A LELESZI-PATAK VÍZGYŰJTŐTERÜLETÉNEK DOMBORZATA HEGEDŰS ANDRÁS
Miskolci Egyetem, Természetföldrajz-Környezettan Tanszék
1. Bevezetés A Leleszi-patak - vagy ahogy a környékbeliek nevezik Leleszi-Tarna - Heves megye északi részén, Pétervására területén ömlik a Tárnába (7. ábra). Vízgyűjtőterülete (mint kistáj részlet) a 380 km' kiterjedésű Ozd-Pétervásárai-dombság (kistáj) része, annak mintegy harmadára terjed ki (2. ábra). Domborzata, mint ahogy a kistáj egészének domborzata is, változatos és felszínalaktani problémákban gazdag. Részletes és alapos vizsgálata hozzájárulhat a kistáj - szakmailag sem egységes - elhatárolásának, elnevezésének, domborzat-minősítésének, valamint természetföldrajzi értékelésének pontosításához.
S Z L O V Á K I A
Salgótarján
NÓGRÁD MEGYE
7. á&nz A kistáj és a kistájrészlet elhelyezkedése flg. 1. Location of the land and the watershed of Leleszi-patak
117
A LELESZL-PATAK VÍZGYŰJTŐTERÜLETÉNEK FELSZÍNALAKTANI TÉRKÉPVÁZLATA
2. ábra. A Leleszi-patak vízgyűjtőterületének felszínalaktani térképvázlata fis. 2. Geomorvholosical mav of the watershed of Leleszi-vatak
2. A kistáj elhelyezkedése A Mátrától É-ra elterülő, az országhatáron is átnyúló, a Tárna és az Ózd-Egercsehimedence (más tájbeosztás szerint Ózdi-völgymedence és külön Egercsehi-medence (HEVESI A. 1986, HAJDÚ M. J. - HEVESI A. 1996)) által határolt térszín a közeli hegységekből (Mátra, Bükk) nézve dombsági, merészen kiugró szikláit és legnagyobb tengerszint feletti magasságait (Ökör-h. 541 m) tekintve inkább alacsony hegységi táj. Elhatárolását a környező tájakba való folytonos átmenete nehezíti. LÁNG S. (1953) a terület E-i részére az Ózd-Pétervására közti vonulat, illetve az ÓzdPétervásárai-hegység megnevezést használja és azt tágabb értelemben a Bükkhöz tartozónak tekinti. Magyarország éghajlati atlaszában (KAKAS J. 1960) az Ózdi-hegység megnevezés olvasható. A D-i részek (Bükkszék környékének) földtanát vizsgált kutatók SCHRÉTER Z. (1942a, 1942b), JASKÓ S. (1950), MAJZON L. (1951) - a területet nem kezelték külön tájként, azt kimondatlanul a Tarnavidék, illetve a Tárna környéki dombságok részének fogták fel. Máskor a térszín dombsági jellege került előtérbe és a Heves-Borsodi-dombság (PÉCSI M. 1989), a Gömöri-Hevesi-dombság (PÉCSI M. 1989), illetve a Gömör-Hevesi-dombság (HORVÁTH G. 1996) elnevezés körülbelül ugyanazt a területet jelöli. Az utóbbi években kidolgozott, az egész Kárpáti-térség tájbeosztásába illeszkedő beosztás és megnevezés (HAJDÚ M. J. - HEVESI A. 1996) a Vajdavár-dombvidék (mint középtáj) elnevezést használja az előbbieknél valamivel nagyobb területre. (A Vajdavár a terület egyik legmarkánsabb kiemelkedése, 530 m magas.) Ezen belül a HevesBorsodi-erdőhát mint kistáj fedi le szűken a területet. Máskor HEVESI A. (2001) a Vajdavár hegység elnevezést javasolja. Az „akadémiai" tájbeosztás alapján (MAROSI S. - SOMOGYI S. 1990) az Észak-magyarországi medencék nagytáj, Gömör-Hevesi-dombság középtájának Pétervásári-dombság megnevezésű kistája, mely a mai Heves és BorsodAbaúj-Zemplén megye területén helyezkedik el. Északról az országhatár, északkeletről és keletről az Ózd-Egercsehi-medence (nagytáj: Észak-magyarországi medencék; középtáj: Gömör-Hevesi-dombság) (vagy az Ózdi-völgymedence és az Egercsehi-medence (HAJDÚ M. J. - HEVESI A. 1996)), délről a Parád-Recski-medence (nagytáj: Mátravidék; középtáj: Máraalja), nyugatról a Tárna-völgy (nagytáj: Észak-magyarországi medencék; középtáj: Felsö-Zagyva-Tarna közti dombság), északnyugatról a Felső-Tarnai-dombság (nagytáj: Észak-magyarországi medencék; középtáj: Felső-Zagyva-Tarna közti dombság) határolja (MAROSI S. - SOMOGYI S. 1990). 3. A terület földtani felépítése, felszínfejlődése A terület földtani, földtörténeti fejlődésének vizsgálatához a harmadidőszak kezdetéig kell visszatekinteni. Ennél idősebb képződmények sem a felszínről, sem mélyfúrásból nem ismertek. A harmadidőszak eseményeinek nyomon követése a kevés részletes kutatás és a képződmények vitatott (gyakran egymásnak ellentmondó) besorolása miatt igen nehéz. Mivel a terület kőzeteinek új szempontú, formációkba soroláson alapuló leírása és térképezése teljes körűen még nem készült el, a földtani ismertetés során erősen támaszkodni kell a régi besorolás alapján készült tanulmányokra (ALFÖLDI L. ET AL. 1975, BALOGH K. 1964, JASKÓ S. 1940,1950, MAJZON L. 1951, SCHRFITERZ. 1942a, 1942b, 1952, SZENTES F. 1951), és meg kell próbálni azokat az új eredmények figyelembevételével értékelni. 120
Az eocénben a DNY-i irányból „Magyarország területére" benyomuló tengerág a későeocénben megújuló transzgresszió során ÉK felé a Rudabányai-hegységig terjedhetett ki (MOLNÁR B. 1984). Ezért, bár a területről eocén képződmények nem ismertek, jelenlétük a medencealjzatban valószínűsíthető (BALOGH K. 1964). Erre utal a Recsk - Pétervására Bükkszék térségében meglévő Budai Márga Formáció, melyből az oligocén Tardi Agyag Formáció kifejlődése itt folytonos. Az eocén és az oligocén határán lejátszódó pireneusi kéregmozgás következtében a mai Dunántúli-középhegység területének jelentős része szárazulattá vált, így az észak-magyarországi tengeri üledékgyűjtő medence elzáródott. Ebben az anoxikus környezetben (elzáródó tengermedencék mélyebb területein kialakuló erősen oxigénszegény környezet) rakódott le az átlagosan 30-70 m vastag Tardi Agyag Formáció (koraoligocén, lattorfi korszak), mely a Bükkszék és Fedémes térségében kitermelt szénhidrogén anyakőzete. Egy bükkszéki fúrásból közeli vulkanizmusra utaló andezit-riolit tufa is előkerült (BALOGH K. 1964), illetve a Tardi Agyag Formáció felső szintjében erősen bontott tufaréteg található (BÁLDI T. 1998). A középsőoligocénben (rupéli korszak) a területen folytonosan rakódott le a Kiscelli Agyag Formáció, mely itt a Tardi Agyaggal hasonló elterjedésben vizsgálható. Az agyagos, agyagmárgás, aleuritos formációt helyenként szénhidrogén telepeket is tartalmazó homokkő, kavics, vulkáni tufa, tufás homokkő betelepülések törik meg (BALOGH K. 1964). Az összlet legnagyobb vastagsága több mint 1000 m, de az üledékgyűjtő-medence peremei felé elvékonyodik és kiékelődik, míg a Darnó-vonal menti vonulatokról hiányzik (BÁLDI T. 1998). A Leleszi-pataktól É-ra sem a Tardi, sem a Kiscelli Agyag Formációt nem írták le. A középső- és későoligocén határáról nagy felszíni elterjedésben erősen csillámos, apokához (slírhez) hasonló szürke agyagos homok és homokos agyag ismert a Pétervására - Erdőkövesd - Váraszó - Bükkszenterzsébet - Tarnalelesz - Szentdomonkos vonal mentén (BALOGH K. 1964, SCHRETER Z. 1942a). Ez az összlet már a késő-oligocén tenger visszahúzódására utalhat. A későoligocénben (egri korszak) általánossá válik a regresszió. A korszak elejéről (katti korszak) még a középsőoligocén agyagokra üledékfolytonossággal települt homokos agyagmárgát, márgás homokkövet ismerünk (BALOGH K. 1964, SCHRETER Z. 1942a), két fő vonulatban (SCHRETER Z. 1942a): a DK-i vonulat Pétervásárától Terpesen át Fedémesig; az ÉNy-i Szentdomonkostól Váraszón és Ivádon át egészen Nádújfaluig követhető. Felszíni kibukkanásai a Darnó-vonalig terjednek, de fúrásban attól K-re is ismert. A miocénba átvezető egri korszak végén az utolsó Afrika - Európa kollízió hatására a Kárpátok belső szutura-vonala üledékgyűjtő medencévé vált (MOLNÁR B. 1984, HÁMOR G. 1998). Ebben az üledékgyűjtőben a mai Északkelet-magyarország területén tengeri, partszegélyi homok, homokkő és nyíltvízi agyagos üledékek rakódtak le (MOLNÁR B. 1984). Ezen összletek közé tartozik a korábban későkattinak leírt durvaszemű, álrétegzett, keresztrétegzett, sárgás színű, gyakran aprókavicsos homok és homokkő (JASKÓ S. 1940, SCHRETER Z. 1942a). JASKÓ S. (1940) az összletet három típusba sorolta, melyek közül a főleg dombságszegélyi területekre jellemző, meredek sziklafalakat alkotó, erősen keresztrétegzett homokkő megfeltethető a sekélyvízi környezetben képződött Pétervásárai Homokkő Formáció glaukonitos homokkövének. (A formáció jellegzetes álrétegzett szerkezetét a mészben gazdagabb padokból kipreparálódó konkréciók és homokkőcipók sorai adják.) A másik két típus vékonypados, rétegzett agyagos laza homok, agyagmárga összlete leginkább a Szécsényi Slír Formáció partközeli-sekélytengeri zöldesszürke, finomhomokos, csillámos, agyagos aleurit, agyagmárga összletének feleltethető meg. 121
A miocén eggenburgi korszakában eleinte még folytatódott a Szécsényi Slír képződése, mely összefogazódva a Pétervásárai Homokkővel 600-800 m vastag összletet alkot. Felső 100-200 m vastag részében jellemző a transzgressziót jelző felkavicsolódás, és megjelennek a vastaghéjú puhatestűek maradványai (HÁMOR G. 1998). Ekkor a szávai hegységképző szakasz második kompresszív fázisának hatására felgyorsul a háttér és a medenceperemek emelkedése, fokozódik a szárazföldi anyag behordódása az üledékgyüjtőbe. Gyakorivá válnak a delta képződmények: keresztrétegzett homokos kavicsok, homokkövek, agyagos aleuritek, lencsés márgák (HÁMOR G. 1998). A szávai hegységképződéshez kapcsolódik a Bükkszéki boltozat kialakulása is (SCHRÉTER Z. 1942a). A KDK-NyÉNy-i irányú nyomóhatás következtében a Bükk és környékének idősebb kőzeteihez torlódó üledékek ÉÉK-DDNy-i irányú redőkbe gyűrődtek. E redők egyike az erősen aszimmetrikus Bükkszéki boltozat (K-i szárnya csak csökevényesen van meg). A redőket, így a Bükkszéki boltozatot is későbbi vetők erősen tagolták (MAJZON L. 1951). A boltozat É-i szárnyának folytatása szinklinálisba megy át, melynek mélypontja Heves és Borsod-Abaúj-Zemplén megye határán (a térszín legmagasabb része alatt) van. A Leleszi-pataktól E-ra a rétegek meredeken süllyednek a mélybe. A Bükkszéki boltozat és a Vajdavári teknörész között a Tarnai törés a határ (SZENTES F. 1951). A Bükkszéki boltozat szárnyán a Fedémeshez tartozó Kerekaszó területén egy brachiantiklinális is kialakult, melynek teteje kráterszerűen beszakadt (SZENTES F. 1951). A szávai orogén fázis befejező szakasza a térségben már húzófeszültségekkel járt, ami az alaphegység nagyszerkezeti egységeinek határai mentén (Darnó-vonal, Tárna-völgy) riolitos-dacitos vulkanizmust okozott (HÁMOR G. 1998). Az erősen mállott vulkáni termékek foltokban megtalálhatóak a kistájon. A területről sem későbbi miocén, sem pliocén képződmények nem ismertek. Azok vagy teljes egészében lepusztultak, vagy a kistáj az ottnangi korszaktól már kiemelt térszín lehetett, ezért nem is képződtek. A negyedidőszak képződményei - mint általában az észak-magyarországi harmadidőszaki képződményekből felépített dombvidékeken - foltszerűen helyezkednek el és közvetlenül a glaukonitos homokkő és slír összletre települnek (KROLOPP E. - RADÓCZ GY. 1974). Vizsgálatuk elvezet a mai tájképet meghatározó felszínalaktani formák és az azokat létrehozó folyamatok elemzéséhez. A jelenlegi domborzati képet a kőzetminőségen kívül, illetve azzal összhangban leginkább a pleisztocén és holocén többnyire ma is ható folyamatai határozzák meg. Ezért a negyedidőszaki képződmények a jelen felszínalaktani formáinak részletes elemzése során kerülnek bemutatásra. Itt csak felsorolás szintjén a negyedidőszak legfontosabb képződményei: periglaciális üledékek és formák; folyóvízi, tavi, mocsári üledékek és képződmények; eolikus képződmények; szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgások létrehozta felszínformák; emberi tevékenység hatására létrejött formák. 4. Felszínformák 4.1. Folyóvízi lepusztulás létrehozta (eróziós) formák A Leleszi-patakba jobb oldalról három állandó vízfolyás ömlik (2. ábra): a Domonkos-, a Nagy-völgyi- és a Darázs-patak. Balról csak két kisebb ér érkezik: a Göd-ér (1,3 km) és a Bokor-patak (2,1 km). Mindkettőre jellemző, hogy a csapadékos időszakokat kivéve nem 122
igazi vízfolyás, inkább csak széles eróziós-deráziós völgyeik talpát nedvesítő, mocsarasító „csurgó". A Leleszi-patak völgye A Leleszi-patak Szentdomonkostól ÉK-re ered és 12,5 km megtétele után Pétervásáránál ömlik a Tárnába. Szerkezeti vonal mentén kialakult (SZÉKELY A. 1958) ÉKDNy-i irányú, széles völgye mintegy kettévágja a dombságot és kihangsúlyozza annak magasabb É-i részét, ami a völgyből nézve szinte hegységnek tűnik. A patak kezdeti, kb. 1 km-es szakaszán ÉNy-DK-i irányú szűk szurdokvölgyben halad, majd elérve a feltételezett szerkezeti vonalat felveszi annak irányát (ÉK-DNy); esése csökken, és völgye fokozatosan kiszélesedik. Völgytalpa Szentdomonkos területén 50-150 m, Tamalelesznél 350-400 m, Bükkszenterzsébetnél 500-600 m széles. Bükkszenterzsébet határától fokozatosan belenyílik a Pétervásárai-medencébe. Rövid kezdeti és torkolati szakaszát leszámítva a Leleszi-patak szabályozott, gyakran nyílegyenes szakaszokból álló mederben folyik. A völgy folyóvízi teraszképződményekben szegény, ezért fejlődése nehezen rekonstruálható. A Darázs-patak völgyének torkolatánál lévő (védett) feltárásban részletesen tanulmányozható pleisztocén rétegsor alapját az őslénytani vizsgálatok szerint kora- vagy középsőpleisztocén teraszösszlet alkotja (KROLOPP E. - RADÓCZ GY. 1974). A legkésőbb a mindéi végéig lerakódott folyóvízi kavicsra és homokra először mocsári, majd jelentős vastagságban szárazföldi üledékek (fosszilis talajok, palóclösz, deráziós üledékek) következnek. A szárazföldi üledékek nagy vastagsága és az, hogy a közel vízszintesen települt rétegeket a Darázs-patak elvágta, erőteljes fiatal pleisztocén-holocén lepusztulást bizonyít. Az erős eróziós-deráziós lepusztulás a terület folyamatos (de nem egyenletes) pleisztocén-holocén emelkedésével függ össze ( P E J A G Y . 1956; SZÉKELY A. 1958). A Domonkos-patak völgye A Domonkos-patak (h=5,l km) Szentdomonkostól 3 km-re É-ra ered, és a településen átfolyva attól DNy-ra, Tarnalelesz határában ömlik a Leleszi-patakba. Völgyének kezdeti szakasza ÉK-DNy-i irányú, majd mintegy 2,2 km-rel lejjebb összeszűkül, és 800 m-es ívű kanyarral DK-i irányba fordul. (A hirtelen, éles kanyarulat kialakulásának megnyugtató magyarázata további vizsgálatokat igényel.) A kanyarulat után a völgy fokozatosan kiszélesedik, völgytalpa a település határában már mintegy 400 m szélesre tágul. A völgy ezen alsó szakasza széles völgytalpával és homorú oldalaival már tipikus eróziós-deráziós völgy formájú. A Nagy-völgyi-patak völgye (Leleszi-völgy) A Leleszi-patak leghosszabb mellékvize, a Nagy-völgyi-patak (9,4 km) Tarnalelesztől É-ra két forrásággal ered. Felső, kb. 3 km-es szakaszán szűk szurdokvölgyben halad, miközben balról a Pataj-völgyből, jobbról a Remete-völgyből érkező csermelyek vizét veszi fel. A Szarvaskő-völgy torkolatától lefelé a völgy fokozatosan kiszélesedik, miközben megőrzi „felsőszakasz" jellegét, de a patak itt a kiszélesedő völgytalpon már csak sekély mederben folyik, sőt néhol több vékony ágra bomolva kisebb mocsarakat hoz létre. A völgy 123
alsóbb részein tovább szélesedik és a vízfolyást addig összefüggően szegélyező égerliget is fokozatosan átadja helyét a mocsárréteknek. A Peskő-tető alatti völgy szakaszon kb. 100120 m hosszú és 50 m széles mesterséges tavat hoztak létre. A tótól D-re, a Peskő-tetőt megkerülve torkollik a Leleszi-völgybe a Vermes-völgy, mely hirtelen kiszélesedő torkolatát kivéve, teljes hosszában „felsőszakasz" jellegű, „V" keresztmetszetű. Tarnalelesz területén ömlik a Nagy-völgyi-patakba jobbról a Mocsolyás-patak (1 km), mely a Nagy-kő és a Kis-kő között ered. A két „kő" között mély, „V" alakú völgye kiérve a sziklák közül hirtelen kiszélesedik és ellaposodik, tipikus eróziós-deráziós völgy jelleget ölt. Alján alig csörgedezik némi víz, nyaranta általában teljesen kiszárad. A Leleszi-völgy alsó szakaszán mintegy 400-450 m szélesre tágul, melybe Tarnalelesz 2 km hosszan felnyúlik. A Nagy-völgyi-patak a településtől D-re ömlik a Leleszi-patakba. Torkolatánál széles, lapos hordalékkúpot épít, mely a Leleszi-patakot jelentős kitérésre kényszeríti. A Darázs-patak völgye A Darázs-patak Bükkszenterzsébettől ENy-ra ered, és a település D-i határában ömlik a Leleszi-patakba. Völgye kb. 9,2 km hosszú. Maga a Darázs-patak azonban csak e völgynek alsó, 6,7 km-es szakaszában folyik. A völgy két időszakos vízfolyás formálta „V" keresztmetszetű „forrásággal" indul, melyek vízmosásként „erednek" 450-470 m-es tengerszint feletti magasságban. Az e két völgyág találkozásánál fakadó Bérc-fa-forrás vékony eret táplál (még nem a Darázs-patak). Kb. 1,5 km megtétele után az ér hirtelen eltűnik, és a völgytalp a következő 800-900 méteren, a Darázs-patak megjelenéséig állandó vízfolyás nélküli. A meder, ha nem is folytonosan, hanem csak mederszakaszok formájában, azonban itt is megvan. Sőt a völgytalpon és a mederdarabokban néhol tocsogók, mocsaras foltok alakulnak ki. Feltételezhető, hogy az üledék alatt a vízáramlás (vagy inkább csak szivárgás) folyamatos, és a szintén vizenyős, mocsaras völgyszakaszon eredő Darázs-patak részben e vízből táplálkozik (lásd később). Kezdeti szakaszán a völgy jellegzetes „V" keresztmetszetű, mély, nagy esésű, ún. felsőszakasz jellegű. Nagy ívű (2 km ívhosszúságú) jobb kanyar leírása eredményeként erősen aszimmetrikussá válik, ami a lepusztulásbeli eltérésekben is megmutatkozik. Bár mindkét völgyoldal gyorsan pusztul, az alámosott, meredekebb jobb oldalba rövidebb (pár 10 m hosszú) vízmosások vágódnak igen sűrűen (kilométerenként 10-14 db), míg a bal völgyoldalt ritkábban (kilométerenként 6-10 db), de hosszabb, mélyebb vízmosások és szurdikok tagolják A szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgásokat mindkét oldalon a bedőlt fák sorai jelzik. A besszállított és a becsúszott nagy mennyiségű anyagot a záporok alkalmával patakká duzzadó ér innen még ki tudja takarítani. Azonban a kanyarulat közepénél a völgy esése lecsökken és a völgytalp medenceszerüen 50-60 m szélesre tágul. Az ér, illetve a záporpatak hordalékát itt hirtelen lerakja, medrét feltölti. A napfény által jobban ért kis medencében a dús növényzet gyorsan benövi és megköti a friss hordalékot, amit így már a következő áradás sem tud továbbszállítani. Ez alatt a vastag hordalékréteg alatt tűnik el az ér vize (részben pedig a növényzet veszi fel). A tágulat után a völgy némileg összeszűkül, és az állandó vízfolyás (innentől már Darázs-patak) újra megjelenik benne. Mintegy 2,5 km-rel lejjebb a völgy ismét hirtelen kitágul (a völgytalp itt már 120-150 m széles) és a fokozatosan lankásodó völgyoldalakon egyre nagyobb szerepet kapnak a szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgások letaroló 124
hatásai. Gyakoribbá válnak a deráziós és csuszamlásos folyamatokra utaló enyhén hullámos lejtők, továbbá az eróziós-deráziós völgyek. Bükkszenterzsébet határában a völgytalp már mintegy 300 m széles, miközben a völgyközi hátak 250-280 m tengerszint feletti magasságúra alacsonyodnak. A széles, tál alakú völgyre itt már szinte kizárólag a deráziós, csuszamlásos folyamatok jellemzőek. Csuszamlás szűkíti le torkolatánál (már a település területén) a völgyet kb. 100 m szélességűre, és a patakot is K-ebbre kényszeríti - mintegy letolta azt hordalékkúpjáról. Ez a felszínmozgás fiatal lehet, mert a patak új hordalékkúpja, a régivel ellentétben, még nem kényszeríti a Leleszi-patakot kitérésre. Időszakos vízfolyások völgyei A kistájon az időszakos vízfolyások völgyeinek, illetve medreinek két jellemző formáját lehet megkülönböztetni: 1. mély, szurdokvölgyszerű medrek és 2. eróziós-deráziós völgyek, a völgytalpon sekély medrekkel. A terület magasabb térszíneire, illetve nagyobb reliefenergiájú részeire jellemzőek a mély, szűk, nehezen járható, szurdokszerű medrek (szurdikok), melyekben száraz és nedves (mocsaras) szakaszok váltakoznak. Néhány szurdik hosszabb-rövidebb szakaszában kis erek csordogálnak. (Emiatt egyes völgyeket, különféle térképeken hol állandó vízfolyással rendelkezőnek, hol állandó vízfolyás nélkülinek jelölnek). Hosszuk igen változó, a rövidebbek pár 10 m, a hosszabbak több mint 1000 m hosszúak. Mélységük a 15 m-t is elérheti. A rövidebbek még nevezhetőek vízmosásnak, de a hosszabbak és mélyebbek akár szurdokvölgynek is tekinthetőek. Oldalaik 60-90° meredekségűek, de előfordulnak túlhajló falak is. Szélességük általában 3-10 m, legszűkebb szakaszaikban ennél kevesebb. Kialakulásuk a hirtelen lezúduló záporokból, vagy a gyors hóolvadásből táplálkozó időszakos vizekhez köthető. A terület forrásokban ugyan gazdag, de azok vízhozama igen kicsi, legtöbbje csak apró eret táplál, melynek vizét a növényzet szívja fel és/vagy a homokos összletek nyelik el. A kialakuló hosszabb állandó vízfolyások munkavégző képessége rövid, nagy esésű kezdeti szakaszaikat leszámítva kicsi a bevágódáshoz (a homok frakció elszállításához). így hosszú szurdokokat nem alakíthatnak ki. Ellenben az évente egy-két alkalommal nagy víztömeggel, nagy sebességgel lezúduló záporpatakok már könnyen erodálják az agyag, márga, glaukonit és a mész cementálta homokkövet is. Ezért a vízmosások megfelelő feltételek mellett (lásd később) gyorsan mélyülnek és hátravágódnak. A második típusú, az eróziós-deráziós völgyek talpán kialakuló általában rövid, kis mélységű medrek a völgytalpon felhalmozódó deráziós „hordalék" kitakarításában és ezzel a völgy továbbfejlődésében játszanak nagy szerepet (Szilárd J. 1965, Ádám L. 1966, Marosi S. 1966). A területen azonban csak kevés eróziós-deráziós völgyben található ilyen meder. Legtöbb esetben ugyanis a nagy tömegű deráziósan lepusztuló anyag eltemeti azokat és csak nagyobb zivatarok után, vagy hóolvadás idején születnek újjá. Az év nagyobb részében a medermaradványok csak mint sekély ovális, vagy elnyúlt, néha vizenyős mélyedések sejthetők a völgytalpon. Azt, hogy hol alakul ki szurdik és hol sekély meder, attól függ, hogy az adott területen az eróziós, vagy a deráziós folyamatok játszanak-e nagyobb szerepet. Ezt főként a vízgyűjtőterület nagysága, a reliefenergia, a kőzetminőség és a növényzettel való borítottság befolyásolja. • A vízgyűjtőterület nagyságának szerepe a vízhozam alakulásában egyértelmű. 125
•
Nagy reliefenergiájú, meredek lejtőkkel jellemezhető területen (a nagyobb lefolyás miatt) bővizű, nagy esésű záporpatakok alakulnak ki, amelyek nagy munkavégző képességük miatt szurdikokat mélyítenek. Míg kisebb reliefenergia estén (hasonló egyéb feltételek mellett) az esés is és a lefolyás is kisebb, így a záporpatak csak sekélyebb medret tud kialakítani. Kisebb lejtőszög mellett a beszivárgás esélye is nagyobb, ami a szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgások kialakulásának kedvez. • Az állékonyabb kőzetekben (itt a homokkőben) nagyobb eséllyel alakulnak ki szurdikok. Míg a laza, agyagos, márgás, homokos, aleuritos összletek átnedvesedve már kis lejtőszög esetén is „megindulnak", lankásítva a lejtőt. • A fás szárú növényzet a szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgásokat, legalább a felszín közelében, jelentősen lassítja, a lejtők állékonyságát növeli. A terepi tapasztalatokkal összhangban megállapítható tehát, hogy a meredekebb, általában erdősült homokkőlejtőkbe inkább szurdikok mélyülnek, míg a lankás, a legeltetés miatt általában füves, laza kőzetből álló domboldalakon deráziós völgyek alakulnak ki rövid, sekély eróziós mederrel (eróziós-deráziós völgy). Gyakori, hogy az időszakos vagy állandó vízfolyás völgye a magasabb, „hegységi jellegű" területeken szurdokszerü, majd kiérve az alacsonyabb, „dombsági jellegű" térszínre hirtelen ellaposodik, kiszélesedik és ahogy a deráziós folyamatok kerülnek előtérbe elveszti eróziós völgy jellegét. Az egykori tipikus eróziós völgyből csak lapos kis meder marad, ami az alsóbb szakaszokon sokszor el-eltűnik (feltöltődik). 4.2. Szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgások létrehozta formák Omlás A kőzetminőség következtében a területen az omlásos formák ritkák. A homokos, agyagos, márgás, aleuritos összletek főként mállással pusztulnak, rájuk az aprózódás kevéssé jellemző. A glaukonitos homokkőből álló sziklafalak esetében fordul elő, hogy a kipreparálódott, ellenállóbb homokkőpadok, homokkő- és konkréciócipók leomlanak, kiperegnek a falból. Azonban tömielékkúpok, törmeléklejtők, vagy köfolyások ebben az esetben sem alakulnak ki a sziklafalak tövében, mert a csekély mennyiségű törmelék viszonylag gyorsan elmállik. Esetenként egy-egy nagyobb kőtömb válik le a sziklafalról (vagy a szurdikok faláról) a gyökerek feszítő, illetve a gyökerek feszítette rések mentén beszivárgó víz alámosó hatása miatt. Deráziós (lejtőmarásos) formák A kistájrészlet alacsonyabb térszíneinek felszínalaktani képét nagymértékben a deráziós völgyek különböző formái határozzák meg. Az egyik legnagyobb a Sárfenék nevű eróziós-deráziós völgyrendszer, mely közel 1,6 km hosszú fövölgyböl és a belé torkolló 6 deráziós és eróziós-deráziós oldal völgyből áll. A deráziós, eróziós-deráziós völgyek közti hátak lepusztulásával, illetve a völgyfők kiszélesedésével nagy deráziós cirkuszvölgyek jönnek létre. A legnagyobbak átmérője 600800 m és belőlük már újabb deráziós és eróziós-deráziós völgyek fejlődése is kiindul. Bükkszenterzsébet határában a Buknásza nevű cirkuszt 10-11 kisebb-nagyobb eróziósderáziós és deráziós völgy összenyílása alkotja. Kialakulása több összetartó, összetorkolló 126
eróziós-deráziós és eróziós völgyből indulhatott, melyek torkolati szakasza alakult át deráziós lepusztulás révén tál alakúvá. Az ily módon deráziósan táguló torkolatok összenyíltak, köztük a völgyközi hátak lealacsonyodtak, majd eltűntek. Ma már csak a cirkuszba torkolló eróziós-deráziós völgyek felső szakaszán van eróziós meder, ami a cirkuszba érve eltűnik (feltöltődik). Az egymás irányába fejlődő deráziós vőlgyfők között deráziós nyergek alakulnak ki, melyek fokozatos lealacsonyodásával több helyen megkezdődött a deráziós piramisok, deráziós kúpok elkülönülése (pl. Szentdomonkos D-i határában vagy a Darázs-patak völgyében található Vár-magas estében). A helyenként megfigyelhető kétszintű deráziós völgyek, illetve a deráziós lepusztulás két szintje a terület pleisztocén emelkedésének következménye. A deráziós formák felső 45-50 m-es szintje ópleisztocén korú, míg az alacsonyabb 20-25 m-es szint az ezt követő középsőpleisztocén kiemelkedés után fejlődött ki (PEJA GY. 1957, SZÉKELY A. 1958). A jégkorszakokban (glaciálisokban) a deráziós lepusztulás klimatikus okok miatt a mainál hatékonyabb lehetett, de a folyamat a jégkor végével sem szűnt meg, csak lelassult. A holocénban képződött deráziós völgyek kisebb méretűek, laposabbak, kialakulatlanabbak. Képződésüket sokszor csak a hullámos térszín jelzi (ÁDÁM L. 1966). A vizsgált terület alacsonyabb térszínein igen gyakoriak az ilyen hullámos lejtők, amelyek a folyamatos deráziós (és egyéb szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgással való) lepusztulást bizonyítják. Az állandó vízfolyások már említett teraszképződményekben való szegénységének fő oka az erős deráziós lepusztulás. A kistáj pleisztocén emelkedése miatt eredetileg is vékony teraszanyagot a lejtős tömegmozgások mára szinte teljes egészében lepusztították (SZÉKELY A. 1958). Helyette a nagyobb völgyeket helyenként a deráziós völgytalpak maradványaiból kialakult deráziós teraszok kísérik (pl. Leleszi-, Nagy-völgyi-, Darázs-patak völgye). Az erős lejtőletarolás miatt az eróziós völgyek alsóbb szakaszaikon már inkább deráziós völgyre emlékeztetnek, széles, lapos völgytalpaikkal és homorú völgyoldalaikkal (lásd az eróziós völgyek leírásánál). Csuszamlások A csuszamlások különböző formái szintén elsősorban a terület alacsonyabb térszíneire jellemző felszínformák. Felismerésük és tanulmányozásuk, gyakoriságuk ellenére sem könnyű. A dombságot felépítő laza, mállékony üledékeken a csúszássebhelyek és csúszásnyelvek gyorsan elegyengetődnek. Jelenlétükre sokszor már csak az enyhén hullámos térszín utal. Könnyebben felismerhetőek a deráziós völgyek oldalában, vagy a szűk vízmosásokban, szurdikokban bekövetkező csúszások. A kistájon megfigyelhető eróziós-deráziós völgyek részaránytalanságát sok esetben kisebb-nagyobb csúszások okozzák (pl. a Darázs-patak völgyét két oldalról közrefogó völgyek esetében). A szűk völgyekben és vízmosásokban bekövetkező friss csúszásokra a kidőlt fák is utalnak. Itt a csúszások általában sekélyek, gyakran csak a talajt és a málladéktakarót érintik, típusos csúszásnyelv sokszor ki sem alakul (szőnyegszerü csúszás), de a hányat dőlt vagy bedőlt fák egyértelműen jelzik a felszínmozgást. A szurdikokban a helyzet még egyértelműbb, itt már a kisebb csúszások is elgátolják a völgyet, mögöttük vizenyős,
127
mocsaras völgyszakaszok alakulnak ki. Mindez természetesen főleg a fiatal csúszásokra igaz, az idősebbek törmelékanyagát már néhány áradás szinte maradéktalanul elszállíthatta. 4.3. Szél alakította (eolikus) formák A szél felszínalakító munkájának fő időszakai a jégkorszakok és a mogyorókorszak volt. A pleisztocén szélmarás nyomait mára a későbbi felszínalakító folyamatok jórészt eltüntették, átformálták. Ma a szélerózió a növényzettel való szinte teljes borítottság miatt csak foltokban hat. A kopár homokkősziklák formálásában jelenleg is nagy szerepet tulajdoníthatunk a szélnek. Az ezekre a sziklákra annyira jellemző „homokkőcipók" kipreparálódásában és a sziklák legömbölyített formáinak kialakításában a záporesők mellett leghatásosabban a szél vesz részt. Feltételezhetően maguknak a szikláknak a kipreparálódásában is jelentős tényező lehetett a jégkorszaki szelek pusztító (deflációs) hatása. Szintén a deflációnak kitett felszínek a lejtők azon részei, ahol a lejtős tömegmozgások felszaggatták az összefüggő növénytakarót és felszínre került a laza kőzet. A kifúvások ezen kicsi foltjai általában rövid életűek, a tömegmozgások gyorsan befedik őket. A jégkorszakokban (periglaciális éghajlaton) a kistáj szélvédettebb felszínei az akkumuláció színterei voltak. Ekkor halmozódott fel a szélárnyékos lejtőkön, a völgyekben, a medencékben a homokos lejtőlösz (HAHN GY. 1964), más néven palóclösz. 4.4. Kőzetminőséghez igazodó (szelektív) lepusztulás (denudációs) formák A szelektív denudáció nem önálló felszínalakító folyamat. Felszínformái több, néha igen sok felszínpusztító hatás (pl. aprózódás, mállás, szélerózió, vízerózió stb.) eredményeképpen jönnek létre, mivel ezen folyamatok hatékonysága nagyban függ a kőzetek ellenálló képességétől. Kőzetminőséghez igazodó lepusztulás révén formálódtak és formálódnak ma is a terület sziklafalai, homokkőormai, az időszakos vízmosások szurdokaiban gyakori vízeséslépcsők és részben a homokkőüregek is. A könnyebben pusztuló agyagos, márgás, homokos, aleurites összletekből meredek sziklafalakat, jellegzetes homokkőformákat alkotva preparlódik ki a glaukonitos, „cipós" homokkő. Az eróziós völgyek egyes szakaszain 50-500 m hosszúságban feltáródó, több 10 m magas sziklafalakat (Pataj-völgy, Szarvas-kő, Horvátné-völgye stb.) a hátravágódó nagy esésű vízmosások gyakran kiugró homokkőbástyák sorozatává darabolják fel (Pataj-völgy, Szarvas-kő). A kistájrészlet legfeltűnőbb sziklaalakzatai, a Nagy-kő és részben a Kő-hegy is ilyen völgyközi hátból elkülönülő „bástya". A szurdikok érdekes képződményei az 0,5-4 m magas vízeséslépcsők, melyek az erősebben cementált, ellenállóbb rétegek mentén képződnek. Alattuk a leeső, lezúduló víz örvénylése a kevésbé ellenálló rétegekben gyakran örvényüstöket alakít ki.
128
4.5. Kőffilkék, barlangok Kisebb üregek, kőfülkék A kistáj területén számtalan kisebb-nagyobb, egymástól nagymértékben különböző homokkőüreg található. Leggyakoribbak a kisebb, pár 10 cm átmérőjű és hasonló mélységű üregek, melyek jellemzően a meredek sziklafalakban alakulnak ki. A sziklaormokat alkotó álrétegzett homokkőből kipreparálódó konkréció- és homokkőcipók kipergése után hátramaradó sekély üregek árnyékmállással1 mélyülnek tovább. Szelektív lepusztulással képződnek ugyanezen homokkőfalakban a több méter széles és 1-2 m mély kőfülkék. Az ellenállóbb homokkőpadok közötti puhább rétegek gyorsabb pusztulásával létrejövő elnyúlt, sekély mélyedések szintén árnyékmállással, illetve a bennük megtelepedő zuzmók és mohák élettevékenységéhez kapcsolódó biológiai mállással fejlődhetnek tovább. A legnagyobbak mélysége sem haladja meg a 3 métert, mivel a hosszabb szakaszon alátámasztását vesztett sziklaereszek gyakran leszakadnak, megszüntetve alattuk az üregeket. Gyakoriak az állandó vagy időszakos vízfolyások medrét kísérő sziklákban a völgytalp közelében oldalazó és örvénylő erózióval kialakult pár méter hosszú, 0,5-1 m magas és ugyanilyen mély kőfülkék is. A fent említett üregtípusokból a területen „megszámlálhatatlanul" sok fordul elő. Sokkal kevesebb a méreteiben is barlangnak tekinthető képződmény. Barlangok A Leleszi-völgy vízrendszeréhez tartozó oldalvölgyekben az árulkodó topográfiai elnevezésekre (pl. Peskő, Vermes-völgy) felfigyelve egy helyi pásztor segítségével DÉNES GY. (1975) talált meg és írt le két balangot: egyet a Szarvas-kő sziklafalában, egyet a Peskő-tető oldalába vágódó vízmosás falában. A völgy felső harmadában a balról becsatlakozó Szarvas-kő-völgy torkolati szakasza mentén emelkedik a Szarvas-kő sziklaorma. Ebben a sziklafalban a völgytalp fölött mintegy 50 m magasan nyílik a már DÉNES GY. (1975) által ismertetett Szarvas-kőibarlang. Az üreg 2,9 m széles és 1,1 m magas, íves bejárat mögött 10,4 m hosszan egyenes csőként mélyül a sziklába, miközben fokozatosan összeszűkül és lealacsonyodik, illetve az aljzata enyhén emelkedik. El végződésénél már csak 1,3 m széles és 0,5 m magas. Kialakulásában a víz játszotta a főszerepet. A keresztrétegzett homokkőösszlet felszínén beszivárgó csapadékvizek a körülbelül 6-8°-os dőlésű rétegekben egy vékony (mindössze 8-12 cm vastag) agyagos réteg mentén tartanak lefelé, majd elérve az első rétegkiékelődést a felszínre kényszerülnek. Mindez azonban még nem lenne elegendő ekkora üreg kialakulásához, hiszen a terület sziklafalaiban számos hasonló rétegkiékelődés fordul elő jelentősebb üreg nélkül. Itt azonban más is közrejátszik a barlangképződésben. A sziklafalat ormokra tagoló vízmosások egyike részben az orom mögé vágódott a sziklafal peremét alámosva. Ennek következtében az orom enyhén megmozdulhatott, peremén, a vízmosásban kisebb omlások játszódtak le, miközben a sziklafalban is törések, repedések Főleg féligszáraz, száraz éghajlatú területeken a kőzettömbök repedéseiben vagy árnyékos oldalán tovább megmaradó légnedvességhez, illetve az abból kicsapódó cseppfolyós vízhez kapcsolódó mállás (Hevesi A. után).
129
keletkeztek. A vízmosásban összegyűlő víz a törmelék közé szivárogva lelassul, megáll és a repedésekbe juthat. Ennek bizonyítéka, hogy a barlang végén egy karvastagságú Járaton" keresztül, mely a vízmosás omlásos részébe vezet, gyengén fény szűrődik be. Vagyis az üreg egy rövid átmenőbarlang. A kezdeti repedést („víznyelő") a víz eróziósán és oldással is tágíthatta. Ugyanis a barlang falából vett két kőzetminta mésztartalma (Scheiblerkészülékkel vizsgálva) 14,7, illetve 19,4 %, ami néhol nagyobb is lehet, amit a sziklafalon helyenként vékony mállási kéregként kiváló mészfoltok valószínűsítenek. Az átmenő vizek eróziós hatását pedig a barlang mindkét oldalfalában kialakult 1,5-3 m hosszú, 20-35 cm mély színlők tanúsítják. A képződmény tehát részben felülről részben a repedéseken („víznyelőn") bejutó vizek hatására kialakult oldásos („karsztos")-eróziós átmenőbarlang. Ugyanezen sziklaoromban az előzőtől pár méterre újabb barlang nyílik. Ez a mindössze 3 m hosszú, háromszög alaprajzú képződmény az orom omlásos részén az elmozdult homokkőtömbök között kialakult álbarlang. Létrejöttében a víznek nem volt közvetlen szerepe. Lefelé haladva a Leleszi-völgyben annak bal oldalán emelkedik a Peskő-tető, melybe több időszakos vízfolyás szurdika vágódott hátra. Az első jelentősebb vízmosás jobb oldali falában (a fővölgytől kb. 80 m-nyire) nyílik a DÉNES GY. (1975) által tanulmányozott másik barlang. Ez a képződmény valójában nem más, mint egy 2 m magas, 9,5+11 m hosszú, 2,3, illetve 2,4 m mély, a homokkőbe vágódott kettős beöblösödésü meander, amely ma már a völgytalp fölött mintegy 2,5 m magasan található. Méretei miatt mégis barlangként említhető. Kialakulásában a vízmosásban időszakosan lezúduló, illetve a barlangtól alig pár méternyire lévő 2 m magas medcrlépcsőn leeső vizek örvénylése játszotta a főszerepet. 4.6. Antropogén formák Az ember egyre nagyobb méreteket öltő környezethasznosító és környezetalakító tevékenysége során nagymértékben hat a táj felszínalaktani képére is. Ez a hatás lehet közvetlen (direkt), vagy közvetett (indirekt) (ERDŐS F. 1969). Közvetlen hatás, ha az ember magukat a felszínformákat változtatja meg, közvetett, ha a felszínformákat alakító folyamatokba avatkozik be. Közvetlen antropogén formák Legkönnyebben az ember közvetlen felszínformáló tevékenységének nyomai azonosíthatóak: a bányászkodás sebhelyei és meddőhányói, a mezőgazdasági művelés teraszai, a szabályozott patakmedrek és a szemétlerakók. A területen megszámlálhatatlan kisebb-nagyobb fejtési sebhely található. Mivel a közetek (homok, homokkő, aleuritos homok, agyagos homok, kavicsos homok stb.) építkezéshez jól felhasználhatóak, ezért szinte hetente új homokgödrök nyílnak. Nagyobb sebhelyekké a jobb minőségű, kedvezőbb összetételű „homokot" adó homokgödrök bővülnek. Jelenleg a Leleszi-patak. völgyében 4, a Domonkos-patakéban 1, a Nagy-völgyi patakéban 2, a Darázs-p. völgyében 4 nagyobb (legalább 10m széles) fejtési sebhely látható. A teraszolás a területen nem gyakori, néhány meredekebb oldalra telepített gyümölcsös esetében alkalmazták (pl. a Buknászában, Bükkszenterzsébettől É-ra). 130
A települések közelében a kistájrészlet minden állandó vízfolyása szabályozott mederben folyik. A Leleszi-patak csaknem teljes hosszában, a Domonkos-, a Nagy-völgyiés a Darázs-patak a települések felső határától torkolatukig. Közvetett antropogén formák Az emberi tevékenység közvetett hatásaira két jellemző formacsoport jött létre: 1. a földutakhoz kapcsolódó formák, illetve 2. a mezőgazdasági tevékenység során kialakuló formák. A völgy- és domboldalakban haladó földutak a lefolyási viszonyok megváltoztatásával gyakran váltanak ki felszínmozgásokat. A lejtőkön lefolyó vizeket a földutak lelassítják, eltérítik, így azokon nagyobb a beszivárgás, mint a lejtőn. A beszivárgó többlet vízmennyiség a földút alatti lejtőszakasz stabilitását csökkenti, ezért ott gyakoriak a kisebb csúszások, folyások. A völgyekben és a völgyközi hátakon haladó, esetleg a nyergeket keresztező földutakra a bevágódás jellemző. A völgyi mélyutakat elsősorban a lineáris erózió, míg a völgyközi hátak útjait főleg a szélkifúvás mélyíti. A földutaknak esetleg szerepük lehetett a szurdokok némelyikének kialakulásában is, amennyiben egyes szurdikok, illetve szurdik szakaszok földútból mélyültek. A mezőgazdasági művelés hatására gyakran különféle álteraszok keletkeznek. Magányos álterasz képződhet az erdő és a művelt terület, valamint a különböző kultúrájú mezőgazdasági területek határán, a lejtőlepusztulás eltérő mértéke következtében (leggyengébb a lejtőletarolódás az erdők alatt, legerősebb a szántók területén). Egymás fölötti álterasz sorok alakulhatnak ki a gyümölcsösök alatt, ahol a fasorokat a szintvonalakkal párhuzamosan telepítették. A két sor között meginduló felszíni lepusztulást az alsó sor lassítja, ott a lefelé mozgó anyag részben felhalmozódik (pl. a bükkszenterzsébeti Botásza völgy oldalában). Érdekes formák a lejtőket sűrűn, a szintvonalak mentén tagoló, azokat szinte „kirajzoló" kicsi, pár 10 cm-es „teraszok", amelyek a legeltetés, az állatok taposásának hatására kialakult ún. tiprásnyomok. 5. A felszínformák térbeli elhelyezkedésébői levonható következtetések A Leleszi-patak vízgyűjtőterületének részletes geomorfológiai vizsgálata és leírása is jól mutatja a táj kettős arculatát. A központi, 400-541 m tengerszint feletti magasságú térszín inkább hegységi, mintsem dombsági jellegű. Ezt igazolja a nagy reliefenergia mellett (részben annak a hatására kialakult) formakincs is: meredek, általában egyenes, gyakran domború lejtők, sűrűn és mélyen bevágódó vízmosások, szurdokvölgyszerü medrek. Itt a szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgások felszínalakító hatásai a vonalas felbarázdálódással szemben alárendeltek. Ezzel szemben a 180-350 m tengerszint feletti magasságú, kisebb reliefenergiájú területek főleg eróziós-deráziós folyamatok kialakította dombság jellegűek. Itt már a deráziós folyamatok és a csuszamlások dominálnak, lankásítva a völgyoldalakat, lealacsonyítva a völgyközi hátakat. Míg tehát a magasabb térszínre a feldarabolódása, eróziós feltagolódás jellemző, addig az alacsonyabb térszín az elegyengetődés területe. Ezek alapján a terület egésze úgy is értelmezhető, mint valamely hegység az előterében (a Leleszi-patak és mellékvizei mentén) kialakult hegylábfelszínnel. 131
Ezt a feltételezést azonban csak a kistáj egészére kiterjedő felszínalaktani vizsgálat igazolhatja vagy cáfolhatja. Ennek érdekében a kistáj egészére el kell végezni az alapos megfigyeléseken alapuló geomorfológiai térképezést, ami további kutatásaim célja. Az ezáltal kialakuló felszínalaktani összkép támpontot adhat a kistáj elnevezéséhez (hegység-e, vagy dombság) és pontos elhatárolásához. Summary The Leleszi-stream enters the Tárna river at Pétervására in north-east Hungary. Its watershed has a diverse landscape with a lot of geomorfological questions to answer. This two-faced area belongs to the lesser-known and poorly studied Ózd-Pétervásárai hills, which is mainly built up by oligocen and miocén sand, sandstone, clay, marl and aleurit. The higher part of the surface (the highest point is the Ökör-hegy: 541 m) looks like a mountain with its deep, narow valleys mainly formed by erosion, steep slopes and great relief energy. In front of that area there is a lower lying surface formed by erosion and derasion, where the most common shapes are derasion valleys, derasion circus, derasion residuum heights and slope-slides. The whole landscape can been interpreted as a low mountains with its pediment. In this study this interesting hilly-land and its typical formations are fully shown. Irodalom ALFÖLDI L-BALOGH K.-RADÓCZ GY.-RÓNAI A. 1975: Magyarázó Magyarország 200000-es földtani
térképsorozatához M-34-XXX1I1. Miskolc. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. 232. o. ÁDÁM L. 1966: A Tolnai-dombság deráziós völgyei. Földrajzi Értesítő XV. 4. 449-472. o. BALOGH K. 1964: A Bükk-hegység földtani képződményei. Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve XLVIII. 2. BÁLDI T. 1988: Magyarország epikontinentális oligocén képződményeinek rélegtana. In: Bérezi I Jámbor Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. A MOL Rt és a MÁFI kiadványa, Budapest. 419^135. o. DÉNES GY. 1975: A Peskő hegynév és a tarnaleleszi Peskő barlangjai. Karszt és Barlang, 1975. 2528.0. ERDŐS F. 1969: Az antropogén geomorfológia mint új földrajzi tudományág. Földrajzi Közlemények XVII. (XCIII.). 1-2. 11-26. o. HAHN GY. 1964: Természeti földrajzi megfigyelések Istenmezeje környékén Földrajzi Értesítő XII. 291-310. o. HAJDÚ MOHAROS J. - HEVESI A. 1996: A Kárpát-pannon térség tájtagolódása. In: Karatson D.-Száraz M. Gy. (szerk.): Pannon Enciklopédia - Magyarország földje. Kertek 2000 Könyvkiadó, Budapest. 274-284. o. HEVESI A. 2001: A Kárpát-medence és a Kárpátok természetföldrajzi tájlagolásáról. Földrajzi Konferencia, Szeged 2001. CD kiadvány. HORVÁTH G. 1996: A Cserhát, a Medves, és a Gömör-Hevesi dombság. In : Karatson D. - Száraz M. Gy. (szerk.): Pannon Enciklopédia - Magyarország földje. Kertek 2000 Könyvkiadó, Budapest. 333-336. o. JASKÓ S. 1940: A Rima és a Tárna közének oligocén rétegei és kövületei. Földtani Közlöny LXX. 294-302. o. JASKÓS. 1950: Adatok a palócföld oligocén rétegtanához. Földtani Közlöny LXXX. 151-155. o. KAKAS J. (főszerk.) 1960: Magyarország Éghajlati Atlasza. Országos Meteorológiai Intézet. Akadémiai Kiadó, Budapest. 2. o.
132
KECSKEMÉTI T. 1998: Magyarország epikontinentális eocén képződményeinek rétegtana. In: Bérezi I.-Jámbor A. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. A MOL Rt és a MÁFI kiadványa, Budapest. 403-417. o. KROLOPP E. - RADÓCZ GY. 1974: Pleisztocén képződmények Bükkszenterzsébet környékén. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1972-ről. 87-99. o. LÁNG S. 1953: Természeti földrajzi tanulmányok az Észak-magyarországi középhegységben. Földrajzi Közlemények I. (LXXVIII.) 1-2. 21-64. o. MAJZON L. 1951: Bükkszéken és környékén javasolt fúráspontok. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1945^17-rőI. II. 111-120. o. MAROSI S. 1966: A deráziós völgyekről. Földrajzi Értesítő XIV. 229-238. o. MAROSI S. - SOMOGYI S. (szerk.) 1990: Magyarország kistájainak katasztere II. MTA Földrajztudományi Kutató Intézet, Budapest. 946-950. o. MOLNÁR B. 1984: A föld és az élet fejlődése. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest. 276-284. o. PÉCSI M. (főszerk.) 1989: Magyarország Nemzeti Atlasza. Kartográfiai Vállalat, Budapest 11. és 87. o. PEJA GY. 1956: Suvadástípusok a Bükk északi (harmadkori) előterében. Földrajzi Közlemények IV. (LXXX.) 3. 217-240. o. PEJAGY. 1957: Korráziós formák felszínalakító hatása a Bükk Észak-északkeleti előterében Földrajzi Közlemények V. (LXXXI.) 2. 109-132. o. SCHRÉTER Z. 1942a: Bükkszék környékének földtani és hegyszerkezeti viszonyai Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1936-38-ról. II. 831-858. o. SCHRÉTER Z. 1942b: Hevesaranyos, Bátor és Szúcs környékének földtani viszonyai. Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1936-38-ról. II. 887-897. o. SCHRÉTER Z. 1952: A Mátrától ÉK-re eső dombvidék földtani viszonyai. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése. 11 l-l 18. o. SZENTES F. 1951: Fedémes környékének hegyszerkezeti viszonyai. Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1945-47-ről. II. 157-159. o. SZÉKELY A. 1958: A Tarana - völgy geomorfológiája. Földrajzi Értesítő VII. 389-414. o. SZILÁRD J. 1965: A magyarországi deráziós völgyképződés egyes kérdései. Földrajzi Közlemények XIII. (LXXXIX.) 3. 225-238. o.
133
