Az Aggtelek Rudabányai-hegység földtana

Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtana Magyarország tájegységi térképsorozata Magyarázó az Aggtelek–Rudabányai-hegység 1988-ban megjelent 1:25 000 méretarányú fedetlen földtani térképéhez

Szerkesztette:

SZENTPÉTERY ILDIKÓ és LESS GYÖRGY

Írta:

LESS GYÖRGY, KOVÁCS SÁNDOR, SZENTPÉTERY ILDIKÓ, GRILL JÓZSEF, RÓTH LÁSZLÓ, GYURICZA GYÖRGY, SÁSDI LÁSZLÓ, PIROS OLGA, RÉTI ZSOLT, ELSHOLZ LÁSZLÓ, ÁRKAI PÉTER, NAGY ELEMÉR†, BORKA ZSOLT, HARNOS JÁNOS, ZELENKA TIBOR

Budapest, 2006

© Copyright Magyar Állami Földtani Intézet 2005 Minden jog fenntartva! Sorozatszerkesztő: GYALOG LÁSZLÓ Lektor: BUDAI TAMÁS Műszaki szerkesztő: PIROS OLGA, SIMONYI DEZSŐ Számítógépes technikai előkészítés: SIMONYI DEZSŐ, PIROS OLGA Ábrák, térképek: PENTELÉNYI ANTAL, LESS GYÖRGY, SIMONYI DEZSŐ

Fényképek: BEDŐ GABRIELLA, CSEPREGI ISTVÁN, HIPS KINGA, LESS GYÖRGY, LESS NÁNDOR, NAGY GÉZA, PELIKÁN PÁL, RÓTH LÁSZLÓ Az első borítón a Baradla-barlang aggteleki bejárata, a hátsó borítón fönt az Aggteleki-tó, lent a Baradla-völgy látható.

Címlapterv: SIMONYI DEZSŐ Felelős kiadó: BREZSNYÁNSZKY KÁROLY igazgató ISBN 963 671 255 7

Nyomda: INNOVAPRINT KFT.

Tartalom

Bevezetés . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Kutatástörténet (Less György, Kovács Sándor) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Áttekintő földtani felosztás (Less György) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtani képződményei . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Alaphegységi képződmények . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Metamorfizált kőzetek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szilur (?) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Tapolcsányi Formáció (Szentpétery Ildikó, Árkai Péter, Kovács Sándor) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Devon (Szentpétery Ildikó) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Abodi Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Rakacai Márvány Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Karbon (Szentpétery Ildikó) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szendrői Fillit Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Triász (Less György) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Középső-triász . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Gutensteini Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Steinalmi Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Bódvarákói Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Felső-triász . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Rednek-völgyi rétegek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szentjánoshegyi Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Nyúlkert-lápai rétegek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Bódvavölgyi Ofiolit Formáció (Réti Zsolt) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Tornaszentandrási Agyagpala Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Pötscheni Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Nagykői Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Nem metamorf kőzetek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ismeretlen korú (Perm–alsó-triász?) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Hídvégardói Formáció (Less György) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Perm–triász . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Perm–alsó-triász . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Perkupai Evaporit Formáció (Róth László) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Triász . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Alsó-triász (Róth László) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Bódvaszilasi Homokkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szini Márga Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szinpetri Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Alsó–középső-triász (Szentpétery Ildikó) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Rudabányai vasérces összlet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Középső-triász (Kovács Sándor) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Gutensteini Formáció (Borka Zsolt) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Steinalmi Formáció (Piros Olga, Kovács Sándor) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Bódvarákói Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Dunnatetői Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Reiflingi Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Középső–felső-triász (Kovács Sándor) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szárhegyi Kovapala Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Bódvalenkei Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

7 9 11 13 13 13 13 13 14 14 14 14 14 14 14 14 15 16 17 17 17 19 19 22 23 24 24 24 24 25 25 25 26 26 26 27 28 28 28 29 29 29 32 32 32 33 33 33 5

Nádaskai Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Derenki Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Wettersteini Formáció (Piros Olga, Kovács Sándor) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Felső-triász (Kovács Sándor) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szőlősardói Márga Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szádvárborsai Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Pötscheni Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Hallstatti Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zlambachi Márga Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Triász–jura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Felső-triász–alsó-jura (Grill József) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Telekesvölgyi Formáció, vörös és zöld agyagmárga szint, hídvégardói olisztosztróma . . . . . . . . . Jura (Grill József) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Liász (?) – dogger . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Telekesoldali Formáció, kovás, radiolariás márga szint . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Telekesoldali Formáció, paleoriolit (Réti Zsolt) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Telekesvölgyi Formáció, kovás, crinoideás mészmárga, mészkő és fekete agyagkő szint . . . . . . . Malm (?) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Telekesoldali Formáció, homokkő-olisztolitos (agyagpala) szint . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Telekesoldali Formáció, „konglomerátum”-olisztolitos (agyagpala) szint . . . . . . . . . . . . . . . . . . Fedőhegységi képződmények . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Paleogén (Szentpétery Ildikó) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Oligocén, kiscelli emelet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Kiscelli Agyag Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Paleogén– neogén (Szentpétery Ildikó) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Oligocén–alsó-miocén, egri–eggenburgi emelet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Bretkai Mészkő Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Putnoki Slír Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Neogén . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Miocén, eggenburgi emelet (Szentpétery Ildikó) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szürke és vörös agyag . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Olajpala . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Szuhogyi Konglomerátum Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Miocén, pannóniai s. str. (kora-pannóniai) (Gyuricza György) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Csereháti Tufa Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Edelényi Formáció, Debrétei Tagozat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Edelényi Formáció, édesvízi mészkő . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Pliocén (Gyuricza György) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Homok, aleurit (Rudabánya) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Negyedidőszaki képződmények (Gyuricza György, Elsholz László) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Pleisztocén . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Töbrök vörösagyagos kitöltései . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Borsodi Kavics Formáció . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Teraszüledékek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Pleisztocén–holocén . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Lejtőtörmelék (deluvium) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Száraz (deráziós) völgyek proluviális–deluviális kitöltései . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Időszakos vízfolyások hordalékkúpjai (proluvium) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Állandó vízfolyások meder- és ártéri üledékei (allúvium) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Mésztufa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Holocén . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Talajok . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Antropogén képződmények . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Az Aggtelek–Rudabányai-hegység szerkezeti egységei (Less György) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Fejlődéstörténet és szerkezetalakulás (Less György) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vízföldtan (Sásdi László) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Hasznosítható ásványi nyersanyagok (Zelenka Tibor, Harnos János, Nagy Elemér) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Földtani természeti értékek az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén (Piros Olga) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Irodalomjegyzék . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Színes táblák . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

6

35 36 37 38 38 39 39 40 41 41 41 41 42 42 42 43 44 45 45 45 47 47 47 47 48 48 48 49 50 50 50 50 51 52 52 52 52 52 52 54 54 54 54 54 54 54 54 55 55 55 55 55 55 57 61 67 69 73 77 83

Bevezetés

A Magyar Állami Földtani Intézet (MÁFI) Északmagyarországi Osztálya 1980-ban kapta feladatául, hogy dolgozza ki az Aggtelek–Rudabányai-hegység komplex földtani előkutatási programját, különös tekintettel a tájegység nyersanyagperspektíváira. A Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet (ELGI) közvetlen közreműködésével készült és az Országos Ércés Ásványbányákkal (OÉÁ) egyeztetett program szakmai részét a Központi Földtani Hivatal 1981-ben hagyta jóvá. A kivitelezés határidejét 1985. végére rögzítette úgy, hogy a ráfordítások összegét évről évre külön határozta meg. A kutatást elsősorban az indokolta, hogy előre látható volt a rudabányai, gazdaságosan kitermelhető vasérckészlet kimerülése, amely a helyi bányászati hagyomány átmentésének vagy más nyersanyagra való átirányításának jogos igényével együtt jelentkezett. A program feladata a terület földtani ismeretességének az 1:25 000 méretarány követelményeit kielégítő szintre emelése volt. A földtani reambulációt elősegítette, hogy az 1970-es években a hegység és szlovák határon túli folytatásának rétegtanáról és szerkezeti felépítéséről alapvetően új adatok és elképzelések láttak napvilágot. Munkánk során 64 litosztratigráfiai egységet különítettünk el a területen, meghatároztuk ezek egymáshoz való viszonyát, rekonstruáltuk a fejlődéstörténetet és a szerkezetalakulást. Rétegtani téren legfontosabbnak a paleozoos képződmények kimutatását, a metamorf (tornai és bódvarákói sorozat) és nem metamorf (platform és medence fáciesű) triász képződmények elkülönítését, az ofiolitok középső-triász korának igazolását, a jura képződmények létének bizonyítását és a tercier fácieszónák meghatározását tartjuk. Szerkezeti téren: igazoltuk a Szilicei-takaró (KOZUR, MOCK 1973a) meglétét az Aggteleki-hegységben és kimutattuk, hogy a Bódvavölgyi Ofiolit a takaró evaporitos bázisába van tektonikusan belegyúrva. Elkülönítettük a Rudabányai-hegységben a Martonyi- és Bódvai-takarót, a bódvarákói „autochton”-t és a hídvégardói sorozatot. Bebizonyítottuk, hogy a takaróképződés után jelentős mértékű vízszintes eltolódások alakították ki a Rudabányai-hegység mai szerkezetét. A rudabányai és martonyi vasérctelepekről kimutattuk, hogy mivel takarós helyzetben találhatók, ezért a mélység felé nem folytatódnak; másrészt a vízszintes eltolódások következtében keletkezési helyüktől messze elszakított helyzetűek, így oldalirányú kutatásuknak sincs perspektívája. Ezzel szemben nyersanyagkutatási szempontból pozitív eredmény, hogy csaknem az egész kutatási területen megtalálható a Perkupai Evaporitba tartozó gipsz és anhidrit, több helyen a felszín közelében. Intézetünk kezdeményező szerepet játszott a rudabányai vasércbányát kiváltó alsótelekesi gipszelőfordulás megkutatásában. A többéves munka széleskörű együttműködéssel valósult meg. E kötet és a földtani térkép szerzői hálával emlékeznek Balogh Kálmán professzor úrra, aki tapasztalatainak átadásával és szakmai tanácsaival mindvégig a legmesszebbmenőkig támogatta tevékenységünket, illetve Nagy Elemérre, aki a kutatás szakmai vezetője volt. A terepmunkákban e kötet szerzőin kívül Korpás László, Don György, Szilágyi Ferenc, Ó. Kovács Lajos és Drótos László vett részt. Köszönettel tartozunk a MÁFI laboratóriumainak, az ELGI illetékes szakembereinek, az OÉÁ központjának, rudabányai és egri üzemének, az Országos Földtani Kutató és Fúró Vállalat (OFKFV) Északmagyarországi Üzemvezetőségének és komlói laboratóriumának, az Eötvös Loránd Tudományegyetem (ELTE) Geofizikai és Földtani Tanszékének, az MTA Geokémiai Kutató Laboratóriumának (GKL) és az Aggteleki Nemzeti Park dolgozóinak a kutatásban nyújtott segítségért . Munkánk során jó együttműködés alakult ki a szlovákiai kollégákkal. A Geologický Ústav Dionýza Štúra rendelkezésünkre bocsátotta a csatlakozó területek földtani térképeit, és szakemberei — csakúgy, mint a Geologický Ústav Slovenskej Akadémia Vied munkatársai — mindvégig készséges vitapartnereink voltak. Meg kell említenünk, hogy az 1990-es években a szlovák oldalon a miénkkel részben ellentétes koncepció alakult ki a terület földtani felépítését (elsősorban a mellétei és tornai sorozatok egymásfölöttiségét) illetően (l. pl. MELLO et al. 1997), ami további részletes vizsgálatok szükségességét vetíti előre. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység 1:25 000-es fedetlen földtani térképe 1988-ban megjelent (LESS et al. 1988). Az ugyanakkor lezárt, Balogh Kálmán által lektorált földtani leírás kézirata (SZENTPÉTERY, LESS szerk. 1988, kb. 1000 oldalnyi 7

szöveg, 238 db ábra, 180 db táblázat, számos fotótábla és melléklet) technikai szerkesztésre előkészített formában várta megjelenésének lehetőségét. Ez az anyag kézirat formájában CD-n a Magyar Állami Földtani Intézetben elérhető Ez a szöveg az eredeti kézirat kivonata. A tudomány nagyot haladt előre 17 év alatt, e magyarázó azonban a földtani térkép tartozéka (a képződmények mellett zárójelbe tett számok a térkép jelkulcsával megegyezőek), azaz a lezárt szövegen csak rövidítettünk, de nem változtattunk, bár sokszor nagy volt a kísértés. Az egyes fejezetekben többnyire utaltunk a bekövetkezett változásokra, és néhány fontosabb új publikáció szerepel az irodalomjegyzékben is. A rövidítés okozta hiányosságokat, belső ellentmondásokat Budai Tamás és Gyalog László lelkiismeretes lektori munkája segítségével igyekeztünk pótolni, illetve feloldani. A földtani térkép kiadása óta a területen végzett kutatások az OTKA T 019431, 023880, 023882, 037595, 047121 és 048824 számú témái keretében folytak. 2005. november A kötet szerkesztői

8

Kutatástörténet

Az Aggtelek-Rudabányai-hegységben (illetve az akkor egységesen „Gömör–Tornai-karszt”-nak nevezett terület D-i részén) a szervezett földtani kutatást a bécsi Geológiai Intézet indította meg (FOETTERLE 1868, 1869; WOLF 1869). A Magyar Királyi Földtani Intézet a századfordulótól kezdte el a terület földtani térképezését, amelynek eredményeként az 1930-as évekre nagy vonalakban tisztázódott, hogy a terület alapvetően gyűrt–pikkelyes szerkezetű, és döntően triász korú kőzetek építik fel (KOCH 1904; VITÁLIS 1909; PÁLFY 1924; SCHRÉTER 1935). Minőségi ugrást jelentett Balogh Kálmán és Pantó Gábor munkássága (BALOGH 1948a, b, 1950; BALOGH, PANTÓ 1952; PANTÓ 1955, 1956), akik főbb vonásaiban tisztázták a hegység felépítésében döntő szerepet játszó kőzetek [„seisi” és „campili” rétegek, Gutensteini, Steinalmi (náluk még „anisusi korú wettersteini”), Wettersteini (s.s.) és Hallstatti Formációk] rétegtani helyzetét, kimutatták a kőzetnevekben is megnyilvánuló alpi analógiákat, valamint részletesen leírták a rudabányai ércesedést. A hegységet autochton tömegnek tekintették, szemben a takarós szerkezetű BelsőKárpátokkal. A szlovákiai oldalon hasonló alapossággal és szellemben készült el BYSTRICKÝ (1964) földtani összefoglalója. A kutatás e szakaszához kapcsolódik MÉSZÁROS (1961) leírása az 1950-es években felfedezett perkupai gipsz-anhidritlelőhelyről. A Gömör–Tornai-karszt földtani kutatásában KOZUR, MOCK (1973b) és ANDRUSOV (1975) közleményei fordulópontot jelentettek, melyek révén az addigi autochton szerkezeti kép tarthatatlanná vált. Ezzel párhuzamosan a Conodonta-vizsgálatok, melyek Magyarországon Kovács Sándor nevéhez fűződnek, az addigi rétegtani beosztást is jelentősen gazdagították, csakúgy, mint SCHOLZ (1972) az általa anisusi korúnak tartott aggteleki zátonyról írt cikke. Ezek hatására kezdeményezte BALOGH KÁLMÁN (BÖJTÖSNÉ VARRÓK, BALOGH 1978) a hegység földtani reambulációját, amit a MÁFI 1980–1985 között az ELGI-vel karöltve végzett el. Elkészült a terület 1:25 000-es méretarányú földtani térképe (LESS et al. 1988), az új eredmények több cikkben (ÁRKAI, KOVÁCS 1986; BALOGH 1981, 1982; BALOGH, KOVÁCS 1981; GRILL 1988, 1989; GRILL et al. 1984; KOVÁCS 1979, 1984a, 1986; KOVÁCS et al. 1988, 1989; MÁRTONNÉ SZALAY et al. 1987; NAGY B. 1982; RÉTI 1988; SZENTPÉTERY 1988a) láttak napvilágot. A földtani térkép elkészülte utáni idők legfontosabb eredményei BÉRCZI-MAKK (1996a, b, c), BODROGI, SZENTPÉTERY (2000), DOSZTÁLY (1994), FODOR, KOROKNAI (2000, 2003), HIPS (1996a, 1996b, 1998, 2001), HORVÁTH (1997, 2000), KOVÁCS, HIPS (1998), KOVÁCS et al. (1993), LESS (1998, 2000), MÁTHÉ, SZAKMÁNY (1990), SZENTPÉTERY (1997, 1998) és VARGÁNÉ BARNA, SZENTPÉTERY (2001) munkáiban láttak napvilágot. A szlovákiai oldalon párhuzamosan, kölcsönös konzultáció mellett folyó munkák összefoglalása GAÁL, MELLO (1983) és MELLO et al. (1983), illetve MELLO (szerk.) (1996, 1997), MELLO et al. (1998), MOCK et al. (1998), PLAŠIENKA (1997, 1999) és VOZÁROVÁ, VOZÁR (1992) közleményeiben található meg.

9

Áttekintõ földtani felosztás

Az Aggtelek–Rudabányai-hegység kis kiterjedése ellenére — földtani felépítését tekintve — Magyarország egyik legbonyolultabb területe. Rétegtanilag azért, mert több kifejlődési terület rétegsorai építik fel, melyek fáciesátmenetei is ismertek; tektonikailag azért, mert: 1) ezek a kőzetsorozatok egymás mellett és egymás fölött is előfordulnak, 2) mivel gyűrt, pikkelyes és vetős szerkezetekkel is találkozunk. Munkánkban az Aggtelek–Rudabányai-hegység kifejezést földtani értelemben használjuk: a magyar–szlovák országhatár, valamint a Trizs, Imola, Rudabánya, Szuhogy, Szalonna, Martonyi és Tornaszentjakab községek által határolt területet soroljuk ide, amelyet elsősorban triász kőzetek felszíni kibúvásai és az őket határoló, valamint általuk közrefogott medencék jellemeznek: D-ről a Kánói-medence, míg K-ről a Szuhogy–Szendrői- és Szalonna–Tornabarakonyi-medence határolja; ÉK-i részén két belső, a Komjáti- és Bódvalenkei-medence található. A medencéktől eltekintve a területet földtani értelemben Aggteleki- és Rudabányai-hegységre oszthatjuk, melyek nem azonosak a földrajzi értelemben vett Aggteleki-kartszttal és Rudabányai-hegységgel. A továbbiakban a földtani értelemben vett Aggteleki-hegység alatt értjük az Aggteleki-karsztot az Alsó-hegy magyarországi részével és az ún. Galyasággal együtt, melybe a szőlősardói és a lászi-forrási rögök már nem tartoznak bele. Ide soroljuk ellenben az Esztramost, melynek DK-i oldalán húzzuk meg a két hegység közötti földtani határt. A földtani értelemben vett Rudabányai-hegységhez tartoznak a szőlősardói és lászi-forrási rögök, a földrajzi értelemben vett Rudabányai-hegység, valamint a Cserehát egyes részei (Szalonnai-karszt, bódvalenkei és hídvégardói rögök) az Esztramos nélkül (l. feljebb). Az Aggteleki-hegység — legalábbis az oligocénben már — a Szlovák-karszt, majd északabbra a Szepes–Gömöriérchegység (ma Szlovák-érchegység/Slovenské rudohorie), Szlovák Paradicsom stb. szerves folytatását képezte, míg a Rudabányai-hegység csak az oligocén–miocén folyamán, DDNy-i irányból került az Aggteleki-hegység mellé a Darnózóna balos vízszintes elmozdulási rendszere mentén. Mivel kialakulása során az Aggtelek–Rudabányai-hegység bonyolult fejlődésen ment keresztül, szükségesnek látjuk, hogy világosan megkülönböztessük a jelenlegi tektonikai egységeket az eredeti üledékképződési térségektől és a bennük képződött rétegsoroktól. Így fáciesterületnek vagy kifejlődési területnek nevezzük az eredeti üledékképződési térségeket és sorozatnak vagy rétegsornak a bennük felhalmozódott kőzetegyüttest. Ezzel szemben takaróról, ill. „autochton”-ról beszélünk, ha takarós területen található tektonikai egységről van szó. Az „autochton”-t bezáró idézőjelekkel azt kívánjuk jelezni, hogy az adott területen található legmélyebb helyzetű tektonikai egységről beszélünk, de annak igazi autochton voltára nincs bizonyítékunk. Olyan területen, ahol a takarós szerkezet nincs bizonyítva, tektonikai értelemben vett egységről beszélünk. A fejlődéstörténetben a triász és jura során a szilicei, mellétei és tornai fáciesterületeket sikerült rekonstruálnunk. A szilicei fáciesterületen belül megkülönböztetünk dernői/drnavai (magyar területről ismeretlen), aggteleki, szőlősardói és bódvai kifejlődési területeket, melyeken az azonos nevű, kontinentális kérgen képződött rétegsorok rakódtak le, és melyek utólag nem szenvedtek metamorf átalakulást. A szilicei rétegsorok alkotják az Aggtelek–Rudabányai-hegység felső, Szilicei-takarórendszerét. Az aggteleki sorozat képződményei a szűkebb értelembe vett Szilicei-takaróban, a bódvai és szőlősardói sorozatoké a Bódvai-takaróban foglalnak helyet. A mellétei fáciesterületen belül bódvarákói, dereski/držkovcei (magyar területről szintén ismeretlen) és tornakápolnai kifejlődési területeket különböztetünk meg azonos nevű rétegsorokkal. Ezeken túl a mellétei fáciesterülethez tartozhatott még egy, a szubdukció során eltűnt, „elnyelődött” kifejlődési terület is, megsemmisült rétegsorral. Ezek a rétegsorok óceáni vagy átmeneti típusú kérgen rakódtak le és utólag igen kis fokú (anchimetamorf) átalakulást szenvedtek el. Tektonikai helyzetük köztes a Szilicei-takarórendszer és az „autochton” között. A tornakápolnai sorozat nagyrészt a Szilicei-takarórendszer evaporitos bázisába begyúrt, szétszakított tömbökben található meg. A Tornakápolna TK–3 fúrás esetében elképzelhető, hogy aljának át nem fúrt bazaltja még eredeti helyzetében, a Mellétei-takaró foszlányában van jelen. A bódvarákói sorozat a Bódvarákói-pseudoautochtonban foglal helyet, melynek tektonikai feküjét nem ismerjük. A tornai fáciesterület egyes részeit nem láttuk el külön névvel. A szilicei 11

1. ábra. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység és szlovákiai folytatása paleo–mezozoos képződményeinek elvi rétegoszlopa

rétegsorokhoz hasonlóan a tornai sorozat is kontinentális kérgen képződött, de utólag közepes/nagy nyomáson igen kis fokú és kisfokú (anchi- és epimetamorf) átalakulást szenvedett. Jelenleg részben az „autochton-”ba (Esztramos), részben másodlagos, a Szilicei-takarórendszer képződését követően kialakult, helyi takarókban (Martonyi- és Becskeházi-takaró) található. Az eddigi triász (és részben jura) rétegsorok mellett rendelkezünk még két idősebb rétegsorral is, a (valószínűleg részben az alsó-triászba is átnyúló, és nem, vagy csak alig metamorfizált) hídvégardói sorozattal és az anchi-epizonális metamorfizáltságú upponyi típusú paleozoikum rétegsorával, melyek az azonos nevű fáciesterületeken rakódtak le. Ezek a rétegsorok képezhették esetleg a triász tornai sorozat feküjét, mint ahogy a Voloveci-antiklinorium gömöri típusú paleozoikumáról is feltételezzük, hogy a szilicei rétegsorok feküjét alkotta. Az egyes sorozatok rétegsorát az 1. ábra mutatja be. A hídvégardói sorozat a Becskeházai-takaró tektonikai feküjében, az „autochton”-ban fordul elő, az upponyi típusú paleozoikum esetében lapos áttolódású tektonikai szuperpozíciós viszonyok nem mutathatók ki. A rétegtani részben érintjük még a Szendrői-hegység Rakacai Márvány és Szendrői Fillit Formációját, melyek ugyan földtani értelemben nem tartoznak az Aggtelek–Rudabányai-hegységhez, de szerepelnek a földtani térképen és az elvi rétegoszlopon.

12

Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtani képzõdményei

ALAPHEGYSÉGI KÉPZÕDMÉNYEK METAMORFIZÁLT KŐZETEK Itt találhatók az upponyi típusú paleozoikum, a tornai, tornakápolnai és bódvarákói sorozatokhoz tartozó kőzetek leírásai. A Gutensteini, Steinalmi és Bódvarákói Formáció, valamint a Pötscheni Mészkő Formáció a Szilicei-takarórendszerben helyet foglaló nem metamorf sorozatokban és így a nem metamorf kőzetek leírásánál is megtalálhatók. A földtani térkép (LESS et al. 1987) DK-i sarkában található a Kis-Somos-hegy. Képződményei szerkezetileg a Szendrői-hegység paleozoikumához tartoznak, itt csupán a teljesség igénye miatt kerülnek FÜLÖP (1994) alapján említésre. SZILUR Tapolcsányi Formáció (64*) A Rudabányai-hegység DK-i oldalán, Rudabánya és a szendrői Korlát-hegy között, valamint a szalonnai Konyha-völgy bejáratánál, kőbörcök és sűrű törmelék formájában a felszínen, valamint 65 db mélyfúrás rétegsora alapján a mélyben jól követhető az a fekete pala rétegcsoport, melyet az upponyi típusú paleozoikumhoz sorolunk. Az előfordulás ÉK–DNy-i csapású, max. 1 km széles, tektonikai síkokkal határolt sávban húzódik. A rétegdőlés ÉNy-i, közel függőleges. A formáció sötétszürke agyag- és kovapala, valamint fekete lidit (átkristályosodott radiolarit) általában vékony rétegeinek váltakozásából áll. Az egész összlet karbonátmentes, és durvább törmeléket sem tartalmaz. Az agyagpalában néha finoman sávozott betelepülések látszanak, melyek fenékáram-üledékként értelmezhetők. A kovapala az eredetileg agyagos üledék másodlagos kovásodása révén keletkezett. A pala gyakran mangános, ásványos összetételében uralkodó a kvarc, jelentős a szericit és helyenként a pirit, alárendelt a kalcit és a sziderit. Átalakultsági foka anchimetamorf. A makroszkóposan meglehetősen egységesnek látszó palasorozat a laboratóriumi vizsgálatok (SZENTPÉTERY et al. 1994) alapján eltérő metamorfizáltságú részekre bontható. Ezeket az egységeket metamorf fokuk, ill. litológiai tulajdonságaik alapján az upponyi paleozoikumból ismert formációkkal tartjuk párhuzamosíthatónak (1. táblázat). 1. táblázat. Az upponyi típusú paleozoikum felosztása az átalakultság mértéke szerint

Rb = Rudabánya, Szgy = Szuhogy. A számok a fúrási méterközt jelölik.

Fácies: euxin mélyvízi, karbonátkompenzációs szint alatti üledék. Kor: ősmaradványt nem tartalmaz, fedőjében az Upponyi-hegységben Conodontákkal igazolt felső-szilur és alsódevon mészkőolisztolitos, bazalttufa kötőanyagú olisztosztróma, a Strázsahegyi Formáció található. Vastagság: kb. 100 m. Típusfeltárás: az Upponyi-hegységben, a Lázbérci-víztározó Ny-i oldalán vezető műút mentén. A Rudabányaihegységben lévő jó feltárása a szuhogyi Nagy-hegy DNy-i lábánál lévő egykori palabánya. *A képződmény száma a térképen.

13

DEVON Abodi Mészkő Formáció (63) Az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén a DK-i tektonikus zóna „upponyi típusú paleozoikumának” néhány mélyfúrásában azonosítottuk a képződményt. A típusos Abodi Mészkő zöldes- vagy kékesszürke, mállottan sárgásbarna, klorithálós, jellegzetesen harántpalás, vékonyréteges-„rudas” szerkezetű, metatufitos mészkő (cippolino), nagyhőmérsékletű anchizónás átalakultságú. Kifejlődési típusai az alábbiak: 1. Schalstein (metatufit). A Rudabánya Rb–461 fúrásban 256,6–381,4 m-ből származó 3 db, és az Rb–494 fúrásban 867,0 m-ből vett 1 db mintában metatufit jelenlétét állapítottuk meg. 2. Pala–mészkő kifejlődés. A Szuhogy Szgy–6 fúrásban, a Szuhogyi Konglomerátum alatt, 458,9–484,2 m között flázeres mészkőlencséket tartalmazó fillit-agyagpala sorozat vált ismertté. Ez a rétegsor az upponyi-hegységi Abodi Mészkő agyagpalában gazdagabb kifejlődésének felel meg. A két formáció határa, a konglomerátum és a pala érintkezése tektonizált. 3. Márgás kifejlődés. A Rudabánya Rb–503 fúrásban 421,4–470,2 m között, és az Rb–520 fúrásban 369,0–462,0 m között harántolt karbonátos agyagpala – aleuritos agyagpala – márgapala rétegsor tartozik ide. Fácies: a típusos Abodi Mészkő karbonátplatformok feldarabolódása utáni medencefácies, melynek képződése egyidejű vulkanizmussal kezdődött és a devon végéig tartott. Az ismertetett képződményeket karbonáttartalmuk alapján tartjuk párhuzamosíthatónak a közeli Szuhogy Szgy–6 fúrás paláival, ezért tárgyaljuk az Abodi Mészkő Formáció keretén belül. A márgás kifejlődés kizárja az upponyi paleozoikum karbonátmentes agyagpalás formációival (pl. Tapolcsányi Formáció) való analógiát. Kor: a pala–mészkő kifejlődésből (Szuhogy Szgy–6 fúrás, 468,5–469,1 m) Kovács S. által meghatározott Polygnathus cf. webbi Stauffer és Palmatolepis cf. hassi Müller et Müller fajok a felső-devon mélyebb részét (frasni) jelzik. Vastagság: legalább 30 m. Típusszelvény: az Abod A–1 fúrás rétegsora; területünkön hivatkozási szelvénye a Rudabánya Rb–520 fúrás 369,0–462,0 m közötti szakasza. Rakacai Márvány Formáció (62) A Szendrői-hegység északi szerkezeti egységében ismert képződmény fehér–kékesszürke sávos, pados vagy tömeges, durvakristályos márvány. A Kis-Somos-hegyen kékesszürke, finomkristályos medencefáciesű képződmény települ rá, amelyet az Abodi Mészkő Formációba sorolnak (FÜLÖP 1994). Kor: térképlapunkon késő-devon, mélyebb frasni. Fácies: karbonátplatform. Vastagság: a típusterületen kb. 200–300 m. KARBON Szendrői Fillit Formáció (61) A Szendrői-hegység legelterjedtebb képződménye az északi szerkezeti egységben. Egymásból kifejlődő rétegei: finomtörmelékes, karbonátos, durvatörmelékes betelepüléseket tartalmazó, finom szemcsenagyságú homokkősávos, grafitos fillit. Többek között a Szendrő Sze–20, –21, Rakacaszend Rsz–4/2 fúrások harántolták. Kor: karbon, késő-viséi–szerpuhovi–baskír (FÜLÖP 1994). Fácies: fokozatosan mélyülő medencebeli kifejlődés, alul zagyáramokkal, törmelékfolyásokkal átülepített vadflis–flis jellegű anyag, majd a szemcsenagyság finomodása, a mésztartalom csökkenése, a ciklusjellegek kimaradása, végül a grafitosodott szerves anyag részarányának növekedése jellemzi. Vastagság: kb. 600–800 m. TRIÁSZ KÖZÉPSŐ-TRIÁSZ Gutensteini Formáció (60) A tornai sorozat magyarországi előfordulásaiban, illetve a bódvarákói sorozatban a legmélyebb rétegtani helyzetű képződmény, feküjét sehonnan sem ismerjük. A tornai sorozatba tartozó kis kibúvása a Becskeházától ÉK-re 500 m-re húzódó árok felső végéből ismert. A bódvarákói sorozat tagjaként az összlet a bódvarákói Szent János-völgy két oldalán, illetve a Kőrös-völgy jobb oldalán, a torkolat közelében bukkan felszínre. Fúrásaink közül a Bódvarákó Br–4 452,30–523,90 m között, az Aggteleki-hegység aggteleki sorozatának bázisát alkotó, tektonikusan belegyúrt Bódvavölgyi Ofiolitot is tartalmazó Perkupai Evaporit (korábban — pl. GRILL et al. 1984 — 14

2. ábra. A bódvarákói sorozat különböző előfordulásaiban található képződményeinek korrelációja (elvi vázlat) 1 — agyagpala, agyagmárga, 2 — tűzköves mészkő, 3 — dolomit, 4 — dolomitos mészkő, 5 — homokkő, 6 — gipsz, anhidrit, 7 — meszes aleurolit, 8 — aleuritos márga, 9 — mészkőolisztolit, 10 — erősen tüzköves mészkő, 11 — dolomárga, 12 — mészkő, 13 — áttolódás

komjáti sorozat) alatt találta, de érintkezésük itt valószínűleg vetős. A Bódvarákó Br–5 fúrásban (2. ábra) a Gutensteini Formáció dolomitból a Bódvarákói Formáció fokozatosan fejlődik ki. Legteljesebben a Bódvarákó Br–6 fúrásból ismerjük, a fedőbe való átmenet itt is folyamatos. Sötétszürke, tömeges vagy vastagpados (30–100 cm) dolomit. Feltárásban nagyon hasonló az aggteleki és bódvai sorozat Gutensteini Formációjának sötétszürke dolomitjához, egyedüli különbségként valamivel szemcsésebb, kristályosabb volta említhető, valamint a típusos kifejlődésnél valamivel ritkább kalcitérhálózat. Általában rosszul, az alsó szakaszon azonban vékonyan és finoman rétegzett. Itt az intraklasztos szerkezet is gyakori. Felső részében világosabb sávok, meszes dolomitok is előfordulnak. Mikrofáciese a tornai sorozatban ekvigranuláris xenotópos dolopátit, 100 µm körüli méretű dolomitkristályokkal. A bódvarákói sorozatban az alsó részen intradolopátit található, melynek kötőanyagát dolomit, agyagásványok (illit–montmorillonit), kvarc és pirit alkotja, míg a felső részre az ekvigranuláris vagy mikrorétegzett, bizonytalan csigaátmetszeteket tartalmazó dolopátit a jellemző. Fácies: nagy pirittartalma és színe alapján zárt lagúnában, rossz szellőzési viszonyok mellett, viszonylag nyugodt körülmények között képződött („restricted lagoon” fácies). A bódvai és szilicei üledékgyűjtők Gutensteini Formációjával szembeni különbségét főleg az összlet alsó részében megfigyelt agyagbeáramlási és reszedimentációs jelenségek, továbbá felső részének biogén elemei jelzik. Lehetséges, hogy felső része már a bódvarákói sorozatból hiányzó Steinalmi Formáció képződményeit helyettesíti. Kor: mivel korjelző ősmaradványokat nem találtunk, egyrészt fedője, másrészt a Szilicei- és Bódvai-takaró Gutensteini Formációjával való analógia alapján jelöltük ki helyét az anisusi emelet alsó részében. Vastagság: A tornai sorozatban 10–20 m (látható), a bódvarákóiban 120–125 m (nem teljes). A formáció teljes vastagsága nem ítélhető meg, mivel a fekü hiányzik. Típusszelvény: a metamorf Gutensteini Formáció típusszelvénye a Bódvarákó Br–6 fúrás 7,8–165,0 m közötti szakasza. Steinalmi Formáció (59) A tornai sorozat mészkőből (59a) és dolomitból (59b) álló Steinalmi Formációjának világos kristályos mészköve alkotja az Esztramos fő tömegét (3. ábra). Kibúvik a hídvégardói Szent János-hegy és a Ruda-oldal környékén, valamint Becskeházától DK-re és ÉNy-ra. Becskeháza K-i szomszédságában a mészkő dolomitosodott, itt fejtik is. 15

A DK-i vízszintes elmozdulási zónában Rudabányától a Korlát-hegy ÉK-i végéig keskeny sávban húzódik. Közvetlen feküje a Gutensteini Formáció dolomitja magyar területen egyedül a már említett, Becskeházától ÉK-re található árokban ismert. Az Esztramos É-i oldalának bizonytalan szerkezeti helyzetű, szintén a Gutensteini Formációba tartozó, ankeritesedett dolomitjával meredek, É-i dőlésű tektonikai sík mentén érintkezik. A változó mértékben dolomitosodott mészkő (59a) fehé3. ábra. Földtani szelvény az Esztramoson át resszürke, az Esztramoson durNegyedidőszaki képződmények: 1 — alluviális üledék, 2 — lejtőtörmelék. Alaphegységi képződmények: Bódvai-takaró: va-, a Szent János-hegy – Becs3 — Gutensteini F. (dolomit); Bódvai-takaró bázisa: 4 — Bódvaszilasi Homokkő, 5 — Perkupai Evaporit; Bódvarákói „autochton”: 6 — Bódvarákói Formáció, 7 — Gutensteini Formáció; Bódvai-takaró: 8 — Telekesvölgyi Formáció keháza közötti területen közép(vörös és zöld agyagmárga mészkő-olisztolitokkal), tornai-sorozat: 9 — Steinalmi F. (mészkő), 10 — Szentjánosés aprókristályos, egyenetlen hegyi Mészkő (a = drapp és lila mészkő, b = szürke mészkő, c = csontszínű tűzkőmentes mészkő, d = csontszínű érdes, ill. egyenetlen szilánkos tűzköves mészkő), 11 — Tornaszentandrási Agyagpala, Egyéb: 12 — pikkelyhatár, 13 — takaróhatár törésű. Az Esztramoson vastagpados, a Szent János-hegy – Becskeháza területén rétegzetlen. A metamorf sávozottság az Esztramoson szembetűnő, a Szent János-hegyen és környékén néhol kivehető, míg Becskeházától D-re és DK-re nem jelentkezik. Itt a mészkő és a dolomit váltakozik. Az eredeti mikrofácies (crinoideás biointrapátit; packstone) a legkevésbé átkristályosodott, Becskeháza környéki Steinalmi Formáció (mészkő) vékonycsiszolataiban fedezhető fel leginkább. A kezdődő dolomitosodást jelzik a kalciton fejlődő, átlag 100 µm nagyságú dolomitromboéderek. Teljesen átkristályosodtak a Szent János-hegy környékének mészkövei is (inekvigranuláris xenotópos, ritkábban ekvigranuláris hipidiotópos pátit), de a legfelső részén (Szent Jánoshegy K-i vége) gyengén kivehető Crinoidea-átmetszetek látszanak. A Steinalmi Formáció dolomitja (59b) is fehéresszürke, középkristályos, szögletes–sarkos törésű, rétegzetlen, 3–10 cm-es, szögletes murvadarabokra széteső kőzet. Mikrofáciese inekvigranuláris, xenotópos dolopátit, 50–200 µm méretű dolomitkristályokkal. ÁRKAI (1981, 1982) illitkristályossági fok mérései az Esztramos esetében közepes nyomástartomány mellett epizonális, a Szent János-hegy esetében anchizonális átalakultságot jeleznek. Fácies: a mészkövekből kimutatható ősmaradványok (Dasycladaceák, Crinoideák), a szín, a nagy vastagság és a szilicei analógiák amellett szólnak, hogy a képződmény nyílttengeri karbonátplatform zátony mögötti lagúnájában rakódott le. Kor: a Steinalmi Formáció korát csak az ősmaradvány-tartalmú fedő alapján állapíthatjuk meg. Eszerint az Esztramoson már a középső-anisusiban (pelsói alemelet) megszakadt a képződése, míg a Szent János-hegyen a Szentjánoshegyi Mészkőből kimutatható legidősebb Conodonta-társaság (l. ott) hozzávetőleg a középső–késő-anisusi (pelsói–illír) határt jelzi. Feltehető tehát, hogy ott a mészkő képződése a pelsói folyamán végig tartott. Az alsó korhatárt még nehezebb megítélni. Szilicei analógiák alapján feltehető, hogy a Steinalmi Formáció csak az alsó-anisusi (bythiniai) és részben a középső-anisusi (pelsói) során képződött. Vastagság: az Esztramoson (3. ábra) 300 m-t, a Szent János-hegy – Becskeháza közötti területen 200 m-t meghaladó. Típusszelvény: a metamorf Steinalmi Formáció típusszelvénye a Hídvégardó Ha–3 fúrás 0,2–45,9 m közötti szakasza, valamint a tornaszentandrási Esztramos szelvénye (3. ábra). Bódvarákói Formáció (58) A bódvarákói sorozathoz tartozó felszíni előfordulásai a Nyúlkerti-völgy két oldalában, illetve a Szent János-völgy két oldalában találhatók meg. A fúrások közül (2. ábra) a Bódvarákó Br–5 79,50–123,00 m között, míg a Bódvarákó Br–6 negyedidőszaki képződmények alatt 5,80–7,80 m között harántolta. Feküjéből, a Gutensteini Formáció dolomitjából mind a két fúrásban, valamint a Szent János-völgy két oldalán is folyamatosan fejlődik ki. Sötétszürke és fekete mészkő, dolomitos mészkő, márga, dolomárga, ritkábban aleurolit, agyagkő és dolaleurit, valamint tűzkőrétegek váltakozásából álló összlet. Középvastagon vagy vastagon rétegzett, a rétegfelületek simák vagy hullámosak. A mészkövek apró-, illetve közepesen durvakristályosak. Mikrofáciesük pátit, radiolariás és filamentumos biopátit, ill. biomikropátit, gyakori autigén kvarccal, kriptokristályos kalcedoncsomókkal, ill. -zsinórokkal (tűzkő). 16

A réteglapokon látható homogén aleurolitban mikroszkóp alatt agyagásványok, kvarc és bakteriopirit mutatható ki. Fácies: a sekélytengeri Gutensteini Formáció leülepedését követően a Bódvarákói Formáció képződése rövid átmeneti szakasz után (melyben bentosz Foraminiferák még előfordulnak), mélytengeri elzárt medencében („restricted basin”) történhetett. A tenger mélysége az akkor aktuális karbonát-kompenzációs szint környékén lehetett, aminek bizonyítéka a mészkövek és tűzkövek azonos (radiolariás–filamentumos) mikrofáciese. Az üledékgyűjtő rosszul szellőzött voltát a képződmény sötét színe, a gyér ősmaradvány-tartalom, illetve a bakteriopirit jelenléte bizonyítja. A rétegfelszíneken található aleurolitokat magas Ti- és Zr-tartalmuk alapján részben visszaoldódási, részben sztilolitosodási terméknek tartjuk. Ezt támasztja alá a képződménynek a leülepedési időszak időtartamához képest csekély vastagsága is. Kor: a Bódvarákói Formáció a bódvarákói sorozat egyedüli olyan képződménye, melyből korjelző ősmaradványokat sikerült kinyerni. A Bódvarákó Br–5 fúrás 116,65–116,70 m közötti szakaszából, fekete tűzkőből H. Kozur rossz megtartású Radiolariák mellett egy darab Gondolella cf. bulgarica (Budurov et Stefanov) fajt határozott meg, amely az anisusi emelet pelsói alemeletét jelzi. Kovács S. a képződmény alapszelvényéből illír–fassai és longobárd Conodonták [Gondolella constricta Mosher et Clark, Gladigondolella tethydis (Huckriede), Gladigondolella-ME, Gondolella foliata inclinata (Kovács)] jelenlétét állapította meg. Kora a fentiek alapján középső-anisusi–késő-ladin (pelsoi–longobárd). Vastagság: a típusterületen 40–45 m. Típusszelvény: Bódvarákótól 1 km-re K-re a Nyúlkertvölgyi-patak jobb oldalán lévő felhagyott kőfejtőben (I. tábla, 2. kép), az esztramosi kőbányához vezető üzemi út alatt (LESS 1991a). FELSŐ-TRIÁSZ Rednek-völgyi rétegek (57) A képződmény a martonyi Kis- és Nagy-Rednek-völgy, valamint az Éger-völgy környékén fordul csak elő, Tornaszentandrás felé nem ismerjük. A Martonyi–Tornaszentandrás közötti területen (a Bódvai-takarón nyugvó Martonyi-takaróban) a tornai sorozat Szentjánoshegyi Mészkövét a törmelékanyagban gazdagabb Rednek-völgyi rétegek helyettesítik.* Feküje ismeretlen. Szürke, sötétszürke márga- és aleuritpala építi fel, különösen az összlet felső részén gyakori sötétszürke mészkő-betelepülésekkel. Alsó közel 4/5-ét 1–4 cm vastagon rétegzett szürke és barna (helyenként zöldesdrapp) márga- és aleuritpala alkotja, melyben 5–20 cm-es barnásszürke, finomkristályos mészkő-betelepülések találhatók. A Martonyi M–10 fúrás 0,0–11,1 m közötti szakasza is ezt a képződményt tárja fel. Felső közel 1/5-e sötétszürke márga (2–10 cm-es rétegekben) és sötétszürke, aprókristályos mészkő (10–100 cm-es padokban) váltakozásából áll, a márga helyenként teljesen kimarad. Átalakultsági foka epimetamorf. A Martonyi M–10 fúrás aleuritpalájának, ill. márgájának (8,2–8,3 m) illitkristályossági paraméterei ÁRKAI (1985) szerint a diagenetikus öv és az anchizóna határát jelzik, ugyanakkor a nyomástartomány közepes. Fácies: pelágikus medence, a beáramló törmelék a Szentjánoshegyi Mészkőhöz képest több. Kor: A Martonyi M–10 fúrásból Kovács S. az alábbi, idősebb pelsói korra utaló Conodontákat határozta meg: 3,10–3,70 m: Gondolella bulgarica (Budurov et Stefanov), Gladigondolella tethydis (Huckriede), Gladigondolella-ME. 6,90–7,90 m: Gondolella bulgarica (Budurov et Stefanov), Gondolella bifurcata bifurcata (Budurov et Stefanov), Gladigondolella malayensis budurovi Kovács et Kozur, Neospathodus kockeli (Tatge). A felső szakasz Tornaszentandrási Agyagpalával határos részéből Gondolella foliata foliata (Budurov), G. foliata inclinata Kovács, G. polygnathiformis Budurov et Stefanov, Gladigondolella malayensis malayensis Nogami került elő, melyek már kora-karni (cordevolei) korra utalnak. Eszerint a Rednek-völgyi rétegek képződése már az anisusi-közepén (a pelsóiban) elkezdődött és legalább a kora-karniig tartott. Vastagság: kb. 150 m. Típusszelvény: a rossz feltártság miatt nincs kijelölve, legjobb feltárásai a martonyi Nagy-Rednek-völgyben találhatók. Szentjánoshegyi Mészkő Formáció (56) A csak a tornai sorozatban előforduló Szentjánoshegyi Mészkő a Hídvégardó–Becskeháza közötti rögökben (4. ábra és I. tábla, 1. kép) és az Esztramos D-i oldalán (3. ábra) ismeretes. Kibúvása található a tornaszentjakabi Óriáson is, itt azonban feküje ismeretlen, és koradatok sincsenek belőle. Mind Hídvégardó–Becskeháza környékén, mind az Esztramoson folyamatosan fejlődik ki a Steinalmi Formáció mészkövéből, melynek már a hasadékaiban is kimutatható. Rétegsora Hídvégardó–Becskeháza környékén és az Esztramoson némileg eltérő. Utóbbi helyen a Kovács S. és Less Gy. által 1981-ben felvett *FODOR, KOROKNAI (2000) szerint a sűrű fekete tűzkőtörmelék a Bódvarákói Formációt képviselheti.

17

4. ábra. A Hídvégardó Ha–3 fúrás rétegoszlopa és Conodontái (KOVÁCS 1986 alapján kisebb módosítással) 1 — talaj és kőzettörmelék, 2 — metamorf Steinalmi F. (mészkő) (a = ép, b = tektonizált), 3 — szürke, pados, sávos mészkő, felső részében világosvörös–barnásvörös betelepülésekkel (Szentjánoshegyi Mészkő), 4 — fekete agyagpala (Tornaszentandrási Agyagpala), 5 — szürke tüzköves mészkő (Pötscheni Mészkő), 6 — felső-perm(?) evaporitos pala (Hídvégardói Formáció), 7 — Conodonta mintavételi hely. Gl.: Gladigondolella, Gl. ME: Gladigondolella multielem, G. = Gondolella, M. = Metapolygnathus, G.–M. ME = Gondolella–Metapolygnathus multielem, SZTJ MKŐ = Szentjánoshegyi Mészkő, Hídv. = Hídvégardó

szelvényben a formáció vastagsága kb. 200 m-nek adódott. Itt az összlet felső részén gyakoriak a barnás tűzkőgumók, melyek Hídvégardó–Becskeháza környékén hiányoznak. A kőzetek végig erősen átkristályosodottak, mindenütt látszik a metamorf sávozottság, az eredeti mikrofácies sehol sem figyelhető meg. Az utolsó rétegtagból származó mészkő ásványos összetételéből ÁRKAI (1981) már közepes nyomástartománybeli epizonális metamorfózisra következtetett. Világos- és középszürke, alárendelten drapp és rózsaszínű, finom-, apró és középkristályos, metamorf sávozottságú pados mészkő, ritkán drapp és lila tűzkőgumókkal, -lencsékkel. A rétegfelületek simák. A színes (drapp, rózsaszínű) mészkövek (alárendelten márgák) eredeti mikrofáciese radiolariás (és ritkábban filamentumos) biomikropátit (wackestone, ritkábban mudstone vagy packstone), átkristályosodva ekvigranuláris (ritkábban inekvigranuláris) hipidiotóposxenotópos pátit, 40–50 µm-es szemcsemérettel. A szürke mészkövekben megnő a filamentumok (és esetleg a Crinoideák) mennyisége, az eredeti mikrofácies filamentumos (alárendelten radiolariás) biomikropátit, ill. biopátit (packstone vagy grainstone). Átkristályosodva inekvigranuláris, xenotópos pátit 50–100 µm-es szemcsenagysággal. A filamentumok 18

ilyenkor már csak makroszkóposan észlelhetők. Az illitkristályossági értékek ÁRKAI (1981, 1985) szerint anchizonális metamorfózist jeleznek, közepes/nagy nyomástartomány mellett. Fácies: a Conodonták, a kőzet jellege, a filamentumok, a Radiolariák, a tűzkőtartalom, a világos (gyakran tarka) szín mind arra vallanak, hogy a Szentjánoshegyi Mészkő jól szellőzött pelágikus medencében képződött. Kor: a Becskeháza–Hídvégardó közötti terület Szentjánoshegyi Mészköve a teljes késő-anisusi (illír)–ladin–kora-karni (cordevolei) intervallumot átfogja (4. ábra). Képződése az Esztramoson korábban — már a pelsóiban (középső-anisusi) elkezdődött. A Conodonta-fauna részletes listája KOVÁCS (1986) munkájában található meg. Vastagság: a Szent János-hegy és Becskeháza közötti területen 20–25 m, az Esztramoson kb. 200 m. Típusszelvény: A Hídvégardó Ha–3 fúrás 45,9–69,4 m közötti szakasza (4. ábra). Nyúlkert-lápai rétegek (55) A bódvarákói sorozat rétegtanilag legfelső összlete (2. ábra) a felszínen legjobban a Bódvarákóról az esztramosi kőbányába vezető üzemi út bevágásaiban tanulmányozható (I. tábla, 3. kép). Rossz feltárásokban előfordul még a Nyúlkerti-völgy (Nyúlkert-lápa) két oldalán, valamint a Szent János-völgy jobb oldalában vezető út mentén. A Bódvarákó Br–5 fúrás 2,5–79,5 m között harántolta a Bódvarákói Formáció fölötti helyzetben, attól tektonikus határral elválasztva. Feküjéből való folyamatos kifejlődését máshonnan sem ismerjük. Zöldesszürke–szürke–fekete agyagpala és márgaösszlet, felső részén finom- illetve középkristályos szürke mészkőolisztolitokkal. Litológiai alapon négy részre tagolható, rétegsora alulról felfelé a következő: 1. vékonyréteges, szürke, aleuritos márga és vastagpados szürke mészkő váltakozása; 2. zöldes-barnásszürke, tömbös elválású aleurolit; 3. sárgásbarnászöld vékonyrétegzett, vasas, márgás aleurolit 10–20 cm átmérőjű barna, vasas, kristályos mészkőlencsékkel; 4. 10–50 cm-es rétegvastagságú, zöldesszürke aleurolit és márgás aleurolit, melyben változó nagyságú (0,1–2 m-es) márgás aleurolit és barnásszürke, homogén, finom- és durvakristályos mészkőolisztolitok találhatók. A rétegek átalakultsági foka anchimetamorf (mikrogyüredezettsége véleményünk szerint metamorfózis utáni). Fácies: képződési körülményei mindenképpen mélytengeri jellegűek. A Bódvarákói Formációhoz képest nem szükségszerű a keletkezési mélység csökkenése, elképzelhető a karbonát-kompenzációs szint süllyedése is. Az összlet felső részében megjelenő olisztolitok az üledékgyűjtő mobilizálódására utalnak. Kor: miután minden kísérletünk meddőnek bizonyult, amely Conodonták és pollenek kinyerésére irányult, a nyúlkertlápai rétegek korát csak a feküképződménye alapján tudjuk megítélni, azaz az összlet késő-triásznál valószínűleg nem idősebb. A jurába is felnyúlhat, mivel több mint 20 mintában nem találtunk Conodontát, s ez utalhat arra is, hogy a mészkövek képződésének idején ez a (triász végén kihalt) csoport már nem élt. Ugyancsak jurára utal az olisztolitok jelenléte az összlet felső részében, ugyanis az ilyen típusú gravitációs üledékképződés a környező régiókban (Bükk, Telekesoldal, Telekes-völgy, dernői Szörnyű-kút) a jurára jellemző jelenség. Vastagság: 80 m (az üledékes fedő hiányában eredetileg nagyobb érték is feltételezhető). Típusszelvény: a Bódvarákóról az Esztramosra felvezető üzemi út bevágásai a Bódvarákói Formáció típusszelvénye fölött, valamint a Bódvarákó Br–5 fúrás 2,5–79,5 m közötti szakasza. Bódvavölgyi Ofiolit Formáció (54–51) Az ELGI 1980–1982-ben végzett mágneses mérései (VERŐ et al. 1982) és több kutatófúrás alapján a Bódva-völgy környékén négy különálló magmás test — a szögligeti, bódvarákói, komjáti és tornakápolnai — különíthető el. További, mélyen lévő hatók jelenlétét a kis területet lefedő mérések nem zárják ki, azaz feltételezhető, hogy a Gömör–Tornai-karszt helyenként 1000 m-nél is vastagabb Szilicei-takarójának bázisában, vagy alatta több hasonló magmás tömeg is található. A szerpentinitből (54), metagabbróból (53), metabazaltból (52) és radiolaritból (51) álló, nem teljes ofiolitsorozat a tornakápolnai sorozat legjellemzőbb képződménye. Szerpentinit (54) A Perkupai Evaporitban néhány cm és 50 m közötti szerpentinit-fragmentumok és -tömbök találhatók (1. kép). A Tornakápolna Tk–3 fúrás (5. ábra) anyagában a sötétzöld, gyakran fekete foltos masszív kőzetváltozat (basztit) a leggyakoribb, de zöldesbarna, elnyírt, leveles szerpentinitként és világoszöld ér formájában is előfordul. A szerpentinit nagyon alacsony fokú metamorfózist szenvedett kőzet. Protolitja — ellentétben a

1. kép. A világosabb színű Perkupai Evaporitba belegyúrt, erősen tektonizált, sötétebb színű szerpentinit (Bódvavölgyi Ofiolit) a volt perkupai gipszbányában. (Fotó: Nagy Géza)

19

spilites bazalttal és albitgabbróval — nem bazaltos összetételű, mint azt sokáig feltételezték, hanem ultrabázit. Mivel szerpentinesedésre csak az olivin és rombos piroxén képes, ezért a közel egyveretű, 80%-ban szerpentinből álló kőzet csak olyan ultrabázitból képződhet, melynek fő alkotó ásványa az olivin és a rombos piroxén. A szerpentinit így csak harzburgitból, dunitből vagy lherzolitból keletkezhetett. A szerpentinit kőzetalkotó ásványai a lizardit és a krizotil. Antigoritot sehonnan sem ismerünk, ami az ultrabázisos kőzet 400 °C alatti szerpentinitesedésére utal. A szerpentinásványokon kívül — összmennyiségben 1% alatti — magnetit, spinell, awaruit, titanit és NiS-ásvány is található. Három szövettípus csoportot lehet megkülönböztetni: 1. pszeudomorf, 2. nem pszeudomorf, 3. szerpentinerek. Leggyakoribb a hálós és basztitos szerpentinit, a homokórás és összefogazódó szövet ritkább. A világoszöld erekben mind a keresztszálas, mind a hosszanti szálas krizotilazbeszt megtalálható. A vizsgált kőzetminták szerpentinesedése teljes volt. Az eredeti magmás kőzetre főleg a kémiai elemzési adatokból (vízmentes formula) és azokból számolt karakterisztikus arányokból következtettünk. A néhány klinopiroxén-reliktum inkább lherzolitos, mint harzburgitos protolitra utal, amit a csak kevéssé lecsökkent ritkaföldfém-mennyiség is alátámaszt. Metagabbró (53) A Bódva-völgyben több különálló testként megjelenő metagabbró és főleg dolerit a pillow-bazalthoz hasonlóan spilit, vagyis átalakult, nagyon alacsony fokú metamorfózist szenvedett bázit. Ez alkotja a szögligeti, komjáti és a bódvarákói magmás test fő tömegét. A légimágneses mérésekkel mért nagy anomáliát a kőzetben lévő jelentős mennyiségű ferromágneses anyag okozza. A kőzet kémiai és ásványos összetételében kevéssé változatos. Az amfibol aktinolitos összetétele jól tükrözi, hogy a metagabbró csak gyenge metamorfózist szenvedett. Metabazalt (52) és radiolarit (51)

5. ábra. A Tornakápolna Tk–3 fúrás rétegoszlopa (RÉTI 1988 alapján módosítva: KOVÁCS et al. 2004)

20

Metabazalt (52) a Szin–1, valamint a Tornakápolna Tk–2 és –3 fúrásokból ismeretes; mind a három fúrásban jelentős mélységben található, alsótriász üledékes rétegek alatt, a Perkupai Evaporithoz kötődve, esetleg abba belegyúrva. A Tornakápolna Tk–3 fúrás alsó 194,5 m-es szakaszán (5. ábra) harántolt, mélytengeri spilites pillow-bazalt sorozatban néhány kisebb, vörös, hematitos agyagbetelepülés látható. A legfeltűnőbb vöröses, lilás elszíneződésen kívül helyenként a pillowszerkezetek is felfedezhetők. A pillow-szerkezetek között gyakori a hialoklasztit-folyás. A pillow szerkezetű és hialoklasztit-folyásos részeken kívül kevés, néhány méternyi masszív bazalt is található. A három kőzetváltozat közül ez a szilárd, szürke, zöldesszürke kőzet a legüdébb, bár ez is szinte teljesen spilitesedett. A kőzet összetétele arra utal, hogy egy, vagy több másodlagos ásványképződés folyt le, a pirokémiai folyamatoknál sokkal alacsonyabb hőmérsékleten stabil ásványegyüttessel. A ritka mandulakövek mérete nem éri el az 1 mm-t, általában 0,2–0,5 mm közötti. JONES (1969) Izland környéki recens tenger alatti bazaltokon végzett vizsgálataival összevetve a tornakápolnai bazaltban lévő üregek és mandulakövek mérete több ezer méteres tengermélységet jelöl. Vastagabb erekben jelentős hematitkiválás is megfigyelhető. A magas Fe-tartalmú (az 567 m-ből származó minta FeO-tartalma 26%) mélytengeri vörösagyagból felvett vasból hidrotermális körülmények között helyenként néhány centiméteres hematitkristályok képződtek. Hasonló vasas-mangános ércesedés a mai óceáni aljzaton is gyakori (CANN 1969). A tornakápolnai bazalt elemzési adatai (2. táblázat) MIYASHIRO (1975) diagramjain az OF (óceán fenéki), más néven abisszikus tholeiites mezőbe esnek.

21

x

kalcit leszámítással képzett kémiai összetétel, + pillow szegélyből készült elemzések. A kémiai elemzések a MÁFI kémiai laboratóriumában készültek. Elemzők: dr. Ikrényi K., Dér I.-né.

2. táblázat. A Tornakápolna Tk–3 fúrás spilites bazaltjainak kémiai és ásványtani összetétele %-ban

Kor: a bazalttal szingenetikus vörös radiolarit-közbetelepülések (51) egyikének (Tornakápolna Tk–3 fúrás, 567,0 m) gazdag Radiolaria-faunájából KOZUR (in RÉTI 1985a, b és KOZUR, RÉTI 1986) az alábbi, ladin alakokat határozta meg: Cenosphaera sp., Eptingium manfredi Dumitrica, Triassostephanidium laticornis Dumitrica, Astrocentrus sp., Pseudostylosphaera coccostylus (Rüst), P. longispinosa Kozur et Mostler, Oertlispongus falciformis (Dumitrica), O. inaeqispinosus Dumitrica; Kozur et Mostler, Paraoertlispongus sp., Paurinella curvata Kozur et Mostler, Spongopallium sp., Triassocampe ex. interc. scalaris–deweveri, Triassocampe sp., Pentacrinocarpus fusuliformis Dumitrica. Dosztály L. (DOSZTÁLY, JÓZSA 1992) négy pozitív minta alapján ugyanezt a kort erősítette meg. A radiolarit és a bazalt azonos korát bizonyítják: — a spilites bazalt gyakori elszíneződése, — vörösagyag betelepülések a pillow-struktúrák közé, — a Tornakápolna Tk–3 fúrás 563 m-énél lévő kontaktus, — az óceánfenéki metamorfózis (spilitesedés) során a bazalt Ca-plagioklásza teljesen albittá alakult, Ca szabadult fel, mely beépült a Radiolariák vázába. A Radiolariák által jelzett ladin kor nagyjából egyezik a 220 millió éves radiometrikus (K/Ar) átlagkorral, így ezt a bázisos kőzetanyagot szolgáltató magmás működés korának tekinthetjük. Vastagság: az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén a Bódvavölgyi Ofiolit Formáció bizonyosan csak a tornakápolnai sorozatban fordul elő, a Szilicei-takaró bázisát alkotó Perkupai Evaporitba belegyúrt tektonikus tömbök („sole thrust”) formájában (2. kép). A Tornakápolna Tk–3 fúrás által harántolt bazaltról elképzelhető, hogy még eredeti helyzetében, a Mellétei-takaró foszlányában található. Szétdaraboltsága miatt a formáció teljes vastagsága nem ismert. A szerpentinit vastagsága meghaladja a 200 métert, a metagabbróé a 250 métert, a metabazalté a közbetelepülő radiolarittal együtt a 200 métert. 2. kép. Az egykori perkupai gipszbánya, evaporitba belegyúrt szerpentinitTípusszelvény: a Tornakápolna Tk–3 fúrás 185,1– tömbbel (Fotó: Nagy Géza) 600,0 m közötti szakasza (5. ábra). Tornaszentandrási Agyagpala Formáció (50) A kizárólag a tornai sorozatra jellemző képződmény Hídvégardó–Becskeháza között, a Martonyi–Tornaszentandrás közötti területen és az Esztramoson (3. ábra) egyaránt megtalálható. Az utóbbi két helyen felszínről is jól ismert (I. tábla, 4. kép), míg Hídvégardó környékén a Hídvégardó Ha–3 fúrásból (69,4–96,7 m) ismerjük (4. ábra). Feküje Hídvégardó környékén és az Esztramoson a Szentjánoshegyi Mészkő, míg a martonyi Nagy-Rednek-völgyben a Rednek-völgyi rétegek. Az átmenet mindhárom esetben hirtelen, a határon kisebb tektonikus elnyíródás elképzelhető. Fekete, felszínen sárgásbarnára mállott, levelesen széteső, 2–10 mm-es, többé-kevésbé sík elválású rétegekből álló agyag- és aleuritpala, helyenként karbonátos, ritkán harántpalás. Ásványos összetétele: kvarc, szericit, klorit, kevés plagioklász. Az egyetlen, 50 cm vastag sötétszürke, durvakristályos mészkő-közbetelepülés a martonyi Nagy-Rednek-völgyben található. Átalakultsági foka epimetamorf. Fácies: a képződmény feltehetően rosszul szellőzött medencében képződött, amit a fekete szín, a viszonylag nagy szervesanyag-tartalom és a sok pirit bizonyít. A törmelékbeáramlás felerősödése a karni eleje–közepe táján általános alp–kárpáti jelenség („raibli” esemény), ami az éghajlat humidabbá válásával hozható összefüggésbe. 22

Kor: a Tornaszentandrási Agyagpalából Sporomorphákat kinyerni sem a MÁFI budapesti, sem az OFKFV komlói laboratóriumában nem sikerült. A képződmény korát a fekü- és fedőképződmények korának ismeretében határozhatjuk meg, mellyel összhangban áll a Nagy-Rednek-völgy Tornaszentandrási Agyagpalájába közbetelepülő sötétszürke, homogén, kristályos mészkőből Kovács S. által meghatározott, középső-karni (juli) kort jelző Conodonta-fauna: Gondolella tadpole Hayashi, Gladigondolella malayensis malayensis Nogami, Gladigondolella-ME, Metapolygnathus baloghi Kovács. Mindezek alapján megállapítható, hogy a Tornaszentandrási Agyagpala képződése a mai Hídvégardó–Becskeháza környékén már a karni legelején, míg a mai Esztramoson valószínűleg, a mai Martonyi–Tornaszentandrás közötti területen pedig biztosan csak később, de még szintén a karni elején kezdődött meg. A Tornaszentandrási Agyagpala korának felső határát — a fedő Pötscheni Mészkő bázisának kora alapján — viszonylag egyöntetűen a késő-karniban (tuvali alsó–középső része) lehet megvonni. Vastagság: a Szent János-hegy – Becskeháza közötti területen max. 30–50 m, az Esztramoson 50 m látható, míg a Martonyi–Tornaszentandrás közötti területen kb. 150 m. Típusszelvény: a Hídvégardó Ha–3 fúrás 69,4–96,7 m közötti szakasza (egységsztratotípus, 4. ábra); felszíni típusfeltárás: Tornaszentandrás, Kossuth u. 18. sz. ház udvarának vége. Pötscheni Mészkő Formáció (49) Az Esztramos kivételével a tornai sorozat összes magyarországi előfordulásából ismert, könnyen azonosítható képződmény (II. tábla, 1. kép). Feküjéből, a Tornaszentandrási Agyagpalából való fokozatos kifejlődése a Tornaszentandrás, Kossuth u. 18. sz. ház mögött látszik (I. tábla, 5. kép), azonban itt is némileg tektonizált, limonitosodott. A 2 m-nyi átmeneti, lemezes szakasz után már a típusos, jól rétegzett (7–10 cm), tűzköves mészkő következik. A martonyi Nagy-Rednek-völgyben az átmenetet 50 cm vastag mészkő-konglomerátum képviseli. A Hídvégardó Ha–3 fúrásban (4. ábra) az átmeneti szakasz alsó része elnyírt, vetős érintkezés után előbb 30 cm drapp márga (96,5–96,8 m között) következik, majd 100,30 m-ig ugyanezzel a márgával váltakozva világosszürke, apró- és középkristályos mészkő jelenik meg. 100,30 m-nél a márga eltűnik és megjelenik az első tűzkőzsinór. A típusos metamorf Pötscheni Mészkő változó rétegvastagságú, alsó részén inkább rétegzett (5–15 cm), felső részén inkább pados (30–100 cm), esetleg rétegzetlen, világos- és középszürke (helyenként barnás árnyalatú), középkristályos mészkő, állandó tűzkőtartalommal. A tűzkövek színe drapp vagy világosszürke, egyaránt alkotnak öklömnyi–gyermekfejnyi gumókat, lencséket és 2–8 cm vastag önálló tűzkőrétegeket (pl. a tornaszentandrási Templom-dombon és a Hídvégardó Ha–3 fúrásban). Hídvégardó környékén (a Ruda-oldal középső részén) a szürke mészkő mellett kis foltban 20–100 cm-es rétegekben vele egykorú, rózsaszín, finom–aprókristályos mészkő is található, melyből KOVÁCS (1986) középső-laci (kora-nori) Conodontákat határozott. Radiolariás, mikrites–mikropátos üledék, amihez időnként allodapikus elegyként kiemeltebb területekről lezúduló filamentum- és Crinoidea-törmelék keveredett. A kovatartalom a kovaanyagú Radiolariák karbonátosodásával egyidejűleg, a diagenezis folyamán tömörült tűzkővé. A Martonyi–Tornaszentandrás közötti területen a mészkő erősebben átkristályosodott, mint máshol. Az eredeti mikrofácies radiolariás biomikropátit (mudstone és wackestone), ill. filamentumos (és helyenként crinoideás) biopátit (grainstone) volt, mikrokristályos (átlag 10 µm-es szemcsenagyságú) kalcedoncsomókkal, ill. -sávokkal. A tűzkőben Radiolaria-átmetszeteket sehol sem találtunk. Az első mikrofácies-típus az üledékgyűjtő eredeti üledékét képviseli, a második típusban allodapikus elemek szerepelnek. A Radiolariák a kevésbé átkristályosodott, Hídvégardó környéki kőzetekben csak kissé deformáltak (elnyújtottak), míg a Martonyi– Tornaszentandrás közötti területen (ahol az eredeti mikrofácies sokszor már fel sem ismerhető, mert a mészkő inekvigranuláris, hol porfirotópos, hol poikilotópos, xenotópos mikropátos pátittá alakult át), a Radiolariák 1:2–1:3 arányban elnyújtottak, „kivasaltak”. Fácies: medencefáciesű, radiolariás, mikrites–mikropátos üledék, amihez időnként allodapikus elegyként a kiemeltebb területekről lezúduló filamentum- és Crinoidea-törmelék keveredett. A kovatartalom a kovaanyagú Radiolariák karbonátosodásával egyidejűleg, a diagenezis folyamán tömörült tűzkővé. A Ruda-oldalon található középső-laci (kora-nori), rózsaszínű mészkő a típusos Pötscheni Mészkőnek valamivel kiemeltebb területen képződött fáciese lehet. Kor: a Pötscheni Mészkő képződése a benne előforduló Conodonták (Kovács S. meghatározásai) alapján a későbbi Martonyi-takaró üledékgyűjtőjében a kora-tuvaliban (karni közepe), míg Hídvégardó környékén a középső-tuvaliban (karni vége) kezdődött meg (4. ábra). Ez az állítás a hídvégardói Nagy-kőre és valószínű folytatására, a tornahorváti (Chorváty) Hradovára (MELLO, MOCK 1977), valamint Zádielské Dvorniky (Szádudvarnok) a Slovenská Skala és Honce (Kisgencs) területére is kiterjeszthető. 23

A Pötscheni Mészkő fedője csak a Nagy-kőn (folyamatos szelvényben) és a hídvégardói Ruda-oldalon (elszórt kibúvásokban) ismeretes. Ennek alapján kora mindkét helyen a kora-nori (laci) tetejéig felnyúlik, de a középső-noriba (alauni) már nem megy át. Mivel a többi területről is ismertek kora-nori koradatok, a Pötscheni Mészkő képződését nagy valószínűséggel a kora-tuvali–késő-laciban (középső-karni–középső-nori) rögzíthetjük. Vastagság: Hídvégardó–Becskeháza környékén max. 60 m, a Martonyi–Tornaszentandrás közötti területen a látszólagos vastagság 150 m-en felülinek adódik, ami azonban a többszöri izoklinális gyüredezettség miatt valószínűleg túlzott. Magyarországi típusszelvény: a Pötscheni Mészkő metamorf változata a tornaszentandrási Templom-domb Ny-i oldalán vizsgálható a legjobban. Nagykői Mészkő Formáció (48) A tornai sorozathoz tartozó előfordulása négy kis foltból ismert. Ezek közül kettő a hídvégardói Nagy-kőn található. Az egyik csak törmelékfeltárás, míg a másikban világosan megállapítható a Pötscheni Mészkőből való folyamatos kifejlődése.* A harmadik előfordulás Hídvégardótól D-re található, a Ruda-oldal Ny-i részén. A feltárás elszigetelt, a települési viszonyok nem ítélhetők meg. A negyedik előfordulás a tornaszentjakabi Óriás rögében található néhány törmelékdarab, már szlovák területen. Drapp, rózsaszínű, ritkán lila, aprókristályos mészkő, időnként vörös és mállottan rózsaszínű tűzkőgumókkal. Rétegzése vékonypadostól tömegesig változik. Mikrofáciese homogén mikropátit, autigén és törmelékes kvarcokkal. Biogén alkotókat (filamentumokat) csak ritkán tartalmaz. A kőzet csak kissé kristályosodott át. Megjegyzendő, hogy a Nagykői Mészkő nemcsak a tornai sorozatban fordul elő, hanem a bódvai sorozatba tartozó dunna-tetői szelvényben, valamint a Telekesvölgyi Formáció tarka márgái közé települten (a Telekes-völgy 8. sz. mellékvölgyében), valamint feltehetőleg olisztolitként is (Kovács S. és Less Gy. mintái az Esztramos D-i oldaláról és a Telekesvölgyi Formációból). Fácies: a Nagykői Mészkő a Pötscheni Mészkőhöz hasonlóan egyértelműen medencefáciesű képződmény, azonban a tarka szín, a törmelékes kvarcok jelenléte és a Radiolariák hiánya alapján feltételezhető, hogy fokozott törmelékbeszállítás mellett képződött. Kor: az összes mintában előforduló Gondolella steinbergensis (Mosher) mellett két mintában G. navicula Huckriede is volt. E Conodonták alapján a Nagykői Mészkő kora a nori emelet középső (alauni), esetleg késői (sevati) szakaszában rögzíthető (KOVÁCS 1986). Vastagság: 25–30 m (nem teljes). Típusszelvény: Hídvégardó, Nagy-kő Ny-i oldala (alsó határsztratotípus).

NEM METAMORF KŐZETEK Itt találhatók a hídvégardói, aggteleki, szólósardói és bódvai sorozatokba tartozó kőzetek leírásai. A Gutensteini, Steinalmi és Bódvarákói Formációnak, valamint a Pötscheni Mészkő Formációnak metamorf változata is ismert. Ezek leírása a metamorf kőzeteknél található. A Telekesoldali (térképi jelkulcs: 15, 14, 12, 11) és Telekesvölgyi (térképi jelkulcs: 16, 13) Formáció (ma Komplexum) több, egymást korban kölcsönösen átfedő szintre tagolhatók. Földtani térképünk (Less et al. 1988) jelkulcsát követve e szinteket kor szerint fiatalodó sorrendben írjuk le, még ha ezzel mindkét formáció tárgyalásának folyamatosságát meg is kellett bontanunk ISMERETLEN KORÚ (PERM–ALSÓ-TRIÁSZ?) Hídvégardói Formáció (47–44) A Hídvégardó és Tornaszentjakab környékén felszínen csak gyér törmelékben található képződményt a hídvégardói Szent János-hegyre telepített Hídvégardó Ha–3 fúrás 112,0–717,0 m közötti szakaszából ismerjük részletesen (ÁRKAI, KOVÁCS 1986). Itt a teljesen átbuktatott helyzetben lévő, tornai sorozatbeli képződményekből álló Becskeházai-takaró alatt látszólagos autochton helyzetben található és tektonikai értelemben a hídvégardói sorozatot alkotja. A Hídvégardó Ha–3 fúrás szelvénye tárta fel a négy részre tagolható, ismeretlen korú „sorozat”-ot, melyet feltételesen formációnak nevezünk. A négy alegység a közetkező: — Alsó része fekete agyagpala (47) kovás–sziderites–mangános (rodokrozitos) aleurolit-gumókkal, melyekben kioldhatatlannak bizonyult Radiolariák találhatók. Az agyagpala leveles, elválási felületei gyakran fényesek, egyenetlenek. Fő ásványos összetevői: illit–szericit, klorit és kvarc, jelentős a plagioklász mennyisége is. — A középső evaporitos összletben (46) világoszöld és szürke agyagpala, aleurolit, anhidrit, gipsz és dolomit található (3. kép). *Térképezésünk lezárása óta FODOR, KOROKNAI (2003) egy újabb előfordulását is megtalálták a Nagy-kőn.

24

— A felső részt sötétszürke és fekete, többnyire vékonyréteges mészkő, márga és agyagpala (45) alkotja. A mészkövek Crinoidea- és süntüsketörmelékesek. Az összlet átalakultsági foka diagenetikus– anchimetamorf (szemben a fölötte, tektonikus helyzetben lévő tornai sorozat anchi– epimetamorf átalakultságával). — A legfelső, a tornaszentjakabi rétegek néven elkülönített alegység, amelyet a felszínen sárgásbarnára mállott (friss állapotban szürke) márgás mészkő és aleuritos mészmárga (44) 10–30 cm-es rétegekinek váltakozása alkot (II. tábla, 3. kép). Az összlet alsó részén üledékcsúszási nyomok figyelhetők meg. Fácies: az alsó rész — fekete paláinak radiolariás, kovás, mangános gumói alapján — mélytengeri eredetű, a középső rész hiperszalin lagunáris, a felső rész (a Crinoidea- és süntüsketörmelék, valamint a bitumentartalom alapján) viszonylag rosszul szellőzött sekélytengeri, változó törmelékanyag-beáramlással, legfölül a finomtörmelék alapján a parttól való nagyobb távolság valószínű. Kor: magyar területről eddig semmilyen korhatározó ősmaradványt nem sikerült kimutatni, a korbesorolás a szlovákiai Zsarnó (Žarnov) ŽAM–1 fúrás evaporitjaiból E. Planderová által meghatározott Sporomorphákra épül. Vastagság: az alsó rész vastagsága legalább 350 m, a középső és felső részé hozzávetőleg 50–50 m, a tornaszentjakabi rétegeké 40–45 m. Típusfeltárás: a Hídvégardó Ha–3 fúrás 112,0–717,1 m, szlovák területen a Zsarnó (Žarnov)–1 fúrás 18,0–453,0 m közötti szakasza. A felszínen nincs jó feltárása. A tornaszentjakabi rétegek az Antal-majortól D-re, az útkanyarban lévő felhagyott kőfejtőben tanulmányozhatók. PERM–TRIÁSZ PERM–ALSÓ-TRIÁSZ Perkupai Evaporit Formáció (43)

3. kép. A Hídvégardói Formáció alsó (fekete agyagpala) és középső (evaporitos) részének átmenete a Hídvégardó Ha–3 fúrás 160,6–165,2 m közötti szakaszán. (Fotó: Less György)

A formáció általánosan elterjedt az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén, ahol a Szilicei- és Bódvai-takarók bázisrétegeit alkotja, melyek ezen képlékeny képződmény mentén nyíródtak le variszkuszi aljzatukról. Felszín közeli előfordulásai diapír- (Alsótelekes, Perkupa, Tornakápolna, Szinpetri), vagy pikkelyes szerkezetekhez (martonyi vasércbánya, Szénhely-völgy: a formáció egyetlen természetes feltárása, Ménes-völgy: Bánya-oldal) kapcsolódnak. Rétegtani feküjét nem ismerjük. Fedője a Bódvaszilasi Homokkő, folyamatos átmenetük jól dokumentálható több fúrásban (pl. Tornakápolna Tk–3, Szin–1, lásd HIPS 1996). Sok helyütt tartalmazza a tornakápolnai sorozat döntően ladin korú Bódvavögyi Ofiolitjának a Szilicei-takarórendszer áttolódása során belegyúrt tektonikus tömbjeit. Az Északi-Mészkőalpok „Haselgebirge”-jének megfelelő összlet felépítésében elsősorban evaporitok (anhidrit, gipsz), dolomit, zöldesszürke agyag és aleurolit vesznek részt. A tektonizálatlan evaporitok fehéresszürkén–feketén sávozottak–rétegzettek, időnként felhősek. Megfigyelhető a szemcsenagyság sávos változása is. A dolomit, agyag és aleurolit általában együtt fordul elő a rétegzett, sávos anhidrittel. A formáción belül három litofáciest különíthetünk el: 1. Sötétszürke, fehér színű, többnyire felhős, sávozott–rétegzett szerkezetű anhidrit, dolomit. 2. Elsősorban zöld, kevesebb vörös, szürke agyagpala, dolomitzárványokat tartalmazó, zöldesszürke alapszínű anhidrit, dolomit. 3. Vörösbarna, zöld színű finomszemű aleurolit és középszürke dolomit. Fácies: hiperszalin lagúnákban képződött. Kor: rendkívül kevés adattal rendelkezünk. Az evaporitot szlovákiai kutatások során ILAVSKÁ (1965) palinomorphák alapján a felső-permbe sorolta. Az Aggteleki-hegységben mélyített Tornakápolna Tk–3 fúrásban az aleurolit és dolomit litofáciesből (142,0 m) előkerült Earlandia tintinniformis (Mišik) rétegtani szintjét Bércziné Makk A. a perm–triász határ környékére teszi azzal, hogy még a triászban is előfordul. Érdemes kiemelni, hogy az Earlandiák extrém környezeti változásokat is képesek elviselni. A fedőképződmény bázisáról előkerült ősmaradványok alapján (HIPS 1996b) képződése a kora-triászban egészen a griesbachi (alsó-indusi) végéig folytatódott. Vastagság: eredetileg talán 250 m körüli, de az utólagos tektonizáltság és diapírtevékenység miatt helyileg ettől jóval kisebb és nagyobb vastagságok is előfordulnak. Típuslelőhely: a perkupai volt gipsz–anhidrit bánya és a jelenlegi alsótelekesi gipsz külfejtés (II. tábla, 2. kép). 25

TRIÁSZ ALSÓ-TRIÁSZ Bódvaszilasi Homokkő Formáció (42) A legnagyobb felszíni elterjedésben Perkupa, Szögliget és Bódvaszilas között, valamint a bódvaszilas–derenki pikkelyes övben található. Előfordul az Esztramostól Dre, Bódvarákótól Ny-ra és a Körösvölgyben, a Szent János-völgy felső része és a Fehér-kő között, valamint Rudabányán. A Bódvaszilas–Ragácsa közötti területen kétosztatúságot lehetett megfigyelni: az alsó, faunás homokkő-aleurolit megegyezik a 4. kép. A Bódvaszilasi Homokkő buckásan keresztrétegzett vörös homokkövének feltárása a perkupai előfordulással, amely fölött perkupai temető fölött. (Fotó: Hips Kinga) barna, finomszemű aleurolit–agyagpala összlet települ. Feküképződménye a Perkupai Evaporit, fedője a Szini Márga, többnyire azonban mindkettővel tektonikusan érintkezik. A korábban „seisi” rétegeknek nevezett formációt lilásvörös, esetleg zöldesszürke homokkő, aleurolit és agyagpala váltakozása építi fel. A homokkő és az aleurolit gyakran rétegen belül váltakozik. A rétegfelszíneken gyakoriak a hullámfodornyomok, a vastagabb homokkőrétegekben keresztrétegzettség is megfigyelhető (4. kép).

6. ábra. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység nem metamorf alsó-triászának tagolása (Kovács et al. 1988 alapján, módosításokkal) 1 — homokkő, 2 — agyagpala, 3 — márga, 4 – mészkő, 5 — féregjáratos mészkő (a = lemezes, b = pados)

26

A makrofauna a homokkőrétegek felső, csillámos réteglapjain dúsul fel, melyek törmelékanyaga uralkodóan kvarc, alárendelten földpát és muszkovit, kötőanyaga kovás vagy agyagos, ritkán meszes. Fácies: sekély intertidális–szubtidális (árapályövi és az alatti), részben zárt, síkparti üledék. A bódvaszilasi Kis-Kavicsos konglomerátumlencséi árapályövi csatornakitöltések lehetnek. Utóbbiakról VOZÁROVÁ szerint (in KOVÁCS, HIPS 1998) elképzelhető, hogy a Perkupai Evaporit feküjét alkotják. Kor: KOVÁCS et al. (1988) faunalistája szerint (6. ábra) griesbachi–koradieneri. HIPS 1996a, b szerint a gazdag kagylófauna [Claraia clarai (Emmrich), Cl. aurita (Hauer), Eumorphotis multiformis (Bittner), E. hinnitidea (Bittner), E. sp.] alapján a dieneritől a smithi végéig képződött. Vastagsága: 200–300 m. Típusfeltárás: Perkupa, a felső (református) templom feletti alapszelvény (7. ábra). Szini Márga Formáció (41–37) A korábbi „kampili rétegek” alsó és középső részének megfelelő formációt nagy elterjedésben ismerjük Perkupa és Jósvafő között az aggteleki sorozatból, valamint Bódvarákótól Dre a bódvai sorozatból. Itt az alsó oolitos–kagylólumasellás mészkő (Miklóshegyi Mészkő Tagozat — 40) fölötti meszes aleurolit–márga (Szini Márga s.s. — 38) között egy drapp 7. ábra. A Bódvaszilasi Homokkő Formáció alapszelvénye. aleurolit–homokkő (alsó homokkő Perkupa, a felső, református templom melletti feltárás (RÓTH 1987) szint — 39) különül el. Bódvaszilas és Szögliget között az alsó szint sárgásbarna, durvakristályos, crinoideás, molluscás mészkő és finomszemű aleurolit–márga váltakozása, a felső világosszürke, lemezes mészkő–mészmárga váltakozása, jellegzetes myophoriás rétegekkel, melyek felső réteglapjain féregjáratok és nyomfosszíliák (Rhizocorallium) gyakoriak. Szin mellett lokális elterjedésben vörös, zöld és szürke, erősen homokos mészkövet (Vizesvéghegyi Mészkő Tagozat — 41) ismerünk a típusos Szini Márga feküjében, míg fedőjében vörösbarna, muszkovitos finomhomokkő és aleurolit (felső homokkő szint — 37) található. A Szini Márga újabb vizsgálatok szerint pontosított tagolása HIPS (1996a, b) munkáiban található meg. Fácies: nyíltvízi szubtidális üledék, az ooidos homokzátonyok zónájától a viharbázis alatti övig terjed, változó terrigén anyagbeszállítással. Kor: Detre Cs. makrofauna- és Bércziné Makk A. Foraminifera-vizsgálatai alapján középső–késő-szkíta (késődieneri–smithi–spathi — 6. ábra). HIPS (1996b) újabb adatai szerint csak késő-szkíta végi (spathi). Faunalistája: Tirolites cassianus (Quenstedt), T. cf. illiricus Mojsisovics, T. carniolicus Mojsisovics, Diaplococeras liccanum (Hauer), Dinarites dalmatinus (Hauer), Dalmatites morlaccus Kittl, illetve Eumorphotis-fajok és Costatoria costata (Zenk.). Vastagság: 300–400 m. Típusfeltárás: Szin, az alsó malommal szemközti kőfejtő (II. tábla, 5. kép). Fontosabb feltárások láthatók még a Perkupa–Varbóc közötti műút mentén (II. tábla, 4. kép) és a perkupai anhidritbányától Ny-ra, a Gazsi-patak völgyében. 27

Szinpetri Mészkő Formáció (36–35) A szilicei sorozatok korábbi „kampili” rétegei felső részének megfelelő mészkőösszlet, mely fokozatosan csökkenő mennyiségű törmelékes elegyrészt tartalmaz. A típusos Szinpetri Mészkő felső részében található a Jósvafői Mészkő Tagozat. A Szinpetri Mészkő Formáció s. str. (36) szürke, lemezes, féregjáratos (vermikuláris), jellegzetes vékonygumós– csomós szerkezetét vékony, zöldes, mállottan sárgás márgaközök tagolják (III. tábla, 2. kép). Egyes réteglapjain — a kidomborodó féregjáratok mellett — tömegével fordulnak elő Bakevellia-féle kagylók, valamint Rhizocoralliumok. Ez megfelel az alpi „Wurstlkalk”-nak. Főbb mikrofáciesei: mudstone, biomikrit. A Jósvafői Mészkő Tagozat (35) a típusos Szinpetri Mészkőtől pados szerkezetével (III. tábla, 1. kép) és a terrigén anyag hiányával tér el (5. kép). A vastagabb padok féregjáratosak, a vékonyabbak sávosak–lamináltak. Fácies: mélyebb szubtidális, viharbázis alatti üledékfelhalmozódás, egyre csökkenő terrigén anyag beszállítással, gazdag, de alacsony diverzitású inbentosszal. Unikálisnak számító biofáciest találtunk a Jósvafői Mészkőben a Jósvavölgy É-i oldalán, erősen pikkelyezett szerkezet közelében. A 5. kép. A Szinpetri Mészkő Jósvafői Mészkő Tagozatának verHexacorallia alosztályba tartozó telepes korallok Mihály S. mikuláris szerkezete a Szinpetri és Jósvafő közötti, műút menti felmeghatározása szerint: Thecosmilia clathrata (Emmerich), hagyott kőfejtőben. (Fotó: Less György) Pinacophyllum paralellum (Frech). Kor: az olenyoki (késő-szkíta) legvége (spathi). Foraminifera-faunáját a Meandrospirák túlsúlya jellemzi. Elvétve rossz megtartású Ammonoideák is találhatók. Fontosabb faunaelemeit Detre Cs. és Bércziné Makk A szerint a 6. ábra, mutatja be. A faunalista HIPS 1996b szerint: Ammonites: Stacheites sp., Dinarites dalmatinus (Hauer), kagylók: Costatoria costata (Zenk.), Eumorphotis telleri (Bittner); Foraminifera: Cyclogyra? mahajeri (Brönn. et al.), Rectocornuspira kalhori (Brönn. et al.). Vastagság: 150–250 m. Típusfeltárás: Szinpetri Ny-i szomszédságában, a Jósvafő felé vezető műút mentén (III, tábla, 1. kép). ALSÓ–KÖZÉPSŐ-TRIÁSZ Rudabányai vasérces összlet (34) A vasérces összlet a bódvai sorozatba tartozó, „seisi” képződményekből (az alsó-triász Bódvaszilasi Homokkőből) folyamatosan kifejlődő „kampili” márgában és mészkőben (Szini Márga és Jósvafői Mészkő), illetve a szintén üledékfolytonos alsó-anisusi dolomitban (Gutensteini Formáció) alakult ki. Ezek a képződmények a Darnó-zóna menti vízszintes elmozdulások hatására tektonikusan felmorzsolódtak. PANTÓ (1956) szerint „a rudabányai vasérctelep földtani fogalma alá több mint 1000 különálló érctestből felépített földtani képződményt sorolunk”. Elsődleges a karbonátos pátvasérc, 20% átlagos vastartalommal. Ásványtani összetétele csökkenő mennyiségi sorrendben: sziderit, ankerit (szegélyen), kalcit (utólagos), barit, kvarc, pirit, kalkopirit, bornit, hematit, galenit, tetraedrit. A másodlagos vasércek oxidációs típusa a barnavasérc 26–45%-os vastartalommal. Ásványtani összetétele: limonit, hematit, másodlagos Mn-, Cu-, Pb-ércásványok és másodlagos, víztartalmú szulfátok. A reduktív típus a szferosziderites érc 28–35%-os vastartalommal; ásványtani összetétele: szferosziderit, ankerit, markazit, kalkopirit, illetve utólagos kalcit, aragonit, barit, kvarc, termésréz, malachit és azurit. Kor: a triász összlet korát a benne található litosztratigráfiai egységek (l. fent) összesített kora a kora-triásztól a kora anisusiig terjedő intervallumban adja meg. Sziderites metaszomatózisát a gömöri, jurára tehető savanyú magmatizmushoz köthetjük, mivel a különböző szulfidásványokban kimutatható szanidinzárványok magas hőmérsékletű, savanyú magmával való közvetlen kapcsolatot jeleznek (NAGY 1982). A miocén savanyú magmatizmus hatása azért zárható ki, mert a Rudabánya Rb–690 fúrás ennél idősebb korú Putnoki (=Szécsényi) Slírjének feküjében már megjelenik az ércesedett törmelékanyag (SZENTPÉTERY 1998). A nem ércesedett kőzetek átalakultsági foka diagenetikus. Vastagság: az összlet vastagsága valószínűleg több száz m. Típusfeltárás: a rudabányai vasércbánya volt külszíni fejtése (III. tábla, 3. kép). 28

KÖZÉPSŐ-TRIÁSZ Gutensteini Formáció (33a–c) Az Aggteleki-hegység területén az aggteleki sorozatban a mészkő, a Rudabányai-hegység területén a bódvai sorozatban a dolomit uralkodik. Az Aggteleki-hegységen belül, a Bódvaszilas–derenki pikkelyes övben a Kerek-hegyen, a Drugaparlag–Nagy-bene-bérc, ill. az Acskó-torok vonalában és az utóbbi Ny-i folytatásába eső kisebb pikkelyekben; továbbá a Pályi-völgy mentén és a Bak Antal DNy-i oldalában; Tornanádaskától keletre az Alsó-hegy lábánál; valamint a Somostető, Láz-tető, Nagy-Jenei-tető, Pitics-hegy ÉK-i oldalán húzódó sávban; a Teresztenyei-fennsík K-i peremén; Teresztenyétől és Égerszögtől Ny-ra eső kisebb foltokban fordul elő. A Rudabányai-hegység bódvai sorozatában É-ról D felé haladva a bódvalenkei rögben, az Esztramos É-i oldalában, a Szent János-völgy – Süket-völgy vonalában, a Pizondoron és a Milevölgyben, Dobódéltől kiindulva a Szár-hegy É-i oldalán át a martonyi Éger-völgyig, majd Perkupától a Nagy-Parlag-tetőn át a martonyi Bükk-völgy bejáratáig, továbbá Szalonnától a Telekes-völgyig találhatók jelentős feltárásai. A Bódvarákó és Tornaszentandrás közötti előfordulások nagy részét FODOR, KOROKNAI (2000) a tornai sorozatba sorolta. Térképező fúrásaink közül a Martonyi M–9 és –10, a Szalonna Sza–4 és a Tornaszentandrás Tsz–15 harántolta. Sötétszürke vagy fekete, vékonyrétegzett– pados, bitumenes, fehér (esetleg barnásvörös) kalciterekkel átjárt mészkő (33a) vagy szürke, 6. kép. A Gutensteini Formáció laminites mészkövének feltárása a Baradla-barlang rétegzett, ugyancsak bitumenes dolomit (33b), Vetődéses termében. (Fotó: Bedő Gabriella, Csepregi István) esetleg a kettő váltakozása vékony (1-2 cm-es) szürke márgabetelepülésekkel. A dolomitrétegek nem ritkán lamináltak–sávosak (6. kép). A formáció legfelső részében ritkán intraklasztos, gyéren foraminiferás. A mészkőrétegek uralkodó mikrofáciese: homogén mikropátit, mudstone. Az átkristályosodott típusokban csak a formáció legfelső részén látszanak néhol Foraminiferák és intraklasztok. A formáció felső rétegeiben, ill. felette általánosan megjelenő világosszürke, „cukorszövetű” dolomit (33c) rétegtani besorolása problematikus, sorolható esetleg a Steinalmi Formációhoz is. Mikrofáciese dolopátit, az eredeti üledékszerkezet csak kivételes esetekben állapítható meg. Fácies: elzárt, kis energiaszintű, euxin lagúnafácies, árapályövi és árapályöv alatti ciklusokkal, a (Szinpetri Mészkőre jellemző) inbentosz teljes hiányával. Kor: rétegtani helyzete alapján az anisusi emelet alsó részébe tartozik, de nem zárható ki az sem, hogy — elsősorban a bódvai fáciesterületen — lenyúlik a kora-triász legfelső részébe is. Ősmaradványokban való nagyfokú szegénysége pontosabb besorolását nem teszi lehetővé. A formáció felső részéből ismeretes gyér Foraminifera-fauna szintén nem alkalmas pontosabb korbesorolásra. Vastagság: mintegy 250 m. Helyi típusfeltárás: A Baradla-barlang jósvafői bejárati szakasza az Óriások terme K-i faláig (PIROS et al. 1989a, b). Steinalmi Formáció (32a–d) A mészkőből és alárendelten dolomitból álló formáció az Aggtelek–Rudabányai-hegység egész területén rendkívül elterjedt. Az Aggteleki-hegység aggteleki sorozatában É-ról D felé haladva az Alsó-hegy K-i végének pikkelyeiben és a Bakk Antal Ny-i oldalában található meg. Délebbre a jósva-völgyi antiklinális É-i szárnyán foszlányokban (a szelcepusztai út melletti kis, „brachiopodás” kőfejtőben és a szögligeti katolikus templomtól KÉK-re lévő hegyoldalban), D-i szárnyán a Kecső-völgytől Tornakápolna határáig folyamatosan előfordul. A Rudabányai-hegység szőlősardói egységében (a szőlősardói sorozatban) Kánó mellett a felszínen is előbukkan, de legjobban a Szőlősardó Szől–1 fúrás 467,85–510,00 m közötti szakaszán tanulmányozható (8. ábra). A hegység fő tömegében, a bódvai sorozatban legfontosabb kibúvásai a Szár-hegy É-i lejtőjén (9. ábra), a Dunna-tetőn és a Telekesvölgyből kiindulva a Csehi-hegyen keresztül Szalonna szomszédságáig követhetők. Fehér, világosszürke vagy világosbarna, részben dolomitosodott, 30–200 cm vastag padokból álló (a zátonyfácies esetében rétegzetlen) mészkő. A lagúnafáciesű mészkő (32a) árapályövi, laminált és árapályöv alatti, bioklasztos ciklusokból áll, utóbbiakban a Dasycladaceák [pl. Diplopora hexaster Pia, Oligoporella pilosa Pia, Physoporella pauciforata 29

8. ábra. A Szőlősardó Szől–1 fúrás rétegsora, Mollusca- és Conodonta-faunája (HAAS et al. 2004 alapján)

(Gümbel)] szintekben tömegesen lépnek fel. Helyenként onkoidos szintek különíthetők el (7. kép). A csak Jósvafő, Aggtelek és Égerszög között megtalálható zátonymészkő (32b) faunája mészszivacsokból, Crinoideákból és Brachiopodákból (pl. Mentzelia mentzeli Dunk) áll. Az általában az összlet alján található dolomit (32c) piszkosfehér, cukorszövetű (III. tábla, 4. kép). A Rudabányai-hegység É-i részében igen gyakran algás mészkőbe megy át, többnyire csak lencséket alkot abban. Ebből a tényből, valamint a dolomit szövetéből valószínűsíthető annak másodlagos volta. A Steinalmi Formáció dolomitja a Gutensteini Formáció rétegei felé eső alsó határán több ponton (a Korlát-vonulat Ny-i oldalán is) vöröses mészkő- és dolomitrétegek figyelhetők meg (III. tábla, 4. kép). A Telekes-völgy 3. sz. mellékvölgye torkolatának mindkét oldalán és a fővölgynek a mellékvölggyel szemközti részén, a közvetlenül Gutensteini Formáció dolomitjára települő világos dolomit olyan Crinoidea-breccsát tartalmaz, amely Szalonna, a Dunna-tető és a Csipkés-hegy hasonló rétegtani helyzetű, de mészkő anyagú Crinoidea-breccsájával (krinoidit, 32d) párhuzamosítható. A lagúnafáciesű mészkő főbb mikrofácies-típusai: — árapályövi homogén loferit: sávos biopelpátit, biopelmikropátit, — árapályöv alatti bioklasztos mészkő: algatöredékes biopátit; grainstone; onkoidos biopátit;. Fácies: nyílt karbonátplatformon, jól szellőzött vízben képződött lagúna- és zátonyfácies, a dolomitok késő-diagenetikusak. Kor: a kora-anisusi fiatalabb részétől a késő-anisusiig. Az anisusi karbonátplatform épülése az aggteleki fáciesterület kivételével a középső-anisusiban befejeződött. 30

9. ábra. A Szárhegyi Kovapala (= Szárhegyi Radiolarit) Formáció alapszelvénye, Martonyi, Szár-hegy K-i csúcsa (KOVÁCS 1989) 7. kép. Onkoidok a Steinalmi Formáció mészkövének a jósvafői Somos-tető lábánál lévő típusfeltárásában. (Fotó: Less György)

Vastagság: változó, átlagosan 200–400 m. Helyi típusfeltárásai: A Baradla-barlang Jósvafőtől számított 700 m-e, ill. 1130–1220 m közötti szakasza (PIROS et al. 1989c, d, e) valamint a jósvafői szerpentin É-i oldalán, a Somos-tető lábánál lévő, megközelítően csapásmenti, onkoidos feltárás (PIROS 1988a, 7. kép). 31

Bódvarákói Formáció (31) A formáció nem metamorfizált kifejlődése a bódvai és a szőlősardói sorozatban található meg. Felszíni előfordulása a szőlősardói Perjóc-oldalról ismert, ezen kívül néhány fúrás harántolta (Szőlősardó Szől–l — 8. ábra, Rudabánya Rb–690, Varbóc Va–l, Perkupa P–74, Bódvalenke Bl–2, Hídvégardó Ha–4). Az általunk tárgyalt területen minden esetben a karbonátplatform fáciesű mészkő (Steinalmi F.) és a magasabb rétegtani helyzetű, pelágikus medencefáciesű karbonátos képződmények (Bódvalenkei és Nádaskai Mészkő) között lép fel. A Bódvalenkei Mészkővel a Perkupa P–74 fúrásban összefogazódik, de ahhoz képest alárendelt mennyiségű. A formáció közép- és sötétszürke, jól rétegzett márga, mészkő és/vagy dolomit vál3. táblázat. Triász mészkőben lévő takozása fekete tűzkőrétegekkel, ritkábban -lencsékkel. A mészkőrétegek átlagos vulkanoklasztok teljes kémiai vastagsága 10 cm, a tűzkőrétegeké 5 cm. A rétegfelszínek egyenetlenek, hullámosak. A elemzése (%-ban) rétegek között helyenként 1–15 mm vastagságú fekete agyag-, illetve meszes aleurolitközök látszanak. Üledékcsuszamlásos jelenségek előfordulnak. A szőlősardói sorozatot képviselő Szőlősardó Szől–1 fúrásban (8. ábra) 0,5 m vastag zöldesszürke riodácit-tufitot is tartalmazott, melynek kémiai összetételét a 3. táblázat mutatja be. Vékonycsiszolatban a márga általában filamentumos, mikropátos biomikrit, kőzetliszt méretű kvarcszemcsékkel, pirit- és szericitlemezkékkel, ritkán Radiolariákkal, Ostracodákkal, egy-két Foraminiferával. A mészkő filamentumos, mikropátos biomikrit, wackestone–packstone, Radiolariákkal, Ostracodákkal. A tűzkő mikrofáciese Radiolaria-packstone. A dolomit euhedronok másodlagos dolomitosodásra utalnak. Fácies: a Bódvarákói-egységtől eltérően, a Bódvai- és Szőlősardói-egységekben az anisusi karbonátplatform elsüllyedését jelző euxin, hemipelágikus karbonátos medencefácies (ezt a sötét szín és a bakteriopirit előfordulása jelzi). A Dunnatetői Mészkő és esetenként a Bódvalenkei Mészkő heteropikus fáciese. Kor: középső-anisusi (pelsói), szintjelző Conodontája a Gondolella ex. gr. praeszaboi Kovács, Perri et Papšová [BALOGH, KOVÁCS 1981 még G. regalis (Mosher) fajként említi]. Vastagság: változó, maximálisan 40 m. 1 — Szőlősardó Szől–1 fúrás 462,2– Típusszelvény: a nem metamorf Bódvarákói Formációnak nincs kijelölt típus464,9 m (BALOGH, KOVÁCS 1981), 2 — Rudabánya Rb–690 fúrás 396,8 m szelvénye. Dunnatetői Mészkő Formáció (30) Csak a bódvai sorozatban fordul elő, mindig a karbonátplatform fáciesű mészkő (Steinalmi F.) és a magasabb rétegtani helyzetű pelágikus medencefáciesek [Bódvalenkei Mészkő, esetleg Szárhegyi Radiolarit (a térképen Kovapala)] között. Típusos változatai a Dunna-tető D-i és DNy-i peremén, DNy-i lejtőjén, a Varbóc Va–4 fúrásban és a Szár-hegy K-i csúcsának Ny-i lejtőjén (9. ábra) fordulnak elő. Ugyanide sorolhatók azok a — Steinalmi Formáció legfelső részében látható — rózsaszínű, mikrites mészkő hasadékkitöltések is, melyek pl. a Telekes-völgy 4. sz. és 7. sz. ÉNy-i mellékvölgyeinek elején láthatók. Rózsaszínű, drapp vagy világossszürke, típusosan afanitos, kagylós–szilánkos törésű, pados–vastagpados mészkő, néha intrakonglomerátum szintekkel. Jellemző mikrofáciese: mikrit, ill. mikropátos mikrit; mudstone. A kevés biogén komponenst Radiolariák, filamentumok, Echinodermata-töredékek és Ostracodák jelentik. Gyakran tartalmaz autigén kvarckristályokat. Ebbe a formációba vontunk össze egyes, hasonló rétegtani helyzetű, de részben eltérő litológiájú mészköveket is, mint pl. a Telekes-völgy 6. sz. alapszelvényének (IV. tábla, 1. kép) a crinoideás-brachiopodás mészkőtől a lilásvörös gumós mészkőig terjedő szakaszát, a Szár-hegy K-i csúcsán található alapszelvény lilásvörös, ammoniteszes, „Han Bulog-i típusú” mészkövét, valamint a szlovákiai Zsarnó (Žarnov) melletti előfordulást is. Fácies: a Gladigondolellák [Gl. malayensis budurovi Kovács et Kozur, Gl. tethydis (Huckriede)] jelenléte eupelágikus medence környezetet jelez. Kor: A Gondolella bulgarica és G. constricta cornuta intervalluzónákba tartozó Conodonták alapján a középső–későanisusi (pelsói és illír) alemeleteket foglalja magába: A Szár-hegy K-i csúcsának Han Bulog-i típusú mészköve gazdag, a Paraceratites trinodosus zónába tartozó Ammonites-faunát (9. ábra) tartalmaz (köztük az indexfajt is, VÖRÖS 1987). Vastagsága: általában 10 m, az alapszelvény mentén az 50 m-t is elérheti. Típusszelvények: Dunna-tető D-i oldalán lévő alapszelvény (alsó határsztratotípus) és Varbóc Va–4 fúrás (parasztratotípus). Reiflingi Mészkő Formáció (29) Az Aggteleki-hegység aggteleki sorozatában korlátozott elterjedésű, a felszínen jelentősebb előfordulása csak az Alsóhegy K-i végén van, ahol mind pados, mind tűzköves-gumós változata fellép. Pados változata az Éles-tető D-i oldalában a Steinalmi és Wettersteini Formáció mészköve közé települ. Mindkét helyen összefogazódik a Nádaskai Mészkővel. A tűzköves változatnak szórványos, apró kibúvásai vannak a bódvai sorozatban is, a dunna-tetői, ill. a szár-hegyi 32

medenceüledék-sáv K-i részén, a Rablókő–Éles-tető vonulat D-i oldalán, valamint a Rudabánya Rb–690 fúrás rétegsorában. A bódvai sorozatbeli előfordulásokat a térképen a Bódvalenkei Mészkő Formáción belül ábrázoltuk, mivel térképi elkülönítésük nem volt lehetséges. A formációhoz soroltuk a KOVÁCS (1979) által „ladini hallstatti mészkő” néven leírt mészkövet, amely a tornanádaskai kastélykert Ny-i szomszédságában van a felszínen („Kastélykerti Mészkő”). A Reiflingi Mészkő Formációnak két, egymással összefogazódó változata fejlődött ki. A pados Reiflingi Mészkő („Reiflinger Bankkalk”) szürke–sötétszürke, aprókristályos, egyenetlen–szilánkos törésű, pados, esetenként vastagpados mészkő. A padok felszíne sima, vékony, sárgásbarna agyagbevonatokkal. Tűzkövet nem tartalmaz. Mikrofáciese intrabiopelmikropátit–intrabiopátit; grainstone–packstone. A tűzköves Reiflingi Mészkő („Reiflinger Knollenkalk”) valamivel finomabb kristályos, rétegzett és barnásszürke–sötétszürke tűzkőgumókat, -lencséket és -rétegeket tartalmaz. Mikrofáciese radiolariás pelbiomikrit; wackestone. Fácies: pelágikus, de reduktív közegben képződött, platformközeli medencefácies. Kor: Szegényes Conodonta-faunája [Gondolella foliata (Budurov), G. polygnathiformis Budurov et Stefanov, Neospathodus tatricus Zawidzka], valamint a Nádaskai Mészkővel való összefogazódása alapján a ladin–kora-karni időintervallumot öleli át. Vastagság: kb. 50 m. Típusfeltárás: az Alsó-hegy K-i vége, a Nádaskai Mészkő fedőjében. KÖZÉPSŐ–FELSŐ-TRIÁSZ Szárhegyi Kovapala Formáció (28) A formáció (helyesen Szárhegyi Radiolarit Formáció, lásd KOVÁCS et al. 1988, 1989) elterjedése a szár-hegyi medenceüledék-sávra, a középső és keleti csúcs déli lejtőjére (9. ábra) korlátozódik, melyeket sűrű kovatörmelék fed. Kis területen áthúzódik a nyugati csúcs DK-i részére is. Ezek a feltárások a bódvai sorozat részét képezik. DOSZTÁLY (1994) Radiolaria-vizsgálatai szerint ide kell sorolni a Telekes-völgy 8. sz. mellékvölgyének felső részében lévő, egykori mangánkutató táró rétegsorát is, amelyet a felszínen szintén kovapala-törmelék jelez. Zöldessárga–sárgászöld, esetleg sárgásbarna, vékonyrétegzett „kovapala” (makroszkóposan kovapalának látszó radiolarit) gyakran sötétszürke–fekete sávozottsággal. Előfordulhat lilásvörös és sötétszürke változata is. A „kovapala”rétegeket gyakran vékony (0,2–2 cm-es) agyagpala-betelepülések választják el egymástól. A rétegfelszíneken néha Daonella- (vagy Halobia)-féle kagylók lenyomatai látszanak. Jellemző mikrofáciesei: a) karbonátos változat: kovásodott radiolariás–filamentumos bimikropátit; wackestone–packstone; b) karbonátszegény változat: radiolariás biomikropátit; packstone–wackestone. Az utóbbi változat agyagosabb, szericit-lemezkékben gazdag. Fácies: a karbonátszegény „kovapala” olyan turbidit–contourit összlet, mely a karbonát-kompenzációs szint közelében, az igen erős karbonát-visszaoldódás zónájában, de még nem e szint alatt rakódott le. A nem metamorf (szilicei) rétegsorok triász képződményei közül ez a legmélyebbvízi fácies. Kor: ladin–?karni. A Szár-hegy K-i csúcsán lévő alapszelvényből (9. ábra) a formációban található szürke, mikrites mészkő olisztolitokból Gondolella foliata indicata Kovács került elő, amely késő-ladin (longobárd) korra utal. A telekes-völgyi mangánkutató táró szelvényéből ladin korra utaló Radiolaria (Triassocampe scalaris Dumitrica, Kozur et Mostler) ismert (Dosztály L. meghatározása). Vastagság: 20–25 m. Típusfeltárás: Szár-hegy, K-i csúcs alapszelvénye (9. ábra), alsó határsztratotípus (KOVÁCS 1989). Bódvalenkei Mészkő Formáció (27) A formáció a bódvai sorozat legjellemzőbb képződménye. Felszínen a Telekes-völgy ÉNy-i oldalán (a 6., 7. és 8. sz. mellékvölgyekben található szelvények — 10. ábra), illetve a 8. sz. mellékvölgy torkolatánál a DK-i oldalon is, a Dunnatetőn, a Csipkés-hegy (Bízó-tető) Ny-i oldalán, a Szár-hegyen, Bódvalenke környékén (11. ábra) fordul elő. Az alábbi, fontosabb fúrások harántolták: Bódvalenke Bl–2, Perkupa P–74, Szalonna Sza–5 a Szár-hegy Ny-i csúcsának DNy-i oldalán, Szendrő Szet–4 (12. ábra), Varbóc Va–4 a Gödör-hegyen (a Telekes-völgy 8. sz. ÉNy-i mellékvölgyének D-i oldala) és a Rudabánya Rb–690 fúrás, amely a szőlősardói és a bódvai fácies közötti átmenetet tárta fel. Típusos változata jól rétegzett vagy vékonyrétegzett, vöröses rózsaszínű vagy lilásvörös, finomkristályos–afanitos mészkő és fehér–világosszürke, durvakristályos, filamentumos mészkő (kokvina) váltakozása, lilásvörös agyagpala általában vékony (max. 1-2 cm-es) betelepüléseivel, vörös tűzkőlencsékkel, néha -gumókkal vagy -rétegekkel (IV, tábla, 2. kép). A finomkristályos–afanitos mészkő jellemző mikrofáciese a radiolariás–filamentumos biomikrit vagy mikropátos biomikrit; wackestone, a durvakristályos mészkőé filamentumos biopátit; grainstone. Az utóbbi mészkőben a filamentumok elrendeződése alapján nem ritkán gradáció is megfigyelhető. Fölötte lényegében minden szelvényben különböző típusú színes, rétegzett vagy rétegzetlen, esetleg tűzköves mészköveket találunk, illetve sokszor megjelenik az összlet 2/3-a táján egy változó vastagságú (max. 5 m-es) szürke és lilásvörös agyagpala betelepülés (IV. tábla, 4. kép). 33

10. ábra. A Bódvalenkei Mészkő Formáció és a Hallstatti Mészkő Formáció alapszelvénye, Rudabányai-hegység, Varbóc, Telekes-völgy 8. sz. ÉNy-i mellékvölgye (KOVÁCS 1991b)

Kifejlődése kis távolságon (néhány száz m-en) belül is jelentősen változhat, számos nem típusos változata van. Fácies: mélytengeri körülmények között, az intenzív karbonát-visszaoldódás zónájában lerakódott, „éhező” medencére jellemző üledék. A lilásvörös agyagpala betelepülések a karbonát-lerakódás hézagainak felelnek meg, a világos, kristályos, filamentumos mészkőrétegek karbonát-turbiditeket képviselnek. A vastagabb agyagpala-betelepülés a középsőkarni, humidabb klímához köthető „raibli” eseményt jelzi. Kor: késő-anisusi–középső-karni (illír–kora-tuvali). Szintjelző Conodontái a Gondolella constricta cornuta intervallumzónától a G. polygnatiformis intervallumzónáig (10–11. ábra) terjedő időszakot jelzik. 34

11. ábra. A Bódvalenkei Mészkő Formáció alapszelvénye, Rudabányai-hegység, Bódvalenke, műút partfala (KOVÁCS 1986 alapján) 1 — rózsaszínű, ill. sötétvörös, gyakran iszapfolyásos szerkezetű mészkő (Hallstatti Mészkő); 2–5 — Bódvalenkei Mészkő: 2 — lilásvörös, jól rétegzett, mikrites mészkő vörös tűzkőlencsékkel és világos, kristályos mészkőrétegek (kokvina) váltakozása, vékony lilásvörös agyagpala betelepülésekkel, 3 — lilásvörös, részben zöldesszürke agyagpala, lilásvörös allodapikus mészkő betelepülésekkel, ill. olisztotrimmákkal, 4 — világosvörös–rózsaszínű mészkőpad hullámos belső rétegzettséggel, 5 — világos barnásszürke, néhol rózsaszínes, pados–vastagpados, kristályos mészkő (kokvina); 6 — Steinalmi Mészkő, a tetején pelágikus hasadékkitöltésekkel, 7 — mintavételi helyek, F. = fassai, L. = longobard, C.J. = cordevolei–juli, G. = Gondolella, Gl. = Gladigondolella, Glad. = Gladigondolella, M. = Metapolygnathus, f. = foliata, m. = malayensis, abn.= abneptis, ME. = multielem

Vastagság: minden szelvényben más és más, általában 10–60 m közötti. Típusszelvény: Bódvalenke, a falu ÉNy-i végén az útkanyar alatt lévő alapszelvény (sztratotípus, 11. ábra), valamint a Bódvalenke Bl–2 fúrás (alsó határsztratotípus). További fontos felszíni szelvénye: a Telekes-völgy Alsótelekestől számított 6. ÉNy-i mellékvölgyének alapszelvénye (KOVÁCS 1990c). Nádaskai Mészkő Formáció (26)

12. ábra. A Szendrő Szet–4 fúrás szelvénye

A térképlapon lévő előfordulásai közül a Szőlősardó környékiek bizonyosan a szőlősardói sorozathoz tartoznak, a Rudabánya Rb–690 fúrásbeli előfordulás a szőlősardó–bódvai átmeneti kifejlődésben található (SZENTPÉTERY 1998). Az Alsó-hegy K-i végének pikkelyei Kovács S. szerint szintén a szőlősardói sorozathoz tartoznak, Less Gy. szerint viszont már az aggteleki sorozathoz, miként az Élestető K-i végén a Kecskés-forrás fölötti lelőhelyek is. E lelőhelyeken a Nádaskai Mészkő összefogazódik a Reiflingi Mészkővel. Változatos színű, finomkristályos vagy afanitos, kagylós–szilánkos törésű, vékonypados, pados, vagy vastagpados mészkő. Színe a vörös és szürke között váltakozik: szürkésvörös, vöröses-, rózsaszínes-, barnás- vagy drappos-, néha lilásszürke, időnként zöldes árnyalattal, de lehet középszürke, világosszürke és vörös is. A rétegfelszínek simák. Diagnosztikus bélyegek még a gyakori sztromataktisz és protointraklasztos szerkezetek. A protointraklasztos szerkezet vékonycsiszolatban is jól látszik, ugyanazon mintában gyakran 2–4 különböző mikrofáciesű részlet van. A leggyakoribb mikrofácies-típusok: 1. filamentumos, pellet- és bioklaszttartalmú mikropátos mikrit; wackestone (főleg a felső szakaszon), 2. kagylós, bioklasztos pátit; grainstone, 3. filamentumos, bioklaszttartalmú mikrit, mikropátos mikrit; wackestone, 4. radiolariás-filamentumos, bioklasztos mikrit, mikropátos mikrit; wackestone. Az utóbbi két mikrofácies-típus a Nádaskai Mészkő alsó részére jellemző; közülük a 3. típus a gyakoribb. 35

Fácies: a felszíni hullámmozgás bázisa alatt, lejtőn lerakódott, nyíltvízi karbonátos üledék. A Nádaskai Mészkő eredeti üledéke elsősorban Posidonia-iszap volt, amelyhez változó mennyiségű peloidszemcse, Radiolaria, Ostracoda, Echinodermata-törmelék, Globochaete és bentosz Foraminifera keveredett. A szabálytalan sztromataktisz-szerkezetek, az intraformációs breccsák, ill. konglomerátumok üledékcsúszásokkal, -folyásokkal kapcsolatosak. Üledékképződési térségében — ellentétben a vele összefogazódó Reiflingi Mészkőével — általában oxidatív körülmények uralkodtak. Az üledék gyakran változó vöröses és szürkés színe — amelyek teljes keveredését a későbbiekben az említett üledékcsúszások okozták — azonban a tengerfenék kis távolságon belül is változékony oxigén-ellátottsági viszonyaira is utal. Kor: Conodonták alapján a középső-anisusi–középső-karni (pelsóitól a juli elejéig terjedő) időszak. A formáció máig ismert leggazdagabb középső-anisusi (pelsói) Conodonta-faunáját [Gondolella bulgarica (Budurov et Stefanov), Gladigondolella malayensis budurovi Kovács et Kozur, Neospathodus kockeli (Tatge)] az Alsó-hegy VII. sz. szelvény közeléből származó minta szolgáltatta. A formáció legfelső része Szőlősardótól DK-re, a Szőlősardói Márga feküjében a juliba is felnyúlik, amelyet az alábbi, a Gondolella auriformis zónába tartozó Conodonták jeleznek: G. polygnathiformis Budurov et Stefanov, G. foliata foliata (Budurov), G. foliata inclinata Kovács, G. auriformis Kovács, „Metapolygnathus” baloghi Kovács, „M.” carnicus Krystyn, Gladigondolella malayensis malayensis Nogami, Gl. tethydis (Huckriede), melyek pl. a Bedela-kúti kőfejtő alapszelvényéből (KOVÁCS 1990a, b) kerültek elő. A Szőlősardó Szől–1 fúrásban talált együttest és biozonációt a 8. ábra mutatja be. A makrofosszíliákat csupán a Szőlősardó Szől–1 fúrásban 200 m körül talált Daonella cassiana Mojsisovics képviseli (BALOGH, KOVÁCS 1981).

13. ábra. A Nádaskai Mészkő Formáció és a Szőlősardói Márga Formáció alapszelvénye. Rudabányai-hegység, Szőlősardó, Bedela-kút feletti hegyoldal (KOVÁCS 1990b). A számok 1a–35 között a minták számát jelölik.

Vastagság: változó, az aggteleki sorozatban max. 50 m, a szőlősardói sorozatban kb. 120 m. Típusfeltárások: Alsó-hegy I. sz. szelvény az Alsó-hegy K-i végén (sztratotípus), az Alsó-hegy 8. sz. feltárás (KOVÁCS 1987b), a szőlősardói Bedela-kútnál lévő, könnyebben megközelíthető alapszelvények (13. ábra, KOVÁCS 1990a, b), valamint a Szőlősardó Szől–1 fúrás 177,1–435,1 m közötti szakasza (8. ábra). Derenki Mészkő Formáció (25) Az aggteleki sorozaton belül a derenki kifejlődés legjellemzőbb kőzettípusa. Általánosan elterjedt az Alsó-hegy lejtője mentén Komjáti É-i szomszédságától Derenkig, a ladin karbonátplatform-tömeg előterében húzódó hallstatti fáciesövben: a Komjáti fölötti felső pikkelyben, a Vecsem-forrásnál a hegy lábánál, a Pályi-forrás környékén, a Kopasz-galya D-i oldalán és a Szabó-pallagra vezető erdészeti út mentén, a derenki út mentén a Szádvártól ÉNy-ra lévő kanyartól Vidomájpuszta D-i szomszédságáig és Derenk környékén. Pados–vastagpados vagy rétegzetlen, szindiagenetikusan breccsásodott mészkő. Az eredeti üledéket — amely uralkodóan szürke, gyakran azonban rózsaszínű és vörös, finom- vagy aprókristályos mészkő — vaskos, szürke, durvakristályos (drúzás) kalciterek és szabálytalan kitöltések járják át, melyek több generációban egymást keresztezik. Gyakran a szürke, drúzás kalcit alkotja a kőzet túlnyomó részét és benne az eredeti üledék csak színes reliktumok formájában van jelen. A különböző típusú mészkőklasztok kora Conodonták alapján kisebb részben késő-anisusi, kora-ladin, döntően azonban középső-karni és kora-tuvali. Helyenként — pl. Komjáti felett — platformeredetű klasztokat is tartalmaz. A Derenktől DNy-ra lévő Ubocs-oldalon a Wettersteini Formáció lagúnafáciesű mészkövével fogazódik össze. Leggyakrabban előforduló mikrofácies-típusai: filamentumos biomikrit; wackestone, radiolariás–filamentumos biomikrit; wackestone, mikrit; mudstone, radiolariás–filamentumos biomikropátit; wackestone, mikropátit; mudstone. Fácies: mikrofácies-típusai alapján nyíltvízi medencefácies. Az eredeti üledék elsősorban Posidonia-iszap (a filamentumos biomikrité), Radiolaria–Posidonia-iszap (a radiolariás-filamentumos biomikropátité), vagy a feltehetően karbonátplatformokról bemosódott mikrokristályos kalcitfrakció (a homogén mikrité, ill. mikropátité) volt. Ritkán klasztok is 36

átülepedtek. A különböző mikrofáciesű plasztiklasztok keveredése lejtős (nem feltétlenül meredek) területen való üledékképződésre — üledékcsúszásokra és -folyásokra — vall. A keveredés még félig konszolidált állapotban, a drúzás kalcitér-generációk keletkezése előtt történt, ugyanis ezek már litifikált állapotban keletkeztek, hiszen a repedések falai állékonyak voltak, plasztikus alakváltozást nem szenvedtek. A drúzás kalcit repedéskitöltések keletkezési idejének felső határt szab, hogy a fedő „Massiger Hellkalk”-ban ilyen ér-, vagy üregkitöltések már csak ritkán látszanak. A felhasadozás a ladin karbonátplatform késő-karniban történt lesüllyedését is előidéző húzásos tektonikára vezethető vissza. Kor: késő-anisusi–kora-ladin és karni. A ladin legnagyobb részére nincs adat. Az alapszelvény-feltárás alsó részében előforduló Gondolella constricta Mosher et Clark morfotípusok és a G. szaboi Kovács az anisusi kor végére utalnak. A feltárás felső részében a legkésőbbi-anisusi (–legkorábbi-ladin?) Conodonták részben karni alakokkal keverednek. Itt egyébként karni G. polygnathiformis Budurov et Stefanov mellett egyrészt a későkarnira utaló G. nodosa, másrészt kora–középső-karnit jelző G. foliata foliata (Budurov) és G. tadpole Hayashi jellemző. A faunakeveredés a kevert mikrofáciesek fényében jól magyarázható. A Komjáti feletti szelvényekben a Derenki Mészkő kora karni, részben juli (G. polygnathiformis Budurov et Stefanov mellett Gladigondolellák is vannak), részben pedig már tuvali. Vastagság: 50–80 m. Típusszelvény: a Szádvár ÉNy-i szomszédságában lévő névtelen magaslat D-i oldalában. Wettersteini Formáció (24a–c) A csak az aggteleki és a dernői sorozatra jellemző formáció három képződményre osztható: lagúna- és zátonyfáciesű mészkő és késődiagenetikus dolomit. A GÜMBEL (1861) in KUEHN (1962) szerinti eredeti leírást PIA (1930) a „wettersteini mészkő” elnevezés tekintetében (az akkor még a cordevoleit is magában foglaló) ladin diploporás mészkövekre korlátozta, s a makroszkóposan teljesen hasonló megjelenésű anisusi mészkövekre a „steinalmi mészkő” elnevezést vezette be. OTT (1967, 1972) alapvető fáciesvizsgálatai óta az észak-alpi fáciesrégióban Wettersteini Formáció alatt a ladin–kora-karni (cordevolei) karbonátplatformfácieseket értik, amelyekben zátony- és lagúnafáciesek különíthetők el. Területünkön — a szlovák geológusok „tisoveci (tiszolci) mészkő”, majd „waxenecki mészkő” minősítése ellenében — ide soroljuk a kora–középső-karni (juli–legalsótuvali) karbonátplatform fácieseket is. Lagúnafácies (24a) A Wettersteini Formáció idősebb (ladin) mészkőrétegeit Aggtelek környékén a Szőlő-hegy–Galya-tető–Baradla-tető– Poronya-tető–Kuznok-tető vonulatban a Diplopora annulata Pia faj jellemzi. Vastagsága jelentős, amit az is bizonyít, hogy a Baradla-barlang főága az aggteleki bejárattól számított 1800 méterig ebben a mészkőben halad. Ugyancsak Diplopora annulata tartalmú, lagúnafáciesű mészkövet harántolt a Szin–2 fúrás 7,00–767,50 m és 974,80–1000,40 m között. Teutloporella herculea (Stoppani) Pia és Poikiloporella duplicata Pia tartalmú, fiatalabb (már ladin végi – karni) lagúnafáciesű mészkövek alkotják a Haragistya, a Nagy-oldal jelentős részét és az Alsó-hegy fennsíkját [MELLO (1976) alapján a szlovák oldalon is]. Előfordul Szögliget határában, a Szalamandra-ház felé vezető út jobb oldalán lévő kőfejtőben is. A képződmény világosszürke, vastagpados mészkő. Ugyanolyan árapályövi és az alatti, a Lofer-ciklotémák B és C tagjait képviselő ciklusok építik fel, mint a Steinalmi Formáció lagúnafáciesét. Mikrofácies-típusai is ugyananazok, de itt gyakori a codiaceás–solenoporaceás biopátit–intrabiopátit; grainstone is. Biogén alkotói közül leggyakoribbak a mészalgák [Diplopora annulata Pia, Teutloporella herculea (Stoppani) Pia, Poikiloporella duplicata Pia]. Zátonyfácies (24b) A Wettersteini Formáció zátonyfáciesű mészköve az Alsó-hegy D-i lejtőjén és a fennsík D-i peremén húzódik végig; a Vecsem-bükkön azonban kiöblösödik É felé, míg a K-i végén kiékelődik. A zátonyfáciest világosszürke, egyenetlen törésű, tömeges mészkő építi fel. Mállott kőzetfelszínein tömegével láthatók a zátonyvázszerkezetek, valamint a zátonyépítő organizmusok — mészszivacsok, korallok, hydrozoák — kipreparálódott vázai. Gyakran tartalmaz több cm-es, többnyire ritmikusan kivált, szürke, drúzás kalcitból álló sztromataktiszszerkezeteket, melyek az eredeti zátonyváz üregeit, vagy a zátonytörmelék közötti, üledékkel ki nem töltött hézagokat töltik ki. A zátonymészkőn belül a zátonytörmelék-fácies uralkodik, az eredetileg foltzátonyokat felépítő zátonymagfácies alárendeltebb, tulajdonképpen saját törmeléke „temeti” be. A zátonymag mikrofácies-típusai: framestone, boundstone, bindstone, míg a hullámverés által erősen összetört zátonytörmeléké: biopátit (bioklasztit); grainstone. Wettersteini dolomit (24c) A Haragistya környékén és az attól K-re eső területeken egészen Bódvaszilasig nagy területeken követhető a cukorszövetű, dolopátos dolomit. Aggtelek környékén, valamint a Szin–2 fúrásban dolomit nem fordul elő, bár a fúrás egyes szakaszai többé-kevésbé másodlagosan dolomitosodtak, de az eredeti mészkő szövete minden esetben felismerhető. 37

A dolomit piszkosszürke–barnásszürke, cukorszövetű, benne az eredeti szövet vagy ősmaradványok semmiféle nyoma nem látszik. Mikrofáciese homogén dolopátit–dolomikropátit. Fácies: típusos karbonátplatformon keletkező képződmény, amelynek mind a lagúna- mind a zátonyfáciese kifejlődött. A dolomitok keletkezése zátonytömegek késődiagenetikus dolomitosodásából tételezhető fel. Kor: kora-ladin (fassai) – későkarni (tuvali) eleje. A Diplopora annulata Pia faj töredékeit tartalmazó előfordulások ladin korúak, míg a Teutloporella 8. kép. A Wettersteini Formáció lagúnafáciesű mészkövének dúsan dasycladaceás felszíne az herculea (Stoppani) Pia, Poikilopoaggteleki Baradla-völgyben. (Fotó: Less György) rella duplicata Pia és egyéb Dasycladacea-fajokat tartalmazók — a flóra, valamint a Foraminiferák (BÉRCZI–MAKK 1996a–c) alapján — karni korúak. Az alsó-hegyi wettersteini platform Physoporella heraki Bystrycký és Uragiella supratriassica Bystrycký fajt tartalmazó része biztosan kora-karni (juli), esetleg középső-karni (idősebb tuvali) korú. A lagúnafácies csak Poikiloporella duplicata Pia és Teutloporella herculea (Stoppani) Pia fajt tartalmazó zöme pedig az alsó-karni (cordevolei) alemeletbe tartozik. A felső korhatárt a legidősebb pelágikus hasadékkitöltések (Szádvárborsai Mészkő, tuvali vége) adják meg. Vastagság: jóval meghaladja az 1000 m-t. Típusfeltárás: a lagúnafáciesű mészkő helyi alapszelvénye Aggteleken, a Baradla-völgyben található (PIROS 1988b), a Baradla-barlang csipke-termi (Kis-Baradla) bejáratától kb. 300 m-re (8. kép). További jó feltárása a barlang Tigris-termében ismert (PIROS et al. 1989f). FELSŐ-TRIÁSZ Szőlősardói Márga Formáció (23) A formáció Szőlősardótól DK-re, a Nádaskai Mészkő és a Pötscheni Mészkő közötti sávban húzódik, de csak mészkőbetelepülései bukkannak elő a talajtakaró alól. A Szőlősardó Szől–1 fúráson (8. ábra) kívül még a Rudabánya Rb–382 és –690 fúrások tárták fel. A Nádaskai Mészkőből való folyamatos kifejlődését a 13. ábra mutatja be. Szürke–sötétszürke, tömött, kagylós törésű, helyenként aleuritos agyagmárga és foltos márga építi fel, hasonló színű, finomkristályos, kagylós-szilánkos törésű, többnyire tűzköves mészkő és mészmárga-betelepülésekkel. A márgák és agyagmárgák vékonycsiszolataiban max. 20–30 µm méretű, azonosíthatatlan bioklaszt mellett több-kevesebb filamentum fordul elő, esetleg egy-két Foraminifera. A bioklaszt nélküli változatokban piritszemcsék és szericitlemezkék látszanak, esetleg max. 20 µm méretű kvarcszemcsékkel. A mészkő (és mészmárga)-betelepülések gyakoribb mikrofácies-típusai: radiolariás-filamentumos biomikrit; wackestone–packstone; radiolariás biomikrit; wackestone–packstone, pelbiomikrit; wackestone, crinoideás-filamentumos biomikrit; packstone (rudit). Piritszemcsék és vékony lencsék, gyakran kagylólenyomat-töredékek (Halobia rugosa Mojsisovics, Halobia? sp.), helyenként Ammonoideák találhatók benne. Egyes reszedimentációs jelenségek — hullámos mikrorétegzettség, gradáció, intraformációs breccsák — ugyancsak a formáció fő jellegzetességei közé tartoznak. Fácies: A Szőlősardói Márga a középső-karni valamivel nedvesebb klímáját, a „raibli” eseményt képviselő, típusos lejtőüledék. A márga és agyagmárga pirittartalma reduktív viszonyokra, gyors betemetődésre utal. Kor: a karni középső része (juli), de magába foglalja a cordevolei késői és a tuvali korai szakaszát is (kora-karni végétől a késő-karni eleje). A formáció alsó részét (a Szőlősardó Szől–1 fúrás 177,10–129,90 m közötti szakaszát) cordevoleinek (kora-karni) tekinthetjük (csak két mészkő-betelepülésből került elő Gondolella polygnathiformis (Budurov et Stefanov) és G. tadpole Hayashi), hiszen már a fekü Nádaskai Mészkő legfelső szakasza is kétségkívül karni. A formáció középső részének (a Szőlősardó Szől–1 fúrás 129,90–80,90 m közötti szakaszának) jóval gazdagabb Conodonta-faunája (részletesen l. a 8. ábrát), amiben a Gladigondolella tethydis (Huckriede) fogsor- és platformelemei még jelen vannak, kifejezetten juli (középső-karni). Ezt a 76,30–128,40 m között előforduló Halobia rugosa Mojs., ill. a 84,45– 38

97,70 m mélységközből való Ammonoidea-leletek (Sirenites ex. gr. senticosus (Dittmar), Sirenites sp., Austrotrachyceras? sp. — L. Krystyn meghatározása) is megerősítik. A formáció legfelső része ellenben, ahol a Metapolygnathus angustus Kozur és Gondolella polygnathiformis (Budurov et Stefanov) közti átmeneti alakok fordulnak elő Gladigondolella tethydis (Huckriede) elemek nélkül, már az alsó-tuvaliba (késő-karni eleje) tartozik. Típusszelvény: a Szőlősardó Szől–1 fúrás 177,1–66,33 m közötti szakasza (egységsztratotípus). Vastagság: kb. 90 m. Szádvárborsai Mészkő Formáció (22) A formáció az aggteleki sorozat részeként a szlovákiai Szádvárborsa (Silická Brezová) környékén és a Jósvafő fölötti Haragistyán magyar területre is áthúzódva a ladin–karni, karbonátplatform-fáciesű, dasycladaceás mészkövek (Wettersteini F.) és a legfelső-karni–nori Hallstatti Mészkő között fordul elő. Megtalálható még az Alsó-hegy fennsíkján a ladin–alsó-karni platformkarbonát (Wettersteini F.) mélyedéseiben és hasadékkitöltéseiben is. Rózsaszínű, szürke vagy vörös, általában crinoideás, nemritkán azonban ooidos, pados mészkő, amely korhatározó értékű Brachiopodákat és Ammoniteseket is tartalmazhat. Az alsó-hegyi hasadék- és mélyedéskitöltések legidősebb generációját képviselő vörös, crinoideás–ooidos (pizoidos) mészkövek fáciesük alapján nem sorolhatók sem a karbonátplatform fáciesű Wettersteini Formációhoz, sem a hasadékkitöltésekben szintén meglévő, valódi pelágikus medencefáciesű Hallstatti Mészkőhöz. Koruk és fáciesük alapján — eltekintve az uralkodóan vörös színtől — azonban megfelelnek a 15–20 km-re Ny-ra lévő szádvárborsai szelvény tuvali, platform/medence átmeneti fáciesű részének, amelyet eddig a szlovák geológusok általában „Tisoveci (tiszolci) mészkő” néven tárgyaltak (MIŠÍK, BORZA 1976). Jellemző mikrofáciese: crinoideás biopátit és biomikropátit; grainstone, valamint oointrapátit; grainstone. Fácies: a képződmény átmeneti platform/medence fáciesű. Képződése a korábbi platform folyamatos süllyedése mellett addig folyt, amíg a tengerfenék a felszíni hullámmozgás bázisa (kb. 50 m) alá nem mélyült, ahol mikrites, wackestone szövetű karbonátok (Hallstatti Mészkő) váltották fel. Kor: a Gondolella nodosa carpathica Mock alapján késő-karni (tuvali), kivéve annak legelejét és legvégét. Vastagság: a típusszelvényben kb. 130 m, magyar területen nem több 25 m-nél. Típusszelvény: Szádvárborsa (Silická Brezová), Dét-hegy déli lejtője (MIŠÍK, BORZA 1976, pp. 9–12, egység-sztratotípus). Magyarországon a volt haragistyai erdészháztól Ny-ra, a szádvárborsai terület folytatásában és az Alsó-hegy fennsíkján a ladin–kora-karni karbonátplatform mélyedéseiben és hasadékkitöltéseiben őrződött meg a lepusztulástól. Pötscheni Mészkő Formáció (21) A formáció típusos, nem metamorf változata a szőlősardói rétegsorban található (Szőlősardó környéke, Rudabánya Rb–690 fúrás). Szürke, tűzköves mészkő jellemzi az alsó-hegyi vonulatban a Komjáti fölötti alsó pikkelyt és a Szádvár csúcsát, ahol összefogazódik a Hallstatti Mészkő „alsó Massiger Hellkalk tagozat”-ával, és ezért a földtani térképen nem jelöltük külön. A képződmény megfelel KRYSTYN, SCHÖLLNBERGER (1972) ausztriai típusszelvénybeli leírásának. Ez alapján „pados (padvastagság többnyire 10–30 cm), világos–sötétszürke, ritkán barnás, finomkristályos-tömött, gazdag tűzkőtartalmú mészkő, különböző erősségű nyomási flázeresedéssel. A bioturbációs szerkezetek gyakoriak. A rétegfelszínek simák vagy hullámosak-gumósak, a rétegközökben gyakran sárgás–zöldes vagy szürke márgabetelepülésekkel”. Alsó, tűzkőmentes és felső, tűzköves tagozatra oszlik. A leggyakoribb mikrofácies-típusok: radiolariás biomikrit; wackestone, radiolariás–filamentumos biomikrit és mikropátos biomikrit; wackestone, pelletes kokvina; packstone, crinoideás–filamentumos biomikrit és mikropátos mikrit; wackestone. Fácies: mérsékelten reduktív viszonyok között képződött medencefáciesű üledék. Szőlősardói, típusos kifejlődési területén eredeti üledéke Radiolaria-, Posidonia- (vagy juvenilis Halobia-), ill. Radiolaria-iszap volt, amelyhez esetenként allodapikus Crinoidea-törmelék, vagy ugyancsak allodapikus, kizárólag juvenilis kagylóhéjból és pelletekből álló bioklaszt (=pelletes kokvina) keveredett. Alsó, tűzkőmentes tagozatában — feküképződményeihez hasonlóan — még nagyon gyakoriak az allodapikus, crinoideás mészkövek és az intrakonglomerátumok vagy intraformációs breccsák (BALOGH, KOVÁCS 1981), azaz a lejtőfáciesű üledékképződés folytatódott a tuvali elején is. Feljebb a reszedimentációs jelenségek gyakorlatilag kimaradnak, ami arra utal, hogy üledékképződés nyugodt, nyíltvízi körülmények között folyt tovább. A komjáti és szádvári területek Pötscheni Mészköve hasonlóan nyugodt, nyíltvízi körülmények között rakódott le, csak néhány kisebb intrakonglomerátum/intraformációs breccsa szint tanúskodik alkalmankénti gravitációs üledékfolyásokról. Kor: késő-karni–kora-nori (tuvali-1/a–laci-3). Legalsó részén a Gondolella polygnathiformis (Budurov et Stefanov) mellett még előfordul a G. tadpole Hayashi és a Metapolygnathus aff. angustus Kozur, legfelső részén pedig szórványos adatok vannak arra, hogy a gyakori Metapolygnathus abneptis abneptis (Huckriede) mellett már fellép a M. abneptis triangularis (Budurov) és a Gondolella hallstattensis Mosher is (8. ábra). Vastagság: max. 200 m. Helyi típusszelvény: Szőlősardó környékén a Szőlősardó Szől–1 fúrás (8. ábra) és a Lepényke É-i oldala. 39

Hallstatti Mészkő Formáció (18–20) Az aggteleki sorozatban a derenk–bódvaszilasi tektonikus zónában az Alsó-hegy déli oldalán és Derenk környékén fordul elő Derenki Mészkő feküvel, míg Jósvafőtől ÉNy-ra, a Haragistya környékén (14. ábra) a mészkőre (Wettersteini F.) települ a Szádvárborsai Mészkő közvetítésével. Ez az előfordulás Szádvárborsa (Silická Brezová) felé áthúzódik szlovák területre is. A bódvai sorozatban — Bódvalenke környékén (11. ábra), a szár-hegyi medenceüledék-sáv Ny-i részén, Dobódél D-i szomszédságában, a Lászi-forrás környékén Szőlősardótól K-re, a Telekes-völgy ÉNy-i mellékvölgyeiben (10. ábra) és a Telekes-tetőtől D-re a Szendrő Szet–4 fúrásban (12. ábra) — mindig a Bódvalenkei Mészkő alkotja a formáció feküjét. A szőlősardói sorozatba — a Rudabánya Rb–690 fúrás alapján — éppen csak befogazódik. „Az Északi-Mészkőalpokban a Hallstatti Mészkő vörös, szürke, fehér vagy különböző színárnyalatokat mutató mikrites mészkő, uralkodóan pelágikus, jellegzetes összetételű faunával, köztük tömeges kagylóhéjakkal („filamentum” keresztmetszetben). A Hallstatti Mészkő lehet rétegzett, gumós, flázeres vagy tömeges kinézetű. A mészkő agyagtartalma csekély, a réteg- és flázerközökben felszaporodik” (TOLLMANN 1976, pp. 169–170). Az illírtől a sevatiig hat tagozatát különítik el, melyek közül területünkön csak az ottani két felső tagozat fejlődött ki. Nálunk ezeket három részre osztjuk: a kétosztatú Massiger Hellkalkra és a Hangendrotkalkra. Az „alsó Massiger Hellkalk” (20) rózsaszínű, világosszürke vagy csontszínű, kagylós-szilánkos törésű, jellegzetesen afanitos, pados vagy vastagpados mészkő. Néha vörös tűzkőgumókat tartalmaz. Jellemző mikrofáciese: radiolariás, filamentumos mikrit; wackestone. A fölötte következő „Hangendrotkalk” (19) vörös, finomkristályos, kagylós-szilánkos törésű, rétegzett vagy pados (IV. tábla, 3. kép), gyakran azonban gumós–flázeres mészkő, időnként drapp színű betelepülésekkel (IV. tábla, 5. kép). Mikrofáciese: radiolariás–filamentumos mikropátos biomikrit; wackestone. A „felső Massiger Hellkalk” (18) az alsóhoz hasonlít, de tűzkő nem fordul elő benne. Mikrofáciesei is különböznek kissé, néhol platform eredetű átülepített üledékanyagot is tartalmaz (intrabiomikropátit; packstone). A „Massiger Hellkalk” (világos tömött mészkő) és a „Hangendrotkalk” (fedő vörös mészkő) különösen a bódvai sorozatban gyakran intraformációs breccsaként keveredik egymással. Fácies: pelágikus medencefáciesű karbonát, amely jól szellőzött aljzaton, oxidatív viszonyok között rakódott le (erre utalnak a vöröses színek). A Hallstatti Mészkő Formáció aggteleki-fáciesbeli három tagozatáról megállapítható, hogy típusos nyílttengeri mikrofáciese csak az alsó-nori alsó „Massiger Hellkalk”-nak van. A „Hangendrotkalk”-ban a ben14. ábra. A Hallstatti Mészkő és a Zlambachi Márga Formáció rétegsora a haragistyai kutatóárokban tonikus elemek mennyiségének ugrásszerű megnövekedése víz (LESS 1987a) 40

alatti hátsági jellegű körülményekre (a vízmélység csökkenésére?) utalhat. A felső „Massiger Hellkalk”-ban viszont egy viszonylag közeli, dachsteini típusú mészkőzátony progradációjának jelei ismerhetők fel. A bódvai fácies Hallstatti Mészkövei részben ugyan hasonlóak az aggteleki fácieséhez (pl. a Telekes-völgy 6. sz. ÉNy-i mellékvölgy alsó „Massiger Hellkalk” tagozata vagy a szár-hegy–mész-völgyi vonulat alsó „Massiger Hellkalk” és „Hangendrotkalk” tagozatai), gyakori azonban az üledékcsuszamlásos szerkezet az alsó „Massiger Hellkalk”- és a „Hangendrotkalk”-típusok keveredésével (Bódvalenke és a Lászi-forrás környéke). Egyes szelvényekben (Szalonna Sza–5, Szendrő Szet–4, Perkupa P–74, Rudabánya Rb–658 és Rb–690 fúrások) a vékonyabban rétegzett, gyakran vörös tűzköves kifejlődés jellemző, nemritkán a Bódvalenkei Mészkőéhez hasonló vékony, lilásvörös, agyagos betelepülésekkel. Kor: az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén a tuvali végétől a sevati közepéig (késő-karni–késő-nori), a Lászi-forrás környékén — Szőlősardótól K-re — azonban lenyúlik a ladinba is. Korjelző ősmaradványai a Conodonták (a részletes fajlistát l. KOVÁCS et al. 1988, fig. 4), gyakoriak a Halobiák (V. tábla, 1. kép) is. Vastagság: az aggteleki sorozatban a 150 m-t is elérheti, míg a bódvai sorozatban nem haladja meg az 50 m-t. Típusfeltárások: a Kecskés-oldal szelvényei Derenktől ÉNy-ra, a haragistyai alapszelvény (14. ábra) Jósvafőtől ÉNy-ra (LESS 1987a), az országhatár közelében, a Perkupa és Szőlősardó között fekvő Lászi-puszta melletti alapszelvény, a bódvalenkei alapszelvény (KOVÁCS, LESS 1987, 11. ábra), a Telekes-völgy 6. sz. ÉNy-i mellékvölgyének alapszelvénye (KOVÁCS 1990c). Zlambachi Márga Formáció (17) A magyarországi oldalon csak három előfordulása ismeretes: az aggteleki fácies elterjedési területén Szádvárborsáról (Silická Brezová) nyúlik át a Haragistyára (14. ábra), a bódvai fácies területén pedig a Szalonna Sza–5 fúrás (a Szár-hegy Ny-i csúcsának DNy-i oldalában), valamint a Szendrő Szet–4 fúrás (12. ábra) a tárta fel. A haragistyai kutatóárokban feltárt, a Hallstatti Mészkőből kifejlődő barnásszürke lemezes márga, melyben szürke, agyagos mészkő betelepülései és átülepített tömbjei találhatók, jól egyezik a Zlambachi Márga TOLLMANN (1976) által adott leírásával. Fácies: sziliciklasztit lerakódásával jellemzett medencefácies, reszedimentációs jelenségekkel. Kor: sevati középső része (késő-nori) – rhaeti. A haragistyai szelvényben jellegzetes törpe Ammonites-faunát (Clionites ares Mojsisovics, C. cf. pseudonodosus Kutassy, Megaphyllites insectus Mojsisovics — Detre Cs. meghatározása), és korjelző Foraminiferákat (Variostoma crassum Kristan–Tollmann, Trochammina alpina Kristan–Tollmann — Bércziné Makk A. meghatározása) tartalmaz, amelyek az Alpokban a formáció alsó, sevati részét jellemzik. Vastagság: 25–30 m. Típusfeltárás: Jósvafőtől ÉNy-ra, a haragistyai alapszelvény (14. ábra) 26,4–59,7 m közötti szakasza (LESS 1987a). TRIÁSZ–JURA FELSŐ-TRIÁSZ–ALSÓ-JURA Telekesvölgyi Formáció, vörös és zöld agyagmárga szint (16), hídvégardói olisztosztróma (16a) A Telekesvölgyi Formáció alsó részét képező „vörös és zöld agyagmárga szint”-hez (16) tartozó rétegek a Rudabányaihegységben, az annak Ny–ÉNy-i határával párhuzamos DNy–ÉK-i irányú pásztában (a Telekes-völgy ÉNy-i mellékvölgyeiben és a Bízó-tető alatt), valamint a hegység ÉK-i részén, az Esztramos D-i lábánál húzódó keskeny, tektonikus zónában bukkannak elő. Magát a formációt feltételesen a bódvai sorozathoz soroljuk, bár annak triászából való kifejlődését nem ismerjük, hiszen a Telekes-patak mellékvölgyeiben átbuktatott helyzetű képződmények tektonikusan érintkeznek a látszólagos fekü- és a fedőösszletet képező bódvai sorozatbeli középső- és felső-triász rétegekkel. Az alsó összlet egyik legjobb feltárása a perkupai Bízó-tető (Csipkés-hegy) lábánál van (15. ábra, V. tábla, 2. kép), ahol a fekü szintén ismeretlen, a (tektonikus) fedőt a rétegsorra rátolódott triász mészkő alkotja. A képződmény nagy része jól rétegzett vörös és zöld agyagmárga. A kovaszivacstűk felszaporodásának következtében kovásodott sávok váltakoznak a karbonátosabb sávokkal. Ebbe az alapanyagba vörös és drapp, vörös tüzköves mészkövek települnek, illetve változatos színű, kristályossági fokú és méretű, de mindig medencefáciesű, egyszerű és összetett (konglomerátumjellegű) olisztolitok találhatók, melyek időnként tűzkövesek, illetve crinoideásak. A részben bizonyosan a bódvai sorozatból származó olisztolitok kora a késő-anisusitól a késő-noriig terjed. Elképzelhető, hogy a fentebb leírt kőzet feküjét a csak a hídvégardói temetőnél feltárt hídvégardói olisztosztróma (16a) alkotja (9. kép) Ennek alsó része zöldesszürke márgás mészkő által cementált m-es mészkő-konglomerátumok alkotta olisztosztróma, fölötte ugyanezen cement már egyszerű, 20-30 cm-es nagyságú mészkőklasztokat és radiolaritot cementál. A mészkőklasztok a Bódvalenkei Mészkőből és a Hallstatti Mészkő „alsó Massiger Hellkalk”-jából, a radiolarittörmelék a Szárhegyi Kovapalából származik. Fácies: mélytengeri medencében, oxidatív körülmények között képződhetett. Az olisztolitok az akkoriban valamivel magasabban fekvő bódvai fáciesterület pereméről származhatnak. 41

15. ábra. Perkupa: Bízó-tető I. szelvény. A Telekesvölgyi Formáció feltárása Kovás, crinoideás mészmárga, mészkő és fekete agyagkő szint (liász?–dogger):1 — szürke crinoideás mészkő, 2 — agyagpala, 3 — durvakristályos, crinoideás mészkő, 4 — fekete agyagpala; Vörös és zöld agyagmárga szint (felsőtriász–liász?): 5 — konglomerátum, 6 — vörös agyagmárga, 7 — zöld agyagmárga, 8 — kovás vörös és zöld agyagmárga és agyagkő, 9 — mészkőolisztolit; 10 — vető

Kor: A vörös és zöld agyagmárgából csak kovaszivacstű-maradványokat ismerünk, ellenben a közbetelepülő mészkőből felső-nori Conodonták váltak ismertté. Az olisztolitokból későalaun–középső-sevati korú Gondolella steinbergensis (Mosher) ismert (BALOGH, KOVÁCS 1977). A vörös és zöld agyagmárga fedője már középső-jura korú, ezért a képződmény maga valószínűleg legkésőbbi-nori–kora-jura korú. A hídvégardói olisztosztróma alsó korhatárát a benne található legfiatalabb (kora-nori korú) olisztolitok a nori közepére-végére teszik. Vastagság: 200-300 m, a hídvégardói olisztosztrómáé max. 15 m. Típusfeltárás: a Telekes-völgy Al9. kép. A hídvégardói olisztosztrómában található mészkő-konglomerátum a hídvégardói sótelekestől számított 8. ÉNy-i meltemetőnél található típusfeltárásból. (Fotó: Less György) lékvölgyének alapszelvényeiben és a perkupai Bízó-tető (Csipkés-hegy) DNy-i lábánál (15. ábra). A hídvégardói olisztosztróma típusfeltárása a hídvégardói temető bejáratánál található. JURA LIÁSZ(?)–DOGGER Telekesoldali Formáció, kovás, radiolariás márga szint (15) A bódvai sorozat juráját képező, a Szalonna és Perkupa közötti Bódva-szoros menti hatalmas, D felé átbuktatott szinklinálisban megőrződött Telekesoldali Formáció tagolását a 16. ábra mutatja be. A formáció legalsó, feltehetőleg legnagyobb elterjedésű egysége vagy a Zlambachi Formációra, vagy a Hallstatti Mészkőre települ. 16. ábra. A Telekesoldali Formáció rétegoszlopa 1 — konglomerátum-olisztolit, 2 — homokkő-olisztolitos agyagpala, 3 — paleoriolit és -tufa, 4–6 — kovás, radiolariás márga szint: 4 — radiolarit, 5 — kovás márga, 6 — fekete márga, agyagpala

42

A feküvel való érintkezése három fúrásban tanulmányozható: — a Rudabánya Rb–690 fúrás 321,75 m-ében 15 cm vastag, fekü anyagú konglomerátumréteg települ a triász Hallstatti Mészkőre, — a Szendrő Szet–4 fúrás (12. ábra) a zöldesszürke Zlambachi Formáció mészköve és márgája felfelé egyre szürkébb, majd fekete lesz, és erodált felszínére — eróziós diszkordanciával — sok, a fekü anyagával egyező szövetű mészkőtörmeléket tartalmazó fekete márga települ, — a Szalonna Sza–5 fúrás 41,80 m-ében a fekete márga és a Zlambachi Formáció zöldesszürke márga- és mészkőrétegeinek átmenete folyamatos. Jellemző kőzete a fekete agyagkő-márga-mészmárga, mely lemezes elválású, laminált, vagy tömeges, pirittartalmú. A szintet a litológiai eltérések, az ősmaradvány-tartalom és a települési viszonyok alapján öt rétegre lehetett osztani: — A legalsó réteg sötétszürke kovás márga, szürke, finomkristályos (mikrit, pelmikrit, kovás pátit, kovás biopátit szövetű) mészkőklasztokkal. — A következő réteg fekete, kovás agyagkő (a rétegződéssel 20–70°-ot bezáró harántpalásság síkjaiban 0,2–0,3 mm hosszú, neoformációs szericitkristályok figyelhetők meg), melyből korjelző nannoplankton és Radiolariák kerültek elő. — Az e fölötti márga–mészmárga réteg tartalmazza a paleoriolit szintet, hol térképileg is ábrázolható méretű tömbökben, hol csak mm-es tufitcsíkok, illetve cm-es–m-es tufa- illetve lávadarabok formájában. Az üledékes és magmás kőzet kontaktusa nem termális. A tufitos kőzetek pát, ill. mikropát kötőanyagában sok a bioklaszt, a magmás kvarc (<1 mm) és az erősen elváltozott földpáttöredék. — A 4. rétegben fekete, mészmentes, 1–2 cm-es lemezekre elváló agyagkő következik, a laminációt a szerves anyagban dúsabb és szegényebb sávok váltakozása okozza. Kevés (<5%) törmelékes kvarcot (átlagos szemcseméret 0,06 mm), néha utólagosan lapított kalcedoncsomót tartalmaz, általában (max. 2–3 mm-es) lencse-, vagy gömbalakú pirit is van benne. Radiolariák elvétve fordulnak elő. — Az e fölötti 5. rétegben ismét márga-mészmárga sorozat települ [laminált, agyagos mikropátit, mikropátos agyag sok elszórt pirittel, kevés törmelékes kvarccal, a lamináltság a magmás kvarcok (<1 mm) környezetében teljesen zavarttá válik]. A kőzetben 5–10 cm vastag, szürke, finomkristályos és afanitos mészkőolisztolitok vannak, amelyek zavart szövetében sok magmás kvarc és elváltozott (részben sakkalbitosodott) földpát látható. Fácies: a képződmény mélytengeri, reduktív körülmények között képződött. Kor: a nannoplanktonflóra liásznál fiatalabb, de a középső–késő-krétánál idősebb korra utal [a Watznaueria barnesae (Black) bajoci–campaniai (középső-jura eleje – későkréta), a W. biporta Bukry pedig bath–campaniai]. A Radiolariák H. Kozur szerint középső-bajoci kort (az Unuma echinatus zónán belül Lupherium officirense alzónát), jeleznek, bár BAUMGARTNER (1984) szerint az Unuma echinatus Ichikawa et Yao a bath–korakallovira (középső-jura) jellemző. A talált Foraminiferák nem korjelzők, a nannoplankton és a Radiolariák együttes figyelembevételével a bezáró rétegek nagyobb részének középső-jura kora bizonyított. Vastagság: kb. 300 m. Típusfeltárás: jó felszíni feltárásai a szalonnai Mély-völgyben és a Kis-hegytől Ny-ra kb. 250 m-re lévő árokban találhatók. A Szendrő Szet–4 fúrásban (12. ábra) a bódvai sorozat triászából való üledékes átmenete (l. még GRILL 1988), míg a Szalonna Sza–10 fúrásban (17. ábra) a paleoriolittal való keveredése is tanulmányozható. Telekesoldali Formáció, paleoriolit (14) E savanyú vulkanit — közismert nevén „kvarcporfír”, mai nevén riolit — néhány felszíni kibúvásban (telekes-oldali alapszelvény; a telekes-völgyi vadászházzal szemben; a Szalonna Sza–10 fúrás környéke), és mélyfúrásokban (Szalonna Sza–7, 181,2–181,25 m; Sza–10, 0,00–66,9 m és 121,4–131,3 m — 17. ábra; Rudabánya Rb–661, 92,05–182,05 m) is megtalálható. Felszínen zöldes, fúrásban inkább szürkés árnyalatú, erősen porfíros megjelenésű vulkanit. A fehér, szürkésfehér, 0,5–3 mm-es porfíros kristályok anyaga kvarc, szanidin és plagioklász. Az eléggé egyveretűnek tűnő kőzetet gyakran fehér vagy sárgás-rózsaszínes kvarcerek járják át. Kémiai összetételében (4. táblázat) a SiO2-tartalom 65,6–77,4% közötti.

17. ábra. A Szalonna Sza–10 fúrás szelvénye 1 — paleoriolit, 2 — agyagkő paleoriolit-tufit csíkokkal, 3 — agyagkő, agyagmárga, mészmárga, aprókavicsos mészhomokkő, 4 — agyagkő

43

44

(1) = MÁFI Kémiai Laboratórium elemzései, (2) = OFKVF Központi Anyagvizsgáló Laboratórium (Komló) elemzései

4. táblázat. A Telekesoldali Formáció paleoriolitjának teljes kémiai elemzése (%)

A kőzet alkáli-földpát riolit, ugyanis mind a Na2O (2,3–6,6), mind a K2O (0,7–4,6) súlyszázalékos mennyisége magasabb a riolitok átlagánál. A 10–17%-nyi Al2O3 szintén kissé magasabb az átlagosnál, míg a FeO és Fe2O3 mennyisége jóval kisebb. Fácies: a paleoriolit kemizmusa szigetív-vulkanizmusra utal (MÁTHÉ, SZAKMÁNY 1990). Ez a szigetívjellegű savanyú magmatizmus valószínűleg összefüggésben áll a gömöri jura–kréta gránitmagmatizmussal, valamint a zárványaiban szanidintartalmú rudabányai ércesedéssel. A magmatizmus már a mellétei óceáni kéreg szubdukciójával lehet kapcsolatos. Kor: a telekes-völgyi vadászháznál található paleoriolit kora Rb/Sr módszerrel 158±34 M év, K/Ar módszerrel 120±6 M év. Ezek az adatok a kora–középső-jura–középső-kréta (toarci–apti) időintervallumot jelzik. A Dunna-tetőn (a Szalonna Sza–10 fúrásban, 17. ábra) és a telekes-völgyi vadászházzal szemben a paleoriolit helyenként összekeveredett a bezáró kőzettel, a kovás, radiolariás márga szint (15) márga–mészmárga-rétegtagjának kőzeteivel tufitos mészmárga formájában, tehát a paleoriolit e szint képződményeivel egyidős (középső-jura). Ez a paleoriolit halmozódott át azután a malmban a „konglomerátum”-olisztolitos agyagpala szintbe (11), ahogy ez megfigyelhető a Telekesoldalon is (10. kép).

10. kép. Áthalmozott paleoriolit-klaszt a Telekesoldali Formáció „konglomerátum”-olisztolitos szintjéből, a Szalonna és Perkupa közötti műútbevága (Fotó: Less György)

Vastagság: változó, max. 70–80 m. Típusfeltárás: A telekes-völgyi vadászházzal szembeni alapszelvény, a Bódva-szurdok É-i oldalán, a Bízó-tető (Csipkéstető) DK-i lábánál lévő feltárás, valamint a Szalonna Sza–10 fúrás 0,0–66,9 m és 121,4–131,3 m közötti szakaszai (17. ábra). Telekesvölgyi Formáció, kovás, crinoideás mészmárga, mészkő és fekete agyagkő szint (13) A Telekesvölgyi Formáció felső részét képező, az alsó (vörös és zöld agyagmárga) szintből folyamatosan kifejlődő összlet a Telekes-patak mentén, a 3–4., 6., 7., és 8. mellékvölgyekben, valamint a perkupai Bízó-tető (Csipkés-hegy) I. szelvényében (15. ábra) bukkan a felszínre.

Alsó része szürke, kovás, egyenetlen törésű, gyakran crinoideás mészmárga és mészkő (mikrit–mikropátit sok páttöredékkel és kevés, szögletes kvarccal) 20–40 cm vastag rétegei, és a közéjük települő 1–20 cm vastag szürke márga–agyagmárga váltakozásából áll. A márga vékonycsiszolatban monoton, tömeges, ritkábban finoman sávozott, amit a karbonátban, ill. kvarcban és csillámban dús sávok ritmusa okoz. A rétegsor felső része fekete (mállottan sárgásbarna), gyakran fémfényű („mangános”) agyagkő. Általában lemezes, vagy vékonylemezes elválású, néha tömeges, rétegzetlen, kevés iszapcsúszásos szerkezettel. Vékonycsiszolatban sok kovaszivacstűt és Radiolariát, változó mennyiségű, néha sávokban elhelyezkedő szerves anyagot, elvétve mikrit méretű karbonátszemcsét tartalmaz, kevés a törmelékes kvarc- és csillámszemcse, ritkán pedig idiomorf karbonát (dolomit?) autigén kristályai találhatók. A lemezes–vékonylemezes szakaszokon 1–3 mm-es lamináció figyelhető meg. A tömeges, rétegzetlen szakaszok kovásak, radiolarit jellegűek, belőlük korjelző Radiolariák kerültek elő. Fácies: a képződmény mélytengeri medencében, egyre reduktívabbá váló viszonyok között ülepedhetett le. A bemosott Crinoideák csökkenő mennyisége mind nyugodtabb paleotektonikai körülményeket jelez. Kor: az alsó, kovás, crinoideás mészkőből felső-karni (tuvali) és/vagy alsó-nori (laci) Conodonták kerültek elő, helyenként keverten: Gondolella hallstattensis (Mosher), G. polygnathiformis Budurov et Stefanov, Metapolygnathus abneptis (Huckriede). Az áthalmozottságot mutató szöveti képet figyelembe véve a bezáró kőzet ennél fiatalabb, így korát a formációban a felső fekete agyagkő alatt elfoglalt helyzete határozza meg, hozzávetőleg a liász–dogger határ környékén. A felső, fekete agyagkő Radiolariái H. Kozur szerint az Unuma echinatus zónát képviselik és bajoci korúak (BAUMGARTNER [1984] szerint az Unuma echinatus Ichikawa et Yao bath–kora-kallovi kort jelez). DOSZTÁLY (in DOSZTÁLY et al. 1998) vizsgálatai szerint a fekete agyagkő gazdag Radiolaria-faunája a BAUMGARTNER et al. (1995) szerinti Laxtorum jurassicum és Tricolocapsa plicarum zónákat képviseli, vagyis a fekete agyagkő szint aaléni, bajoci és bath korú. Vastagság: kb. 200 m, amiből az alsó és felső részre egyaránt 100–100 m jut. Típusfeltárás: A Telekes-völgy Alsótelekestől számított 7. és 8. ÉNy-i mellékvölgyében. MALM(?) Telekesoldali Formáció, homokkő-olisztolitos (agyagpala) szint (12) A formáció középső részét képező összlet nagyobb elterjedésben a Nagy-Telekes-tetőtől D-re és a Kis-Telekes-tetőn, kisebb foltokban a Bódva-szoros É-i oldalában található meg. Legjobban a Nagy-Telekes-tetőn követhető, és itt a „kovás, radiolariás márga”, valamint a „konglomerátum-olisztolitos (agyagpala)” szint közé iktatódik. Nevét onnan kapta, hogy a fő tömegét alkotó agyag- és márgapalába 1–2 cm3-től az 1 m3-es méretig terjedő homokkő-olisztolitok települnek szeszélyes eloszlásban. A legnagyobb méretű homokkő-olisztolitok a Kis-Telekes-tető DK-i oldalában, a legkisebb méretűek a Bódvaszorosban találhatók, ahol mennyiségük is kisebb. A Nagy-Telekes-tető olisztolitjainak mérete és mennyisége is köztes helyzetű. A feküből való folyamatos kifejlődését a Szalonna Sza–12 fúrás tárta fel. A sárgásszürkére mállott, üde állapotban sötétszürke, lemezes–leveles (0,2–1 cm) elválású, gyakran keresztrétegzett fekete agyagpalába 5–30 cm vastagságú, lencsealakú homokkőtestek ágyazódnak. Ezek kőzetanyaga szürkésbarna, szívós, durvaszemcséjű, rétegfelületein gyakran nagyméretű muszkovitcsillám dúsul. A homokkő 10–40% kova-klorit-szericit kötőanyagot, 35–64% kvarcot, 5–35% földpátot, 1–5% csillámot és 2–8% kőzettörmeléket tartalmaz. Fácies: a képződmény mélytengeri medencében, tektonikailag aktív környezetben ülepedhetett le. A homokkő-olisztolitok annak a szigetívnek az oldaláról származhatnak, amelyről a paleoriolit-olisztolitok is áthalmozódtak. Kor: az agyagpalából és a homokkő-olisztolitokból sem ismerünk fosszíliákat, a szint képződményeit a rétegsorban elfoglalt helyzetük (16. ábra) alapján soroltuk a felső-jurába. Vastagság: kb. 100 m. Típusfeltárás: Perkupától D-re, a Kis-Telekes-tető DK-i lábánál lévő alapszelvény. Telekesoldali Formáció, „konglomerátum”-olisztolitos (agyagpala) szint (11) A Telekesoldali Formáció legfelső részét képező összlet a Nagy-Telekes-tetőn és a Telekes-oldalon nagy, a Bódvaáttörés É-i oldalán kisebb elterjedésű. A „homokkő-olisztolitos szint”-re települ. Mátrixát sötétszürke, mállottan sárgásszürke, lemezes elválású, gyakran laminált agyag- és márgapala alkotja (11. kép). A kőzet általában igen kevés, kőzetliszt méretű, max. 100 µm-es szögletes kvarcot, mikropát-méretű karbonátszemcsét, szericitet és piritet tartalmaz. A rétegzéssel kb. 30°-ot bezáró klivázs-síkokban neoformációs szericit található (ÁRKAI 1981, 1982, 1983; SERESNÉ HARTAI 1980). A laminációt a szerves anyag, a törmelékes kvarc és a karbonátos sávok váltakozása okozza. A piritszemcsék körül általános a kvarcanyagú nyomási szegély. A rétegfelszíneken időnként iszapfaló nyomfosszíliák (Chondrites sp.) figyelhetők meg. Az olisztolitok kőzetanyaguk alapján kétfélék: reszedimentált olisztosztróma- (=„konglomerátum”-) és mészkőolisztolitok. A reszedimentált olisztosztróma-olisztolitok néha 10 m-es tömbjeinek kötőanyaga szürke, középkristályos mészkő 45

vagy paleoriolit. A klasztanyagban szintén található paleoriolit, valamint többféle szürke, sötétszürke mészkő (mikrit, intramikrit; packstone, biointrapátit; grainstone, intramikrosparit; packstone és wackestone, mikrit; mudstone), alárendelten szürke agyagpala és vörös jáspis. Az egyszerű mészkőolisztolitok átmérője akár több méter is lehet, és több típusuk is van. Színük a sötétszürkétől a világosszürkéig terjed, finom- vagy középkristályosak (intraklasztit-, bioklasztit-tartalmú mikropátit; filamentumos, bioklasztit-tartalmú mikropátos pátit, radiolariás, bioklasztittartalmú pátos mikropátit, radiolariás mikrit). Fácies: az olisztolitok a bezáró agyagpalával való kapcsolatuk alapján olisztotrimmák (GRILL 1988), mivel anyaguk nem a bezáró kőzetével együtt érkezett (ezt az agyagmárgapala lamináció11. kép. A Telekesoldali Formáció „konglomerátum”-olisztolitos szintjének ja kizárja), hanem a meglévő üledékszerkezetet mátrixát alkotó agyagpala a Szalonna és Perkupa közötti műútbevágásból. (Fotó: roncsolva került a helyére. Ezzel szemben KOVÁCS Less György) (1987b, c) szerint részben tektonikusan széttagolt törmelékfolyás-üledékekként (olisztosztrómaként) értelmezendők. A Chondritesek folytatódó mélytengeri körülményeket jeleznek, de a medence peremei már nagyon közeliek és tektonikailag aktívak lehettek, amire a jelentős méretű és mennyiségű olisztolit megjelenése utal. Ezek egyúttal előre jelzik a medence közeli feltöltődését és bezáródását is. Kor: a képződmény mátrixából, a Csehi-hegy oldalából, törmelékben egyetlen (Galácz A. szóbeli közlése szerint oxfordi korú) Belemnites került elő. Az olisztolitok kevert ladin–karni–nori Conodonta-faunát tartalmaznak. Mivel az olisztolit-tömbök legfiatalabbjai késő-triász korúak, a belőlük létrejött konglomerátumpadok a jurában keletkezhettek. Az olisztolitok közül egyedül a paleoriolit jura kora tekinthető többé-kevésbé bizonyítottnak. Ezzel együtt — rétegsorban elfoglalt helyzete alapján — a „konglomerátum”-olisztolitos szint legvalószínűbb korának a késő-jurát tartjuk. Vastagság: kb. 200 m. Típusfeltárás: A Szalonna és Perkupa közötti műút bevágása a Nagy-Telekes-tető É-i lábánál (18. ábra).

18. ábra. A Telekesoldali Formáció „konglomerátum”-olisztolitos szintjének alapszelvénye. Perkupa, Telekes-oldal (KOVÁCS 1991a)

46

FEDÕHEGYSÉGI KÉPZÕDMÉNYEK PALEOGÉN Oligocén, kiscelli emelet Kiscelli Agyag Formáció (10) Kutatási területünkön két, egymástól eltérő rétegsorát csak fúrásból (19. ábra) ismerjük, közülük egyik sem típusos Kiscelli Agyag. Az 1948-ban Rudabányától Ny-ra mélyült gátréti vízkutató fúrás (HEGEDŰS, SIDÓ 1953) 86,0–214,0 m-ig fehéresszürke, tufás agyagmárga, szürke, zöldeszürke, homokos, piritszemcsés, növénymaradványos agyagmárga Mollusca-héjtöredékekkel és glaukonitos homokkő-közbetelepülésekkel, majd zöldeszürke, tufás agyagmárga, alatta szürke, homokos növénymaradványos, Mollusca-héjtöredékes agyagmárga rétegsort tárt fel, melyet a vizsgálati eredmények újraértékelése alapján a „Tufás, tufitos Kiscelli Agyag”-gal (BÁLDI 1983, p. 52.) azonosítunk. 19. ábra. Az oligocén–alsó-miocén képződmények elterjedési területei az Aggtelek–Rudabányai-hegységben (SZENTPÉTERY 1988a alapján, kiegészítve) 1 — Kiscelli Agyag, 2 — Putnoki Slír, 3 — gyenge minőségű olajpala, 4 — Bretkai Formáció, 5 — Szuhogyi Konglomerátum, 6 — ÉNy-i öböl, 7 — D-i perem, 8 — a Rudabányai-hg. fő tömege, 9 — DK-i tektonikus zóna, 10 — DK-i egység, 11 — Szendrői (?) aljzatú egység. 12 — szelvénynyomvonal (szelvények a 21. ábrán), 13 — a Putnoki Slír feltételezett elterjedési határa az ÉNy-i öbölben, 14 — tektonikus határok (a: biztos, b: bizonytalan), 15 — szálkibúvások a képződmény jelével, 16 — fúráspont az oligocén–alsó-miocén képződmény jelével (1–5)

47

A „Noszvaji Tagozat”-ot (LESS 1998 szerint Csókási Formáció) harántolta a Rudabánya Rb–390 fúrás 171,0–239,1 m (és feltehetően a Rudabánya Rb–414 fúrás 200,5–257,9 m) közötti szakasza (20. ábra), mely Foraminifera-vizsgálatok alapján (SIDÓ in PANTÓ 1956, SZŐTS 1956, MAJZON 1961) sokáig a „rudabányai eocén”-előfordulás képviselője volt. A rétegsor nagyforaminiferás és vörösalgás átülepített mészkőlencséket (intraklasztos biomikropátit pátos kitöltésű üregekkel; grainstone; kevert üledék, V. tábla, 3. kép) magába záró glaukonitos durvahomokkő, márga, mészmárga és meszes agyag váltakozásából áll. Jól megfigyelhető a zavart település, a homokkő és mészkő hirtelen váltása, helyenként az iszapfelkavarodás nyomai. Fácies: normális sótartalmú, tengeri képződmény, 100–200 m közötti képződési mélységgel. A törmelékes rétegsorban található mészkőtestek magasabb térszínről bekerült képződmények lehetnek, melyek a már megindult vízszintes eltolódás okozta aktív tektonika okán kerültek a mélyebb helyzetű üledékképződési térségbe. Kor: a mátrix anyagában található mészvázú nannoplankton korjelző értékű, amely Báldiné Beke M. véleménye szerint a képződmény korát egyértelműen az NP 24 zónában rögzíti. Ezt a zóna alján belépő Sphenolithus ciperoensis (Bramlette et Wilcoxon), Helicosphaera recta Haq és Cyclicargolithus abisectus (Müller), valamint a zóna tetején kihaló Sphenolithus distentus (Martini) együttes jelenléte bizonyítja. A Rudabánya Rb–390 fúrás 180,6 m-éből kinyert nagyforaminiferák [Less Gy. meghatározása szerint Nummulites kecskemetii Less és Eulepidina dilatata (Michelotti)] több magyarországi lelőhelyen [novaji Nyárjas-tető, Csókás — LESS 1991b, valamint legújabban (Less Gy. szóbeli közlése, 2004) a Recski Andezit fedőjében] is megtalálhatók. BÁLDI et al. (1999) szerint ez a fauna 20. ábra. A Rudabányai-hegység D-i peremének földtani felépítése (SZENTPÉTERY 1988b alapján) az SBZ 23-as sekélybentosz zóna 1 — homokos agyag, agyagos homok, 2 — kavics, 3 — homokos mészkő, 4 — mészkő, 5 — mészmárga, márga, alját, hozzávetőleg a középső-kattit, homokkő, kavicsos–homokos márga, 7 — riolittufa barnavasérc tömbökkel, 8 — breccsa, 9 — fúrás talpazaz az egri emelet bázisát jelzi. Az mélysége, Pa1 = Edelényi Formáció, T3? = felső-triász kőzettípusok, T3 (-J?) = felső-triász–jura? rétegek, Pz = említett nagyforaminiferákat azonszendrői? paleozoikum. A fúrások helye a 19. ábrán látható ban FERRÁNDEZ-CANADELL et al. (1999) már az NP 24-es zóna felső részével korrelálható SBZ 22B zónából is leírta, sőt a Recski Andezit fedőjének nagyforaminifera-faunája is inkább idetartozik. Ezek alapján a Rudabánya Rb–390 fúrás oligocén képződményei is legvalószínűbben ide, a hozzávetőleg a rupeli/katti határnak megfelelő felső–legfelső-kiscellibe sorolhatók be. Vastagság: kb. 30 m fekü és fedő nélkül, tektonikus helyzetben. Típusfeltárás: területünkön csak az említett fúrásokból ismerjük. PALEOGÉN–NEOGÉN Oligocén–alsó-miocén, egri–eggenburgi emelet Bretkai Mészkő Formáció (9) Az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén felszínen az imolai Ördöglyuk-víznyelőnél, Égerszögtől D-re a vízmosás fölötti orron, Teresztenyétől K-re a pincesor fölött, valamint a szendrői Korlát-hegyen (Kőkút), a rudabányai egykori IX. 48

21. ábra. A Rudabányai-hegység DK-i tektonikus zónájának földtani felépítése (SZENTPÉTERY 1988b alapján módosítva) 1 — meddőhányó, 2 — pannóniai üledékek, 3 — Putnoki Slír, 4 — Bretkai Formáció, 5 — Steinalmi Mészkő, 6 — rudabányai érces összlet, 7 — Bódvaszilasi Homokkő, 8 — upponyi típusú paleozoikum, SzK = Szuhogyi Konglomerátum, a — fiatal törés, b — köztes vető, c — vízszintes eltolódás, d — a Szuhogyi Konglomerátum és az upponyi paleozoikum határa. A szelvények nyomvonala a 19. ábrán látható, ÉNy-i részének domborzata a bányászat miatt nem szerkeszthető meg..

felvonó gépháza közelében (Bába-domb), és a felhagyott Barbara-külfejtés É-i falában ismerjük (V. tábla, 5. kép). Előfordulásai kis kiterjedésű eróziós foszlányok. A felszín alatt a Rudabánya Rb–392, –531, –563, –568 és –571 fúrások harántolták (21. ábra). Feküje Imolánál a Steinalmi Formáció mészköve, az égerszögi és teresztenyei előfodulásban a Szinpetri Mészkő. A Rudabányai-hegység DK-i oldalán ércesedett dolomitra (=rudabányai vasérces összlet) települ. Fedője Imolánál és a Rudabánya Rb–392 és –531 fúrásban Putnoki (=Szécsényi) Slír, másutt az alsó-pannóniai Edelényi Formáció. A típusos Bretkai Mészkő Formáció szürkésfehér, az aljzat törmelékét tartalmazó, homokos-kavicsos mészkő és/vagy konglomerátum (=konglobreccsa). Szemcséi 0,5–8 cm átlagméretűek, gyengén kerekítettek. A kötőanyag finomszemű, gyakran ikerlemezes kalcit. A faunaelemek — kagylók és korjelző értékű nagyforaminiferák: Miogypsina gunteri Cole, Nephrolepidina morgani Lemoine et R. Douvillé (utóbbi csak Bretkán) — a báziskonglomerátumban fészkekben jelennek meg. Közbetelepülésként biogén mészkőpadok találhatók (RADÓCZ 1975, VAŇOVÁ 1975). Kutatási területünkön a Putnoki (=Szécsényi) Slír bázisán nemcsak a típusos Bretkai Mészkövet, hanem attól kissé eltérő kifejlődésű, de ugyanebbe a formációba sorolt képződményeket is megismertünk, melyekben — alulról fölfelé haladva — az alábbi egységeket különítettük el: 1. alapbreccsa, dolomitkavicsos homok, lithothamniumos márga, 2. mészkő, 3. dolomitkavicsos homokkő és konglomerátum. Az alapbreccsa a Bába-dombon, a PÁLFY (1924) által eocénnek térképezett feltárásban, a dolomitkavicsos homok a szendrői Kőkútnál található felszínen. Egymást helyettesítő, transzgressziós képződmények, fölfelé (ill. laterálisan) mészkőbe mennek át (pl. a Barbara-külfejtésben). A lithothamniumos márgát csupán két fúrás (Rudabánya Rb–407 és Tornabarakony Tbr–1) szelvényéből ismerjük. Fácies: a képződmény tipikus kifejlődésében sziklásparti, abráziós viszonyokra utal. A normál sótartalmú víz az apály–dagály következtében jól szellőzött volt, a klíma trópusi–szubtrópusi lehetett. Kor: a nagyforaminiferák alapján kora-akvitán (SBZ 24-es zóna), ami a Középső-Paratethysben az egri legvégének felel meg. Vastagsága max. 20 m. Típusfeltárás: Bretka (Beretke), Dél-Szlovákia, Templomdomb; Magyarországon: Imola, Ördöglyuk-víznyelő (ennél sokkal jobban megközelíthető a felhagyott Barbara-külfejtés Rudabányán). Putnoki Slír Formáció (8) Felszínen Trizs község környékén (V. tábla, 4. kép) és az imolai víznyelőtől É-ra útbevágások, vízmosások oldalában ismert. A felszín alatt jóval elterjedtebb: a 19. ábrán jelölt ÉNy-i öbölben, D-i peremen és DK-i tektonikus zónában, valamint a Tornabarakony Tbr–1 fúrásban fordul elő. A Rudabányai-hegység fő tömegének területén és a DK-i egység területén ma nem ismerjük. 49

Megjegyezzük, hogy a földtani térkép megjelenését követően a Magyar Rétegtani Bizottság a Putnoki Slírt a Szécsényi Slír Formációhoz sorolta. A Putnoki (=Szécsényi) Slír szürke, általában rétegzetlen, helyenként aprócsillámos, finomhomokos–agyagos kőzetliszt, melyet a bioturbáció teljesen homogenizált, s benne tipikus slírfauna (Bathysiphon, Amussium, Hinia, Turritella) található (BÁLDI 1983). Alsó részén előfordulnak konglomerátum- és homokkő-betelepülések, valamint egykét, 1–3 m vastag riolittufitréteg. Feküje nagyon változatos. Az ÉNy-i öbölben Bretkai Mészkőre, felső-triász–jura képződményekre, a rudabányai érces összletre, a „melanzs”-ra [Rudabánya Rb–690 és Felsőtelekes Ft–1 fúrás; kora és keletkezési körülményei tisztázatlanok (SZENTPÉTERY 1998)], a D-i peremen tektonitra (tektonikusan egymás mellé került paleozoos és mezozoos kőzettömbökre), fekete palára és a Bretkai Mészkő nem miogypsinás kifejlődésére települ. A 20. ábra szelvényszerűen egymás mellé állított fúrási rétegoszlopain jól látható a D-i perem felépítése. A változatos — egymással csak tektonikus kapcsolatban létezhető — aljzatra oligocén, majd alsó-miocén, másutt csak alsó-miocén képződmények települnek, általában igen meredek dőléssel. A fedőrétegsorok is igen tektonizáltak, és hasonlóak ugyan egymáshoz, mégsem párhuzamosíthatók pontosan. A DK-i tektonikus zónában zömmel upponyi típusú paleozoikum (Tapolcsányi Formáció?) ismert a slír alatt, de kontaktusuk tektonikus. A 21. ábrán látható a DK-i tektonikus zóna vázlatos szelvénye, az alsó-miocén, valamint a fekü- és fedő-helyzetben lévő képződmények feltüntetésével. Az ábrázolt, nehezen értelmezhető kép szerintünk leginkább egy eltolódásmenti „dörzsbreccsa” belsejének metszete lehet, mely két, egymáshoz viszonyítva főleg vízszintesen elmozduló tömeg határzónájában alakulhatott ki. A Tornabarakony Tbr–1 fúrásban a Bretkai Mészkő atipikus kifejlődése alkotja a feküt. A Putnoki Slír fedője általában az Edelényi Formáció, de helyenként tektonit is előfordul. Fácies: a típusos slír 60–300 m-es vízmélységnél keletkezik, az atipikus slír 60 m-nél sekélyebb vízben, de a hullámbázis alatt halmozódik fel normál sótartalmú tengerben, szubtrópusi klíma mellett. Kor: Báldiné Beke M. vizsgálatai szerint a rétegsorok korjelző értékű, egri végi – eggenburgi korú mészvázú nannoplanktont tartalmaznak (a részletes flóralista SZENTPÉTERY 1988b-nél található). Általában elkülöníthető a bázisközeli Amussium-mentes, Bathysiphonos zóna (ez legfelső-egri), melyre a molluscás (Amussium sp., Hinia sp., Turritella sp.), eggenburgi korú típusos slír települ. Vastagság: területünkön nem több 200 m-nél. Típusfeltárás: a serényfalvi téglagyár agyaggödre. NEOGÉN Miocén, eggenburgi emelet Szürke és vörös agyag (7) Térképezésünk idején a rudabányai vasércbánya külszíni fejtésében már csak néhány helyen volt látható az érces összletet fedő képződmény, amit PANTÓ (1955, 1956) két szintre különített: — tortonai–szarmata szürke agyag, márga, mészkő, szferosziderit, — tortonai–szarmata vörös, sárgásbarna agyag (=„lóhús”) helyi görgeteggel. A képződmények korára vonatkozó adat nincs. A kutatási területen jelenleg „tortonai”-nak megfelelő korú (badeni) üledéket nem ismerünk, s úgy véljük, hogy itt a kora-miocén után — egészen a kora-pannóniai üledékciklust bevezető riolittufa képződéséig — nem volt üledékfelhalmozódás. Valószínű, hogy miocén elején, amikor a környezetben tengeri üledékképződés zajlott, a kialakuló hegység belsejében szürke fáciesű helyi üledékek rakódtak le, majd a hosszan tartó denudációs időszak alatt vörös mállástermékekkel keveredtek. Vastagság: a karsztos morfológiának megfelelően max. néhány m. Olajpala (6) A Rudabányai-hegység DK-i tektonikus zónájában mélyült Szendrő Szet–2 fúrás 10,0–74,9 m-ig (talpig) zöldes árnyalatú barnásszürke és fehér lemezek váltakozásából felépülő laminitet harántolt, mely valószínüleg a Szuhogyi Konglomerátum laterális fácieseként értelmezhető. A kőzet makroszkóposan olajpalára hasonlít, a térfogatsúlya azonban elég nagy (2,3 g/cm3). Szervesanyag-tartalma max. 10%, tehát a „gyenge minőségű olajpala” kategóriába tartozik. A Borsodi-medencéből közölt adatok (RADÓCZ 1987) közül a Felsőnyárád Fny–303 fúrás 20,5 m-éből származó mintában mért értékekkel tapasztaltunk hasonlóságot (VARGÁNÉ BARNA, SZENTPÉTERY 2001), bár koruk eltérő. Fácies: trópusi klímájú, tengerparti myricás mocsár (a szórványos nannoplankton és egyetlen Ostracoda esetleg a tengerrel való kapcsolatra utalhat). Kor: a nannoplankton-vizsgálat (Báldiné Beke M.) a Szendő Szet–2 fúrás 40,8 m-éből 1 db Reticulofenestra cf. bisecta (Hay et al.) és 1 db Braarudosphaera bigelowi (Gran et Braarud) maradványt mutatott ki, melyek nem korjelző értékűek. A spóra-pollen vizsgálat [Bóna J. (OFKFV) és Bodor E. (MÁFI)] során talált Myrica-félék és a Castanea-típus együttes 50

gyakorisága az oligocénben jellemző, de az kora-miocénben is előfordul. Kizárólag kora-miocént jeleznek azonban a Slowakipollenites hippophäeoides W. Kr. és a Plicatopollenites plicatus (R. Pot.) W. Kr. fajok. Ezek alapján a képződmény kora-miocén korú, legvalószínűbben eggenburgi. Vastagság: a meredek dőlés és a gyüredezettség figyelembe vételével kb. 30 m. Típusszelvény: nincs, területünkön pontszerű az előfordulása, a Borsodi-medencében több helyütt ismeretes (RADÓCZ 1987). Szuhogyi Konglomerátum Formáció (5) A formáció a felszínen a Rudabányai-hegység DK-i morfológiai határát képező, a szendrői Korlát-hegy lábától a rudabányai Szénvölgy-tetőig húzódó 4,5 km hosszú, maximum 1 km széles sávban követhető. Atipikus változatát tárta fel a Rudabányai-hegység DK-i peremén, a szendrői Korlát-hegy lábánál mélyült Rudabánya Rb–463 és Szendrő Szet–1 fúrás, valamint a Szalonnai-bércre telepített Szalonna Sza–9 fúrás (22. ábra), ahol az uralkodóan vörös színű törmelékes összlet — klasztanyagának mennyiségében és részben minőségében — eltér a típusos Szuhogyi Konglomerátumtól. A fúrások közül a Rudabánya Rb–461, –520 és a Szuhogy Szgy–6 tárta fel. Feküje — amelyet csak a Szgy–6 fúrásból ismerünk — a felső-devon Abodi Mészkő Formáció, fedője az alsó-pannóniai lignittelepes rétegsor (Edelényi Formáció). Az atipikus kifejlődés fedője Szendrőnél tektonikus helyzetű dolomit (Gutensteini F. — 22. ábra), helyenként fekete pala bekenődésekkel; a Szalonna Sza–9 fúrásban pedig az Edelényi Formáció. Feküjét, amely itt a tektonikus zóna upponyi típusú fekete palája (Tapolcsányi Formáció?), csak a Rudabánya Rb–463 fúrásból ismerjük, Ciklikus felépítésű, felszínen pados szerkezetű durvakonglomerátum (VI. tábla, 1. kép). Törmelékanyaga zömmel préselt–metamorf mészkőféleségekből áll, melyek szemcsemérete nagyon változékony, kerekítettsége gyenge–közepes. Általában minél nagyobb a szemcseméret, annál jobb a koptatottság. A kőzetanyag többsége az Upponyi- és a Szendrői-hegység paleozoos mészkőformációinak valamelyikével azonosítható. Kisebb mennyiségben fordulnak elő metamorf palák és át nem alakult mészkövek (SZENTPÉTERY et al. 2001). Nagyon gyéren felső-kréta biogén mészkőtörmelék is található benne (BODROGI, SZENTPÉTERY 2000). Bódvai sorozatból származó törmelék csak a Szalonna Sza–9 fúrásban, az összlet legfelső részén fordult elő. A kötőanyag uralkodóan vörös, esetenként fehér kaolinos agyag és agyagmárga. Fácies: kontinentális, esetleg tengerparti kapcsolatú, hordalékkúp jellegű üledék (SZENTPÉTERY et al. 2001), mely a Rudabányai-hegység szuhogyi szegmense (l. később) ÉK-i irányú vízszintes eltolódásá22. ábra. Az atipikus Szuhogyi Konglomerátum rétegsora a Szendrő Szet–1 nak idején keletkezett (SZENTPÉTERY 1988a, b). A és a Szalonna Sza–9 fúrásokban (a fúrások helye a 19. ábrán látható) szegmensnek a telekesi szegmens mellé érkezését 1 — tarkaagyag, agyag, kőzetlisztes agyag, 2 — agyagos, kőzetlisztes finomhomok, 3 — jelzik az összlet legtetején (Szalonna Sza–9 fúrás homokkő, konglomerátum, 4 — lignites agyag, T2= Gutensteini F. (dolomit) Pa1= Edelényi Formáció 235,1 m) megjelenő bódvai sorozatbeli kavicsok. Kor: Az adatok összesége alapján az eggenburgi kor a legvalószínűbb. A valószínűleg áthalmozott (bemosott?) nannoplankton-együttes (Discolithina latelliptica BáldiBeke, Helicosphaera intermedia Martini, Coccolithus pelagicus (Wallich), Cyclicargolithus floridanus (Roth et Hay), Cribrocentrum reticulatum (Gartner et Smith), Reticulofenestra bisecta (Hay et al.), R. cf. bisecta (Hay et al.), R. cf. ornata Müller, R. sp. (pseudoumbilica csoport), Sphenolithus sp. legfiatalabb oligocén kort jelez. A Watznaueria barnesae 51

(Black) és Eiffelithus sp. (?E. turriseiffeli Defl.) krétából áthalmozott alakok. A Foraminiferák Koreczné Laky I. szerint egri korúak (a részletes fajlista SZENTPÉTERY 1988b-ben található meg). A kötőanyag korjelző Sporomorphákat tartalmaz: Pityosporites labdacus Potonie, Intratriporopollenites instructus (Potonié) Thomson & Pflug (Bóna J. és Bodor E. vizsgálatai in SZENTPÉTERY, LESS szerk. 1988). A Szalonna Sza–9 fúrásban inkább tengeri környezetre, a Szendrő Szet–1 fúrásban inkább édesvízre utaló pollenek kora-miocén (legvalószínűbben eggenburgi) korra utalnak. Valódi vastagsága maximum 150 m. Típusfeltárás: A Szuhogy Szgy–6 fúrás 170,8–458,7 m közötti szakasza (VI. tábla, 2. kép), valamint Szuhogytól Ny-ra, a Rudabánya és Szuhogy közötti műút É-i oldalán található kis, felhagyott kőfejtő. Miocén, Pannóniai s. str. (kora-pannóniai) Csereháti Tufa Formáció (4) A Cserehát keletebbi területein a pannóniai képződmények bázisát képezi a „legfelső riolittufa”(mai nevén Csereháti Riolittufa Formáció). A hídvégardói temetőnél erősen mállott sárgászöld riolittufit, kavicsos–homokos tufit, valamint tarka, kőzettörmelékes, tufitbetelepüléses agyag található. Kora települési helyzete alapján valószínűsíthető. A riolittufa területünkön nagyrészt lepusztult és csak a pannóniai összlet bázisába keveredett áthalmozott anyaga maradt meg. Kor: kora-pannóniai, radiometrikus kora JÁMBOR (1996) alapján 9–10 millió év. Vastagság: területünkön nem több 10 m-nél. Típusfeltárás: területünkön csak a hídvégardói temető melletti (később benőtt) feltárásban fordult elő (VI. tábla, 3. kép). Edelényi Formáció, Debrétei Tagozat (3) A térképezett területen e tagozat alkotja a formáció legnagyobb részét. Tarka, agyagos, kiszáradó tavi–mocsári– folyóvízi üledék. Benne a sárga, barna, zöld és szürke (terepen: sárga-szürke tarka) agyagrétegek mellett jellemzőek a nagyon gyengén kerekített, helyi származású, apró szemcsékből álló kavics- és homok-, továbbá a szenes agyag-, sőt lignitrétegek és -lencsék is. Az összlet alsó részét a Csereháti Tufa kimaradása esetén az alaphegységi képződmények szárazföldi mállásterméke alkotja. Erre növénymaradványos, bentonitos, kaolinos agyag–tarkaagyag települ, majd vastagtelepes, kizárólag lápi–mocsári kifejlődésű összlet következik, lencsés kifejlődésű, a peremeken szétseprűződő lignittelepekkel. Köztük barna és fekete, lignittörmelékes agyagok uralkodnak, alárendelten fás szerkezetű lignitpadokkal és -zsinórokkal (VI. tábla, 5. kép). A legnagyobb telepvastagság 5 m, az átlagos 0,8–1,2 m. Az összlet felső része már folyóvízi eredetű, itt az agyagok közé jelentős mennyiségű, helyenként keresztrétegzett finom- és durvahomok, valamint kavics települ. A rétegsor korát a gazdag rudabányai Praehominida- és egyéb emlősleletek (KRETZOI et al. 1976) határozzák meg egyértelműen. Az összlet egyetlen nagy üledékciklust alkot, a transzgresszió után egymást váltják a tavi, mocsári–lápi és folyóvízi üledékek. A lehordási terület É felé lehetett, amire egyértelműen utal a nehézásványfrakcióban kimutatható, csak a rozsnyói szutúrából származtatható glaukofanit. Egyes fúrások rétegsorát és párhuzamosítását a 23. ábra mutatja be. Fácies: tavi–mocsári–folyóvízi. Kor: kora-pannóniai. Vastagság: változó, általában 200 m körüli, de helyenként a 300 m-t is meghaladhatja. Típusfeltárás: A Debréte Db–1 fúrás 0,8–316,5 m közötti szakasza (KORPÁSNÉ HÓDI 1998, 8. ábra). Edelényi Formáció, édesvízi mészkő (2) Az Edelényi Formáció legfelső részét alkotó képződmény. Fehér, sárgás illetve barnás árnyalatú, lyukacsos szövetű mészkő és mészmárga, amely nem korhatározó értékű édesvízi csigákat (Bythinia sp., Planorbarius sp., Anisus sp.) tartalmaz. Az Aggtelek–Rudabányai-hegységnek a beltó által el nem borított részén fakadó karsztforrások környékén létrejött édesvizű tavacskákban képződött. Kor: kora-pannóniai. Vastagság: sehol sem több 10 m-nél. Típusfeltárás: Szalonnától É-ra, a Szalonnai-bércen, valamint az itt telepített Szalonna Sza–9 fúrás 5,5–9,3 m közötti szakaszán. Pliocén Homok, aleurit (1) A Rudabányai-hegység területén kisebb foltokban előforduló, a lignittelepes összletre diszkordánsan települő képződmény már újabb üledékképződési ciklust képvisel. Legjelentősebb előfordulása a Vilmos-bányából ismert, ahol vastagsága kb. 7 m. A kőzet 0,2–1,1 m-es vastagságú szürkéssárga, kövületmentes homok-, agyag-, kőzetlisztrétegekből áll. 52

23. ábra. A Komjáti K–11, Szalonna Sza–9, Szuhogy Szgy–6, Teresztenye Te–2 és Kánó K–1 fúrások alsó-pannóniai rétegsora (terepi leírások alapján) T2 = középső-triász gabbro (Bódvavölgyi Ofiolit), T3 = felső-triász tűzköves mészkők (Pötscheni Mészkő), Ol–M1 = Putnoki Slír, M1= Szuhogyi Konglomerátum

Lehordási területe megegyezik a Vilmos-bánya III. szelvény folyóvízi rétegeinek lehordási területével (Elek I. szóbeli közlése). Felhalmozódása az alsó-pannóniai összletével hasonló energiaviszonyok között ment végbe. A kőzet korbesorolása feltételesnek tekintendő. SZATMÁRI (1971) a rudabányai homokos képződményeket a késő-pannóniai kvarchomokképződés „fehér övi” képződményének tartotta, ekkor azonban még a környék valamennyi pannóniai üledékét a felső-pannóniai alemeletbe sorolták. 53

NEGYEDIDÕSZAKI KÉPZÕDMÉNYEK Az Aggtelek–Rudabányai-hegység fedetlen földtani térképe nem ábrázol kvarter képződményeket. A jelen magyarázóban azonban fontosnak tartjuk ezek rövid ismertetését, elsősorban a negyedidőszaki fejlődéstörténet megértése miatt. Pleisztocén Töbrök vörösagyagos kitöltései A karsztfennsíkok töbreit akár 5–10 m vastagságban dominánsan vörösagyag tölti ki. A kitöltő üledék típusai: humuszszegény, szialitos–allitos terra rossa; sötétbarna, fekete agyagbemosódásos kőzetliszt; nagy SiO2-tartalmú terra rossa – terra fusca kevert összlet, melyben humuszcsíkok fordulnak elő; élénkvörös terra rossa; nagy szervesanyag-tartalmú vörösagyag. A vörösagyagokhoz majdnem mindig keveredik némi deluviális mészkőtörmelék is. Aggtelek környéki előfordulásait PEREGI (in GYALOG, BUDAI 2004) Aggteleki Vörösagyag Formáció néven különítette el, és ottnangi–pannóniai korúnak tartja, de erre semmilyen bizonyítékot nem szolgáltat. Mivel a fedőjében, Aggtelek környékén települő Borsodi Kavics Formációt már pleisztocén korúnak véljük (l. ott), a töbrök vörösagyagos kitöltéseit is döntően negyedidőszakinak tartjuk, bár nem zárható ki a némileg idősebb kor sem. Borsodi Kavics Formáció A formációt 0,1–1,8 m vastagságú, helyenként ferderétegzésű kavicsos–homokos rétegek váltakozása építi fel. Megfigyelhető több, max. 20 cm vastagságú, mangánoxidos bevonatú kavicsréteg is. A kavicsanyagban a kvarcit dominál, a kristályos pala–agyagpala alárendelt mennyiségben fordul elő. A kisméretű kavicsok általában gyengén–közepesen koptatottak, a 2 cm felettiek rendszerint jól gömbölyítettek. A nehézásványspektrum az erős mállottság miatt meglehetősen szűk. A rendszerint jelentős mennyiségű magnetit mellett 30–50%-ot tesz ki az elbontott ásványok (főleg limonit) menynyisége. Általában előfordul a turmalin (sörl) és csaknem mindig jelen van a cirkon is. A gránát általában hiányzik. Diszkordánsan települ az Aggteleki-hegység DNy-i szegélyén az alaphegységre, a Putnoki Slírre és a pannóniai képződményekre (Edelényi Formáció) is. Közvetlen üledékes fedőjét nem ismerjük. Kor: ősmaradványok híján nem lehet meghatározni. A szlovák geológusok pliocén korúnak tartják (Poltári Formáció), PEREGI (1996) pannóniai (s.l.) korúnak. A trizsi feltárásban jelentkező mangánoxidos bekérgezések, jéglencsenyomok és homokos tundrazsákok alapján valószínűbbnek tűnik a képződmény pleisztocén kora. Az ős-Sajó egyik hordalékkúpja lehet, a kavicsanyag a Szepes–Gömöri-érchegységből és a Veporból származik. Jelenlegi helyére a posztpannóniai reliefenergia-változás következtében került. A jelenlegi domborzati viszonyokból kiindulva elképzelhető, hogy a Sajó DDNy-ra húzódása után a hordalékkúp felől érkező vízfolyások a kialakuló új, relatív erózióbázist, a Jósva völgyét egy ideig a karsztosodó tömegen keresztül érték el, és ezek utódai a napjainkban is aktív hatalmas barlangok. Vastagság: max. 50 m. Típusfeltárás: Trizstől ÉÉNy-ra, a Trizs és Aggtelek közötti műút K-i oldalán található kis kavicsfejtésben (VI. tábla, 4. kép). Teraszüledékek A Bódva-völgyben 180–200 m tszf. magasságban ismerhető fel egy meg-megszakadó kavicsterasz. Maradványai Hídvégardó, Bódvalenke, Tornaszentandrás, Bódvaszilas, Szögliget, Dobódél környékén, valamint a szalonnai vasútállomástól D-re ismerhetők fel. Kavicsanyaga uralkodóan szepes–gömöri eredetű kvarcit, alárendelten a helyi alaphegységből származó homokkő, mészkő, dolomit, esetleg agyagpala törmeléke. A döntően szemcsevázú összlet mátrixa homok és kőzetliszt. Vastagság: A kavicsösszlet vastagsága 5–10 m.

Pleisztocén–holocén Lejtőtörmelék (deluvium) Az Alsó-hegy lábánál és a Rudabányai-hegység pereménél helyenként nagy tömegben halmozódott fel a szálkőzet anyagából álló hegylábi törmelék, mely fokozatosan megy át a völgyalji allúviumba vagy a teraszképződményekbe. A klasztok nagysága szeszélyesen változó. Az összletet általában sárga és vörös agyag cementálja. Száraz (deráziós) völgyek proluviális–deluviális kitöltései A Szelce-völgyet és az alsó-hegyi Bába-völgy felső szakaszát vörös és sárga agyaggal keveredett mészkő rosszul osztályozott helyi törmeléke tölti ki, mely a felhőszakadások idején keletkező időszakos vízfolyások által áthalmozott lejtőtörmeléknek tekinthető. 54

Időszakos vízfolyások hordalékkúpjai (proluvium) A kisebb völgyek nagyobbakba való betorkollásánál helyenként legyezőszerűen szétterülő törmelékkúpok alakultak ki (pl. a Ménes-völgy mentén). Méretük 50×100 m körüli. Létrejöttükben a mély völgyekből felhőszakadások idején időszakosan lezúduló és a lapályon hirtelen erejüket vesztett vízfolyások játsszák a főszerepet. Felépítésükben a völgy bevágódása révén, annak talpi képződményei is részt vesznek. Állandó vízfolyások meder- és ártéri üledékei (allúvium) Az allúvium legnagyobb tömegben a Bódva-völgyben fejlődött ki (12. kép) — itt vastagsága elérheti a 15 m-t is — de megtalálható a patakok völgyében és a nagyobb vízmosások aljában is. Az allúvium színe a talajvíz szintje alatt szürke, kékesszürke, e fölött barnásszürke, sárga, barna, vörös. Bár a képződmények összetétele mind horizontálisan, mind vertikálisan változik, az alábbi tendencia figyelhető meg: a felső és alsó, finomszemű, agyagos–aleuritos, kisebb mértékben homokos szinteket jó vízvezető, homokos–kavicsos rétegek választják el. A kavicsrétegek vastagsága 1–5 m között változik, néha kimarad, ilyenkor az alsó és felső finomszemű rész egybeolvad. A kavicsok anyaga uralkodóan kvarcit, alárendelten a környező alaphegységből származó mészkő, homokkő, agyagpala, valamint diabáz és a Szepes–Gömöriérchegységből lehordott gránit. A kavicsok általában jól koptatottak, de vannak köztük közepesen, sőt rosszul koptatott szemcsék is. A szemcseméret csak ritkán éri el az 5–10 cm-t, rendszerint csak mm-es nagyságrendű. Mésztufa Normál (hidegvizes) karsztosodás 12. kép. A Bódva allúviumának feltárása Hídvégardótól É-ra, a határátkelőhely közelében során keletkezett meszes képződmények (Fotó: Less György) (travertínó, mésztufa) találhatók a karsztfennsíkok lábánál fakadó bővizű karsztforrások környékén. Így pl. a Kis-Kopolya-forrásnál (Szinpetritől É-ra) a mésztufa 300 m széles és 10 m vastag, de jelentős a Szögligettől NyDNy-ra, a Záboz-hegy oldalában (a Kútfej-erdészháznál) és az Acskó-forrásnál előbukkanó forrásmészkő is. Holocén Talajok Munkánk során a talajtípusok térképezése nem volt feladatunk, ezért az észlelések csak vázlatosak. A hegység és a medencék zonális talajai a közép- és délkelet-európai barna erdőtalajok. Az intrazonális talajok zömét a karbonátos kőzetfelszíneken kialakult különféle (fekete, barna, vörösagyagos) rendzinák adják. Nagy elterjedésűek az azonális váz- és hordaléktalajok is. Antropogén képződmények A bányászati tevékenységhez kapcsolódó antropogén felhalmozások közül a volt rudabányai vasércbánya, az alsótelekesi gipsz-anhidrit külfejtés és az Esztramos meddőhányói jelentősebb kiterjedésűek. A XIX. században, a filoxéravész miatt befejeződött szőlőművelés emlékét őrzi azon mészkőtömbök határmezsgyeszerű felhalmozása, melyek Szalonnától Ny-ra és ÉNy-ra találhatók a Dunna-tető D-i lejtőjén, ma már újra beerdősödött környezetben.

55

Az Aggtelek–Rudabányai-hegység szerkezeti egységei

A földtani értelemben vett Aggtelek–Rudabányai-hegység Aggteleki- és Rudabányai-hegységre való felosztásának (VII. tábla, 1. kép) definíciója az Áttekintő földtani felosztás c. fejezetben található meg. Mivel a Rudabányai-hegység csak a miocén elején került az Aggteleki-hegység mellé DDNy-i irányból, a Darnó-zóna balos vízszintes elmozdulási rendszere mentén (részleteit l. később), pre-miocén szerkezeti felépítésüket az alábbiakban külön tárgyaljuk. Az Aggteleki-hegység és folytatása, a Szlovák-karszt (együttes nevükön Gömör–Tornai-karszt) takarós felépítésű, erre szuperponálódva gyűrt-pikkelyes szerkezetű. Ezeket felülírva két, K–Ny-i csapású vízszintes eltolódási zóna is kimutatható benne. Bővebben csak a térképlapunktól Ny-ra lévő csetneki (Štitnik) töréstől K-re eső területtel foglalkozunk,

24. ábra. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység szerkezeti vázlata (elvi földtani szelvények méretarány nélkül) (LESS 1998 alapján) Harmadidőszaki sorozatok: P = pannóniai képződmények, 1 — Alsó-miocén szárazföldi képződmények (Szuhogyi Konglomerátum), 2 — Felső-oligocén–alsómiocén tengeri képződmények (Bretkai Formáció és Putnoki Slír). Paleo–mezozoos sorozatok: Szilicei kifejlődés: D = dernői sorozat, A = aggteleki sorozat, B = bódvai sorozat (típusos), C = bódvai sorozat (ércesedett), V = bódvai sorozat (peremi kifejlődés), 3 — a Szilicei-takarórendszer „dörzsbreccsaszőnyege” a tornakápolnai sorozat tektonikusan belegyúrt tömbjeivel, 4 — A Szepes–Gömöri-érchegység paleozoikuma. Mellétei kifejlődés: R = bódvarákói sorozat, 5 — a tornakápolnai sorozat eredeti helyzetében, L = a Rozsnyó-öv szutúrájában található kékpala (glaukofanit) fáciesű metamorfitok (melyben a mellétei kifejlődés mellett a tornai sorozatból származó képződmények is megtalálhatók). Tornai–upponyi–hídvégardói kifejlődés: T = tornai sorozat, H = hídvégardói sorozat, U = Upponyi-sorozat. Szerkezeti elemek: 6 — a Darnó-zóna menti balos vízszintes elmozdulási fázishoz kapcsolódóak (korai–középső-miocén), 7 — a gyűrődési fázishoz kapcsolódóak (?középsőkréta), 8 — a szubdukciós-kollíziós takaróképződési fázishoz kapcsolódó takaróhatárok (késői-jura–korai-kréta). A másodlagos takarókat (klippeket) a földtani szelvények vízszintes vonala fölött ábrázoltuk. A vékony, folyamatos vonal tektonizálatlan rétegtani határt jelez. Rb. = Rudabánya, Brákó = Bódvarákó, Mart. = Martonyi

57

13. kép. A tornai „autochton” kibúvása (a kép bal oldalán és közepén) a Szilicei-takaró alól (a kép jobb oldalán) a Torna-völgyében Szádudvarnoknál (Zádielské Dvorniky), a Felső-hegy (Horný vrch) lábánál. (Fotó: Less György)

mivel a magyarországi kibúvások itt helyezkednek el. A Gömör–Tornai-karsztot É-ról a Szepes–Gömöri-érchegység paleozoos Voloveci-antiklinóriuma, K-ről és részben D-ről már a Rudabányai-hegység határolja. A Voloveci-antiklinóriummal a határt a glaukofanitos előfordulásával kísért rozsnyói szutúraöv alkotja, mely helyenként egybeesik a Csermosnya–Miglinc-völgyi jobbos vízszintes eltolódással. Ezeket a köztudatban gyakran össze is keverik, és Rozsnyó-vonal alatt hol egyiküket, hol másikukat értik. A hegység elsődleges takarós felépítésében (24. ábra) véleményünk szerint az Esztramoson, illetve szlovák területen, a Torna völgyében felszínre bukkanó tornai „autochton” a legalsó tektonikai egység (13. kép). Ezen foszlányokban esetleg még megtalálhatók a [dereski (=držkovcei) és tornakápolnai rétegsorú, 1. ábra] Mellétei-takaró roncsai, melyek megfelelnek MELLO et al. (1983) mellétei sorozatának. Fölöttük általános elterjedésű a Szilicei-takaró bázisát alkotó „dörzsbreccsaszőnyeg” („sole thrust”, korábban — GRILL et al. 1984 — komjáti sorozat), mely a takaró részben leszakított evaporitos bázisából (a Perkupai Evaporitból és részben a Bódvaszilasi Homokkőből) és az abba a dereski és tornakápolnai sorozatokból tektonikusan belegyúródott tömbökből áll (1. és 2. kép). Ebből fokozatosan fejlődik ki a Gömör–Tornai-karszt legfelső helyzetű elsődleges takarója, a KOZUR, MOCK (1973b) által bevezetett, dernői és aggteleki rétegsorú (1. ábra) Szilicei-takaró, melynek létezését már ANDRUSOV (1956) felvetette. Erre az elsődleges takarórendszerre szuperponálódik a hegység gyűrt-pikkelyes szerkezete, mely a szlovákiai Felső-hegy tengelyétől D-re (az egész magyarországi területen) D-i vergenciájú. A gyűrt-pikkelyes szerkezetet diszkordánsan klippek (kisebb kiterjedésű másodlagos takarók) fedik, melyek kialakulását a gyűrődés végső fázisához kötjük (ennek mechanizmusát a szerkezetfejlődésnél taglaljuk). Éról D felé az alábbi gyűrt-pikkelyes és másodlagos takarós szerkezetek mutathatók ki (l. a 24. és 25. ábrákat): — A rozsnyói szutúrát, — a Csermosnya-völgyi antiklinális követi a rajta nyugvó Jászói- és Dernőiklippekkel, melyek valaha az antiklinálistól É-ra lévő szinklinális szárnyait alkothatták. — Az antiklinálist D felől a felső-hegyi–szilicei szinklinális (VII. tábla, 2. kép), — majd a torna-völgyi antiform követi. Ennek magjában, a Torna völgyében tor25. ábra. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység tektonikai vázlata (LESS 2000 alapján, kibővítve és kisebb módosításokkal) 1 — pannóniai, 2 — tengeri oligocén–alsó-miocén, 3 — kontinentális alsó-miocén, 4–5 — fiatalabb (kora-miocén?) másodlagos takarók (klippek): 4 — Martonyi-takaró (tornai sorozatbeli kőzetekből), 5 — Lászi-klipp (bódvai sorozatbeli kőzetekből), 6–8 — idősebb (kréta) másodlagos takarók (klippek): 6 — Alsó-hegyi-klipp (aggteleki és derenki sorozatbeli kőzetekből), 7 — Derenki-klipp (derenki sorozatbeli kőzetekből), 8 — Éles-tetői-klipp (aggteleki sorozatbeli kőzetekből), 9–20 — az elsődleges takarós szerkezetet felépítő takarók és a bennük található sorozatok: 9–13 — Szilicei-takarórendszer: 9 — aggteleki sorozat, 10 — szőlősardói sorozat, 11–13 — bódvai sorozat (s.l.): 11 — bódvai sorozat (s.s.) típusos kifejlődésben, 12 — a bódvai sorozat „peremi” kifejlődése, 13 — rudabánya–martonyi érces összlet, 14–15 — mellétei sorozat (s.l.): 14 — bódvarákói sorozat, 15 — tornakápolnai sorozat, 16–19 — uppony–hídvégardó–tornai sorozat: 16 — tornai sorozat igazolt tektonikai fekü nélkül, 17 — tornai sorozat a Becskeházai-takaróban, 18 — hídvégardói sorozat, 19 — upponyi sorozat. Egyéb jelek: 20 — elsődleges takaróhatárok, 21 — az idősebb másodlagos takarók (klippek) határa, 22 — a fiatalabb másodlagos takarók (klippek) határa, 23 — a tornakápolnai sorozat ofiolitblokkjainak határa a Szilicei-takarórendszer bázisát alkotó „dörzsbreccsaszőnyeg”-ben, 24 — idősebb feltolódások a felszínen és takarva, 25 — fiatalabb feltolódások a felszínen és takarva, 26 — antiform/antiklinálistengely, 27 — szinklinálistengely, 28 — balos vízszintes eltolódás a felszínen és takarva, 29 — jobbos vízszintes eltolódás, 30 — vető általában, 31 — tektonizálatlan rétegtani határ, 32 — nevezetes vízszintes eltolódások (1 — rudabánya–bódvarákói, 2. rudabánya–martonyi, 3. ménes-völgyi, 4. martonyi törés), 33 — nevezetes feltolódások (1. jabloncai, 2. szögligeti, 3. jósvafői, 4. szár-hegyalji, 5. szalonnai, 6. csehi-hegyi), 34 — nevezetes antiformok/antiklinálisok (1. torna-völgyi, 2. ménes-völgyi, 3. jósva-völgyi, 4. alsótelekesi, 5. bódvarákói, 6. mész-völgyi, 7. hársas-konyha-völgyi), 35 — nevezetes szinklinálisok: (1. szilicei, 2. haragistyai, 3. teresztenyei, 4. szár-hegyi, 5. dunna-tetői, 6. telekes-oldali)

58

nai sorozatbeli kőzetek által felépített „autochton” bukkan elő. Ez az antiform a jabloncai feltolódás mentén meredeken rátolódott — a ménes-völgyi antiklinálisra, melyen klippek formájában (Alsó-hegyi- és Éles-tetői-klipp) megtalálhatók a két antiform közül kipréselt, majd a ménes-völgyi antiklinális tengelyébe belecsúszott korábbi nádaskai szinklinális maradványai (melyet a 25. ábrán nem tudtunk jelölni). — A D felől következő haragistyai szinklinális magja a Derenki- és Lekenyei (Bohúňovo)-klipp formájában szintén a ménes-völgyi antiklinális tengelyére rácsúszva található. Az antiklinális a haragistyai szinklinális helybenmaradt részével a hatalmas szögligeti feltolódás mentén érintkezik. A haragistyai szinklinális a jósvafői feltolódás mentén kapcsolódik — a jósva-völgyi antiformmal, melynek tengelyében, az Esztramoson az „autochton” újra tornai sorozatbeli kőzetek képében bukkan elő. Ezt az antiformot D felől — a teresztenyei részszinklinális követi, majd — az alsótelekesi antiklinális magjában már a gipszbánya Perkupai Evaporitja bukkan felszínre. A gyűrődéseket is felülíró K–Ny-i csapású vízszintes eltolódások egyike a már említett Csermosnya–Miglinc-völgyi jobbos (szlovák területen), amelynek párja a ménes-völgyi balos eltolódás, s ezek együttesen a Felső- és részben Alsóhegy Ny-i irányú elmozdulását adják. A ménes-völgyi balos eltolódás a Darnó vízszintes eltolódási rendszer kiegészítő elmozdulása lehet (GRILL 1989).

59

Az Aggteleki-hegységet D és DNy felől tengeri kifejlődésű alsó-miocén üledék fedi (Bretkai Mészkő és Putnoki Slír), mint első poszttektonikus üledék. Jóval nehezebb rekonstruálni a Rudabányai-hegység szerkezetét. Ennek oka egyrészt a bonyolultabb szerkezet, másrészt a korlátozott elterjedés. A Darnó-zóna menti vízszintes elmozdulások a területet három, DDNy–ÉÉK-i csapású szegmensre osztják, melyek szerkezete is részben különbözik egymástól. a) A legnyugatibb szegmens a Szőlősardói-egység, melyet Ny felől a Darnó-zóna Ragály felé kifutó ága, KDK felől a rudabánya–bódvarákói elmozdulás DNy-i része határol. É-on az Aggteleki-hegységgel torlódási zóna mentén érintkezik, D-en alsó-miocén és pannóniai medenceüledékek települnek rá. Az egység takarós felépítése egyelőre nem igazolt, bár a többi terület analógiájára erősen valószínűsíthető. Az egységet a szőlősardói rétegsor építi fel, első poszttektonikus üledéke tengeri alsó-miocén (Putnoki Slír). b) A középső, telekesi szegmens a Rudabányai-hegység fő tömege, melyet NyÉNy felől a rudabánya–bódvarákói, DK felől a rudabánya–martonyi eltolódás fog közre. Az előbbi mentén, a Szőlősardói-egység és az Aggteleki-hegység melletti elhaladása során szakadhatott le róla a szőlősardói Szén-völgy-tető alatti Lászi-forrás (bódvai rétegsor által felépített) blokkja, mely bonyolult forgó mozgással került mai helyére és torlódott az aggteleki-hegységi kőzetek közé. Hasonló szerkezeti helyzetű tömbök ismertek az alsótelekesi gipszbányából is (VII. tábla, 3. kép). A Rudabányai-hegység fő tömegét alkotó telekesi szegmensben — a Gömör–Tornai-karszthoz hasonlóan — három egymást felülíró szerkezet mutatható ki. Takarós felépítésében a jelenlegi ismereteink szerint legalsó helyzetű a bódvarákói „pszeudoautochton” (bódvarákói rétegsorral), melyen az aggteleki-hegységivel megegyező felépítésű „dörzsbreccsaszőnyeg” (korábban komjáti sorozat) fekszik. Ezen található a bódvai rétegsorú Bódvai-takaró (a Szilicei-takaró laterális megfelelője). A legfelső tektonikai egység a tornai rétegsor által felépített Martonyi-takaró. Ennek gyűrtpikkelyes szerkezete független az alatta fekvő tektonikai egységek együttes gyűrt pikkelyes szerkezetétől. Ennek alapján elképzelhető, hogy az Alsó-hegyi-takarórendszerhez hasonlóan a Martonyi-takaró is másodlagos, de attól eltérően áttolódása nem kapcsolható a gyűrődésekhez. Az elsődleges takarós szerkezetet (melybe a Martonyi-takarót nem számítjuk bele) erős D-i vergenciájú gyűrt-pikkelyes szerkezetek írják fölül. É-ról D felé első a bódvarákói antiform, melynek magjában a bódvarákói „autochton” bódvarákói sorozatbeli kőzetei bukkannak elő. Utána a szár-hegyi szinklinális következik (ennek a Martonyi-töréstől — l. később — K-re fekvő oldalán fekszik a Martonyi-takaró), mely a szár-hegyalji feltolódás mentén a mész-völgyi antiklinálisra tolódott rá. A gyűrt szerkezet ezután a dunna-tetői szinklinálisban, majd a hársas-völgy–konyha-völgyi antiklinálisban folytatódik, melyek a szalonnai feltolódás mentén rápikkelyeződtek a D felé erőteljesen átbuktatott telekes-oldali szinklinálisra. Ennek D-i oldalát a csehi-hegyi feltolódás metszi, melytől D-re a Korlát-hegy környékének Gutensteini és Steinalmi Formáció képződményeiben gyűrt szerkezeteket egyelőre nem tudtunk megfigyelni. A már említett, a gyűrődéseket metsző Martonyi-törés K-i oldala lezökkent (ezért őrződhetett meg rajta a Martonyitakaró), de a fő komponens a szinisztrális eltolódás, amit a Bódvarákó fölötti Fehér-kő becsípett tömbje („strike-slip duplexe”) is tanúsít. A Rudabányai-hegység fő tömegének első poszttektonikus üledéke — Rudabánya–Szendrő között — alsó-miocén tengeri rétegsor (Bretkai Mészkő), a tömeget DK-ről határoló Rudabánya–Martonyi vízszintes elmozdulás zónájába becsípve ugyanakkor Putnoki Slír is található (21. ábra). c) a Rudabányai-hegység DK-i, szuhogyi szegmensét ÉNy felől a rudabánya–martonyi vízszintes eltolódási zóna, DK felől a Szendrői-hegység felé valószínűleg szintén vízszintes eltolódás választja el. Mozgása során ez a szegmens a hegység fő tömegének DK-i szegélyéről kőzettömegeket „dörzsölt” le és sodort ÉK felé. Ilyenek a rudabányai és a martonyi érces összlet (melyek belső szerkezetét a vízszintes eltolódások kuszálhatták össze), ill. esetleg a bódvai rétegsorból álló bódvalenkei rög és talán a Martonyi-takaró is, melyek a lászi-forrásihoz hasonló módon kerülhettek mai helyükre. A Szuhogyi-szegmens D-i részén (Rudabányától Tornaszentandrásig) takarós szerkezetet nem ismerünk, Ny-ról K felé előbb a tornai sorozat, majd az „upponyi típusú” paleozoikum kőzetei következnek. Utóbbira a teljes mezozoikum kimaradásával a kontinentális kifejlődésű, eggenburgi Szuhogyi Konglomerátum települ, mely jelentős deformációt szenvedett. A szegmens ÉK-i részén (Tornaszentandrástól ÉK-re) a takarós szerkezet kimutatható. A legmélyebb szerkezeti egység a hídvégardói rétegsorú hídvégardói „autochton” (talán az „upponyi típusú paleozoikum” magasabb része), melyen a teljesen átbuktatott, tornai rétegsorú Becskeházai-takaró fekszik (VIII. tábla, 1. kép). A bódvai sorozat kőzetei csak korlátozott elterjedésűek (hídvégardói temető, Tornahorváti, Zsarnó), tektonikai feküjük nem egyértelmű (Zsarnón a hídvégardói „autochton” és a bódvai kifejlődés egymáshoz ugyan nagyon közel találhatóak, de szuperpozíciós viszonyuk nem bizonyított). E kőzetek megléte mégis biztosan jelzi a szuhogyi szegmensnek az Aggtelek–Rudabányaihegység egészéhez való tartozását. E területen a legidősebb, poszttektonikus üledék pannóniai korú.

60

Fejlõdéstörténet és szerkezetalakulás

A terület fejlődéstörténetét a paleozoikum legvégétől, a késő-permtől tudjuk részletesebben rekonstruálni. Bár az alábbiakban — a könnyebb érthetőség kedvéért — az égtájakat a mai elhelyezkedésük szerint használjuk, tudnunk kell, hogy paelomágneses mérések alapján (MÁRTONNÉ SZALAY et al. 1987, MÁRTON et al. 1989) az egész terület valamikor a jura és az oligocén vége között kb. 90°-os, óramutató járásával ellentétes rotációt szenvedett. A perm közepén még szárazföldi terület az időszak végétől kezdve fokozatosan süllyedni kezdett, először túlsós lagúnák alakultak ki, melyekben gipsz és anhidrit (Perkupai Evaporit) képződött. A triász elejétől a tenger egyre nagyobb területet öntött el, a szárazföld pedig egyre északabbra tolódott. Az onnan behordott törmelék mennyisége eleinte kompenzálta a terület süllyedését, így az üledékképződés a kora-triászban sekélytengeri körülmények között folytatódott az anisusi közepéig. Eközben az É felé távolodó szárazföld törmelékszállító képessége csökkent, viszont az anisusitól kezdve gazdag élővilág alakult ki a tengerfenéken. A biogén karbonátkiválasztás továbbra is ellensúlyozta a kéregsülylyedést, és fenn tudta tartani a sekélytengeri körülményeket. Az anisusi közepére karbonátplatform alakult ki az egész területen, melyen a Steinalmi Formáció biogén karbonátjai ülepedtek le. Ez a karbonátplatform hasadt szét az anisusi közepén (26. ábra, A), aminek következtében a ladinra létrejött az É-i kontinentális aljzaton nyugvó szilicei, a középső, elvékonyodott kontinentális és óceáni kérgen fekvő mellétei, valamint a D-i kontinentális aljzatú tornai fáciesterület (26. ábra, B). A mellétei fáciesterület kialakulásával az egész tárgyalt régió szilárd kérge alatti bazaltos magma a mellétei óceánközépi kiömlési centrum felé áramolhatott, amely egyrészt az eddigi kéregsüllyedés intenzívebbé válásához, másrészt a mellétei fáciesterület fokozatos szélesedéséhez vezetett. A kéregsüllyedés felgyorsulását a karbonátplatformot építő szervezetek már csak a szilicei kontinentális szegélyen tudták követni. Az anisusi karbonátplatform túlnyomó része elsüllyedt, a kialakult medencében többé-kevésbé mélytengeri körülmények uralkodtak, melyből a fény hiánya miatt a fenéklakó szervezetek kiszorultak. A kialakult mélytenger bonyolult morfológiáját, a változatos lejtő- és redox-viszonyokat a felső-anisusi–ladin kőzettani sokfélesége jelzi. A mélytengeri viszonyok a triász folyamán mindvégig fennmaradtak a tornai és mellétei fáciesterületeken, valamint a szilicei fáciesterület D-i (szőlősardói és bódvai) kifejlődési területein. Ezzel szemben északabbra, az aggteleki és dernői területeken a középső-triász második felétől (a ladintól) a csak foszlányokban (pl. Jósvafő–Aggtelek környékén, valamint régiónktól északabbra) megmaradt karbonátplatform újra terjeszkedni kezdett, és kialakult a ladin–kora-karni karbonátplatform. Ez, a gyorsabb kéregsüllyedésnek köszönhetően jóval vastagabb üledéket hagyott ránk, mint anisusi elődje. A késő-triász elején (pontosabban a karni közepén), valószínűleg globális okok miatt, az addigi száraz (arid) klíma nedvesebbé vált, és a még oly távoli szárazföldekről is újra — még ha időlegesen is — messzi távolságokra tudott eljutni a törmelékanyag. Ez az ún. „raibli esemény” a tornai, bódvai és szőlősardói rétegsorok agyagos–márgás képződményeiben (Tornaszentandrási Agyagpala, Szőlősardói Márga) tükröződik. A szárazföldi eredetű törmelékanyag a ladin–kora-karni karbonátplatformot átszelő víz alatti kanyonokon keresztül szállítódhatott be. A ladin–kora-karni karbonátplatform az aggteleki kifejlődési területen a karni vége felé lassan elsüllyedt (miközben északabbra, a dernői területen, mint dachsteini platform tovább élt majdnem a triász végéig). A mellétei fáciesterület óceánfenéki szétterülése ekkorra megállhatott, és a norira az addigi rendkívül tagolt tengerfenék-domborzat jóval kiegyenlítettebbé vált. A szilicei fáciesterület nagy részén mérsékelten mélytengeri medence alakult ki: oxidatív környezetben Hallstatti, míg reduktívabb közegben Pötscheni Mészkő képződött. Utóbbi jellemző a mellétei óceánág túloldalán lévő tornai fáciesterületre is. A jurában továbbra is mélytengeri viszonyok uralkodtak, a dachsteini karbonátplatform is elsüllyedt, sőt, a kéregsüllyedés folytatódásával a mélytengeri karbonátképződés is megszűnt. A jura közepétől a mellétei fáciesterület óceáni kérge D-ről É felé szubdukálódni kezdett (26. ábra C), azaz egy része a gömöri kontinentális aljzat (és rajta a szilicei sorozatok) alatt elnyelődött, miközben másik része ellenkező irányban, É-ról D felé áttolódott (obdukálódott) az uppony–hídvégardói kontinentális aljzat (és rajta a tornai sorozat) fölé, létrehozva a ma már csak valószínűleg foszlányokban létező Mellétei-takarót. 61

26. ábra. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység fejlődéstörténete és szerkezetalakulása, palinszpasztikus szelvényeken (LESS 1998, 2000 alapján, módosítva) A — a riftesedést közvetlenül megelőző állapot a középső-triász elején (anisusi közepe), B — a Mellétei (Vardar)-óceán kinyílásakor (anisusi–ladin határ), C — az óceáni kéreg szubdukciójának idején (jura közepe), D — az óceáni kéreg szubdukciójának, illetve a másik oldala egyidejű obdukciójának befejeztekor, a két kontinentális kéregrész kollíziójának kezdetén, a jura időszak végén, E — a Szilicei-takarórendszer áttolódásának kezdetekor, a kréta időszak elején, F — a Sziliceitakarórendszer áttolódása után, a gyűrődések kezdete előtt, a kréta időszak közepén. A fáciesterületek rövidítése: Dnő = dernői, Drk = derenki, Aggt = aggteleki, Szrd = szőlősardói, Bdv = bódvai (típusos), Bp = bódvai (peremi), Brk = bódvarákói, Drs = dereski, Tk = tornakápolnai; Elny = elnyelődött, Top = tornai „peremi”, Toh = tornai „hátsági”. Egyéb rövidítések: Tsz = tengerszint, P = perm, T = triász, T1 = alsó-triász, T2 = középső-triász. Számozott jelek: 1 — gömöri kontinentális aljzat, 2 — tornai–hídvégardói–upponyi kontinentális aljzat, 3 — mellétei-óceáni aljzat, 4 — glaukofanitos rozsnyói szutúra, 5 — a Szilicei-takarórendszer evaporitos bázisa a tornakápolnai sorozat tektonikusan belegyúrt tömbjeivel, 6 — a gömöri kontinentális aljzatba benyomult juraidőszaki gránitok. Az adott időszakban képződő kőzetek jele: 7 — zátonyfáciesű mészkő, 8 — lagúnafáciesű mészkő, 9 — medencefáciesű mészkő, 10 — tűzköves mészkő, 11 — lejtőn vagy földrengések által újraülepített mészkő, 12 — márga, agyagos mészkő, 13 — radiolarit, 14 — agyagpala, 15 — homokos agyagpala, 16 — olisztosztróma, 17 — bazalt

62

Az elnyelődő óceáni kéreg kőzetei a gömöri aljzat alatti magas hőmérsékleten megolvadtak, és a legalábbis részben jura korú gömöri gránitok képében egyrészt bele is nyomultak abba, másrészt kiömlési kőzeteik riolitos szigetív-vulkanizmust hoztak létre, melyek áthalmozva ma a bódvai sorozat jurájában találhatóak, harmadrészt vasban gazdag hidrotermális oldataik révén metaszomatikus ércesedést eredményeztek mind az aljzatban (Rudňany), mind a szilicei típusú buroksorozatban (Rudabánya, Martonyi, Pelsőcardó). A mellétei fáciesterület teljes eltűnése után a gömöri–szilicei és uppony–hídvégardó–tornai kontinentális aljzatok a rozsnyói szutúra mentén ütköztek egymással (26. ábra, D). Ezt ott a mellétei sorozatból származó kőzetek magas nyomású, de viszonylag alacsony hőmérsékletű, glaukofanit (kékpala) fáciesű metamorfózisa jelzi. Ezzel párhuzamosan a megszilárduló gömöri gránitok megemelték a fölöttük lévő kőzettömeget. A terület kiemelkedése nyomán már nagyon kis lejtő kialakulása is elég volt ahhoz, hogy a gömöri paleozoos aljzatról annak mezozoos burka a nagyvastagságú, kenőrétegként működő Perkupai Evaporit mentén átcsússzon az obdukció és ütközés (kollízió) során már metamorfizálódott uppony–hídvégardó–tornai „autochton”-ra és a rajta fekvő, akkorra már részben lepusztult Mellétei-takaróra (26. ábra E). Ennek hatására szakadt el egymástól az aljzatban maradt gömöri gránit és rudňany-i ércesedés, valamint az áttolódott riolit és a rudabányai ércesedés. Az áttolódott buroksorozatból alakult ki a Szilicei-takarórendszer, melynek nagyvastagságú kőzettömege újabb regionális átalakulást indukált az alsóbb tektonikai egységekben. Az áttolódás mobilizálta egyrészt a takarórendszer frontját és aljzatát, másrészt az alatta fekvő kőzettömegek felső részét, elsősorban a Melléteitakarót, de esetenként az uppony–hídvégardói aljzat tornai buroksorozatát is. Így kialakult egy, a Szilicei-takarórendszer evaporitos bázisába részben belegyúrt, részben az alatt található, heterogén összetételű, kisebb-nagyobb legyalult kőzettömegekből („rabotage”-okból) álló, nem folytonos, köztes tektonikai réteg (ún. mélange). Ennek tagjai az aljzatáról lenyírt, tornai sorozatbeli kőzetek által alkotott Becskeházai-takaró az uppony–hídvégardói „autochton”-on; a bódvarákói sorozatból álló bódvarákói „autochton” a Szilicei-takarórendszerhez tartozó, rudabányai-hegységi Bódvai-takaró alatt; és a tornakápolnai sorozat kőzeteit tartalmazó Bódvavölgyi Ofiolit blokkok a Szilicei-takarórendszer evaporitos bázisában. A területet ért első jelentős térrövidülési és deformációs esemény nyomán az Aggtelek–Rudabányai-hegység elsődleges takarós szerkezete (26. ábra, F) alulról felfelé tehát az uppony–hídvégardó–tornai „autochton”-ból, a rajta fekvő, „rabotage”-ok alkotta nem folytonos „mélange”-ból és a felső Szilicei-takarórendszerből áll. Utóbbinak aggtelekihegységi és szlovák-karsztbeli, dernői és aggteleki sorozatbeli kőzetek által felépített részét nevezzük Szilicei-takarónak, míg rudabányai-hegységi, szőlősardói és bódvai sorozatbeli kőzetekből álló részét Bódvai-takarónak. Ez az elsődleges takarós szerkezet már így összeforrva szenvedte el a kréta folyamán azt a dominánsan gyűrődéses deformációt, melyet elsősorban a felszínen legelterjedtebb Szilicei-takarórendszerhez tartozó képződmények tükröznek. A deformáció mind a két hegységben jól kimutatható (14. kép), és újabb térrövidülést (második esemény) eredményezett. A mai konfiguráció szerint É–D-i irányú kompresszió először valószínűleg egyszerű, nagyamplitudójú redőket hozott létre, melyek a szlovákiai Felső-hegy tengelyétől D-re (tehát a hegység egész magyarországi területén) fokozatosan D-i vergenciát vettek fel. A folytatódó kompresszió a későbbiekben már csak D-i vergenciájú feltolódásokban tudott elmozdulni (27. ábra, A–B). Ezek az Aggtelekihegységben, illetve a Rudabányai-hegység telekesi szegmensében mutathatók ki, az ide sorolható szerkezetek leírása fentebb megtalálható. A folyamat betetőzéseként az Aggteleki-hegység területén már egész szinklinálismagok és szárnyak csúsztak 14. kép. A Jósvafői Mészkő cikcakkredői a jósvafői antiform magjában, a Szinpetri és bele olyan, antiklinálistengelyek mentén Jósvafő közötti műútkanyarban. (Fotó: Róth László) kialakult depressziókba, melyeket a felszínre kerülő Perkupai Evaporit gyors eróziója hozott létre (27. ábra, C). Ezek a szinklinálismagok és szárnyak így kerültek másodlagos takarós helyzetbe. Az elsődleges takaróktól való megkülönböztetés céljából ezeket Alsó-hegyi-, Éles-tetői-, ill. Derenki-klippeknek nevezzük (VIII. tábla, 2. kép). A területet ért harmadik és utolsó nagy térrövidülési esemény már az oligocén–miocén fordulóján a Darnó-zóna menti vízszintes eltolódásokhoz kapcsolódik (28. ábra). Ez a mozgás az egész Alcapa-terrénum mozgásrendszerének volt a része. Ekkor, a Bükk és Szendrői-hegység tömegének a mai Szlovénia és Horvátország területéről induló mozgása 63

ideérkeztekor aktivizálta az Aggteleki-hegységtől akkor még D-re fekvő területeket, melyek ennek hatására vonszolódtak mai helyükre, kialakítván a földtani értelemben vett Rudabányai-hegységet. Ez a hegység önmagában sem egységes, a Darnó-zóna menti ÉÉK–DDNy-i csapású vízszintes eltolódások három szegmensre osztják, Ny-ról K felé haladva a szőlősardói, telekesi és szuhogyi szegmensre (24., 28. ábra). Ezek eredetileg É-ról D felé követték egymást, amit mutat az is, hogy a Bódvai-takarót a szőlősardói szegmensben a szőlősardói sorozat, a telekesi szegmensben a bódvai sorozat, míg a szuhogyi szegmensben a bódvai sorozat peremi kifejlődésű kőzetei (pl. a hídvégardói olisztosztróma) építik fel. A Darnó-zóna menti mozgásokat közvetlenül megelőzően és részben azokkal egyidőben is, az oligocén legvégén és a miocén elején két fáciesterület alakult ki (SZENTPÉTERY 1997). Az egyik a majdani Aggteleki-hegység D-i szegélyén, valamint a majdani Rudabányai-hegység szőlősardói és telekesi szegmensének területén egy — Bretkai Mészkővel és Putnoki Slírrel képviselt — tengeri fáciesterület, míg a másik a szuhogyi szegmens területén elterülő kontinentális fácies27. ábra. A bódvaszilas–derenki öv másodlagos takaróinak kialakulása (elvi vázlat lépték nélkül) terület, melyet a Szuhogyi Konga — D-i vergenciájú gyűrődések és feltolódások kialakulása, a Perkupai Evaporit mobilizálódása, b — a Perkupai lomerátum képvisel és amely D Evaporit felszínre kerülése, c — a Perkupai Evaporit eróziója és a klippek gravitációs lecsúszása előtti paleorefelé csökkentsósvízi képződlief, 1 — jura + Zlambachi Formáció, 2 — Derenki és Hallstatti Mészkő, 3 — Wettersteini Formáció, 4 — Nádaskai ményekbe (Felsőnyárádi Formáés Reiflingi Mészkő, 5 — Szini Márga, Szinpetri Mészkő, Gutensteini és Steinalmi Formáció, 6 — Perkupai Evaporit belegyúrt Bódvavölgyi Ofiolit tömbökkel és Bódvaszilasi Homokkő, 7 — tornai sorozat ció) megy át. Az Aggteleki-hegységet, valamint a Rudabányai-hegység három szegmensét a vízszintes eltolódást jelző nyírási zónák választják el egymástól. A szőlősardói szegmens az Aggteleki-hegységgel a Darnó-vonal Ragály felé kifutó ága mentén érintkezik. Ennek nyomvonala ma fedett. A szegmens frontja Szőlősardó környékén ütközött az Aggteleki-hegységgel és valószínűleg rá is tolódott arra, létrehozván a Szőlősardói-klippet. Az ütközés energiáját az Aggteleki-hegység a teresztenyei részszinklinális kiemelésével, É-i szárnyának a jósva-völgyi antiformra való rápikkelyezésével vezette le. Eközben a telekesi szegmens tovább folytatta útját előbb a szőlősardói szegmens, majd már az Aggteleki-hegység mellett ÉÉK felé. Az utat a dobódéli nyírási zóna jelzi, mely a Telekesi-patak alsó folyásától Dobódélen át az esztramosalji pikkelyekig követhető. A szegmens mozgása során a mozgási energiájának fő irányából kisodródott blokkokat félretolta az Aggteleki-hegységre. Ez a jelenség magyarázza a bódvai sorozatbeli kőzetekből álló Lászi-forrási-klipp kialakulását. A szegmens frontja a bódvalenkei rögök mentén érintkezhetett az Aggteleki-hegységgel és arra talán ott rá is tolódott. Az ütközés energiáját a Bódvaszilastól K-re egyesülő jósva-völgyi és ménes-völgyi antiformok magjának dominánsan evaporitos kőzetei valószínűleg plasztikus deformációval vezették le. A telekesi szegmens konszolidálódásakor a legdélebbről indult szuhogyi szegmens még mindig aktív lehetett. Mozgásának útját a szalonnai nyírási zóna jelzi, mely a felszínen Rudabányától Martonyiig követhető, és magában foglalja 64

28. ábra. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység peremvidékének oligocén–kora-miocén szerkezetfejlődési vázlata (elvi ábra, méretarány nélkül, BÁLDI 1983, SZENTPÉTERY 1988b nyomán). Az oligo-miocén fáciesterületek helyzetét a 19. ábra mutatja be 1 — ÉNy-i öböl, 2 —D-i perem, 3 — a Rudabányai-hegység fő tömege, 4 — DK-i tektonikus zóna, 5 — DK-i egység, 6 — szendrői aljzatú egység, 7 — aggteleki és szőlősardói mezozoikum, 8 — bódvai mezozoikum, 9 — upponyi paleozoikum, 10 — szendrői paleozoikum, 11 — üledékgyűjtő partvonala a) és b) ábra, 12 — a képződmények elterjedési területe c) és d) ábra, 13 — képződményhatár a képződmény jelével (B = Bretkai Formáció, S = Szuhogyi Konglomerátum), 14 — az upponyi típusú aljzat tömbjének frontja, 15 — aktív vízszintes eltolódás nyomvonala, 16 — inaktív vízszintes eltolódás nyomvonala, 17 — a fúrásban található rétegsor adott korú helyzete. A településeket mai helyzetük szerint ábrázoltuk.

a leginkább tektonizált rudabányai érces tömeget, de a telekesi szegmensről azóta lepusztult legalsó-miocén Putnoki Slírt is (SZENTPÉTERY 1997). Ez a szegmens is félretolta a mozgási energiájának fő irányából kisodródott kőzettömegeket, így alakulhatott ki a tornai sorozatbeli kőzetekből álló Martonyi-klipp a telekesi szegmensen. A szuhogyi szegmens mozgási energiáját nagyrészt azon tektonikai egységek vezették le, melyek mellett mozgása során elhaladt. Így a telekesi szegmensben a kis amplitudójú, balos martonyi vízszintes eltolódást írhatjuk a szuhogyi szegmens mozgásának számlájára. A szegmens mozgási energiájának legnagyobb részét azonban az Aggteleki-hegység nyelte el úgy, hogy ez a mozgási energia aktivizálta a hegység korábbi deformációi által leginkább igénybevett tektonikai elemeit, a rozsnyói szutúrát és a ménes-völgyi antiklinálist. Lényegében (de nem pontosan!) ezek mentén az általuk közrefogott terület (a mai Felső-hegy, Torna-völgy és Alsó-hegy vonulata) Ny-i irányba kitért a szuhogyi szegmens mozgásirányából. Így jöhetett létre a Csermosnya–Miglinc-völgyi jobbos és a ménes-völgyi balos vízszintes elmozdulás. Az utóbbihoz tartozó komplementer dilatációs mozgások felhasították a ménes-völgyi antiklinálison nyugvó Alsó-hegyi-, Éles-tetői- és Derenki-klippeket és az így létrejött résekbe diapírszerűen benyomult az alul fekvő antiklinális könnyen mobilizálható Perkupai Evaporitja és a vele már korábban összegyúródott Bódvaszilasi Homokkő. A szuhogyi szegmens már a mai Szlovákia területén, Somodi (Drienovec) környékén ütközött az Aggteleki-hegység folytatását képező Szlovák-karszttal, ahol elsősorban a Somodimedence ?eocén–?alsó-oligocén üledékeit deformálta, míg a szegmens előtt tolt, mozgásának lefékezésében nagy szerepet játszó, a jósva-, ménes- és torna-völgyi antiformok magjából származó evaporitok a bennük „rabotage”-ként helyet foglaló ofiolitokkal együtt K felé, a Kanyapta-medence irányába tértek ki. Az egész Darnó-öv menti mozgássorozatban a motor szerepét játszó Bükk–Szendrői-egység valahol a mai alsó Bódvavölgy mentén mozgott el a Rudabányai-hegység mellett és azzal a Rakaca-pataktól É-ra ütközött. Ennek nyomait ma pannóniai üledékek fedik. 65

A Darnó-öv menti mozgások után lényegében már kialakult Aggtelek–Rudabányai-hegység a miocén nagy részében szárazulat volt, melynek mállási reliktumai itt-ott még megtalálhatók. Ekkorra tehető a legidősebb, ma is fedetlen geomorfológiai térszín kialakulása a Haragistya–Nagy-oldal–Alsó-hegy területén. A miocén végére azonban egyes területek (az Aggteleki-hegység délebbi részei, a Szalonnai-karszt) hegységperemi vetők menti kiemelkedésével (és ezzel egyidejű tönkösödésével) párhuzamosan megindult az erózió is, mely elsősorban a lazább üledékekkel (Perkupai Evaporit, Putnoki Slír, uppony–hídvégardói sorozat) fedett területeket érintette. Ezekbe tudott benyomulni a transzgredáló Pannon-„beltó”, mocsári-tavi-folyóvízi üledékekkel kitöltve így a Kánói-, Szuhogy–Szendrői-, Szalonna–Tornabarakonyi-, Komjáti- és Bódvalenkei-medencéket. A Sajó-medence peremén lévő Kánói-medence Szőlősardó és Perkupa között valószínűleg kapcsolatban állt a Komjáti-medencével. Ezt igazolják a pannóniai összlet bázisán megfigyelt, ÉK-i eredetű kőzetekből álló, hordalékkúp jellegű görgetegek a teresztenyei és kánói fúrásokban, valamint a lignittelepes összlet alsó részének hasonló mikromineralógiai képe a két medencében. A pannóniai üledékképződési ciklust édesvízi mészkőképződés zárta le. A területet ekkor és ezután már csak blokktektonikai mozgások érték (VIII. tábla, 3. kép). A kora-pannóniaira tehető a Jósva-völgy hátravágódásának kezdete, valamint az eredeti Ménes-völgy kialakulása, majd a késő-pannóniai időszakban alakulhatott ki a Bódva ősvölgye (kezdetben valószínűleg kelet felé lefolyással), elvezetve a Jósva- és a Ménes-patak víztömegét. A hegység legújabb kiemelkedése, mely a pliocén végétől kezdődött és több ciklusban azóta is tart, a Kárpátok általános kiemelkedésének előterében játszódott le. A már előzőleg is karsztosodott mészkőfennsíkokon a Kárpátok felől lezúduló Borsodi Kavics is aktív szerepet játszhatott a nagy barlangrendszerek kialakításában. A süllyedés iránya is megváltozott, súlyponti területévé a Komjáti-medence vált, melynek ÉK-i háttere viszont emelkedő jellegű volt. Kialakult a Bódva-áttörés tektonikusan preformált (antecedens jellegű) szakasza, valamint az egyaránt epigenetikus Rét-patak völgye és a Telekes-völgy. Ebben a szakaszban kezdtek erőteljesebben hátra- és bevágódni a Jósva- és a Ménes-patak mellékágai, és ekkorra tehető a Jósva sziklateraszának kialakulása, valamint a Ménes-völgy lefejezése is. A pleisztocén időszak periglaciális klímája alatt a folyók (patakok) váltakozva bevágó- és lerakó-szakasz jellegűek. A Jósva pleisztocén terasza, ill. a Bódva teraszai ismeretében területünkön két ilyen fejlődési szakasz különíthető el. A kialakult patak- és folyóvölgyekben a folyóvízi üledékek akkumulációja a mai napig is tart.

66

Vízföldtan

Felszíni vizek A terület legjelentősebb vízfolyása a Szlovákiában eredő Bódva, mely Hídvégardónál lép az ország területére. A komjáti vízmércéig megadott vízgyűjtő területe 958 km2 (Vízrajzi Évkönyv 1983). A Bódvát balparti vízgyűjtő területéről tápláló kisebb vízfolyás a Tornaszentjakab vidékén eredő Kovács- és Sas-patak, valamint a Tornaszentandrástól K-re eredő Ragya (Juhász)-patak. A Szalonnai-karszt ÉNy-i részén kis alaphozamú (30–100 l/p) karsztforrások vize, majd Szalonnától D-re a jelentősebb Rakaca-patak ömlik bele. A Bódva jobbparti vízgyűjtő területén az Alsó-hegy É-i oldalán fakadó karsztforrások vizeit összegyűjtő Torna-patak ömlik bele elsőként. Lejjebb, az Alsó-hegy D-i oldalán, kb. 200–500 l/p alapvízhozamú karsztforrásokból fakadó pár száz méteres patakok táplálják, majd a vízgyűjtő területén a számos karszt-, ill. rétegforrás által táplált 34 km2-es vízgyűjtő területtel rendelkező Ménes- és a 96 km2 vízgyűjtőjű Jósva-patak ömlik bele. A Jósva-pataktól D-re, Perkupa környékén, a Galyaság területén eredő Cigány-völgyi-, Varbóci- és Henc (Rét)-patak, alsó szakaszán az időszakos vízfolyású Telekespatak ömlik a Bódvába. Szalonna mellett az ottani vízmű által foglalt Meleg-forrás táplálja túlfolyó vizével. A terület vízrajzi képéhez tartoznak a vízzáró és karsztosodó kőzetek határán kialakult víznyelők (pl. Aggtelek környéke, Ménes-völgy É-i része stb.), illetve eltérő vízhozamú karsztforrások, rétegforrások (Jósva-, Ménes-, Bódvavölgy). Az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén levő természetes tavak kis területűek (Vörös-tó, Aggteleki-tó), vízfelszínük 1–2 ezer m2, mélységük maximum 3 m. Mesterséges tavak a jósvafői Tengerszem-tó és a ménes-völgyi halastó. Felszín alatti vizek A hegységek leginkább jellemző kőzetei a karsztosodott, hasadék- és barlangrendszereik által kitűnő vízvezető tulajdonsággal rendelkező középső- és részben felső-triász mészkövek (döntően Steinalmi és Wettersteini F.), melyek a felszínre bukkanó képződmények területének kb. 50%-át alkotják. Jelentős szerepük van a vízföldtani egységek elhatárolásában a helyenként jelentős elterjedésű felső-perm–alsó-triász vízzáró kőzeteknek és a laza üledékeknek (Edelényi Formáció, Borsodi Kavics), melyek a terület kb. 40%-át építik fel. A maradék 10%-ot kevéssé karsztosodó — néhol tűzköves — meszes-márgás kőzetek alkotják (Jósvafői Mészkő, Pötscheni Mészkő stb.). Karsztvíz Vízvezetés szempontjából a karsztosodó kőzeteket átszelő töréshálózat jelentős, ezek mentén nagy barlangrendszerek is kialakultak (Baradla-, Béke-, Kossuth-, Meteor-barlang stb.). A nagyszerkezeti elemek vízföldtani jelentőségét abban látjuk, hogy ezek felülete mentén különböző vízföldtani tulajdonságú kőzetek érintkeznek egymással. Ezek alapján 11 vízföldtani egységre lehet bontani (SÁSDI 1998) az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtani térképén ábrázolt, kb. 450 km2es területet. Esetenként alegységek is kimutathatók (pl. Esztramos, bódvarákói nyomás alatti mélykarszt). A hegységi területek általában nyílt karsztok, kis mértékű fedettséget a foltokban megjelenő vastagabb pleisztocén–holocén üledékek jelentenek. A víztározó kőzetek vastagsága 400–1000 m közötti. A hegységektől délre levő dombvidéki területeken részben pannóniai üledékekkel takart fedett karszt (Aggtelek–Imola térsége), részben alsó-miocén üledékekkel is takart nyomás alatti karszt (Kánó–Alsószuha vidéke) alakult ki. A perm vízzáró üledékek alatti legalsó tektonikai egységben egy nyomás alatti alsó, független karsztrendszer mutatható ki Bódvarákó környékén. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység területére hulló csapadék évi mennyisége az 1915–1985 közötti 70 év átlaga alapján 66l,2 mm (5 mérőállomás adataiból számolva). A nyolcvanas évek csapadékadatai ennél kisebb értéket mutatnak, 1982-ben pl. 574 mm volt (8 mérőállomás adatai alapján). A legcsapadékosabb hónap június és július (kb. 100 mm), a legszárazabb hónap február és augusztus (átlag kb. l5 mm). A csapadék kb. 2%-a jut közvetlenül felszíni vízfolyásba, s kb. 70%-a párolog el. Az évente átlag 25-27%-nyi (min: 9%, max: 49%) csapadékhányad a karszt résrendszerén, illetve víznyelőkön át jut be, s rövidebb-hosszabb idő elteltével egy-egy karsztforrásban jelentkezik ismét a felszínen. Nyitott járatrendszer esetén — a valamivel több, mint 100 nyomjelzéses vizsgálat alapján (SÁRVÁRY 1972) — az áramlási sebesség a 300 m/h-t is meghaladhatja (a Baradla Alsó-barlangja), karsztvíznívón történő áramlás esetén a 3 m/nap-ot sem mindig éri el (Alsó-hegy). 67

5. táblázat. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység forrásvizeinek tríciumkoncentráció-értékei (TU)

A karsztforrások zöme tipikus áradásos karsztforrás, melyek esetében az árvízi hozamok az alapvízhozam több százszorosát is elérik. A legtöbb vizet a Jósva-forrás szolgáltatja, melynek átlaghozama 192 l/s, maximális hozama 7500 l/s volt. A források átlaghozama 16 l/s. Több forrás vízhozamának változásában kimutatható az árapály hatása, kettő esetén pedig az ún. szivornyahatás is (MAUCHA 1968). Egyes források árvízi források (Dancza-barlangi), melyek csak nagy vízhozamok időszakában működnek. A forrásvizek kemizmusára a kalcium-hidrogénkarbonátos jelleg a jellemző 537,9–836,0 mg/l oldott anyaggal, kevés nátrium-, kálium- (1–5 mg/l), klorid- és szulfát- (825–800 mg/l), valamint metakovasav-tartalommal. Dolomitos vízgyűjtő esetén a magnézium mennyisége a 70 mg/l-t is elérheti. Számos forrásban a kalcium- és a szulfáttartalom az átlagnál magasabb (530–800 mg/l), ezek esetében a vízgyűjtő egy részét evaporitos kőzetek alkotják (Ménes-völgy, Alsó-hegy Ny-i része). A karsztforrások vizének hőmérséklete 8,9–27 °C közötti. Amennyiben termális komponens nem mutatható ki, a hőmérséklet a fakadási magassággal fordítottan arányos. A meleg komponenst is tartalmazó vizekben a Vituki vizsgálatai (DEÁK 1985, DÉNES 1981) alapján kevesebb a tríciumtartalom (5. táblázat), így ezek a vizek minimum 50 éve tározódnak a karszt résrendszerében. 14C-vizsgálatok alapján a Bódvarákó Br–6 fúrás vize 9450, a szögligeti Melegvízé 1250, míg a szalonnai Melegvíz-forrás vize 9550 éves. Rétegvíz Az Aggtelek–Rudabányai-hegyvidék területén jelentősebb rétegvízzel csak Aggtelektől délre, az 50–100 m vastag Borsodi Kaviccsal fedett területen számolhatunk. Másutt az agyagos felszín rossz vízvezető tulajdonsága miatt a lehulló csapadékvíz kb. 5%-a szivárog be. Ennek egy része az üledék alatti karsztos kőzetekbe jut, s észak felé mozogva a Jósvavölgy déli oldalán fakadó karsztforrásokba áramlik. Másik része Trizs és Ragály környékén fakad fel 20–50 l/p hozamú rétegforrásokban, ahol a Putnoki Slír vízzáró rétegei felszínre kényszerítik. A Bódva-medence pannóniai aprókavicsos– homokos rétegsora (Edelényi Formáció) jelentéktelen mennyiségű rétegvizet tárol. Talajvíz Jelentősebb talajvíz csak a nagyobb patakok és a Bódva alluviális üledékeiben helyezkedik el. Az elemzések szerint regionálisan elszennyeződött, ami a csatornázatlanságnak, állattartásnak és műtrágyázásnak köszönhető (JUHÁSZ, JENEINÉ JAMBRIK 1982). 68

Hasznosítható ásványi nyersanyagok

Az Aggtelek–Rudabányai-hegység hasznosítható ásványi nyersanyagai elsősorban a Rudabányai-hegységben, ill. a két hegység közötti medencékben találhatók. A sokféle nyersanyag (vasérc, színesérc, evaporit, barit, karbonátok, lignit) elsődleges és másodlagos képződési feltételei sokrétű, bonyolult telepeket hoztak létre. Ezek felszíni, felszín közeli kibúvásai azok, amelyek a kezdeti bányászat tárgyát képezték és a későbbi kutatások kiinduló pontjaiként szolgáltak. Maga Rudabánya is az itt lévő és már a vaskorszak óta termelt érclelőhelyről kapta a nevét. A jelentős vas- és színesérctelepek anyagát közel három évezred óta termelik, és a nagyüzemi bányászat is több, mint száz éves múltra tekinthet vissza. A rudabányai oxidációs–cementációs zóna színesfém (réz)- és vasérc (limonit)-készleteit már letermelték. A primér zónában lévő jelentős mennyiségű vasérc (sziderit) a legutolsó 30 évben dúsítással került felhasználásra. A Rudabányán kitermelt nyersanyagokról a 6. táblázat nyújt áttekintést. Az ércbánya művelése 1985-től gazdasági okok miatt szünetel, annak ellenére, hogy 10 millió tonna műrevaló, feltárt érckészlettel rendelkezik. Ugyanekkor került megnyitásra Alsótelekes határában az ország 6. táblázat. A Rudabányán kitermelt egyes nyersanyagok mennyisége és minősége első gipszkülfejtése, az 1950-es évektől működő mélyművelésű perkupai anhidritbányát viszont bezárták. Potenciálisan jelentős nyersanyagvagyon az elmúlt évtizedekben megkutatott pannóniai lignit (az Edelényi Formáció Debrétei Tagozatának része) a Rudabányai- és Aggteleki-hegység közötti medencékben. Az Aggteleki-hegység felszínénének nagyobb részén építőés díszítőkőnek használható mészkő található. Miután a hegység nagy része természetvédelmi terület, ezért a mészkőbányák termelése szünetel. Jelenleg az Aggtelek–Rudabányai-hegységben a gazdasági okok és a természetvédelmi érdekek miatt a bányászat az evaporit (gipsz) és a karbonátos kőzetek (dolomit, mészkő) termelésére korlátozódik. Földtanilag további perspektívát jelent a lignit, valamint a jelenlegi gazdaságtalansága miatt bezárt rudabányai bánya jelentős mennyiségű, többféle nyersanyaga (barit, pátvasérc, szilikátos pátvasérc, színesérc), melynek földtani készletei távlatilag hasznosíthatónak tekintendők. Vas- és színesércek A rudabányai vasérc A rudabányai vasércbánya és a hozzá kapcsolódó egyéb indikációk a Darnó nagyszerkezeti övben találhatók. A bányaművelés területén mintegy 6 km hosszban a Polyánka–Bruinmann–Andrássy I–II.–Vilmos–Ruda-hegyi–Deákbánya csapásvonalban, átlag 1,5 km szélességben mindenütt megtalálható az ércesedés (VIII. tábla, 5. kép). Itt az alsó- és középső-triász karbonátos kőzetek metaszomatizált anyaga képezi az érctesteket, melyek tektonikusan szétdarabolódva belegyúródtak az alsó-triász márgába (rudabányai vasérces összlet). A vasas metaszomatózist követően az érctestek a bennük lévő repedések mentén hidrotermális baritos, színesérces anyaggal töltődtek ki. Másodlagosan két fő érces zóna különíthető el ezen belül. Az oxidációs, melynek vastagsága a központi területen a 100 m-t is meghaladta és a primér zóna a mindenkori karsztvízszint alatt. Az egyes érctestek mérete igen változó (ezer és millió tonna nagyságrend közötti). A Gutensteini Formáció képződményeinek metaszomatózisával keletkezett pátvasérc Fe-tartalma legalább 24%. Az ún. szilikátos pátvasérc (savanyú pátvasérc) nagy SiO2-tartalmú karbonátos vasérc, mely eredetileg homokos, karbonátos 69

kőzetekből alakult át. A barnavasérc a sziderites vasérctelep másodlagos, oxidációs folyamatok hatására átalakult limonitos terméke, melyben a Fe-tartalom 33–35%-ra dúsul fel. A barnavasércet az eredeti karbonátos üledékek maradványásványai mellett az oxidációs öv változatos ásványparagenezise kíséri. Jellegzetessége az élénk vörös-barna-sárga szín. A martonyi vasérc A lelőhely a X. század óta ismert, a Rudabányai-hegység ÉK-i részén helyezkedik el. A rudabányai ércesedéssel azonos genetikájú, de lényegesen kisebb méretű érctestekből áll. A bánya barnavasérc-készletét 1900-ban 120 000 t-ra becsülték. A későbbi szakaszos termelés során 166 000 t-nyi ércet értékesítettek. Az 1961–1965. évi kutatás ugyan további 271 000 t pátvasércet, 24 000 t barnavasércet és 38 000 t ankeritet mutatott ki, de ezt a kis készletet csak tartalékként tartják nyilván. A tornaszentandrási vasérc Az esztramosi vasérclelőhely a XVIII. század óta ismert és művelt. Itt a Steinalmi F. mészköve és a Gutensteini F. dolomitja tektonikus érintkezési övében, ÉK–DNy-i csapású hasadékok mentén, mintegy 400 m hosszban és 100 m-es pillérmagasságban hematitos-sziderites ércesedés volt követhető, ennek oxidációs öve ugyancsak limonitosodott. Az érces összletből a barnavasérc max. 35%, míg a hematit max. 65% Fe-tartalmú. Ez a telep a Rudabányai-hegység többi vasérclelőhelyétől abban különbözik, hogy a barit és a színesfém-szulfidok hiányoznak belőle. A hosszú bányászat során több mint 100 000 t ércet értékesítettek. A jelenlegi mészkőbányászat bizonyítja, hogy az érctesteket teljesen leművelték. Mangánércesedés Az Aggtelek–Rudabányai-hegységben önálló termelésre érdemes mangánércesedés nincs. A rudabányai pátvasérc egyes részei 1–3% Mn-tartalmúak. Az oxidációs övben a mangán a vastól elkülönül és az áthalmozott barnavasérc hasadékait, üregeit magnánoxid kérgek és fészkek (piroluzit, pszilomelán) töltik ki. A Telekes-völgyben a 8. mellékvölgy egyik kutatóvágata is feltárt mangánércet a Szárhegyi Kovapalában. A rudabányai rézérc Bronzkori leletek alapján Rudabányán a rézérc bányászata a vasénál jóval idősebbnek tekinthető. A termésréz nemcsak oxidos és karbonátos kőzetek repedéseiben, hanem azok réteghatárán és a laza szerkezetű márgában is gyakori volt, így annak kitermelése nem ütközött különösebb akadályokba. A felszín közelében jelentkező és már letermelt termésréz mellett jelentős rézásvány még a pátvasércben a kalkopirit, amelynek hintett változata helyben oxidálódva többnyire kuprit (téglaérc) vagy tenorit alakjában vált ki. Az érctelep elsődleges, szórt szulfidos réztartalmát az oxidációs övben szulfátos oldatok is szállíttották. Később ezek hozták létre a termésréz változatos alakzatait a cementációs zónában, majd a szulfidos réz a hasadékrendszerek egyes járataiban csapódott ki. A további oxidáció-hidratáció részben vagy teljesen kuprittá, malachittá, azurittá alakította át a hintett ércet. A középkori kisüzemi rézbányászat emlékei és az újabb kutatási eredmények alapján 1967-re ismertté vált, hogy a rudabányai kalkopirit-, kovellin- és bornittartalmú vasércek helyenként 1–15% Cu-t is tartalmaznak. Miután a pátkai flotáló berendezést Rudabányára szállították, 1970-ben Rudabányán is megindult a rézérc dúsítása, így 1974–1979 között 150 000 t ércből 3738 t 18%-os, dúsított rézércet állítottak elő. A réz világpiaci árának rohamos csökkenése és a termelt érc gyenge minősége a rudabányai rézérctermelést és -dúsítást gazdaságtalanná tette, így azt 1979-ben befejezték. A rudabányai ólom-, arany és ezüstércesedés A rudabányai ólom bányászata a rézzel azonos jelentőségűnek tekinthető, a nemesfémek mennyisége ellenben a színesércekéhez képest mindig igen csekély volt. Az egykori arany- és ezüstbányászat a bánya szűk területére korlátozódott. A Lajos-táró környékén, valamint az Andrássy I. és a Vilmos-bánya területén néha termésállapotban jelentkezett a két nemesfém, gyenge erekben vagy felületi futtatásként. Kissé nagyobb mennyiségű arany és ezüst csak a fakóércekben volt. Az ólomérc helyenként jelentős dúsulást mutatott: pl. 1967-ben a vilmosi vető környékéről 1135 tonna, átlagosan 8%-os Pb-tartalmú és 56 g/t ezüsttartalmú galenitet szállítottak dúsításra Gyöngyösorosziba, de később a rohamosan csökkenő Pb-tartalom miatt ezt le kellett állítani. Nemfémes nyersanyagok Barit Magyarország potenciálisan legnagyobb baritlelőhelye Rudabányán van. Itt ma összességében 2,5 millió tonna baritkészlettel lehet számolni. A kutatási adatok alapján a pátvasérc átlagban 8% barittartalmú. Az érc pörkölésekor a barit a meddőhányóra került. Számítások szerint a hányó anyagának barittartalma 13,5%, mely kb. 250 000 t baritnak felel meg. A rudabányai barit sűrűsége meghaladja a 4 t/m3-t, ezért mind mélyfúrási iszap, mind sugárvédő betonok adalékaként használható. Lignit Az Edelényi Formáció Debrétei Tagozatában található pannóniai lignittelepek a hegység három, különböző mértékben megkutatott térségében képeznek ipari méretű nyersanyag-előfordulást. A Komjáti–Bódvaszilas környéki alsó-pannóniai lignittelepeket a vasérckutatás során fedezték fel. Komjáti környékén 23 lignitkutató fúrás mélyült 1960-tól 1962-ig, 1970-ben további két fúrás harántolta ezeket a telepeket (SZOKOLAI 1974). A 70

Komjáti-medencét kitöltő fedő rétegsor a medenceperem közelsége miatt zavart, meddő beágyazásokkal tagolt telepképződési ciklust képvisel. A telepes csoport összvastagsága 180–200 m. A lignit (3300–3800 kcal = 15 922 kJ) fűtőértéke mind a mátraaljai, mind a bükkaljai lignitekénél kissé magasabb. A komjáti területen 132 millió tonna C2 kategóriájú, jó minőségű lignitkészletet határoztak meg (SZOKOLAI 1974). Ennek kb. 70%-a az alsó, vastagtelepes összletre esik. Ehhez közel 40 millió tonna reménybeli készlet csatlakozik. Szendrő körzetében 11–13 km2-es területen található lignit, mely a XIX. század vége óta ismert, amikor magánvállalkozók bányászták. Pontosabb megismerésére 25 db fúrás mélyült le 1960 és 1962 között. A szendrői terület reménybeli ásványvagyona jelentéktelen, bár ennek pontos megítéléséhez nincs elég adat a telepek nagy minőségi és vastagsági változásai, a kevés fúrás és a mintavételihiányosságok miatt. A szuhogyi lignitet PAPP (1915) még miocén („felső-mediterrán”) barnakőszénnek írta le, majd később a bányászati tapasztalatok ismeretében VITÁLIS (1931) már helyesen sorolta a pannonba. A szuhogyi (kb. 3800 kcal = 15 922 kJ) alsópannóniai lignitet a századforduló óta majdnem teljesen letermelték. Karbonátos nyersanyagok Az Aggtelek–Rudabányai-hegység felépítésében a karbonátos kőzeteknek jelentős szerepük van. Ezek közül főleg a középső-triász egykori zátonyfáciesei azok, melyek a legnagyobb tisztaságúak. Nyersanyagként jelenleg a Rudabányaihegység lelőhelyein folyik bányászat, mert az Aggteleki-karszt természetvédelmi terület. Dolomitlelőhelyek A hegységben két dolomittípust hasznosítanak: a tömör, cukorszövetű és a porló, breccsás szövetű dolomitot. A l s ó t e l e k e s i d o l o m i t b á n y a . Alsótelekes községtől ÉK-re, a Telekes-patak balpartján elsősorban kohászati célra alkalmas világosszürke, cukorszövetű dolomitot (Gutensteini F.) tártak fel 1976-ban. A jelenleg is működő külfejtésben közepes–jó minőségű (MgO = 19%) dolomitot bányásznak. B e c s k e h á z a i d o l o m i t k ü l f e j t é s . A Rudabányai-hegység ÉK-i részén található laza kötésű, világosszürke, porló, breccsás dolomitot (Steinalmi F.) a helyi tsz termelte, majd vállakozók fejtik ma is építőipari célra. A dolomit jó minőségű, nagy fehérségű, ezért épületek homlokzatának vakolására, színes vakolat készítésére alkalmas. A dolomitmurvából kőpor, illetve törecs elnevezéssel kb. 15 000 tonnát termelnek évente. S z ö g l i g e t i d o l o m i t f e j t ő . A község É-i részén, az erdőben porló dolomit (Wettersteini F.) előfordulása ismeretes. A bányanyitás a századfordulóra tehető, amikor azt több szintben kézi erővel művelték. Ezt a dolomitot kavics hiányában betonalapanyagként és kőporként színes vakolatok készítéséhez használták. Mészkőlelőhelyek D o b ó d é l i m é s z k ő b á n y a . A Dobódél község D-i szomszédságában üzemelő mészkőbánya a XX. század elejétől szolgáltatja az építkezési mészkövet Perkupa és Dobódél községek számára. A perkupai termelőszövetkezet 1972ben megszerezte a bányanyitási engedélyt. Azóta kb. 30 000 m3/év mészkövet (Steinalmi F.) termelnek és értékesítenek. A mészkő egy részét Perkupán őrlik mezőgazdasági, talajjavítási célra. Több ezer tonna/év mennyiséget szállítanak Szalonnára a Mészégető Műveknek és a környék lakosságának építkezési célra, valamint (Aggtelek–Jósvafő vasútállomás közelében) a mészégető kemencék részére. A külfejtésű bánya kapacitása növelhető, és a működés több évtizedre biztosított. K á n ó i m é s z k ő f e j t ő . A Magas-hegy gerince közelében lévő mészkőbánya megnyitása a XIX. századra tehető. Kánó és Felsőtelekes lakói termeltek darabos mészkövet (Steinalmi F.), melyet falrakásra, útépítésre és mészégetésre használtak. 1990-ig a termelőszövetkezet mészégetésre használta a nyersanyagot, kb. 2000 t/év mennyiségben. C s e r b a - k ő i m é s z k ő f e j t ő . Szuhogy határában, a Cserba-kőre épített középkori várfal anyagából látható, hogy az itt található metamorf mészkövet és porló dolomitot (Steinalmi F.) már a középkorban is bányászták. A mészkövet építőkőnek, a dolomitport vakolóanyag adalékaként használták. Itt jelenleg a külfejtéses bányászat hatóságilag tilos. To r n a s z e n t a n d r á s , e s z t r a m o s i m é s z k ő b á n y a . Az Aggtelek–Rudabányai-hegység legjelentősebb mészkőbányája. A Tornaszentandrás és Bódvarákó községek közötti, egykor 380 m magas bércet fő tömegében világos színű, kristályos szövetű, pados, metamorfizált mészkő (Steinalmi F.) alkotja. A szilárd, tömbös kőzet mind építőkőnek, mind cementipari alapanyagnak alkalmas. A természetvédelem által kijelölt pillérben feltárt barlangrendszer található. A több mint 11 M tonna kitermelhető vagyonnal rendelkező bánya termelése az 1980 évek végére elérte az évi 500 000 tonnát, tehát a hegység összes többi mészkőbányájának termelését jóval meghaladta. Jelenleg nem üzemel. S z a l o n n a i m é s z k ő b á n y a . A szalonnai vasútállomás mögötti karsztforrásnál kibúvó mészkövet (Steinalmi F.) a múlt századtól kezdődően mészégetési, építkezési, a század közepétől főleg útépítési célra termelték. Napjainkig több százezer m3 mészkövet termeltek ki, de további termelésre is alkalmas. A bánya a szalonnai vízmű pillérébe esik, ezért nem üzemel. B e z á r t m é s z k ő b á n y á k . Az Aggteleki-hegység területén több olyan kisebb, felhagyott mészkőbányát találtunk (szini, szögligeti, aggteleki mészkőfejtők), amelyeket a XIX. században és a XX. század elején elsősorban mészégetési célra használtak. A területen természetvédelmi okból jelenleg szünetel a bányászat. 71

Kavics- és homokbányák A Bódva-völgyi negyedidőszaki képződmények szeszélyes elrendezésben tartalmaznak kavicsos homoktesteket, melyeket az 1930-as évektől kezdve esetenként helyi építkezésekhez használtak. Szögligeti k avicsbánya. A perkupai tsz 1982-től Szögliget község határában homokos kavicsot termelt. A terület kitermelhető készlete 140 000 m3, amelynek a felső, 3 m-es vízszint feletti részét termelték le (évi 8000–10 000 m3). S z e n d r ő i h o m o k b á n y a . A szendrői tsz a korábbi homokbányát 1983-ban újranyitotta. Itt a Bódva árterében fekvő negyedidőszaki kavicsösszlet homokos, néhol erősen agyagos–iszapos. Ez az összlet közvetlenül a pannóniai képződményekre települ. A hegység területén több helyen fejtenek negyedidőszaki és pannóniai homokot, de ezek többnyire időszakosan működő kisebb fejtések. Agyagbányászat A Rudabányai-hegység területén több helyen termelik a pannóniai homokos agyag képződményeket. Ezek közül a Martonyi melletti, kis homoktartalmú agyag a legjobb minőségű. Korábban még fúróiszaphoz is használták, valamint ezzel tapasztották a lakóházak padlását. Evaporit-lelőhelyek Az Aggteleki- és a Rudabányai-hegység területén a Perkupai Evaporit F. képződményei csaknem mindenütt fedett helyzetben találhatók. Az elmúlt évek földtani-szerkezeti újraértékelése és annak eredményeit az evaporit prognózisnál figyelembe vevő értékelés alapján a Szilicei- és Bódvai-takarók bázisát alkotó gipsz–anhidritösszlet felszín közeli előfordulásai a nagy antiklinális szerkezetekhez kötődnek (Ménes-völgy, Jósva-völgy, Rudabányai-hegység ÉNy-i előtere). A p e r k u p a i a n h i d r i t b á n y a . A perkupai bányából 30 000–40 000 t/év anhidritet termeltek, melynek anyagát őrölve lignittel keverték és a szikes talajok javítására használták. Az anhidritbányából (15. kép) a fenti éves termeléssel 1955 és 1987 között 21 nagy kamrából 1 millió tonna anhidritet termeltek ki, de még 5 millió tonna kitermelhető anhidritvagyon maradt a bányaterületen. Az 1980-as években a mezőgazdaság igénye 15 000 t/évre esett vissza, ezért a föld alatti bányászat a kis kapacitás miatt ráfizetésessé vált. A bányát az alsótelekesi gipszkülfejtés létesítésével egyidejűleg, 1987 végén bezárták. A z a l s ó t e l e k e s i g i p s z – a n h i d r i t l e l ő h e l y. Az Országos Érc- és Ásványbányák 1984-ben kezdte meg a területen a szelvényszerű, majd a hálózatos fúrásos kutatást (75×75 m-es hálóban). Az ELGI által végzett geoelektromos és szeizmikus méréseket, valamint a fúrások adatait a MÁFI szakembereivel együtt értékelve 1985-ben lett kijelölhető a külfejtés nyitására leginkább megfelelő terület. A külfejtést 1986-ban kezdték nyitóárokkal, ezzel egyidejűleg a bonyolult gipsztektonika és nyersanyagminőség jobb megismerése érdekében a terület termelési kutatása is elkezdődött (25×25 m-es hálóban). A gipszet 1987-ben kezdték kitermelni, az első évben 87 000 t kiaknázásával. A külfejtés területén a felső 40 m-es szakasz teljesen gipsszé alakult át, míg alatta anhidrit helyezkedik el. A bányászat tervezett mélysége a +160-as tszf. magasság, az anhidrit teteje. A gipsz kifejlődésében három szöveti típust lehet elkülöníteni: laminites, szemcsés (szelenites) és breccsás típust. Az összletet Alsótelekesen eddig nem sikerült átfúrni, így feküje ismeretlen. A közbetelepült fekete agyagpala, dolomit, mészkő és evaporit a tektonika hatására részben az evaporittal együtt gyűrődött, részben önálló tömbök formájában „úszik” abban (GRILL, SZENTPÉTERY 1988). A feltárható ásványvagyon B kategóriában megkutatva 1,6 millió tonna. A lelőhelyen összesen mintegy 51,8 millió tonna gipsz és 54,0 millió tonna anhidrit földtani készlet áll rendelkezésre. A hegység területén a jelzett szerkezeti zónákban további gipszlelőhelyek várhatók (Jósvafő J–2, Tornakápolna Tk–3, Bódvaszilas Bsz–7 15. kép. Kamrafejtés a volt perkupai gipszbányában. fúrások körzete), melyek további kutatása során jelentős mennyiségű ásványvagyon kerülhet feltárásra. (Fotó: Nagy Géza)

72

Földtani természeti értékek az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén

Felszín alatti (barlangi) földtani feltárások A hegység leglátványosabb földtani képződményei a barlangok. Földtani megismerésüket a föld alatti körülmények (a világítás hiánya, az egész évben 10 °C-os víz, a falat borító cseppkőkéreg vagy agyagbevonat, a kőzet általában erős tektonikus igénybevétele) nagyban akadályozzák. A különböző korú, fáciesű képződmények egymáshoz viszonyított helyzetének tisztázásához azonban nagy segítséget nyújthatnak a barlangi feltárások. A „mostoha” körülmények miatt, azonban a barlangok részletes földtani feldolgozása még várat magára. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység legvastagabb rétegeit a középső–felső-triász zátony és lagúna fáciesű képződmények alkotják. Ezek elsősorban mészkövek, amelyek helyenként másodlagosan dolomitosodtak. A dolomit aránya a mészkövekhez képest nem jelentős. A triász mészkövek a fejlődéstörténeti elképzelések szerint részben már a kréta elejétől fedetlen helyzetben voltak, így már ekkor megkezdődhetett a terület egy részének karsztosodása, amely napjainkig tart, létrehozva hazánk egyik legismertebb karsztterületét. Az Aggtelek–Rudabányai-hegység területén 1995-ben 262 barlangot tartottak nyilván, ez az ország ekkor nyilvántartott 3700 barlangjának kb. 8%-a (SZÉKELY 2003). A terület barlangtani jelentősége azonban sokkal nagyobb, ha a leghoszszabb és legmélyebb barlangok listáját nézzük: az 1 km-es hosszúságot elérő 29 barlang közül 8, a 100 m-es mélységet elérő 30 barlang közül 6 van ebben a térségben (SZÉKELY 2003). Itt található Magyarország leghosszabb barlangja, a Baradla– Domica-barlangrendszer, amelynek 25,5 km-es teljes hosszából 18,8 km esik hazánk területére; valamint az ország második legmélyebb barlangja, a 236 m mélységű Vecsembükki-zsomboly is. A területen található barlangok közül 22 fokozottan védett. A Gutensteini Formáció, a nem metamorf Steinalmi Formáció és a Wettersteini Formáció ladin részének barlangjai A legnagyobb horizontális kiterjedésű barlangok a Gömör–Tornai-karszt magyarországi területén, Aggtelek–Jósvafő– Égerszög környékén találhatók. A járatok nagy része a középső-triász Steinalmi és Wettersteini Formáció mészkövében található. A vidéknek 7 fokozottan védett barlangja van. Közülük legrégebben és legszélesebb körben ismert a Baradla–Domica-barlangrendszer, melynek főága Jósvafő és Aggtelek között húzódik, mintegy 6000 m hosszúságban. A járat kiváló feltárása a Gutensteini, Steinalmi és Wettersteini Formációk folyamatos rétegsorának. A Gutensteini Formáció pados, helyenként vékonyréteges, sötétszürke-fekete, mikrites mészköve a főág jósvafői szakaszán az Óriások terméig mintegy 700 m hosszan tanulmányozható. A mészkő magas szervesanyag- és agyagtartalma, márgás rétegek betelepülése miatt a járatszakasz cseppkőben szegény, így a Formáció rétegsora kiválóan tanulmányozható (HIPS 1996a, b, 2001, 2003). Az Óriások-terme és a Csillagvizsgáló közötti szakaszon a Steinalmi Formáció dasycladaceás lagúna fáciesű mészköve dominál, helyenként Lofer-ciklusos kifejlődéssel. A rétegsor időnként kőzetalkotó mennyiségben tartalmaz Dasycladaceát (Physoporella–Oligoporella fajok). A Csillagvizsgálónál kezdődik a barlang főágának leghosszabban követhető képződménye a zátony fáciesű mészkő, amely egészen a Vass-kapun túl (a főág Aggtelektől számított 1800 m-éig) nyomozható. A képződmény zátonyalkotó és zátonylakó élőlények vázaiból áll, kevés korall mellett elsősorban szivacsot, Crinoidea- és Brachiopoda-töredéket tartalmaz. Mivel a főág 4400 m-énél a patakmederben Diplopora annulatissima Dasycladacea kőzetalkotó mennyiségben fordul elő a zátony fáciesű mészkövön belül, biztosak lehetünk abban, hogy a zátony épülése még az anisusiban megkezdődött és a ladinban is folytatódott. Az utóbbit támasztja alá, hogy a barlang főágának rétegsorát ladin korú Diplopora annulatát tartalmazó, lagúna fáciesű mészkő (Wettersteini F.) zárja. A barlang a Vass-kaputól a magyarországi, majd a szlovák területen is a lagúna fáciesű mészkőben folytatódik és abban is végződik. A Steinalmi és Wettersteini Formáció mészkövei a Gutensteininél világosabbak, kevesebb szerves és terrigén anyagot tartalmaznak, ezért a járatok tágasabbak és cseppkőben gazdagok. Sok esetben a járat falán található cseppkőkéreg hosszabb szakaszokon lehetetlenné teszi a járat falát alkotó kőzet vizsgálatát. A jól tanulmányozható és a nagyközönségnek is megközelíthető, megvilágított szakaszon a Gutensteini, a Steinalmi és a Wettersteini Formációk bemutatására 7 alapszelvény-feltárást jelöltünk ki. A Wettersteini Formáció lagúna fáciesű 73

mészköve az aggteleki szakaszon a Tigris-teremben van. A falszakaszon a kipreparált Dasycladacea-töredékek (Diplopora annulata) és egy Ammonites-metszet szabad szemmel is jól látható. A Steinalmi Formáció mészkövének zátony és lagúna fáciesét a jósvafői szakaszon a Polipnál (intraformációs breccsa zátonymészkőben), a Sárkányfejnél (Ammonites-metszetek és dasycladaceás mészkő), 5600 m-nél („ammonitico rosso”) és az Óriások termi-víznyelőnél (Lofer-ciklusos lagúnakifejlődés) található alapszelvény-feltárások alapján ismerhetjük meg. A Gutensteini Formáció Mészkövének két feltárása a jósvafői szakaszon a Színpadnál (vékonylemezes, márgabetelepüléses rétegsor) és a Vetődéses-teremben („Dobostorta”) tanulmányozható. Az 1986 óta ismert Baradla-tetői-zsomboly teljes járata a Wettersteini Formáció mészkövében mélyül (GRUBER in SZÉKELY 2003). A 7183 m hosszú Béke-barlangnak kb. a Nagy-omlásig terjedő szakasza az anisusi–ladin korú zátonyfáciesű mészkőben halad, amelyet a Wettersteini Formációhoz sorolunk. A Nagy-omlástól a szanatórium kijáratáig a járat a Gutensteini Formáció mészkövében képződött. A két képződmény kapcsolata, ill. a Steinalmi Formáció mészkövének előfordulása nem tisztázott, mivel a határzóna a barlang állandóan vízzel borított szakaszán van, megközelítése és mintázása nagy nehézségekbe ütközik. Az Égerszögtől nyugatra található 1390 m hosszú Danca-barlang a Wettersteini Formáció zátonyfáciesű mészkövében indul és jelenleg ismert járatszakaszai is abban végződnek. A járatok egyes szakaszai dolomitosak (SZUNYOGH in SZÉKELY 2003). Az Aggteleki-karszt harmadik leghosszabb (3219 m hosszú) barlangja az Égerszögtől északkeletre a Dász-töbörből induló Szabadság-barlang. A bejárathoz közeli, mintegy 900 m hosszú szakaszon a járat a Wettersteini Formáció jól karsztosodó zátonyfáciesű mészkövében halad, a járat többi részét a Gutensteini Formáció mészköve és dolomitja, valamint a Szinpetri Mészkő rosszul karsztosodó lemezes mészköve alkotja (SZUNYOGH in SZÉKELY 2003). A Wettersteini Formáció mészkövében képződött a Jósvafő határában a Nagy-Tohonya-forrás mögött 1933-ban feltárt Kossuth-barlang is. Részben a Wettersteini Formáció dolomitját is magában foglaló vízgyűjtő területe 24,4 km2 (NYERGES A., MAUCHA in SZÉKELY 2003). A barlang közel van a Nagy-oldalhoz, ahol a Wettersteini Formáció ladin végén képződött (Teutloporella herculeát tartalmazó), lagúna fáciesű mészköve is megtalálható. Így valószínű, hogy a barlangjáratok is ebben a mészkőben képződtek. A Jósvafőtől északnyugatra, a Tohonya-völgy végében nyílik az 1954–1955-ben felfedezett Vass Imre-barlang, melynek vízgyűjtője a Kossuth-barlanghoz hasonlóan a Wettersteini Formációhoz tartozó Teutloporella herculea fajt tartalmazó mészkő-, kisebb részben dolomitterületen van. Így feltételezhető, hogy ez a barlang is a Wettersteini Formáció Teutloporella herculea tartalmú (tehát ladin végi) mészkövében képződött. A Wettersteini Formáció karni részének barlangjai A Wettersteini Formáció zátony- és lagúnaképződményei közül a legfiatalabbak (késő-triász) az Alsó-hegy tömegét képezik. Ebben a nagy vastagságú képződményben számos kisebb-nagyobb mélységű, ún. aknabarlang képződött. NYERGES A., NYERGES M. (2006) nyilvántartása szerint 65 db, legalább 5 m mély üreg van csak a hegy magyarországi részén. Ezek közül az alábbi 12 fokozottan védett: Almási-zsomboly, Bába-völgyi 2. sz. víznyelő barlangja, Frank-barlang, Hosszú-tetői-barlang, Kopasz-oldali 2. sz. víznyelőbarlang, Kopasz-vigasz-barlang, Magas-tetői-barlang, Meteor-barlang, Rejtek-zsomboly, Szabó-pallagi-zsomboly, Széki-zsomboly és a Vecsembükki-zsomboly (SZÉKELY 2003). A barlangok és zsombolyok mélysége néhány tíz métertől a 236 m-es mélységig (Vecsembükki-zsomboly) terjed. Legnagyobb tömegük a fiatal (késő-triász) Wettersteini Formáció zátony és lagúna fáciesű mészkövében található. A lagúna fáciesű mészkő karni korát a Teutloporella herculea, a Poikiloporella duplicata, a Physoporella heraki és az Uragiella supratriassica algafajok igazolják. A barlangok közül a Frank-barlang járatainak egy része a Gutensteini Formáció mészkövében halad (NYERGES A. in SZÉKELY 2003). A Meteor-barlangban a Wettersteini Formáció mellett a járatok egy része Hallstatti Mészkőben található, amiben permi evaporitos összlet (Perkupai Evaporit F.) becsípődése látható (NYERGES A. in SZÉKELY 2003). A RELYTEK-ZSOMBOLy járatainak egy része a Wettersteini Formáció dolomitjában fut. A Szabó-pallagi-zsomboly (más néven Baglyok-szakadéka) járatainak nagy része a Wettersteini Formáció karni, dasycladaceás lagúna fáciesű mészkövében alakult ki. A Vecsembükki-zsombolyban a Wettersteini Formáció mészköve mellett „középső-anizuszi krinoideás mészkövet” említenek (NYERGES A. in SZÉKELY 2003), ennek kora azonban véleményünk szerint hibás. A metamorf Steinalmi Formáció barlangjai A barlangban gazdag területek közül a legkisebb az Esztramos tömege Tornaszentandrásnál. Ez a terület lényegesen eltér földtani értelemben az előzőektől. Az itt létrejött barlangok a Steinalmi Formáció metamorf mészkövében, helyenként a mészkő és dolomit határán képződtek. Itt találhatók az alábbi fokozottan védett barlangok: Esztramos Felsőtáró 2. sz. ürege, Földvári Aladár-barlang, Rákóczi 1. sz. barlang, Rákóczi 2. sz. barlang. A felszíni alapszelvények és más földtani érdekességek A barlangok és barlangi alapszelvények mellett több mint félszáz — a hegység típusos vagy éppen attól eltérő kőzeteit, az egyes formációk jellegzetes rétegsorát, ősmaradványait bemutató — felszíni alapszelvény található. A turisták által 74

leglátogatottabb, Jósvafő és Aggtelek közötti területen a felszíni földtani és karsztmorfológiai jelenségeket földtani tanösvény keretében tekinthetik meg az érdeklődők (VIII. tábla, 4. kép). Talán nemzetközileg is a legjelentősebb és a legismertebb a rudabányai Hominoidea-lelőhely. A Ruda-hegyen található feltárás lignites rétegsorból több száz gerinces élőlény csontmaradványa került elő, ősnövény, Ostracoda- és Mollusca-maradványok mellett. A gerinces leletek közül kiemelkedik az 1971-es ásatás során talált Rudapithecus hungaricus Kretzoi emberszabású ősmajom állkapocs és az Anapithecus hernyaki Kretzoi ősmajom koponyatöredéke (KORDOS 1989). Rudabánya bányászatának történetét és az ott található ásványokat a Rudabányai Múzeum mutatja be. Az Aggteleki Nemzeti Park rövid története A mérete és cseppkövekben való gazdagsága, miatt a Baradla-barlangot már 1926-ban az akkori kultuszminiszter Nemzeti Örökséggé nyilvánította. Az 1935. évi erdőtörvény alapján vált védetté. Az 1950-es években a jelentős barlangi feltárások (Béke-barlang, Szabadság-barlang, Vass Imre-barlang) következtében a Baradlához és az újonnan felfedezett barlangokhoz tartozó, mintegy 1634 hektáros területet természetvédelmi területté nyilvánították. 1978-ban létrehozták az Aggteleki Tájvédelmi Körzetet, amely közel 20 000 ha-os területen a Bükki Nemzeti Park keretein belül működött. 1979-ben a MAB (Ember és Bioszféra) program keretében az UNESCO illetékes hivatala bioszféra rezervátummá nyilvánította az Aggteleki Tájvédelmi Körzetet, és két bioszféra magterület jelölt ki a Haragistya, illetve a Nagy-oldal térségében. A területet 1985-ben nemzeti parkká minősítették. Magyarország nemzeti parkjai közül ez az első és mai napig az egyetlen, amelyet hangsúlyozottan a földtani természeti értékek, a felszíni formák és a felszín alatt húzódó barlangok megóvására hoztak létre. 1995-ben az UNESCO Világörökség Bizottsága az Aggteleki- és a Szlovák-karszt barlangjait Világörökség rangra emelte. 2001-ben az Esztramos-hegy teljes területének védetté nyilvánításával az Aggteleki Nemzeti Park területe 20 170 ha-ra bővült.

75

Irodalomjegyzék

ANDRUSOV, D. 1956: Stand der Durchforschung des Slowakischen Mesozoikums. — Geologicky Sbornik 7 (1–2), pp. 68–73. ANDRUSOV, D. 1975: Aperçu bref du Bâti des Carpathes Occidentales. — Rep. 10th Congr. Carp. Balk. Geol. Assoc. 1973. Bratislava, pp. 95–108. ÁRKAI P. 1981: Jelentés „A Bükk, Rudabányai-, Upponyi- és Szendrői-hegységben kijelölt paleozoos és mezozoos alapszelvények összehasonlító ásvány-kőzettani jellegei” témakörben, a Kmb. 46/G/1981. GKL sz., ill. 3348/81 Magyar Állami Földtani Intézet sz. kutatási szerződés keretében végzett vizsgálatokról. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 51 p. ÁRKAI P. 1982: Jelentés a „A Bükk, Rudabányai-, Upponyi- és Szendrői-hegységben kijelölt paleozoos és mezozoos alapszelvények összehasonlító ásvány-kőzettani jellegei„ témakörben a Kmb. 63/G/1982. GKL sz. ill. 3546/82. Magyar Állami Földtani Intézet sz. kutatási szerződés keretében végzett vizsgálatokról. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 76 p. ÁRKAI P. 1983: Jelentés „a Bükk- és a Rudabányai-hegységben kijelölt mezozoos alapszelvények és földtani térképezési minták összehasonlító ásvány-kőzettani jellegei” témakörben a Kmb. 83/G/1983. GKL sz. ill 3797/83. Magyar Állami Földtani Intézet sz. kutatási szerződés keretében végzett vizsgálatokról. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 24 p. ÁRKAI P. 1985: Jelentés „az északmagyarországi rétegtani egységek és tektofáciesek kőzetmintáinak metamorf kőzettani vizsgálata” témakörben a Kmb. 113/G/1985. 4157/85. MÁFI sz. kutatási szerződés keretében végzett vizsgálatokról. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 52 p. ÁRKAI, P., KOVÁCS, S. 1986: Diagenesis and regional metamorphism of the Mesozoic of Aggtelek–Rudabánya Mts. — Acta Geologica Hungarica 29 (3–4), pp. 349–373. BALOGH K. 1948a: Adatok a Gömör–Tornai Karszt geológiájához. — Beszámoló a Vitaülésekről, D 10., pp. 106–116. BALOGH K. 1948b: Adatok a tágabb értelemben vett Szilicei-fennsík DNy-i részének földtani ismeretéhez. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1939–40-ről (2), pp. 917–926. BALOGH K. 1950: Az északmagyarországi triász rétegtana. — Földtani Közlöny 80, pp. 231–237. BALOGH K. 1978: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtani felépítése, hegységszerkezete. Tanulmány a Darnó szerkezeti öv területéről. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 56 p. BALOGH, K. 1981: Correlation of the Hungarian Triassic. — Acta Geologica Hungarica 24 (1), pp. 3–48. BALOGH K. 1982: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtani problémái. — Földtani Kutatás 25 (2) pp. 55–60. BALOGH K., KOVÁCS S. 1977: Előzetes jelentés a Rudabányai-hegységi triász vizsgálatáról. — Kézirat, JATE, Szeged BALOGH K., KOVÁCS S. 1981: A Szőlősardó-1. sz. mélyfúrás. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1979-ről, pp. 39–63. BALOGH K., PANTÓ G. 1952: A Rudabányai-hegység földtana. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1949-ről, pp. 135–154. BALOGH, K., PANTÓ, G. 1953: Mesozoikum severniho Madarska a prilehlych casti Jihoslovenského Krasu. — Sbornik Ústredniho Ústavu Geologického Praha 20, pp. 613–660. BAUMGARTNER, P. O. 1984: A Middle Jurassic–Early Cretaceous Low-Latitude Radiolarian zonation based on Unitary Associations and age of Tethyan radiolarites. — Eclogae geologicae Helvetiae 77 (3), pp. 729–837. BAUMGARTNER, P. O., BARTOLINI, A., CARTER, E. S., CONTI, M., CORTESE, G., MATSUOKA, A., DE WEWER, P., DUMITRICA, P., DUMITRICA-JUD, R., GORICAN, S., GUEX, J., HULL, D. M., KITO, N., MARUCCI, M., MATSUOKA, A., MURCHEY, B., O’DOGHERTY, L., SAVARY, J. VISHNEVSKAYA, V., WIDZ , D., YAO, A. 1995: Middle Jurassic to Early Cretaceous Radiolarian biochronology of Tethys based on Unitary Associations. — Mémoires de Géologie Lausanne 23, pp. 1013–1048. BÁLDI T. 1983: Magyarországi oligocén és alsómiocén formációk. — Akadémiai Kiadó, Budapest. 293 p. BÁLDI, T., SENEŠ, J. (szerk.) 1975: Miozän OM Egri. — Chronostratigraphie und Neostratotypen (5), VEDA Vydatelstvo Slovenskej Akadémie Vied, Bratislava, pp. 193–196. BÁLDI, T., LESS, GY., MANDIC, O. 1999: Some new aspects of the lower boundary of the stage Egerian (Oligocene, chronostratigraphic scale of the Paratethys area). — Abhandlungen des Geologisches Bundesanstalt 56 (2) „Geologie ohne Grenzen – Festschrift 150 Jahre Geologische Bundesanstalt”, Wien, pp. 653–668. 77

BÉRCZI–MAKK, A. 1996a: Foraminifera of the Triassic formations of Alsó Hill (Northern Hungary). — Acta Geologica Hungarica 39 (2), pp. 175–221. BÉRCZI–MAKK, A. 1996b: Foraminifera of the Triassic formations of Alsó Hill (Northern Hungary). Part 2: Foraminifer assemblage of the Wetterstein Limestone Formation — Acta Geologica Hungarica 39 (3), pp. 223–309. BÉRCZI–MAKK, A. 1996c: Foraminifera of the Triassic formations of Alsó Hill (Northern Hungary). Part 3: Foraminifer assemblage of the basinal facies. — Acta Geologica Hungarica 39 (4), pp. 413–459. BODROGI I., SZENTPÉTERY I. 2000: Felső-kréta kőzettípusok az alsó-miocén Szuhogyi Konglomerátumból (ÉszakMagyarország, Rudabányai-hegység). — Földtani Közlöny 130 (3), pp. 423–450. BÖJTÖSNÉ VARRÓK K., BALOGH K. 1978: Az Aggtelek–Rudabányai hegység kutatási programtervezete — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest, 40 p. BUDINSZKYNÉ SZENTPÉTERY I., PELIKÁN P. 1996: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység nyersanyag lelőhelyei és indikációi. M = 1:25 000 — Kézirat, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. BYSTRICKÝ, J. 1964: Slovensky kras. Stratigrafia a Dasycladaceae mezozoika Slovenského krasu. — Sbornik Ustredniho Ustavu Geologického, Bratislava, 204 p. CANN, J. R. 1969: Spilites from the Carlsberg Ridge, Indian Ocean. — Journal of Petrology 10, pp. 1–19. DEÁK J. 1985: Északmagyarországi vízminták C-14 kormeghatározása. — Kézirat, Vituki témabeszámoló, 3. p. DÉNES GY. 1981: Felszínalatti vizek környezeti izotóp vizsgálata. — Kézirat, Vituki témajelentés, 15 p. DOSZTÁLY L. 1994: Mezozoos Radiolaria vizsgálatok Észak-Magyarországon. — Kézirat, egyetemi doktori disszertáció, Eötvös Loránd Tudományegyetem Földtani Tanszék, Budapest, 88 p. DOSZTÁLY, L., JÓZSA, S. 1992: Geochronological evaluation of Mesozoic formations of Darnó Hill at Recsk on the basis of Radiolarians and K-Ar age data. — Acta Geologica Hungarica 35 (4), pp. 371–393. DOSZTÁLY L., GULÁCSI Z., KOVÁCS S. 1998: Az észak-magyarországi jura képződmények rétegtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. — A Magyar Olajipari Részvénytársaság és a Magyar Állami Földtani Intézet kiadása, Budapest, pp. 309–318. FERRÁNDEZ–CANADELL, C., TOSQUELLA, J. SERRA–KIEL, J. 1999: Reworked Discocyclina occurring together with Lepidocyclina in the Oligocene of San Vicente de la Barquera (northern Spain). — Revista Espanola de Micropaleontologia, Madrid 31 (3), pp. 323–330. FOETTERLE, F. 1868: Das Gebiet zwischen Forró, Nagy-Ida, Torna, Szalócz, Trizs und Edelény. — Verhandlungen der k.k. geol. Reichanstalt 12, pp. 276–277. FOETTERLE, F. 1869: Vorlage der geologischen Detailkarte der Umgebung von Torna und Szendrő. — Verhandlungen der k.k. geologischen Reichsanstalt, 7, pp. 148–317. FODOR, L., KOROKNAI, B. 2000: Ductile deformation and revised lithostratigraphy of the Martonyi subunit (Torna unit, Rudabánya Mts.) Northeastern Hungary. — Geologica Carpathica 51 (6), pp. 355–369. FODOR L., KOROKNAI B. 2003: Többfázisú gyűrődés a hídvégardói Nagy-kőn (Tornai egység, ÉK-Magyarország). — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2000–2001-ről, pp. 133–141. FÜLÖP J. 1994: Magyarország geológiája. Paleozoikum II. — Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 232–234. GAÁL, L., MELLO, J. 1983: Nové udaje a stratigrafii triasovych vápencov západnej casti silického prikrovu a ich odraz v tektonickej stavbe. — Mineralia Slovaca 15 (4), pp. 303–330. GRILL J. 1988: A Rudabányai-hegység jura formácíói. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986-ról, pp. 69–103. GRILL J. 1989: Az Aggtelek-Rudabányai-hegység szerkezetfejlődése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1987-ről, pp. 411–432. GRILL J., KOVÁCS S., LESS GY., RÉTI ZS., RÓTH L., SZENTPÉTERY I. 1984: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtani felépítése és fejlődéstörténete. — Földtani Kutatás 27 (4), pp. 49–56. GRILL J., SZENTPÉTERY I. 1988: Az Aggteleki-karszt és a Rudabányai-hegység gipsz–anhidrit perspektívája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986-ról, pp. 443–450. GRUBER P. 2003: Baradla-tetői-zsomboly. — In SZÉKELY K. (szerk.) 2003: Magyarország fokozottan védett barlangjai. Mezőgazda Kiadó, Budapest, pp. 37–38. GÜMBEL, C. W. 1861: Geognostische Beschreibung des bayerischen Alpengebirges und seines Vorlandes. — I. Gotha, Perthes, 950 p. GYALOG L., BUDAI T. 2004: Javaslatok Magyarország földtani képződményeinek litosztratigráfiai tagolására. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 2002, pp. 195–232. HAAS, J., BUDAI, T., HIPS, K., KONRÁD, GY, TÖRÖK, Á. 2002: Magyarországi triász fáciesterületek szekvencia-rétegtani elemzése. — Földtani Közlöny 132 (1), pp. 17–43. HAHN K. 1904: A Borsodi Bányatársulat vaskőbányászatának monográfiája. — Bányászati és Kohászati Lapok 39, pp. 579–592. HEGEDŰS GY., SIDÓ M. 1953: A rudabányai vízkutató fúrás. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1950-ről, pp. 35–37. HERNYÁK G. 1977: A Rudabányai-hegység szerkezeti elemzése az elmúlt 20 év kutatásai alapján. — Földtani Közlöny 107 (3–4), pp. 368–374. HERNYÁK G., HARNOS J., BAROSS G. 1969: Földtani jelentés a rudabányai vasércbánya és annak közvetlen környékén végzett szerkezetkutató mélyfúrásokról 1955 és 1965 között I. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 178 p. 78

HIPS, K. 1996a: Stratigraphical and facies evaluation of the Lower Triassic formations in the Aggtelek–Rudabánya Mountains, Northeastern Hungary. — Acta Geologica Hungarica 39. (4), pp. 369–411. HIPS, K. 1996b: The biostratigraphic significance of the Cyclogyra–Rectocornuspira association (Foraminifera, Lower Triassic): Data from the Aggtelek Mountains (Northeastern Hungary). — Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Monatshefte 7, pp. 439–451. HIPS, K. 1998: Lower Triassic storm-dominated ramp sequence in northern Hungary: an example of evolution from homoclinal through distally steepened ramp to Middle Triassic flat-topped platform. — In: WRIGHT, V. P., BURCHETTE, T. P. (eds): Carbonate Ramps. — Geological Society, London, Special Publication 149, pp. 315–338. HIPS, K. 2001: The structural setting of Lower Triassic formations in the Aggtelek–Rudabánya Mountains (Northeastern Hungary) as revealed by geologic mapping. — Geologica Carpathica 52 (5), pp. 287–299. HIPS K. 2003. Gutensteini Formáció a Szilicei-takaró Aggteleki-fáciesében. — Földtani Közlöny 133 (4), pp. 445–468. HORVÁTH, P. 1997: High-pressure metamorphism and P-T path of the metabasic rocks in the borehole Komjáti–11, Bódva valley area, Northeastern Hungary. — Acta Mineralogica Petrographica 38, pp. 151–163. HORVÁTH, P. 2000: Metamorphic evolution of the gabbroic rocks of the Bódva valley Ophiolite complex, Northeastern Hungary. — Geologica Carpathica 51 (2), pp. 121–129. ILAVSKÁ, Z. 1965: K otázke velem meliatskej série. — Zprávy o GeologickychVyzkumech 2, pp.31–32. JÁMBOR Á. 1996: Csereháti Riolittufa Formáció. — In: GYALOG L. (szerk.): A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása. A Magyar Állami Földtani Intézet Alkalmi Kiadványa 187, p. 76. JONES, J. G. 1969: Pillow lavas as depth indicators. — The American Journal of Science 267, pp. 181–195. JUHÁSZ J., JENEINÉ JAMBRIK R. 1982: A Komjáti-medence kitermelhető vízkészlete. — Hidrológiai Közlöny 2, pp. 49–61. KOCH A. 1904: A Rudabányai-szentandrási hegyvonulat geológiai viszonyai. — Mathematikai és Természettudományi Értesítő 22, pp. 132–145. KORDOS L. 1989: Rudabányai-hegység, Rudabánya, Hominoidea-lelőhely. — Magyarország geológiai alapszelvényei 136, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. KORPÁSNÉ-HÓDI M. 1998: Medenceperemi pannóniai s.l. üledékes formációk rétegtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. — A Magyar Olajipari Részvénytársaság és a Magyar Állami Földtani Intézet kiadása, Budapest, pp. 453–468. KOVÁCS S. 1979: A dél-gömöri Alsóhegy magyarországi részének földtani felépitése. — Őslénytani Viták 24, pp. 33–58. KOVÁCS S. 1980: A triász hallstatti mészkőfácies ősföldrajzi jelentősége az észak-alpi fáciesrégióban (Kritikai korreferátum). — Földtani Közlöny 110 (3–4), pp. 360–381. KOVÁCS, S. 1984a: North Hungarian Triassic facies types: A review. — Acta Geologica Hungarica 27 (3–4), pp. 251–264. KOVÁCS S. 1984b: Tiszia-probléma és lemeztektonika — kritikai elemzés a koramezozoós fácieszónák elosztása alapján. — Földtani Kutatás 27, pp. 55–72. KOVÁCS S. 1986: Conodonta-biosztratigráfiai és mikrofácies vizsgálatok a Rudabányai-hegység ÉK-i részén. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1984-ről, pp. 193–244. KOVÁCS S. 1987a: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Tornanádaska, Alsó-hegy 8. sz. feltárás, Steinalmi Formáció, Nádaskai Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 66, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. KOVÁCS S. 1987b: Olisztosztrómák és egyéb, vízalatti gravítációs tömegszállítással kapcsolatos üledékek az északmagyarországi paleo-mezozoikumban I. — Földtani Közlöny 117 (1), pp. 61–69. KOVÁCS S. 1987c: Olisztosztrómák és egyéb, vízalatti gravítációs tömegszállítással kapcsolatos üledékek az északmagyarországi paleo-mezozoikumban II. — Földtani Közlöny 117 (2), pp. 101–119. KOVÁCS, S. 1988: Olistostromes and other deposits connected to subaqueous mass-gravity transport in the North Hungarian Paleo-Mesozoic. — Acta Geologica Hungarica 31 (3–4), pp. 265–287. KOVÁCS S. 1989: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Martonyi, Szár-hegy keleti csúcsa, Szárhegyi Radiolarit Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 121, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. KOVÁCS S. 1990a: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Szőlősardó, Bedela kút, Nádaskai Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 125, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. KOVÁCS S. 1990b: Rudabányai-hegység, Szőlősardó, Bedela kút feletti hegyoldal, Nádaskai Mészkő Formáció, Szőlősardói Márga Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 138, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. KOVÁCS S. 1990c: Rudabányai-hegység, Varbóc, Telekes-völgy, 6. sz. ÉNy-i mellékvölgy, Steinalmi, Dunnatetői, Bódvalenkei és Hallstatti Mészkő Formációk. — Magyarország geológiai alapszelvényei 139, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. KOVÁCS, S., ÁRKAI, P. 1987: Conodont alteration in metamorphosed limestones from northern Hungary, and its relationship to carbonate texture, illite cristallinity and vitrinite reflectance. — In: AUSTIN, R. L. (szerk.): Conodonts: Investigation techniques and applications. Ellis Horwood Ltd., pp. 209–229. KOVÁCS S., ÁRKAI P. 1990: A Conodonta és mészkő-szöveti elváltozások jelentősége a diagenezis és a regionális dinamotermális metamorfózis határának felismerésében, aggtelek–rudabányai-hegységi példák alapján. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1987-ről, pp. 215–235. KOVÁCS S. 1991a: Rudabányai-hegység, Varbóc, Telekes-oldal, Telekesoldali Formációcsoport. — Magyarország geológiai alapszelvényei 149, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. KOVÁCS S. 1991b: Rudabányai-hegység, Varbóc, Telekes-völgy, Bódvalenkei Mészkő Formáció, Hallstatti Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 150, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. 79

KOVÁCS S., HIPS K. 1998: A Bükk- és az Aggtelek–Rudabányai-hegység újpaleozóos képződményeinek rétegtana. — In: BÉRCZI I., JÁMBOR Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. — A Magyar Olajipari Részvénytársaság és a Magyar Állami Földtani Intézet kiadása, Budapest, pp. 149–153. KOVÁCS S., LESS GY. 1987: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Bódvalenke, műút partfala, Bódvalenkei Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 65, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. KOVÁCS S., LESS GY., HIPS K., PIROS O., JÓZSA S. 2004: Aggtelek–Rudabányai egységek. — In: HAAS J. (szerk.): Magyarország geológiája, Triász. Eötvös Loránd Tudományegyetem Eötvös Kiadó, Budapest, pp. 197–288. KOVÁCS, S., LESS, GY., PIROS, O., RÉTI, ZS., RÓTH, L. 1989: Triassic formations of the Aggtelek–Rudabánya Mountains (Northeastern Hungary). — Acta Geologica Hungarica 32 (1–2), pp. 31–63. KOVÁCS S., LESS GY., PIROS O., RÓTH L. 1988: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység triász formációi. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986-ról, pp. 19–43. KOVÁCS S., LESS GY., PIROS O., RÉTI ZS., RÓTH L. 1993: Aggtelek–Rudabányai egység. — In: HAAS J. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Triász. A Magyar Állami Földtani Intézet Alkalmi Kiadványa, Budapest, pp. 155–221. KOZUR, H., MOCK, R. 1973a: Die Bedeutung der Trias-Conodonten für die Stratigraphie und Tektonik der Trias in den Westkarpaten. — Geologisch–Paläontologische Mitteilungen Innsbruck 3 (2), pp. 1–14. KOZUR, H., MOCK, R. 1973b: Zum Alter und zur tektonischen Stellung der Meliata-Serie des Slowakischen Karstes. — Geologicky Zbornik (Geologica Carpathica) 24, pp. 225–264. KOZUR, H., RÉTI, ZS. 1986: The first paleontological evidence of Triassic ophiolites in North Hungary. — Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Stuttgart 5, pp. 284–292. KRETZOI M., KROLOPP E., LŐRINCZ H., PÁLFALVY I. 1976: A rudabányai alsópannóniai prehominidás lelőhely flórája, faunája és rétegtani helyzete. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1974-ről, pp. 365–384. KRYSTYN, L., SCHÖLLNBERGER, W. 1972: Die Hallstätter Trias des Salzkammergutes. — In: Exkursionführer zur Tagung der Österreichhischen Paläontologische Gesellschaft Wien, pp. 61–106. KUEHN, O. 1962: Autriche Lexique Stratigraphique International, Vol. 1, Europe, (8). — Paris, 646 p. LESS GY. 1987a: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Aggtelek, Haragistya, kutatóárok, Hallstatti Mészkő Formáció és Zlambachi Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 75, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. LESS GY. 1987b: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Tornaszentandrás, Kossuth u. 16. sz. ház mögötti feltárás. Tornaszentandrási Agyagpala Formáció és Pötscheni Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 76, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. LESS GY. 1991a: Rudabányai-hegység, Bódvarákó, Bódvarákói Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 151, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. LESS GY. 1991b: A Bükk-hegység felső-oligocén nagyforaminiferái. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1989-ről, pp. 411–465. LESS GY. 1998: Földtani felépítés. — In: BAROSS G. (szerk.): Az Aggteleki Nemzeti Park. — Mezőgazda Kiadó, Budapest, pp. 26–67. LESS, GY. 2000: Polyphase evolution of the structure of the Aggtelek-Rudabánya Mountains (NE Hungary), the southernmost element of the Inner Western Carpathians – a review. — Slovak Geological Magazine 6 (2–3), pp. 260–268. LESS GY., GRILL J., GYURICZA GY., RÓTH L., SZENTPÉTERY I. 1988: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység fedetlen földtani térképe. M=1:25 000. — A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa. LONDSDALE, P., BATIZA, R. 1980: Hyaloclastite and lava flows on young seamounts eamined with a submersible. — Geological Society of America Bulletin 91, pp. 545–554. MAJZON L. 1961: Az Észak-magyarországi oligocén rétegtani tagolódása foraminifera tanulmányok alapján. — Földtani Közlöny 91 (2), pp. 121–125. MAUCHA L. 1978: Karsztos szivornyák, mint hidraulikai jelfogók. — Karszt és Barlang 1967 (1–2), pp. 11–16. MÁRTON E., MÁRTON P., LESS GY. 1989: Paleomagnetic evidence of tectonic rotations in the southern margin of the Inner West Carpathians. — Physics of Earth and Planetary Interiors 52, pp. 256–266. MÁRTONNÉ SZALAY E., MÁRTON P., LESS GY. 1987: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység triász utáni rotációja paleomágneses vizsgálatok alapján. — Magyar Geofizika 28 (1), pp. 1–19. MÁTHÉ, Z., SZAKMÁNY, GY. 1990: The genetics (formation) of rhyolite occurring in the Rudabánya Mts. (Northeastern Hungary). — Acta Mineralogica-Petrographica, Szeged 30, pp. 81–92. MELLO, J. 1976: Faciálné a stratigrafické členenie wettersteinsých vápencov Československého územia planiný Dolný vrch. — Geologické Práce, Správy 65, pp. 39–52. MELLO, J. 1979: Meliatská séria v turnianskom tektonickom okne (Slovensky Kras, Západné Karpáty). — Geologické Práce, Správy 72, pp. 61–76. MELLO, J. (ed.), ELEČKO, M., PRISTAŠ, J., REICHWALDER, P., SNOPKO, L., VASS, D., VOZÁROVÁ, A. 1996: Geologická mapa Slovenského Krasu, 1 : 25 000. — Geologická Služba Slovenskej Republiky (Bratislava), 2 sheets. MELLO, J. (ed.), ELEČKO, M., PRISTAŠ, J., REICHWALDER, P., SNOPKO, L., VASS, D., VOZÁROVÁ, A., GAÁL, L., HANZEL, V., HÓK, J., KOVÁČ, P., SLAVKAY, M., STEINER, A. 1997: Vysvetlivky ku geologickej mape Slovenského Krasu 1 : 50 000. — Vyd. D. Štúra (Bratislava), 255 p. MELLO, J., GAÁL, L., MOCK, R., PLANDEROVÁ, E. 1983: Nové stratigrafické poznatky a meliatskej skupine. — Geologické Práce 79, pp. 55–81. MELLO, J., MOCK, R. 1977: New data on the Triassic from Czechoslovak part of the Rudabánya Mts. — Geologické Práce 68, pp. 7–20. 80

MELLO, J., REICHWALDER, P., VOZÁROVÁ, A. 1998: Bôrka Nappe: high-pressure relic from the subduction–accretion prism of the Meliata ocean (Inner Western Carpathians, Slovakia). — Slovak Geological Magazin, Bratislava 4 (4), pp. 261–273. MÉSZÁROS M. 1961: A perkupai gipsz-anhidrit előfordulás földtani viszonyai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 49 (4) pp. 939–949. MIŠÍK, M., BORZA, K. 1976: Obere Trias bei Silická Brezová (Westkarpathen). — Acta Geologica et Geographica Universitalis Comenianae Geologica Bratislava 30, pp. 5–49. MOCK, R., SÝKORA, M., AUBRECHT, R., OžVOLDOVÁ, L., KRONOME, B., REICHWALDER, JABLONSKÝ, P. 1998: Petrology and stratigraphy of the Meliaticum near the Meliata and Jaklovce Villages, Slovakia. — Slovak Geological Magazin, Bratislava 4 (4), pp. 223–260. MIYASHIRO, A. 1975: Classification, characteristics, and origin of ophiolites. — Journal of Geology, Chicago 83, pp. 249–281. NAGY B. 1982: A rudabányai ércesedés összehasonlító ércgenetikai vizsgálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1980-ról, pp. 45–58. NÁDOR A. 1990: A Dél-Gömörikum triász–jura határképződményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1988. évről (1), pp. 35–59. NYERGES A. 2003: Frank-barlang, Meteor-barlang, Vecsembükki-zsomboly. — In SZÉKELY K. (szerk.) 2003: Magyarország fokozottan védett barlangjai. Mezőgazda Kiadó, Budapest, pp. 61–63, 70–73, 82–86. NYERGES A., MAUCHA L. 2003: Kossuth-barlang. — In SZÉKELY K. (szerk.) 2003: Magyarország fokozottan védett barlangjai. Mezőgazda Kiadó, Budapest, pp. 47–50. NYERGES A., NYERGES M. 2006: A tornai Alsó-hegy magyarországi barlangjainak bejárási útmutatója. — www.fsz.bme.hu /mtsz/barlang/ 4tinfo/mo/alsh/mohak/tartalom.htm OTT, E. 1967: Segmentierte Kalkschwämme (sphinctozoa) aus der alpinen Mitteltrias und ihre Bedeutung als Riffbildner im Wettersteinkalk. — Bayerische Akademie der Wissenschaften. Mathematics - Naturwissenschaftliche Klasse Abhandlungen Neue Folge, H.131, 96 p. OTT, E. 1972: Die Kalkalgen-Chronologie. — Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Abhandlungen 141 (1), pp. 81–115. PANTÓ G. 1955: A rudabányai vasércvonulat földtani leírása I. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 211 p. PANTÓ G. 1956: A rudabányai vasércvonulat földtani felépítése. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 44 (2), pp. 327–490. PAPP K. 1915: A Magyar Birodalom vasérc- és kőszénkészlete. — A Magyar Állami Földtani Intézet Alkalmi Kiadványa, pp. 238–246, pp. 786, p. 799. PÁLFY M. 1924: A Rudabányai-hegység geológiai viszonyai és vasérctelepei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 26 (2), pp. 1–27. PEREGI ZS. 1996: Borsodi Kavics Formáció. — In: GYALOG L. (szerk.): A földtani térképek jelkulcsa és a rétagtani egységek rövid leírása. — A Magyar Állami Földtani Intézet Alkalmi Kiadványa, 187, pp. 72–73. PIA, J. V. 1930: Grundbegriffe der Stratigraphie mit ausführlicher anwendung auf di europäische Mitteltrias. — Deuticke, Leipzig–Wien. 252 p. PIROS O. 1988a: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Jósvafő, Vörös-tói leágazás, Steinalmi Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 82, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. PIROS O. 1988b: Aggtelek-Rudabányai-hegység, Aggtelek, Baradla-tető ÉNy-i lába, Wettersteini Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 83, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. PIROS O., SZILÁGYI F., BORKA ZS. 1989a: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Baradla-barlang, Vetődéses terem, Gutensteini Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 112, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. PIROS O., SZILÁGYI F., BORKA ZS. 1989b: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Jósvafő, Baradla-barlang, Színpad, Gutensteini Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 118, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. PIROS O., SZILÁGYI F., BORKA ZS. 1989c: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Jósvafő, Baradla-barlang, Sárkányfej, Steinalmi Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 117, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. PIROS O., SZILÁGYI F., BORKA ZS. 1989d: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Baradla-barlang, Óriástermi víznyelő, Steinalmi Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 111, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. PIROS O., SZILÁGYI F., BORKA ZS. 1989e: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Jósvafő, Baradla-barlang, főág 5700 m. — Magyarország geológiai alapszelvényei 124, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. PIROS O., SZILÁGYI F., BORKA ZS. 1989f: Aggtelek–Rudabányai-hegység, Aggtelek, Baradla-barlang, Tigristerem, Wettersteini Mészkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 110, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. PLAŠIENKA, D. 1997: Cretaceous tectonochronology of the Central Western Carpathians (Slovakia). — Geologica Carpathica (Bratislava) 48, pp. 99–111. PLAŠIENKA, D. 1999: Definition and correlation of tectonic units with a special reference to some Central Western Carpathian examples. — Mineralia Slovaca 31, pp. 3–16. RADÓCZ GY. 1975: Harmadidőszaki képződmények. — In: ALFÖLDI L., BALOGH K., RADÓCZ GY., RÓNAI A.: Magyarázó Magyarország 200 000 -es földtani térképsorozatához, M-34-XXXIII Miskolc, pp. 82–191, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. RADÓCZ GY. 1987: Alginit vizsgálatok a Borsodi-medence barnakőszéntelepes rétegcsoportjában. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1985-ről, pp. 187–194. 81

RÉTI ZS. 1985a: A bódvavölgyi bázisos és ultrabázisos kőzetek és tektonikai jelentőségük. — Kézirat, egyetemi doktori diszszertáció, Eötvös Loránd Tudományegyetem Kőzettani Tanszék, Budapest, 129 p. RÉTI, ZS. 1985b: Triassic ophiolite fragments in an Evaporitic Melange, Northern Hungary. — Ofioliti 10 (2–3), pp. 411–422. RÉTI ZS. 1988: Triász időszaki óceáni kéregmaradványok az Aggtelek–Rudabányai-hegységben. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986-ról, pp.45–52. RÓTH L. 1987: Aggteleki-hegység, Perkupa, Felső templom melletti feltárás. Bódvaszilasi Homokkő Formáció. — Magyarország geológiai alapszelvényei 69, a Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. SÁRVÁRY I. 1972: Víznyomjelzés az Alsóhegy zsombolyaiban. — Karszt- és Barlang 1971 (1), pp. 25–32. SÁSDI L. 1998: Vízföldtan és vízrajz. — In: BAROSS G. (szerk.): Az Aggteleki Nemzeti Park. — Mezőgazda Kiadó, Budapest, pp. 118–159. SCHOLZ, G. 1972: An Anisian Wetterstein limestone reef in North Hungary. — Acta Mineralogica, Petrographica 20 (2), pp. 337–351. SCHRÉTER Z. 1935: Aggtelek környékének földtani viszonyai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1925–28-ról, pp. 145–155. SERESNÉ HARTAI É. 1980: Jelentés „Az Északi Középhegység típusterületének módszertani célú szerkezetföldtani vizsgálata” (Szm. 43–V–1/80) című szerződéses munka II. résztémájának keretében végzett vizsgálatokról. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest, 169 p. SZAKÁLL S., MORVAI G. 2002: Érckutatások Magyarországon a 20. században. — Közlemények a magyarországi ásványi nyersanyagok történetéből XIII. Miskolc–Rudabánya, pp. 230–245. SZATMÁRI P. 1971: A kvarchomokképződés feltételei és a magyarországi felső-pannon. —In GÓCZÁN F., BENKŐ J. (szerk.): A magyarországi pannon kori képződmények kutatásai. Akadémiai kiadó, Budapest, pp. 233–253. SZENTPÉTERY I. 1988a: A Rudabányai-hegység és környezetének oligocén, alsó-miocén képződményei. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1986-ról, pp. 121–128. SZENTPÉTERY I. 1988b: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység oligocén és alsó-miocén képződményei (Oligocene and Lower Miocene Formations of the Aggtelek–Rudabánya Mountains). — Kézirat, egyetemi doktori értekezés, ELTE Földtani Tanszék, Budapest, 99 p. SZENTPÉTERY, I. 1997: Sinistral lateral displacement in the Aggtelek–Rudabánya Mts (North Hungary) based on the facies distribution of Oligocene and Lower Miocene Formations. — Acta Geologica Hungarica 40 (4), pp. 265–272. SZENTPÉTERY I. 1998: A Rudabánya-690. sz. földtani alapfúrás. — Földtani Közlöny 127 (1–2), pp. 179–198. SZENTPÉTERY I., ÁRKAI P., KOVÁCS S. 1994: Paleozóos képződmények a Rudabányai-hegység DK-i szegélyén. — In: FÜLÖP J.: Magyarország geológiája, Paleozoikum II. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 232–234. SZENTPÉTERY I., FÖLDVÁRI M., FARKAS L. 1989: Gorceixit előfordulás Magyarországon. — Földtani Közlöny 119 (2), pp. 167–172. SZENTPÉTERY I., KUTI L., HÁMOR G. 2001: Alsómiocén lepusztulási események rekonstrukciója Északmagyarországon. — Kézirat, OTKA zárójelentés, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest. SZENTPÉTERY I., LESS GY. (szerk.) 1988: Az Aggtelek–Rudabányai-hegység földtana. — Kézirat, CD, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 390 p. SZOKOLAI GY. 1974: Összefoglaló jelentés a bódvavölgyi lignitelőforduláson (Komjáti és Szendrő környékén) végzett felderítő fázisú kutatómunkáról (1951–1970), I–II. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár. SZŐTS E. 1956: Magyarország eocén (paleogén) képződményei. — Geologica Hungarica series Geologica 9., 318 p. SZUNYOGH G. 2003: Dancza-barlang, Szabadság-barlang. — In SZÉKELY K. (szerk.) 2003: Magyarország fokozottan védett barlangjai. Mezőgazda Kiadó, Budapest, pp. 45–47, 51–53. TOLLMANN, A. 1976: Analyse des klassischen nordalpinen Mesozoikums. — Franz Deuticke, Wien, 580 p. VANOVÁ, M. 1975: Faziostratotypus der Bretka-Formation. — In: BÁLDI, SENEŠ (eds): Chronostratigraphie und Neostratotypen Miozän der Zentralen Paratethys (5), OM Egrian, VEDA Verlag der Slowakischen Akademie der Wissenschaften, Bratislava., pp. 193–195. VARGÁNÉ BARNA ZS., SZENTPÉTERY I. 2001: Olajpala a Rudabányai-hegység DK-i oldalán húzódó tektonikus zónában. — Földtani Közlöny 131 (3–4), pp. 385–396. VERŐ L., PINTÉR A., M. SZALAY E., TABA S. 1982: Jelentés az Aggtelek–Rudabányai-hegység 1981. évi geofizikai kutatásáról. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 45 p. VITÁLIS I. 1909: A Bódva-Tornaköz környékének földtani viszonyai. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1907-ről, pp. 45–58. VITÁLIS I. 1931: Jelentés a borsodvármegyei Szuhogy lignitelőfordulásáról. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, 3 p. Vízrajzi Évkönyv 1983: LXXXVIII. kötet. Vituki kiadvány, 282 p. VOZÁROVÁ, A., VOZÁR, J. 1992: Tornaicum and Meliaticum in borehole Brusník, BRU–1, Southern Slovakia. — Acta Geologica Hungarica (Budapest) 35, pp. 97–116. VÖRÖS A. 1987: Jelentés a „Szárhegy-kelet” jelű triász alapszelvényből gyűjtött makrofauna vizsgálatáról. — Kézirat, Országos Földtani és Geofizikai Adattár, Budapest, 10 p. WOLF, H. 1869: Das Kohlenvorkommen bei Somodi und das Eisensteinvorkommen bei Rákó im Tornaer Comitate. — Verhandlungen der Kaiserlich-Königlichen Geologischen Reichsanstalt, Wien 10, pp. 217–220.

82

Színes táblák

I. tábla

1. kép. A tornai rétegsor átbuktatott rétegeinek feltárása a hídvégardói Szentjános-hegyen. Alul a Pötscheni Mészkő (P), fölötte a Szentjánoshegyi Mészkő (Szj; a közéjük települő Tornaszentandrási Agyagpala itt kihengerlődött), míg a hegy legtetején a Steinalmi Formáció (St) mészköve látható. (Fotó: Less György) 2. kép. A Bódvarákói Formáció típusfeltárása Bódvarákótól K-re, a Nyúlkertvölgyi-patak É-i oldalán lévő felhagyott kőfejtőben. (Fotó: Less György) 3. kép. A nyúlkert-lápai rétegek feltárása a Bódvarákóról az Esztramosra vezető üzemi út bevágásában. (Fotó: Less György) 4. kép. A Tornaszentandrási Agyagpala feltárása a bódvarákói Nagy-oldal Ny-i oldalában. (Fotó: Less György) 5. kép. A Tornaszentandrási Agyagpala (alul) és a Pötscheni Mészkő (felül) átmenete a Tornaszentandrás, Kossuth u. 18. sz. ház mögött. (Fotó: Less György)

85

II. tábla 1. kép. Átbuktatott helyzetű, dúsan tűzköves Pötscheni Mészkő feltárása a hídvégardói Ruda-oldalon. (Fotó: Less György) 2. kép. A Perkupai Evaporit diapírredői az alsótelekesi külfejtésben. (Fotó: Pelikán Pál) 3. kép. A Hídvégardói Formáció tornaszentjakabi rétegeinek feltárása a tornaszentjakabi Antal-majortól Dre lévő műútkanyarban. (Fotó: Less György) 4. kép. A Szini Márga vörös, homokkő-betelepüléses rétegeinek feltárása a Perkupa és Varbóc közötti műút mentén. (Fotó: Bedő Gabriella, Csepregi István) 5. kép. A Szini Márga típusfeltárása a szini alsó malommal szemközti kőfejtőben. (Fotó: Less György)

86

III. tábla

1. kép. A Szinpetri Mészkő Jósvafői Mészkő Tagozata alapszelvényének feltárása Jósvafőtől K-re, az országút É-i oldalán (Foto: Less György) 2. kép. A Szinpetri Mészkő típusfeltárása Szinpetri Ny-i határában, a műút mentén. (Fotó: Less György) 3. kép. A Rudabányai vasérces összlet látképe a külfejtés „Vilmosi nagyfal”-ában. (Fotó: Pelikán Pál) 4. kép. A Gutensteini Formáció mészkövének és a Steinalmi Formáció dolomitjának határa a Jósvafő fölötti, műút menti kis, felhagyott kőfejtőben. (Fotó: Less György)

87

IV. tábla

1. kép. A Dunnatetői Mészkő feltárása a Telekes-völgy 6. sz. baloldali mellékvölgyének alapszelvényében. (Fotó: Bedő Gabriella, Csepregi István) 2. kép. A Bódvalenkei Mészkő típusos változata a bódvalenkei alapszelvényben. (Fotó: Less György) 3. kép. A Hallstatti Mészkő „Hangendrotkalk” tagozatának feltárása Szádvárborsán (Silická Brezová). (Foto: Less György) 4. kép. Sziliciklasztos betelepülés a Bódvalenkei Mészkő típusszelvényében. (Fotó: Less György) 5. kép. „Hangendrotkalk” kifejlődésű Hallstatti Mészkő a derenki Kobulyánkán. (Fotó: Less György)

88

V. tábla

1. kép. Halobiák a Hallstatti Mészkő „Hangendrotkalk” kifejlődéséből, Szádvárborsa (Silická Brezová). (Fotó: Less György) 2. kép. A Telekesvölgyi Formáció vörös és zöld agyagmárga szintjének feltárása vörös tűzköves mészkő-betelepülésekkel a perkupai Csipkés-hegy (Bízó-tető) lábánál. (Fotó: Bedő Gabriella, Csepregi István) 3. kép. Allodapikus mészkő a Rudabánya Rb–390 fúrásban (179,0 m). (Fotó: Pelikán Pál) 4. kép. A Putnoki (ma Szécsényi) Slír feltárása Trizstől É-ra, az Aggtelek felé vezető műút mentén. (Fotó: Less György) 5. kép. Bretkai Mészkő a rudabányai volt Barbara-külfejtés K-i végében. (Fotó: Pelikán Pál)

89

VI. tábla

1. kép. A Szuhogyi Konglomerátum a formáció alapszelvény-feltárásában, a Rudabánya és Szuhogy közötti műút É-i oldalán lévő kis, felhagyott kőfejtőben. (Foto: Less György) 2. kép. A Szuhogyi Konglomerátum jellegzetes kifejlődése a Szuhogy Szgy–6 fúrásban. (Fotó: Pelikán Pál) 3. kép. A Csereháti Tufa (később benőtt) kibúvása a hídvégardói temető melletti feltárásban. (Fotó: Less György) 4. kép. A Borsodi Kavics típusfeltárása Trizstől ÉÉNy-ra, az Aggtelek felé vezető műút K-i oldalán. (Fotó: Less György) 5. kép. Az Edelényi Formáció Debrétei Tagozatának diszkordáns településű bázisrétegei az alsótelekesi gipsz-anhidrit-külfejtés felső részén. (Fotó: Pelikán Pál)

90

VII. tábla 1. kép. Előtérben a Rudabányai-hegység bódvai sorozatának feltárása Bódvalenkénél, háttérben (kb. 3 km-re) az Aggtelekihegységhez tartozó Alsó-hegy túlnyomórészt Wettersteini Formációból felépülő tömege. Az Aggteleki- és Rudabányaihegység érintkezése a Darnó-zóna balos vízszintes eltolódási rendszere mentén. (Fotó: Less György) 2. kép. A Gömör–Tornai-karszt É-i részének látképe az előtérben lévő Tornaszentjakab felől. A mészkőbánya az Alsó-hegy K-i végén (szlovák oldalon) található, mögötte (a Torna-völgyön túl) a Felső-hegy látható a Szádelői-völggyel. Leghátul a Szepes– Gömöri-érchegység emelkedik ki. A rozsnyói szutúra ennek D-i peremén húzódik. (Fotó: Less György) 3. kép. A Steinalmi Formáció tektonikus helyzetű tömbje az alsótelekesi gipszkülfejtés Ény-i falában, A feltolódás vonalát a nyilak jelzik PE=Perkupai Evaporit F., St= Steinalmi Formáció (Fotó: Pelikán Pál)

91

VIII. tábla

1. kép. A Becskeházai-takaró tornai sorozatának átbuktatott rétegsora (topográfiailag alulról felfelé: Pötscheni Mészkő, Szentjánoshegyi Mészkő és Steinalmi Formáció) a hídvégardói Szent János-hegyen. A hegy tetejére telepített Hídvégardó Ha–3 fúrás a Pötscheni Mészkő alatt több mint 600 m vastagságban a hídvégardói sorozathoz tartozó képződményeket harántolt. (Fotó: Less György) 2. kép. Jellegzetes tájkép a bódvaszilas–derenki pikkelyes övből, Vidomájpusztánál. Háttérben a Szádvár. A kiemelkedő domborzati formákat a Derenki-klippet felépítő Derenki és Hallstatti Mészkövek képezik, míg a lapos domborzati elemeken a klipphez képest autochton helyzetben lévő ménes-völgyi antiklinális Perkupai Evaporitja és Bódvaszilasi Homokköve található. (Fotó: Less György) 3. kép. Szinszediment normál vető az alsótelekesi gipszkülfejtés pannóniai képződményeiben (Edelényi F.). (Fotó: Pelikán Pál) 4. kép. A Steinalmi Formáció onkoidos mészkövének alapszelvénye, Jósvafő fölött, a műút Ny-i oldalán. (Fotó: Less Nándor) 5. kép. A rudabányai volt vasérckülfejtés látképe. (Fotó: Pelikán Pál)

92