986. A vízhálózat és a szerkezet össze- Szilárd J. 1955. Geomorfológiai megfigyelések függései. Földtani Közlöny 116. 1. 45–55. Kiskőrös és Paks vidékén. Földrajzi Értesítő 4. 2. Horváth F., Csontos L., Erdélyi M., Ferencz Cs., 263–278. Gábris Gy., Hevesi A., Síkhegyi F. 1990. Paks kör- nyezetének neotektonikája. Kézirat, Budapest, MTA GGKI Szeizmológiai Osztály.

86