A BÜKKALJA VÖLGYHÁLÓZATÁNAK KIALAKULÁSA ÉS JELLEMZÉSE VÁGÓ JÁNOS1
Bevezetés A Bükkalja völgyhálózatának vizsgálata során elsősorban a terület földtani felépítésével, völgyhálózatának kialakulásával, a vízfolyások futásirányát befolyásoló tényezőkkel, a terület völgyhálózat-sűrűségének meghatározásával foglalkoztam. Régebbi és a legújabb földtani térképek (BALOGH K. 1963; PELIKÁN P. 2002) alapján elkészítettem a Bükkalja miocén kori vulkáni eredetű kőzeteinek felszíni elhelyezkedését ábrázoló, illetve a terület szerkezetét bemutató 1:200 000-es méretarányú térképvázlatot, és meghatároztam a Bükkalja átlagos völgyhálózatsürűségi értékeit. A Bükkalja elhelyezkedése, határai A Bükkalja az Észak-magyarországi-középhegység (Mátraerdő) egyik legtömegesebb és második legmagasabb tagjának, a Bükk hegységnek D-i hegylábfelszíne. Északon a Déli-Bükkre támaszkodik, D felé fokozatosan belesimul az Alföldhöz tartozó BorsodiMezőségbe (HEVESI A. - PAPP S. 1979). Nyugaton a Tama völgye határolja, K-en szintén határozott tereplépcsővel különül el a Sajó hordalékkúpjától. A Bükkháttól ÉK-en a Szinva völgye választja el. Hossza kb. 40, szélessége 15-20 km, így Magyarországon a legterjedelmesebb hegylábfelszín (HEVESI A. - PAPP S. 1979). A Bükk-vidék 1842 km2-es összterületének több mint 2/3 része, 813 km2 (ÁDÁM L. 1984). Három kistájrészre tagolódik: Tárkányimedence, Cserépfalui-medence, Kisgyöri-medence (HEVESI A. 1986). [MAROSI S. SOMOGYI S. (1990) a térséget Egri- és Miskolci-Bükkaljára osztja.] A Bükkalja felszínének földtani felépítése A Déli-Bükkhoz keskeny, néhol megszakított óharmadidőszaki üledéksáwal (későeocén mészkő, márga, oligocén agyag, homokos agyag) csatlakozik; déli, BorsodiMezőségre ereszkedő harmada helyenként lösszel fedett pannon-korapliocén tengeri homokból-agyagból áll. Javát, azaz széles, közbenső derék-részét a koramiocéntói 3 szakaszban képződött laza, vagy többé-kevésbé összesült riolit-riodácit tufák (ignimbritek), illetve ezek áthalmozott anyagai építik fel (HEVESI A. 2002, 1. ábra).
1
2003-ban végzett a Miskolci Egyetem geográfus szakán. Alábbi értekezése 2003-ban az Országos Tudományos Diákköri Konferencián különdíjat nyert dolgozatának lényegi része.
187
1 negyedidöszaki szárazföldi üledékek. 2-3.pannon tengeri-bettavi üledékek (késő miocén). 4. szarmata riolrt.dácit tüzárkő (ignimbrit) (középső miocén). 5. ottnangi-kárpáti lüzárkő (kora-középső miocén) 6. kozépső-felsö r k i f a (miocén). 7. alsó-középsőriollttufa(miocén). 8. eggenburg. kav.cs. homok£m*cén). 9. oligoSrT agyag, homok, márga. 10. késő eocén mészkő. 11kora-késő eocén kav.cs. agyag. 12.késő tnász mészkő. 13.késő triász-kora jura pala.
1. ábra. A Bükkalja földtani keresztszelvénye (SchréterZ. 1939) fig 1. Geological profile of the Bükkalja(Schréter Z. 1939) Legend- 1 quaternary terrain deposits; 2-3. pannonian marine-lacustrine deposits (late miocene) 3. sarmatian rhyolite dacite, ignimbrite 5 ottnangian-karpathian rheoignimbrite (earli-middle miocene); 6. middle-upper rhyolittuffs (miocene; 7. Lowermiddle rhyolittuffs (miocene); 8. Eggenburgian gravel, sand (early miocene); 9. oligocene clay, sand, marl; 10. late eocene limestone- 11 middle-late eocene gravel, clay; 12. Late triassic limestone; 13. Late triassic-earli Jurassic sale
Óharmadidőszaki képződmények Az óharmadidőszaki képződmények a Déli-Bükk és Bükkalja határán keskeny sávban Egertől Bükkzsércig, valamint Cserépfalu és Kisgyőr környékén vannak felszínen. A későkréta - koraeocénban a Bükk szárazföldi lepusztulás színtere volt és D-i szegélyén bükki eredetű kőzettörmeléket és hordalékanyagot tartalmazó tarkaagyagok rakódtak le (BALOGH K. 1964), majd a későeocénban bekövetkezett tenger-előrenyomulás eredményeként nummuliteszes lithothamniumos mészkő, mész- és agyagmárga. Oligocén képződményekkel - agyag, agyagmárga, homok, homokkő kisebb nagyobb foltokban csak a terület É-i részén találkozhatunk. A későoligocénban bekövetkezett stájer-szávai hegységképző mozgások következtében a tenger teljesen visszahúzódott a térségből. Az ezután következő szárazföldi lepusztulást legmeggyőzőbben a Noszvaj környéki kavicspadok igazolják (HEVESI A. 1978). Kora- és középsőmiocén képződmények A Bükkalja felszínhordozó kőzeteinek döntő többsége miocén vulkáni képződmény. A miocén eggenburgi korszakában megindult tüzhányóműködés hamujából felhalmozódott riolittufa túlnyomó része már keletkezését követően lepusztult, vagy áthalmozódott (HEVESI A. 1978). A vulkáni működés fő időszaka a miocén ottnangi korszakától a pannóniai korszak elejéig - 8 (21—>13) millió évig - tartott. A tűzhányótevékenység azonban nem volt folyamatos és a kitörések erőssége az anyagszolgáltatás mennyisége és minősége is változott. A vulkanizmus három nagy szakasza megfelel a magyarországi földtani irodalomban meghonosodott Alsó, Középső és Felső Riolittufa szinteknek (PENTELÉNYI L. 2002.). Varga Gy. (1981) szerint a nagy kiterjedésű és jelentős vastagságú ártufatelepek, ignimbrit-takarók törmelékanyaga egyaránt származtatható felépítmény nélküli hasadékkitörésekből és csatornás tűzhányókból, de a bükkaljai ottnangi és kárpáti riolitos, dácitos, horzsaköves tufa- és ignimbritsorozat esetében az előbbi valószínűbb. Az összesülés mértéke és elterjedése arra enged következtetni, hogy a kitörések helyét a területet ma is uraló K-ÉK - Ny-DNy-i csapásban az Észak-magyarországi-középhegység és az Alföld határsávjában kell keresni. A tűzhányótevékenység eredményeként alapvetően savanyú, majd semlegesbe hajló, végül újra savanyú kőzetek keletkeztek. A piroklasztikumok főként szárazföldön halmozódtak fel, de a K-i, DK-i, D-i, DNy-i peremek irányába haladva egyre több vízben leülepedett összlettel is találkozunk (PENTELÉNYI L. 2002). A vulkáni működés három szakasza közül az első volt a leghatalmasabb, és a legnagyobb vízszintes és függőleges kiterjedésű tufaösszletet, az un. Gyulakeszi Riolittufa Formációi eredményezte (Alsó Riolittufa). Kisgyőr DK-i határától a Kácsi-patak völgyéig átlagos 3 km széles. A Kácsi-pataktól nyugatra annak völgye mentén D-DK-i irányú elmozdulás történt, a DK-i részhez képest az ÉNy-i bezökkent, így látszólag ismétlődik a rétegsor (PENTELÉNYI L. 2002). A formáció zömét hullott-, lavina-, áthalmozott-, vagy freatomagmás (gömbkonkréciós-tufagalacsinos) riolittufák alkotják. Az ártufák, ezen belül az összesült összeolvadt változatok aránya sehol nem éri el az 50 %-ot Az összlet vastagsága az Alföld 189
felé 150 m-ig vastagodik. Az összesült tufáké 20-100 m (PENTELÉNYI L. 2002). MÁRTON E.- PÉCSKAY Z. (1998) az „Alsó Riolittufa" radiometrikus korát 21-18,5 millió évre határozta meg. A kárpáti korszak végén újraindult vulkáni működés a korábbinál gyengébb és rövidebb volt, és zömében szárazföldön felhalmozódott dácitignimbrit összletet termelt (Tari Dácittufa Formáció; Középső Riolittufa). Felépítésében 90 %-ban különböző mértékben összesült ártufák, ingimbritek vesznek részt, alárendelten hullott és áthalmozott dácittufát is tartalmaz. Vastagsága 30-50 m (PENTELÉNYI L. 2002.). Radiometrikus kora 17,5-16 millió év (MÁRTON E. -PÉCSKAY Z. 1998). A bádeni korszakban megismétlődött tüzhányótevékenység uralkodóan hullott és áthalmozott riolittufát, tufitot eredményezett: Harsányi Riolittufa Formáció (Felső Riolittufa). Az Alsó és Középső Riolittufától eltérően ebben csak elvétve fordulnak elő ártufaterítések; összesült-összeolvadt ignimbrit változatok nincsenek, viszont jóval több az üledékes (tufás homok, aleurit, agyag, diatomás tufit) betelepülés. Zömében hullott, lavinaés áthalmozott riolittufa-tufitból áll. A Bükkalja ÉK-i részén előfordulnak dácit- és andezittufitos betelepülések, helyenként andezittufa és agglomerátum is. VARGA Gy. (1981) szerint hazánkban egyetlen helyen található andezites összetételű ignimbrit (tüzárkő): a Kisgyőr közelében magasodó Kőbánya-hegyen. A formáció vastagsága 150300 m (PENTELÉNYI L. 2002); K/Ar radiometrikus kora 14,6-13,5 millió év (MÁRTON E. PÉCSKAY Z. 1998). Pannon-pliocén kori képződmények A pannóniai korszak elején befejeződött a vulkáni tevékenység. A Bükkalja süllyedésével a Pannon-tenger üledékei jelentős területeket borítottak el. A korapannóniai korúak a főleg tufás, tufakavicsos, homokos, agyagos összetételű Csákvári Agyagmárga Formációhoz tartoznak. A formációban folyóvízi, mocsári, tavi szürke- és tarkaagyag, agyagmárgás aleurit, szenes agyag és lignit váltakozik. Vastagsága az Alföld felé növekszik (50—150 m). A későpannóniai formációk képződése a terület déli peremrészeinek süllyedésével indult meg. A Zagyvái Formáció különböző vastagságú kékesszürke homok- és sárgásszürke, vörösesbarna foltos agyagrétegek váltakozásából áll, lignit- és kavicsos közbetelepülésekkel. D-en, a Bükkaljai Lignit Formációban a lignittelepek vastagsága elérheti a 10-15 métert (PENTELÉNYI L. 2002). Negyedidőszaki képződmények A Déli-Bükkel határos 300-350 m magas tetőkön eredeti településű, a lejtőkön áttelepített vörösagyag borítja a felszínt. A vörösagyagok agyagásványtartalma D felé csökken, és ezzel párhuzamosan nő a lösz- és a homokfrakció aránya. A „típusos" lösz mellett gyakoriak a lösszerü üledékek eredeti helyzetben és áttelepítve is (PlNCZÉS Z. MÁRTONNÉ ERDŐS K. - DOBOS A. 1993). A riolittufa aprózódásából származó lejtőüledékek változatos szemcsenagyságúak a különböző tufaféleségek eltérő szövete szerint (PINCZÉS Z. - MÁRTONNÉ ERDŐS K. - DOBOS A. 1998).
190
A Bükkalja felszínalaktani jellemzése A Bükkalja területe a Bükk hegységet keretező ÉÉNy-DDK-i fő völgyekkel és erre merőleges mellékvölgyekkel közepesen, illetve enyhén tagolt hegylábfelszín. (MÁRTONNÉ ERDŐS K. 2002). A hegység peremén több alkalommal (szarmata, későpannon, pliocénpleisztocén határa) is adottak voltak a feltételek ahhoz, hogy felszínelegyengetés menjen végbe (HEVESI A. 1978, 1986 PINCZÉS Z. - MÁRTONNÉ ERDŐS K. - DOBOS A. 1993). Az első hegylábfelszín képződési időszak valószínűleg a miocén ottnangi-kárpáti-bádeni korszakához köthető (HEVESI A. 1986). A hegylábfelszín-képződés második időszaka a későpannonra helyezhető. A felszín formálásában már a Bükk területéről érkező időszakos vízfolyások és a mai vízrendszer őseinek tekinthető patakok (Eger-, Laskó-, Tarkányi-, Hór-patak) is részt vehettek (DOBOS A. 2002). A Bükkalja E-i határsávja egyre határozottabban elkülönült a mögöttes, keményebb kőzetekből álló Déli-Bükktől (PINCZÉS Z. - MÁRTONNÉ ERDŐS K. - DOBOS A. 1993). A későpannon elegyengetést megszakító emelkedés hatására a Bükkből érkező patakok a megnövekedett reliefenergia, valamint a csapadék növekedése és a hőmérséklet csökkenése miatt völgyüket a korábbi hegylábfelszínbe mélyítették. A pliocén végén, a Villányiumban, alacsonyabb szinten újabb hegylábfelszín-fejlődés indult meg, amelynek területe az idősebb pediment rovására növekedett (PINCZÉS Z. MÁRTONNÉ ERDŐS K. - DOBOS A. 1993; DOBOS A. 2002). A jégkor (pleisztocén) kezdetére az idősebb felszínnek már csak szigetszerű részletei maradtak meg, többnyire az ellenállóbb, erősen összesült ignimbrit (tüzárkő) térszíneken (PINCZÉS Z. - MÁRTONNÉ ERDŐS K. - DOBOS A. 1993). A fiatalabb hegylábfelszín darabjai a pleisztocén felszínformálás hatására tovább alacsonyodva a jelenleg 200-280 m magas völgyközi hátak tetőszintjében maradtak fenn, az idősebb maradványfelszíneknél kb. 100 méterrel alacsonyabban (DOBOS A. 2002). A fiatalabb elegyengetett felszín további alacsonyodása és felszabdalódása már a negyedidőszak eseményeihez köthető (HEVESI A. 1986, PINCZÉS Z. - MÁRTONNÉ ERDŐS K. - DOBOS A. 1993). A pleisztocén elején, továbbá a melegebb és csapadékosabb jégkorszakközökben a felszínt areálisan formáló záporpatakok helyét egyre inkább vonalas (lineáris) eróziót kifejtő állandó vízfolyások vették át. Ennek következtében alakultak ki a Bükkalja széles völgytalpú, helyenként teraszos, ENy-DK-i irányú völgyei, amelyek a hegylábfelszínt hosszú, széles fő völgyközihátakra darabolták. A hegylábfelszín riolittufából felépülő völgyközihátainak lejtőin jöttek létre a Bükkalja nevezetes kisformái, a kaptárkövek. E környéküknél keményebb anyagból felépülő képződményeket az aprózódás, mállás és a szél segítségével a vonalas (barázdás) vízlefolyás és a lejtőleöblítés hozta létre (MÁRTONNÉ ERDŐS K. 1974, BORSOS B. 1991). A Bükkalja völgyhálózata A völgyhálózat fogalma A völgyhálózat rendszere több összetevőből épül fel. Elsősorban az állandó felszíni vízfolyások által kialakított völgyek tartoznak hozzá. Ezek alkotják az egész rendszer legfontosabb és legnagyobb részét. Az állandó vízfolyásokhoz az időszakos vízfolyások völgyei csatlakoznak, de ezek lehetnek önálló völgyhálózati elemek is. A hazai 191
középhegységek hegylábfelszínein deráziós, eróziós-deráziós folyamatokkal kialakított völgyek is előfordulnak. A felszínformálás legfiatalabb vonalas elemei, az időszakos vízmosások is a völgyhálózat rendszerébe sorolhatók; ezek azonban fejlődésük során még nem jutottak el a völgyképződésig. Az állandó és időszakos folyóvizek völgyei, a deráziós völgyek és az időszakos vízmosások tehát valamennyien egy adott terület völgyhálózatának elemei (GÁBRIS Gy. 1986a). A Bükkalja völgyhálózatának kialakulása A pannon korszak végén a mainál melegebb és szárazabb, csaknem félsivatagi éghajlat M. 1980) hatására a hazai középhegységek előterében hegylábfelszín-képződés ment végbe. Az aprózódás és a záporpatakok felszínformálása ekkor kezdte kialakítani a Bükkalját. Megmaradt záporpatakágyak sorozatát ismerte fel Gábris Gy. a noszvaji Szepessy-de la Motte kastély és a Láz-tető közötti nyereg pincesorának feltárásában (HEVESI A. 1978). A pliocén levantei korszakának kezdetére a domborzati és éghajlati viszonyok újra megváltoztak. A csapadékmennyiség növekedése, a hőmérséklet lassú csökkenése, illetve a Bükk hegység emelkedésének hatására a felszínalakulás irányítását a széles lej tő felületeket átformáló záporpatakoktól fokozatosan bevágódó, völgyekbe kényszerülő folyóvizek vették át (HEVESI A. 2002). A Bükkalját feldaraboló nagyobb patakok (Ostoros-, Tardi-, Kácsi-, Sályi-, Geszti-patak, Csincse, Kulcsár-völgyi-patak) megjelenése valószínűleg a későpliocénra tehető (HEVESI A. 1978). Nagyobb mértékű felszabdalódás azonban valószínűleg csak a hegylábfelszín kialakulását (Villányium) követően játszódott le (Martonné Erdős K. 2002). A fővölgyek létrejöttében vetösávok is szerepet játszottak; a jégkori töréseknél azonban a terület földtani felépítése nagyobb hatást gyakorolt a fővölgyek kialakulására. A Bükkalja fővölgyei a Déli-Bükkből, vagy a Bükkalja északi szegélyéről érkeznek. A fővölgyekkel párhuzamosan induló völgyek a keményebb, ellenállóbb, nagyobb mértékben összesült tűzárkő (ignimbrit) sávokat elérve K-ÉK vagy Ny-DNy-ra kanyarodva a fővölgyek felé fordulni kényszerülnek, és csak együttes erővel „képesek" e kemény sávokat áttörni. így a tűzárkősávoktól délre a hegy láb felszín tagoltsága lényegesen kisebb, mint közöttük és tőlük északra. Főleg a tüzárkősávok völgyösszpontosító hatásának eredményeként alakult ki a Kisgyőri-medence; s e hatás a Cserépfalui-medence létrejöttében is közrejátszott (HEVESI A. 1997). A kemény ignimbritsávok természetesen a völgyek szélességét és alakját (keresztmetszetét) is befolyásolják. A fővölgyek az ellenállóbb kőzetsávokat elérve helyenként szurdokká szűkülnek. Ilyen szurdok pl. a Tardipatak Alsó- és Felső-szorosa és a Lator-patak Vár-hegy alatti szakasza. Különösen látványos a Kő-völgynek is nevezett Felső-szoros, melyet 4-5 m magas, 1-1,5 m széles, riolittűzárkő-hasábok, sőt tornyok szegélyeznek. A szoros bal oldali felső peremén, a Szaduszka-tetőn a kőzetaprózódásból kisebb kőtengerek képződtek a jégkorszakokban. A tűzárkősávoktól délre a hegylábfelszín völgyhálózata lényegesen ritkább; csupán széles völgyközihátakra tagolódik, amelyek - annak ellenére, hogy puhább, pannon pleisztocén korú üledékekből épülnek fel - legfeljebb rövidebb, széles, lapos deráziós völgyekkel, vagy rövid vízmosásokkal megszakítva, menedékesen ereszkednek D felé (HEVESI A. 2002). (PÉCSI
192
A völgyhálózat rajzolata A Bükkalja völgyhálózata (J. ábra), a felszínt felépítő kőzetek (elsősorban az erősen összesült tufák, illetve azok településviszonyai) helyzetéhez igazodva különböző sűrűségű és elrendezödésü rajzolattípusra osztható. A hegylábfelszín északi részén, a riolit- és dácittüzárkövek területén, a tüzárkő réteglépcsőszerű felszínformái hatására kissé szabálytalanul ugyan, de jól felismerhetően sűrű, „lugasos" rajzolat (GÁBRIS Gy. 1986a) fejlődött ki. A Bükkalja déli, fiatal pannon- pleisztocén üledékek hordozta részén ritka, párhuzamos-csaknem párhuzamos rajzolat (GÁBRIS Gy. 1986a) jellemző. A Bükkalja völgysűrűsége A bükkaljai tűzárkősávoktól északra eső, illetve az azok közötti területen az ignimbritvonulatok völgyösszpontosító hatásának eredményeként sűrűbb völgyhálózat alakult ki, mint a tűzárkősávoktól délre fekvő területeken. Munkám során l:75000-es és l:100000-es méretarányú, a Bükkalja völgyhálózatát és tűzárkő előfordulásait ábrázoló térképek (2. ábra) alapján kiszámítottam a két eltérő alakrajzi sajátságú terület (a tűzárkősávtól északra, illetve délre eső terület) átlagos völgysürűségi értékét. A számításokat csak a terület Ostoros-pataktól K-re fekvő részére végeztem, mivel attól Ny-ra a tüzárkősávok nem terjednek tovább. A mérés elvégzéséhez km2-es beosztású rács-hálót szerkesztettem, amit a térképre illesztettem, majd lemértem az egyes négyzetekbe eső völgyek hosszát. Az így kapott adatokból kiszámítottam a két területrész átlagos völgysűrűségi értékét (a völgyek hossza osztva a területek nagyságának értékével). Számításaim alapján az ignimbritvonulatoktól É-ra fekvő területen az átlagos völgysűrűség 0,92 km/km2, míg a hegylábfelszín tűzárkősávoktól D-re elhelyezkedő részén csak 0,60 km/km2. A kapott értékek tehát számszerűen is igazolják, hogy a Bükkalja É-i részén sűrűbb völgyhálózat alakult ki, mint a kemény kőzetsávoktól D-re. A Bükkalja területén az átlagos völgysürüség l:25000-es méretarányú térképek alapján 2,8 km/km2 (ÁDÁM L. 1984). Az értékek közötti különbség a számítás alapjául szolgáló térképek eltérő méretarányából, és abból adódik, hogy ÁDÁM L. (1984) adata átlagérték. A Bükkalja völgyhálózatának elemzése A terület völgyhálózatának elemzése során Balogh K. (1963) és Pelikán P. (2002) l:100000-es méretarányú földtani térképe, valamint l:100000-es méretarányú topográfiai térképe alapján a völgyhálózat és a szerkezeti vonalak, illetve a völgyhálózat és a földtani felépítés közötti kapcsolatot vizsgáltam. A Bükkalja szerkezetét főleg pliocén-pleisztocén kori, ÉK-DNy-i irányú törések határozzák meg. A terület Ny-i felén ezekre merőlegesen ÉNy-DK-i irányú törések is kialakultak. A bükkaljai völgyhálózat és a szerkezeti vonalak összevetésével megállapítható, hogy töréssíkok főként a terület Ny-i részén futó fővölgyek irányát határozzák meg: az ENy-DK-i futású Eger-, Ostoros-, Novaji-, Kánya- és Hór-patak völgye szerkezetileg előre jelzett. Az oldalvölgyek irányának meghatározásában azonban a törések nem játszanak ennyire határozott szerepet. Kivételt csupán az Ostoros- és a Novaji-patak néhány oldalvölgye, valamint a Hór bal oldali mellékvizének, a Mész-pataknak völgye. (3. ábra). 193
2. ábra. A Bükkalja tűzárkő előfordulásai és völgyhálózata 1:75000 léptékű térkép alapján (Hevesi A. 1985) fig. 2. Ignimbriet and rhyolittuffs occurence and the terrain dissection of Bükkalja based on a 1:75000 scale map (Hevesi A. 1985)
194
törés általában fault vetődés
up/down throw
fővölgy mellékvölgy oldalvölgy
main valley secondary side valley side valley
3. ábra. A Bükkalja szerkezeti térképvázlata fig. 3. Tectonic map of Bükkalja
A Bükkalja felszínének jelentős részét hordozó három riolittufa szint közül a Tari Dácittufa Formáció (Középső Riolittufa) kőzeteinek összesültsége a legnagyobb, így ezek a legkeményebbek. A Bükkalja ÉK-i részén a DK-i irányú rétegek dőlése laposabb (8-15°), míg DNy-on kissé meredekebb (23-25°). Ennek tulajdonítható, hogy EK-en, Kisgyőr térségében mind az alsó, mind a középső tufaösszletben a táj képét széles, részaránytalan,
195
fennsíkszerű ignimbrit hátak határozzák meg, míg DNy-on az ignimbritek a felszínen csupán viszonylag keskeny ÉK-DNy-i csapású vonulatok (PENTFXÉNYI L. 2002). A pliocén folyamán elkezdődött felboltozódás (MOLDVAY L. 1972) hatására az ignimbrit hátak É-i peremének viszonylagos magassága nőtt, így gátként útját állták a DéliBükkből és a Bükkalja északi szegélyéről érkező vízfolyásoknak, és azokat irányváltoztatásra kényszerítették. A pliocén kori felboltozódást megelőzően, illetve azokon a területeken, ahol tüzárkövek még nem voltak a felszínen, a patakok irányváltoztatás nélkül „egyenesen" folytatták útjukat az Alföld felé. A tűzárkősávok felszínre való kihámozódása után azonban számos vízfolyás iránya módosult. Szép példa erre a Kánya patak Noszvaj és Szomolya közötti szakasza. A pataknak a Kőkötő- és Pipis-hegy tüzárkősávja előtt - egykori völgyét elhagyva - Ny-DNy-ra kell fordulnia és csak a Sárosdvölgyi-patak vizének felvételével képes áttörni a tüzárkősávot, és folytatni útját a HevesBorsodi-Mezöség felé (4. ábra). A Kánya-patak egykori elhagyott völgye könnyen felismerhető; jelenleg a Noszvaj-Mezőkövesd közötti országút helyét adja.
A Kánya-patak folyásiránya a pliocén kori felboltozódást megelőzően
A Kánya-patak folyásiránya a felboltozódást követően
4. ábra. A Kánya-patak folyásirányának megváltozása Noszvaj D-i határában fig. 4. Change in the streamline of Kánya-stream South of Noszvaj Másik példa erre a Tardi-patak irányváltoztatása a Szaduszka-tető előtt, ahol a patak felső folyásának egykori iránya az ignimbritből felépülő hegytől K-re DNy-i irányban feltételezhető. A Kánya- és Tardi-patak irányváltoztatásának okát PlNCZÉS Z. (1955) hátravágódás hatására kialakult pataklefejezéssel magyarázza. A fővölgyekkel párhuzamosan induló mellékvölgyek a tűzárkősávok előtt szintén folyásirányuk megváltoztatásra kényszerülnek és ÉK-re vagy DNy-ra fordulva néhol csaknem derékszögben csatlakoznak a fövölgyekhez. Ilyen pl. a Sályi-patak völgye és a Tarizsa-völgy „egyesülése" Sály északi határában a Tarizsa-hegy (235m) hatására vagy a Novaji-patak és bal oldali völgyeinek találkozása a Pipis-tetö, illetve az Ispán-hegy hatására Szomolya északi határában (5. ábra).
196
fepen+egy
tüzarkö rheoignímbrite vízfolyás stream _*
tan
5. ábra. A Novaji-patak és oldalvölgyeinek összefolyása fig. 5. Confluence ofNovaji-stream and its branchvalleys Az ignimbrit peremek É-i előterében helyenként az időszakos vízfolyások „megtorpannak", és a völgytalpukon felhalmozódott lejtőtörmelék hatására folyásuk lelassul. Ezeken a helyeken vizenyős, „lápos" területek alakulnak ki (pl. Kisgyőr DK-i és Novaj É-i határa). A Bükkalja patakjai három csoportba sorolhatók aszerint, hogy milyen tényező(k) játszottak szerepet folyásirányuk kialakulásában. Az első csoportba azok a vízfolyások tartoznak, amelyek völgyének létrejöttében főleg törés- és vetősávok vettek részt. E patakok közé tartozik az Eger-, az Ostoros- és a Hór-patak. A Bükk Ny-i oldalának legnagyobb vízfolyása az Eger-patak. Bükki folyásirányát, éppúgy, mint legnagyobb bal oldali mellékvizéét, a Tárkány-patakét vetősíkok jelezték előre (tektonikusán előrejelzett). Az Ostoros-patak a Nagy-Eged (536 m) nyugati előterében ered. Felső szakaszán kezdetben déli irányba halad, majd a Kis-Eged (302 m) közelében szintén ÉÉNy-DDK-i irányú törés mentén DNy felé fordulva folyik Ostorosig. A település déli határában bekövetkezett irányváltozás is „szerkezeti vonal" hatására alakult ki. A Hór-patak, a Bükkalja egyik legnagyobb vízfolyása, a Bogács-Cserépfalui-medence fővize. A Kút-hegy és a Perpác mészkőrögét szűk, kanyargós völgyben áttörve érkezik ÉNy-i irányból a medence területére (PINCZÉS Z. 1955). Cserépfalu előtt a patak irányváltoztatását É-D-i irányú, majd Bogács térségében DNY felé szintén szerkezeti „vonal" jelzi előre (6. ábra). A patakok második csoportjába azok a vízfolyások tartoznak, amelyek völgykialakulásában a szerkezeti vonalak és az ellenállóbb tűzárkösávok eltérítő hatása egyaránt szerepet játszott. E patakok közé sorolható a Kánya-, a Szoros-, a Mész- és a Cseresznyés-patak (7. ábra). A patakok harmadik csoportjának vízfolyásai és oldalvölgyei irányát elsősorban a kemény, ellenállóbb tűzárkösávok határozzák meg. Ide sorolható a Novaji-, a Cserépváraljai-, a Tardi-, a Kácsi-, a Latorúti- és a Csincse-patak (8. ábra).
197
íuzarko rheoign"T\U>: vízfolyás stream to'c-jvonai lau« hm
6. ábra. A Ilór-patak és a völgyét előrejelző szerkezeti vonalak figfig. 6. The Hór-stream and the tectonic lines preforming its valley
7. ábra. A Kánya-patak folyásirányának változásai 7 - Change in the streamline ofKányastream
8. ábra. A Csincse patak folyásirány-változása a tűzárkősáv előterében fig. 8. Change in the streamline of Csincse-stream in front of the ignimbrit zone 198
Amint már említettem, az É-ról D felé tartó vízfolyások az előttük magasodó tűzárkősávokat gyakran keskeny „szorosokkal" törik át. Az áttörések kialakulásának egyik oka az állandó vagy időszakos vizek összefolyása. A tüzárkősávok előtt („fölött") összeterelődött vízfolyások ugyanis együttes erővel már képesek átfűrészelni a keskeny tűzárkősávokat (pl.: a Szoros- és Hór-patak, a Kánya-patak és a Sárosd-völgy egyesülése). Az áttörések kialakulását az előtér süllyedése is előidézhette. A Bogács-Cserépfaluisüllyedék létrejöttének hatására egyesült a Hór-patak és a Cseresznyés-patak, illetve részben ezzel magyarázható a Szoros-patak egyesülése a Hórral. A Mezőkövesd és Mezőkeresztes térségében kialakult süllyedékek összpontosították a Hór- és a Kánya-, illetve a Tardi- és Kácsi-patakot, amelyek egyesülve áttörhették a tűzárkősávokat. Az áttörések kialakulásának harmadik lehetséges oka a vízfolyások hátravágódása (ami más patakok vizének elhódítását, pataklefejezéseket is eredményezett). Fontos megjegyezni, hogy a felsorolt három tényező közül egyszerre több (kettő, sőt helyenként mindhárom) szerepet játszhatott az áttörések kialakulásában. A tűzárkősávokon átjutva a patakok széles völgyközihátakra tagolják a Bükkalja felszínét. A hátakat felépítő későmiocén riolit- és riodácittufa-, majd pannon-pleisztocén üledékfelszíneken, annak ellenére, hogy az északabbi tűzárköveknél lényegesen puhábbak, jóval ritkább völgyhálózat alakult ki. A völgyközihátakon a sekély - főleg deráziós völgyek, völgykezdemények általában annyira laposak, hogy a felszín tagolása szempontjából nem jelentősek. A Bükkalja felépítésének és völgyhálózatának hatása a terület mezőgazdaságára A Bükkalja felszínének jelentős részét (főleg a terület északi részén) erdők borítják. A mezőgazdaság elsősorban a hegylábfelszín déli részén kialakult széles völgyközihátakon vette át az erdők helyét. 15-20 km-es szélessége következtében a Bükkalja falvaiban a természeti adottságokkal összhangban jellegzetes övezetesség figyelhető meg (HEVESI A. PAPPS. 1979, 9. ábra). Hegylábi falvak Valamennyi ilyen település É-i határa a Déli-Bükk tövében, a hegylábfelszín É-i szegélyén fekszik. A Déli-Bükkre jutó É-i határuk nagy része erdőség, a lakosság foglalkozását elsősorban ez határozta meg: fakitermelésből, mész- és szénégetésből éltek. A müvelés alá vont területek legdélebbi - hegylábfelszíni - része leginkább szőlő- és gyümölcstermesztésre (D-i és délies lejtők), legeltetésre (É-i és északias lejtők) alkalmas. Valódi hegylábfelszíni falvak E települések határa teljes egészében a hegylábfelszínre jut. É-i, Déli-Bükk felé első lejtőjük legeltetésre, D-i részük szántónak is alkalmas. Az ezen a területen húzódó tüzárkösávokra támaszkodó, D-re néző, terjedelmes, menedékes lejtők a Bükkalja nagyüzemi szőlőés gyümölcstermesztésre leginkább alkalmas térszínei. Sugárzásviszonyaik a legjobbak közé tartoznak, enyhe lejtésük következtében a talajpusztulás nem jelentős. Hegylábfelszínalji falvak Csupán határuk É-i része esik a hegy lábfel szín területére, a D-i többnyire már a BorsodiMezőségen fekszik. Szőlő- és gyümölcstermesztésre csak É-i részük alkalmas. Nagyobbik, alföldi határukat szántóként hasznosítják. 199
D.Dny
É.Ény Déll-Bükk
BoreodlMezöség
Bükkalja
25 km lösz.vályofl.kavics ptoiHtocén
rtoWhjfa
miocén
9. ábra. A Bükkalja földtani szelvénye és a hozzá kapcsolódó mezőgazdasági hasznosítás (Hevesi A. 2001) fig. 9. Geological profile of Bükkalja and the connecting agricultural development (Hevesi, A. 2001)
Evaluation of the Bükkalja valley system and its main characteristics The Bükkalja is the largest foot of mountain surface (mountain margin pedimentation) in the North Hungarian Mountan Range, in fact in the whole Hungarian Mountains. Its area is 813 km2. In the north the Bükkalja is joined to the Mezozoic rocks of the South Bükk Mountains with a narrow, interrupted, old-Tertiary band of sediment. The Borsod Plain (it's part of Great Hungarian Lowland) inclines to the south direction with Pannonian-early Pliocene marine- and Pleistocene terrestrial deposits. The wide central part of the Bükkalja is built up by Miocene rhyolite, rhyodaciteand dacite welded tuffs, ignimbrits and rheoignimbrits. Long cuestas of the lava rock hardness rheoignimbrits had taken decisive part in the evaluation of the Bükkalja valley system. The abovementioned cuestas are directed towards SWW-NEE. The smaller flowing waters coming from the north, from the South Bükk Mountains to the mountain margin pedimentation, are forced to turn an other way at cuestas and in front of them they flow into bigger streams. In this way the latter ones grow strong enough to cut across the band of rheoignimbrits. Somewhere these cuttings are marked by tectonic preformations. As a result of the above-mentioned the density of valleys from the bands of ignimbrits to the north is considerably bigger (0,92 km/km2) than from the bands of ignimbrits to the south (0,60 km/km2). In this way the larger part of the Bükkalja (S) is characterised by 5-6 km wide, hardly dismembered interfluvial surfaces. These extensive interfluvial surfaces, gradually inclining to the south direction, are one of the most suitable areas of Hungary to vineculture and fructiculture. Irodalom ÁDÁM L. (1984): Az Észak-magyarországi-hegyvidék alakrajzi jellemzése. Földrajzi Értesítő XXXIII. 4. 321-332.0. BALOGH K. (1963): A Bükk hegység és környékének földtani térképe. MÁFI BALOGH K. (1964): A Bükk hegység földtani képződményei. MÁFI Évkönyve XLVIII. 719 o. BORSOS B. (1991): A bükkaljai kaptárkövek földtani és felszínalaktani vizsgálata. Földrajzi Közlemények CXV. 121-137.0. DOBOS A. (2002): A Bükkalja II. Felszínalaktani leírás. A Bükki Nemzeti Park. Szerk.: Baráz Cs. 217-228.0. DOBOS E. (2002): Talajtakaró. A Bükki Nemzeti Park. Szerk. Baráz Cs. 149-155.0. GÁBRIS Gy. (1986a): A vízhálózat geomorfológiai célú elemzése. Kandidátusi értekezés. Bp. ELTE TTK Természetföldrajz Tanszék. Kézirat. 161-162.0. GÁBRIS Gy. (1986b): A vízhálózat és a szerkezet összefüggései. Földtani Közlöny 116. Kötet 1. Füzet 45-56.0. HÁMOR G. - RAVASZNÉ BARANYAI L. - BALOGH K. - ÁRVÁNÉ SOÓS E. (1980): A magyarországi
miocén riolittufa-szintek radiometrikus kora. MÁFI Évi Jelentése az 1978. évről 65-73.o. HEVESI A. (1986): A Bükk szerkezet- és felszínfejlődésének vázlata. Földrajzi Értesítő XXVII. 2. 169-203 .o. HEVESI A. (1986): Gondolatok dr. Tóth Géza „A Központi-Bükk és geomorfológiai körzetei" c. tanulmányáról. Földrajzi Értesítő XXXV. 3-4. 375-386.o. HEVESI A. (1997): A Bükk. Pannon Enciklopédia. Magyarország földje. Szerk.: Karátson D., Kertek 2000., 337-344.0. HEVESI A. (2002): Felszínalaktani jellemzés, karsztformakincs. A Bükki Nemzeti Park. Szerk.: Baráz Cs. 109-148.O. HEVESI A. - PAPP S. (1979): Evaulation of Natural Potentials of a Microregion Bükkalja (Based on Sample Area, Scale: 1:10000. Contemporary Geography and Integrated Landscape Research II. 267-275.0. Slovak Academy of Sciences Institute Geographical Society, Bratislava MAROSI S. - SOMOGYI S. (1990): Magyarország kistájainak katasztere II. Budapest. 837-868.0.
201
MÁRTON E. - PÉCSKAY Z. (1998): Complex evaluation of paleomagnetic and K/Ar data of the Miocene ignimbritic volcanics in the Bükk Foreland, Hungary. Acta Geologica Hungarica 41. 4. 467-476.0. MARTONNÉ ERDŐS K. (1974): Areális és lineáris folyamatok egyidejűsége egy vulkáni hegylábtérségben, a Déli Bükkben. Acta Geographica Debrecina XII. 75-114.o. MARTONNÉ ERDŐS K. (2002): A Bükkvidék.
http://mars.geo.klte.hu/taj/tananyagok/magy/bukk.htm MOLDVAY L. (1972): A neotektonikus felszínalakulás jelenségei a magyarországi középhegységekben. MÁFI Évi Jelentése az 1969. évről. 587-637.0. PELIKÁN P. (2002): A Bükk hegység földtani térképe. MÁFI. PENTELÉNYI L. (2002): A Bükkalja I. Földtani vázlat. A Bükki Nemzeti Park. Szerk.: Baráz Cs., 205-216.O. PíNCZÉs Z. (1955): Morfológiai megfigyelések a Hór völgyében. Földrajzi Értesítő IV. 145-156.0. PlNCZÉS Z. (1977): Hazai középhegységek periglaciális planációs felszínei és üledékei (A Bükk és a Tokaji-hegység példáján). Földrajzi Közlemények XXV. 29-45.0. PINCZÉS Z. - MARTONNÉ ERDŐS K. - DOBOS A. (1993): Eltérések és hasonlóságok a hegylábfelszínek
pleisztocén felszínfejlődésében. Földrajzi Közelmények CXVII. 3. 149-162.0. SCHRÉTER Z. (1939): A Bükk hegység DK-i oldalának földtani viszonyai. MKFI Évi Jelentése az 1933-1935. évekről. II. 511-532.0. VARGA Gy. (1981): Újabb adatok az összesült tufatelepek és ignimbritek ismeretéhez. MÁFI Évi Jelentése az 1979. évről 499-508.O.
202
