A Karancs Medves és a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet. Nógrád és Gömör határán

A Karancs–Medves és a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet Nógrád és Gömör határán

A BÜKKI NEMZETI PARK IGAZGATÓSÁG S OROZATSZERKESZTŐ : Baráz Csaba

MONOGRÁFIÁI

– 2.

A Karancs–Medves és a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet Nógrád és Gömör határán SZERKESZTETTE : Kiss Gábor

Baráz Csaba • Gaálová, Katarína • Judik Béla

Bükki Nemzeti Park Igazgatóság Eger, 2007

SZERKESZTETTE : Kiss Gábor TÁRSSZERKESZTŐK: Baráz Csaba • Gaálová, Katarína • Judik Béla ÍRTÁK: B. Kovács István • Balázs Csaba • Balázs Pál Bedrna, Zoltán • Belanová, Eva • Benda, Petr • Csiky János • Dlapa, Pavel Dulák, Marek • Estók Péter • Eszterhás István • Feld István • Frics Gyula Furmánek, Václav • Gaál Lajos • Gaálová, Katarína Gális, Rastislav • Gubola István • Horváth Gergely • Hrivnák, Richard Judik Béla • Karancsi Zoltán • Karola, Vladimír Kordos László • Kovalčík, Vojtech • Krištín, Anton Lantos István • Lengyel Ágnes • Limbacher Gábor • Prakfalvi Péter Priatková, Lucia • Rimóczi Imre • Stoszek Krisztina • Svatoň, Jaroslav Szakáll Sándor • Szepessy Gábor • Szepessyné Judik Dorottya Szirácsik Éva • Tímár Gábor Uhrin, Marcel Varga Norbert • Zsupos Zoltán L EKTORÁLTÁK: Baráz Csaba • Dudás György • Fancsik János Gaál Lajos • Gyalog László • Horváth Gergely Martonné Erdős Katalin • Pelikán Pál • Tímár Gábor Zimányi Árpád FORDÍTOTTÁK: Angol: Baros Zoltán • Angol nyelvi lektor: Vermes Albert Szlovák (fordítás és lektorálás): SKRIVANEK Slovensko s.r.o. T ÉRKÉPMELLÉKLETEK: A – A Karancs–Medves és a Cseres-hegység TK átnézeti térképe (Sulyok József) B – A Karancs–Medves és a Cseres-hegység TK vegetációtérképe (Csiky János) C – A Karancs–Medves és a Cseres-hegység TK földtani térképe (MÁFI – Gyalog László) Címlapon: A somoskői vár (Civertan Bt.) Hátlapon: A somoskői „bazaltzuhatag” (Kiss G.) Előzéken: Fő Méltóságú Gróf Mikó Imre Úr eö Kegyelmessége Gömör Kishont te. megyebeli Ajnácskőben fekvő tagbirtokának térképe (XIX. sz.) Készült az INTERREG III A program keretében az Európai unió és a Magyar Köztársaság finanszírozásával Kiadja a Bükki Nemzeti Park Igazgatóság Felelõs kiadó: Duska József igazgató ISBN 978-963-87289-2-0 A szedés és a tördelés a Garamond Kft. munkája Nyomta és kötötte az Alföldi Nyomda Zrt. Debrecen Felelős vezető:

TARTALOMJEGYZÉK

Tartalom Előszó . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7 A Karancs–Medves és a Cseres-hegységtájvédelmi körzetek fekvése, helyzete (Horváth Gergely – Gaálová, Katarína) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 A

TERMÉSZET VILÁGA

Földtani felépítés, szerkezeti viszonyok, földtani értékek (Prakfalvi Péter – Gaál Lajos – Horváth Gergely) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

13

Ősmaradványok a Karancs, a Medves és a Cseres-hegység vidékén (Kordos László – Gaál Lajos) . . . . . . . . . . . . . . . . .

43

A Karancs, a Medves és a Cseres-hegység ásványtani jellemzése (Szakáll Sándor)

. .

51

Domborzat, felszínformák, felszínfejlődés, felszínalaktani értékek (Gaál Lajos – Horváth Gergely) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

57

Barlangok (Gaál Lajos – Eszterhás István – Horváth Gergely)

. . . . . . . . . . . . . .

79

. . . . . . . . . . . . . . . .

91

Vízföldtani és vízföldrajzi viszonyok, víztani értékek (Horváth Gergely – Gaálová, Katarína – Prakfalvi Péter) . . . . . . . . . . . . . . . .

93

Éghajlati viszonyok (Horváth Gergely – Gaálová, Katarína)

Talajok a Karancs és a Medves vidékén (Tímár Gábor) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105 A Cseres-hegység talajai (Dlapa, Pavel - Bedrna, Zoltán)

. . . . . . . . . . . . . . . . . 113

Növényvilág, növénytani értékek (Csiky János – Balázs Pál – Hrivnák, Richard – Rimóczi Imre) . . . . . . . . . . . . 117 Állatvilág, állattani értékek – gerinctelenek (Evertebrata) (Lantos István – Krištín, Anton – Svatoň, Jaroslav ) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143 Állatvilág, állattani értékek – gerincesek (Vertebrata) (Balázs Csaba – Benda, Petr – Estók Péter – Uhrin, Marcel) . . . . . . . . . . . . . . 157 TÁJ-

ÉS KULTÚRTÖRTÉNET

A Cseres-hegység őskori és történetírás előtti korszakának régészeti leletei (Furmánek, Václav) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 179 Középkori várak a Karancs, a Medves és a Cseres-hegység vidékén (Feld István) . . . 185 „Sunt latrones in silvis, domine Dimén?” Jegyzetek a palócokról (B. Kovács István) . . 193 Gyűjtögető gazdálkodás a Medvesalján (Zsupos Zoltán) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203 Népi vallásosság a Karancs térségében (Lengyel Ágnes – Limbacher Gábor) . . . . . . . 215 5

TARTALOMJEGYZÉK Építészeti hagyományok és emlékek (Frics Gyula – Gaálová, Katarína) . . . . . . . . . 225 Mondák a tájban (Frics Gyula – Varga Norbert) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 235 Az erdőgazdálkodás története (Szepessyné Judik Dorottya) . . . . . . . . . . . . . . . . . 241 Erdőgazdálkodás a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet területén 1879-től napjainkig (Dulák, Marek – Kovalčík, Vojtech) . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249 A mezőgazdaság története a Karancs és a Medves vidékén (Szirácsik Éva) . . . . . . . 257 A mezőgazdaság fejlődése a Cseres-hegységterületén (Priatková, Lucia)

. . . . . . . . . 269

Bányászat- és ipartörténet (Karancsi Zoltán – Prakfalvi Péter – Gaál Lajos) . . . . . . 273 Egykori keskeny nyomtávú vasutak a Karancs–Medves vidékén (Szepessy Gábor) . . . . 291 A turizmus története (Gubola István)

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 297

Antropogén tájalakítás (Gaálová, Katarína – Karancsi Zoltán) A

. . . . . . . . . . . . . . 303

TERMÉSZETVÉDELEM MÚLTJA, JELENE ÉS JÖVŐJE

A Karancs–Medves Tájvédelmi Körzet (Judik Béla – Stoszek Krisztina) . . . . . . . . . 313 A Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet (Gaálová, Katarína – Karola, Vladimír – Priatková, Lucia – Belanová, Eva – Gális, Rastislav) . . . . . . 331 Egyéb védett természeti területek és értékek a Karancs–Medves és a Cseres-hegység vidékén (Gaálová, Katarína – Judik Béla) . . . . . . . . . . . . . . 347 A Karancs–Medves és a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet kapcsolata, együttműködése (Gaálová, Katarína – Judik Béla) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 349 A Karancs, a Medves és a Cseres-hegység vidékének földtani képződményei (összefoglaló táblázat) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 350 Településnevek mutatója . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 352 ÖSSZEFOGLALÓK / SÚHRN / A SU M M ARY Chránené krajinné oblasti Karancs–Medves a Cerová vrchovina

. . . . . . . . . . . . . . 353

The Karancs–Medves and the Cseres Mountains Landscape Protection Areas . . . . . . 363 Földrajzi nevek mutatója

6

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 375

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

Földtani felépítés, szerkezeti viszonyok, földtani értékek Prakfalvi Péter – Gaál Lajos – Horváth Gergely

E fejezetből megismerhetjük a Karancs–Medves és a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet területét felépítő kőzeteket keletkezésük sorrendjében, vagyis az idősebbektől a fiatalabbak felé haladva. Megvizsgáljuk anyagi összetételüket, szerkezetüket, keletkezésük módját, megadjuk relatív, esetenként abszolút (radiometrikus) korukat, ismertetjük a bennük található nyersanyagokat. Tíz- és százmillió éveket ugrunk vissza az időben, megpróbáljuk az egykori élővilágot és éghajlatot felidézni, amiben gyakran a vizsgált területen vagy annak közelében előkerült őslénytani leletek lesznek segítségünkre. Mindezek ismeretében megérthetjük a felszínen található kőzetek, ásványok, őslénytani leletek, látványos sziklaalakzatok és felszíni formák kialakulásának módját, és megismerkedhetünk a terület földtani különlegességeivel.

A

TERÜLET FÖLDTANI MEGISMERÉSÉNEK

TÖRTÉNETE

A Karancs–Medves vidéke egyes részeinek első említésre méltó leírását R ADVÁNYI F. „Nemes Nógrád vármegye esküdt jegyzője” tollából ismerjük (1710–1716). A vármegyéről szóló öszszefoglaló művében meglepően sok „földtani” leírást találhatunk annak ellenére, hogy a közigazgatásban dolgozott hivatalnokként. Többek között valószínűleg elsőként hívja fel írásban a figyelmet a somoskői „ötszögletű kövekre”, ami őt „csodálkozásra késztette”, vagy a Vecseklő közelében található „kigőzölgésekre”, ami a környék széntelepeinek első közvetett leírása (sajnos nem tisztázott, hogy ez a Medves fennsíkján található Vecseklőpusztára, vagy Vecseklő [Večelkov] falura vonatkozik-e). Nem kerülték el figyelmét a kőzetek felhasználási lehetőségei sem, a Pécs-kőről például a következőket írja: „itt olyan mennyiségű kőtörmelék található, amely elegendő lenne sok vár és város felépítésére”. Talán legnagyobb érdeme, hogy mivel nem hagyatkozhatott korábbi természeti leírásokra, így információit csak úgy szerezhette be, hogy a területet

részletesen bejárta, ami az akkori mostoha közlekedési viszonyok ismeretében igen nagy teljesítményként értékelhető. Közel 100 évvel később jelenik meg egy földtani adatokat is tartalmazó újabb írásmű (ZIPSER, C H. A. 1817), amely a bazaltok és az andezitek ásványtani érdekességeire hívja fel a figyelmet. Többek között megemlíti a térség jellegzetes ásványait, így a Karancs gránátját és a Medves augitját, olivinjét. A térség első szakavatott földtani leírását BEUDANT, F. S. (1822) francia geológus vetette papírra, aki 1818-ban bebarangolta a Karancs, a Medves és a Salgó vidékét (ismertette DORNYAY B. 1933). Leírásában megkülönböztetett homokot, habkő konglomerátumot (amit napjainkban riolittufának nevezünk; a „habkő” a kőzet kis térfogatsúlyára utal), lignites homokot (ami a széntelepes összletnek, azaz rétegsornak felel meg), porphyrikus zöldkövet (ez a Karancsot felépítő gránátos amfibolandezittel egyezik meg; a porfír szócska a szabad szemmel látható ásványokra utal) és bazaltot. Rövid útja során az alapvető kőzeteket tökéletesen felismerte, és keletkezésük sorrendjében sem tévedett, a jellegzetes ásványokat is pontosan leírta, külön kiemelve a Karancs gránátját, és megfigyelései kiterjedtek a mélységből felragadt kőzetzárványokra, nagyméretű kristályokra is. Minden bizonnyal ő szerkesztette az első földtani szelvényt a területről (1. ábra). KUBINYI F., aki a Magyarhoni Földtani Társulat elnöke is volt, összefoglalta a megyére vonatkozó „ásvány-földtani” ismereteket (1843), és harcolt azért, hogy elhitesse: „ezen tudományok nem csak szellemi tekintetben szükségesek, hanem hasznot is hajtók”. Azt is megjegyzi, hogy sokan „idegen földön keresnek regényes tájakat, mintha édes hazánkban ollyanok nem találtatnának”, és ennek megváltoztatása érdekében rengeteget tett írásaival, közéleti szerepléseivel. Megjelentette Salgó várának rézkarcát is bazalt oszlopsoraival (KUBINYI F. – VAHOT I. 1853), és bár SZABÓ J. 1861-ben tett már említést róla, mégis ő volt, aki elsőként ismertette (1863) az EBECZKY E. által 13

A

TERMÉSZET VILÁGA

az ajnácskői Csontos-árokban (Kostná dolina) megtalált harmadidőszaki gerincesek ősmaradványait. Ezt később még számos neves kutató (KRENNER J. S. 1867, MEYER H. 1867, FUCHS T. 1879, S CHAFARZIK F. 1899, KORMOS T. 1917, FEJFAR, O. 1964) is felkereste és leírta. Az Ajnácskőt (Hajnáčka) körülvevő vulkáni eredetű csúcsokat SZABÓ J. írta le. 1861ben és 1865-ben megjelent munkáiban az ajnácskői Várhegyen kívül említi a Ragácsot (Ragáč), a sőregi Bagolyvárat (Soví hrad) és a Pogányvár (Pohanský hrad) lávatakaróját, bár utóbbit tévesen bazaltkráternek írta le. Az ajnácskői Vár-hegyet KOCH A. 1904-ben – szintén tévesen – bazaltlakkolitnak tartotta. Tévedését 1942-ben helyesbítette SZEPESHÁZY K., aki a Pogányvár melletti karádi lávaár önállóságát is igazolta. A terület ásványainak vizsgálatát illetően ZEPHAROVICH, V. VON (1859) chabazitot írt le a somoskői bazaltoszlopokból, TÓTH M. (1882) pedig a chabaziton kívül oligoklászt is említ ugyanonnan. A Karancs andezitjében található, Beudant által is leírt gránátok részletesebb vizsgálatát 1879-ben SZABÓ J. végezte el, öves szerkezetét egy vékonycsiszolati mikroszkópi képen adta közre. S CHAFARZIK F. (1889) a karancsi és sátorosi, általa trachitnak tartott andeziteket és azok zárványait tanulmányozta. SHVOY M. Nógrád megye leírásában (1874– 1875) gyakran hivatkozik földtani adatokra, de ezen információk származási helyét legtöbb esetben nem közli. Figyelemre méltók a bányászattal, legfőképp a szénbányászattal kapcsolatos megjegyzései. A korai leírásokat követően a XIX. század közepétől mind jelentősebbé vált a tudományos megközelítés, a nagyobb területeket lefedő földtani térképek szerkesztése, amelyek elkészítését a nyersanyagok (szén, építőkő, víz) feltárásának igénye ösztönözte. Elsőként PAUL , C. M. (1866) térképezte fel a terület homok-

köveit és bazaltos hegycsúcsait, bár ugyanő a Karancs és a Sátoros (Šiator) andezitjét még trachitként írta le. A különböző részletességű földtani térképeket először a bécsi Földtani Intézet adta ki nyomtatott formában (1867– 1874), H AUER, F. szerkesztésében. A kiegyezés után a függetlenedő magyar geológiai kutatás még célirányosabban a nyersanyagok feltárására összpontosított, ami összefüggésben volt a területen akkoriban felfedezett széntelepek jelentőségének felismerésével. Az első szénbányát 1848-ban nyitották Inászón, Ó-Mária-táró néven (DZSIDA J. 1944), majd R ACZKIEWICZ, M. készített 1873-ban térképet, amely kimondottan a felszínen követhető szénkibúvásokat térképezte. Később újabb földtani térkép készült (P RINCZ G Y. 1887), amely részben a Szilvás-kő környékét is magába foglalja. Az ezen található földtani szelvény már sokkal korszerűbb, kiforrottabb, mint a Beudant-féle. A nagy haszonnal kecsegtető szénbányászat arra ösztökélte a földtulajdonosokat, hogy szakértőkkel megvizsgáltassák, vajon van-e a földjük alatt szén, így számos neves geológus (SZABÓ J., S CHRÉTER Z., ID. NOSZKY J., VITÁLIS I. stb.) kapott megbízást a kérdés eldöntésére. A bejárások kapcsán nemcsak a szénre vonatkozó értékelő jelentések készültek, hanem átfogó tanulmányok és vitaanyagok is íródtak. Mindezek hozzájárultak területünk részletes földtani megismeréséhez, akárcsak ROZLOZSNIK P. – EMSZT K. (1908, 1911) kőzettani vizsgálatai a Medves bazaltját, illetve S CHOLTZ M. (1917) kutatásai a Karancs andezitjét illetően. A széntelepek vizsgálata során a telepeknek, ill. feküjüknek őslénytani vizsgálatára is sor került. A vizsgált területekre vonatkozóan néhány további fontosabb földtani kutatást és térképezést kell kiemelni. 1943-ban SZENTES F. készített egy 1:25 000 méretarányú földtani térképet, magyarázóval. 1965-ben JUGOVICS L.

1. ábra. Beudant, F. S. földtani szelvénye a Karancson és a Medvesen keresztül K–Ny-i irányban 14

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

a Karancs oldalában nyitandó andezitbánya kutatásához szintén 1:25 000-es földtani térképet szerkesztett id. NOSZKY J. adatainak felhasználásával; emellett korábban már aprólékos munkával fokozatosan feltérképezte a terület összes bazaltelőfordulását, és ismeretanyagát több munkában (1940, 1944, 1948) is részletezte. A Karancs andezitjéből ERDÉLYI J. (1942) számos hidrotermális ásványt határozott meg; ZORKOVSKÝ, B (1950) a gránátokat részletezte; C SEPREGHYNÉ MEZNERICS I. (1951, 1953) a jóval korábban, id. NOSZKY J. és H ARMAT I. által gyűjtött tengeripuhatestű-leleteket dolgozta fel; ÓDOR L. (1962) a kontaktzóna kőzeteit vizsgálta; majd HOVORKA, D. – LUKÁČIK, E. (1972) a magma által mélyből felhozott zárványokat, az ún. xenolitokat elemezte, amelyekben a Vepori egységre jellemző kőzeteket vélt felfedezni. 1966-ban BALOGH K. szerkesztésében jelent meg a magyarországi tájvédelmi körzet teljes területét lefedő 1:200 000-es földtani térkép, magyarázóval. K ÉRI J. (1978) földtani térképe a déli részeket ábrázolta. A legújabb és legrészletesebb földtani térképet a Medvesről és környékéről BARTKÓ L. készítette (1979), a szlovákiai oldal részletes földtani térképe pedig 1992-ben készült el 1:50 000-es léptékben, amelyhez magyarázót is kiadtak (VASS , D. – ELEČKO, M. et al. 1992). Szlovákiai kutatók részéről sor került az egyes bazaltelőfordulások kőzettani (MIHÁLIKOVÁ, A. 1966, MIHÁLIKOVÁ, A. – ŠÍMOVÁ, M. 1989), majd korszerű vulkanológiai (KONEČNÝ, V. et al. 1999, 2004) vizsgálatára is. Meghatározták a bazaltvulkánosság fejlődésének egyes fázisait (KONEČNÝ, V. et al 1995), amely során nélkülözhetetlen szerepet játszottak a bazaltkibúvások korának radiometrikus vizsgálatai (BALOGH K. et al. 1981, R EPČOK, I. 1981, K ANTOR, J. – WIEGEROVÁ, J. 1981). A sátorosi andezit és a környező kőzetek érintkezési zónáját HOISTRIČOVÁ, V. – VASS , D. – Ž ÁKOVÁ, E. (1995) vizsgálták. Néhány rendkívüli jelentőségű természeti alakzat földtani felépítéséről külön is megjelentek tanulmányok, például a Somos-kőről (G AÁL L. 1993, BALOGH K. et al. 1994), a Szár-kőről (G AÁL L. – KONEČNÝ, V. 1995), a Pogányvárról (G AÁL L. 2000) és a Csontos-árokról (VASS , D. et al. 2000, S ABOL , M. et al. 2004). A felszín geológiai térképezése mellett különösen a bányászat igényelte a felszín alatti földtani képződmények megismerését is. A terület erős szerkezeti feldaraboltsága ugyanis nagymértékben megnehezítette a szénbányászatot, a vágatok gyakran vetőkbe ütköztek, ahol – attól

függően, hogy levetőt vagy felvetőt értek-e el – vagy a fedő, vagy a fekü kőzeteibe jutottak, de a tényleges helyzetet a vágatokban a legtöbb esetben nem lehetett megállapítani, pedig a további művelés szempontjából elengedhetetlen volt annak ismerete, mivel attól függően lehetett tervezni „ereszke” (azaz felülről lefelé kihajtott lejtős bányavágat), vagy „feltörés” (azaz alulról felfelé kihajtott vágat) indítását. Az elmozdulások lehettek néhány m-esek, de akár a több száz m-t is elérhették, ismeretük tehát nagyon fontos volt annak megítélése szempontjából, hogy az újabb bányamezőt hová telepítsék vagy a vető mentén „megszakadt” széntelepek folytatását merre keressék. Kisebb vetők – amelyek természetesen a felszínen nem voltak felismerhetők, de a széntermelést már akadályozták – hatásait ácsolattal biztosított, függőleges bányabeli kutatóaknákkal vizsgálták. Mivel kivitelezésük nehézkes, időigényes és nem utolsósorban balesetveszélyes volt, ezért nagyobb mélységek eléréséhez fúrásokat kezdtek alkalmazni, amelyek furadékmintái arra is lehetőséget adtak, hogy vizsgálják a nyersanyag minőségét. A környéken az első dokumentált fúrást valószínűleg 1877-ben mélyítették (DZSIDA J. 1944), a tájvédelmi körzet területén pedig legelőször 1888-ban, Karancsberény környékén. A kutatási eredmények következtében született meg a salgótarjáni szénmedence földtani felépítését összefoglaló rétegszelvény. A szlovákiai oldalon az egyik legjelentősebb az FV-1 jelű, Balogfala (Blhovce) melletti, 2001 m-re lemélyülő fúrás volt, amely 1068 m-es mélységben érte el a Gömöri egység átalakult kőzeteit (FRANKO, O. – VASS , D. 1981). A Medves laposán is végeztek további fúrásokat (KLUBERT, J. et al. 1986). A fúrások azonban nagyobb mélységek felkutatására már kevésbé voltak alkalmasak, és mivel eredményességük esetén is „csak” pontszerű információkat nyújtottak, a több km mélységben elhelyezkedő alaphegység (medencealjzat) fekvését geofizikai módszerekkel, pl. mesterségesen keltett rengéshullámok segítségével határozták meg. Ilyen és egyéb más geofizikai mérésekből (pl. BODNÁR, J. et al. 1979, ŠEFARA, J. et al. 1971) vált ismertté, hogy az alaphegység kb. 1,5–2,5 km mélységben található a vizsgált területen, szlovákiai gravimetriai és szeizmikus mérések pedig azt is megállapították, hogy ez az alaphegység egyenetlenül lejt északról dél felé. Balogfala mellett mágneses anomáliát is észleltek, amelynek oka valószínűleg a Gömöri egységet alkotó bázisos kőzetek mélybeli előfordulása. 15

A

TERMÉSZET VILÁGA

2. ábra. A Karancs és a Medves vidékének elvi rétegtani felépítése (szerk.: PRAKFALVI P., rajz: K AKUKK J.) A Földtani felépítés című alfejezetben szereplő és a térképmelléklet földtani térképén ábrázolt formációk azonosítását a kötet 350–351. oldalán lévő A Karancs, a Medves és a Cseres-hegység vidékének földtani képződményei című öszszefoglaló táblázat segíti.

16

FÖLDTANI

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

FELÉPÍTÉS

ÓIDŐ ( PALEOZOIKUM) A geofizikai mérésekből, fúrások adataiból, szerkezetföldtani ismeretekből, valamint a magmás tevékenység által felszínközelbe hozott zárványok vizsgálatából arra lehet következtetni, hogy a vizsgált terület alatt két alaphegységi pászta húzódik, amelyek a túlnyomó többségében üledékekkel kitöltött medence aljzatát alkotják. A két alaphegységi pászta közötti határt a KÉK–NyDNy-i irányú ún. Diósjenői-vonal (BALLA Z. 1989) jelöli ki, ami a vizsgált terület alatt megközelítőleg a Zagyvapálfalva–Zabar vonal mentén halad. Minden valószínűség szerint ettől a vonaltól ÉÉNy-ra a Vepori és azon takarós helyzetben a Gömöri egység, míg DDK-re a Bükki egység húzódik (L ELKESNÉ FELVÁRI G Y. 1998). A Gömöri egységet a balogfalai FV-1 fúrásból ismerjük, amely 1068,2 m mélységben feltárta grafitos fillitjeit; ezeket a rétegeket az alsó devon időszak Gölnici Formációcsoport Dernői Formációjával (drnavské súvrstvie) – amely a Losonci-medence északi szegélyén keskeny sávban felszínre is bukkan – azonosították (FRANKO, O. – VASS , D. 1981, VASS , D. et al. 1988). Anyaga gyengén átalakított (metamorfizált) grafitos és szericites fillitekből (palás szerkezetű, nagyrészt szericitcsillámokból álló kőzetekből), liditből (fekete színű kovakőzetből), karbonátokból (főleg mészkőből) és savanyú vulkanitokból, mégpedig átalakult riolitból épül fel. Kora mintegy 385 millió év. Délebbre azonban ezek az alaphegységi pászták mélybe zökkennek; ezt bizonyítja, hogy a Somoskőújfalun, a jelenlegi Tóstrand területén lemélyített legmélyebb fúrással (Sku3, talpmélysége 2232,3 m) sem érték azt el (OFKFV 1971). Valószínűsíthető, hogy a Gömöri egység feküjében az említett Vepori egység kristályos összlete található (HOVORKA, D. – LUKÁČIK, E. 1972), amelyet túlnyomó többségében gneisz és csillámpala alkot. A felhozott zárványokból következően az eredeti üledékes kőzetek valószínűleg homok, illetve agyagos homok lehettek (F ÜLÖP J. 1990, KOROKNAI B. et al. 2001). A fenti vonaltól DDK-re olyan kőzetek helyezkednek el egy-kétezer m mélységben, amelyek a Bükkben felszínről is jól ismertek. Ennek a Bükki egységnek a területünkön való jelenlétét a nagybátonyi (Bátonyterenye) Nb324-es számú fúrás magmintái bizonyították (K ÉRI J. 1973, F ÜLÖP J. 1990, 1994). A fúrás

a bükki rétegeket azonban nem a keletkezésüknek megfelelő sorrendben tárta fel; a kőzetek „összegyűrődtek”, sőt átbuktatott, „feje tetejére állított”, egymásra tolódott rétegsorok is kialakultak. Ennek az alaphegységi pásztának az eredeti üledékei tengeri és lagúnás sekélytengeri környezetben alakultak ki mintegy 250–350 millió évvel ezelőtt. Meg kell jegyezni, éppen annak következtében, hogy az alaphegységre vonatkozó ismereteink nagyon hiányosak, más elrendezésű pásztarendszer is feltételezhető (KOROKNAI B. et al. 2001). Ehhez még hozzá kell tenni, hogy az említett alaphegységeknek a kőzetei nem ott keletkeztek, ahol ma megtalálhatók, hanem sokkal távolabb, és csak az ún. mikrolemezek vándorlásával, több száz, esetleg több ezer km megtétele során kerültek jelenlegi helyükre, miközben valószínűleg különböző képződmények alakultak ki rajtuk, majd pusztultak le róluk. A mikrolemezek „utazásának” mozgatóereje az olvadt köpenyanyag nagy kontinenseket, lemezeket is „vándoroltató” mélyáramlataiban keresendő (H AAS J. et al. 1996). Az eddigieket összefoglalva megállapítható, hogy a Karancs–Medves és a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzetek területe alatt két, többszázmillió éves, metamorfizált alaphegységi pászta húzódik, ami alapját képezte a jóval későbbi oligocén kori tengernek. KÖZÉPIDŐ ( MEZOZOIKUM) A földtörténeti középidőből származó üledékek a vizsgált területen nem ismertek, sem felszínről, sem felszín alól, holott a nem távoli Bükkben ezek nagy vastagságú rétegeket alkotnak. Elképzelhető, hogy az előbb említett átbuktatott helyzetű rétegek alatt megtalálhatók, de erre egyelőre nincsen semmilyen bizonyíték. A vizsgált területen kívül legközelebb a nagybátonyi Nb-324-es fúrásból ismertek középidei képződmények, mégpedig jura időszaki andezitek (ÁRVÁNÉ S ÓS E. et al. 1988). ÚJIDŐ ( KAINOZOIKUM) H ARMADIDŐSZAK EOCÉN Eocén korú sekélytengeri durva mészköveket és mészmárgákat tártak fel a sóshartyáni fúrások (P RAKFALVI P. 1993) a medencealjzatra települve, de kiterjedésük nem ismert, valószínűleg csak a Gömöri típusú medencealjzaton találhatók 17

A

TERMÉSZET VILÁGA

meg, ott is foltokban, így a tájvédelmi körzetek területe alatt jelenlétüket nem feltételezzük. OLIGOCÉN Kiscelli korszak Az oligocén kortól kezdve óriási változás indult meg. Lényegében a két tájvédelmi körzet területén a felszínen is előforduló kőzetek mind az oligocéntől napjainkig képződtek és töltötték ki a medencét. A medencealjzat kőzeteinek keletkezése és az oligocén üledék lerakódása között legalább 200 millió év telt el. Az oligocén során a terület az ún. Paleogénmedence részévé vált. Ennek folyamatos süllyedése és feltöltődése követhető a miocén közepéig. A Paleogén-medencét ekkoriban a Paratethys nevű beltenger uralta, ami tengerszorosokon keresztül volt kapcsolatban a Tethys óceánnal (BÁLDI T. 1983, N AGYMAROSY A. 2000). A tenger előnyomulása (transzgressziója) során jellemzően finomszemű üledékek keletkeztek, mivel a terület a beltenger mélyebb részén helyezkedett el, ahová a szárazföldről beszállított törmelékből már csak a finomabb szemű részek jutottak el. Ezeket a képződményeket a geológusok ún. formációkba sorolják, a formációkon belül pedig helyenként tagozatokat különítenek el. A továbbiakban ezeket a formációkat keletkezésük időrendi sorrendjében vesszük sorra. Bár az államhatár két oldalán természetesen ugyanazok a kőzetrétegek folytatódnak, mégis gyakran más-más besorolást és más-más nevet kaptak a szlovákiai, illetve a magyarországi geológusoktól, rétegtani bizottságoktól, ezért szerepel – amennyiben párhuzamosítható – a továbbiakban többnyire két különböző néven egy formáció. Kiscelli Agyag Formáció / Csízi Formáció (čížske súvrstvie) / korábbi név: „kiscelli agyag” Az igen nagy vastagságú (700–1200 m) rétegsor anyaga egyveretű agyag és agyagmárga (K ÉRI J. 1973), amely jellemzően nem rétegzett. Ennek oka az, hogy a leülepedett anyagban igen gazdag élővilág alakult ki: a szabad szemmel is látható makrofaunát alkotó kagylók és csigák mellett kiemelkedően gazdag volt a piciny, csak mikroszkóppal vizsgálható apró lényekből álló mikrofauna is. Ezek az általában mészvázú tengeri élőlények mozgásuk-táplálkozásuk során a makrofaunával együtt „átkeverték” az üledéket („bioturbáció”), amivel megszün18

tették az eredeti rétegzett szerkezetet. Lejtős tömegmozgások, zagyáramok nyomán történő leülepedés sem kizárt, ami eleve rétegzetlen üledéket eredményez. A Karancs–Medves Tájvédelmi Körzet területén nem található meg a felszínen, de a mélyben ismerjük a somoskőújfalui Sku-3 számú fúrásból. Érdekessége ennek a fúrásnak, hogy harántolta a Karancs magmás tömegéből kiágazó vékonyabb-vastagabb teléreket, amelyek szinte megégették (kontaktizálták) a kiscelli agyagot (BALOGH K. et al. 1966, H ÁMOR G. 1985, OFKFV 1971). Felszínre a szlovákiai oldalon sem bukkan. A Losonci- és a Rima-medence alsó részeit tölti ki, innen írták le Csízi Formáció néven (VASS , D. – ELEČKO, M. 1982). A Balogfala melletti FV-1 fúrásban 810,8–1053,5 m közötti mélységben észlelték. Ezek az agyagos képződmények 300–500 m mély, normál sósvízi tengerben keletkeztek kb. 28–32 millió éve (BÁLDI T. 1983, 1998, N AGYMAROSY A. 2000). Keletkezésük körülményei a jelenlegi Adriai-tenger mélyvízi részében uralkodó viszonyokhoz hasonlíthatók leginkább. Nyersanyagkutatás szempontjából szénhidrogének anyakőzeteként tartják számon, ugyanis a benne élt élőlényekből megfelelő földtani körülmények között kőolaj vagy földgáz keletkezhetett, ugyanakkor porózusabb rétegei tároló kőzetként is szolgálhatnak. A somoskőújfalui Sku-3-as fúrásban észleltek is benne metános összetételű gázt (KŐOLAJIPARI TRÖSZT 1960). OLIGOCÉN –

MIOCÉN

Egri korszak Szécsényi Slír Formáció / Losonci Formáció Szécsényi Slír Tagozata (lučenské súvrstvie, séčenské vrstvy) / korábbi nevek: „katti slír”, „oligocén slír” Az oligocén végén, az egri korszakban folytatódott az uralkodóan tengeri állapot. A NyDNy– KÉK irányú, a mai Cserhátaljától Salgótarján környékén át Ózd környékéig húzódó széles tengervályúban – amely faunája alapján szoros kapcsolatban állt a Paratethys többi részével – gyors ütemű üledékképződés folyt. Uralkodóvá váltak a slírképződmények, ezek az általában jól rétegzett, vastag – például a Sku-3 fúrásban 600 m-t meghaladó – finomhomokos-agyagos kőzetlisztből álló rétegsorok. Kisebb felszíni kiterjedésben a Karancs térségében felszínre is bukkannak – BARTKÓ L. (1979) írta le „alsó foraminiferás agyagmárgaként” –, míg a Cseres-hegység keleti részén a Jéne (Janice),

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

illetve részben Harmac (Chrámec) határában emelkedő dombokat alkotják. Nagy mélységbe lesüllyedve az egész terület alatt megtalálhatók – a balogfalai FV-1 fúrásban például 704 m-nyi vastagságban jelennek meg. A magyarországi oldalon a szomszédos Heves–Borsodi-dombság keleti részét képezik. Fő elterjedésük azonban a Cseres-hegységtől északra elterülő Losonciés Rima-medencékben van, amelyeknek északi szegélyén felszínre kerülnek a part menti (ún. litorális) fáciesek1 is. Friss, nem mállott állapotban a kőzet színe szürke, kékesszürke. A felszínen sárgásbarnára mállik. Anyaga főleg agyagos aleurit (kőzetliszt), ritkábban finom szemcséjű homok. Mésztartalma átlagosan 17,8%, magnéziumkarbonát-tartalma 6% körül mozog (VASS , D. et al. 1992). Az üledék agyagos összetétele nyílttengeri fáciesre, a kiscelli agyaghoz képest szegényesebb mikro- és makrofaunája pedig legfeljebb 400 m mélységű, normál sósvízi tengerre utal (BÁLDI T. 1983, 1997). A makrofauna vonatkozásában kivételt képez a tengervályú ÉK–DNy-i irányú tengelyvonalában két helyről (Sóshartyán és Csíz) is ismert igen gazdag tengeri élővilág, amihez a magas jód- és brómtartalmú gyógyvizek kapcsolódnak (ŠKVARKA, L. et al. 1975, P RAKFALVI P. 1993). A medencebelseji részeken képződése átnyúlik a miocén kor eggenburgi korszakába is (BÁLDI T. 1997). Keletkezése kb. 22–28 millió évvel ezelőttre tehető. Anyagát durvakerámiai nyersanyagként használják fel többek között a Szécsényi Téglagyárban, ahonnan egyébként a formáció alapleírása is származik, és egykor a feledi és a füleki téglagyártás alapanyagát is képezte. Homokosabb összetételű, porózusabb szerkezetű részei alkalmasak lehetnek szénhidrogének tározására is. MIOCÉN Eggenburgi korszak Pétervásárai Homokkő Formáció / Füleki Formáció (fiľakovské súvrstvie) / korábbi nevek: „glaukonitos homokkő”, „nagypectenes homokkő” A Paleogén-medence oligocén végi feltöltődése a miocénben tovább folytatódott. Kezdetben a

medence tengelyvonalában, kb. a Szécsény–Csíz vonal mentén még mélytengeri slír képződött, ugyanakkor a DK-i, széles parti sávban már sekélytengeri üledékek ülepedtek le. A Szécsényi Slír Formáció és a Pétervásárai Homokkő Formáció képződése tehát az egri korszak végén, valamint az eggenburgi korszak kezdetén hosszú ideig részben párhuzamosan zajlott le. A feltöltődés anyagát a Paratethys ÉK–DNy-i irányú részmedencéjét övező hegységekből szállították ide a folyók (SZTANÓ O. 1994, H ÁMOR G. 2001, BÁLDI T. 2003). Így keletkezett az a 600–800 m vastagságú rétegsorozat, amelyik a két tájvédelmi körzet területének kiemelkedően legfontosabb, ám keletkezésének kora szempontjából a földtani irodalomban egyik legvitatottabb (pl. ID. NOSZKY J. 1926, VITÁLIS I. 1934) üledékösszlete. Anyaga általában sárgásszürke színű, karbonátos kötőanyagú finom- és középszemű homok, homokkő, alárendelten kavicsos homokkő (H ÁMOR G. 1985). A Karancs magasabb régiójában gyakran erősen vasas elszíneződésű. Mésztartalma 14–15% körüli, de helyenként a 25–51% -ot is elérheti (VASS , D. et al. 1992). A különbségek következtében a mállott, széteső homokkőből sok helyen bukkannak elő keményebb padok, vagy – formájuk alapján – ún. „cipók”, amelyek több meszet vagy helyenként több vasat tartalmaznak, ebből kifolyólag ellenállóbbak a lepusztulási folyamatokkal szemben. A változó tengermélységben (20–400 m) keletkezett vastag homokkőösszlet, amelynek keletkezése kb. 19–23 millió évvel ezelőttre tehető, ősmaradványokban eredendően szegényes, kivételt képeznek a felső rétegek, amelyek esetenként – például Bárna (H ÁMOR G. et al. 1978), Eresztvény, Karancslapujtő, Karancsberény területén – lumasellaszerűen 2 tartalmaznak faunát. Általában a finomszemcséjű homokköveket Palócföldön „apokának” nevezték3. Attól függően, hogy a térképező geológusok milyen területet és azt milyen részletességgel jártak be, az összletnek három-hat egységét különítették el (SZENTES F. 1943, BARTKÓ L. 1979, G YALOG L. – BUDAI T. 2004, G YALOG L. 2005). Abban majdnem minden kutató egyetértett, hogy alapvetően elkülönítendő egy alsó, faunamentes, valamint egy felső, vékonyabb,

1 A latin facies = arc, arculat szóból származó fácies a kőzetek olyan tulajdonságainak összessége, amelyek azok egykori keletkezési viszonyait, körülményeit és környezetét tükrözik. 2 A lumasella hullámzás által nagy tömegben összemosott és többé-kevésbé összecementálódótt kagylóhéjakból, illetve azok töredékeiből áll. 3 ID. NOSZKY J. (1926) szorgalmazta, hogy ez az elnevezés a földtani irodalomba szakkifejezésként bekerüljön, de ennek – részben jogosan – voltak ellenzői is (pl. VADÁSZ E. 1956).

19

A

TERMÉSZET VILÁGA

gyakran ősmaradvány-társulásokat tartalmazó sorozat. A magyarországi részen a finomszemcséjű üledékeket tartalmazó vékonyréteges alsó részt Zabari Tagozatnak, a felette lévő vastagpadost Kishartyáni Tagozatnak, az ezt követő keresztrétegzettet Hangonyi Tagozatnak, a Salgótarján és Ózd közötti területen a vékonyréteges, agyagmárga-közbetelepüléses homokkövet Kéménektetői Tagozatnak, végül a faunás fölső részt Ilonavölgyi Tagozatnak nevezték el (nyugatabbra az utóbbihoz lényegében hasonló kifejlődésű képződményt Budafoki Homok Formáció néven ismerik). A fenti tagozatok a szlovákiai oldalon Füleki Formációként leírt képződményben is megtalálhatók, amelynek túlnyomó, rétegzetlen alsó részét a Zabari és a Kishartyáni Tagozattal megegyező Tajti Tagozat (tachtianske vrstvy) képezi. Nagy mennyiségben feldúsult zöld színű vasszilikátásványt, glaukonitot tartalmaz (az egész homokkőösszlet korábbi nevét is erről kapta). A jellegzetes, kopár felszínen gyakran különleges rétegzettség, sajátos felszíni formák figyelhetők meg, különösen a már említett keményebb, kipreparált homokkőpadok, illetve a kiálló, a kőzetből gyakran kimálló „cipók”. Alsóbb szintje gyakran igen finomszemcsés, kőzetliszt jellegű rétegeket is tartalmaz. A Kenyeretlenpusztai Tagozat (jalovské vrstvy) (VASS , D. – ELEČKO, M. 1982, VASS , D. et al. 1992) a Hangonyi Tagozat megfelelője. Legfőbb jellemzője a látványos keresztrétegzettség, amely az egykori lapos, 20–40 m mélységű vízzel borított tengerfenéken (az ún. selfen, pontosabban annak litorális és szublitorális zónájában) alakult ki az árapály keltette áramlások hatására. Kis áramlási sebesség esetén párhuzamos redőkbe rendeződve alakulnak ki a közismert homokfodrok, nagyobb sebesség esetén azonban a víz a homokhullám oldalából felkapja az üledékszemcséket, és lebegtetve szállítja azokat, majd az áramlás irányba eső lejtőn, ahol a sodrás sebessége csökken, kiejti; végső soron így rétegecskék képződnek, amelyek a vízjárástól függően különböző szögben ülepednek le, kialakul tehát a keresztrétegzettség. Ilyen szerkezetű és anyagi összetételű, ritmikusan változó üledéksor csakis olyan körülmények között alakulhatott ki, amelyben az árapály mozgatta a vizet (SZTANÓ O. 1994., H AAS J. – JUHÁSZ G Y. – SZTANÓ O. 1998., BÁLDI T. 2003). Ez a fajta keresztrétegeződés legtipikusabb formában a Darnya (Drňa) melletti Kenyeretlenpuszta és Embertelenpuszta közti homokkődombok lejtőin bukkan felszínre. Itt található 20

a tagozat típusszelvénye is, amely szigorúan védett természeti emlék. A mészben dúsabb, ellenállóbb, kemény homokkőpadok látványosan állnak ki az összletből (1. kép). A ferde dőlésű, vékony agyag- és konglomerátumbetelepülésekkel tagolt homokkőrétegekben eróziós csatornák is találhatók, és helyenként ősmaradványokat, főleg cápafogakat tartalmaz (KOCH A. 1903, KORDOS L. – S OLT P. 1984, S OLT P. 1992, KOCSIS L. 2003). A tagozat hasonló homokkövei képezik a harmaci Pogányvár, Mihályvár és Birinyvár környékét, de nyugat felé haladva megtalálhatók néhány bazaltkiömlés – például a Hegyes-kő, az ajnácskői Pogányvár, a bénai lávaár – feküjében, továbbá felszínre bukkannak a Sátoros és a Karancs környékén is, valamint a Medves peremén, például a Bugyiszló (Ravaszlyuk)- és a Gortva-völgyben, továbbá a bénai lávaár végén, a csomai kőbányában, ahol fejtik is építkezésekhez. Mind a Karancs, mind a Medves oldalában ebbe mélyültek többnyire a homok- és homokkőbányák. Nyugat felé haladva a képződmények fokozatosan átmennek az oldalirányúan összefogazódott, tengeri ősmaradványokat, főleg kagylókat („nagypecteneket”) tartalmazó Nagyromhányi Tagozat (lipovianske pieskovce) homokköveibe, amely legfelső rész az Ilonavölgyi Tagozat megfelelője. Elterjedésük Kalonda, Nagyromhány (Lipovany), Mucsény (Mučín) és Terbeléd (Trebelovce) környékére korlátozódik, de feküjét képezik a rátkai–terbelédi lávaár bazaltjának is. Nagyromhány mellett található típusszelvényét természeti emlékké nyilvánították, és a feltárásnál bemutatóhelyet építettek ki. Fő jellemzője a feltűnően nagy méretű kagylókból álló kagylóhéjas pad, amely bizonyítja a kőzet eggenburgi korát. A meszes kagylóhéjakból kioldott mésznek nagy szerepe volt a homokkőszemcsék összecementálásában,

1. kép A Kenyeretlenpusztai Homokkő Tagozat jellegzetes rétegei a névadó településrész határában (Gaál L.)

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

így alakultak ki helyenként a meszes rétegekből keletkezett keményebb padok. Ebben a homokkőben is sok a glaukonit, de tartalmaz riolittufa- és konglomerátumbetelepüléseket is. Helyenként fellelhető benne hullámos és lencsés, de ferderétegezettség is, utóbbi azonban elmarad a Kenyeretlenpusztai Tagozat rétegei ferdeségétől. Mucsény mellett, ahol a homokkő igen gazdag apró kagylóhéjakban, agyagbetelepülések is megfigyelhetők. A Nagyromhányi Tagozat homokkövei oldalirányú összefogazódással egy mélyebb tengeri, slíres változatba mennek át. Ez a Csákányházi Tagozat (čakanovské vrstvy) szürke-kékesszürke kőzetliszt és finomszemcséjű homokkő. Típuslelőhelye, amely természeti emlékként szintén védett, a névadó Csákányházán (Čakanovce) található, ahol éles törés választja el a feküjét képező Kenyeretlenpusztai Tagozat keresztrétegzett homokköveitől. Vékonyhéjú kagyló- és csigalenyomatokat tartalmaz. A szlovákiai oldalon a tájvédelmi körzet keleti részén, az államhatár mentén a homokkőösszlet legfelsőbb rétegeit a Birinyi Tagozat (birinské vrstvy) alkotja, amely durvaszemcséjű glaukonitos homokkőből tevődik össze, konglomerátumos betelepülésekkel. A két tájvédelmi körzet területét uraló homokkő sokfelé bukkan látványos és különleges formákat alkotva a felszínre, ám nemcsak geomorfológiai érdekességeket, hanem kimondottan földtani ritkaságokat is rejt magában. Ide tartoznak a földtani irodalomban eddig nem említett „gömbkövek” és az ún. „szemes kövek”. A „gömbkövek” szabályos gömb formájukkal eltérnek a „cipós” megjelenéstől. Három lelőhelyét ismerjük: Karancsberényben, a salgótarjáni Tatár-árokban és Nagyromhány mellett. A karancsberényi lelőhely Magyarországon párját ritkítja, gömbkövei a Kolozsvártól délre található, ismertebb feleki kőgolyókkal vetekszenek mind szépségükben, mind méretükben. A teljesen szabályos természetes gömbök a településtől északkeletre az anyakőzetből kimállottan, völgyek vagy vízfolyások medrében helyezkednek el, de megtalálhatók eredeti helyzetükben, a homokkőben „ülve”, részben vagy akár félig kihámozódva is. Karbonátos kötőanyagúak, átmérőjük 5 cm-től akár a 100 cm-ig is terjedhet. Keletkezésük még napjainkban is vitatott. A legelfogadottabb nézet szerint a homok leülepedése során bekerültek olyan karbonátos „magok” – itt pl. kagylóhéjak –, amelyek a kötőanyagot biztosították; ezek kioldódtak, majd a homogén kőzettestben

gömbszimmetrikusan, minden irányban azonos távolságra szétterjedtek, összecementálva a homokkőszemcséket. A gömbkövek ma eredeti helyzetüktől akár több száz m-re is megtalálhatók a patakmederben, ami jól jellemzi a hirtelen lezúduló csapadékvizek energiáját, mivel egy 1 m-es kőgolyó tömege meghaladhatja az 1000 kg-ot! A Tatár (Diós)-árok alján is találhatók 15–30 cm átmérőjű gömbök, amelyeket a néphiedelem ágyúgolyóknak tart. Természetes úton való keletkezésük egyik legékesebb bizonyítéka, hogy több helyütt a homokkőfalban, eredeti helyükön is előfordulnak. A harmadik lelőhelyen, a nagyromhányi bemutatóhelyen pedig jól látható, hogy a gömbök mindig egy rétegsor mentén bukkannak elő egymás mellett, mint ahogy más helyeken is ugyanígy helyezkednek el az említett „cipók” vagy a keményebb homokkőpadok. Érdekes képződmények a karancsberényiek által találóan csak „szemes kőnek” nevezett alakzatok is. Jellegzetességük a kokárdaszerű rajzolat, amely egymástól pár cm-re, közel párhuzamosan futó sávokban nyilvánul meg. Általában minden második csíkot a vas különböző módosulatai festették meg, így vörösek, sárgák vagy feketék, köztük pedig fehéres-szürkés színű kovás kötőanyagú homokkő található. Keletkezésük vélhetően a kőzettéválás időszakára vezethető vissza, amikor a felhalmozódott üledékek egyre nagyobb nyomásának hatására bonyolult kémai folyamatok nyomán vasas és kovás anyagok – amelyek feltételezhetően hidrotermális úton kerültek a tengeri üledékekbe – ritmikusan koncentrikus alakba rendeződtek. Felszínre kerülésük után az erózió kipreparálta a kovás kötőanyagú, a mellékkőzetnél keményebb kőzettömböket, később pedig a további erózió kiemelte a különböző sávokat, mivel azok eltérő keménységűek voltak. Így alakultak ki azok a meglepő rajzolatok, amelyek különleges élményben részesítik az erre járókat. A homokkövek karbonátos kötőanyagát a rajtuk átszivárgó csapadékvíz a talajzónában felvett szén-dioxid hatására kioldja, majd ez az oldott mész a kilépő források mentén édesvízi mészkőként (más neveken mésztufaként vagy travertínóként) kúpok, kis teraszok és bekérgeződések formájában lerakódik. Ilyen pleisztocén-holocén kori mésztufafeltárások ismertek a tatár-árki volt „Nyugdíjaspihenőtől” északra és keletre lévő forrásoknál, melyekben jó megtartású levéllenyomatok is vannak. Hasonló eredetű édesvízi mészkő található a Vecseklő melletti Mária-kútnál is, melynek színe a magasabb vastartalomtól vörösesbarna. Valószínűleg 21

A

TERMÉSZET VILÁGA

ugyanilyen folyamathoz köthető a Gortva-völgyi szépen fejlett mésztufagátak kialakulása is – feltételezhető, hogy a völgyfőnél volt egy magas CaCO3 -tartalmú, a jelenleginél kisebb hozamú forrás, amely a travertínót lerakta. (Maga a Gortva-vízesés nem mésztufagáton bukik alá, hanem egy keményebb homokkőpadon, bár a padot bevonják édesvízimészkőbekérgeződések.) Megfigyelhető, hogy a kiválás nem közvetlenül a forrás fakadásánál kezdődött meg, hanem attól 50–60 m távolságban, ami összefüggésben van a CaCO3 -ot oldatban tartó egyensúlyi CO2 eltávozásának idejével. A Gortva egyébként „forrásánál” egy felhagyott széntáróból lép ki magas szulfáttartalommal, abból is kiválik egy vöröses színű, vasban gazdag kocsonyás anyag, ami közvetlenül a „forrás” környezetében színezi a völgyet. Hasonló színű vasas lerakódások észlelhetők az említett vecseklői Mária-kút nevű forrás környékén is. Mindezek ismeretében nem tűnik túlzásnak a homokkő fedte területekre a „palóc karszt” elnevezés. A keresztapa ugyanaz az ID. NOSZKY J. (1940) volt, aki a Karancsot „palóc Olymposként” vezette be (1912) az irodalomba. A homokkövet az 1900-as évek elején építőanyagként használták épületek lábazatköveként és hidak építésénél, így Salgótarjánban is látható többek között a Megyeháza kőkerítésén vagy az idősebb házak lábazatán. Karancsberényben az ún. Vörös- és Fehérkő-bányából származó homokkő szintén fontos építőanyag volt. Kötőanyag nélküli változatát a szilváskőpusztai homokbányából termelték ki a 1980-as évek közepén (FORGÓ L. 1984), Ajnácskőn pedig a finomszemcséjű, enyhén mállott homokkövet téglagyártásra is használták. A környék vízellátásában is nagy szerepet játszik a szemcsék közötti és a töredezettség menti hézagok alapján kettős porozitásúnak nevezhető homokkő (l. a „Vízföldtani és vízföldrajzi viszonyok, víztani értékek” c. fejezetet). Zagyvapálfalvai Formáció / Bukovinkai Formáció (bukovinské súvrstvie) / korábbi név: „alsó tarkaagyag” Az eggenburgi korszak második felében lelassult vagy megszűnt a medence süllyedése, a kiemelt peremekről viszont tovább folyt a letarolt anyag beszállítása, így a sekélytengeri-lagunáris képződményeket fokozatosan szárazföldi jellegű üledékek – folyóvízi homok, kavics és folyóvízi-ártéri-mocsári tarkaagyag – váltották fel. Az összefoglalóan „alsó tarkaagyagnak” nevezett összlet tehát agyagos, 22

kavicsos és homokos rétegsorokat egyaránt tartalmaz. Az egykori környezetet egy folyó tengerparti torkolataként kell elképzelnünk, de míg BARTKÓ L. (1961–1962) delta jellegű üledékeket ír le, addig BÁLDI T. (1997) a feküüledékek alapján tölcsértorkolatot lát valószínűnek. Az üledékekből ősmaradványok, pl. ősormányosok csontjai, továbbá megkövesedett famaradványok és levéllenyomatok is előkerültek. A kavicsos üledékek a fúrások alapján többnyire a rétegsorok alsóbb részeire korlátozódnak. Az általában kvarc vagy kvarcit, ritkábban metamorf eredetű kavicsok 4–6 cm, ritkábban 20 cm átmérőjűek, jól vagy közepesen görgetettek, anyaguk alapján származási helyük a Szepes–Gömöri-érchegység (VASS , D. et al. 1992). A túlnyomó többségében szintén kvarctartalmú homokrétegek a folyók ártereiről származnak. Általában rosszul rétegzettek, bár előfordulnak bennük vízszintes és ferde rétegek is. Az agyagok eredetileg holtágakban és ártéri tavakban ülepedtek le, vastagságuk elérheti a 12 m-t is, színük a keletkezésük idején uralkodó oxidációs vagy redukciós környezettől függően eltérő vastartalom alapján lehet zöldes, pirosas, lilás, de sárgás és szürke is. 10–20% illitet, kaolinitet tartalmaznak (EÖTVÖS E. 1958, H ÁMOR G. 1985). Tartalmazhatnak homokbetelepüléseket és vékony agyagos szénrétegeket is (pl. Galambapuszta mellett). Agyagrétegek főleg Csákányházától keletre terjedtek el, míg kavics- és homokrétegek fellelhetők Bükkrét (Šiatorská Bukovinka) és Kalonda környékén. Az előbbi helyen található a Bukovinkai Formáció típusszelvénye is, ahol a helyi kavicsbányában megkövesedett fatörzsmaradványokra is bukkantak. Kavicsok ismertek a Kercseg-tető déli oldalán is. Az agyagos összetételű rétegeknek nagy szerepük van a Medves jelenlegi felszínformáinak kialakulásában, ugyanis a fennsíkperemről az aprózódás során keletkezett nagy bazaltblokkok az agyagon mint csúszópályán kerülnek a hegylábakhoz, ahol elérve a patakvölgyeket azok vastag törmelékágyát képezik. A közelmúlt (2005) nagy felhőszakadásai következtében a patakvölgyekben lezúduló árvizek különleges képződményeket is létrehoztak a tarkaagyagos rétegekből, például a Várberek-patak északi oldalából az áradat agyagtömböket szakított ki, amelyeket az örvénylő víz gombóccá formált, miközben az örvényüstnek az aljában található bazaltos és egyéb törmelékek rátapadtak az oldalára. A formáció akár 200 m-t is elérő vastagságú (VASS , D. et al. 1992) kőzetei 19–20 millió

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

évesek (C SÁSZÁR G. et al. 1997). A Csákányháza melletti ČL-2 fúrásból meghatározott szubtrópusi éghajlatra utaló virágporszemek (pollenek) is igazolják az eggenburgi kort (P LANDEROVÁ, E., in VASS , D. et al. 1992). Gazdasági hasznát illetően az alsó tarkaagyagot az egyébként a tájvédelmi körzetek területén kívül elhelyezkedő Nyesés-lápai bányából mint töltésanyagot termelték ki a Beszterce-lakótelep (a korábbi Sebajtelep) területrendezéséhez (K ÉRI J. 1975), de felhasználták a régi kőszállító kisvasút Ökör-kői töltésének építésekor is; kisebb bányafalak most is felismerhetők a hegy oldalában. A formáció kavicsos rétegeit Bükkréten jelenleg is fejtik. Ottnangi korszak Gyulakeszi Riolittufa Formáció4 / Bukovinkai Formáció, riodácittufa, – tufit / korábbi név: „alsó-riolittufa” Az ottnangi korszak elején különálló vulkáni centrumokból vagy törési zónákhoz kapcsolódó krátersorok mentén magmás tevékenység indult meg, gyakran freatomagmás jelleggel (azaz a magma vízzel érintkezett, amely robbanásos kitörést eredményezett). A kirobbanások során óriási mennyiségű hullott piroklasztit (a levegőbe kilövellt, túlnyomó többségében porszerű, kisebb részben néhány cm-es nagyságú horzsakőből és kőzetdarabokból álló anyag) és piroklasztitár (a kitörési felhő összeomlásából vagy közvetlen az oldalirányú kirobbanásból elinduló lavinaszerű áradat) került felszínre, amely a vizsgált területen 10–30 m vastagságú, jól követhető szinteket hozott létre. Könnyen felismerhető fehéres színéről (a bányászok „fejír kőnek” nevezték) és jellegzetes felszíni formáiról. A piroklasztitár sok litoklasztitot (kőzetdarabot) tartalmaz, melyek közül legjellemzőbb a horzsakő, de gyakran fordulnak elő benne riolit, dácit és andezit kőzettörmelékek is. A szlovákiai előfordulásokat ezért riodácitokként tartják nyilván. Rendszerint gyakoriak bennük a biotitszemcsék, ritkábban obszidiánt is tartalmaznak. A mellékkőzetből felszakított (exogén) zárványként az áttört, metamorf és vulkáni kőzetek anyaga is megtalálható bennük. Több szakaszú vulkáni működés állapítható meg, amelynek bizonyítéka az általában hármas osztatú – ún. bazális, centrális, illetve felső részből álló – piroklasztitárak

ismétlődése (R AVASZNÉ BARAN YAI L. 1985). A vulkánosság termékei részben szárazföldi, részben pedig sekélyvízi körülmények között halmozódtak fel. Előbbire utal, hogy az ártufa bazális (alsó) része majdnem mindig tartalmaz a delta jellegű ártér növényzetéből származó elszenesedett maradványokat, míg utóbbinak szabad szemmel is látható bizonyítékaként foghatjuk fel az ún. „terítéktelepet”, ami a riolittufába, vagy közvetlenül a riolittufa felszínére települt szenes rétegnek a bányászok által használt neve. Mivel az ártufák a vízzel történő érintkezésük során zeolitosodnak, ezért a magas zeolittartalom is azt jelzi, hogy a riolittufa ezen része tengervízben ülepedett le. A formáció alsó része általában növényi lenyomatokban is gazdag (N ĚMEJC , F. 1967, K NOBLOCH, E. in PAPP A. et al. 1973, H ABLY L. 1985). Legismertebbek a közeli Ipolytarnóc leletei, de levéllenyomatokat találtak Nagyromhány határában, valamint a Kalonda melletti Bujár lelőhelyen is. Mucsény határában egy elszenesedett fatörzs kimállása nyomán a tufaösszlet alsó részében barlang is keletkezett. A riolittufából, illetve helyenként a feküjét alkotó tarkaagyagból kovásodott fatörzsek is előkerültek. A riolittufa korát a magyar geológusok (H ÁMOR G. et al. 1985) az eggenburgi–ottnangi határára illetve az ottnangi korszak elejére teszik, míg a szlovák geológusok (VASS , D. et al. 1992) késő eggenburgi korúnak tartják. A kitörések mintegy 19–20 millió éve játszódtak le, a kőzetek abszolút kora (radiometrikus kor) uránhasadási és K/Ar (kálium-argon) módszerrel is meghatározva 20,1± 0,3, illetve 19,7± 0,2 millió év (R EPČOK, I. 1987, K ANTOR, J. et al. 1988). A debreceni ATOMKI-ban ugyancsak K/Ar módszerrel végzett meghatározás alapján a Nemti 75. sz. fúrásból származó minta 20,9 millió évesnek bizonyult (H ÁMOR G. et al. 1978, 1979), ugyanakkor újabb vizsgálatok a kaliforniai Berkeley Geokronológiai Központban a kitörést 16,9 millió évesnek határozták meg (PÁLFY J. et al. megjelenés alatt). A riolittufát korábban gyakran használták építőkőként. Fejtették például Csákányházán a Kővágó-bányában vagy a bárnai Hármashatárhegyen. Számos épület lábazatában megtalálhatjuk napjainkban is, de fagyállósága nem megfelelő, ezért más építőanyagok kiszorították.

A rétegsor a szlovákiai rétegtani beosztásban nem képez önálló formációt, hanem az előző fejezetben leírt Bukovinkai Formációhoz sorolták be (VASS , D.–ELEČKO, M. 1982).

4

23

A

TERMÉSZET VILÁGA

Salgótarjáni Barnakőszén Formáció Nógrádmegyeri Tagozata / korábbi név: „felső tarkaagyag”5 Az ottnangi korszakban a vulkáni működést követően folytatódott a szárazföldi, folyóvízideltabeli, ártéri-mocsári üledékek képződése kavicsos durvaszemű homok és tarkaagyagok formájában. A keletkezett rétegsor vastagsága néhány m-től 10 m-ig terjedően igen változó. Gyakran tartalmaz gerincesfauna-maradványokat. Kis vastagsága miatt nehezen térképezhető, ezért általában a széntelepes csoporthoz kapcsolták, nem különítették el attól. Jelenlétét nemcsak a fúrások igazolták, hanem a szénbányászat során nemegyszer fel is tárták a vágatokkal; megléte nehezítette a fejtést, mert agyag (montmorillonit)-tartalma miatt talpduzzadást idézett elő. Ez a rétegsor azonban sok helyütt hiányzik, ilyenkor a Salgótarjáni Barnakőszén Formáció III. széntelepe közvetlenül az alsó riolittufára települ (ez a már korábban említett „terítéktelep”). Salgótarjáni Barnakőszén Formáció Kisterenyei Tagozata / Salgótarjáni Formáció Pótori Tagozata (šalgótarjánské súvrstvie, pôtorské vrstvy) / korábbi név: „széntelepes összlet” Az ottnangi korszak folytatódása során a továbbra is meleg-nedves szubtrópusi éghajlaton, 18 °C évi középhőmérséklet és kb. 1200 mm csapadék (SIMONCSICS P. 1959) mellett buja növénytakaró alakult ki a mocsaras öblözetekben. Ebből képződött a terület legismertebb, legjobban dokumentált képződménye, a „barnakőszenes” vagy „széntelepes összlet”. A szénképződés háromszor ismétlődött; a felülről számozott telepek közül az I–II. telep tengerparti csökkent sósvízi körülmények között halmozódott fel (paralikus eredetű), az alsó, III. telep viszont édesvízi mocsári viszonyokra utal (limnikus eredetű) (H ÁMOR G. 1997). A magyarországi területen csak a III. telep található meg. Autochton (helyben keletkezett) voltát a Medves bazaltfennsíkja alatti szénbányászat során feltárt álló fatörzs is alátámasztja (VADÁSZ E. 1963). A telep a Medves és a Szilvás-kő alatt 4–5 m vastagságban, három padra osztva található meg. A felső, jó minőségű szenet már az 1900-as évek előtt elkezdték kitermelni, az alsó padot csak jóval később, mert fűtőértéke gyengébb volt. Fedőjében a sokkal fiatalabb bazaltvulkanizmus hullott piroklasztikumai és lávafolyásai találhatók. A bazaltvulkánosság előtti eróziós tevékenység során 5

A szlovákiai részen nincs megfelelője.

24

legalább 400–500 m vastag üledékösszletnek kellett lepusztulnia, ha figyelembe vesszük azt, hogy a Medves széntelepeinek szénülési foka számottevően nem tér el a szénmedence üledékekkel fedett III. telepétől. Ebből következően nagy valószínűséggel feltételezhetjük, hogy a Medves és a Szilvás-kő vidékén a szénmedence többi részéhez hasonlóan mindhárom telep kialakulhatott, de ezek a későbbi kiemelkedés miatt lepusztultak. Karancsberény környékén szintén csak a III. telep található meg, két padra osztva, de minősége meg sem közelíti a medvesi szenekét, ennek ellenére bányászták. A szlovákiai részen a széntelepes összlet kifejlődésbeli okok miatt elvékonyodik. Ahol a szén megtalálható, ott az a magyarországi III. szénteleppel párhuzamosítható, de a formáció fő tömegét világosszürke, mállott állapotú, vízszintesen vagy ferdén rétegezett sárgásbarna színű homok alkotja, helyenként apró kvarc- vagy kvarcitkavics-betelepülésekkel, elszenesedett növénymaradványokkal és faüregkitöltésekkel. Tartalmazhat vasban dús, keményebb homokkőpadokat is. A betelepülő zöldesszürke színű agyagrétegek csak néhány cm-esek, helyenként azonban elérhetik az 5 m-t is (VASS , D. et al. 1992). Csákányháza és Sátoros határában két szénréteg ismeretes. A felső 0,8–1 m, az alsó 1,2–1,5 m vastag, egymástól 12–15 m vastag homokréteg választja el őket (HOLEC, G. 1968). Ugyancsak Csákányháza mellett a homokkőréteg alsó részén egy 65 cm vastagságú szénréteg bukkan felszínre. E szenek bányászata másfél évszázadon át meghatározó jelentőségű volt, munkahelyet biztosított a környéken lakóknak, és megalapozta a kohászati ipar megtelepedését Salgótarjánban. Ennek köszönhetjük két bányásztelepülés (Rónabánya, Salgóbánya) kialakulását is a Karancs–Medves Tájvédelmi Körzet területén. A széntelep több padra való oszlása, valamint az egyes padok szenének eltérő minősége eredményezte a „vándorbányászatot”: először mindig a jobb minőségű teleprészeket fejtették, majd kisebb-nagyobb szünettel visszatértek a bent hagyott padok leművelésére. Kárpáti korszak Egyházasgergei Homokkő Formáció / Kékkői Formáció Kürtösi Tagozat (modrokamenské súvrstvie, krtíšske vrstvy) / korábbi név: „chlamysos homokkő” Az ottnangi korú széntelepes üledékekre általában diszkordánsan települ a már kárpáti korú

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

címbeli rétegsorozat. A tengeri, partszegélyi keletkezésű „chlamysos homokkő” általában jól rétegzett, gyakran ívelt keresztrétegzettségű. Túlnyomórészt karbonátos kötőanyaggal cementált homok alkotja, de tartalmaz agyagot, kőzetlisztes és kavicsos részeket is. Karbonáttartalma 5–20% (JÁMBOR Á. et al. 1966.). Gyakoriak benne a kagylók vázmaradványai. Glaukonit és kloritpala tartalma miatt összetéveszthető az oligocén korú un. „glaukonitos homokkővel” (BÁLDI T. 1997.) Vastagsága elérheti a 20–30 m-t is. Keménysége és közepes fagyállósága miatt korábban kedvelt építőkő volt, leggyakrabban lábazatkőként használták. Porózus szerkezete miatt jó víztározó és vízadó képződményként tartották számon. Garábi Slír Formáció/ Kékkői Formáció Szécsénkei Tagozat (modrokamenské súvrstvie, sečianske vrstvy) / korábbi név: „kárpáti slír” Míg a tengerparti zónában a chlamysos homok keletkezett, addig egyidejűleg a tenger mélyebb részein finomabb szemű agyagos, csillámszemcsés üledékek ülepedtek le, majd a tengerelöntés hatására a korábbi tengerparti részek is mélyebb víz alá kerültek. Ezek a mélyebb vízben keletkezett üledékek egyveretű finomhomokos aleuritból, agyagos aleuritból és agyagmárga rétegekből állnak. A rétegek mikro- (foraminiferák) és makro- (vékonyhéjú kagylók) élővilága alapján a vízmélység 40–120 m közötti lehetett, nyugodt, kevéssé mozgatott, iszapos aljzatú vízben keletkezett (H ÁMOR G. 1985, 1998). Vastagsága elérheti az 100–200 m-t. Nyersanyagként, elterjedten nem használták. Badeni korszak Karancsi Andezit Formáció / Sátorosi Andezit Formáció (šiatorská andezitová formácia) / korábbi név: „gránátos amfibolandezitek” A kárpáti korszak középső szakaszában a medencék süllyedése lelassult, megkezdődött feltöltődésük, sőt ismételt szárazulattá válásuk. Sekélytenger ebben az időben csak nyugatabbra, a Losonci-medence délnyugati részére és az Ipoly-medence egyes területeire hatolt be rövidebb időre. A felerősödő szerkezeti mozgások hatására megkezdődött a nagy miocén andezitvulkánosság, kezdetben tenger alatti, heves, kirobbanásos jellegű kitörésekkel, melynek eredményeként vastag, főleg

piroklasztikumokból, valamint hialoklasztitokból (azaz víz és láva kölcsönhatása során keletkezett üveges szerkezetű törmelékes kőzetből) felépülő rétegsorozat, a Hasznosi Andezit Formáció (régebben „alsó andezit”) jött létre. Ezt újabb heves vulkánosság követte, ami a Tari Dácittufa Formáció („középső riolittufa”) vastag, helyenként ignimbrites kifejlődésű, már túlnyomórészt szárazföldi térszínre települt tufatakarójának létrejöttét eredményezte. Majd következett a Mátra túlnyomó többségét létrehozó andezitvulkánosság, amit két nagy szakaszra lehet bontani: az ún. „középső andezitre” (Nagyhársasi Andezit Formáció), ami szakaszos vulkáni működés eredménye, és a „fedő andezitre” (Kékesi Andezit Formáció), ami kisebb lávafolyásokból, telérekből és lakkolitokból (3. ábra) áll. Bár a fenti képződmények egyike sem található meg a területünkön, mégis valószínűsíthetjük, hogy ehhez a vulkáni tevékenységhez kapcsolhatók a Karancs és a Sátoros lakkolitjai, a Karancshoz tartozó, az Sku-3 fúrással feltárt teleptelérek, a zagyvarónai Vár-hegy biotit-amfibolandezit-telére, továbbá a szintén zagyvarónai Buda-völgy ÉNy-i mellékvölgyében látható feltárásnak, valamint a ceredi út rézsűjének andezitje. Az andezit egy szép feltárása látható a Karancsi-kőbányában. A Karancstól északra, a Láz-oldal (Lazy) környékén előforduló andezittestek valószínűleg ugyancsak a Karancs apofízisei (azaz a hegység magmás kőzettömegének oldalirányú, különböző vastagságú és hosszúságú nyúlványai). Hasonló apofízát figyelhetünk meg a másik nagy lakkolit, a Sátoros nyugati oldalában is. A legészakibb andezitelőfordulás Sátorosnál, a Fülek felé vezető út jobb oldalán található, ahol a kőzettest felső részében különleges oszlopos elválás is megfigyelhető. Ezeknek az ún. szubvulkáni képződményeknek az anyaga gránátos amfibolandezit, gránát tartalmú biotitos, hiperszténes vagy piroxénes amfibolandezit, illetve gránát tartalmú dácit (ID. NOSZKY J. – HERMANN M. – NEMESNÉ VARGA S. 1952, ÓDOR L. 1962, SZABÓ C S. 1980, KONEČNÝ, V. – L EXA, J. in: VASS , D. et al. 1992, R AVASZNÉ BARANYAI L. – ILKEYNÉ P ERLAKI E. – P RAKFALVI P. 1998). A Karancs, a Sátoros és a kisebb andezitkibukkanások keletkezésekor az oligocén–miocén kori üledékösszletbe nyomult be az izzó magma, de nem ömlött ki a felszínre, hanem közvetlenül a felszín alatt megrekedt és kihűlt, miközben a magmatestet befedő üledékeket felpúpozta. Az ilyen keletkezési módot nevezzük 25

A

TERMÉSZET VILÁGA

3. ábra. K–Ny-i irányú földtani szelvény a Karancson és a Medvesen keresztül (szerk.: PRAKFALVI P.; rajz: K AKUK J.)

szubvulkáninak, az így létrejött képződményeket pedig lakkolitnak. Később a miocén végi erózió hatására a lakkolitot fedő üledéktakaró lepusztult, a magmatest felszínre került. A benyomulás a rétegeket megbillentette. Ahol a benyomuló izzó magma az üledékekkel érintkezett, ott a hőhatás a finomszemű, agyagos összetételű kőzeteket szinte megégette, ún. „kontakt pala” keletkezett, amely BALOGH K ÁLMÁN et al. (1966) szerint a slír átalakult változata, ugyanakkor HOJSTRIČOVÁ, V. – VASS , D. – ŽÁKOVÁ, E. (1995) szerint az általuk Tajti tagozatnak nevezett finomszemű homokkőé. A Karancsi-kőbányába felvezető út mentén ez az érintkezési zóna jól megfigyelhető. Mivel a palák gyakran durvább szemű üledékek környezetében találhatók, feltételezhetjük, hogy a benyomuló lakkolit mintegy köpenyként „magával húzta” nagyobb mélységből a már metamorfizált üledékeket (R AVASZNÉ BARANYAI L. – ILKEYNÉ P ERLAKI E. – P RAKFALVI P. 1998). A Sátoros lakkolittömege a hegy csúcsa körül elliptikus alakban helyezkedik el kb. 1,4 x 1,2 km-nyi területen. A környező homokkövet ez a lakkolit is átégette, nyugati részén pedig az érintkezés felülete úgyszólván függőleges (HOJSTRIČOVÁ, V. – VASS , D. – ŽÁKOVÁ, E. 1995). A benyomulás kora bizonytalan, de a Sátorosból vett minta K/Ar kormeghatározási adatai 26

szerint 13,5 millió éve (BADASARJAN, G. P. et al. 1968), a Karancsi-kőbányából vett minta alapján 14,9 millió éve történhetett (BALOGH K ADOSA 1977). Az andezit-dácit változatok benyomulását hidrotermális tevékenység is követte (NEMECZ E. 1944). Ennek hatására alakultak ki a telérek (András-telér a Karancs főcsúcsának Ny-i részén, valamint az Anna-telér a Karancsi-kőbányában), amelyek ólom-cink tartalmú ércásványokat (galenit és szfalerit) tartalmaznak. Ezek az ásványok az arany és az ezüst hordozói, amit elemzéssel ki is mutattak (JÓZSA G. et al. 1985, R AVASZNÉ BARANYAI L. – ILKEYNÉ P ERLAKI E. – P RAKFALVI P. 1998). A lakkolitok kőzetanyaga jelentős építőipari nyersanyag. A Karancs andezitje fagyállósága, kopásállósága és szilárdsága miatt kitűnő útépítőkő, de előszeretettel használták és használják lábazatkőként is (JÓZSA G. – K ÉRI J. 1973) (l. a „Bányászat- és ipartörténet” c. fejezetet). P LIOCÉN-PLEISZTOCÉN Salgóvári Bazalt Formáció / Cseresi Bazalt Formáció (cerová bazaltová formácia) / korábbi név: „pliocén bazalt” A Kárpát-medencét a miocén felső részén és a pliocénban jellemző erős szerkezeti mozgások nagy szerepet játszottak abban, hogy az utolsó mintegy 8 millió évet átívelő időszak

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

4.ábra. A Nógrád–Gömöri-bazaltvidék. Jelmagyarázat: 1 – országhatár; 2 – tájhatár; 3 – vízfolyás; 4 – település; 5 – bazaltkibukkanás; 6 – fő törésvonal; 7 – egyéb törésvonal (szerk.: HORVÁTH G. és PINTÉR Z. rajz: PINTÉR Z.)

során többnyire heves explóziós (kirobbanásos) és freatomagmatikus (a magma vízzel érintkezése miatti robbanásos) tűzhányó-tevékenység zajlott le, amelynek a képződményei a Karancs–Medves Tájvédelmi Körzet keleti és a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet nyugati részének tájképileg legmeghatározóbb elemei (4. ábra). A vulkánosság piroklasztitjai az esetek túlnyomó többségében már letarolódtak, és csak ott maradtak meg, ahol azokat lávatakarók vagy lávaképződmények befedték. Ennek ellenére

a terület így is a vulkánosság jól tanulmányozható formáit hordozza magán, hiszen megmaradtak a lepusztító erőkkel szemben ellenállóbb lávakőzetekből felépült kürtők, vulkáni csatornák, valamint lávaárak különböző változatai. Le kell szögezni, hogy a Cseres-hegység és a Karancs–Medves térségében működő tűzhányók nemcsak korban, hanem formájukban és kőzetösszetételükben is különböznek a középső miocén kori nagy rétegvulkánoktól. Itt elsősorban sok kis vulkánról beszélhetünk, 27

A

TERMÉSZET VILÁGA

melyek között gyakoriak voltak a maarok6 és a salakkúpok7. A maarok tufagyűrűi csak kevéssel emelkedtek az akkori felszín fölé, kráterük feneke pedig jóval az alatt feküdt. A feltörő vulkáni törmelék és láva ezáltal törvényszerűen vízzel is érintkezett, azaz freatomagmás kitörések zajlottak le. A kitörési központok körzetében, és attól távolabb is előfordul néhány telér a felszínen. A többi kitörési központhoz kapcsolódó vulkáni felépítmények részben vagy teljesen lepusztultak, és ma általában csak a magmakamrát a kráterrel összekötő vulkáni csatornában kihűlt és többé-kevésbé hengeres alakban megmerevedett lávatömegeik, az ún. csatornakitöltések bukkannak felszínre, amelyeknek két típusát különböztethetjük meg: az egyik a diatréma, ami egyszeri heves robbanásos kitörés eredménye, a másik pedig a neck, ami viszonylag hosszabb ideig működő vulkáni központ lávával kitöltött csatornakitöltése. Ezekre a lávákra jellemző, hogy nagyméretű ásvány- és kőzetzárványok találhatók bennük, amelyek a közel 70 km mélységű magmakamrából származnak. A zárványok megléte azt jelzi, hogy a magmacsatornában nagyon gyors lehetett a feláramlás, ugyanis ellenkező esetben ezek a zárványok „visszaoldódtak” volna, azaz megolvadtak volna a feltörő izzó magmában (DIENES I. 1971, JÁNOSI M. 1984, EMBEY-ISZTIN A. – DOBOSI G. 1997, H ARANGI SZ. 2000). Az utóbbi évtizedekben végzett (főleg K/Ar módszeren alapuló) radiometrikus kormegállapításoknak köszönhetően a térség bazaltvulkánosságát hat fázisba sorolhatjuk be (KONEČNÝ, V. et al. 1995). Az első, legidősebb fázis 8–6,4 millió évvel ezelőtt ment végbe a tájvédelmi körzeteken kívül eső területen, főleg Patakalja (Podrečany), Pinc (Pinciná) és Jelsőc (Jelšovec) környékén. A második fázisban, 5,5–3,7 millió évvel ezelőtt keletkezett a Salgó, a Kis-Salgó, a Pogányvár, a Somos-kő, a Bagolyvár, a Szár-kő, a Monosza és a belőle kiömlő bénai lávaár. A harmadik fázis 2,9–2,6 millió évvel ezelőtt játszódott le. Ekkor jött létre az ajnácskői Vár-hegy, a Békás-tó krátere, a Hegyes-kő vulkánja, a Szilvás-kő, valamint a Medves egy része. A negyedik fázis 2,3–1,6 millió éves. Ekkor keletkezett a Balogfala melletti Guda tűzhányója és az ebből kifolyt várgedei lávaár, valamint a tájvédelmi körzeteken kívül eső

terbelédi lávaár; valószínűleg utóbbi déli irányba folyó lávaárának maradványai a Szilvágy és a Hármashatár-hegy bazaltkibukkanásai. Ebben a fázisban folytatódtak a medvesi lávakiömlések is. Az ötödik fázis 1,5–1,1 millió éve zajlott le, amikor a Medves szomszédságában található Dobogó, a Ragács és a tájvédelmi körzetek területén kívül eső bucsonyi vulkán terjedelmes bolgáromi és korláti lávatakarói keletkeztek. Végül a legutolsó, hatodik fázis korát tömör bazaltok hiányában radiometrikusan nem tudták meghatározni, de a környező negyedidőszaki Günz és Mindel teraszok fekvéséből feltételezve kb. 400 000 évesnek becsülik (VASS , D. et al. 1992). A továbbiakban a fenti működési sorrendet követve jellemezzük a tájvédelmi körzetek területére eső legismertebb vulkáni képződményeket. A magyarországi részen a legidősebb (5,2 millió év) bazaltvulkáni képződmények egyike a Salgó (Nagy-Salgó, 625 m) neckje. A kitörés során először izzó kőzetdarabokból és forró vulkáni hamuból álló gyűrűszerű sánc alakult ki, közepén a kráterrel. Ebbe nyomult be, és ezt töltötte ki az izzó lávatömeg, amelynek kihűlése során vaskos, függőlegesen álló vagy enyhén hajlott, „zsákos” bazaltoszlopok keletkeztek. A kitörést követően a könnyebben erodálódó sáncgyűrű piroklasztikumai és a környező üledékes kőzetek jelentős mértékben, egészen a kürtő szintjéig lepusztultak, így kipreparálódott, felszínre került a krátert a magmakamrával egykor összekötő kürtőt kitöltő lávaanyag. A Salgóval szomszédos Kis-Salgó (Boszorkány-kő) a (Nagy-)Salgó egy sugárirányú törése mentén kialakult hasadékvulkán lepusztult, kipreparálódott maradványa. Pontos radioaktív kormeghatározás még nem született a képződményről, de mivel a Salgó törésrendszerével egyértelműen összekapcsolódik, nagy különbség közöttük a kitörés korát illetőleg nem lehet. A vulkánosság két nagy fázisban játszódott le. Az első fázisban egy nagyjából ÉÉNy–DDK-i csapású hasadék, kéregfelnyílás (ún. rift) mentén kezdődött meg a kirobbanásos jellegű kitörés, amely a rés két oldalán salakból-porból, kőtörmelékből álló sáncot épített, különböző méretű piroklasztitok halmozódtak fel, a feküből (homokkő, tarkaagyag, riolittufa) származó

A maar-típusú vulkánok apró kör, ritkábban ovális alakú, legfeljebb néhány száz méter átmérőjű, alacsony gyűrűszerű képződmények. Létrejöttük egyszeri heves gáz- és vízgőzkirobbanás következménye, amelyet követően a vulkáni aktivitás általában meg is szűnt. 7 Az általában nem túl nagy méretű salakkúpok egyszerű piroklasztit-szórás nyomán alakultak ki, bár időnként lávaárak is kiindulnak belőlük. 6

28

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

nagy tömegű, gyakran megpörkölt zárványokat is magukban foglalva. A második fázisban a hasadék mentén láva nyomult fel, és a nyugodt, robbanásmentes lávafolyás kitöltötte a hasadékot. Ezért a Kis-Salgón a rétegvulkáni felépítés kitűnően tanulmányozható. Az egykori kéregfelnyílásban jól láthatók a lávafoszlányokkal, lapillikkel telehintett tufamaradványok, a nagy vulkáni bombák, a bazaltok szabálytalan alakú, könnyű, hólyagos-porózus szerkezetű salakos és lávapados megjelenési formái (a salakos lávák lyukacsosságát a felszabaduló és kiáramló gázok eredményezték). A Kis-Salgó tetőszintjében a lávakőzetnek nagyon látványos lemezes-vékonypados elválásai figyelhetők meg, helyenként erősen hajlott, ív alakú formában. Máshol négy-, ritkábban öt-hatszögletes oszloposság is mutatkozik. Sajátos jelenség az ún. kukoricacsövesség (a kőbányászok sonnenbrandos [napszúrásos] vagy ragyás kőként emlegették): a bazalt üveges alapanyagának átkristályosodásával járó, valamint az erős besugárzás hatására a kőzetben fellépő feszültségek hatására ezek a kristályos gócok kisebb, közel golyó alakú darabokban lepattogzanak, így kukoricacsőre emlékeztető forma alakul ki. Mindezen változatosságot felismerve hoztak létre a Kis-Salgón egy földtani tanösvényt. A Pogányvár (Pohanský hrad) a térség legépebb állapotban fennmaradt lávatakarója (5. ábra). A mintegy 600 x 800 m terjedelmű bazaltfennsíkon nem találhatók kőbányák, alakzatai a legeredetibb formában őrizték meg a vulkánosság és az azt követő lepusztulás folyamatát. Így a Cseres-hegység Tájvédelmi Körzet legértékesebb védett területei közé tartozik. Első földtani kutatását SZABÓ J. (1865) végezte el, topográfussal felmérette a területet, majd elkészítette földtani térképét, az átolvadt bazaltfoszlányok alapján azonban tévesen egyetlen bazaltkráternek írta le. A tévedésre csak évekkel később jött rá kőzettani elemzések alapján SZEPESHÁZY K. (1942), aki nemcsak a fennsík lávatakaró-jellegét tárta fel, hanem rávilágított arra is, hogy a szomszédos Karád sötét színű, olivint alig tartalmazó bazaltja eltér az előbbitől, tehát önálló kitörés eredménye. Ezt igazolták JUGOVICS L. megfigyelései is (1940a, 1944, 1948). A bazalt korát BALOGH K. (in: KONEČNÝ, V. et al. 1996) K/Ar kormeghatározás alapján 4,7±0,3 millió évesnek mérte. A Pogányvár egykori kráterének helyét a fennsík délnyugati csücske alatt egy bazalttal kitöltött vulkáni kürtő (neck) jelzi (G AÁL L. 2000). Ennek körzetében a legvastagabb, mintegy 35 m a bazalttakaró, amely észak felé

enyhén vékonyodik. Az Ördög János-sziklától északra feltáruló hatalmas falban megfigyelhetjük, hogy a bazalt pados elválása függőleges, majd a felszín felé legyezőszerűen ágazik szét. Mivel a pados elválás mindig párhuzamos a kihűlés felszínével, a sziklafal padjai elárulják nekünk az eredeti kürtő függőleges alakját is. A bazaltláva felfelé nyomulását alátámasztják a bazaltban található, függőleges irányban enyhén megnyúlt apró hólyagok is. Ma is jól látható itt a tűzhányó által kiöklendett bombák és porózus lávafoszlányok halmaza, amely egykor a salakkúpot képezte. A tufaszórás után ömlött felszínre a bazaltláva. A kitörések azonban folytatódtak, amit a félig megolvadt lávába hullott bombák bizonyítanak. A láva végül is megszilárdult a vulkáni kürtőben, de ezt megelőzően még belefolyt néhány észak felé irányuló mellékvölgybe, amelyeknek útját ma az Erős-ág és a Pósa-hegy (Posa) nyúlványai jelzik. A pogányvári tűzhányó elcsendesedése után a Karád kezdett el működni. A rövid ideig tartó, heves kitörések következményeként a korábbi lávafolyásra újabb, sötétebb bazaltláva terült rá, majd továbbfolyva benyomult egy délnyugati irányú szűk völgybe is. Amikor már a magmakamrából feltörő láva járatai a Pogányvár után a Karád felé is eltömődtek, akkor az ajnácskői oldalon kezdett el működni egy kisebb vulkán, a Tilics (Tilič). Ennek erejéből azonban már nem tellett arra, hogy lávát ömlesszen a felszínre. A láva még a kiömlése előtt megszilárdult a kürtőben. A második fázisba tartozik a Somoskő (Šomoška) tűzhányója is, melynek kora 4,06±0,06 millió év, illetve (egy másik mintán mérve) 4,08±0,03 millió év (BALOGH K. et al. 1994). Eredetileg egy maar típusú vulkán lehetett, amelynek ma már csak közvetlen a kráter alatti kitöltése maradt fenn. A tűzhányó breccsái (a várhoz vezető tanösvény tárja fel) csak kismértékben maradtak meg a kürtőfal oldalán, amikor a kráterbe benyomult a bazaltláva. A kihűlő lávában oszlopos elválás jött létre, melynek szép példája a hegy keleti oldalában kőfejtés során feltárt híres ún. bazaltorgona. Az öt- és hatszögletű, enyhén megdőlt bazaltoszlopok a kráterfal enyhe dőlésére utalnak, mivel merőlegesek a hűlés felszínére. Ettől eltérő képet mutat a kráter nyugati oldala. A vár alatt csaknem vízszintesen elhelyezkedő oszlopok a kürtőfal és a környező homokkő függőleges érintkezéséről árulkodnak (JUGOVICS L. 1948, G AÁL L. 1993, KONEČNÝ, V. et al. 2004). 29

A

TERMÉSZET VILÁGA

5. ábra. A Pogányvár földtani térképe (szerk.: GAÁL L.) Jelmagyarázat: 1. meddőhányók, földhalmok, 2. lejtőtörmelék (negyedidőszak), 3. kőtengerek (negyedidőszak), 4. eluviális üledék (pleisztocén, pliocén), 5. bazalttufa (pliocén), 6. sötétszürke bazalt (pliocén), 7. szürke olivines bazalt (pliocén), 8. vulkáni diatréma bazalttelérrel (pliocén), 9. riodácit tufa (alsó miocén), 10. Kenyeretlenpusztai Tagozat homokkövei (alsó miocén), 11. Tajti Tagozat homokkövei (alsó miocén), 12. csuszamlások, 13. a bazalt pados és oszlopos elválásának dőlésszöge, 14. kőbánya, 15. forrás 30

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

A Pogányvártól északra találjuk a sőregi Bagolyvár (Soví hrad) magányosan álló, 85 m relatív magasságú sziklaszirtjét, melynek kora úgyszintén 4,0±0,3 millió év (KONEČNÝ, V. et al. 1995). A ma látható szikla egy maar típusú tűzhányó kürtőkitöltése közvetlenül az egykori kráter alatt. A szikla alsó fele jellegzetes vulkáni tufabreccsa, bazalttörmelékkel és apró homokkődarabokkal. A hirtelen megdermedt vulkáni üveg elárulja, hogy a kitörések freatomagmásak voltak, tehát a breccsa vízzel is érintkezett, ez váltotta ki a gyors kihűlést. A szikla felső részén ettől teljesen eltérően finomabb és durvább szemcséjű tufás rétegek váltakoznak vulkáni hamuval és tavi üledékekkel. Ezek már a kráter fenekét kitöltő tóban ülepedtek le, amelybe gyakran hullott vulkáni hamu és más törmelék. A csúcs környékét összesült bombák és lávafoszlányok képezik. A szikla tufás-tufitos anyagát 8 bazalttelér töri át, vastagságuk 15 cm-től 1 m-ig terjed. Kőzetanyaguk jóval ellenállóbb, mint a tufás rétegeké – a szikla elsősorban ezeknek köszönheti fennmaradását. A Szár-kő (Steblová skala) kora 4,63±0,2 millió év (BALOGH K. in: KONEČNÝ, V. et al. 1995). Az 50 m magasságot is elérő bazaltoszlopok csaknem 150 m átmérőjű henger alakú testet képeznek oly módon, hogy a széleken az oszlopok dőlésszöge 40º–60º, de a közepe felé koncentrikusan meredekké válnak, fordított legyezőszerű keresztmetszettel. Az ötés hatszögletű, 35–60 cm átmérőjű oszlopok helyzete elárulja, hogy a láva eredetileg egy szabályos tölcsér alakú krátert töltött ki (G AÁL

L. – KONEČNÝ, V. 1995). Az oszlopok alatt a kráter falával párhuzamosan fekvő, pados elválású bazalt is megjelenik. A kráter tufagyűrűjéből úgyszólván már semmi sem maradt meg, a kürtőt kitöltő vörösesbarna breccsa is csak elvétve található meg a hegygerinc közelében. A gerincen, amely néhol 1 m-re is leszűkül, függőleges pados elválású bazalt bukkan felszínre, ami arra utal, hogy eredetileg egy teléren keresztül tódult fel a láva, majd mintegy 1,5 km hosszú utat tett meg egy észak felé vezető ősvölgyben, amelynek végén a láva erősen feltorlódott és szétterült. Minden valószínűség szerint a Szár-kő vulkánjából kiömlött lávából épül fel az északabbra fekvő Suhaj-kő (441 m) és Cserép-kő (414 m) is. Hosszabb lávaár ömlött ki a Ragyolc (Radzovce) melletti Monosza (Monosa) tűzhányó salakkúpjából is. A mintegy 4 km hosszú ár egy ÉNy–DK irányú ősvölgybe zúdult bele, és csak Béna (Belina) falu felett ért véget. A lávaár középső részén két kisebb nyúlványt is megfigyelhetünk, amelyek valószínűleg mellékvölgyekbe nyomuló lávából maradtak vissza. A bazalt kora 4,76±0,44 millió év (KONEČNÝ, V. et al. 2004). A csomatelkei (Čamovce) kőbánya szépen feltárja a lávaár végét. A következő fázis képződményei közé tartozik a Szilvás-kő, amely valójában három – egymástól részben elkülönülő – bazaltképződmény, a Nagy- és Kis-Szilvás-kő (626 m, illetve 615 m), valamint a Bagó-kő (515 m) együttese (6. ábra). A bazalttömegek a térség fő tektonikai irányát követve egy, a környezete fölé jelentős szintkülönbséggel kiemelkedő, DDK–ÉÉNy-i

6. ábra. Földtani szelvény a Szilvás-kőn keresztül (szerk.: PRAKFALVI P.) 31

A

TERMÉSZET VILÁGA

csapású hosszú gerincet alkotnak. A kitörés – amelynek kora 3,8–2,2 millió év – több fázisú lehetett, ezt az üde lávakőzetek, a salakosbreccsás lávák és a lapillitufák rétegződése bizonyítja. A mellékkőzet itt is tartalmazott vizet, aminek hatására robbanásos kitörés indult meg a működés első szakaszában. Ennek anyagát tanulmányozhatjuk hullámosan rétegzett por, hamu, lapilli és vulkáni bombák formájában a Nagy-Szilvás-kő hasadékaiban. Ezt követően a kitörések már nem voltak olyan hevesek, a legvégső szakaszban csak kisebb lávafolyások indultak meg a kráterből. A mai tetőszintet alkotó hármas „kúp” lávával kitöltött vulkáni csatornakitöltés, azaz neck, amely a kitörést követő eróziós folyamatok során preparálódott ki. Kérdéses azonban, hogy egy, két vagy három ilyen kürtőkitöltéssel, vagy esetleg egy hosszú hasadékkitöltéssel van-e dolgunk? Utóbbinak ellentmondanak a bazalt alatt fekvő szénrétegek kibányászása során tapasztaltak, a jelentősen alábányászott területen ugyanis a bányajáratok nem keresztezték a feltételezett hasadékkitöltés bazaltját. Valószínűbb ezért, hogy a Bagó-kő és a Kis-Szilvás-kő egyaránt a Nagy-Szilváskő csatornájából – a bányászati szint felett – egykor kiágazott parazitaágak elvégződései. Ha ez így van, akkor a Nagy-Szilvás-kőt és a Bagó-kőt összekötő felszíni bazaltgerincet a parazitaág „kocsányának”, csatornájának kell tekintenünk. A kipreparált „kocsány” bazaltját számos egykori kőbányában fejtették, ezáltal tárultak fel a bazaltokra általában jellemző, a láva kihűlése során keletkezett karcsú öt- és hatszögű oszlopok. Érdekes, hogy a Bagó-kő bazaltbányájában a bányaudvar észak felé néző falán egymásra nagyjából merőleges vékony oszlopok találhatók. Ezek egy kisebb lávafolyás belső tömegének azt a részét képviselik, ahol az alsó és az oldalsó hűtő felületek hatására kialakult oszlopok érintkeznek. A rossz feltártság és a kis kiterjedés miatt nem lehet egyértelműen megállapítani, de valószínűleg a neckek közé sorolhatók a KisŐr-hegy és a Szép-hegy tisztán lávakőzetből álló kúpjai is. Az Ajnácskő falu közepén felnyúló hasonnevű szikla SZABÓ J. (1865) szerint „egy hirtelen feltolódott bazaltoszlop”. SZEPESHÁZY K. (1942) a bazaltbreccsa oszlopot kipreparált csatornakitöltésként írta le. Hasonlóképpen vélekedett JUGOVICS L. (1944) is, aki észrevette, hogy a bazaltbreccsát négy nagyobb, átlag 1 m vastagságú bazalttelér szeli át, amelyek a csúcs felé fokozatosan elvékonyodnak. A 32

szikla elsősorban ezeknek köszönheti meglétét, mivel a kemény telérkőzet jobban ellenállt a lepusztulásnak. Az ajnácskői breccsás vulkáni csatornakitöltés diatrémának tekinthető (l. fentebb). Korát BALOGH K. (1981) K/Ar módszerrel 2,58±0,22 millió évesnek, míg REPČOK, I. (1981) uránhasadási módszerrel 2,49 millió évesnek határozta meg. Ajnácskő másik, vulkánossággal kapcsolatos érdekessége a 380 m hosszú, vízmosásos Csontos-árok (Kostná dolina), ahonnan rengeteg ősmaradvány, köztük masztodonagyarak, egy tapírféle csontjai, új hódfaj fogai stb. kerültek elő (részletesen l. az „Ősmaradványok a Karancs, a Medves és a Cseres-hegység vidékén” c. fejezetet). S CHAFARZIK F (1899) állítását – mely szerint szerint az ősmaradványok egy pliocén kori tó üledékeiben maradtak fenn, és a vulkánkitörések a tó megléte után is folytatódtak – később igazolták a részletes vizsgálatok. VASS, D. et al. (2000) szerint a krátertó vize vonzotta az állatokat, amelyek mérges gázoktól, vagy pedig a meredek lejtőkön megcsúszva a tóban lelték halálukat. A csontokból, valamint a kőzetek mágneses polaritása révén a tűzhányókitörés korát 2,8–3,3 millió évben határozták meg. Az egykori vulkánból kevés maradt meg, a hegység negyedidőszaki kiemelkedése folytán az erózió letarolta a tufagyűrű legnagyobb részét, az eredeti magasságban azonban meghagyott belőle egy darabot mutatóba, amely a ragácsi kőbánya felső udvarában található. Ez a kicsinyke tufahalmaz teljesen eltér a Ragács csúcsán található salakkúp tufájától, amely jóval fiatalabb a Békás-tóinál. Az erózió aztán a tavi üledékek egy részét is áthalmozta, később pedig vízmosásos árok formájában – tulajdonképpen ezt nevezzük Csontos-ároknak – beleharapott a kráter-maradvány nyugati oldalába, feltárva ezzel a csontokat tartalmazó tavi üledékeket. A Hegyes-kő (Ostrá skala) tűzhányójának a csúcsa is egy bazaltneck, közvetlen környékét pedig salakos láva képezi. A hegy északi és déli lejtőin vastag lapillirétegek lépnek felszínre, több helyen sziklákat alkotva. A vulkáni kürtőt kitöltő bazalt korát 2,6±0,2 millió évben határozták meg (BALOGH K. IN : KONEČNÝ, V. et al. 1999). KONEČNÝ, V. et al. (2004) szerint a szomszédos Zaboda-kő és Nagy-hegy bazaltkibúvásai is a hegyes-kői tűzhányó egykori lávaárjának erősen lepusztult maradványai. Hasonló korúnak, 2,61±0,19 millió évesnek (BALOGH K. in: KONEČN Ý, V. et al. 1995), illetve kb. 2,3 millió évesnek (P RAKFALVI P. – BALOGH K. 1998) határozták meg a térség legnagyobb, több mint 12 km 2-es lávatakarója,

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

a Medves láváját is. A lávatakarós fennsíkból kiemelkedő Medves magosa (Medvedia výšina) a vizsgált terület legnagyobb tűzhányója lehetett. Kitörésekor a miocén végére létrejött, az eróziós folyamatok által felszabdalt felszínre piroklaszthullások törmelékei, valamint – a robbanásokat követően nem felfelé szétterjedő, hanem gravitációsan lefelé mozgó – izzó gázfelhők piroklasztárjai települtek, majd ezt követően láva ömlött a felszínre. A piroklasztárak gyengén összesült lapilli és hamu méretű képződményei könnyen lepusztultak volna, ha azokat nem fedik be lávafolyások. A piroklasztikumok eltérő szögben (szögdiszkordanciával) történt egymásra települését JUGOVICS L. (1934) írta le a Kis-bányában. Ezt idővel törmelék fedte be. A bánya közelmúltbeli (2002) rendezése nyomán P RAKFALVI P. irányításával újra kibontották és láthatóvá tették a feltárást. A vízszintesen rétegzett, jellemzően sok idegen zárványt (kavics, homokkő, riolittufa stb.) tartalmazó, változékony, lapillis tufára települ megközelítőleg 40°-os dőléssel a portufa, e fölött található az ún. kristálytufa, amely onnan kapta nevét, hogy szabályos kristályformával rendelkező olivinek, augitok találhatók benne (JUGOVICS L. 1934, POJJÁK T. 1956). A sajátalakú (idiomorf) ásványok bentonitosan bontott piroklasztikumban ülnek, ami jelzi az egykori vízzel való borítottságot. A víz sekély voltát igazolja, hogy a piroklasztikumokra ráömlő lávafolyás talpi zónája hólyagos kőzetdarabokból álló breccsából épül fel (NÉMETH K. – M ARTIN, U. 2001), bár a láva fő tömege már nem vízi körülmények között keletkezett. A Medves fennsíkján sehol sem találhatók már meg az egykori kráterek, azok mind lepusztultak. A Medves magosa formája alapján távolabbról ugyan egy kráternek tűnik, de salakból, összesült bombákból (ún. agglutinátokból) és lávafoszlányokból felépülő salakkúpjának csúcsán csak enyhe besüppedés észlelhető. A már említett francia utazó, Beudant is meg volt győződve arról, hogy a hegy tetején belenézhet a kráterbe, amikor 1818-ban felkapaszkodott a Medves magosára (DORNYAY B. 1933). Noha a hegy oldalában található vulkáni bombákból, amelyek között klasszikus orsó formájú is megtalálható (2. kép), helyesen következtetett a kráter közelségére, azt mégsem láthatta meg, mert a lepusztító erőknek kevéssé ellenálló kőzetekből felépült egykori kráternek már csak maradványai találhatók meg. Hogy kiemelkedésként mégis megmaradt, az azzal magyarázható, hogy egykor a legnagyobb tömegű és valószínűleg a legmagasabb kitörési központ

2. kép. Klasszikus orsóbomba. Jól megfigyelhetők a még plasztikus állapotban kilövellt bomba „hűlési repedései”, valamint a forgás hatására kialakult perem és farok (Prakfalvi P.)

lehetett. Az izzó magmát a felszínre szállító magmacsatornát – amely áttörte a bazalttakaró alatt fekvő széntelepeket – a szénbányászat fel is tárta a Medves magosa környékén. Egyébként a szénbányászat során harántolták azokat az eróziós árkokat is, amelyek vulkáni törmelékkel, illetve lávával voltak kitöltve (ID. NOSZKY J. 1930), ezért elmondható, hogy a piroklasztitlepel a vulkanizmust megelőző időszak eróziós formáit is megőrizte. A Medves tűzhányójából két hatalmas lávafolyás ömlött a felszínre. Felszínük szintén breccsás, ami azt jelenti, hogy nagyobb sűrűségű, rögös lávákból álló ún. aa-lávafolyások jöttek felszínre. A lávatakarókat jól feltárja a Macskalyuki-kőbánya, amelynek területén tanösvényt is létesítettek. A lávatakarót két – többnyire oszlopos elválású – bazaltréteg képezi, amelyeket egymástól lávabreccsa választ el (JUGOVICS L. 1944). A kőbánya nyugati peremén a fejtés feltárta a lávatakaró feküjét is; ott a ferde rétegezettségű, enyhén kavicsos homokkő (Kenyeretlenpusztai Tagozat) rétegére egy őstalaj települ, erre pedig egy eolikus (szél által sodort) homokból keletkezett finomszemcsés homokkő, amely fölött piroklasztikus üledékek, lapillitufák találhatók. Ezekre telepszik a lávafolyam alját képező porózus breccsa és a pados elválású bazalt. Megemlítendő, hogy a Somoskő település határában található Strázsa-hegy bazaltja a Medvesről felszínmozgások révén leszakadt kisebb lávafolyás darabja (JUGOVICS L. 1971). A következő, negyedik tűzhányóműködés során, 1,69±0,22 millió éve (KONEČNÝ, V. et al. 2004) a 413 m magas Guda salakkúpjából ömlött egy rövidebb déli irányú és egy 4,5 33

A

TERMÉSZET VILÁGA

km hosszú, észak, majd északkelet felé tartó lávaár az akkori ősvölgybe. A Dobogó (Dunivá hora) a Medves lávatakarójából emelkedik ki, nem messze a Medves magosa salakkúpjától. Érdekessége, hogy felhagyott kőfejtője egy hawaii típusú tűzhányókitörés rétegsorát tárja fel. Az alsó részen freatikus, vagyis vizes környezetben létrejött vulkáni rétegeket figyelhetünk meg. Erről tanúskodnak a hirtelen lehűlés következményeként létrejött vulkáni üveg jellegzetesen fekete színű törmelékei. Heves kitörésre utalnak a mélyből felszaggatott homokkő- és riodácittufa-darabok is. Később robbanásos freatomagmás kitörések következtek lapillikkel, salakkal és bombákkal, a kőfejtő legfelsőbb részében pedig összesült bombák maradtak fenn. Ezt a részt egy bazalttelér szeli át, melynek korát 1,32± 0,10, illetve 1,22± 0,10 millió évben határozták meg (BALOGH K. in: KONEČN Ý, V. 1995). A dobogói vulkánból lávatakaró is ömlött a felszínre. Az Ajnácskő melletti 536 m magas Ragács (Ragáč) nagyobbrészt összesült bombákból és lávafoszlányokból álló salakkúpjába több bazalttelér is belenyomult. Ezekből kettő szinte szarvként ágaskodik a magasba, kettős csúcsot képezve, egy harmadik, a hegy északnyugati lejtőjén található telérben – amely a későbbi lepusztulásnak köszönhetően ma egy 17 m magas és 1–2 m széles, élére állított asztallapra emlékeztet – a bazalt függőleges pados elválást mutat. A Ragács lávakifolyásait igen heves gőzés gázkitörések kísérték (JUGOVICS L. 1944), ezek nyomai máig fennmaradtak több gázkifúvásos kürtő formájában. A csúcs környékén található két ilyen kürtő, az egyik 9, a másik 6 m mély, de a déli lejtő tufabányájának szélén egy nagyobb gázrobbanásos üreg is ismert, a 17 m hosszú Ebeczky-barlang (G AÁL L. – ESZTERHÁS I. 1990). A tűzhányóból mintegy 2 km hosszú lávaár ömlött a felszínre, amely keletről enyhe ívben körülfolyta az akkor még csaknem teljes terjedelmében meglévő Békástói krátert. A teknőszerűen pados elválású bazaltot jól feltárja a ragácsi kőbánya. A bazalt korát 1,39±0,19 millió évesnek határozták meg (BALOGH K. et al. 1981). A Ragáccsal nagyjából egykorú a Détér (Gemerské Dechtáre) határában található Bagókő (Bagova skala) salakkúpja is, amelynek összesült bombáit és lávafoszlányait a csúcs déli részén kőfejtő tárja fel. Peremén megfigyelhető, hogy a vulkáni törmelékbe láva préselődött, melynek korát 1,43±0,20 millió évben határozták meg (KONEČNÝ, V. et al. 2004). 34

A legutolsó kitörések mindegyike maar típusú krátert hozott létre. A füleki Vár-hegy (fiľakovský hrad) egy mintegy 700 m átmérőjű maar tufagyűrűjének – amelynek közepe a mai városközpont helyén lehetett – maradványa. Belső, vagyis a kráterre néző, meredekebb falára épült maga a vár. A Vár-hegy felsőbb részeinek lapillis tufáiban jól kivehetők a bazaltbombák és az aljazatból kiragadott homokkődarabok, amelyeknek külső része a levegőben pörgetve a keletkezett hő hatására átégett (KONEČNÝ, V. et al. 2004). A főleg lapillitufákból és bombákból álló kráterfalon az átnedvesedett üledék könnyen mozgásba jött, számos csuszamlás nyoma máig fennmaradt. Maar típusú kráter falainak maradványa a szomszédos Vörös-hegy (Červený vrch), valamint északon a tájvédelmi körzetek határán kívül eső várgedei Vár-hegy is. A fentieken túl a magyarországi területen előfordulnak még vékony, kis kiterjedésű, eddig még kevéssé vizsgált teléres megjelenésű bazaltáttörések is, így pl. a Karancsi-kőbányához vezető út mentén, a ceredi út rézsűjében, Zagyvaróna határában a Diktámos déli alján (JUGOVICS L. 1942), valamint a Fekete-Bükkárnyék völgyében (SZENTES F. 1943). Ami a bazaltok gazdasági jelentőségét illeti, az itteni bazalt az egész történelmi Magyarország egyik legkedveltebb építőköve volt. Már a középkorban a várak (Salgó, Somoskő) építéséhez, a XIX. századtól kezdve pedig az útépítéseknél használták fel. Számos helyen még mindig megtalálhatók a bazaltból kirakott „macskaköves” utak; maga a név is nagy valószínűséggel onnan ered, hogy a legjobb és legnagyobb mennyiségben felhasználható kockakövek a ma Szlovákiában található Macskalyuki-bányából kerültek ki. Majdnem minden nagyobb kiterjedésű bazaltelőfordulást kőbányaként használtak. Különösen a Medves peremén és a benyúló völgyek mentén sorakoznak a kisebb és nagyobb bányák, de északabbra is számtalan bánya működött, jórészt az 1880-as évektől az 1980-as évek közepéig. Jelenleg azonban a szlovákiai Csomatelke bányáján kívül nem folyik kitermelés. NEGYEDIDŐSZAK P LEISZTOCÉN-HOLOCÉN Pleisztocén-holocén üledékek A pleisztocén kor jelentős szerkezeti mozgások időszaka volt: a dombságok és középhegységek – köztük a Karancs–Medves és a Cseres-

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

hegység vidéke is – átlagosan 300 m-rel megemelkedtek, a folyamatos éghajlatváltozásokból következő erős felszínformálódás hatására pedig a völgyeket fiatal törmelékes üledékek töltötték ki. Anyaguk kavics, homok, agyag, de – különösen a bazaltos képződmények, elsősorban a lávatakarós fennsíkok peremén – jellegzetesek a változatos méretű bazalttörmelékből álló törmeléklejtők is. Mindezek gyakran tartalmaznak ősmaradványokat is. Térségünk legidősebb pleisztocén üledékei a tájvédelmi körzeteken kívül eső terbelédi lávaár alatt maradtak meg. A Rátka melletti kőbánya feltárja a valószínűleg biber korszakba tartozó, kb. 1,8 millió éves homokos kavicsrétegeket, amely az egykori ősvölgy mederfáciese volt (Terbelédi Tagozat, Trebelovské vrstvy). Ma viszont ezek a rétegek a völgy szintje fölött mintegy 100 m magasságban fekszenek. Fölöttük, közvetlen a bazalt alatt, téglavörös kavicsos és agyagos homokréteg települ. Áthalmozott vöröses őstalaj ez, amelyen már érvényesült a forró bazaltláva hatása (P RISTAŠ , J. in: VASS , D. et al. 1992). Alacsonyabban (70–90 m) fekszenek a Cseres-hegység északi peremén, Guszona (Husiná) környékén található, a jelenleg legkorábbinak tartott ún. Donau (Duna) eljegesedés teraszának megfelelő kavicsrétegek (Guszonai Tagozat, Husinské vrstvy). A következő, Günz eljegesedés teraszai is csak a tájvédelmi körzet határain kívül, az Ipoly mentén maradtak meg. A még későbbi Mindel jégkor teraszainak maradványai azonban már megtalálhatók a Cseres-hegységben is, a Béna-patak bal partján, Ragyolctól Fülekig képeznek vékony sávokat mintegy 35–40 m-rel a jelenlegi patakszint felett (P RISTAŠ , J. in: VASS D. et al. 1992). A Mindelt követő középső pleisztocén Riss eljegesedés teraszai két szintben fejlődtek ki. A patakok szintjénél 20–25 m-rel magasabban fekvő idősebb Riss teraszok homokos-agyagoskavicsos üledékei keskeny sávokban lépnek felszínre a Béna-patak partján Fülek mellett, valamint a Gortva partján Vecseklőnél, míg a fiatalabb Riss teraszok homokos kavicsrétegei 10–12 m-es magasságban Ragyolc és Almágy mellett maradtak meg. Ismertek azonban a Cseres-hegység keleti részéről, a Macskás-patak jobb partjáról is. Az utolsó hideg időszak, a Würm kavicsüledékei megtalálhatók a jelenlegi patakmedrek legalján, de a legutolsó kiemelkedés előtt keletkezett Würm teraszokon is, amelyek talpai nagyjából a jelenlegi patakszintek közelében fekszenek, tetejük pedig 4–6 m-rel azok felett

(P RISTAŠ , J. in: VASS D. et al. 1992). Würm teraszkavicsok maradtak meg kis foltban Óbást (Stará Bašta) mellett is, a Gortva mellékfolyásának jobb partján. A teraszok felszínét rendszerint lösz és löszös agyag borítja. A lösz finom poranyagát a pleisztocén kor hideg időszakainak vad szélviharai sodorták ide. Minél idősebbek a teraszok, annál vastagabb rajtuk a lösztakaró: a Würm teraszokon 1–2 m, a középső pleisztocén teraszokon azonban elérheti a 4–6 m-t is (P RISTAŠ , J. in: VASS D. et al. 1992). Az ajnácskői téglagyár sárga löszrétegében fellelhető a Riss–Würm interglaciálisban (két jégkorszak közötti melegebb időszakban) keletkezett őstalaj is, az interglaciálisokban ugyanis túlnyomórészt erdők borították a tájat, amelyekből vastagabb talajréteg is létrejöhetett. Pleisztocén korú az ún. deluviális üledékek, főként lejtőtörmelékek túlnyomó része is. A fagy általi aprózódás különösen a bazaltos térszínekre volt nagy hatással. Csaknem minden bazaltkibukkanás, lávaár és lávatakaró körül vékonyabb-vastagabb agyagos-köves lejtőtörmelék halmozódott fel. Azokon a részeken, ahol az agyag- és talajréteget a víz a kövek közül kimosta, látványos kőtengerek, kőfolyások jöttek létre. A legszebbek a Pogányvár lávatakarója körül találhatók, de kisebb-nagyobb kiterjedésben ismertek a Salgó, a Somos-kő, a Ragács és a Szár-kő mentén is. A dombtetőkön, lapos térszíneken az elmállott, szétesett üledékek nagyrészt helyben maradtak, csak kis részük szállítódott el kisebb távolságra. Ezek az eluviális-deluviális üledékek főként a Pétervásárai, illetve Füleki Formáció képződményeire jellemzők. Ahol agyagos üledékek is előfordulnak, ott kisebb csuszamlások is létrejöttek. A hegyek lábánál, patakmedrek torkolatánál több helyen halmozódott fel ún. proluviális hordalékkúp. Ilyen hordalékkúp agyagos-köves üledéke ismert például a Würmből Ragyolc és Bükkrét mellől. A kisebb völgyek felső szakaszain az időszakos vízfolyások proluviálisdeluviális üledékei részben a völgyoldali erózió, részben az időszakos vízfolyások által rakódtak le. A völgyeket fiatal törmelékes üledékek töltik ki, amelyek már az utolsó 10 000 év, vagyis a holocén kor termékei. Anyaguk ártéri agyag és agyagos-kavicsos homok, amely a völgytalpak Würm kavicsrétegeire települ. A völgyek holocén kori kitöltésének vastagsága 2–3 m-re tehető. Sokfelé megfigyelhetők a hegyek lábánál, patakmedrek torkolatánál található holocén 35

A

TERMÉSZET VILÁGA

hordalékkúpok agyagos-köves üledékei is. A Gortva-patak és a Rima-folyó folyóvízi üledékei mentén helyenként kisebb mélyedésekben mocsári üledékek is létrejöttek

A

TÁJVÉDELMI KÖRZETEK TERÜLETÉNEK

SZERKEZETI VISZONYAI

A mindenkori felszínen állandóan és folyamatosan vízszintes és függőleges irányú mozgások zajlanak le, elsősorban törésvonalak, vetődések mentén. A szerkezeti mozgásokra vonatkozó ismereteink a térségbeli törésvonalak jellegéből, irányából, a domborzati formák alakjából, valamint a fúrásokból és a szénbányászatból származnak. Alapvetően – leegyszerűsítve – a mozgások két nagyon jellemző típusát különböztethetjük meg: a kéreg széthúzódásával kapcsolatos megnyúlási, ún. extenziós, és az összenyomódást kiváltó, ún. kompressziós mozgásokat. Térségünk a miocén kor legidősebb részétől kezdve, mintegy 23 millió éve belekerült a Kárpátok nagy geodinamikai eseményeinek forgatagába. Ekkor kezdődött el a kelet-alpi–nyugat-kárpáti–észak-pannóniai ALCAPAmikrolemez kelet felé történő „utazása”, ún. extrúziója. Ezt az Adriai-mikrolemez észak felé mozgása váltotta ki, amely nagyméretű kompressziót idézett elő (R ATSCHBACHER, L. et al. 1989, TARI G. – HORVÁTH F. 1995). Az ALCAPA-mikrolemez egyúttal forgó (rotációs) mozgást is végzett az óramutató járásával ellenkező irányban 60–80°-ban (M ÁRTON E. et al. 1995, KOVÁČ , M. – M ÁRTON E. 1998), ez által került térségünk valahonnan a jelenlegi Adria vidékéről mostani helyére. A mozgás elsősorban a mikrolemezeket határoló törésvonalak mentén történt. Az ALCAPA esetében ez északon a Kárpátok szirtövét jelenti, délen pedig a Zágráb–Hernád-vonalat, ami a mikrolemezt a délebbre fekvő Tisza–Dácia-mikrolemeztől elhatárolja. Ezt az északra, majd keletre történő mozgást nagyban elősegítette a külső kárpáti ún. flis öv óceáni kérgének alábukása (szubdukciója) a nyugatkárpáti mikrolemezdarab alá. Az óceáni kéreg alábukása szívóhatást idézett elő, ami a felső köpeny melegebb és könnyebb kőzetanyagának visszafelé áramlását vonta maga után, ez pedig az ALCAPA-mikrolemezben egyrészt keleti irányú mozgást, másrészt pedig széthúzódást (extenziót) idézett elő, elsősorban északkelet– délnyugati irányban. Ennek a széthúzódásnak következményei azok az északnyugat–délkeleti 36

irányú törések voltak, amelyek mentén aztán az Északnyugati-Kárpátok déli részén és a Pannon-medence északi részén süllyedések következtek be. Így jött létre a Pétervásárai- vagy a Füleki-medence is, amelyekben több száz m vastagságú üledék halmozódott fel (VASS , D. et al. 1993, KOVÁČ , M. 2000). A megnyúlás által kiváltott, mélybe nyúló törések mentén savanyú vulkáni kőzetek is benyomultak a kéregbe. A felszínen ez riolit- és riodácittufák leülepedéseként jelent meg. A flis öv alábukása (szubdukciója) folytatódott a középső miocénben is. Ez további extenziót váltott ki, amely aztán a hatalmas mátrai, börzsönyi, korponai, selmeci és polyánai tűzhányók létrejöttéhez vezetett, térségünkben pedig a Karancs és a Sátoros andezitlakkolitjainak felnyomulását idézte elő. A szubdukció utolsó megnyilvánulása volt a pliocén–pleisztocén kori bazaltvulkánosság, ugyanis az alábukás nyomán fellépő kéregtágulás a kéreg elvékonyodását is jelentette, ezáltal a felső köpeny anyaga a mélybe nyúló töréseken keresztül aránylag könnyen tudott a felszínre hatolni. Térségünkben ez sok kis vulkáni centrumot hozott létre, amelyek elhelyezkedésénél többnyire felismerhetők az egykori ÉNy–DK és ÉK–DNy irányú törésvonalak. A tájvédelmi körzetek területének mai képét azonban elsősorban a térség harmadidőszak végi és negyedidőszaki kiemelkedése adta meg. A flis öv szubdukciója ekkor a Kárpátok ívének délkeleti részére tevődött át, ami a Pannon-medencében további húzófeszültségeket váltott ki, felújult a közép-magyarországi Zágráb–Hernád fő törésöv is, amelynek mentén több üledékgyűjtő medence jött létre. További medencék is keletkeztek, többek között a Tisza–Dácia- és ALCAPA-mikrolemez peremrészén, amelyekben tetemes mennyiségű üledék halmozódott fel: például a Jászságimedence üledékeinek vastagsága elérte a 2 km-t. Ez hatalmas nyomást jelentett a kéregre, amelyet egyes könnyebb tömbök izosztatikus emelkedése kellett, hogy kiegyenlítsen. Térségünk effajta emelkedése valószínűleg már a pliocén kezdetén megindult, mivel egyes bazalttal kitöltött ősvölgyek (pl. terbelédi, bénai) szembetűnően északnyugati irányt követnek, tehát egy központi kiemelt gerincnek, amely nagyjából a jelenlegi államhatáron húzódik, akkor már léteznie kellett. A szerkezetképző (tektonikus) mozgások a kőzettesteket átszelő törésvonalak és törési síkok mentén e kőzettestek elvetődését, azaz egymáshoz viszonyított jelentős mértékű

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

elmozdulását eredményezték. A Salgótarján környéki szénbányászat részletesen feltárta a vetődések következtében kialakult pásztás szerkezetet (DZSIDA J. 1944): az ÉNy–DK-i irányú fővetők kiemelt sasbércekre és bezökkent árkokra darabolták fel a területet, és ezeket sakktáblaszerűen tovább tagolták az ÉK–DNy-i irányú mellékvetők. A vetősíkok mentén néhány m-től 150–200 m-ig terjedően „csúsztak” le vagy fel a rétegek. A modern korban ezek a vetők váltak a bányászok rémeivé, mivel egyrészt a vetők mentén játszódtak le a víz- és gázbetörések, másrészt a termelést nagymértékben akadályozta és megdrágította, hogy a széntelepek hirtelen és váratlanul véget értek, és a fejtés során elért vető túlodalán újra kellett a bányavágatokat telepíteni. A lényeges kiemelkedés azonban csak a pleisztocén elején következett be. Csúcspontját a pleisztocén közepén, a Mindelben érte el, majd térségünk a Würmben konszolidálódott (VASS , D. et al. 1986). Az emelkedés ezután megállt, sőt a holocénben már enyhe süllyedést tapasztalhatunk. A holocén patakvölgyekben ezért 2–3 m vastag kitöltés halmozódott fel. A pleisztocén kori kiemelkedés mértéke a központi részen 300 m körül volt, ennyi ugyanis a Pogányvár és a szomszédos bazalttakarók, valamint a környező völgyek talpainak szintkülönbsége. Ez a különbség azonban a peremrészek felé csökken, így például a Cseres-hegység északi részénél, Nagydaróc (Veľké Drávce) mellett már alig éri el a 70 m-t. Mindezek alapján a hegység felboltozódásáról beszélhetünk. Ez a fiatal és aránylag gyors kiemelkedés és a megnövekedett szintkülönbségek következtében felerősödött erózió eredményezte és tette lehetővé tehát a kialakulását azoknak a mély homokkőszurdokoknak, amelyek oly sajátos jelleget kölcsönöznek ennek a gyönyörű tájnak.

FELHASZNÁLT

IRODALOM

Andreánszky Gábor (1953): Adatok a hazai harmadidőszaki erdők ismeretéhez kövült fatörzsek vizsgálata alapján. Földtani Közlöny. 83. 7–9. pp. 278–286. Andreánszky Gábor (1959): Die Flora der sarmatischen Stufe in Ungarn. Budapest. 360 p. Árváné Sós Erzsébet – Balogh Kadosa – Ravaszné Baranyai Lívia (1988): Mezozóos andezit a Nagybátony 324. sz. fúrásban. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi jelentése az 1986. évről. pp. 117–120.

Badasarjan, G. P. – Vass, Dionýz – Konečný, Vlastimil (1968): Result of absolute age determination of rocks in central and eastern Slovakia. Geologicky Zbornik Geologica Carpathica. Bratislava. 19. 2. pp. 419–425. Báldi Tamás (1983): Magyarország oligocén és alsó miocén formációk. Akadémiai Kiadó. Budapest. 292 p. Báldi Tamás (1989): A palócföldi zöldhomokkő-hegyek és az „égi mechanika”. Természet Világa. 113. 11. pp. 522–524. Báldi Tamás (1992): Jelentés „Az észak-magyarországi alsó miocén Szécsényi Slír és a Pétervásárai Homokkő korrelációja” c. SzM 1/92 ill. 19/1992 KFH sz. külső megbízásos munkáról. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Báldi Tamás (1997): Az észak-magyarországi alsó miocén kőzetrétegtani tagolódása. In: Haas János (szerk.): Fülöp József-emlékkönyv. Akadémiai Kiadó. Budapest. pp. 215–230. Báldi Tamás (1998): Magyarországi epikontinentális oligocén képződményeinek rétegtana. In: Bérczi István – Jámbor Áron (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Magyar Olajipari Rt. – Magyar Állami Földtani Intézet. pp. 419–436. Báldi Tamás (2003): Egy geológus barangolásai Magyarországon. Az utolsó húszmillió év nyomában. Vince Kiadó. Budapest. 200 p. Balla Zoltán (1989): A diósjenői diszlokációs öv újraértékelése. A Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet 1987. évi jelentése. pp. 45–57. Balogh Kadosa (1977): Jelentés a Magyar Állami Földtani Intézet és az MTA Atommag Kutató Intézet között 1977. február 25-én létrejött 778 812 ATOMKI témaszámú szerződés keretében 40 db hazai kőzet-, ill. ásványmintán végzett K/ Ar kormeghatározás elvégzéséről. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Balogh Kadosa – Miháliková, Anna – Vass, Dionýz (1981): Radiometric dating of basalts in southern and central Slovakia. Západné Karpaty ser. geol. 7. pp. 113–126. Balogh Kálmán et al. (1966): Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához M34-XXXII Salgótarján. Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest. 155 p. Balogh Kálmán (szerk.) (1991–1992): Szedimentológia I–III. Akadémiai Kiadó. Budapest. 547 p, 355 p, 400 p. Bartkó Lajos (1962): A nógrádi barnakőszén-terület földtani vizsgálata. Kandidátusi értekezés. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Bartkó Lajos (1979): Jelentés a Salgótarján-Észak terület földtani kutatásáról. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. 37

A

TERMÉSZET VILÁGA

Beudant, Francois-Sulpice (1822): Voyage mineralogique et geologique en Hongrie pendant l’anneé 1818. I–III., IV. Atlas. Paris, chez Verdiére, libraire quai des Augistins 25. Bodnár, Ján et al. (1979): Geofyzikálny výskum Lučenskej a Rimavskej kotliny – záverečná správa. Kézirat. Geofond. Bratislava. Böckh Hugó (1903): Geológia II. Stratigrafia. Selmecbánya. pp. 449–893. Böckh János (1906): Igazgatói jelentés. Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1905-ről. pp. 5–31. Budkewitsch, Paul – Robin, Pierre-Yves (1994): Modelling the evolution of columnar joints. Journal of Vulcanology and Geothermal Research. 59. pp. 219–239. Császár Géza (szerk.) (1997): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. Táblázatok és rövid leírások. Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest, 114 p. Csepreghyné Meznerics Ilona (1951): A salgótarjánvidéki slír és pectenes homokkőfaunája. Földtani Közlöny. 81. 7–9. pp. 303–319. Csepreghyné Meznerics Ilona (1953): A salgótarjáni kőszénfekvő rétegek faunája és kora. Földtani Közlöny. 83. 1–3. pp. 35–56. Dienes István (1971): Klinopiroxén megakristályok a medvési bazaltból. A Magyar Állami Földtani Intézet évi jelentése az 1968. évről. pp. 125–130. Dornyay Béla (1933): Beudant 1818-dik évi tanulmányútja Salgótarján vidékén. Salgótarjáni Könyvek 1. 31 p. Dzsida József (1944): A Salgótarjáni Kőszénbánya R.T. nógrádi szénbányászatának története 1868– 1943-ig. Salgótarjáni Kőszénbánya Rt. Bányaigazgatósága. Salgótarján. 180 p. Embey-Isztin Antal – Dobosi Gábor (1997): A Kárpát–Pannon Térség neogén alkáli bazaltjainak nyomelem- és izotópgeokémiai viszonyai: következtetések a köpenybeli forráskőzetek jellegeire. Földtani Közlöny. 127. 3–4. pp. 321–351. Eötvös Ervin (1958): Szárazföldi vörösagyag képződmények a Budai-hegységben. Földtani Közlöny 88. 2. pp. 221–227. Eszterhás István (1988): A magyarországi bazaltbarlangok kutatásainak eredményei. Karszt és Barlang 1. pp. 15–20. Eszterhás István (1991): A Medves–Ajnácskői-hegység barlangjai. Kézirat. Eszterhás István (1997): Konzekvenciabarlangok vulkáni kőzetekben. Karszt és Barlang 1–2. pp. 55–60. Erdélyi János (1942): A sátorosi andezitbánya hidrotermális ásványai. Földtani Közlöny 72. 4–12. pp. 192–221. Fejfar, Oldřich (1964): The Lower Villafranchian Vertebrates from Hajnáčka near Filákovo in Southern Slovakia. Ústredny Ústav Geologický 30. Praha. pp. 1–115. 38

Ferencz Károly (1998): Beudant, a király geológusa. Bazaltjaink francia szemmel. Élet és Tudomány 53. 43. pp. 1359–1362. Forgó László (1984): A szilváskő-pusztai homokbánya összefoglaló földtani és készletszámítási jelentése. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Franko, Ondrej – Vass, Dionýz (1981): Výskyt a pôvod CO2 vo vrte FV-1, Blhovce. Geol. práce 74. pp. 121–132. Fuchs, Theodor (1879): Über neue Vorkommnisse fossiler Säugetiere von Jeni Saghra in Rumänien und von Ajnácskő in Ungarn, nebst einigen allgemeinen Bemerkungen über die sogennante pliozäne Säugetier-fauna. Verhandlung der Geologische Reichanstalt 3. Wien. Fülöp József (1990): Magyarország geológiája. Paleozoikum I Akadémiai Kiadó, Budapest. 325 p. Fülöp József (1994): Magyarország geológiája. Paleozoikum II. Akadémiai Kiadó, Budapest. 445 p. Gaál, Ľudovít (1993): Geologická stavba Štátnej prírodnej rezervácie Šomoška so zreteľom na jej prírodné hodnoty. Naturea Tutela 2. Liptovský Mikuláš. pp. 33–46. Gaál, Ľudovít (2000): Geologická stavba Pohanského hradu so zreteľom na ochranu anorganických prírodných hodnôt. Ochrana prírody 18. Banská Bystrica. pp. 5–22. Gaál, Ľudovít (2006): Mučínska jaskyňa – nová náučná lokalita v Cerovej vrchovine. Aragonit 11. Liptovský Mikuláš. Gaál, Ľudovít – Eszterhás István (1990): Pseudokrasové jaskyne Cerovej vrchoviny – otázky genézy a rozšírenia. Slovenský kras 28. Liptovský Mikuláš. pp. 71–102. Gaál, Ľudovít – Konečný, Vlastimil (1995): Geologická stavba Steblovej skaly v Cerovej vrchovine s dôrazom na jej prírodné hodnoty. Naturae tutela 3. Liptovský Mikuláš. pp. 115–124. Gyalog László – Budai Tamás (2004): Javaslatok Magyarország földtani képződményeinek litosztratigráfiai tagolására. A Magyar Állami Földtani Intézet évi jelentése 2002-ről. pp. 195–232. Gyalog László (szerk.) (2005): Magyarázó Magyarország fedett földtani térképéhez (az egységek rövid leírása) 1:100 000. Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest. 188 p. Haas János (szerk.) (1996): Magyarázó Magyarország földtani térképe a kainozoikum elhagyásával és Magyarország szerkezetföldtani térképe című térképlapokhoz. Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest. 186 p. Haas János – Juhász Györgyi – Sztanó Orsolya (1998): Merre tart a szedimentológia? Az üledékképződési folyamatok dinamikája. Földtani Közlöny 128. 1. pp. 71–91.

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

Hably Lilla (1985): Ipolytarnóc alsó miocén korú flórája. Geologica Hungarica Series Paleontologica 44–46. pp. 73–255. Hámor Géza (1971): A Kisterenye–Gyulakeszi (Nógrád m.) ottnangien fácies-sztratotípus. A Magyar Állami Földtani Intézet évi jelentése az 1969. évről. pp. 199–212. Hámor Géza (1985): A Nógrád–Cserháti kutatási terület földtani viszonyai. Geologica Hungarica Series Geologica 22. 307 p. Hámor Géza (1997): A magyarországi miocén fejlődéstörténete és ősföldrajza. In: Haas János (szerk.): Fülöp József-emlékkönyv. Akadémiai Kiadó. Budapest. pp. 231–250. Hámor Géza (1998): A magyarországi miocén rétegtana. In: Bérczi István – Jámbor Áron (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Magyar Olajipari Rt. – Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest. pp. 437–452. Hámor Géza (2001): Miocene paleogeography of the Carpathian Basin. Explanatory notes to the Miocene paleogeographic maps of the Carpathian Basin 1 : 3 000 000. Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest. 71. p. Hámor Géza – Balogh Kadosa – Ravaszné Baranyai Lívia (1978): Az Észak-magyarországi harmadidőszaki formációk radiometrikus kora. A Magyar Állami Földtani Intézet évi jelentése az 1976. évről. pp. 61–72. Hámor Géza – Ravaszné Baranyai Lívia – Balogh Kadosa – Árvainé Sós Éva (1979): K/Ar dating of Miocene pyroclastic rocks in Hungary. Ann. Géol. Pays Hellen. H.S.2. pp. 491–500. Hámor Géza – Ravaszné Baranyai Lívia – Halmai János – Balogh Kadosa – Árváné Sós Erzsébet (1987): Dating of miocene acid and intermediate volcanic activity in Hungary. Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 70. pp. 149–154. Harangi Szabolcs (2000): A medence belseji alkálibazalt-vulkánosság. In: Karátson Dávid (szerk.): Magyarország földje. Pannon enciklopédia. Kertek 2000 Kiadó. pp. 69–71. Hauer Ferenc (1867–1874): Geologische ÜbersichtsKarte der Österreichisch-Ungarischen Monarchie. 1: 575 000. Wien. Hermann Margit (1941): Daten zur petrographishen Kenntnis des Bagolyvárberges von Sőreg (in Ungarn). Annales Musei Nationalis Hungarici 34. pp. 16–22. Hír János (2000): Évmilliók üzenete Nógrádban. Állandó kiállítás a Pásztói Múzeumban. Hojstričová, V. – Vass, Dionýz – Žáková, Eva (1995): Kontaktné a hydrotermálne účinky šiatorskej intrúzie na sedimenty fiľakovského súvrstvia (Cerová vrchovina). Mineralia Slovaca 27. pp. 20–28.

Holec, Gejza (1968): Staré odstavené uhoľné bane na Slovensku. Zborník Slov. Ban. múz. 4. Banská Štiavnica. pp. 83–100. Hovorka, Dušan – Lukáčik, Eduard (1972): Xenoliths in andesites of the massifs Karanč and Šiator (Southern Slovakia) and their geological interpretation. Geologica Carpathica 23. 2. pp. 297–309. Jánosi Melinda (1984): A Nógrád–Gömöri bázisos vulkanitok kőzet- és megakristály-zárványainak kőzettani-geokémiai vizsgálata. ELTE Szakdolgozat. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Józsa Gábor – Nagy Elemér – Radócz Gyula – Raincsák György (1985): Jelentés a Karancs-hegy, ÉSZAKKŐ kőfejtőjéből bejelentett színesérc indikáció vizsgálatáról. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Józsa Gábor – Kéri János (1973): Nógrád megye kőbányászati helyzetképe. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Jugovics Lajos (1934): A medvesi bazalttakaró felépítése és kristálytufája. MTA Matematikai és Természettudományi Értesítője 51. pp. 443–470. Jugovics Lajos (1940a): Adatok a Somoskő és Rónabánya-környéki bazaltelőfordulások ismeretéhez. A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi jelentése az 1933–35. évekről 4. pp. 1511–1516. Jugovics Lajos (1940b): A nógrád–gömöri bazalthegyek. Természettudományi Közlöny 72. pp. 421–434. Jugovics Lajos (1942): Salgótarján és Bárna környékén előforduló bazaltok és bazalttufák. A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi jelentése 1936–38. évekről 2. pp. 957–969. Jugovics Lajos (1944): Adatok a Nógrád–Gömöri bazaltterület ismeretéhez. Beszámoló a Földtani Intézet Vitaüléseinek munkálatairól. 6. szakülés. In: A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi jelentése 1944-ről. pp. 277–329. Jugovics Lajos (1948): Somoskő–Fülek–Ajnácskő között települő bazaltelőfordulások. A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi jelentése 1939–1940-ről. pp. 1–50. Jugovics Lajos (1965): Karancs-hegy kőzettani-kőzetmechanikai viszonyai és kőterületének készletszámítása. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Jugovics Lajos (1971): Észak-magyarországi – Salgótarján környéki – bazaltterületek. A Magyar Állami Földtani Intézet évi jelentése az 1968. évről, pp. 145–165. Kantor, Ján – Wiegerová, Viera (1981): Radiometric ages of some basalts of Slovakia by K/Ar method. Geologica Carpathica 32. pp. 29–34. Karátson Dávid (1998): Vulkanológia I. ELTE Eötvös Kiadó. Budapest. 237 p. 39

A

TERMÉSZET VILÁGA

Kéri János (1973): Nagybátony 324/I. sz. szerkezet és vízkutató fúrás. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattára. Kéri János (1975): Építésföldtani szakvélemény. Töltésagyag lelőhely kijelölésére a Salgótarján Sebaj-lakótelep durva tereprendezéséhez. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Kéri János (1978): Salgótarján és környéke építésföldtani vizsgálatának eredményei. Kandidátusi értekezés. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Klubert, Ján et al. (1986): Záverečná správa úlohy Rimavská a Lučenská kotlina, hnedé uhlie. Kézirat. Geofond. Bratislava. Koch Antal (1903): Tarnócz Nógrád megyében, mint kövült czápafogak új gazdag lelőhelye. Földtani Közlöny 33. pp. 22–44. Koch Antal (1904): Basaltlakkolith az ajnácskői Várhegyben. Földtani Közlöny 34. 5–7. pp. 242–244. Kocsis László (2003): Az ipolytarnóci cápafogak revíziója. 6. Magyar Őslénytani Vándorgyűlés. Program, előadáskivonatok, kirándulásvezető. Zirc. Konečný, Vlastimil – Lexa, Jaroslav – Balogh Kadosa – Konečný, Patrik (1995): Alkali basalt volcanism in southern Slovakia: volcanic forms and time evolution. Acta Volcanologica 7. 2. pp. 167–171. Konečný, Vlastimil – Lexa, Jaroslav – Balogh Kadosa (1999): Neogene-Quaternary alkali basalt volcanism in Central and Southern Slovakia (Western Carpathians). Geolines 9. pp. 67–75. Konečný, Vlastimil (ed.) (2004): Guidebook to the Southern Slovakia Alkali Basalt Volcanic Field. ŠGÚDŠ. Bratislava. Kordos László – Solt Péter (1984): A magyarországi miocén tengeri gerinces faunaszintek vázlata. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi jelentése az 1982. évről. pp. 347–351. Kormos Tivadar (1917): Az ajnácskői pliocén rétegek és faunájuk. A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi jelentése 1915-ről. Budapest. pp. 524–541. Kováč, Michal (2000): Geodynamický, paleogeografický a štruktúrny vývoj Karpatsko-panńskeho regińu v miocéne: nový pohľad na neogénne panvy Slovenska. SAV Bratislava. pp. 1–202. Kováč, Michal – Márton Emőke (1998): To rotate or not to rotate: Palinspastic reconstruction of the Carpatho-Pannonian area during the Miocene. Slov. Geol. magaz. 4. 2. Bratislava. pp. 75–85. Koroknai Balázs – Horváth Péter – Balogh Kadosa – Dunkl István (2001): Alpine metamorphic evolution and cooling history of the Veporic crystalline basement in Northern Hungary: new petrological and geochronological constraints. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau) 90. 3. pp. 740–751. 40

Kőolajipari Tröszt (1960): Jelentés a Somoskőújfalu 3/29005. sz. kúton végzett gázmérésről. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Krenner József Sándor (1867): Ajnácskő ősemlősei. Magyarhoni Földtani Társulat Munkálatai 3. Pest. pp. 114–132. Kubinyi Ferenc (1843): Nógrád megye ásvány-földtani és ezzel összeköttetésben lévő status gazdasági tekintetben. Magyar Orvosok és Természetvizsgálók vándorgyűlésének Munkálatai 3. Besztercebánya. pp. 7–13. Kubinyi Ferenc (1863): Ajnácskői ősemlősök. Magyarhoni Földtani Társulat Munkálatai 2. Pest. pp. 77–89. Kubinyi Ferenc – Vahot Imre (1853–54): Magyarország és Erdély képekben. I–IV. kötet. Emich Gusztáv Könyvnyomdája. Pest. 132 p, 161 p, 140 p, 130 p. Lelkesné Felvári Gyöngyi (1998): A Börzsöny és a Cserhát aljzatából ismert metamorf képződmények rétegtana. In: Bérczi István – Jámbor Áron (szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. Magyar Olajipari Rt. – Magyar Állami Földtani Intézet. pp. 87–92. Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet (1970): Jelentés a Salgótarján környékén végzett komplex geofizikai kutatásról. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Márton Emőke – Vass, Dionýz – Túnyi, Igor (1995): Mladoterciérne rotácie megajednotky Pelso a pril’ahlých centrálnych západných Karpát. In: Hamršmíd, B. (ed.): New results in Tertiary of West Carpathians II. Knihovnicka ZPN. 16. Hodonín. pp. 97–108. Márton Péter (1990): Jelentés. Paleomágneses vizsgálatok É-Magyarországon II. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Meyer, Hermann von (1867): Die fossilen Reste des Genus Tapirus. Palaeontographica 15. 4. Kassel. pp. 159–200. Miháliková, Anna (1966): Petrografická a petrochemická charakteristika bazaltov juhovýchodného Slovenska. Západné Karpaty 5. Bratislava. pp. 151–199. Miháliková, Anna – Šímová, Marta (1989): Geochémia a petrológia miocénno-pleistocénnych alkalických bazaltov stredného a južného Slovenska. Západné Karpaty 12. Bratislava. pp. 7–142. Mocsáry Antal (1826): Nemes Nógrád vármegyének Históriai, Geographiai, és Statisztikai Esmertetése I–IV. Pest. Nagymarosy András (2000): Magyarországi oligocén. In: Karátson Dávid (szerk.): Magyarország földje. Pannon enciklopédia. Kertek 2000 Kiadó. pp. 113–115. Němejc, František (1967): Paleofloristické studie v neogénu Slovenska. Sborn. Národ. Mus. 23. 1. Praha. pp. 1–32.

FÖLDTANI

FELÉPÍTÉS , SZERKEZETI VISZONYOK, FÖLDTANI ÉRTÉKEK

Nemecz Ernő (1944): A Karancs-hegységi andezit kőzettani vizsgálata. ELTE Szakdolgozat. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Németh Károly – Martin, Ulrike (2001): Gyakorlati vulkanológia. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Id. Noszky Jenő (1912): A palóc Olympos és környéke. In: Lasz Samu (szerk.): Földrajzi olvasókönyv I. Magyarország. pp. 194–205. Id. Noszky Jenő (1926): A magyar középhegység ÉK-i részének oligocén-miocén rétegei: I. Az oligocén. Annales Musei Nationalis Hungarici 24. pp. 287–330. Id. Noszky Jenő [Felvidéki néven] (1930): A nógrádgömöri bazaltvulkánok. Ifjúság és Élet 1930. 5. 14. pp. 326–329., 5. 15. pp. 7–20., 5. 16. pp. 298– 302., 5. 17. pp. 357–359., 5. 18. pp. 27–29. Id. Noszky Jenő (1931): A magyar középhegység ÉK-i részének oligocén-miocén rétegei: II. A miocén. Annales Musei Nationalis Hungarici 27. pp. 159–237. Id. Noszky Jenő (1940): Vándorlások a Palócföldön. Atheneum. 164 p. Id. Noszky Jenő – Hermann Margit – Nemesné Varga Sarolta (1952): A keletnógrádi andezitek. Földtani Közlöny 77. 1–3. pp. 8–36. Ódor László (1962): A Karancs-hegység kőzettani és földtani viszonyai. Földtani Közlöny 92. 4. pp. 387–399. OFKFV (1971): Somoskőújfalu 3. sz. fúrás befejező jelentése. Újravizsgálat. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Ondrejičková, A. (1972): Eggenburgian mollusc of Southern Slovakia. Západné Karpaty 16. Bratislava. pp. 5–147. Pálfy József – Mundil, Roland – Renne, Paul R. – Bernor, Raymond L. – Kordos László: U-Pb and 40Ar/39Ar dating of the Miocene fossil track site at Ipolytarnóc Hungary and its implications. Earth and Planetary Sciences. (In press.) Papp, Adolf et al. (1973): Chronostratigraphie und Neostratotypen: Miozän der Zentralen Paratethys 3, Ottnangien. SAV Bratislava. pp. 7–841. Paul, C. M. (1866): Das Tertiärgebiet nördlich von der Matra in Nordungarn. Jahrbuch der k. u. k. Geologischen Reichanstalt 16. Wien. pp. 515– 525. Pojják Tibor (1956): A Medvés-fennsík bazalttufája. Földtani Közlöny 86. 4. pp. 462–471. Prakfalvi Péter (1989): A szilváskői (Nógrád megye, Rónabánya) hasadékrendszer kialakulása. Kézirat. Prakfalvi Péter (1992): A mátraszelei (Nógrád megye) eggenburgi korú, ophiuroideás rétegek földtani viszonyai. Magyar Állami Földtani Intézet Évi jelentése az 1990. évről. pp. 481–494.

Prakfalvi Péter (1993): A sóshartyáni Jodaqua kutatástörténete és földtana. Polár Stúdió. Salgótarján. 48 p. Prakfalvi Péter (1994/a): A „fúró” víz. Amit a kisterenyei ásványvízről tudni kell. Bátonyterenye Önkormányzata. 40 p. Prakfalvi Péter (1994/b): A „kincsrejtő” szilaspogonyi Kiskő. Polár Stúdió. Salgótarján. 12 p. Prakfalvi Péter (1999): A Pécskő és környezetének földtani felépítése. Stromfeld Aurél SZKI Műemlékvédelmi Diákköre. Salgótarján. 11 p. Prakfalvi Péter – Balogh Kadosa (1998): Neogén vulkanitok a Kárpát–Pannon régióban. Északmagyarországi bazaltok. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Princz Gyula (1887): Bárna környékének földtani térképe. 1:3600. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Pristaš, Ján – Schmidt Zoltán (1977): Find of Mammuthus primigenius (Blumenbach) 1799 from the environs of Chrámec (Rimavská kotlina basin, Southern Slovakia). Západné Karpaty 2–3. Bratislava. pp. 241–248. Raczkiewicz, Mattheus (1873): Hipsometrisch-Geologische Karte der Kohlenterrains der Salgó Tarján. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Radványi Ferenc (1710–1716): Adatok Nógrád megye történetéhez. Kézirat. Nógrád megyei Levéltár. Ratschbacher, Lothar et al. (1989): Extension in compressional orogenic belts: The Eastern Alps. Geology 17. pp. 404–407. Ravaszné Baranyai Lívia (1985): A mátraszelei tufabánya riolit-ártufa anyagának ásvány-kőzettani vizsgálata. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Ravaszné Baranyai Lívia – Ilkeyné Perlaki Elvira – Prakfalvi Péter (1998): Az 1997. évi kutatási munkák a „Karancsi” területen. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Repčok, Ivan (1981): Datovanie niektorých stredoslovenských neovulkanitov metódou stôp po delení uránu (fission track). Západné Karpaty seria mineralógia, petrografia, geochémia, metalogenéza 8. Bratislava. pp. 59–104. Rimamurány Salgótarjáni Vasmű Rt. (1887–1945): Az Rt. salgóbányai kőszénbányászatának iratai. Nógrád Megyei Levéltár XI. 8. Műszaki Iratok 3. Rozlozsnik Pál – Emszt Kálmán (1911): A Medveshegység bazaltos kőzetei. Földtani Közlöny 61. 3–4. pp. 252–272. Sabol, Martin et al. (2004): Early Villanyian site of Hajnáčka I (Southern Slovakia). Gemer-Malohont Museum. Rimavská Sobota. pp. 1–143. Schafarzik Ferenc (1889): Trachytjaink néhány ritkább zárványáról. Földtani Közlöny 19. 11–12. Budapest. pp. 406–411. 41

A

TERMÉSZET VILÁGA

Schafarzik Ferenc (1899): Adatok az ajnácskői Csontos-árok geologiai ismeretéhez. Földtani Közlöny 29. 10–12. pp. 335–338. Schafarzik Ferenc (1904): A Magyar Korona Országai területén létező kőbányák részletes ismertetése. Magyar Királyi Földtani Intézet, Budapest. 413 p. Schafarzik Ferenc (1911): Kirándulás a nógrádi Medves hegységbe. Kézirat. Magyar Geológiai Szolgálat Adattár. Scholtz Margit (1917): A Karancs-hegység andezitjei. Földtani Közlöny 47. 4–9. pp. 224–237. Schréter Zoltán (1919): Salgótarján környékének hidrogeológiai viszonyai. Hidrológiai Közlemények 2. 1. pp. 82–102. Šefara, Ján et al. (1971): Geofyzikálny výskum Lučensko-rimavskej kotliny, správa o prácach za rok 1970. Kézirat. Geofond. Bratislava. Shvoy Miklós (1874–1875): Nógrád megye leírása. In: Judik Dorottya (szerk.) (2006): Adatok, források és tanulmányok a Nógrád Megyei Levéltárból 51. Simoncsics Pál (1959): A Salgótarján vidéki miocén barnakőszén palinológiai vizsgálata. Földtani Közlöny 89. 1. pp. 71–84. Solt Péter (1992): A kazári cápafogas réteg halmaradványai. A Magyar Állami Földtani Intézet Évi jelentése az 1990. évről. pp. 495–499. Szabó Csaba – Nagy Béláné – Solymos Kamilla (1980): The genesis of garnets in the andesites of the Karancs-hill. Ann. Univ. Sci. Rolando Eötvös Nom. Sep. Sect. Geol. 22. pp. 197–208. Szabó József (1861): Ajnácskő geológiai viszonyai. Természettudományi Közlemények 2, pp. 84–94. Szabó József (1865): Pogányvár hegy Gömörben, mint bazaltkráter. Mathematikai és Természettudományi Közlemények. 3. Pest. pp. 320–373. Szabó József (1869): Heves és Külső Szolnok megyék földtani leírása. A Magyar Orvosok és Természetvizsgálók XIII. nagygyűlésének történeti vázlata és munkálatai. pp. 76–122. Szabó József (1879): Gránát és cordierit (dichroit) szereplése a magyarországi trachitokban. MTA Értekezései a természettudomány köréből 9. 23. pp. 3–37. Szentes Ferenc (1943): Salgótarján és Pétervására közötti terület. Magyar Tájak Földtani Leírása V. Magyar Királyi Földtani Intézet. Budapest. 57 p. Szepesházy Kálmán (1942): A gömöri Ajnácskő környékének bazaltos kőzetei. Mathematikai és Természettudományi Értesitő 61. pp. 1028–1069. Sztanó Orsolya (1994): The tide-influenced Pétervására Sandstone, early Miocene, Northern Hungary: sedimentology, paleogeography and basin development. Geologica Ultraiectina Mededelingen 42

van de Facultiet Aardwetenschappen Universiteit Utrecht 120. pp. 1–154 Tari Gábor – Horváth Ferenc (1995): Middle Miocene extensional collapse in the Alpine-Pannonian transitional zone. In: Horváth F. et al. (eds.): Extensional collapse of the Alpine orogene and hydrocarbon prospects in the basement and fill of the western Pannonian Basin. Guidebook of AAPG Intern. Confer. 6. Nice. pp. 75–105. Tóth M. (1882): Magyarország ásványai különös tekintettel termőhelyeik megállapítására. Budapest. 565 p. Vadász Elemér (1956): Az „apoka” név jelentése. Földtani Közlöny 86. 1. p. 93. Vadász Elemér (1963): Magyarországi kövesedett famaradványok földtani kérdései. Földtani Közlöny 93. 4. pp. 505–544. Vass, Dionýz – Elečko, Michal (1982): Litostratigrafické jednotky kišcelu až egenburgu Rimavskej koltiny a Cerovej vrchoviny (južné Slovensko). Geol. práce 77. pp. 111–124. Vass, Dionýz – Elečko, Michal (1992): Vysvetlivky ku geologickej mape Lučenskej kotliny a Cerovej vrchoviny 1:50 000. Geol. ústav D. Štúra. Bratislava. pp. 7–196. Vass, Dionýz – Elečko, Michal – Pristaš, Ján (1986): Klenba Cerovej vrchoviny – mladá štruktúra na južnom Slovensku. Geol. práce 84. pp. 135–140. Vass, Dionýz et al. (1988): Štruktúrny vrt FV-1 Blhovce. Regionálna geol. Západnych Karpát 23. Bratislava. pp. 7–86. Vass, Dionýz et al. (2000): Origin of the Pliocene Vertebrate Bone Accumulation at Hajnáčka, Southern Slovakia. Geologica Carpathica 51. 2. pp. 69–82. Vitális István (1934): A Salgótarján–Egercsehi szénmedence, tekintettel az alsómiocén szén és a „schlier” földtani viszonyára. Matematikai és Természettudományi Értesítő 52. pp. 287–313. Vitális Sándor (1939): Salgótarján megyei város vízellátása. Hidrológiai Közlöny 18. pp. 1–20. Vitális Sándor (1941): Újabb hidrogeológiai adatok Salgótarján környékéről II. Hidrológiai Közlöny 21. 1–6. pp. 29–35. Vitális Sándor (1961): Életnyomok a salgótarjáni barnakőszénmedencében. Földtani Közlöny 91. 1. pp. 3–19. Zipser, Ch. A. (1817): Versuch eines topographisch mineralogischen Handbuches von Ungarn. Oedenburg. 440 p. Zepharovich, V. (1859): Mineralogischen Lexicon für des Kaisserthum Österreich. Band I. Wien. pp. 1–627. Zorkovský, Belo (1950): Chemická povaha granátov z granátových andezitov od Tisovca a Šiatoroša. Geol. sborník 1. 1. pp. 225–231.