AZ ÁTMENETI (PUFFER)-ZÓNA GEOLÓGIAI ÉRTÉKVÉDELEMBEN JÁTSZOTT SZEREPÉNEK BEMUTATÁSA EGY BÜKKALJAI MINTATERÜLET ALAPJÁN. Dobos Anna 1

Földrajzi Konferencia, Szeged 2001.

AZ ÁTMENETI (PUFFER)-ZÓNA GEOLÓGIAI ÉRTÉKVÉDELEMBEN JÁTSZOTT SZEREPÉNEK BEMUTATÁSA EGY BÜKKALJAI MINTATERÜLET ALAPJÁN Dobos Anna1 Bevezetés A Környezetvédelmi Világszervezet (IUCN) 1993-ban, a Genfi Konferencián, a biodiverzitás optimálisabb védelme miatt megújította a nemzeti parkokra vonatkozó zónarendszert, s a védett területeken az A-(Natúr), a B-(Kezelt), és a C-(Bemutató) zóna bevezetését javasolta. A nemzeti parkok előterében ugyanakkor a védett területeket érintő negatív környezeti hatások csökkentése miatt a védőzóna, a D-(Puffer) zóna kijelölését szorgalmazta. Az Európai Unió valamennyi tagállamában, az új természetvédelmi törekvésekkel párhuzamosan elindult az 1992-es CAP-reform (EEC 2078/92. számú rendelet) végrehajtása is (Márkus F. 1994, Márkus F. – Nagy Sz. 1995, Ángyán J. 1998). Ez olyan támogatási rendszerek bevezetését tette kötelezővé, amelyek elősegítik a környezet-, természet- és tájvédelmi célok mezőgazdasági tevékenységbe történő integrálását, és a korábban kialakult konfliktusok mérséklését. A természetvédelem és a mezőgazdaság zonációs igényeit egyesítve az alábbi kategóriákat különíthetjük el: (1) természetvédelmi magzónák, (2) természetvédelmi pufferzónák, vízbázisvédelmi területek, (3) átmeneti zónák /mezőgazdasági termelési és védelmi funkciókkal, ökológiai és egyéb extenzív gazdálkodási formákkal, ESA területekkel, bolygatatlan biotóphálózati rendszerekkel/, (4) agrárzónák és (5) művelés alól kivett területek. Magyarország Európai Unióhoz való csatlakozásának egyik prioritást élvező kérdésköre éppen a bemutatott, ökológiai és földhasználati rendszerekhez is igazodó zónák kijelölése, valamint az agrár- és vidékpolitikai átrétegződés optimális alapjainak biztosítása. E kijelölt zónák közül, a puffer- és az átmeneti övezetek sokszor átfedik egymás területét, keresztezik egymás funkcióját, így a természetvédelem és a gazdálkodási rendszerek céljainak harmonizálása, az ellentétek megfelelő kezelése fontos feladattá vált. E tanulmányban az átmeneti- és puffer-zónák geológiai értékvédelemben játszott szerepét mutatjuk be kiemelt mintaterület alapján (Bükkalja - Hór-völgy).

1

Dobos Anna, főiskolai docens, Eszterházy Károly Főiskola, Környezettudományi Tanszék, 3300 Eger, Leányka u. 6.

1

Dobos Anna: Az átmeneti-zóna geológiai…

1. ábra. Az IUCN-zónarendszer és az Érzékeny Természeti Területek (ESA) kijelölése a Bükki Nemzeti Park esetében

Az 1976-ban létrehozott Bükki Nemzeti Park (BNP), első hegyvidéki nemzeti parkunk, jelenleg 41 835 ha területű. Természeti értékeinek érzékenysége alapján a 18/1976. számú OTvH határozat értelmében a nemzeti park védett területén (38 775 ha) belül fokozottan védett részeket (5 664 ha) különítettek el. Az OKTH 4/1984. számú rendelete alapján a Bélkő DNy-i ormát 39,8 ha területtel később a nemzeti parkhoz csatolták, ebből a fokozottan védett terület 13,4 ha volt. A regionális tájrendezési terv 1985-ben elkészült programja a DélkeletiBükk védetté nyilvánítására tett javaslatot, s a KTM 23/1996. sz. rendelete értelmében ez további 3 020 ha-os bővítést eredményezett. A Bükki Nemzeti Park összterülete így 41 835 ha lett. 1998-ban a BNP Igazgatóság újabb bővítést kezdeményezett az Eger, Felsőtárkány és Noszvaj igazgatási területéhez tartozó Nagy-Tiba – Nagy-Eged – Cseres-tető térségében, kb. 1 000 ha-os területtel (VÁTI KHT. 1998). Az új területrendezési terv a tervezett erdőrezervátumok helyét is megjelölte: Őserdő, Leány-völgy, Vár-hegy, Hór-völgy, KecskésGalya, Paphárs – Kecskevár, Csókás-völgy. Miután a korábbi „fokozottan védett területek”, s az újonnan használt „természeti övezet” és „erdőrezervátumok” kategóriáját összevonták a kiemelten védett területek (A-zóna) kiterjedése jelentősen meg növekedett nem csak a nemzeti park összterületén, de a Hór-völgy vízgyűjtőterületén is. Az 1990-es évek Regionális Tájrendezési Terveit (VÁTI Rt.1991, 1994; H. van Dijken, 1994) már az IUCN nemzeti parkokra vonatkozó irányelveinek megfelelő övezeti rendszerrel dolgozták ki. Az új beosztás szerint a nemzeti park területét és közvetlen környezetét az alábbi négy zónába (1. ábra) sorolták: 1. Az A- vagy Natúr-zóna, amely a tájképi, geológiai, geomorfológiai, botanikai, zoológiai szempontból legjellemzőbb, sokféle és nagyszámú értéket őrző, viszonylag érintetlen állapotban megmaradt nagyobb összefüggő területeket öleli fel, a korábbi 2


fokozottan védett területeknek felel meg. A Natúr-zónában az előírások szerint minden gazdasági, erdészeti tevékenység fokozottan megszüntetendő, az ökológiai egyensúly fenntartása miatt a tájidegen fajokat őshonos növénytársulásokra kell lecserélni, s a feltáró úthálózatot nagymértékben csökkenteni kell. 2. A B- vagy Kezelt-zóna a nemzeti park korábbi védett területeit fedi le. Az A-zónán és C-zónán kívül eső területek tartoznak ide, amelyek egyben a Natúr-zóna védő (puffer) területét képezik. Ebben az átlagos értékekkel rendelkező övezetben a megőrzés és a korlátozott gazdálkodás elvét követik. Az erdőgazdálkodás csak szigorú természetvédelmi ellenőrzés mellett folytatható. A Bükk ősi hagyományokkal rendelkező erdei mesterségeinek fennmaradását (szénégetés, mészégetés) támogatják, de csak az arra kijelölt helyeken. Új feltáró utakat nem építenek, a meglévők csökkentése célszerű. Az övezet csak kijelölt turistautakon látogatható, új épületek, táborhelyek nem építhetők, de a meglévők tájba illő felújítása megengedett. 3. A C-zóna vagy Bemutatási - Idegenforgalmi-terület a nemzeti park turisták által koncentráltan látogatott helye. A hagyományos kirándulóközpontok, a közutak által képzett kirándulófolyosók, a leglátogatottabb turistautak és kirándulóhelyek, télisport területek és települések, mezőgazdasági területek (az Eger és Miskolc közötti műút és a Miskolcot Bánkúttal összekötő műút térsége) tartoznak ebbe a kategóriába. A védett területen belül az egyes értékeket veszélyeztető antropogén hatások itt a legjelentősebbek. 4. A D- vagy Puffer-zóna a nemzeti park területén kívülre esik, a jogilag védett területeket és ezek környezetét választja el egymástól. Szerepe egyrészt az, hogy csökkentse a külső területekről a park felé érkező negatív környezeti- és antropogén hatásokat, másrészt a nemzeti park hatásait közvetlen környezetére. Területi kijelölése a Bükki Nemzeti Park esetében sokáig felemás helyzetet teremtett, hiszen csak a keleti peremen sikerült először a helyi hatóságokkal egyetértésben meghúzni határait, a délnyugati, nyugati és északi oldalon a puffer-zónát csak később jelölték ki. A nemzeti parkot övező nem védett területeken, ahol intenzív mezőgazdasági, vagy ipari tevékenység zajlik az Érzékeny Természeti Területek (ESA) bevezetésére került sor. E zónák kijelölése ott vált indokolttá, ahol elsősorban kistáji szinten (Bükkalja, Bükklába) az élővilág és az élettelen környezeti értékek megőrzése nagymértékben a mezőgazdasági termeléstől, illetve annak gyakorlatától (extenzív gazdálkodás) függ (Dobrosi D. – Haraszty L. – Szabó G. 1993, Ángyán J. 1998, Bakonyi G. – Nagy Sz. – Kiss I. – Ángyán J. 2000). A BNP előterében fekvő települések és külterületeik (Felnémet, Eger, Felsőtárkány, Noszvaj, Bükkzsérc, Cserépfalu, Cserépváralja, Kács, Tibolddaróc, Sály, Kisgyőr, Bükkszentlászló, Miskolc, Varbó, Mályinka, Nagyvisnyó, Szilvásvárad, Bélapátfalva, Mónosbél, Szarvaskő) nagy része az Érzékeny Természeti Területek és a nemzeti park pufferövezetébe tartoznak (1. ábra). Az átmeneti bükkaljai hegylábi övezet a védett középhegységi és az alföldi intenzív mezőgazdasági területek között helyezkedik el, emiatt kettős - hegységi és alföldi – jellegű, diverz természeti és kulturális hatásokat tükröz. A nem védett területeken országos védettséget élvező objektumokat (pl. kaptárkövek) és helyi egyedi tájértékeket találhatunk, viszont a természeti értékek részletes felvételezése során újonnan leírt objektumok, élőhelyek védelme itt már korlátozott lehetőségekkel bír. A Nemzeti Park Igazgatóságának intézkedési jogköre csak a védett területekre korlátozódik, az átmeneti övezetben a természeti értékek, közöttük a geológiai és geomorfológiai értékek, védetté nyilvánításában a helyi önkormányzatok dönthetnek. 1995 után, kutatási programjaink keretében figyeltünk fel a zónarendszer magyarországi adaptációja körül fellépő – s a helyi geológiai, felszínalaktani és botanikai értékeket is érintő – természetvédelmi problémákra. A több felsőoktatási intézményt integráló kutatási programok 3


során eddig egyrészt az említett zónák térbeli kiterjedését és funkcionális szerepkörét vetettük össze, másrészt geológiai és geomorfológiai térképezéseink alkalmával olyan objektumokat, feltárásokat és felszínalaktani formákat katasztereztünk, amelyek a BNP területén, vagy annak környezetében bár jelentős értékkel rendelkeznek, eddig nem kerültek be a szervezett természetvédelem látókörébe (Dobos A. 1998, 1999; Dobos A. - Pelyhe T. - Kiss N. 1998; Dobos, A. – Sütő, L. – Gasztonyi, É., 1999a; Dobos, A. – Sütő, L. – Gasztonyi, É., 1999b; Dobos, A. – Antal, P. – Vojtkó, A. 1999.; Dobos A. – Parádi K. – Császár Zs. 2000; Dobos A. 2000; Gasztonyi É. – Kozák M. – Püspöki Z. – Dobos A. – Sütő L. 2001). A földtani és geomorfológiai értékek sajátos élőhelyek, biotópok, természeti erőforrások. Sérülésük irreverzibilis, eredeti állapotuk tökéletes helyreállítása lehetetlen. Eddigi tapasztalataink alapján az abiotikus és biotikus természeti értékek megóvása a Bükkalján a hagyományos tájhasználati rendszerek fenntartásához, vagy egy többkategóriás természetvédelmi és földhasználati övezeti rendszer bevezetéséhez kapcsolódhat (Dobos A. – Parádi K. – Császár Zs. 2000). A potenciális értékek feltárása, megfelelő védelmi rendszerének kidolgozása e zónákban kiemelkedő fontosságú feladat, hiszen a nemzeti parkok közvetlen előterében még lehetőség adódhat újabb élőhelyek komplex védelmére, vagy a mezőgazdasági és természetvédelmi feladatok harmonizálására. A falusi (öko)turizmus fejlődésével ugyanakkor a kevésbé sérülékeny geológiai és geomorfológiai objektumokat tanösvények keretében mutathatjuk be. E puffer-zónák tehát a geológiai értékvédelem, a gyakorlati természetvédelem és a területfejlesztés egyik kiemelt területei lehetnek a jövőben. A kutatási mintaterület topográfiai helyzete Kutatási területünk a Hór-patak bükkaljai vízgyűjtőterületét foglalja magába Bogács község déli pereméig. Északi határát a Déli-Bükk lealacsonyodó 340-350 m magas peremei alkotják, míg nyugati (Cseres-tető, Árpád-hegy, Kőkötő-hegy, Gyűr-tető) és keleti határa (Kis-Farkas-kő, Mész-hegy, Kecsor-tető, Égés-tető, Vén-hegy) a Hór-patak 290-270-210 m magas, fokozatosan lealacsonyodó bükkaljai vízválasztóvonalán fut (2. ábra). A terület Mezőkövesdtől északra mintegy 17 km-re, s Egertől 20 km-rel északkeletre fekszik. E mintaterület változatos geológiai felépítése és morfológiai adottságai miatt kiváló bemutató területet képez a Bükkalja karakterisztikus természeti értékeinek jellege szempontjából. A kutatási terület geológiai felépítése A Déli-Bükk és a Bükkalja törésvonal mentén válik el egymástól. A törésvonaltól D-re a mezozoos üledékek a mélybe zökkentek, és felszínükre harmad-, és negyedidőszaki üledékek települtek. A kutatási területen ÉNy-ról DK felé haladva ÉK-DNy-i sávokban egyre fiatalabb üledékek követik egymást: Az eocén szárazföldi, kizárólag bükki eredetű kőzettörmeléket tartalmazó kavics, konglomerátum és breccsa vagy homokos tarka agyag összefüggő vonulatot alkot Egertől Bükkzsércig, s Cserépfalutól északra egy nagyobb elterjedése ismeretes (Rakusz Gy. – Schréter Z. 1932, Schréter Z. 1939a). Erre a terresztrikus anyagra, vagy ennek hiánya esetén a triász alaphegységre Bükkzsérctől nyugatra, a Kerek-domb körzetében eocén Nummulites, Discocyclina, Lithothamnium fosszíliákkal tagolt platform és szublitorális fáciesű világos mészkő, márga, mészmárga, agyagmárga (Szépvölgyi Mészkő Formáció, Bernhardt B. 1996) települt. Meg-megszakadó vonulatát Egertől Pusztamocsolyásig a felszínen vagy fúrásokból ismerjük. E képződményeket korábban Rozlozsnik P. (1939) és Majzon L. (1957) oligocén 4


korúnak datálta, majd csak Schréter Z. (1939a) kutatásai alapján fogadták el azok felső-eocén korát. Ezen üledéksorozat Ravaszlyuk és Bükkzsérc között folytonossággal megy át a kb. 50200 m vastag, Kerek-domb környéki eocén-oligocén normálsósvízi, sekélybathiális kifejlődésű márga, mészmárga illetve agyagmárga üledékébe (Budai Márga Formáció, Nagymarosy A. 1996). Noszvaj és Bükkzsérc között az oligocén Kiscelli Agyag Formáció Noszvaji Tagozata adja az alapkőzetet. A 30-150 m vastag összlet normálsósvízi, sekélybathiális, világosszürke agyagos, agyagmárgás aleurit és agyagmárga, mely közel 20 km-en keresztül Noszvaj – Eger - Demjén vonalában nyomozható. A Tagozat felső részén kavicsos fluxoturbidit található (Nagymarosy A. 1996). Bogácstól Egerig homokos agyag, illetve mészmárga képződmények fordulnak elő, amelyek az oligocén-miocén Egri emelet molluscás agyag tagozatába (Bogács, Kács) mennek át (Balogh K. 1964, Báldi T. 1973). A Bükkalján a tengeri üledékképződés az oligocén végével megszakadt és egy szárazföldi lepusztulás után a felszínt terresztrikus tarka agyag, kvarckavics, homok és homokkő fedte be. Az alsó-miocénban (eggenburgi vagy burdigáliai emelet) kialakult összlet (Schréter Z. 1953, Balogh K. 1964) legszebb feltárásai Noszvaj környékéről ismeretesek. Anyaguk homokrétegekkel megszakított durva kavics és konglomerátum, amely a paleogén különböző szintjeire diszkordánsan települt. 2. ábra. A kutatási terület topográfiai helyzete

5


A Bükkalja alapkőzeteinek döntő többségét miocén vulkáni képződmények adják. A neogén kezdetén működő hegységképző fázisokhoz kötődően mintegy 700 x 400 km területet lefedő, kiterjedt savanyú, explóziós vulkanizmus zajlott itt le (Szakács, A. - Zelenka, T. Márton, E. - Pécskay, Z. - Póka, T. - Seghedi, I. 1997). A miocén orogén ciklusokat kialakító fő nyomásirány – a szávai és a lajtai fázis során (középső és felső-miocén) – a korábban uralkodó ÉK-DNy-i csapásirányra merőleges ÉNy-DK-i irányú szerkezetek kialakulásának kedvezett. Ekkor tehát a változó csapásirányú árokszerkezetek kialakulása volt jellemző (Fülöp J. 1989). A bükkaljai vulkanizmus termékprodukciójaként képződött fő tufaszintek rétegtani besorolása és nevezéktana idővel változott (1. táblázat). 1. táblázat. A bükkaljai riolittufa-szintek kronológiai besorolása A tufaszintek kora

Tufarétegek (Noszky J., 1933)

miocén eggenburgiottnangi emelet

„alsó-riolittufa”

miocén kárpátibádeni emelet

„középsőriolittufa”

miocén szarmata emelet

„felső-riolittufa”

Pannonmedencei kronológia (Császár et al., 1983) Gyulakeszi Riolittufa Formáció Tar Dácittufa Formáció Galgavölgyi Riolittufa F.

Tufaszintek (Póka et al., 1997) Alsó Riolittufa Komplexum Középső Riolittufa Komplexum Felső Riolittufa Komplexum

Kor (új K-Armeghatározás alapján – millió év) 17,4 - 20,4 16,1 - 17,3 13,84 - 15,7

A 3 fő tufaszint – „alsó, középső és felső riolittufa” – első sztratigráfiai besorolása Noszky J. (1930) nevéhez kötődik. Rakusz Gy. és Schréter Z. 1932-ben riolittufákat és közéjük települt lávaárakat különített el, majd Schréter Z. (1934) a sorozatot 5 tufaszintre, 2 lávaárra és egy összemosott tufaszintre tagolta. Balogh K. (1963, 1964) a laza tufaösszletek között egy északi ÉK-DNy-i csapású, 8-10 m vastag riolit- (Nyomó-hegy, a Mész-hegy és a Túrbucka) és egy déli 12-15 m vastag dácitláva (a Kőkötő-, és az Őr-hegy; a Gyűr-tető, illetve a Vén-hegy) betelepülést különített el. A lávaárak kőzetanyagát Pantó G. (1961b., 1962, 1966) több egymással kapcsolatban álló, vagy egymással párhuzamosan futó hasadék kialakulásához kötötte, s nagy mennyiségű horzsakövet is tartalmazó ártufaként (ignimbrit) írta le. Térképező munkája során számos tufa és ignimbrit típust tárt fel. Az 1980-90-es évek új térképező munkái Balogh K. sokáig irányadónak tekintett elméletét a Bükkalján is felülbírálták. Különböző nézetek jelentek meg a vulkáni tevékenység jellege, térbeli kiterjedése, és anyagprodukciója; az egyes tufaszintek kőzeteinek összetétele és tagolása, valamint kronológiai és radiometrikus kora alapján (Hámor G. és trs. 1980, Varga Gy. 1981, Capaccioni et al. 1995, Császár et al. 1998, Karátson D. 1998). A Bükkalján a legújabb térképezési eredmények Alsó (eggenburgi-ottnangi), Középső (bádeni) és Felső Riolittufa Komplexumot (szarmata) határolnak le (Szakács, A. – Zelenka, T. – Márton, E. – Pécskay, Z. – Póka, T. – Seghedi, I. 1997; Póka, T. – Zelenka, T. – Szakács, A. – Seghedi, I. – Nagy, G. – Simonits, A. 1997). Az egyes szintekben összesült és nem összesült ignimbritek, horzsakőszintek, áttelepített tufák, freatomagmás tufák és epiklasztikus üledékek egyaránt találhatók. A vulkáni anyag mindenesetben sekély magmakamrából származik, amelynek közelében parti vagy sekélyvízi környezet mutatható ki. Az egyes kitörések között kisebb szünetek regisztrálhatók, s az üledék-felhalmozódás jellege időben változhatott. Az alsó és felső riolittufa szintek anyaga riolitos, míg a középső tufaszintek anyaga zónás 6


magmakamrából származik, s így a savanyú és bázisos magma keveredését mutatja (riolitosandezites anyag). A kitörések mechanizmusára jellemző, hogy a Pliniusi fázist hamutufa fázis kísérte, majd az explózió erejének csökkenésével a környező területekről víz áramlott a magmakamrába és freatomagmás tevékenység zárta le a folyamatot. A kitörési központokat nagy kiterjedésű, savanyú kalderatípusként értelmezték, amelyek fiatalabb üledékekkel fedett kalderák vagy kalderacsoportok lehetnek. A geológiai fúrási adatok, a paleomágneses anizotrópiák, a gravimetrikus és aeromagnetometrikus anomáliák alapján két kitörési centrumot jelöltek ki: Demjén déli (Alsó Riolittufa Komplexum) és Mezőkövesd ÉK-i területén (Középső Riolittufa Komplexum). A Hór-völgy hegylábi szakaszán - az új rétegtani besorolás szerint – a miocén Gyulakeszi Riolittufa Formáció és a Tari Dácittufa Formáció képződményei mutathatók ki (Hámor G., 1996; Császár G., 1997; Haas J., 1997). A Nyomó-hegyet és a Túrbuckát a Gyulakeszi Riolittufa Formációhoz (Alsó Riolittufa Komplexum) tartozó összesült ignimbrit, a Noszvaj - Kerek-hegy – Balóca - Hidegkút-laposa zónáját nem összesült riolittufa-rétegek építik fel. Az Alsó Riolittufa Komplexum áthalmozott, freatomagmás tufaösszlete a Bogács és Cserépfalu között lezökkent, majd pliocén homokkal és agyaggal betemetődött medence peremein bukkan a felszínre: Tekenő-hát, Vilasmár, Őr-hegy, Égés-tető Ny-i és ÉNy-i lejtői. A Tari Dácittufa Formáció (Középső Riolittufa Komplexum) összesült ignimbritje adja a Kőkötő-hegy, az Őr-hegy, Mész-tető, Berezd-tető, Ny-Égés-tető és a Hintó-völgytől D-re eső gerinc tömegét. A freatomagmás tufaösszlet a Gyűr-tető – Vén-hegy (Bogács) ignimbrit vonulattól délre található meg. A Felső Riolittufa Komplexum anyaga a Hór-völgy vízgyűjtőterületén nem fordul elő. A Cserépfalui-medence bezökkent árkában, valamint Bogács déli peremén pliocén alsó-pannóniai összlet: sárga homok, homokkő, sárga és szürke agyag és agyagmárga (Schréter Z. – Rakusz Gy. 1932, Schréter Z. 1939a); míg Bogács és Mezőkövesd között felsőpannon homok, agyag, kavics és földes-fás barnaszéntelepek adják az alapkőzetet. Az említett képződményeket a Bükkalján negyedidőszaki üledéksorozatok fedik. A dombhátakat és domboldalakat pleisztocén agyag és lejtőagyag, illetve holocén üledékek borítják. A folyóvízi teraszokon középső és felső pleisztocén, vagy holocén folyóvízi homokos, kavicsos összletek, illetve fosszilis talajok találhatók (Balogh K. – Rónai A. 1961). A patakok alluviumát változatos vastagságú kavicsos, homokos, iszapos, agyagos összletek építik fel. Az alapkőzetet fedő rétegek vastagsága az aszimmetrikus réteglépcsők (pl. Nyomó-hegy, Őrhegy) tetőszintjében 30 cm-nél vékonyabb; a lejtők felső és középső szakaszán 1-2 m; a Gyűrhegy és az Ábrahámka területén, valamint az Őr-hegy déli lejtőin 3-5 m; s a Hór-patak alluviális síkján 1-5 m között változik (Pinczés Z. - Dobos A. 1994). A kutatási terület morfológiai jellemzése, a geomorfológiai térképezések eredményei A miocénban a Bükk-hegység általános kiemelkedése következtében (geomorfológiai inverzió) a Bükkalja nagy része szárazulattá vált, a riolittufa egy része így már tengerparti, vagy szárazföldi térszínre települhetett. A vulkáni tevékenységet követően, a keletkezett juvenilis kőzetanyag és felszín új teret adott a Bükkalja fiatalabb felszínformáinak kialakulására. A Hór-völgy dél-bükki szakaszának előterében egy tagolt, kettős hegylábfelszín képződött (1. kép). A két hegylábfelszín-képződési időszak kijelölése még napjainkban is vitatott kérdés. E szintek keletkezését Pinczés Z. (1968, 1970, 1980a) a felsőpannonra ill. a felsőpliocénra helyezte, Hevesi A. (1986, 1990) ugyanakkor a Csákváriumtól a Csarnótánumig tartó, s ezt a pleisztocénban kiegészítő hegylábfelszín-képződésről számolt be. Az újabb kutatási eredmények a pedimentációt már a Sümegium, Bérbaltavárium és Villányium időszakára teszik, de az egyes kutatók a kialakulás időpontját tekintve eltérő 7


nézeteket vallanak (Kretzoi M. – Pécsi M. 1982; Schweitzer F. 1993; Pinczés Z. - Martonné Erdős K. - Dobos A. 1993; Dobos A. 1997, 2000; Martonné Erdős K. 2000). 1. kép. A Bükkalja tagolt, kettős hegylábfelszíne. A Kút-hegy (379 m) és Perpác (341 m) tetőszintjei a középhegységi területekre hátravágódó idősebb pediment szintjét hordozzák, míg az előtérben a Hórpatak holocén alluviuma és a fiatalabb hegylábfelszín maradványok tanulmányozhatók. A Perpác előterében elegyengetett pleisztocén glacis látható.

A Bükkalja idősebb pediment maradványai izolált, aszimmetrikus réteglépcsőkként (Nyomó-hegy) magasodnak az egységesebb, fiatalabb hegylábfelszín fölé.

A bükkaljai hegylábfelszínek kialakulása szemiarid éghajlathoz köthető. Miután a Bükkfennsík és a Déli-Bükk a lajtai orogén fázist (16 millió év) követően jelentősen kiemelkedett, a központi és hegylábi területek közötti szintkülönbség növekedett, megindult a bükki fedőtakarók pusztulása. A miocén Sümegium és Bérbaltavárium időszakában az éghajlat szárazabbá vált, így a felszín elegyengetésében már a Bükk-hegység területéről kilépő torrens vízfolyások areális tevékenysége játszhatott szerepet (Pinczés Z. 1968, 1990; Martonné Erdős K. 1972; Hevesi A. 1978). A patakok lefolyási iránya a Bükk-fennsík ÉNy-i területének intenzívebb kiemelkedése, s a mélyben húzódó tektonikus vonalak újraéledése miatt általában ÉNy - DK-i irányú volt. A mai vízrendszer őseinek tekinthető patakok – így az ős-Hór-patak is – részt vettek a Bükk-hegység fedőtakarójának areális lepusztításában, s a bükkaljai hegylábfelszínek elegyengetésében. A hegységképző fázisok hatására DDK-i irányban kibillent harmadidőszaki kőzetrétegeket e folyamat egy szintre erodálta. I. A Hór-völgyben az idősebb hegylábfelszín maradványait (SümegiumBérbaltavárium?) az alábbi, 300-360 m tszf-i magasságú, de különböző geológiai felépítésű tetőszintekben fedezhetjük fel (Dobos A. 2000): 1. Középső-felső – triász Bervai Mészkő Formáció mészköve: Kút-hegy (350 m), Perpác (+ riolittufa: 341,2 m); 2. Eocén Szépvölgyi Mészkő Formáció tarka agyag, homok, kavics összletek: Bükkzsérctől ÉNy-ra (330,8 m); Nagy-galya déli előtere (330-350 m); 3. Oligocén Kiscelli Agyag Formáció agyag, agyagmárga: Ravaszlyuk-tető (358,4 m); 4. Miocén Gyulakeszi Riolittufa Formáció összesült ignimbrit: Nyomó-hegy (340,2 m); 5. Miocén Tari Dácittufa Formáció összesült ignimbrit: Mész-tető (367,8 – 353 m), Kőkötő-hegy (318 – 309 m). A nagyobb patakok tölcséres völgytorkolatában az idősebb hegylábfelszín átterjed a DéliBükk mezozoós kőzeteire is (Hór-völgy: Kút-hegy, Perpác), sőt a nagyobb patakok mentén behúzódik a völgyekbe és a pleisztocén teraszok felett, mint völgyi pedimentek jelennek meg (Pinczés Z. 1955, Pinczés Z. – Martonné Erdős K. – Dobos A. 1993, Martonné Erdős K. 1995, Dobos A. 2000). A miocén összesült ignimbritekhez kapcsolódó maradványfelszínek 8


ugyanakkor környezetükből markánsan kiemelkedő, izolált, aszimmetrikus réteglépcsőket (kuesztákat) alkotnak. II. A terület újabb kiemelkedése után (rhodáni fázis, 6,5 millió év) az előbbi felszín alatt egy fiatalabb hegylábfelszín (Villányium) képződhetett hasonló szemiarid klímaviszonyok mellett. A pliocén meleg – csapadékos periódusaiban (Ruscínium és Csarnótánum) a korábbi felszínt bővizű patakok szabdalhatták fel, majd a Villányiumban szárazabb, szemiarid éghajlati adottságok mellett megindult az új, fiatalabb pediment képződése. E felszín kivésésével párhuzamosan az idősebb szint területe csökkent, a keményebb ignimbritvonulatok kimaradva a lepusztulásból fokozatosan magasodtak a kialakuló új felszín fölé. Az aszimmetrikus réteglépcsők kialakulása így az új felszín formálódásával párhuzamosan zajlott. A fiatalabb hegylábfelszín darabjai - a pleisztocéni pedimentáció hatására tovább alacsonyodva - a jelenlegi 250 m magas völgyközi hátak tetőszintjében maradhattak fent, az idősebb maradványfelszínek alatt mintegy 100 m-rel alacsonyabban (Kerek-hegy, Balóca, Ispán-szél, Hosszú-part, Setét-völgy-tető, Égés-tető, Gyűr-hegy). E pediment a Hór-völgyben összefüggőbb, szépen fejlett szintként jelentkezik: 1. Miocén Gyulakeszi Riolittufa Formáció nem összesült ignimbrit: Kerek-hegy (270,5 m), Ispán-szél (255-245 m), Hidegkút-laposa (250-270 m), Ortvány (Noszvaj) (285,6 m); 2. Miocén Gyulakeszi Riolittufa Formáció freatomagmás tufa: Égés-tető (280 m), Vilasmár (270 m); 3. Miocén Tari Dácittufa Formáció összesült ignimbrit: Őr-hegy (271,8 m), Gyűr-hegy (293,3 m); 4. Pliocén homok, agyag: Berezd-tető (273,9 m), Cseres-erdő (240-270 m), Zöldvár (257,4-224 m); 5. Pliocén homok, agyag: Harmadik nyomás (231,5 m, 200,8 m), Seres (222,6 m, 210 m), Sugaró-hegy (222,6 m). A kutatási területen, a hajdani egységes hegylábfelszín jelenlétére nem csak a dombhátak azonos tengerszint feletti magassága és a rétegfejek egy szintre történt egyengetése, hanem a felszínt egyenletesen, szétszórva befedő miocén kristályos kavicsanyag is igazolhatja (Pinczés Z., 1956., 1968; Martonné Erdős K., 1972). Geomorfológiai térképezéseim során mind a Déli-Bükk, mind a Bükkalja területén a völgyi pediment- és hegylábfelszín maradványok jól elkülöníthetőek voltak. E felszínek völgytalphoz viszonyított relatív magassági adatai a fiatalabb szint esetén egybeestek (40-90 m), míg az idősebb pediment maradványai a Déli-Bükkben 100-250 m, s a Bükkalján 100-110 m közötti értéket adtak. Korábban az idősebb hegylábfelszín kialakulását a Sümegiumra, míg a fiatalabb felszín képződését a Bérbaltaváriumra datáltam (Dobos A. 1997, 2000). Az alábbi kutatási eredmények figyelembe vételével azonban az idősebb felszín kialakulását a Sümegium-Bérbaltavárium (?), míg a fiatalabb szint képződését a Villányiumra helyezhetjük: 1. A Hór-völgy dél-bükki, völgyi pedimentjei (triász mészkősorozatokat elegyengetve) nagy területekre terjednek ki, így ezek képződésére valószínűleg nagyobb időintervallumot kell, hogy feltételezzünk. 2. Mivel a Bükkalján a DDK-i irányban kibillent miocén és pliocén kőzetrétegek azonos szintre vannak egyengetve, s ezeket már csak pleisztocén és holocén üledékek fedik (Pinczés Z. - Dobos A. 1994), a fiatalabb pediment e kőzetek keletkezését és a kibillenést okozó rhodáni orogén fázist követően, de közvetlenül a pleisztocén előtt a Villányiumban - alakulhatott ki. Korábban erre a felszínfejlődési menetre már Martonné Erdős K. (2000) is felhívta a figyelmet.

9


3. A Hór-völgyben csak két hegylábfelszín-képződési periódust rekonstruálhattunk, tehát továbbra is nyitott kérdés az, hogy a harmadik időszak érintette -e ezt a területet, vagy esetleg a miocénban egy hosszabb, Sümegium-Bérbaltavárium pedimentációval kell számolnunk. A külső erőhatásoknak könnyen áldozatul eső riolittufa-sorozatok vajon a Bükkalján megőrizhették e valamennyi felszínfejlődési etap bizonyítékát? E felszínfejlődési problémák megoldására mindenképpen újabb bükki mintaterületek részletes térképezésére lesz szükség. A fiatalabb elegyengetett felszín további alacsonyodása és felszabdalódása már a negyedidőszak eseményeihez (tektonikus folyamatok, éghajlatváltozások) köthető. A pleisztocén kori periglaciális pedimentképződés bizonyítékait és folyamatát a magyar középhegységek peremén több esetben és helyen rekonstruálták (Pécsi M. 1963, 1964; Székely A. 1964, 1969; Pinczés Z. 1977). A periglaciális pedimentek ferde lejtőibe az esetek túlnyomó részében vízfolyás nélküli száraz deráziós völgyek – dellék – egymással párhuzamos sorozata mélyül. A pedimentek kialakulása szoros kapcsolatban áll a deráziós völgyképződéssel (Pécsi M. 1962, Szilárd J. 1965, Székely A. 1964, Marosi S. 1965). A Cserépfalui és Bogácsi-medencében a korábbi hegylábfelszínt szintén a periglaciális klíma alatt érvényesülő pedimentáció alacsonyította tovább. A kriopedimentek és krioglacisok képződése e területen nem volt jellemző folyamat, de kisebb kriopediment a Nyomó-hegy É-i és K-i előterében, valamint a Perpác déli előterében és az Ispán-szél területén kimutatható (1. kép). A völgyközi hátak lejtőit deráziós páholyok, dellék, deráziós-, és eróziós-deráziós völgyek szabdalják fel. A deráziós völgyek képződésében elsősorban az areálisan ható, a regeláció hatására fagyott talajon végbemenő geliszoliflukciós, kongeliszoliflukciós és pluvionivációs folyamatoknak volt elsőrendű szerepe. A lejtők mindenkori inflexiós sávjai felett a lassú, areális lepusztulás eredményeként a völgyperemeken, illetve a köztes gerincek, hátak térszínein a völgyek felső peremei egyre szélesedtek és lankásodtak. Az inflexiós sávok alatt ugyanakkor az áttelepített üledék felhalmozódása figyelhető meg. A mellékvölgyek méretük és alakjuk alapján igen változatosak, genetikájukat tekintve azonban nagy hasonlóságot mutatnak. A völgyközi hátakat tagoló dellék és a kisebb méretű völgyek kialakításában az areális folyamatok játszottak vezető szerepet (lejtőleöblítés). A völgyek hosszának és vízgyűjtőterületének növekedésével azonban már az időszakos, vagy állandó vízfolyások is bekapcsolódtak a völgymélyítésébe. Ennek megfelelően a tálalakú deráziós völgyek mellett lineáris jegyeket mutató eróziós barázdák, eróziós árkok (pl.: a Gyűr-tető keleti, a Vén-hegy nyugati kitettségű lejtője), deráziós-eróziós és eróziós-deráziós völgyek jelentek meg (pl.: a Kőkötő és a Gyűr-tető közötti delle, eróziós-deráziós, deráziósvölgyek sorozata; a Szoros-, Cseresznyés-, Hór-, és Csókás-völgy mellékvölgyei, ill. a Bogácstól délre eső mellékvölgyek). A Hór-völgy hegylábi szakaszán igen jellegzetes formákként tanulmányozhatók a fővölgyekre kifutó deráziós völgyek sorozatai (Fidóc, Őrhegy, 2. kép). A mellékvölgyek torkolatában legyezőszerűen elterülő hordalékkúpok futnak ki az allúviumra, míg a lejtők előterében a geliszoliflukciósan mozgatott lejtőüledék akkumulációja figyelemre méltó. A pleisztocén melegebb és csapadékosabb éghajlati periódusaiban a felszínt areálisan formáló záporpatakok helyét egyre inkább a lineáris eróziót kifejtő vízfolyások vették át (Pinczés Z. 1955, 1956, 1968, 1977, 1979, 1980; Martonné Erdős K. 1972, Hevesi A. 1986; Pinczés Z. - Martonné Erdős K. - Dobos A., 1993). Megkezdődött a fiatalabb hegylábfelszín feldarabolódása, illetve a Hór-patak mai bükkaljai vízhálózatának kialakítása. A pliocén/pleisztocén határán (1,8 millió év) jelentkező tektonikusmozgások következtében egyrészt a korábbi szerkezeti vonalak felelevenedtek, másrészt az új törések mentén további egyenetlen süllyedések, illetve kiemelkedések mentek végbe. Az idősebb DNy-ÉK-i csapású törésekre merőlegesen fiatalabb, aktívabb ÉNy-DK-i irányú vetők jelentek 10


meg, amelyek több esetben patak lefejezéseket, kaptúrákat okoztak (Pinczés Z. 1955). A hegylábfelszín területét e törések sakktáblaszerűen feldarabolták (Balogh K. 1963), kis medencék és ferdére kibillent rögök jöttek létre (Pinczés Z. 1968, Hevesi A. 1978). A DéliBükkből kilépő patakok futását kijelölő ÉNy-DK-i csapású főtörésvonal (Hór-patak, Szorospatak, Cseresznyés-patak) mellett ÉÉK-DDNy-i (Hór-patak-Felső-rét), NY-K-i (Mész-patakHidegkút-laposa), É-D-i (Túrbucka és Mész-berek közötti szakasz) irányú törések határozzák meg a patakok lefolyását. A kisebb mellékvölgyek futása már mozaikosabb, itt a fő tektonikus vonalakra merőleges törések is jelentős szerephez jutottak. 2. kép. A Fidóc és az Őr-hegy pleisztocénban kialakult delle-sorozata a fiatalabb hegylábfelszínen. Háttérben a Karud (371 m) és a Mangó-tető (325 m) aszimmetrikus réteglépcsője, idősebb pediment maradványa.

Az említett tektonikus vonalak mentén indult meg tehát az egyes vízfolyások bevágódása és a hegylábfelszín feldarabolódása. Helyenként megfigyelhetjük, hogy az egyes szerkezeti vonalak és elemek átöröklődtek a mai morfológiai kép kialakulásakor, illetve annak megjelenését jelentősen befolyásolták. A lineáris erózió előrehaladtával az állandó mederbe kényszerített patakok völgyüket a szerkezeti vonalak mentén mélyítették, s a hajdan egységes pediment ennek következtében oldalvölgyekkel tagolt, hosszú fő-völgyközi hátakra darabolódott. Az új bezökkent medencék (Bogácsi-medence) több oldalvölgy hátravágódását is felerősítették, így azok a fő-völgyközi-hátakat átfűrészelve elhódították a szomszédos völgyek vízfolyásait (Hevesi A., 1978, 1980, 1986, 1990). A szakaszosan jelentkező tektonikus fázisok és a melegebb, csapadékosabb interglaciális időszakok elősegítették a Hór-, a Szoros-, a Cseresznyés- és a Mész-patak széles, teraszos, eróziós völgyének kialakulását, valamint a deráziós oldalvölgyek riolittufa-felszínekbe történő intenzívebb be-, ill. hátravágódásait. A patakok munkavégző- és hordalékszállító képességének változását igazolják a folyóvízi teraszok (3. kép). A Hór-patak mentén széles allúvium képződött, e fölött az I. sz. holocén terasz csak maradványfoltokban van jelen, a későbbi erózió erősen szétrombolta, a II. sz. pleisztocén terasz ugyanakkor több helyen is felismerhető (bogácsi Avas-völgy, Lác-völgy, templomdomb). Bogácstól délre több km-en keresztül kíséri a patak bal oldalát, majd Mezőkövesdtől északra a hordalékkúp felszínébe simul bele (Pinczés Z. 1955, Dobos A. 2000). A Szoros-, és a Cseresznyés-patak mentén szintén kimutatható a keskenyebb I. sz. terasz, de a pleisztocéni II. sz. terasz fejlettebb szintet ad. A terasz oldallejtőjét különösen a Szoros-pataktól nyugatra eső és agyagosabb felépítésű lejtőkön szeletes csuszamlások és suvadások tagolják (Felső-Csókás, Csókás-völgy, 4. kép). 11


A teraszokat nem csak a morfológiai megjelenés alapján tudjuk elkülöníteni, hanem a terepen azok felszínét teraszkavics jelzi. 3. kép. Háttérben a Hódos (531 m) és az Elő-hegy (534 m). Az előtérben a Szoros-patak alluviuma és a Kerekdomb (260 m) II. sz. terasza.

A riolittufa-felszínekbe bevágódó vízfolyások alakították ki azokat a völgyoldalakat, ahol az aprózódás, a mállás, a szél, valamint a csapadék leöblítő és barázdás talaj- majd kőzetlehordása a kovásabb, tömörebb tömegekből “kifaragta” a kaptárkövek sajátos kúpjait (Martonné Erdős K., 1972; Hevesi A., 1978). A hideg száraz glaciálisokban a szél deflációs (eolikus) tevékenységével is számolnunk kell. Helyenként a kaptárkövek és a magasabb pedimentek formálásában is szerepet játszott, de az alluviális üledékek homokfrakciójának feldúsulása is jelzi időszakos hatásait (Dobos A. 1997). 4. kép. A Cseresznyés-patak széles alluviális síkja a Nagy-fa-lapos és az Alsó-hegy között. A patak mentén, a földút az I. sz. teraszon halad. A kép jobb felső sarkában a II. sz. terasz oldalában vörösagyagon szeletes csuszamlás látható.

A würm után a felszínalakító folyamatok tevékenységének jellege és aránya mindinkább a mai körülményekhez vált hasonlóvá. A holocén melegebb és csapadékosabb éghajlata a lineáris eróziónak adott nagyobb teret. A pleisztocénban kialakuló völgyek napjainkban átalakulnak, a korábbi areális formajegyek mellett lineáris jelleget is felvéve eróziós-deráziós völgyek képződnek, de a könnyen pusztuló tufafelszínek erőteljes felszabdalódását, eróziós 12


árkok és barázdák (Hideg-kút laposa, Jató-hegy) képződését is nyomon követhetjük. A nedves évszakokban a csapadék leöblítő hatása, valamint a szoliflukciós folyamatok dominálnak. Egy-egy nagyobb árvíz alkalmával intenzív a patakok lineáris eróziója, a medermélyítés. A középhegységi szakaszon 2000. tavaszán a heves esőzéseket követő árvíz levonulása után mintegy 0,5 m-es medermélyítést figyelhettünk meg. A bükkaljai előtérben ugyanakkor a hordalék akkumulációja volt intenzív. Az átmeneti évszakok ma is (bár korlátozottabb intenzitással) a periglaciális folyamatoknak adnak otthont, ilyenkor előtérbe kerül a felszín areális pusztulása, a lassú lejtős tömegmozgások hatása. Télen a fagy okozta aprózódás, a geliszoliflukciós lejtős tömegmozgások és a hólé leöblítő hatása érvényesül. A gyakorlati geológiai és morfológiai értékvédelem, mint a környezeti nevelés és a településfejlesztés egyik lehetséges iránya A kutatási terület természetvédelmi szempontú jelentőségét az adja, hogy viszonylag kis területen számos, a Bükkaljára jellemző geológiai és geomorfológiai értéknek ad otthont. Védett objektumként csak a kaptárköveket említhetjük meg, amelyek viszont nem geológiai, hanem kultúrtörténeti érdekességük miatt kerültek jogi védelem alá. A Cserépfalui- és Bogácsi-medence, mint frekventált idegenforgalmi, vagy környezet- és természetvédelmi oktatóbázis fontos szerepet játszhat a bükkaljai átmeneti zónában. A településfejlesztési koncepciókba integrálva, megfelelő terepi előkészítés után az alábbi geológiai és felszínalaktani értékeket (érdekes objektumokat, feltárásokat és felszíni formákat) mutathatjuk be tanösvények keretében: 1. A rekultivált bányaudvarokban, kiépített geológiai tanösvények feltárásaiban a Kárpát-medence neogén hegységképző fázisaihoz kötődő miocén kiterjedt savanyú, explóziós vulkanizmus (20,4 -13,84 millió év) kiemelkedő értékű ásványtani és kőzettani, valamint vulkanológiai képződményeit ismerhetjük meg. A legszebb feltárások: felhagyott, majd rekultivált Berezdaljai riolittufa bánya, „Kis-Amerika”, a Nyomó-hegy és az Őr-hegy északi oldalának felhagyott bányaudvara, a Hideg-kút laposa, az Avas-völgy bejáratának tufafeltárása, Bogács északi és déli pincesora. Kisebb foltokban, feltárásokban a Pannon-tenger hagyatéka (10 millió év) a pliocén homok, agyag és a negyedidőszak változatos lejtő-, és alluviális üledékei is tanulmányozhatók. 2. Az Őr-hegy északi oldalába mélyített, felhagyott bányaudvarban, valamint „KisAmerika” tufába vájt lakásainak feltáruló falain a pleisztocén fagy okozta aprózódás hatását, mélységi határait és termékprodukcióját vizsgálhatjuk meg. 3. Morfológiailag a kutatási terület a pediment és a fluviális formaképződés egyik érdekes területe. Az idősebb Sümegium-Bérbaltavárium hegylábfelszín maradványai szép aszimmetrikus alakjukkal hívják fel magukra a figyelmet, s egyben kiváló kilátópontok is: Nyomó-hegy, Mész-tető, Perpác, Kút-hegy. A völgyközi hátak tetőszintjében, a fiatalabb Villányium hegylábfelszín nagyobb kiterjedésű és egységesebb szintje könnyebb túraútvonalak kijelölésére is lehetőséget nyújt: Kerekhegy, Ispán-szél, Balóca, Őr-hegy, Oldal-föld, Gyűr-hegy, Árpád-hegy, Égés-tető, Ábrahámka. 4. A pleisztocén periglaciális pedimentképződés bizonyítékait a kriopedimentek (Ispánszél, Kerek-hegy), az egymással párhuzamos deráziós völgyek és dellék sorozatai (Oldal-föld és Gyűr-hegy nyugati kitettségű lejtői, Fidóc), szép iskolapéldái adják. A negyedidőszaki szakaszos tektonikus és éghajlatváltozást a fluviális és lejtős tömegmozgásos üledékek és forma-együttesek jelzik: folyóvízi teraszok (Bükkzsérc Cseresznyés-patak völgye, Kerek-domb – Szoros-patak völgye, Hideg-kút laposa, 13


Ortvány – Szitorok – Dóc-hegy területe), holocén allúviumok (a Hór-patak széles alluviális síkja), geliszoliflukciósan mozgatott lejtőüledékek, grezes litées feltárások (Őr-hegy északi oldala), lösszerű üledékek, stb. 5. A védett kaptárköveket itt a Hintó-völgyben, és a Mész-tető nyugati kitetségű lejtőin kereshetjük fel: „Ördögcsúszda, Ördögtorony”. Összefoglalás Különös helyzetet teremt a nemzeti park körzetében az, hogy a tervezett zónarendszer és a hozzá kapcsolódó természetvédelmi szabályozások, korlátozó rendelkezések jelenleg még nem léptek hatályba! Az elharapódzó jogviták, érdekellentétek emiatt a terület még fel nem tárt élettelen és élő természeti értékeit veszélyeztethetik. A különböző értékcsoportok védelme óhatatlanul is összekapcsolódik. Az értékvédelem szempontjából mindenképpen sajátos problémát jelent, hogy a tervezett Puffer-zónában a nemzeti parknak nincs hatósági jogköre. Emiatt fontos az önkormányzatokkal, gazdálkodási egységekkel való együttműködés. A helyzetet külön nehezíti a privatizációból eredő elaprózódott földtulajdon jelenléte is, hiszen a hatósági feladatkör ellátását, valamint a védelemre érdemes földtani és felszínalaktani objektumok kijelölését és kezelését a tulajdonosok jóváhagyása nélkül nem lehet megvalósítani. Az Érzékeny Természeti Területek (ESA) és Puffer-zónák területi és funkcionális szerepkörének egyeztetése, a hatósági jogkör esetleges kiterjesztése már nagyobb lehetőséget adhatna az értékes objektumok egyedi védelmére. Az évszázados hagyományokra épülő táj- és földhasználati rendszerek szabályozása és a puffer-zóna értékeinek felmérése, valamint megóvása komolyabb szerepet kaphat a közép- és hosszú távú kezelési és fejlesztési tervekben is. Az EU-csatlakozás előkészítési folyamata során a geológiai és geomorfológiai értékvédelem - mint láthatjuk - új fejlődési szakaszába lépett a döntően biológiai alapokra épülő hazai természetvédelemben. Új lehetőség kínálkozik a nemzeti parkokban és azok előterében arra, hogy a régi kataszteri felméréseket új adatokkal és részletesebb felmérésekkel egészítsük ki, s ahol lehetőség adódik rá konkrét védelmi javaslatokkal őrizzük meg élettelen értékeinket. A tudtaformálás modern eszközeivel mindenki számára bemutathatóvá kell tennünk ezeket az értékeket, segítve ezzel egy természetközeli magatartásforma meggyökerezését. A tanulmány az F 014989. sz. OTKA pályázat támogatásával készült. Irodalom Ángyán J. (1998): Magyarország földhasználati zónarendszerének kidolgozása az EU-csatlakozási tárgyalások megalapozásához, Gödöllő, 1-50. Bakonyi G. – Nagy Sz. – Kiss I. – Ángyán J. (2000): A természetvédelem forró pontjainak az EUkonform földhasználati zónarendszer kialakításához illeszkedő meghatározása bioindikációs adatbázisok komplex elemzésével, Gödöllő. Báldi T. (1973): Mollusc fauna of the Hungarian Upper Oligocene (Egrian), Studies in stratigraphy, palaeoecology, palaeogeography and systematics, Akadémiai Kiadó, Budapest. Balogh K. – Rónai A. (1961): Magyarország földtani térképe, 200 000-es sorozat, L-34-III-Eger, fedett és fedetlen változat, MÁFI, Budapest Balogh K. (1963): A Bükk-hegység és környékének földtani térképe (1:100 000) – MÁFI. Balogh K. (1964): A Bükkhegység földtani képződményei, MÁFI Évkönyve, XLVII. kötet, 2. füzet, 1-719.

14

Földrajzi Konferencia, Szeged 2001. Bernhardt B. (1996): Szépvölgyi Mészkő Formáció, in: Gyalog L. (szerk.): A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása, MÁFI Alkalmi Kiadványa 187., Budapest. Capaccioni B., Coradossi N., Harangi R., Harangi Sz., Karátson D., Sarocchi D., Valentini L (1995): Early Miocene pyroclastic rocks of the Bükkalja Ignimbrite Field, Northern Hungary: A preliminary stratigraphic report – Acta Volcanologica, Vol. 7. (2), pp. 119-124. Császár G. (szerk.) (1997): Basic litostratigraphic units of Hungary (Magyarország litosztratigráfiai alapegységei), MÁFI, Budapest, 1-114. Császár G.- Galácz A. – Haas J. – Hámor G. – Kecskeméti T. – Knauer J. – Korpásné Hódi M. – Krolopp E. – Nagymarosy A. – Szederkényi T. (1998): A hazai földkéreg rétegtani tagolásának helyzete, Földtani Közlöny, 1998., 128/1., 99-121. Dijken, van H. (1994): Ecotourism and zoning in the three National Parks, Final Report. DHV Consultants BV, Budapest, 1994. 45 p. Dobos, A. (1997): The change of sediment in the Hór alluvium, Conference Proceeding of 1st International Conference of PhD students, Miskolc, 8-16. Dobos A. - Pelyhe T. - Kiss N. (szerk.) (1998): Felnémet és a Csurgó-völgy természeti és kultúrtörténeti értékei - Beszámoló az EKTF FALCO-Csoport KTM KKA 637/1998. sz. pályázatáról, Eger, 1-58. Dobos A. – Sütő L. – Bajzáth T. (1998): Földtani természetvédelem lehetőségei a Bükki Nemzeti Park környezetében. (Abstract) A Magyarhoni Földtani Társulat Jubileumi Vándorgyűlésének Kiadványa, Nyíregyháza. Dobos, A. - Antal, P. –Vojtkó A. (1999): Landscape analysis in concept of nature conservation in the Hór valley with GIS methods - 2nd International Conference of PhD students, Section Proceedings, Miskolc, 47-57. Dobos, A. – Sütő, L. – Gasztonyi, É. (1999a): Actual problems of marking of IUCN zonation system in the Bükk National Park based on geological and geomorphological values - 2nd International Conference of PhD students, Section Proceeding, Natural Sciences, Miskolc, 15-22. Dobos, A. – Sütő, L. – Gasztonyi, É. (1999b): The status of geological and geomorphological values in the Bükk National Park – 2nd International Conference of PhD students, Section Proceeding, Natural Sciences, Miskolc, 101-108. Dobos A. – Vojtkó A. – Antal P. (1999): A Cserépfalui-medence geológiai, geomorfológiai, botanikai és kultúrtörténeti értékeinek felmérése, KöM „Nem védett területek természeti értékeinek felmérése” pályamunka, Kézirat, Eger, 1-26. Dobos A. (2000): Geológiai és geomorfológiai értékvédelem a Hór-völgyben – „A földrajz jövője, a jövő földrajzosai”, Geográfus Doktoranduszok III. Országos Konferenciája, Debrecen, 1998. Szeptember 3-4. – Debreceni Egyetem TTK, Földrajzi Tanszékcsoport, Debrecen, 76-84. Dobos A. (2000): A Hór-völgy fejlődéstörténete és természetvédelmi szempontú tájértékelése, Doktori (PhD) értekezés, Debreceni Egyetem Természettudományi Kar, Debrecen, 1-119. + Melléklet III. Dobos A. – Parádi K. – Császár Zs. (2000): Felnémet tájhasználati rendszereinek változása, a terület természetvédelmi kezelésének lehetőségei napjainkban, in: Füleky Gy. (szerk.): A táj változásai a Kárpát-medencében a történelmi események hatására, Kulturális Örökség Igazgatósága, Budapest – Szent István Egyetem, Gödöllő, 192-198. Dobrosi D. – Haraszty L. – Szabó G. (1993): Magyarországi árterek természetvédelmi problémái, WWF Füzetek 3., Budapest, 1-18. Fülöp J. (1989): Bevezetés Magyarország geológiájába, Akadémiai Kiadó, Budapest, 1-246. Gasztonyi É. – Kozák M. – Püspöki Z. – Dobos A. – Sütő L. (2001): Bükki földtani-felszínalaktani értékek elméleti és gyakorlati minősítése és kataszterezése – „Fenntartható fejlődés és ásványi nyersanyagok az észak-magyarországi régióban”, A Magyarhoni Földtani Társulat, a Földtani Örökségünk Természetvédelmi Egyesület, a Magyar Geofizikusok Egyesülete, a Magyar Hidrológiai Társaság, a Magyar Karszt- és Barlangkutató Társulat, az Olajmérnökök Magyarországi Egyesülete és az Országos Magyar Bányászati és Kohászati Egyesülete közös Vándorgyűlése, Program és Kirándulásvezető, Miskolc, 10-11. p. /poszter/ Haas J. (1997): Fülöp József-emlékkönyv, Akadémia Kiadó, Budapest. Hámor G. – Ravaszné Baranyai L. – Balogh K. – Árpáné Soós E. (1980): A magyarországi miocén riolittufa-szintek radiometrikus kora., MÁFI Évi Jel. 1978-ról., 65-75. 15

Dobos Anna: Az átmeneti-zóna geológiai… Hámor G. (1996): Gyulakeszi Riolittufa Formáció, in: Gyalog L. (szerk.): A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása, MÁFI Alkalmi Kiadványa 187., Budapest. Hámor G. (1996): Tari Dácittufa Formáció, in: Gyalog L. (szerk.): A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása, MÁFI Alkalmi Kiadványa 187., Budapest. Hevesi A. (1978): A Bükk szerkezet és felszínfejlődésének vázlata. (An outline of structural and geomorphological development of Bükk Mts.), Földrajzi Értesítő, XXVII. évf., 169-198. Hevesi A. (1980): Adatok a Bükk hegység negyedidőszaki ősföldrajzi képéhez, Földtani Közlöny, Bull. of the Hungarian Geol. Soc., 110., 540-550. Hevesi A. (1986): A Bükk-hegység felszínfejlődése és karsztja, Kandidátusi Értekezés, Budapest, 1187. Hevesi A. (1990): A Bükk szerkezet- és felszínfejlődése, különös tekintettel a karsztosodásra, MFT 43. Vándorgyűlése, Miskolc, 1-67. Karátson D. (1998): A Börzsöny és a Bükkalja komplex vulkanológiai - geomorfológiai kutatása, F015629 sz. OTKA Jelentés, kézirat Kretzoi M. - Pécsi M. (1982): A Pannóniai-medence pliocén és pleisztocén időszakának a tagolása, Földrajzi Közlemények, Budapest, 5-29. Majzon L. (1957): A magyarországi oligocén mikropaleontológiai rétegtana, MÁFI Könyvtára, Budapest. Márkus F. (1994): Extenzív mezőgazdaság és természetvédelmi jelentősége Magyarországon, WWF Füzetek 6., Budapest, 1-24. Márkus F. – Nagy Sz. (1995): A mezőgazdaság és természetvédelmi politika összehangolásának lehetőségei Magyarországon. Különös tekintettel a Környezetileg Érzékeny Területek rendszerének hazai bevezetésére, WWF Füzetek 10., Budapest, 1-24. Marosi S. (1965): Belső-Somogy felszínalaktana és gazdasági életének természeti földrajzi feltételei, Kandidátusi Disszertáció, Budapest, 1-390. Martonné Erdős K. (1972): A Déli-Bükk középső részének felszín- és völgyfejlődési problémái, Doktori értekezés, I-II., Debrecen. Martonné Erdős K. (1973): Areális és lineáris folyamatok egyidejűsége egy vulkáni hegylábtérségben, a Déli-Bükkben, Acta Geographica Debrecina, Tom. XII. 75-114. Martonné Erdős K. (1995): Magyarország természeti földrajza I., KLTE Debrecen, 1-179. Martonné Erdős K. (2000): A Bükkvidék, kézirat, 1-35. Nagymarosy A. (1996): Budai Márga Formáció, in: Gyalog L. (szerk.): A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása, MÁFI Alkalmi Kiadványa 187., Budapest. Nagymarosy A. (1996): Kiscelli Agyag Formáció, in: Gyalog L. (szerk.): A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása, MÁFI Alkalmi Kiadványa 187., Budapest. Noszky J. (1930): A magyarközéphegység ÉK-i részének oligocén-miocén rétegei: II. A miocén. Ann. Mus. Nat. Hung. ., 27., 160-236. Pantó G. (1961b): Az ignimbrit kérdés alakulása és magyarországi vetülete, MTA Műszaki Tudományok Osztálya Közleményei, Budapest, 29., 1-4., 299-332. Pantó, G. (1962): The role of ignimbrites in the volcanics of Hungary, Acta Geol. Acad. Sci. Hung., Vol. 6., 301-331. Pantó, G. (1966): Miozäne Tuffhorizonte Ungarns, Acta Geol, Vol. 9. 3-4., 225-233. Pécsi M. (1962): Tíz év természeti földrajzi kutatásai, Földrajzi Értesítő, 1962., 11. 3., 305-336. Pécsi M (1963): Hegylábi (pediment) felszínek a magyarországi középhegységekben, Földrajzi Közlemények, 11. (87) 3., 1935-212. Pinczés Z (1955): Morfológiai megfigyelések a Hór-völgyében, Földrajzi Értesítő, IV. évf., 1-4. füzet, 145-156. Pinczés Z. (1956): A Déli Bükk és előterének néhány fejlődéstörténeti problémája, Acta Geogr. Debrecina, 26. 1-12. Pinczés Z. (1968): A Bükk-hegység tönk és pediment felszínei, MTA Földrajztudományi Kutató Intézet, Természetföldrajzi Dokumentáció, 7., 32-39. Pinczés Z. (1970). Planated surfaces and pediments of the Bükk Mountains, Studies in Hungarian Geography, 8., Problems os Relief Planation, Akadémiai Kiadó, Budapest, 55-63. Pinczés Z. (1977): Cryopedimentation and its sediments in Hungarian Highlands, X. INQA Congress, Birmingham, 358. 16

Földrajzi Konferencia, Szeged 2001. Pinczés Z. (1977): Hazai középhegységek periglaciális planációs felszínei és üledékei (A Bükk- és a Tokaji-hegység példáján), Földrajzi Közlemények, XXV. (CI.), 1-3., 41-45. Pinczés Z. (1980): Production of planation surfaces and their types as illustrated on the examples of a Tertiary volcanic and of a Mesozoic mountain, Acta Geographina Debrecina 1975-1976, Debrecen, Tom. XIV-XV., 5-29. Pinczés Z. (1990): Bükk foothills, East European Regionof International Association for Landscape Ecology Hungarian National Section, International Conference Guide, Noszvaj, 7-12. Pinczés Z. – Martonné Erdős K. – Dobos A. (1993): Eltérések és hasonlóságok a hegylábfelszínek pleisztocén felszínfejlődésében, Földrajzi Közlemények, CXVII. (XLI.) kötet, 3., 149-162. Pinczés Z. – Dobos A. (1994): A bogácsi mintaterület fedőrétegvastagság térképe, in: Kerényi A.: A környezetvédelem globális szempontú értelmezése és ennek hatása a földrajzkutatásra és oktatásra, Akadémiai doktori értekezés, Debrecen, (41. ábra), p. 111. Póka, T. – Zelenka, T. – Szakács, A. – Seghedi, I. – Nagy, G. - Simonits, A. (1997): Petrology and geochemistry of the Miocene ignimbritic volcanism of the southern foreground of the Bükk Mountains, Hungary, Abstract – PANCARDI’97. Kraków – Zakopane, p. 1097. Rakusz Gy. - Schréter Z. (1932): Jelentés a Bükk-hegység déli oldalán az 1930. Év nyarán végzett bányageológiai felvételekről - M. Á. F. I. - AD. 33. p. Schréter Z. (1939a) A Bükk-hegység délkeleti oldalának földtani viszonyai - É. J. 1933-35. 2. 511526. Schréter Z. (1953): Jelentés az Eger környéki oligocén képződmények területén végzett reambulációs térképezésről - M. Á. F. I. -AD. Schweitzer F. (1993): Domborzatformálódás a Pannóniai-medence belsejében a fiatal újkorban és a negyedidőszak határán, Budapest, Doktori értekezés tézisei, 1-27. Szakács, A. – Zelenka, T. – Márton, E. – Pécskay, Z. – Póka, T. – Seghedi, I. (1997): Miocene acidic explosive volcanism in the Bükk Foreland, Hungary: Identifying eruptive sequences and searching for source locations, kézirat Székely A. (1964): A Mátra természeti földrajza, Földrajzi Közlemények, 12. (88.) 3. Budapest, 199216. Székely A. (1969): A Magyar-középhegyvidék periglaciális formái és üledékei, Földrajzi Közlemények, 271-190. Szilárd J. (1965): Periglacial derasion and Quaternary valley sculpture in Hungary, Acta Geol. Acad. Sci. Hung., Vol. 9., 65-85. Tardy J. (1994): Természetvédelem 1994. KTM Természetvédelmi Hivatal, Budapest. VÁTI KHT. (1998): A Bükki Nemzeti Park és térsége területrendezési terve. Magyar Regionális Fejlesztési és Urbanisztikai Közhasznú Társaság, Tájrendezési Osztály, Budapest, 1-67 p. VÁTI Rt. (1991): A Bükki Nemzeti Park és Térsége Regionális Tájrendezési Terve, Összefoglaló Vizsgálat. Budapest, 1-69 p. VÁTI Rt. (1994): A Bükki Nemzeti Park és térsége Regionális Tájrendezési Terve (Egyeztetési anyag), Budapest, 1-51 p.

17

AZ ÁTMENETI (PUFFER)-ZÓNA GEOLÓGIAI ÉRTÉKVÉDELEMBEN JÁTSZOTT SZEREPÉNEK BEMUTATÁSA EGY BÜKKALJAI MINTATERÜLET ALAPJÁN. Dobos Anna 1

Recommend Documents