Csuszamlások az Ozd-Pétervásárai-dombságon (rövid áttekintés) HEGEDŰS ANDRÁS 1
Bevezetés Az Ózd és Pétervására között, Borsod-Abaúj-Zemplén, Heves és kis részben Nógrád megye területén elterülő, az országhatáron, Szlovákiába is átnyúló kistáj természetföldrajza meglehetősen kevéssé ismert. Egy-egy jellemzőbb, feltűnőbb felszínforma, felszínalaktani érdekesség természetesen már régebben felkeltette a szakemberek figyelmét. Az Ózd környékén előforduló deráziós formákat PEJA GY. (1955, 1957), a csuszamlásokat LEÉL-ŐSSY S. (1950, 1973, 1975) és PEJA GY. (1955, 1956, 1975) vizsgálata. A kistáj egyes részleteinek felszínalaktani feldolgozása is megtörtént, pl. Istenmezeje környékének (HAHN GY. 1964), a Tárna völgyének (LÁNG S. 1953), Ózd környékének (LEÉL-ŐSSY S. 1975) leírása. Átfogó felszínalaktani vizsgálat és leírás azonban még nem készült, bár már erre is vannak törekvések (UTASI Z. 2001). A terület felszínalaktani jellemzőinek jobb megismeréséhez a kistájon és környékén előforduló csuszamlásos formakincs rövid bemutatásával kívánok hozzájárulni. A kistáj elnevezése, elhelyezkedése A bevezetőben említett kevéssé ismertsége miatt még nincs a kistájnak a hazai földtani-földrajzi szakirodalomban elfogadott, meggyökeresedett elnevezése és elhatárolása. Néhány példa az utóbbi fél évszázadban előfordult nevekből, melyekkel a szerzők többé-kevésbé ugyanazt a területet jelölték: Ózd-Pétervására közti vonulat és ÓzdPétervásárai-hegység (LÁNG S. 1953), Ózdi-hegység (KAKAS J. 1960), Heves-Borsodi dombság (PÉCSI M. 1989), Gömör-Hevesi-dombság (HORVÁTH G. 1997), Vajdavár dombvidék és ezen belül Heves-Borsodi-erdőhát (HAJDÚ M. J. - HEVESI A. 1997), Vajdavár-vidék, Óbükk, Ózd-Pétervásárai-dombság (HEVESI A. 2002). Az „akadémiai" tájbeosztás alapján (MAROSI S. - SOMOGYI S. 1990) az Észak-magyarországi medencék nagytáj, Gömör-Hevesi-dombság középtájának Pétervásári-dombság megnevezésű kistája, melyet északról az országhatár, északkeletről és keletről az Ózd-Egercsehi-medence (vagy az Ózdi-völgymedence és az Egercsehi-medence (HAJDÚ M. J. - HEVESI A. 1996), délről a Parád-Recski-medence, nyugatról a Tarna-völgy, északnyugatról a Felső-Tarnai-dombság határol (MAROSI S. - SOMOGYI S. 1990). Anélkül, hogy e helyütt állást foglalnék ebben a kérdésben (ez nem célja a írásomnak) a továbbiakban a kistáj elhelyezkedését jól szemléltető Ózd-Pétervásárai dombság elnevezést használom.
1
egyetemi tanársegéd, Miskolci Egyetem, Természetföldrajz-Környezettan Tanszék 69
Földtani felépítése A terület kőzeteinek új szempontú, formációkba soroláson alapuló leírása és térképezése teljes körűen még nem készült el, ezért a földtani ismertetés során támaszkodni kell a régi besorolás alapján készült tanulmányokra (JASKÓ S. 1940, 1950, SCHRÉTER Z. 1942a,b, 1943, 1952, TOMOR J. 1948a,b, MAJZON L. 1951, SZENTES F. 1951, BALOGH K.
1964, 1975) és meg kell próbálni azokat az új eredmények figyelembevételével értékelni. A kistáj földtani, földtörténeti leírásához a harmadidőszak kezdetéig kell visszatekinteni. Ennél idősebb képződmények sem a felszínről, sem mélyfúrásból nem ismertek. Bükkszék környéki fúrások harántolták az eocén korú Budai Márga, az oligocén Tardi és Kiscelli Agyag Formáció kőzeteit (BALOGH K. 1964, MOLNÁR B. 1984). Az összlet legnagyobb vastagsága több mint 1000 m, de az üledékgyűjtő-medence peremei felé elvékonyodik és kiékelődik, míg a Darnó-vonal menti vonulatokról hiányzik (BÁLDI T. 1998). A Leleszi-pataktól E-ra sem a Tardi, sem a Kiscelli Agyag Formációt nem írták le, így jelenlétük nagyobb mélységben csak valószínűsíthető. A felszínen a normál sótartalmú, nagyobb áramlásoktól mentes, kb. 200 m mély tengermedencében felhalmozódott Szécsényi Slír Formáció világosszürke, finomhomokos, agyagos aleuritja (MOLNÁR B. 1984, HÁMOR G. 1998); valamint az áramlásokkal, hullámzással mozgatott sekélytengerben képződött (MOLNÁR B. 1984) Pétervásárai Homokkő Formáció közép- és durvaszemű, gyakran keresztrétegzett, glaukonitos, „cipós" homokköve (JASKÓ S. 1940, 1942, SCHRÉTER Z. 1942a) az uralkodó harmadidőszaki kőzetegyüttes. A „cipók" a puhább kőzetrészekből kiálló keményebb homokkőtömbök, melyek kialakulásukat a homokszemcséket összetartó kötőanyag feldúsulásának köszönhetik. E két, egymással összefogazódó, formáció 600-800 m vastagságban alkotja a felszínt (HÁMOR G. 1998). A szávai hegységképződéshez kapcsolódik a Bükkszéki boltozat kialakulása (SCHRÉTER Z. 1942a). A KDK-NyÉNy-i irányú nyomóhatás következtében a Bükk és környékének idősebb kőzeteihez torlódó üledékek ÉÉK-DDNy-i irányú redőkbe gyűrődtek. E redők egyike az erősen aszimmetrikus bükkszéki boltozat (K-i szárnya csak csökevényesen van meg). A redőket, így a bükkszéki boltozatot is, későbbi vetők erősen föltagolták (MAJZON L. 1951). A boltozat É-i szárnyának folytatása szinklinálisba megy át, melynek mélypontja Heves és Borsod-Abaúj-Zemplén megye határán (a térszín legmagasabb része alatt) van. A Leleszi-pataktól E-ra a rétegek meredeken süllyednek a mélybe. A bükkszéki boltozat és a vajdavári teknőrész között a tarnai törés a határ (SZENTES F. 1951). A szávai orogén fázis befejező szakasza a térségben már húzófeszültségekkel járt, ami az alaphegység nagyszerkezeti egységeinek határai mentén (Darnó-vonal, Tarna-völgy) riolitos-dacitos vulkanizmust okozott (HÁMOR G. 1998). Az erősen mállott vulkáni termékek foltokban megtalálhatóak a kistájon. A területről sem későbbi miocén, sem pliocén képződmények nem ismertek. Azok vagy teljes egészében lepusztultak, vagy a kistáj az ottnangi korszaktól már kiemelt térszín lehetett, ezért nem is képződtek. A kistájat határoló, lassan süllyedésnek induló Ózdimedencét azonban még el-el öntötte a sekélytenger, mocsarakat, lagúnákat alakítva ki. Ebben a környezetben képződtek a mürevaló barnakőszén telepek és homokos, aleuritos, homokköves meddő- és fedőösszleteik (Salgótarjáni Barnakőszén Formáció). A negyedidőszak képződményei - mint általában az észak-magyarországi harmadidőszaki képződményekből felépített dombvidékeken - foltszerűen helyezkednek el és közvetlenül a glaukonitos homokkő és slír összletre települnek (KROLOPP E. -
70
GY. 1974). A völgyekben és a medencékben a szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgások által lepusztított deráziós, a víz-folyások szállította alluviális és a szél által felhalmozott üledékek rakódtak le. Ekkor halmozódott fel a szélárnyékos lejtőkön, a völgyekben, a medencékben a derázió által is mozgatott homokos lejtőlösz (SZÉKELY A. 1958, 1983). A többritmusú pleisztocén kéregmozgások eredményeként a terület átlagosan 150-200 métert emelkedett, míg egyes medencék (pl. Pétervásárai-, Zabari-, Borsodszentgyörgyi-medence) bezökkentek (SZÉKELY A. 1958, ÁDÁM L.-MAROSI S SZILÁRD J. 1969). A szerkezeti mozgások hatása elsősorban a völgyhálózaton látszik. A nagyobb völgyek mellett, melyek egyes szakaszaikon vagy teljes hosszukban a fő szerkezeti csapásirányokhoz igazodnak (szerkezetileg preformált völgyek) gyakran mellékvölgyeik, sőt még a deráziós völgyek is követik a szerkezeti vonalakat (TOMOR J. 1943a,b, SZÉKELY A. 1958, ÁDÁM L.-MAROSI S.-SZILÁRD J. 1969). RADÓCZ
A domborzat általános jellemzői A kistáj domborzatát tekintve kettős képet mutat. Magasabb, (350-) 400-451 m tszf.-i magasságú térszínei formakincsük és az azokat alakító folyamatok eredményeképpen inkább alacsony hegységi jellegűek; míg az alacsonyabb, 180-300 (-350) m tszf.-i magasságú felszínek eróziós-deráziós dombsági arculatúak. A kistájat jellemzően É-D-ies futású patakok szabdalják fel, melyek völgyeinek egy része szerkezetileg előjelzett. Az átlagos vízfolyássűrűség 5,7 km/km2 (MAROSI S SOMOGYI S. 1990). A kistáj D-i része a Tárna bal oldali, É-i része a Sajó jobb oldali vízgyűjtőjéhez tartozik. Csuszamlások A csuszamlás a magyar földrajzi és mérnökgeológiai szakirodalom meghatározása szerint a szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgások felszínformáló csoportjába tartozik (FARKAS J. 1992, SZABÓ J. 1993). A lejtő dinamikus egyensúlyi állapotban lévő önszabályozó rendszer, időleges egyensúlyi állapotokkal (FARKAS J. 1982, 1992). Tömegmozgásra akkor kerül sor, ha a lejtő egyensúlyi állapota megbomlik és azt tömegátrendeződéssel nyeri vissza. A lejtők anyagának csúszópálya mentén a nyíróerők hatására bekövetkező gyors elmozdulása a csuszamlás (SZABÓ J. 1993). Csuszamlások típusai A csuszamlásokat a csúszópálya kialakulása szerint két nagy csoportba soroljuk (SZABÓ J. 1993):
1. Szingenetikus csúszópályán kialakuló csuszamlás. Homogén anyagú lejtőkön a csúszópálya csak a mozgás megindulásának pillanatában alakul ki a pillanatnyi erőviszonyoknak megfelelően. A görbült csúszópályán a mozgó anyag általában a mozgás irányával ellentétes forgó mozgást is végez. Erdélyből származó ellnevezéssel ez a suvadás.
71
2. Preformált csúszópályán kialakuló csuszamlós Rétegzett inhomogén kőzetben a csúszópálya rendszerint a különböző kőzetmechanikai tulajdonságú rétegek mentén alakul ki. A két fő kategórián belül a mozgó anyag vastagsága, a csúszópálya dőlése, felszínre való kifutása, a csúszás morfológiai jellege stb. alapján számos további típus különíthető el (pl. PÉCSI M. 1971, FARKAS J. 1992, SZABÓ J. 1993). A mozgást előidéző okok Általában elmondható, hogy a tömegmozgást a nyírószilárdság csökkenése és/vagy a nyírófeszültség növekedése okozza, megbontva a lejtő stabilitását (FARKAS J. 1982, 1992, SZABÓ J. 1993). Ezt sokszor több tényező együttes hatása váltja ki, azonban egy-egy fő kiváltó ok a legtöbb esetben nagy biztonsággal meghatározható. A lejtőmozgást kiváltó leggyakoribb okok, hatások PÉCSI M. (1971) és FARKAS J. (1992) alapján: • Átlagos lejtőhajlás megnövekedése, mely bekövetkezhet földkitermelés, lejtőátvágás (pl. útépítés miatt), folyóvízi alámosás, vagy tektonikus mozgások hatására. • Terhelés hatása: a nyíróerő növekedését idézi elő a lejtő utak, vasutak, depóniák stb. telepítésével történő megterhelése, vagy a víz- és szennyvízvezetékekből elszivárgó vizek tömegéből adódó megnövekedett terhelés. • Dinamikus hatások: földrengések, vibrációs hatások. A rezgés, ill. rengés amplitúdójának növekedésével (ha a frekvencia a kritikus érték fölött van) a belső súrlódási szög tangese csökken. Vibrációs hatásokra különösen a szemcsés talajok érzékenyek, mivel rezgés hatására a szemcsék érintkezési pontjainak száma átmenetileg csökken. Növeli a talaj vibrációra való érzékenységét, ha vízzel telített, ekkor ugyanis a rezgés hatására a pórusvíz nyomása megváltozik, ingadozik, ami a talaj szerkezetét roncsolhatja. • Talajvíz hatása A talajvíz lejtőállékonyságra gyakorolt hatása többféle: az áramló talajvíz áramlási nyomása, ill. nyomásváltozása szerkezetmódosító hatású lehet. E mellett az áramló talajvíz szemcsét és/vagy kötőanyagot moshat ki, csökkentve a talaj állékonyságát. A hirtelen süllyedő talajvíznek szintén szerkezetroncsoló hatása lehet. Végül pedig víz hatására a talaj eredeti szerkezetét jelentősen megváltoztató kémiai átalakulások mehetnek végbe. • Víztartalom változás hatása: A lejtőt felépítő talaj- és kőzetrétegek között gyakran meglévő potenciálkülönbség hatására a beszivárgó vizek a réteghatáron víztartalom növekedést idéznek elő. A talaj ismételt átnedvesedése és kiszáradása zsugorodási repedések kialakulásához vezetnek, melyek mentén a talaj mélyebb részein is szerkezetmódosító változások következhetnek be. • Fagy hatás A talajvíz megfagyásával bekövetkező térfogat-növekedés és a jéglencse-képződés erősen roncsolja a talaj szerkezetét. • Növényzet változása A lejtőt borító növényzet kiirtása a lejtő stabilitásának csökkenését okozhatja.
72
Arló környéki csuszamlások Bár Arló K-i határa már nem tartozik a kistájhoz, mind kőzetfelépítése, mind domborzata nagymértékben hasonlít az Ózd-Pétervásárai-dombságéra. Ezért célszerű az itt megismert csuszamlások részletes elemzéséből (LEÉL-ŐSSY S. 1950, 1973, 1975, PEJA GY. 1955, 1956, 1975) adódó eredményeket és következtetéseket a kistáj hasonló formáinak vizsgálata során is figyelembe venni. Az Arló K-i határában emelkedő 338 m magas Csahó-hegy északi oldala az 1860as évektől kezdődően többször lecsúszott, elgátolva a Szohony-völgy torkolati szakaszát és a benne folyó kis Szohony-patakot. Ezáltal a csuszamlás nyelve mögött jelentős méretű tó képződött. A csuszamlás a hegy gerincének körülbelül 400 m hosszú szakaszán indult meg és 50-60 m magas elválási falat hozott létre. A mozgó anyag a völgytalphoz közeledve tömbösen feldarabolódott, a völgytalpon pedig nyelvszerűen szétterült (1. kép). A csuszamlás szeletes jellegét LEÉL-ŐSSY S. (1950, 1975) és PEJA GY. (1955, 1956, 1975) is a többször (1863, 1910, 1929-37) megismétlődő csuszamlásnak tulajdonította. Meg kell jegyezni azonban, hogy hasonló forma, a mozgás jellegéből fakadóan, egyszeri elválással megindult, folyamatosan csúszó anyag esetében is kialakulhat, amennyiben a csúszó tömegben húzó és kompressziós szakaszok alakulnak ki, melyek határa mentén az egységes anyagtömeg tömbösen feldarabolódik (FARKAS J. 1982).
l.kép A Csahó-hegy csuszamlásának képe 2005 nyarán A csuszamlás elsődleges kiváltó okaként mindkét szerző egyértelműen az ember lejtőmegbontó tevékenységét jelöli meg. A Csahó-hegyben az 1850-es évektől kezdődően több kisebb táróval szénbányát nyitottak. A bányászat felhagyása után a tárókat beomlasztották, az omlasztás a lejtő egyensúlyát megbontotta. Nem sokkal ez után kezdődött meg a felszínmozgás. Jelentősen hozzájárult a csúszás megindulásához a lejtő 73
meredeksége (40-45°), a nagy relief energia és a mozgást megelőző évtizedek nagyméretű erdőirtása. A csuszamlás mindkét szerző szerint kőzetréteg mentén történt, vagyis preformált csuszamlás, PEJA GY. (1955, 1956, 1975) mégis többször suvadásnak nevezi. Jelentős véleménykülönbség van a szerzők között a csúszópálya rétegének meghatározásában. LEÉL-OSSY S. (1950, 1975). szerint klasszikus, agyagos, agyagmárgás rétegen megindult csuszamlásról van szó. Az agyagmárga réteget a felszínről, a laza összleteken át beszivárgó csapadékvíz tette csúszásra alkalmassá. A felszíni beszivárgás megnövekedéséhez az erdős növényzet megváltozása jelentősen hozzájárult. PEJA GY (1956). ezzel szemben csúszólap kialakulására alkalmas agyagréteget nem talált. Az egész hegyet, mint vetővel tagolt laza összletekböl felépülő homok-homokkő hegyet írja le. A csúszást a bánya omlasztásával a laza összletekben a felszínig felharapódzó omlás okozta közetszerkezet-változás készítette elő. Csúszópályaként szerinte egy a felszínre kifutó átnedvesedett homokos kavicsréteg szolgált. Hasonló, bár kisebb méretű csuszamlások találhatók a szomszédos Csahó- és Benéte-völgyben is PEJA GY. (1955). Szurdokvölgyekben bekövetkező csuszamlások A kistáj azokon a nagy relief energiájú területein, ahol a Pétervásárai Homokkő Formáció erősen cementált, kemény, glaukonitos homokkő rétegei a felszínen, vagy a felszín közelében vannak mind az állandó, mind az időszakos vízfolyások mély, szűk szurdokokat, ill. szurdokvölgy-szerü medreket (ún. szurdikokat) alakítanak ki. A szurdikok és a völgyek oldalában gyakoriak a sekély, kis méretű csuszamlások (2-3. kép). A mozgó felszín kiterjedése legtöbbször csak pár m2, a csúszó anyag vastagsága általában 0,5-1,5 m közötti. A mozgó anyag vastagsága, összetétele és anyagi szerkezete arra enged következtetni, hogy elsősorban a talaj- és a málladéktakaró csúszott meg, vagyis ún. köpenycsuszamlásról beszélhetünk. A felszínmozgásban csak kivételes esetben vesznek részt a szálban álló rétegek, ekkor omlásos jelenségek kísérik a csuszamlást.
2-3. kép Szurdokvölgyek oldalában bekövetkező köpenycsuszamlások
74
A felszínmozgás kiváltó okai többfélék lehetnek. Leggyakrabban a málladéktakaró és a szálkőzet határán kialakuló vízmozgás indítja meg a csúszást. A víz a felszínről származik és beszivárgás útján jut a málladéktakaróba. Lefelé haladva eléri a szálkőzetet, melybe már kevésbé tud behatolni, ezért a lejtő irányú mozgása lesz a meghatározó, kialakítva a csúszópályát. A csúszópálya felszíne gyakran agyagos tapintású. Az agyag elsősorban a talajból mosódhat be a málladéktakaró alá, ill. magából a szálkőzetből származhat kémiai folyamatok hatására (agyagásványosodás). Azonban agyagos réteg létrejötte nélkül is kialakulhat csuszamlás, amennyiben a beszivárgó víz a homokkő meszes kötőanyagát feloldja és oldatban elszállítja. A szálkőzet felszínén visszamaradt laza homok a következő jelentősebb átnedvesedés (zápor, hirtelen hóolvadás) után könnyen folyóssá válhat, kialakítva a csúszópályát. A csúszás gyakori kiváltó oka az időszakos és állandó vízfolyások lejtőalámosó hatása, melynek következtében az átlagos lejtőhajlás növekszik, a lejtő stabilitása csökken. A csúszások sekély sebhelyeit a későbbi deráziós folyamatok (talaj kúszás, törmelék- és málladékkúszás, talajfolyás stb.) gyorsan elfedik, nehezen felismerhetővé teszik. A szurdikba vagy völgybe lecsúszott csekély mennyiségű anyagot a vízfolyás néhány zápor után szinte maradéktalanul ki tudja takarítani. Az egykori felszínmozgásra ezért legtöbbször már csak a kidőlt fák kisebb csoportjai, vagy a szurdik alján elgátolt kisebb mocsaras szakaszok engednek következtetni. Erdészeti utak mentén bekövetkező csuszamlások A csuszamlások közel felének elsődleges kiváltó oka az ember lejtő egyensúlyát megbontó, közvetlen beavatkozása. Ez a beavatkozás leggyakrabban a lejtő műtárggyal, depóniával stb. való megterhelése, a lejtő bányaüreg nyitásával, vagy út létesítésével való megbontása (FARKAS J. 1982). Az Ózd-Pétervásárai-dombságon az emberi beavatkozás közvetlen hatására bekövetkező csuszamlások elsősorban bányaüreg nyitásához (1. csalhóhegyi csuszamlás), ill. erdészeti út létesítéséhez kapcsolódnak. Földút váltotta ki a Bükkszenterzsébet északi határában nyíló eróziós-deráziós völgy oldalában megfigyelhető földfolyásos csuszamlásokat (4. kép). A három keskeny (22,5 m széles), több tíz méter hosszú csuszamlás közvetlenül a földút pereméről indul és pár méterrel a völgytalp fölött végződik el. A völgytalpra való kifutásukat a völgytalpat borító sűrű cserjés akadályozta meg. A felszínmozgás kiváltó oka egyértelműen a lejtő felső harmadában, a szintvonalakkal közel párhuzamosan futó földút bevágása lehetett, amely a lejtőt hirtelen megtöri. A lejtő felső harmadából esőzések, ill. hóolvadás után lefutó vizeket a földút magához kényszeríti, összegyűjti. Mivel az út lejtése, ami mindössze pár fok, messze elmarad a völgyoldal lejtésétől (-15°), a rajta összegyűlő vizeket lassabban tudja levezetni, így azok a felszínt hosszabb ideig nedvesítik. Ezért a földút alatti lejtőszakasz felszín közeli rétegeibe több víz szivároghat be, különösen azokon a pontokon, ahol a földút kátyúiban „tócsák" maradnak vissza (itt a beszivárgás utánpótlása folyamatos). Az így, az átlagosnál jobban átnedvesedet lejtőszakaszok felszín közeli, pár deciméter vastag talajrétege a földút peremétől indulva köpenyszerűen megcsúszik. A csúszást folyásos jelenségek kísérik és követik, ezért a felszínmozgás e két típusa között ebben az esetben éles határt vonni nem lehet. A kistáj középső, meredek oldalú, mély völgyekkel tagolt, hegyvidéki jelegű részén gyakoriak a völgyekben futó erdészeti utakat szegélyező kisebb csuszamlások. Mind
75
méretüket, mind kialakulásukat tekintve hasonlóak a szurdokvölgyekben kialakuló csuszamlásokhoz, azzal az eltéréssel, hogy a felszínmozgás közvetlen kiváltó oka ebben az esetben nem vízfolyás, hanem az út átlagos lejtőhajlást megnövelő hatása. A földutak ezekben a völgyekben ugyanis a széles meder és terjedelmes ártér miatt közvetlenül a völgytalp peremén, gyakran a lejtőt megbontva, a völgyoldal aljába vágva létesültek.
4. kép Földút pereméről induló földfolyásos csuszamlások Bükkszenterzsébet határában Szintén erdészeti úthoz kapcsolódik a Borsodszentgyörgy déli határában, a Palinavölgyben futó földút mentén megfigyelhető blokkcsuszamlás is (5. kép). Az út számára mely a völgy bal oldalán, közvetlenül a völgyoldal mentén halad - az átlagosan 10-15°-os meredekségü völgyoldalban helyenként útbevágást létesítettek. A völgy torkolati szakasza mentén két ilyen jelentősebb méretű (10-15 m hosszú és 2 m magas) útbevágás a glaukonitos-meszes homokkőbe mélyült. A homokkő fizikai és szerkezeti tulajdonságai lehetővé teszik, hogy magas, függőleges falakban is megálljon. (A kistáj területén nem ritkák a több tíz méter magas természetes homokkőfalak sem.) Mindkét bevágás eredetileg ~ 2-2,5 m, függőleges homokkőfalat hozott létre. Mára e falakat felső harmadukig törmelék takarja. Az első útbevágás homokkősziklájából két 60 cm széles és 1,5 m hosszú tömb vált el és csúszott le. A tömbök körülbelül 1-1,5 métert mozdultak el a földút felé. Mozgásukat a falat takaró és támasztó törmelék akadályozza. A csúszás közvetlen kiváltó oka a lejtő lábának bevágással való megbontása lehetett. A lejtő így elvesztette természetes alátámasztását, melyet támfal vagy rézsű kialakításával nem pótoltak (az igazsághoz tartozik, hogy a bevágást 2/3-áig elfedő törmelék részben egy rézsű maradványa is lehet). A homokkőfal egységét részben a fák
76
gyökereinek nyomása, részben a gyökerek mentén leszivárgó víz bonthatta meg, függőleges repedést, majd szakadást hozva létre a sziklafal peremével párhuzamosan. A repedés mentén a csapadékvíz a homokkőbe jutott, ahol egy agyagos, agyagmárgás réteg mentén jutott ismét a felszínre. E réteg mentén alakulhatott ki a csúszópálya is. Hasonló, bár méretüket tekintve kisebb csuszamlások a kistáj más völgyeiben futó utak mentén is előfordulnak.
5. kép Blokkcsuszamlás a Palina-völgyben
Suvadások A kistáj peremi, dombsági jelegű területein a széles völgytalpú, lankás oldalú eróziós és a tál, ill. teknő alakú deráziós völgyek völgyoldalait kisebb-nagyobb csuszamlások hullámosítják (6. kép). A terület kőzettani felépítéséből következően tanulmányozásuk nem könnyű, ugyanis a puha aleuritos, márgás, homokos összletekben képződött csúszássebhelyek és csúszásnyelvek gyorsan elegyengetődnek, nehezen felismerhetővé válnak. Az egyik legnagyobb Bükkszenterzsébet belterületén, a Leleszipatak jobb oldalán található. Felismerését nehezíti, hogy gyakorlatilag a település részévé vált: mind a sebhelye, mind a nyelve sűrűn beépített. Bár részletes (fúrásokon alapuló) vizsgálati eredmény nem áll rendelkezésre, alaki jellemzőikből és a közeli feltárások vizsgálatából arra következtethetünk, hogy a csúszópálya kialakulása nem köthető egy konkrét réteghez. Ezért egy részük valószínűleg suvadás.
77
6. kép Csuszamlással hullámosított völgyoldal Ózd határában Összegzés Az Ózd- Pétervásárai-dombság jellemző felszínformái a különböző típusú csuszamlások. Kialakulásukban a kőzetminőség, a kistáj domborzati adottságai (erős szerkezeti tagoltság, nagy reliefenergia), valamint az emberi tevékenység (lejtőmegbontás, erdőirtás) egyaránt szerepet játszik. A terület középső, hegyvidéki arculatú részén jellemzően kis kiterjedésű, sekély csuszamlások alakulnak ki, a vízfolyások, ill. az erdészeti utak lejtőmegbontó hatása miatt. Szintén elsősorban ezeken a területeken, ahol a kemény homokkő kisebb-nagyobb sziklafalakat alkot, fordulnak elő a tömbös (blokk)csuszamlások. A kistáj peremi, dombsági jellegű vidékein gyakoriak a nagyobb kiterjedésű felszínmozgások, melyek a völgy- és domboldalakat lankásitják. Felismerésük és tanulmányozásuk, a formák gyors pusztulása miatt nem könnyű. Az egykori csuszamlásokra gyakran már csak a hullámos völgy- és domboldalakból következtethetünk.
Irodalom ÁDÁM L.-MAROSI S.-SZILÁRD J. 1969: A magyarországi dombságok negyedkori felszínfejlődésének
főbb vonásai - Földrajzi Közlemények XVII. (XCIII.) 255-271. o. BALOGH K. (SZERK.) 1975: Magyarázó Magyarország 200000-es földtani térképsorozatához M-34XXXIII. Miskolc - Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. 277 o. BALOGH K. 1964: A Bükk-hegység földtani képződményei - Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve XLVIII. 2. 719o. BÁLDI T. 1988: Magyarország epikontinentális oligocén képződményeinek rétegtana - In: Bérezi I Jámbor Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. - A MOL Rt és a MÁFI kiadványa, Budapest. 419-435. o. FARKAS J. 1982: Agyagok réteghatárán meglévő anomáliák szerepe a hazai rétegcsúszások kialakulásában - Kandidátusi értekezés. Kézirat. 177 o.
78
FARKAS J. 1992: Felszínmozgások geotechnikai kérdései - Akadémiai Doktori értekezés. Kézirat. 308 o. HAHN GY. 1964: Természeti földrajzi megfigyelések Istenmezeje környékén - Földrajzi Értesítő XII. 291-310. o. HAJDÚ MOHAROS J.-HEVESI A. 1997: A Kárpát-pannon térség táj tagolódása. In: Karátson D.-Száraz M. Gy. (szerk.): Pannon Enciklopédia - Magyarország földje. Kertek 2000 Könyvkiadó, Budapest. 274-284. o. HÁMOR G. 1998: A Magyarországi miocén rétegtana - In: Bérezi I.-Jámbor Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. - A MOL Rt és a MÁFI kiadványa, Budapest. 437-452. o. HEVESI A. 2002: A Bükk hegység földrajzi helyzete, kialakulása, éghajlata - In: Baráz Cs. (szerk.): A Bükki Nemzeti Park, Hegyek, erdők, emberek. Bükki Nemzeti Park Igazgatóság, Eger, 2002. 16.o. HORVÁTH G. 1996: A Cserhát, a Medves, és a Gömör-Hevesi dombság. In : Karátson D. - Száraz M. Gy. (szerk.): Pannon Enciklopédia - Magyarország földje. Kertek 2000 Könyvkiadó, Budapest. 333-336. o. JASKÓ S. 1940: A Rima és a Tárna közének oligocén rétegei és kövületei - Földtani Közlöny LXX. 294-302. o. JASKÓ S. 1950: Adatok a palócföld oligocén rétegtanához - Földtani Közlöny LXXX. 151-155. o. JASKÓ S. 1952: Ózd környékének földtani leírása - Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése. 1948. p. 143-146. o. KECSKEMÉTIT. 1998: Magyarország epikontinentális eocén képződményeinek rétegtana - In: Bérezi I.-Jámbor Á. (szerk.) : Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana - A MOL Rt és a MÁFI kiadványa, Budapest. 403-417. o. KROLOPP E. - RADÓCZ GY. 1974: Pleisztocén képződmények Bükkszenterzsébet környékén - Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1972-ről. 87-99. o. LÁNG S. 1953: Természeti földrajzi tanulmányok az Észak-magyarországi középhegységben Földrajzi Közlemények I. (LXXVIII.) 1-2. 21-64. o. LEÉL-ŐSSY S. 1950: Az Arló melletti hegycsuszamlás és az általa létrehozott tó - Hidrológiai Közlöny 30. 151-152.0. LEÉL-ŐSSY S. 1973: Természeti-antropogén folyamatok és formák vizsgálata Ózd és Arló környékén - Földrajzi Értesítő XXII. 195-213. o. LEÉL-ŐSSY S. 1975: Összehasonlító mérnökgeomorfológiai vizsgálatok Salgótarján és Ózd környékén - Földrajzi Értesítő XXIV. 141-158. o. MAJZON L. 1951: Bükkszéken és környékén javasolt fúráspontok - Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1945-47-röl. II. 111-120. o. MAROSI S. -
SOMOGYI S. (SZERK.)
1990: Magyarország kistájainak
katasztere II. - MTA
Földrajztudományi Kutató Intézet, Budapest. 946-950. o. MOLNÁR B. 1984: Aföldés az élet fejlődése - Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest. 276-284. o. MOLNÁR B.-VARRÓ M. 2000: Pétervására környéki negyedidőszaki üledékkifejlődések vizsgálata Földrajzi Értesítő XLIX. 1-2. 43-58. o. PEJA GY. 1955: Az ózdi táj - Természet és Társadalom CXIV. 400-^09. o. PEJA GY. 1956: Suvadástípusok a Bükk északi (harmadkori) előterében - Földrajzi Közlemények IV. (LXXX.) 3. 217-240. o. PEJA GY. 1957: Korráziós formák felszínalakító hatása a Bükk észak-északkeleti előterében Földrajzi Közlemények V. (LXXXI.) 2. 109-132. o. PEJA GY. 1975: Geomorfológiai megfigyelések az Északi-középhegység laza kőzetű tömegmozgásos lejtőin - Földrajzi Értesítő XXIV. 241-244. o. PÉCSI M. 1971: A földcsuszamlások főbb típusai - Földrajzi Közlemények XIX. (XCV.) 2-3. 125159.o.
79
PÉCSI M.-JUHÁSZ Á.-SCHWEITZER F. 1976: A magyarországi felszínmozgásos területek térképezése -
Földrajzi Értesítő XXV. 223-235. o. SCHRÉTER Z. 1942a: Bükkszék környékének földtani és hegyszerkezeti viszonyai - Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1936-38-ról. II. 831-858. o. SCHRÉTER Z. 1942b: Hevesaranyos, Bátor és Szúcs környékének földtani viszonyai - Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1936-38-ról. II. 887-897. o. SCHRÉTER Z. 1943: Borsodnádasd és Arló környékének földtani viszonyai - Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1939^10. II. 887-897. o. SCHRÉTER Z. 1952: A Mátrától ÉK-re eső dombvidék földtani viszonyai - Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése. 1952. 111-118.0. SZABÓ J. 1993: Tömegmozgások - In: Borsy Z. (szerk.): Általános természeti földrajz. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest. 269 292. o. SZENTES F. 1951: Fedémes környékének hegyszerkezeti viszonyai - Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1945-47-ről. II. 157-159. o. SZÉKELY A. 1958: A Tárna - völgy geomorfológiája - Földrajzi Értesítő VII. 389^414. o. SZÉKELY A. 1983: A pleisztocén periglaciális domborzatformálás Magyarországon - Földrajzi Értesítő XXXII. 3-4. 389-398. o. TOMOR J. 1948a: Borsodnádasd, Arló, Bolyok és környékének földtani viszonyai - Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1939-40. II. 739-750. o. TOMOR J. 1948b: Ózd, Hangony, Domaháza, Zabar és környékének földtani viszonyai - Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1939 40. II. 765-775. o. UTASI Z. 2001: A Heves-Borsodi-dombság morfometriai elemzése térinformatikai módszerekkel Földrajzi Konferencia, Szeged. 10 o..
80
