A VULKANITOK SZEREPE A VÖLGYHÁLÓZAT KIALAKULÁSÁBAN A BÜKKALJÁN Vágó János PhD hallgató, Miskolci Egyetem, Természetföldrajz-Környezettan Tanszék 1. A Bükkalja miocén kori vulkáni képződményei A Bükkalja a Déli-Bükkhöz keskeny, néhol megszakított óharmadidőszaki üledéksávval (késő-eocén mészkő, márga, oligocén agyag, homokos agyag) csatlakozik; déli, Borsodi-Mezőségre ereszkedő harmada helyenként lösszel fedett késő-miocén – kora-pannon tengeri homokból-agyagból áll. Javát, széles, közbenső részét a kora miocéntól 3 szakaszban képződött laza, vagy többé-kevésbé összesült riolit-riodácit tufák (ignimbritek), illetve ezek áthalmozott anyagai építik fel (Hevesi 2002). A Bükkalja kőzeteinek döntő többségét miocén vulkáni képződmények adják. A vulkáni működés fő időszaka a miocén ottnangi korszakától a pannóniai korszak elejéig – abszolút korban kifejezve 21-13 millió évig – tartott, a tűzhányótevékenység azonban nem volt folyamatos, a kitörések között kisebb-nagyobb nyugalmi szakaszok voltak, a kitörések erőssége, az anyagszolgáltatás mennyisége és minősége is változott (Pentelényi 2002). A vulkáni működés három szakasza közül az első volt a leghatalmasabb, mely a miocén eggenburgi-ottnangi korszakának határán a legnagyobb kiterjedésű tufaösszletet, a Gyulakeszi Riolittufa Formációt eredményezte (Alsó Riolittufa). A formáció rétegzetlen, vastagpados, kemény, horzsaköves, biotitos kőzetei ártufa-jellegűek (Hámor 1998). Az ártufák, ezen belül az összesült - összeolvadt változatok aránya azonban sehol nem éri el az 50 % -ot (Pentelényi 2002). A formáció 160-210 m vastag, Kisgyőr környékén több km széles sávban a felszínen megjelenő összesült, obszidián-fiammés ignimbritjei (1. kép) alkotják a Kisgyőri Tagozatot (Gyalog-Budai 2002).
1. kép: Közepesen összesült riolittufa (Gyulakeszi Riolittufa Formáció, Kisgyőr déli határa) A kárpáti korszak végén a felújult törésvonalak mentén kirobbant hamufelhőből keletkezett az országosan elterjedt Tari Dácittufa Formáció (Középső Riolittufa). Képződményei világosszürke, szürkésfehér, biotitos-horzsaköves ignimbritesedett dácittufák és riodácittufák (Hámor 1998) (2. kép). A Bükkalja területén átlagosan 30 méteres vastagságban kifejlődött formáció kőteteinek kémiai összetétele a riodácitostól az andezitodácitosig (SiO2 tartalom 60-68 %) változik (Gyalog-Budai 2002). 1
A formáció felépítésében 90 %-ban különböző mértékben összesült ártufák, ingimbritek vesznek részt. A vulkáni tevékenység zömében szárazföldön felhalmozódott dácitignimbrit összletet eredményezett, alárendelten hullott és áthalmozott dácittufát is tartalmaz (Pentelényi 2002). A három riolittufa-szint közül a Tari Dácittufa Formáció kőzetei a legkeményebbek, a leginkább összesültek, ezért az erózióval szemben is ezek a képződmények a leginkább ellenállók. E tulajdonságaiknak köszönhetően jelentős szerepük van a hegylábfelszín völgyhálózatának kialakulásában.
2. kép: Erősen összesült riolittufa (Tari Dácittufa Formáció, Kisgyőr déli határa) A bádeni korszakban újraindult tűzhányótevékenység során egy erőteljes explózió eredményeként, légi úton szállított finomszemű termékekből jött létre a Harsányi Riolittufa Formáció (Felső Riolittufa). Kőzetei világosszürke, biotitos, horzsaköves, jól rétegzett tufák, tufitok (Hámor 1998) (3. kép). A 140 méteres legnagyobb vastagságban kifejlődött formáció elsősorban hullott, lavina, és áthalmozott riolittufa, tufit változatokat tartalmaz. A kőzetek SiO2 tartalma 70 % feletti, de alárendelten andezit- és dácittufitos betelepülések is kimutathatók benne, melyek mennyisége ÉK felé haladva növekszik (Gyalog-Budai 2002). Az Alsó- és Középső Riolittufától eltérően ebből a formációból hiányoznak, vagy csak elvétve fordulnak elő ártufaterítések. Összesült-összeolvadt ignimbrit változatok nincsenek (Pentelényi 2002).
3. kép: Nagyon kis mértékben összesült riolittufa (Harsányi Riolittufa Formáció, Kisgyőr déli határa) 2
2. A völgyhálózat kialakulását befolyásoló tényezők A Bükk forrásaiból táplálkozó patakok –így a bükkaljai patakok is– a Tisza vízgyűjtő területéhez tartoznak, és a hegység középső része felől DK-i irányba a Heves-BorsodiMezőség felé igyekeznek. A vízfolyások egy része nagy hozamú, karsztos, langyos vízfőkből ered (Kácsi-, Latorúti-patak, Hejő), más részük a Déli-Bükk belsejében fakadó forrásokból táplálkozik. A Bükkalját észak felől átszelő jelentős vízfolyások vízgyűjtőterülete a Kulcsárvölgyi-patak, a Csincse, a Hór-, a Laskó- és a Tárkányi-patakot befogadó Eger-patak kivételével csak kis részben (pl.: Ostoros-, Kánya-patak), vagy egyáltalán nem terjed rá az alaphegységi kőzetekre (pl.: Geszti-patak) (Hevesi 2002). A Déli-Bükkből kilépő patakokat a nagyobb ellenállóképességű kőzetek alkotta réteglépcsők (ignimbritvonulatok) a legtöbb helyen eltorlaszolják, irányváltoztatásra és több kisebb patakkal való egyesülésre kényszerítik. Így az összeterelődés miatt csak egy-egy nagyobb patak lépi keresztül a riolit- és dácitignimbritekből felépülő kőzetsávot, pl.: Kánya-, Kácsi- és Csincse-patak (Láng 1954). Néhány patak völgyének, vagy a völgyek egy – egy szakaszának kialakulásában szerkezeti vonalak, illetve az azok mentén bekövetkező süllyedések (pl.: Bogács-Cserépfaluimedence) is szerepet játszottak. Az Alföld pliocén–kora-pleisztocén kori lezökkenését követő felgyorsult bevágódással lehet magyarázni a Déli-Bükköt vízgyűjtő területükkel alig, vagy el sem érő patakvölgyek kialakulását (Hevesi 1986). Az ignimbritvonulatoktól délre az egymással párhuzamosan elnyúló völgyek többségében ma is állandó vizű patak folyik, sőt a mai szárazvölgyek egy részét is – formájuk alapján – vízfolyás alakította ki (Pinczés – Martonné Erdős - Dobos 1993). A hegylábfelszín déli, puhább kőzetekkel fedett részén a patakok völgyei kiszélesednek. A legidősebb patakok völgyei a legszélesebbek (800-1200 m) és esésük is kiegyenlítettebb, a fiatalabb völgyek esésgörbéje kevésbe kiegyenlített, a völgytalpuk a puhább kőzettel borított szakaszokon is keskenyebb (Martonné Erdős 2002). A Bükkalja patakjai a Heves-Borsodi-ártérre kijutva korábban rossz lefolyású mocsarakban –„csincsésekben”– vesztek el, vizüket most - a Hejőt kivéve - a Csincsecsatorna vezeti az Eger-patakba (Hevesi 1997). 2. 1. Szerkezeti vonalak 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 a pliocén–pleisztocén kori törésvonalak főként a terület Ny-i részén befolyásolták a fővölgyek futásirányát. Az ÉNy-DK-i irányban elhelyezkedő Eger-patak völgye, az Ostoros-patak KisEged hegy (302 m) közelében és Ostoros település déli határában húzódó szakasza, a Kányapatak völgyének Szomolyánál lévő szakasza, és a Bogács-Cserépfalui-medence legnagyobb vízfolyásának, a Hór-pataknak Cserépfalutól északra, valamint Bogácstól délre eső szakasza szerkezetileg előrejelzett. Az oldalvölgyek futásirányának meghatározásában azonban a szerkezeti vonalak nem játszanak ennyire határozott szerepet. Kivételt csupán az Ostoros- és a Novaji-patak néhány oldalvölgye, valamint a Hór bal oldali mellékvizének, a Mész-pataknak a völgye képez (1. ábra).
3
1. ábra: A Bükkalja szerkezeti térképvázlata
2. 2. Miocén kori vulkanitok A Bükkalja felszínének jelentős részét hordozó három riolittufa szint közül a Tari Dácittufa Formációt (Középső Riolittufa) alkotó kőzetek összesültsége a legnagyobb, így ezek a legkeményebbek, az erózióval szemben leginkább ellenállóak, ezért a völgyhálózat kialakulásában e formáció kőzetei bírnak a legnagyobb jelentőséggel. A Bükkalja ÉK-i részén folyamatos, jól követhető a teljes miocén rétegsor ÉNy-ról DK felé, az idősebbtől a fiatalabbig. A Kács - Tibolddaróc vonaltól DNy-ra azonban elmozdulás történt DK-i irányba, így a felszínen kétszeres rétegismétlődés figyelhető meg (Pentelényi 2002) (2. ábra). Az északi vonulatból a Nyomó-hegy, a déli vonulat tagjai közül Kőkötő-hegy, Mangó-tető és a Karud-hegy a legismertebb. ÉK-en, Kisgyőr térségében a táj képét széles, részaránytalan, fennsíkszerű ignimbrit hátak határozzák meg, DNy-on azonban az ignimbritek a felszínen csupán viszonylag keskeny ÉK-DNy-i csapású vonulatok (Pentelényi 2002). A pliocén folyamán elkezdődött felboltozódás (Moldvay 1969) hatására az ignimbrit hátak É-i peremének viszonylagos magassága nőtt, így gátként útját állták a Déli-Bükkből és a Bükkalja északi szegélyéről érkező vízfolyásoknak. A pliocén kori felboltozódást megelőzően, illetve azokon a területeken, ahol az összesült tufák, ignimbritek (tűzárkövek) még nem voltak a felszínen, a patakok irányváltoztatás nélkül „egyenesen” folytatták útjukat DK-i irányban az Alföld felé.
4
2. ábra: A Bükkalja miocén kori vulkáni képződményeinek felszíni elhelyezkedése Talán a legszebb példa erre a Kánya-patak Noszvaj és Szomolya közötti szakasza, ahol a patak a Pipis-hegy és a Kőkötő-hegy előtt folyásirányának megváltoztatására kényszerült. Egykori medrét elhagyva Ny-ra fordul, és a Sárosd-völgyi-patak vizének felvételével már képes áttörni az ignimbritsávot, és folytatja útját DNy-i irányban (3. ábra).
3. ábra: A Kánya-patak irányváltoztatása a pipis-hegy előterében
5
Másik példa erre a Tardi-patak irányváltoztatása a Szaduszka-tető előtt, ahol a patak felső folyásának egykori iránya az ignimbritből felépülő hegytől keletre DNy-i irányban feltételezhető. A Kánya- és Tardi-patak irányváltoztatásának okát Pinczés (1955) hátravágódás hatására kialakult pataklefejezéssel magyarázza. A fővölgyekkel párhuzamosan induló mellékvölgyek a tűzárkősávok előtt szintén folyásirányuk megváltoztatásra kényszerülnek és K-re, vagy Ny-ra fordulva néhol csaknem derékszögben csatlakoznak a fővölgyekbe. Ez a jelenség figyelhető meg a Sályi-patak völgyének és a Tarizsa-völgynek „egyesülésénél” Sály északi határában a Tarizsa-hegy (235m) hatására, vagy a Novaji-patak és bal oldali völgyeinek találkozásánál a Pipis-tető, illetve az Ispán-hegy hatására Szomolya északi határában (4. ábra).
4. ábra: A Novaji-patak és bal oldali mellékvizeinek összefolyása Az északról dél felé tartó vízfolyások az előttük magasodó ignimbritsávokat gyakran keskeny „szorosokkal”, szurdokokkal törik át. Ilyen szurdok pl. a Tardi-patak Alsó- és Felsőszorosa 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 hasábos elválású riolittűzárkőtömbök szegélyeznek. -Az áttörések kialakulásának egyik oka az állandó vagy időszakos vizek összefolyása. A tűzárkősávok előtt („fölött”) összeterelődött vízfolyások ugyanis együttes erővel már képesek átjutni a keskeny tűzárkősávokon (pl.: Szoros-patak és Hór-patak, vagy 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 süllyedés okozta egyesülésük hatására áttörhették a tűzárkősávokat.
6
-Az áttörések kialakulásának harmadik lehetséges oka a vízfolyások hátravágódása lehet. A vízfolyások erőteljes hátravágódása más patakok vizének elhódítását, pataklefejezéseket (kaptúrákat) eredményezhet. Fontos megjegyezni, hogy a felsorolt három tényező közül egyszerre több (legalább 2, de lehet, hogy 3) is szerepet játszhatott az áttörések kialakulásában. 3. A Bükkalja völgyhálózatának elemzése Az ignimbritvonulatokon átjutva a patakok széles völgyközi hátakra tagolják a Bükkalja felszínét. A hátakat felépítő pannon- pleisztocén üledékek dél felé egyre fiatalodnak és annak ellenére, hogy az északi rész miocén kori képződményeinél – főleg az erősen összesült-összeolvadt ignimbriteknél – lényegesen puhábbak, jóval ritkább völgyhálózat alakult ki rajtuk. A völgyközi hátakon megfigyelhető völgyek (főleg deráziós völgyek), völgykezdemények általában annyira laposak, hogy azok a felszín tagolása szempontjából nem jelentősek. A Bükkalja völgyhálózata a felszínt felépítő kőzetek (elsősorban az erősen összesült tufák, illetve azok településviszonyai) következtében két különböző sűrűségű és elrendeződésű rajzolattípusra osztható. A hegylábfelszín északi részén a riolit- és dácittűzárkövek területén – az ignimbrit réteglépcsőszerű felszínformái hatására – kissé szabálytalanul ugyan, de jól felismerhetően sűrű, lugasos rajzolat fejlődött ki. A Bükkalja déli részén melyet fiatal pannon–pleisztocén üledékek borítanak ritka, párhuzamosszerű rajzolat figyelhető meg (Gábris 1986). A bükkaljai ignimbritvonulatoktól északra eső, illetve az azok közötti területen a keményebb, ellenállóbb kőzetek völgyösszpontosító hatása eredményeként sűrűbb völgyhálózat alakult ki, mint az ignimbritvonulatoktól délre fekvő területeken. E fenti megállapítás alátámasztására kiszámítottam a két eltérő alakrajzi sajátságú terület (a déli ignimbritsávtól északra, illetve délre eső terület) völgysűrűségi értékét. A számítások elvégzése során csak a hegylábfelszín Ostoros–pataktól keletre fekvő részét (573 km2) vizsgáltam, mivel az összesült-összeolvadt ignimbritek túlnyomó része ezen a területen fordul elő a felszínen. A patak völgyétől nyugatra az ignimbritsávok nem terjednek át, csupán néhány kisebb, nem összefüggő foltban figyelhetők meg. A völgysűrűség-értékek meghatározásához 1:10000 méretarányú topográfiai térképeket használtam. A völgyek digitalizálása az ún. szintvonal-értékelő módszer alkalmazásával, a szintvonalak megtörésének értékelésével történt. A völgyhálózat megrajzolása után a sűrűség-értékek kiszámításához km2-es beosztású négyzetrács-hálót szerkesztettem, majd lemértem az egyes négyzetekben (km2-ben) található völgyek hosszát. Ezt követően az egyes négyzetkilométerekhez tartozó völgysűrűség-értékekből völgysűrűség-térképet szerkesztettem (5. ábra). A térkép (az elemzés egyszerűbbsége miatt a négyzetrács-hálóhoz igazítva) az ignimbritsávok felszíni megjelenésének déli határát is ábrázolja, északi és déli részre bontva ezzel a területet. A Bükkalja általam vizsgált teljes területén a völgyhálózat összhossza 993,2 km, az átlagos völgysűrűség értéke pedig 1,73 km/km2. A Bükkalja északi és déli részén a maximális és minimális völgysűrűség-értékek között nincs számottevő különbség; északon a legnagyobb völgysűrűség értéke 5,42 km/km2, a legkisebb 0,26 km/km2; az ignimbritektől délre a legnagyobb érték 4,67 km/km2, míg a legkisebb 0,13 km/km2. Lényegesen nagyobb az eltérés az átlagos völgysűrűség-értékek között: a hegylábfelszín ignimbritvonulat(ok)tól északra fekvő területén a völgyek hossza 466,9 km; az átlagos völgysűrűség-érték 2,52 km/km2. A déli, pannon-pleisztocén üledékekkel fedett
7
részén a teljes völgyhossz 528,7 km; a völgysűrűség értékek átlaga 1,36 km/km2. A völgysűrűség-térkép elemzése során kapott értékek tehát számszerűen is igazolják, hogy a Bükkalja északi részén sűrűbb völgyhálózat alakult ki, mint a kemény kőzetsávoktól délre fekvő területen.
5. ábra: A Bükkalja Ostoros-pataktól keletre fekvő részének völgysűrűség térképe 4. Összegzés A Bükkalja kőzeteinek döntő többségét a miocén ottnangi korszakától a pannóniai korszak elejéig három nagy szakaszban keletkezett vulkáni képződmények adják. A három riolittufa-szint összesültségének mértéke különböző. A Tari Dácittufa Formáció kőzetei a legkeményebbek, az erózióval szemben a leginkább ellenállóbbak. A formáció 90%-át adó erősen összesült ignimbritek a Bükkalja északi részén ÉK-DNy-i csapású sávban jelennek meg a felszínen. A bükkaljai völgyhálózat mai képének kialakulásában elsősorban ezek az ignimbritvonulatok játszanak szerepet. A patakokat a réteglépcsők a legtöbb helyen irányváltoztatásra és több kisebb patakkal való egyesülésre kényszerítik. Így csak egy-egy nagyobb patak lépi keresztül a riolit- és dácitignimbritekből felépülő kőzetsávot. A
8
fővölgyekkel párhuzamosan induló oldalvölgyek a keményebb kőzetsávokat elérve keletre vagy nyugatra fordulva a fővölgyekbe csatlakoztak. Ennek következtében a Bükkalja ignimbritvonulataitól északra fekvő, valamint a vonulatok közötti területen sűrű (2,52 km/km2), lugasos rajzolatú völgyhálózat alakult ki, a tűzárkősávoktól délre kisebb völgysűrűségű (1,36 km/km2), párhuzamos völgyhálózat jött létre. Irodalomjegyzék Gábris Gy.: 1986. A vízhálózat geomorfológiai célú elemzése. Kandidátusi értekezés. Kézirat. pp. 161-162. Gyalog L.-Budai T.: 2004. Javaslatok Magyarország földtani képződményeinek litosztratigráfiai tagolására. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002 (2004). pp. 195-232. Hámor G.: 1998. A magyarországi miocén rétegtana. In: Magyarország geológiai képződményeinek Rétegtana. Szerk.: Bérczi I. - Jámbor Á. A MOL Rt. És a MÁFI kiadványa. Budapest. pp. 437-452. Hevesi A.: 1986. Gondolatok dr. Tóth Géza „A Központi-Bükk és geomorfológiai körzetei” c. tanulmányáról. Földrajzi Értesítő XXXV. 3-4. pp. 375-386. Hevesi A.: 1997. A Bükk. In: Pannon Enciklopédia. Magyarország földje. Szerk.: Karátson D. Kertek 2000. Budapest. pp. 337-344. Hevesi A.: 2002. Felszínalaktani jellemzés, karsztformakincs. In: A Bükki Nemzeti Park. Szerk.: Baráz Cs. Bükki Nemzeti Park Igazgatóság. Eger. pp. 109-148. Láng S.: 1954. Hidrológiai és morfológiai megfigyelések a Bükkben. Hidrológiai Közlemények 34. pp. 70-81. 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. pp. 587-637. Pentelényi L.: 2002. A Bükkalja I. Földtani vázlat. In: A Bükki Nemzeti Park. Szerk.: Baráz Cs. Bükki Nemzeti Park Igazgatóság. Eger. pp. 206-216. Pinczés Z.: 1955. Morfológiai megfigyelések a Hór völgyében. Földrajzi Értesítő IV. pp. 145-156. Pinczés Z. – Martonné Erdős K. - Dobos A.: 1993. Eltérések és hasonlóságok a hegylábfelszínek pleisztocén felszínfejlődésében. Földrajzi Közlemények CXVII. 3. pp. 149-162.
9
